岩石学报  2017, Vol. 33 Issue (6): 1893-1918   PDF    
塔里木盆地阿克苏地区下寒武统玉尔吐斯组两套黑色岩系的差异及成因
杨宗玉1,2, 罗平1,2, 刘波1, 刘策2, 马洁3, 陈斐然2    
1. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871;
2. 中国石油勘探开发研究院, 北京 100083;
3. 四川省地质矿产勘察开发局物探队, 成都 610072
摘要: 玉尔吐斯组黑色页岩是塔里木盆地寒武系盐下最具有潜力的烃源岩之一,普遍认为其沉积于统一、相似的沉积环境(斜坡相),而作者的研究结果与上述结论不符。为了探讨两套在岩石矿物组合方面完全不同的黑色岩系分布规律和成因,并重建其各自的沉积模式,本文对研究区12条剖面进行了详细描述、测量,从沉积学特征、岩矿鉴定入手,结合扫描电子显微镜、X-衍射、地球化学等分析手段,着重研究了库勒剖面和于提希剖面两套黑色岩系的沉积学特征和地球化学特征差异。沉积层序、岩石矿物组合、微量元素富集系数、氧化还原敏感元素比值(V/(V+Ni)、V/Cr、U/Th)、REE+Y配分模式、有机质含量以及饱和烃色谱特征分析结果表明:两套黑色页岩均为有机质高度富集的,处于热成熟生油阶段的海相优质烃源岩(干酪根类型Ⅱ1-Ⅱ2型,第一套黑色页岩TOC均值为5.37%,第二套TOC均值为1.46%),均沉积于海水氧化-还原分层的还原环境,但各自的空间展布规律和控制因素差异较大。建立了热液喷流缺氧模式和斜坡缺氧沉积模式:第一套黑色页岩主要沉积于第一个旋回海侵高峰期水体较深、沉积速率较高的内缓坡,其发育主要受热液喷流活动、微生物活动以及氧化还原条件影响,分布范围广,台内厚,缓坡带薄,靠近台内或台地内部热液喷流中心的裂洼陷主要控制着该套黑色页岩的展布,成烃生物以底栖藻类、细菌为主,少量浮游藻类为辅;而第二套黑色页岩主要沉积于第二旋回海侵初期水体不断变深的中-外缓坡低能带,其发育主要受古生产力、氧化还原条件以及古地形(斜坡陡缓)控制,分布范围局限,外缓坡带厚度较稳定,靠近台内不发育,成烃生物以浮游藻类为主,微生物和低等水生生物为辅,其发育条件则在台缘中-外缓坡更为有利。
关键词: 玉尔吐斯组     黑色页岩     沉积学特征     地球化学特征     控制因素    
The difference and sedimentation of two black rock series from Yurtus Formation during the earliest Cambrian in the Aksu area of Tarim Basin, Northwest China
YANG ZongYu1,2, LUO Ping1,2, LIU Bo1, LIU Ce2, MA Jie3, CHEN FeiRan2    
1. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China;
2. Research Institute of Petroleum Exploration & Development, Beijing 100083;
3. Geophysical Prospecting Team, Sichuan Bureau of Geology & Mineral Resources, Chengdu 610072, China
Abstract: It is generally believed that the black shale of Yurtusi Formation, one of the most potential hydrocarbon source rocks under Cambrian gypsum-salt bed in Tarim Basin, Northwest China, deposited in a uniform and similar sedimentary environment (slope facies), however, the results of the study are inconsistent with the above conclusions. In order to investigate the distribution and origin analysis of two black rock series observed in outcrop with completely different association of rock and mineral, and reconstruct respective depositional models, we conduct a detailed description and measurement of 12 profiles in the study area, from the perspective of sedimentology characteristics and identification of rock and minerals, combining with the methods of scanning electron microscope, XRD, and geochemical analysis, and focus on the study of the sedimentary and geochemical characteristic differences of two black rock series in Kule and Yutixi profiles. Sedimentary sequence, rock mineral assemblage, microelement enrichment coefficient, redox sensitive element ratio (V/(V+Ni), V/Cr, U/Th), REE+Y distribution pattern, organic matter content and saturated hydrocarbon chromatographic characteristics show that both sets of black shales, highly enriched in organic matter, are marine high-quality source rocks at the stage of thermal mature oil generation (kerogen type: Ⅱ1-Ⅱ2; mean TOC of the first black shale: 5.37%, mean TOC of the second black shale: 1.46%), depositing in the reductive environment of seawater oxidation-reduction stratification, but the differences of their spatial distribution and control factors are larger. And then according to the conclusions above we establish two deposition models: one is the hydrothermal jet hypoxia model, and the other is the slope hypoxia model. The first black shale (thick in platform, thinn in platform margin), which is deposited in the inner ramp rifted sag with relatively deep water and high deposition rate during the period of transgressive peak (the first cycle), mainly controlled by hydrothermal exhalative activities, microbial processes and redox conditions, is wildly distributed and dominated by rifted sags in the center of the hydrothermal field near the platform or in the platform. Hydrocarbon-forming organisms of the first black shale are dominated by benthic algae, bacteria, supplemented by a small amount of planktonic algae, and its condition of development is more favorable in platform sag. While, the second black shale (stable and thick in outer ramp, pinch-out in the inner of platform), which is deposited in low energy zone of outer ramp with deepening water during the period of early transgressive (the second cycle), mainly controlled by paleo-productivity, redox conditions and paleotopography (slope gradient), is locally distributed. Hydrocarbon-forming organisms of the second black shale are dominated by the phytoplankton, supplemented by microbes and lower hydrobiont, and its condition of development is more favorable in outer ramp of platform margin.
Key words: Yurtus Formation     Black shale     Sedimentology characteristics     Geochemical features     Controlling factors    

黑色岩系(Black Rock Series,简称BR;第一套黑色岩系简称为BR1,第二套黑色岩系简称为BR2) 是海相富有机质细粒沉积岩的总成,地壳中分布广泛,包括深灰-黑色硅质岩、泥质岩(含凝灰岩层)、硅质页岩、粉砂岩及少量碳酸盐岩、沉积磷块岩和重晶石岩等(范德廉等, 1991),是一种在缺氧或贫氧的底层水形成的具有一定沉积学、古生态学和地球化学特征的黑色细粒岩层(Tyson, 2004) 。在阿克苏地区,下寒武统底部黑色岩系广泛分布,不仅是塔里木盆地海相重要的优质烃源岩,也是多元素富集层(如磷矿:P2O5工业品位约20.08%、钒矿:V2O5工业品位约0.68%、重晶石矿等),而且其不仅仅在塔里木盆地西北缘和东北缘出露,在其他大陆也广泛分布,如加拿大、西伯利亚、波罗地、华南和澳大利亚等陆块的下寒武统底部(层位稳定,Ro多处于成熟-过成熟阶段,干酪跟以Ⅰ-Ⅱ型为主)(梁薇等, 2011; 陈妍等, 2014),映射了埃迪卡拉纪-寒武纪(Ediacaran-Cambrian, 简称E-C)转折时期特殊的古地理海洋环境。

E-C转折时期是地质历史关键时期,全球构造格局和海洋环境方面发生重大变化。E-C时期Rodinia超大陆的裂解和Gondwanan超大陆的聚合(Veevers, 2004; Collins and Pisarevsky, 2005),及伴生Iapetus大洋(古大西洋)的开启(Hartz and Torsvik, 2002; Mccausland et al., 2007)和Transgondwanan超级火山链的形成(可能是地球历史上最大规模的陆陆碰撞)(Campbell and Squire, 2010)等构造事件,控制着全球构造格局和地质演变。此背景导致了强烈的大陆风化作用(Squire et al., 2006),海水持续性缺氧(氧化还原条件)(Kimura and Watanabe, 2001),广泛的海底热液活动(发育含磷质薄层状硅质岩)(Chen et al., 2009; Zhou et al., 2014),海洋生物的大繁荣(Zhang et al., 2014; 李超和金承胜, 2015),以及广泛的海侵(Haq and Schutter, 2008) 。因此该套黑色岩系引起沉积学、构造地质学、地球化学等多种学科专家的兴趣和重视,这不仅是因为它具有重要的经济价值(如优质烃源岩、富含多种金属或非金属矿物),而且它还是地球演化过程中特定地质环境下的沉积产物,有助于重塑地球演化历史和演化过程(范德廉等, 2004) 。

鉴于此,笔者对塔里木盆地西北缘阿克苏地区玉尔吐斯组野外露头进行了详细测量,发现了两套矿物、岩石组合完全不同的黑色岩系,前人(戈一伟和李坤, 2014; 陈强路等, 2015; 潘文庆等, 2015; 熊冉等, 2015) 笼统的将其归为一套黑色岩系可能磨灭了两套黑色岩系部分沉积学和地球化学特征,为研究其控制因素和展布规律带来困扰。本文尝试从露头中观沉积学特征、岩矿鉴定入手,结合扫描电子显微镜、X-衍射、有机地化等分析手段,探讨玉尔吐斯组两套黑色岩系的矿物/岩石组合、沉积环境变化以及沉积模式,为预测塔里木盆地早寒武世早期烃源岩的展布提供理论依据。

1 地质背景

研究区位于塔里木盆地西北缘柯坪断隆区,地处阿克苏-乌什-柯坪三县交汇处(图 1) 。北邻南天山褶皱带和库车山前拗陷,南邻塔中隆起西段巴楚断起区,总面积约6800km2。柯坪断隆呈北东向展布,地势北高南低,海拔1100~3000m之间,山系北东向延伸,为西北缓东南陡的单面山。

图 1 新疆阿克苏地区地质图及野外剖面位置(据新疆维吾尔自治区地质局区域地质测量大队, 1996修改) Fig. 1 Geological sketch of Aksu area of Xinjiang and the location of the measured sections

① 新疆维吾尔自治区地质局区域地质测量大队. 1996. 1:20万地质图K-44-26(乌什幅)

古塔里木板块形成于晚元古宙,自早埃迪卡拉世开始发生裂解,在其北部边缘发育南天山大陆裂谷盆地,裂陷作用东强西弱,东部火山活动频繁(蔡志慧等, 2011),西部主要为受海底热水活动影响的浅海陆架沉积。研究区受晚埃迪卡拉世末期柯坪运动(Liu et al., 2012) 的影响,地壳区域性隆起上升,表现为下寒武统玉尔吐斯组与上埃迪卡拉统之间大的沉积间断(不整合面),上埃迪卡拉统奇格布拉克组顶部遭到大面积溶蚀,致使古地貌起伏不平,常见溶孔、溶洞及岩溶角砾岩。寒武纪早期,南天山洋初始裂陷(Yu et al., 2009),位于其南缘的阿克苏地区地壳再度下沉,在玉尔吐斯组沉积时期形成两次较大规模的海侵,分别形成两套黑色岩系,值得注意的是,形成于早埃迪卡拉世末期的阿克苏古隆起(间歇性暴露?)及东部塔里木古陆可能为区内提供了部分物质来源(图 2) 。

图 2 柯坪断隆晚埃迪卡拉世-早石炭世构造发展及断裂组合示意图(据Yu et al., 2009修改) Fig. 2 The diagram of tectonic evolution and fault combination from Late Sinian to Early Carboniferous in Kalpin fault uplift (after Yu et al., 2009)

新疆地质研究所(1989)将原肖尔布拉克组底部发现大量小壳化石的含磷层段从原肖尔布拉克组中划分出来,新建地层单位并命名为玉尔吐斯组,广泛分布于阿克苏、乌什、柯坪一带。该组地层岩性变化大,厚度一般12~40m不等,沉积区间大于17Ma,与上覆肖尔布拉克组之间在台内(沙依里克山一带)存在小型沉积间断面,与下伏埃迪卡拉系奇格布拉克组顶部喀斯特白云岩之间存在约3~10Ma的沉积间断(据表 1计算得出),可与滇东渔户村组-黑林铺组、鄂西灯影组天柱山段-水井沱组以及塔东北库鲁克塔格地区西山布拉克组等地层进行对比。

② 新疆地质研究所.1989. 塔里木盆地柯坪地区晚震旦世-早二叠世地层、沉积相及含油性研究报告.内部资料

表 1 塔里木盆地及中国其他地区下寒武统地层对比表(据贾承造等, 2004; Yao et al., 2005; 钱逸等, 2009修改) Table 1 The Lower Cambrian stratigraphic correlation in Tarim Basin and other regions of China (after Jia et al., 2004; Yao et al., 2005; Qian et al., 2009)

周志毅等(2001) 在玉尔吐斯组底部含磷硅质岩中发现大量原位保存的疑源类化石(Micrhystridium ampliatum),认为该疑源类化石可以作为寒武纪早期生物地层对比的依据。Yao et al. (2005) 认为玉尔吐斯组上部应与云南东部梅树村阶上部至筇竹寺阶下部相当,或与西伯利亚东部莫托特阶上部至阿特达班阶下部相当。此外,玉尔吐斯组中晚期动物群共生有筇竹寺期全球分布的标准化石(钱逸等, 2000) 。总之,化石组合说明玉尔吐斯组中上部地层时代应属筇竹寺期而非梅树村期(表 1) 。

2 取样及研究方法

本研究主要采用野外剖面测量与室内研究(单偏光显微镜、扫描电镜)相结合原则,对塔里木盆地阿克苏地区库勒(编号KL)、什艾日克沟(编号SY)、什艾日克沟西1(编号SX)、肖尔布拉克东沟 (编号XRD)、肖尔布拉克西沟 (编号XRN)、肖尔布拉克西沟西(编号XGX)、磷矿沟(编号LKG)、于提希(编号HS)、苏盖特1号(编号SG)、喀克巴什(编号KK)、乌什磷矿山(编号WL)和奇格布拉克共12条剖面的玉尔吐斯组进行详细野外测量及采样。通过详细的野外露头测量和岩石学、沉积学研究,总结玉尔吐斯组两套黑色岩系岩石类型、矿物组合、相序结构和分布规律,并结合前人研究结果,综合探讨玉尔吐斯组两套黑色岩系的差异及沉积模式。为评价两套黑色岩系各自地球化学特征,笔者主要从库勒剖面、于提希剖面选取21块黑色岩系样品进行主量元素、微量元素(包含稀土元素)全岩测试分析,此外,还包括18块X-衍射全岩矿物分析,10块TOC分析,以及5块有机质显微组分、饱和烃气相色谱分析。无机地化分析测试工作均完成于核工业北京地质研究院,单偏光显微镜、扫描电子显微镜(SEM)、有机地化测试工作则完成于中国石油勘探开发研究院公司重点实验室油气储层实验室。

3 研究结果3.1 沉积学特征3.1.1 沉积层序

受晚埃迪卡拉世末期柯坪运动(Liu et al., 2012) 的影响,地壳区域性隆起上升,表现为下寒武统玉尔吐斯组与上埃迪卡拉统之间大的沉积间断(不整合面),奇格布拉克组顶部遭受近地表风化岩溶作用,致使古地貌高低不平。因此,一方面研究区奇格布拉克组与玉尔吐斯组之间的不整合关系证实了全球E-C之间不整合的广泛性(Zhou et al., 2014) 。另一方面,该不整合界面为后裂谷不整合,分隔了同裂谷沉积(苏盖特布拉克组紫红色砂-砾岩、混积岩及奇格布拉克组白云岩)和后裂谷沉积(寒武系-奥陶纪碳酸盐岩地层)(Lin et al., 2012),反映了从同裂谷断控沉降向后裂谷热控沉降的转变,导致塔里木盆地在E-C转折时期逐步演化为被动大陆边缘(Turner, 2010) 。

早寒武世早期,塔里木盆地进入后裂谷沉降阶段,并发生大规模的快速海侵,沉积了玉尔吐斯组(Sun et al., 2009; Dong et al., 2009; Yu et al., 2009),由两个较完整的海进-海退层序(旋回)构成,可以分为六段:第一段为薄层状残余颗粒(结构)含磷质结核硅质岩,见大量的底栖藻类碎片、红藻囊果(胡广等, 2014) 、蓝细菌丝状体、藻类丝状体、球菌状磷质核形石(弱定向排列,台内和台缘均有分布)等菌藻活动痕迹,局部可见少量浅红褐色透镜状含砾屑砂屑白云岩,硅质岩层间由少量泥质、粉砂质分隔,反映了第一次快速海侵初期水体不断加深的潮间-潮下带菌藻丘滩环境。对应库勒剖面第1、2小层(图 3),而于提希剖面则不发育。

图 3 阿克苏地区库勒剖面沉积相柱状图 Fig. 3 Histogram of sedimentary facies of Kule profile in Aksu area

第二段为黑色页岩(图 4a-c)与黑色薄-极薄层状有机质颗粒硅质岩(化)(图 4e, f)互层(BR1),向上薄层状硅质岩厚度逐渐减薄、数量逐渐减少(层厚约5~10cm),过渡为黑色页岩主导(图 5) 。成分上,薄层硅质岩主要由微晶石英、玉髓组成,少量有机质球粒、有机质团块、磷质颗粒和微-细晶重晶石,可见疑源类、小壳化石、微生物菌藻等微体古生物碎片(Yao et al., 2005; Dong et al., 2009) 。该层段响应了快速海侵,沉积速率较高的开阔台地-内缓坡(裂)洼陷带至沉积速率较低的中缓坡-外缓坡环境(图 5),黑色页岩上部为最大海泛面,对应库勒剖面第3、4小层(图 3),于提希剖面第1、2小层(图 6) 。

图 4 玉尔吐斯组两套黑色岩系“结构-矿物组成”微观分类 泥质岩类包含(a)、(b);碳酸盐岩类包含(c)、(d);硅质岩类包含(e)、(f);磷质岩类包含(g)、(h);重晶石岩类包含(i)、(j). (a)含磷质硅质页岩,泥级石英发育,该纹层与有机质纹层呈韵律性互层产出,可见少量云质粉屑随机分布于硅质纹层或有机质纹层中,编号KL3-11B,单偏光;(b)磷质白云质页岩,磷质砂屑、云质粉屑共生,泥级/粉砂级石英较少,间断纹层状产出,反映物源供给减弱,编号KL3-9,单偏光;(c)纹层状含磷质、泥质粉屑白云岩,云质粉屑纹层与有机质纹层呈韵律性互层产出,编号SY-11,单偏光;(d)含生物碎屑、粉屑泥晶灰岩,有机质含量高,填充于颗粒间,腹足类、放射虫骨粒和海绵骨针杂乱分布,磷矿沟剖面该层位蓝细菌呈群簇状发育,编号HS5-3,单偏光;(e)残余颗粒含重晶石、磷质砂屑硅质岩,主要矿物以隐晶质硅质、微晶石英、磷灰石、重晶石为主,颗粒粒度以100~250μm为主,最大可达500μm,分选差,形状多为圆-扁椭圆形、核形石包壳等,编号KL1-1,单偏光;(f)残余菌藻球粒含磷质结核硅质岩,颗粒矿物成分以玉髓、微晶石英、有机质-泥质复合物为主,粒径大小200~300μm,以圆形、扁椭圆形、压扁不规则形为主,长轴顺层展布,部分颗粒完全被微晶石英/玉髓交代,仅残留颗粒轮廓,编号KL3-4,单偏光;(g)含微生物结构亮晶砂屑磷块岩,磷质砂屑粒度以200~300μm为主,最大可达500μm,分选较差,以圆形、扁椭圆形为主,粒间被方解石胶结,可见团簇状藻类残片(团藻?),编号KL3-3,单偏光;(h)结核状硅质砂屑磷块岩,磷质砂屑粒度以300~500μm为主,以圆形、扁椭圆形为主,分选差,粒间硅质胶结为主,重晶石胶结次之,编号KL2-1B,单偏光;(i)残余球粒含磷质重晶石岩,重晶石晶粒粗大,呈等粒状、扁长板状,形成束状、指状和玫瑰花状生长结构,表面可见菌藻球粒残余轮廓,编号LKG-Ba1,正交偏光+λ.样品在剖面上相对位置见图 3图 6 Fig. 4 The “structure-mineral composition” microscopic classification of two sets of black shale in Turtus Formation

图 5 玉尔吐斯组两套黑色岩系相序结构 Fig. 5 The lithofacies sequence of two sets of black shale in Turtus Formation

图 6 阿克苏地区于提希剖面沉积相柱状图 Fig. 6 Histogram of sedimentary facies of Yutixi profile in Aksu area

第三段台缘为灰白-灰黄色中-厚层状含砾屑细砂屑白云岩(图 6第3小层),厚度侧向延伸不稳定(约1~5m),其底部可见云质、硅质以及磷质砾屑,与下伏第二段黑色页岩侵蚀凹凸接触,可能反映风暴作用产生的重力流沉积对下伏泥岩的剥蚀改造,指示水体相对变浅的风暴浪控浅海中缓坡环境;向台内(或内缓坡)过渡为深灰色厚层-块状含石英碎屑细砂屑白云岩(图 3第5小层),显微镜下可见残余球粒,石英碎屑、砂屑磨圆较好,可能反映了开阔台地浅滩环境,露头方解石充填孔洞发育,大小约5~7cm×1~3cm,长轴多顺层展布,指示了近地表成岩环境大气水潜流带的非组构性溶解(沉积水体变浅或间歇性暴露)。

第四段为灰绿-灰黄色含石英、海绿石粉-细砂屑白云岩,台内库勒剖面(图 3第6小层)颗粒粒度较粗,为细砂级,偶见砾屑,台缘于提希剖面(图 6第4小层)粒度较细,为粉砂级,海绿石发育,反映了水体逐渐变深(快速海侵)的中缓坡环境。

第五段主体在中-外缓坡为黑色页岩与灰黑色薄-极薄层状含粉砂屑泥晶灰岩互层(BR2) (图 6第5小层),黑色页岩在该段下部较厚(约20~40cm),向上厚度减小至约10cm,且颜色逐渐过渡为灰绿色;灰黑色薄层泥晶灰岩厚度向上变厚(约5~15cm,局部为条带状或透镜状),颜色过渡为灰色(页岩为灰绿色),与黑色页岩均成突变接触,接触面平整(图 5),显微镜下见腹足类、放射虫骨粒、海绵骨针等生物碎片杂乱分布,磷矿沟剖面见蓝细菌呈群簇状发育,反映了第二套黑色页岩沉积于水体较深的外缓坡低能带。向台地内过渡为薄层状含石英碎屑泥质砂屑白云岩(图 3第7小层),反映BR2于台内-内缓坡环境尖灭。

第六段在台内-内缓坡为灰色中-薄层状泥质白云岩、薄层状(疙瘩状)含石英细砂屑白云岩,夹少量深灰色、灰绿色白云质泥岩(图 3第8小层);向中缓坡过渡为极薄层状(瘤状)含生物碎屑泥晶灰岩、极薄层状沥青质残余球粒灰质白云岩(图 6第6、7小层),显微镜下生物碎屑(枝状体、灰质海绵骨针、小壳化石等)、小型丘状叠层石、菌藻(主要为蓝细菌)发育。主要沉积于海退时期水体变浅的内缓坡潮下带至中缓坡环境。

3.1.2 岩石类型及矿物组合

由于矿物组构莫氏硬度的不同,再加上分散有机质的渲染,使得黑色页岩的微观岩石学特征研究较困难(岩石薄片品质较差)。因此,研究区玉尔吐斯组黑色岩系中页岩的微观研究工作依然薄弱,对其进行更进一步的分类和描述显得尤为必要。在阿克苏地区玉尔吐斯组黑色岩系岩矿鉴定基础上,依据其矿物组成与结构特征,初步建立黑色岩系“结构-矿物组成”分类系统(图 4) 。主要将两套黑色岩系分成5类:泥质岩类、碳酸盐岩类、硅质岩类、磷质岩类、重晶石岩类,其中泥质岩类包含:黑色板状含磷质硅质页岩和黑色磷质白云质页岩;碳酸盐岩类包含:黑色纹层状含泥质粉屑白云岩和黑色纹层状含生物碎屑泥晶灰岩;硅质岩类包含:深灰色板状残余颗粒硅质岩和黑色板状含磷质(结核)残余菌藻球粒硅质岩;磷质岩类包含:灰褐色块状颗粒磷块岩和深灰色结核状硅质磷块岩;重晶石岩类包含:黑色块状含磷质重晶石岩和黑色结核状含磷质结核重晶石岩。通过野外剖面可以看出,BR1主要由泥质岩类(图 4a, b)、碳酸盐岩类(图 4c)、硅质岩类(图 4e, f)、磷质岩类(图 4g, h)、重晶石岩类(图 4i, g)组成,BR2主要由碳酸盐岩类(图 4d)、泥质岩类(风化严重)组成。

根据18块样品全岩X-衍射数据,将次要矿物(重晶石+磷灰石+黄铁矿)含量低于10%的样品归一化三端元(碳酸盐、粘土、长英质),投影并建立的岩石矿物学分类三角图(图 7b,次生矿物石膏不参与分类),次要矿物含量高于10%的样品单独分类(如含磷灰石黑色页岩),反映了两套黑色岩系建造之间矿物组成的区别和联系。第一套黑色页岩主要分布在硅质岩区,主要矿物为长英质(长石+硅质),少量分布在粘土岩区、碳酸盐岩区和过渡岩区,值得注意的是,仅有1个样品点投影在碳酸盐岩区,其矿物主要为白云石而非方解石,与第二套黑色页岩相区别;不同的是,第二套黑色页岩主要分布在碳酸盐岩区,主要矿物为方解石。

图 7 黑色页岩X-衍射全岩矿物分析(a)和矿物学分类三角图(b) X-衍射全岩矿物分析样品共计18块,取自剖面于提希(编号:HS,6块)、库勒(编号:KL,8块)、喀合夏勒(编号:KH,1块)、磷矿沟(编号:LKG,1块)、什艾日克沟西1(编号:SX,1块)和什艾日克沟(编号:SY,1块);图a红圈代表BR2矿物组成;图b共投影16个点,另外2块样品次要矿物含量大于10%,不计入三角图 Fig. 7 The XRD (a) and triangular diagram (b) of mineralogy classification of black shale in Turtus Formation

扫描电子显微镜下,BR1中页岩多发育鳞片状底栖菌藻席有机质粘结体(图 8b),该复合体为同沉积期底栖菌藻席粘结大量颗粒的产物(C元素含量高,见图 8e, f,其矿物成分以石英、白云石、粘土(绿/蒙混层、伊/蒙混层)、长石为主,少量长石、重晶石、黄铁矿、钛矿);偏光显微镜下该粘结体呈透镜状、断续纹层状分布(图 8a),同时鳞片状菌藻席残片(C元素含量高,见图 8g, h)亦可见于库勒剖面第3层重力流成因的含砾屑砂屑白云岩中(图 8c);BR2中页岩中硅质/灰质海绵骨针、灰质放射虫骨粒、生物碎片大量随机发育(矿物以方解石为主,少量石英、白云石、钾长石、石盐),少见纹层,可见海绵骨针空腔(图 8d)。

图 8 玉尔吐斯组黑色页岩扫描电子显微镜特征 (a)纹层状含磷质、云质页岩,有机质复合体(底栖藻席残片?见图c)呈鳞片状顺层展布,可见磷质、云质粉屑纹层断续分布,编号HS2-4B,单偏光;(b)底栖菌藻微生物席(图a扫描电镜照片),可见片丝状有机质粘结多种粉屑,粉屑主要矿物以有机质(藻类残片)、石英、白云石、粘土矿物(绿/蒙混层、伊/蒙混层)为主,少量钾长石、重晶石、黄铁矿、钛矿,编号HS2-4B,SEM;(c)底栖藻席残片,鳞片状结构,有机质含量高,主要矿物为方解石,编号HS3-2B (同HS3-2),SEM;(d)含生物碎屑、粉屑泥晶灰岩,能谱分析主要矿物以方解石为主,少量石英、白云石、钾长石、石盐,可见硅质灰质海绵骨针杂乱分布,编号HS5-3,SEM;(e)图b里菌藻微生物席EPS (点e)的EDS分析结果(O、C、Si、S、Al、Ba、K和Ca);(f)点e (图b)的元素种类与含量,其中C原子百分比高达30.94%;(g)图c里底栖藻席残片(点a)的EDS分析结果(O、C、Ca、Mg、Si、Cl和K);(h)点a (图c)的元素种类与含量,其中C原子百分比高达30.97%. 样品在剖面上相对位置见图 3图 6 Fig. 8 The SEM features of black shale in Turtus Formation

综上所述,塔里木盆地阿克苏地区下寒武统玉尔吐斯组黑色岩系可分为两套,各自岩石类型和矿物组合明显不同。其中,BR1包含泥质岩、碳酸盐岩(白云岩)、硅质岩、磷质岩、重晶石岩,页岩中矿物以石英、白云石、磷灰石、粘土矿物(主要为伊利石)、钾长石为主,扫描电镜下可见大量鳞片状底栖菌藻席有机质粘结体;BR2包含碳酸盐(灰岩)、泥质岩,页岩中矿物以方解石、石英、白云石为主,显微镜下可见大量杂乱分布的硅质灰质海绵骨针、灰质放射虫骨粒、生物碎片。

3.1.3 黑色岩系建造分布

早寒武世是塔里木盆地黑色页岩建造重要形成期,同时也是全球范围内黑色页岩形成的重要阶段(加拿大、西伯利亚、波罗的、华南、塔里木、澳大利亚等陆块的下寒武统底部均有分布)(梁薇等, 2011; 陈妍等, 2014) 。从岩相对比可以看出,BR1在全区均有分布,但厚度极不均匀,在台内(裂)洼陷带(库勒-什艾日克沟西1,肖尔不拉克西沟西-磷矿沟)沉积较厚,介于5~17m (平均值为9.76m),台缘缓坡带(于提希-奇格布拉克)沉积较薄;BR2分布范围局限,厚度不稳定,靠近台内不发育,台缘中-外缓坡带沉积厚度较大,介于3.5~7.5m (平均值为5.5m)(图 9图 10),值得注意的是,部分剖面在外缓坡坡折带处(一般倾角大于5%),由于风暴或失稳作用引发重力流垮塌体非均质分布,而大量垮塌体的堆积不利于BR2在该范围发育(大部分缺失)。

图 9 阿克苏地区玉尔吐斯组两套黑色岩系岩相对比图(近东西向,顶部拉平) Fig. 9 The lithofacies comparison (nearly E-W trending) of the first black shale serie from Yurtus Formation in Aksu area

图 10 阿克苏地区玉尔吐斯组两套黑色岩系岩相对比图(近南北向,顶部拉平) Fig. 10 The lithofacies comparison (nearly S-N trending) of the first black shale serie from Yurtus Formation in Aksu area
3.2 地球化学特征

塔里木盆地阿克苏地区库勒、剖面玉尔吐斯组黑色页岩主量元素分析结果见表 2。可以看出,两套黑色岩系主量元素地球化学特征差异较大。第一套黑色页岩SiO2含量较高,普遍介于16.61%~71.35%(均值为47.52%);Al2O3含量较高,介于2.84%~12.81%(均值为6.15%);CaO含量较低,介于1.16%~12.65%(均值为4.73%),MgO含量变化范围较大,介于0.53%~9.05%,P2O5含量偏高,介于0.28%~1.93%(均值为0.73%),其它元素如Na2O、K2O、MnO、TiO2普遍较低。第二套黑色页岩SiO2含量相对较低,普遍介于7.55%~56.07%(均值为22.21%);Al2O3含量较低,介于0.41%~3.27%(均值为1.44%);CaO含量较高,介于20.19%~47.03%(均值为37.58%),MgO含量较低,介于1.84%~3.87%,P2O5含量偏低,介于0.037%~0.26%(均值为0.13%),其它元素普遍较低。

表 2 阿克苏地区于提希(HS)、库勒(KL)剖面玉尔吐斯组黑色岩系主量元素分析结果(wt%) Table 2 Major element compositions (wt%) of black rock series of Turtus Formation from Yutixi and Kule profiles in Aksu area

由于样品均采自野外露头,必须考虑化学风化作用对样品化学成分的影响,通过计算玉尔吐斯组黑色页岩的化学蚀变指数(CIA),评价其影响程度的强弱。在现代沉积物中CIA反映的气候条件大致如下(Nesbitt Amp and Young, 1982; Young and Wayne Nesbitt, 1999) :CIA介于0.50~0.65之间,反映寒冷、干燥的气候条件下低等化学风化程度; CIA介于0.65~0.85之间,反映温暖、湿润条件下中等化学风化程度;CIA介于0.85~1之间,反映炎热、潮湿的热带亚热带条件下强烈的化学风化程度。另外,老地层中细粒岩的再循环沉积会改变原始成分,需用成分变异指数ICV判断物源区物质是否经历再循环沉积,其计算方程为ICV=(Fe2O3+K2O+Na2O+CaO*+MgO+MnO2+TiO2)/Al2O3(摩尔分数)(Cox et al., 1995) 。当ICV>1时,表明其含粘土矿物较少,属构造活动时期的初始沉积;当ICV<1时,表明其含较多粘土矿物,可能经历了再沉积作用或是强烈风化条件下的初始沉积。从表 2可以看出,大部分样品ICV>1,说明样品未受到再沉积作用的影响,因而其CIA值是原始沉积环境的真实记录。黑色岩系样品CIA的变化范围:0.40~0.74(剔除非页岩样品),平均值:0.53,呈现出较低的化学风化程度,说明本次所采集的样品虽然来自露头剖面,但近期暴露的风化作用较弱,对样品化学组分并没有太大影响。

微量元素富集系数(XEF)被广泛运用于判断沉积水体氧化还原条件(März et al., 2008; Algeo and Tribovillard, 2009),计算方程为XEF=(X/Al)样品/(X/Al)PAAS,其中XEF为微量元素富集系数,X为该微量元素含量。沉积物中微量元素的主要富集形式包括:陆源碎屑,沉积物或沉积水体通过化学沉淀的自生矿物,生物通过光合作用等从环境水体中吸收的微量元素等(Piper and Calvert, 2009) 。富集系数指标主要的优势在于:通过对微量元素浓度进行Al的标准化校正可以消除陆源碎屑的影响,并且消除成岩作用与变质作用的影响(Riquier et al., 2006) 。选择后太古代澳大利亚平均页岩(PAAS)作为标准进行标准化,因其代表了典型的碎屑泥页岩的组成(Steiner et al., 2001) 。一般当某种微量元素的富集系数大于3,说明此元素较于标准化值(PAAS)更为富集;反之则亏损(Algeo and Tribovillard, 2009) 。

总体而言,玉尔吐斯组黑色页岩具有较高的Ba、V、Cr、Ni、Cu、Zn、Mo、U含量。第一套黑色页岩微量元素富集系数依次为U>Mo>Ba>V>Zn>Cu>Cr>Ni,而第二套黑色页岩微量元素富集系数依次为Mo>U>V>Ni>Zn>Cu>Ba>Cr的特征(图 11) 。库勒、于提希剖面第一套黑色页岩Ba的富集系数介于1.24~2281(均值为224),含量均值为5109×10-6;V的富集系数介于9.1~308(均值为58.0),含量均值为1446×10-6;Ni的富集系数介于0.41~49.1(均值为16.6),含量均值为138×10-6;Mo的富集系数介于67.7~932(均值为332),含量均值为68.7×10-6;U的富集系数介于22.0~3724(均值为486),含量均值为82.3×10-6。于提希剖面第二套黑色页岩Ba的富集系数介于0.42~10.0(均值为2.94),含量均值为237×10-6(去除异常样品HS5-3) ;V的富集系数介于0.57~50.0(均值为12.4),含量均值为163×10-6(去除异常样品HS5-3) ;Ni的富集系数介于0.46~37.3(均值为7.28),含量均值为43.9×10-6;Mo的富集系数介于6.30~352(均值为94.1),含量均值为9.24×10-6;U的富集系数介于1.81~220.8(均值为41.8),含量均值为11.85×10-6(图 12) 。

图 11 库勒、于提希剖面富集系数及微量元素比值 Fig. 11 The enrichment factor and trace element ratio of Kule and Yutixi sections

图 12 玉尔吐斯组黑色页岩微量元素富集系数对比上升流和缺氧盆地沉积物据(向雷等, 2012; Zhou et al., 2014修改) Fig. 12 The trace element enrichment factors of Yurtus Formation black shale vs. upwelling and anoxic basin sediments (after Xiang et al., 2012; Zhou et al., 2014)

黑色页岩REE+Y含量及主要指标见表 3。玉尔吐斯组第一套黑色页岩总稀土含量(∑REE)较高,介于127.9×10-6~768.8×10-6(均值为291.9×10-6,PAAS的∑REE为211.7×10-6);中等Ce负异常,Ce/Ce*介于0.4~0.66(均值0.56) ;Eu异常不明显(介于0.95~1.11,平均1.00) ;明显Y正异常,Y/Y*值介于1.38~1.63(均值1.50) 。第二套黑色页岩总稀土含量(∑REE)较低,介于24.53×10-6~247.5×10-6(均值141.7×10-6);弱Ce负异常,Ce/Ce*介于0.70~0.84(均值0.75) ;Eu异常不明显(介于0.91~1.18,平均1.04) ;弱Y正异常,Y/Y*值介于0.87~1.54(均值1.12) 。第一套黑色页岩稀土配分曲线(经PAAS标准化)大多数为左倾模式(图 13a, b),轻稀土弱富集(LREE/HREE介于0.77~1.99,均值1.29),轻稀土元素分异弱-中((La/Sm)N介于0.43~1.05,均值0.82),重稀土元素分异弱((Gd/Yb)N介于0.78~1.16,均值为0.97) ;第二套黑色页岩稀土配分曲线(经PAAS标准化)大多为平坦模式(图 13a),轻稀土强富集(LREE/HREE介于1.90~7.34,均值为4.98),轻稀土分异中-强((La/Sm)N介于0.86~1.98,均值为1.37),重稀土元素分异中-强((Gd/Yb)N介于1.02~1.72,均值1.41) 。

表 3 阿克苏地区于提希(HS)、库勒(KL)剖面玉尔吐斯组黑色岩系稀土元素分析结果(×10-6) Table 3 Rare earth element compositions (×10-6) of black rock series of Turtus Formation from Yutixi and Kule profiles in Aksu area

图 13 玉尔吐斯组两套黑色页岩PAAS标准化稀土配分模式 (a)第一套黑色页岩和(b)第二套黑色页岩PAAS标准化REE+Y配分模式;(c)热液羽相关的富铁氧化物沉积物稀土配分模式;(d)现代海洋深层海水和热液羽颗粒物稀土配分模式. 图c和d引自Slack et al., 2007 Fig. 13 The PAAS-normalized REE abundance patterns of two sets of black shale in Yurtus Formation
4 讨论4.1 物源输入对化学组分的影响

黑色页岩中化学组构有四个主要来源:古陆的风化剥蚀作用、火山作用(热水/热液作用)、生物作用和洋流作用(张爱云等, 1987) 。为了更好的确定氧化还原敏感元素的富集规律,首先需要确定黑色页岩中是否有陆源碎屑的组分。玉尔吐斯组黑色页岩主要形成于台内裂洼陷-外缓坡相沉积环境中,可能会受到陆源碎屑不同程度的影响。

Th、Ti、Nb、Ta和Hf等不相容元素在海水中具有很短的寄存时间,它们几乎可以全部进入沉积物中,能够很好地反映沉积岩中陆源碎屑的加入情况(Webb and Kamber, 2000; Kato et al., 2002) 。古代沉积岩中Al2O3的含量也是陆源碎屑物质加入的良好指标。本文采用Th作为衡量陆源碎屑组分的指标,因为沉积物的粒度对Th的影响比较小,因此利用Th与Al2O3、Y/Ho和Ti的比值可以有效的指示陆源碎屑对成岩的贡献。图 14中Th与Al2O3和Ti的协变图显示两者存在明显的正相关性,但与Y/Ho的协变图显示相关性不大,表明页岩中的元素并非单一的来源,其中部分来自陆源物质(古高地或古隆起风化、海蚀搬运)。

图 14 玉尔吐斯组黑色页岩Th-Al2O3 (a)、Th-Y/Ho (b)和Th-Ti (c)协变图 Fig. 14 The covariation of Th vs. Al2O3 (a), Th vs. Y/Ho (b) and Th vs. Ti (c) in black shale from Turtus Foramtion

由于稀土元素Y和Ho的离子半径非常接近,二者在地质环境中通常具有一致的地球化学行为(即表现为一同迁移或沉淀)(陈松等, 2011),且不受氧化-还原条件控制,故其比值可提供独立于Ce/Ce*、Eu/Eu*之外的有关流体来源的重要信息(常海亮等, 2016) 。前人研究发现,火山岩和碎屑沉积物中的Y/Ho值约为28,非常接近PAAS (约27.2) 、上地壳(约27.5) 及下地壳(约24.7) 的平均值,而海水的Y/Ho比值范围较宽,介于44~74之间(Bau and Dulski, 1996; 常海亮等, 2016) 。但当体系受到外来热液混入时,该比值表现出较大的变化范围。综上所述,利用这一规律可以判断黑色页岩的物质来源(Xu et al., 2013; 徐林刚等, 2014),如果页岩Y/Ho值接近PAAS值,则认为受到了陆源碎屑物质的较大影响;而偏离PAAS值,则认为主要源于海水特征。本研究中29件样品Y/Ho值介于14.49~95.89,平均值为43.82,去掉部分异常高/低点,大部分Y/Ho值介于20.59~66.41(平均值41.25),介于海水值与PAAS值之间。总体来看,玉尔吐斯组黑色岩系样品里的REE可能同时受沉积时期海水和陆源碎屑影响。

4.2 玉尔吐斯组两套黑色岩系的差异性

塔里木盆地西北缘阿克苏地区玉尔吐斯组发现了两套矿物、岩石组合完全不同的黑色岩系,可能分别形成于不同的沉积环境,前人(戈一伟和李坤, 2014; 陈强路等, 2015; 潘文庆等, 2015; 熊冉等, 2015) 笼统的将其归为一套黑色岩系可能磨灭了两套黑色岩系部分沉积学和地球化学特征,其各自控制因素和分布规律的研究对下一步塔里木盆地下寒武统玉尔吐斯组有效烃源岩的预测提供重要的借鉴意义。

4.2.1 沉积特征差异

综合前文研究结果,通过对比研究区12条露头剖面所蕴含的沉积学信息,两套黑色岩系沉积学、岩石学特征差异巨大,之间有一定沉积间隔,非同时异相沉积,后文所述两者的地化特征以及发育控制因素也较好的证明了该点。BR1岩石组合为黑色页岩与黑色薄-极薄层状有机质颗粒硅质岩(化)互层,向上薄层状硅质岩逐渐减少(层厚约5~10cm),并过渡为以黑色页岩主导(图 5) 。此外,该层段底部发育薄层状深灰-灰黑色颗粒磷块岩(层厚约5~10cm,可见浮游球状甲藻以及底栖藻类残片)(图 4g, h),以及全段发育含磷质结核重晶石结核(大小约10~15cm×5~8cm)或断续状、透镜状重晶石条带(大小约80~100cm×15cm),磷矿沟剖面发育具有束状、指状和玫瑰花状生长结构的重晶石层(晶体呈粗扁板状)(Zhou et al., 2015) 。该层段响应了快速海侵,沉积速率较高的开阔台地-内缓坡(裂)洼陷带至沉积速率较低的中缓坡-外缓坡环境(图 5) 。

BR2岩石组合为黑色页岩与灰黑色薄-极薄层状含粉砂屑泥晶灰岩互层,页岩与灰岩突变接触,接触面平整(图 5) 。早寒武世时,阿克苏地区台内-中缓坡可能发育有一系列水下高地,沉积大量碳酸盐,它们是由菌藻类捕集与固结的沉积物,当受到大风暴袭击或震动时,这种未固结的灰泥极易坍塌,形成一股生物碎屑、有机质泥与灰泥混合的类浊流,顺坡搬运至中-外缓坡深水处堆积而成(张爱云等, 1987),露头上部分薄层灰岩的正粒序结构进一步指示浊流的存在。这种类浊积薄层状泥灰岩是第二套黑色页岩形成于外缓坡的证据,其厚度向内缓坡-台内尖灭。

玉尔吐斯组构成了两个较完整的海进-海退层序(图 3图 6),BR1沉积于第一个旋回海侵高峰期水体较深、沉积速率较高的内缓坡(裂)洼陷带以及沉积速率较低的中缓坡至外缓坡环境,研究区均有分布,但厚度极不均匀,台内沉积较厚,台缘沉积较薄。而BR2沉积于第二个旋回海侵初期水体不断变深的中-外缓坡低能带,研究区分布范围局限,厚度较稳定,靠近台内不发育,中-外缓坡带沉积厚度较大。此外,在外缓坡坡折带处,由于风暴作用或失稳导致重力流垮塌体的存在,该套岩层不发育或缺失,向盆内水体进一步加深的下外缓坡,该套黑色页岩厚度增大,如星火1井可达12m (朱传玲等, 2014),同时与第一套黑色页岩之间因无砂屑白云岩隔层而在单井上难以区分界限。

黑色页岩中的成烃生物不仅是生烃的直接贡献者,同时也提供其发育的沉积环境信息(殷鸿福等, 2011; 秦建中等, 2014) 。陈强路等(2015) 通过对阿克苏地区苏盖特布拉克剖面(对应本文中苏盖特1号剖面)的成烃生物进行了系统的研究,发现玉尔吐斯组黑色页岩下部成烃生物主要由底栖藻类为主,仅含有少量浮游藻类,向上底栖藻类减少、浮游藻类(如光面球藻、小刺球藻、球状甲藻等)增加,并发育纹层状蓝藻藻席(陈强路等, 2015) 。需要指出的是,其上、下部成烃生物分别对应BR1和BR2,即BR1成烃生物以底栖藻类为主(少量浮游藻类)(图 8b, c),这与作者在显微镜下硅质岩中观察到的大量与底栖菌藻(微生物为主)活动相关的富有机质菌藻球粒、藻丝状体、微生物球粒以及团块相一致(杨宗玉等,2017) ;BR2成烃生物以浮游藻类为主,同时还发现大量随机分布的海绵骨针、放射虫骨粒以及生物碎片等(图 8d图 4d),反映台地边缘(中-外缓坡环境)水体向上变深的沉积特征。

4.2.2 地球化学特征差异

现代海洋环境中微量元素的富集主要发生在以秘鲁海岸为代表的上升流环境、以黑海为代表的硫化环境(Brumsack, 2006) 。通过将库勒、于提希剖面玉尔吐斯组两套黑色页岩的富集系数与现代海洋的上升流环境、黑海硫化环境对比,发现:无论是平均值还是最大值,黑色页岩段的Ba、V、Ni、Cu、Zn、Mo、U等氧化还原敏感元素的富集系数都更大(图 12) 。从图 11图 12中可以看出,BR1中Ba、V、Ni、Mo等氧化还原敏感元素明显比BR2更富集(个别样品富集系数有显著的数量级差异),此外,BR1不同剖面元素的富集程度还有一定差别,表现出台内(库勒剖面)明显比缓坡带(于提希剖面)富集,说明越靠近台内(库勒-什艾日克沟一带和磷矿沟一带) Ba、V、Mo等元素输入量越高,近热液喷流中心(图 1) 。两套黑色岩系海水的特殊的化学组成可能的原因包括:(1) 受到富多金属热液流体注入的影响(Yu et al., 2009; Yao et al., 2014; Zhou et al., 2014) 。热液输入可能打乱了原有的分布模式从而影响氧化还原敏感元素比值对玉尔吐斯组黑色页岩沉积环境氧化还原条件判断的可靠性(向雷等, 2012) ;(2) 不同于其他地质历史时期,E-C界限附近强烈的陆源风化作用产生的输入物具有特征的Ba、V、Ni、Mo等元素的相对比值;(3) 塔里木盆地沉积时期海洋特殊化学组成的继承性发展(Yu et al., 2009) 。显然,根据研究结果,BR1多金属富集原因可能更倾向于受海底热液羽注入的影响;BR2可能更倾向于继承沉积时期海洋特殊化学组成。

氧化还原敏感元素的赋存状态及其在沉积物中的富集程度受水体氧化还原状态控制,其富集系数及其比值,如V/(V+Ni),V/Cr,Ni/Co等,被广泛应用于古海洋沉积环境研究中(Tribovillard et al., 2006; Dumoulin et al., 2011) 。氧化还原敏感元素的这种规律与元素本身的化学性质关系密切:氧化条件下,U、Mo、V、Ce、S等呈高价(U6+、Mo6+、V5+、Ce4+、S6+)易迁移;还原条件下呈低价(U4+、Mo4+、V3+、Ce3+、S2-)易沉淀。而Fe、Mn、Cu、Eu等氧化条件下呈高价(Fe3+、Eu3+)易沉淀;还原条件下呈低价(Fe2+、Eu2+)易迁移(Wang et al., 2012) 。在含H2S的缺氧环境中,Fe、Cu、Zn等亲硫元素常形成硫化物沉淀。而Th、Sc等元素一般不受氧化还原条件变化的影响,与其共生的变价元素(如U、V等)成为鲜明对照(Kimura and Watanabe, 2001) 。因此,可以利用元素的这种差异将沉积环境的氧化还原程度区分开来。需要注意的是,通过氧化还原敏感元素解释古海洋环境信息时,应该注意3个前提(Tribovillard et al., 2006) :(1) 微量元素在成岩作用、沉积后氧化事件、或分化作用的过程中经历了迁移得失;(2) 样品的元素来源(水成自生富集、陆源碎屑以及热液)及相对含量。因此,分析是否满足上述条件是利用微量元素判断海洋沉积环境的前提。

一方面,在早成岩过程中,由于底栖微生物活动或底流作用,使得O2重新扩散进入沉积物,导致U、Mo、V等从沉积物中不同程度的活化迁移,进而改变原始海水环境的印记信息。显微镜下可见两套黑色页岩均发育较好的纹层结构(图 4a-d),表明沉积物沉积时期没有遭受较强烈的底栖(微)生物扰动,难使氧气扩散其中。另一方面,黑色页岩具有较高含量的U、V、Cr、Mo等(图 12),也不支持经历了沉积后氧化作用。此外,黑色页岩样品CIA的变化范围呈现出较低的化学风化程度,反映近期暴露的风化作用较弱对样品化学组分并没有太大影响。总之,玉尔吐斯组黑色页岩适合解译氧化还原信息。

其次,作者评估了碎屑物质和热液作用对黑色页岩地球化学的影响。通常,Al、Ti、Th、Zr等元素用作指示陆源碎屑物质(Tribovillard et al., 2006),Si、Ba、Fe等元素指示热液物质(Murray, 1994; Hein et al., 2007; Yao et al., 2014) 。本文采用陆源碎屑指标Al (Al2O3含量)与微量元素的相关系数来判别陆源碎屑物质的贡献度,用热液指标Ba与微量元素的相关系数来判别热液物质的贡献度:如果相关系数大于0.5,则说明沉积物里的微量元素主要由陆源碎屑或热液提供,不宜作环境分析指标。

第一套黑色页岩Al2O3与Sc呈明显的正相关(相关系数分别为0.98、0.98) (表 4),与V、Ni、Co和U相关性不明显,且Th、Zr含量(Th均值3.91×10-6,Zr均值48.1×10-6)低于PAAS值(Th和Zr分别为14.6×10-6、210×10-6),表明陆源碎屑物质的加入流量较低,对V、Ni、Co和U含量影响较弱;同时,Ba与V、Ni、Co、Sc和U相关性均不明显,且Ba含量(Ba均值5109×10-6)远高于PAAS值(Ba为650×10-6),表明热液作用对V、Ni、Co、Sc和U含量影响较弱,因此,微量元素V、Ni、Co和U来自陆源输入和热液输入的贡献有限,V/(V+Ni)、V/Cr、Ni/Co和U/Th均可以反映第一套黑色页岩沉积时水体(包括孔隙水)的信息。第二套黑色页岩Al2O3与Cr、Sc、Co和Ba呈明显的正相关(相关系数分别为0.98、0.96、0.92、0.71) (表 5),与V、Ni、U相关性不明显或呈明显的负相关,且Th、Zr含量(Th均值9.7×10-6,Zr均值65.4×10-6)低于PAAS值(Th和Zr分别为14.6×10-6、210×10-6),表明陆源碎屑物质的加入流量较低,对V、Ni和U含量影响较弱;同时,虽然Ba与V、U呈明显的正相关(相关系数分别为0.97、0.81),但Ba含量(Ba均值236.86×10-6,去除异常值HS5-4) 低于PAAS值(Ba为650×10-6),扫描电子显微镜下Ba均以砂屑形式出现,表明热液作用第二套黑色页岩影响较弱或无影响,因此,微量元素V、Ni和U来自陆源输入和热液输入的贡献有限,V/(V+Ni)和U/Th可以反映第二套黑色页岩沉积时水体(包括孔隙水)的信息。根据表 6分析结果显示,第一套黑色页岩沉积时经历了缺氧(甚至硫化)环境,第二套黑色页岩沉积总体为还原环境,但往上逐渐过渡为次氧化环境。因此,库勒和于提希剖面样品的地球化学指标对判断沉积环境具有很强的指示意义,玉尔吐斯组两套黑色页岩沉积时环境主要为缺氧甚至硫化,这种特征具有区域性(整个南天山洋)(Yu et al., 2009; Yao et al., 2011),甚至全球性(Kimura and Watanabe, 2001;Shimura et al., 2014) 。

表 4 第一套黑色岩系样品部分元素相关系数表 Table 4 The correlation coefficient of some elements of the first black rock series

表 5 第二套黑色岩系样品部分元素相关系数表 Table 5 The correlation coefficient of some elements of the second black rock series

表 6 黑色页岩氧化还原环境微量元素比值判别 Table 6 The trace element ratio criteria for redox environment of black shale

由于稀土元素在成岩过程中的稳定性,尤其是稀土配分模式、Y/Ho比值、Ce和Eu异常等,可用于解译古环境信息(Yao et al., 2014; Zhou et al., 2014),但Shields et al.(2001) 通过对磷块岩中稀土元素的研究发现,成岩作用也可能改变Ce异常值,使得Ce/Ce*、Eu/Eu*与∑REE呈现良好的相关性(Shields and Stille, 2001) 。经过计算,Eu/Eu*与Ce/Ce*、∑REE的相关系数分别为-0.17、0.04,各参数间不存在良好的相关性,表明成岩作用对REE影响十分有限,代表了原始沉积特征。

研究区内库勒、于提希剖面∑REE变化较大,同一个剖面不同样品之间也存在这很大的不同。第一套黑色页岩∑REE均值291.9×10-6,高于PAAS标准(211.7×10-6),推测陆源物质输入量较高;而第二套黑色页岩∑REE均值58.5×10-6,远低于PAAS标准,推测陆源物质输入量较低或离源区较远。值得注意的是,第一套黑色页岩中∑REE与P2O5、CaO含量呈明显的正相关性(P2O5含量平均0.73%;CaO含量平均4.73%),分别为0.89、0.77(表 5) ;而第二套黑色页岩∑REE与P2O5、CaO含量相关性较低(P2O5含量平均0.13%;CaO含量平均37.58%),分别为0.40、0.44(表 4),但与Al2O3、Zr和Th含量呈明显的正相关性,分别为0.90、0.95和0.96,表明第一套黑色页岩∑REE可能继承自微生物席内以捕获孔隙水信号为主的碳酸盐、磷酸盐矿物沉淀(Riding and Awramik, 2000) ;而第二套黑色页岩∑REE与陆源碎屑指标(Al)正相关,说明陆源碎屑对总稀土具有显著影响。

稀土元素中只有Ce和Eu是价态可变元素,因此在很多地质过程中Ce和Eu会表现出异常的特征,影响Ce和Eu异常的因素很多,比如氧化还原状态的变化,热液叠加作用以及风化作用等(徐林刚等, 2014) 。第一套黑色页岩具有中等富集的LREE和HREE (除去KL3-1,KL3-3非页岩样品),中等的Ce负异常和Y正异常,无Eu异常,与现代深层缺氧海水的稀土配分模式较为相似(如黑海、Saanich Inlet、British Columbia)(German and Elderfield, 1989) (图 13d),而第二套黑色页岩具有平坦的配分模式,弱-中等亏损的LREE和HREE,轻微的Ce负异常和弱-中等的Y正异常,无Eu异常,既受陆源碎屑影响,又显示海水的特征,推测与当时的海平面升降有关,这与Th-Al2O3、Th-Y/Ho比值以及Th-Ti结果相一致(图 14) 。

Ce异常一定程度上可以示踪氧化还原状态,但受控于多种因素,复杂而多解。由于海水常具有过量的La,传统的Ce/Ce*=CePAAS/(0.5LaPAAS+0.5PrPAAS) 可能导致Ce假象异常,因此,通过Pr/Pr*=PrPAAS/(0.5CePAAS+0.5NdPAAS) 可以判别Ce异常的真假(Bau and Dulski, 1996) :真实的Ce异常应导致Pr也呈现异常(Pr/Pr*<0.95或>1.05) 。由于Pr/Pr*介于1.03~1.21(均值1.13),所以计算所得Ce异常真实可靠。在现代氧化海水,Ce相对于其它REEs易被氧化为不溶的Ce4+从而影响Ce异常程度,现今处于完全氧化状态的深海,具有显著的负Ce异常(0.06~0.16,PAAS标准化)(Slack et al., 2007) 。Ce异常除了与环境的氧化还原性有关外,还与诸多因素比如锰的氧化物和氢氧化物调节作用(样品Mn含量较低,MnO2含量普遍小于0.05%)、微生物作用催化Ce3+氧化、海水的PH、海水深度以及古海洋的地质时代有关系(Bau and Dulski, 1996; Ling et al., 2013) 。总体而言,氧化水柱沉积物的Ce/Ce*变化范围较大,用Ce负异常来判断黑色页岩的沉积环境具有一定的局限性。

两套黑色页岩整体呈现中-弱Ce负异常特征,但各自所继承的信息不同。第一套黑色页岩显示强烈Ce负异常(Ce/Ce*均值0.56),同时Ce/Ce*与CaO、P2O5和∑REE呈负相关性(相关系数分别为-0.59、-0.59、-0.58),∑REE与CaO、P2O5呈明显的正相关性(相关系数分别为0.77、0.89) (表 4),可能指示沉积物Ce负异常继承自大量的底栖微生物捕获孔隙水/海水中初级生产者(一般为浮游微生物)产生的有机质颗粒(矿物成分以碳酸盐、磷酸盐为主),从而继承了表层海水的氧化信息,或者受微生物新陈代谢作用催化Ce3+氧化的影响。不同的是,第二套黑色页岩显示中等Ce负异常(Ce/Ce*均值0.77),同时Ce/Ce*与∑REE、Al2O3呈明显的负相关性(相关系数分别为-0.77、-0.85),而与CaO、P2O5相关性不大,且∑REE与Al2O3呈明显的正相关性(表 5),可能指示沉积物Ce负异常源自陆源碎屑,而非海水(孔隙水)自生矿物,所以对氧化还原状态不具有代表性。

玉尔吐斯组底部灰色薄层状硅质岩REE总量明显低于两套黑色页岩,介于2.31×10-6~42.2×10-6,并且有明显的Eu正异常(Eu/Eu*普遍大于1) (Zhou et al., 2014),可能反映了海底热液喷流活动的影响。海底玄武岩中斜长石在高温蚀变过程中释放出Eu2+(Klinkhammer et al., 1994),造成热液流体相对富集Eu,因此,Eu正异常是高温还原性热液流体及热液羽颗粒物的典型特征(Slack et al., 2007) 。此外,两套黑色页岩Eu异常均不明显,其特征与现今海水类似,结合两套黑色岩系的多金属元素富集特征,可能暗示了第一套黑色页岩沉积时期由微生物造岩作用形成的碳酸盐、磷酸盐中REEs所响应的孔隙水信号较高而磨灭了热液流体正Eu异常的信号,而第二套黑色页岩沉积时期海底热液不发育或所受热液混染较少。

TOC测试结果表明塔里木盆地西北缘玉尔吐斯组两套黑色岩系总有机碳丰度很高。BR1的TOC介于1.03%~16.50%之间,平均值为5.37%(统计样品数60个,其中35个样品引自Yu et al. (2009)朱光有等(2016)),BR2的TOC介于0.65%~2.83%之间,平均值为1.46%(统计样品数27个,其中20个样品朱光有等(2016))(图 15),说明两套黑色岩系均属于有机质高度富集的优质烃源岩。Triovillard et al.(2006) 通过对现代沉积和沉积岩中U、V、Mo、Ni、Cu的含量与TOC的协变关系发现,从次氧化到硫化的环境下形成的沉积物中Ni、Cu含量与TOC具有非常好的正相关关系,此外U、V、Mo与TOC仅在缺氧环境下才表现出较好的正相关关系。研究区玉尔吐斯组两套黑色页岩的U、Mo、Ni、Zn与TOC呈明显的正相关(表 7),其相关系数分别为0.83、0.87、0.85、0.71,且各元素富集系数均较高(图 12),可以推测,两套黑色页岩沉积时期总体为一个缺氧环境,可能局部处于硫化环境。值得注意的是,BR1中TOC值明显较第二套偏高,表明BR1的沉积环境对有机质的发育和保存比第二套更为有利。

表 7 玉尔吐斯组黑色页岩部分样品微量元素与TOC的相关系数 Table 7 The correlation coefficient of trace elements and TOC of some black shale samples from Yurtus Formation

图 15 两套黑色页岩的TOC含量(部分数据朱光有等, 2016) Fig. 15 The TOC content of two sets of black shale (some data after Zhu et al., 2016)

一般认为,正构烷烃呈单峰型分布,说明有机质母质来源较单一,双峰型分布则表示存在不同类型有机质混合输入,前峰型表示母源以低等水生生物和微生物为主,后峰型表示母质可能以高等植物(寒武系无高等植物)或细菌输入为主(高占冬等, 2014) 。藻类合成正构烷烃的碳数范围一般在C14~C32,通常存在C15或C17的优势;细菌生成的烃类碳数范围一般在C10~C30,一些高碳数正构烷烃(C20~C40)可能来源于细菌及其他微生物的蜡或高等植物的蜡。一般而言,Pr/Ph<0.5为强还原性高盐环境;Pr/Ph=0.5~1.0为还原环境;Pr/Ph=1~2为弱还原-弱氧化环境;Pr/Ph>2者见于偏氧化性环境,如河湖及滨海沼泽;典型煤系地层有机质以Pr/Ph>2.5为特征,此外,Pr/Ph在成熟阶段(Ro=0.7%~1.1%)达到稳定高值,成熟度影响可以忽略不计。

正构烷烃是烃源岩抽提物中烃类的重要组成部分之一,其分布可以用来协助判别有机质母质来源、热演化程度及沉积环境(高占冬等, 2014) 。玉尔吐斯组黑色页岩饱和烃气相色谱分析表明(表 8),两套黑色页岩饱和烃色谱图差异较大(图 16),所有样品的正构烷烃碳数为nC15~nC34:第一套黑色页岩图谱呈双峰型,主峰碳前锋为nC17或nC18,后峰为nC23或nC25,∑C21-/∑C22+值小于1(介于0.1~0.52),高碳数正构烷烃占优势,说明碳源可能主要以细菌为主,辅以藻类;奇偶均势(OEP值为1.09~1.16),表明页岩样品有机质演化已达成熟阶段;样品Pr/Ph值介于0.53~1.16,显示沉积环境为还原-弱氧化环境,同时Pr/nC17(介于0.43~0.59)与Ph/nC18(介于0.60~0.68) 值较大,说明样品类异戊二烯烷烃含量较高。第二套黑色页岩图谱呈单峰型,主峰碳前锋为nC17,∑C21-/∑C22+值大于1(介于1.46~1.58),低碳数正构烷烃占优势,说明碳源可能主要以藻类为主;奇偶均势(OEP值为1.1~1.2),表明页岩样品有机质演化已达成熟阶段;样品Pr/Ph值介于0.88~1.04,显示沉积环境为还原-弱氧化环境,同时Pr/nC17(介于0.29~0.34) 与Ph/nC18(介于0.33~0.45) 值较小,说明样品正构烷烃含量较高。两套黑色页岩样品Pr/nC17-Ph/nC18相关性图(图 17) 显示其有机质类型均为Ⅰ或Ⅱ型,还原环境为主。

图 16 玉尔吐斯组黑色页岩正构烷烃分布图 分布图a、b、c、d、e分别代表样品KL3-6、KL4-1、HS2-1、HS5-2和HS5-3 Fig. 16 The distribution of n-Alkanes of black shale from Yurtus Formation

表 8 玉尔吐斯组黑色页岩TOC值、有机质类型、Ro值与正构烷烃、类异戊二烯烷烃参数表 Table 8 The data of TOC, organic matter type, Ro and n-alkanes, isoprenoid alkanes of black shale from Turtus Formation

图 17 玉尔吐斯组黑色页岩Pr/nC17与Ph/nC18比值斜变图 Fig. 17 The cross plots of Pr/nC17 vs. Ph/nC18 ratios of black shale from Yurtus Formation
4.3 沉积模式

E-C转折时期是地球演化历史上重要的变革期,目前对转折时期强烈的大陆风化作用、广泛的海底热液活动、海洋生物的大繁盛、广泛的海侵等事件的成因基本上都是从个体上独立去讨论,缺少一个将其相互链接起来的纽带。

本文综合分析了两套黑色岩系沉积学以及地球化学特征,发现两套黑色页岩的属性差异较大(详见表 9),并对其各自的形成与控制因素进行了详细的探讨。最后建立了两个综合发育模式,即热液喷流缺氧模式和斜坡缺氧沉积模式,试图运用该模式来阐述关键变革期古环境的变化,为研究塔里木盆地玉尔吐斯组烃源岩的分布规律提供新的思路和依据。

表 9 两套黑色页岩属性对比 Table 9 The attribute contrast of two sets of black shale

热液喷流缺氧模式(图 18) :全球多个陆块E-C时期发育伸展构造和相关热液活动,如华南扬子地区E-C时期发育强烈、多期的富硅(多金属)热液活动(Chen et al., 2009; Wang et al., 2012),摩洛哥Anti-Atlas地区E-C时期发育与早期大陆断陷相关的伸展断层控制的火山沉积层序(Soulaimani et al., 2014) 。此具有全球意义的热液活动可能响应了同裂谷-后裂谷转换时期的伸展过程(Zhou et al., 2014) 。在E-C界线附近,随着塔里木陆块从澳大利亚西北部裂解,南天山洋海底扩张加速,塔里木盆地逐渐从裂谷盆地演化为被动大陆边缘盆地(Turner, 2010; Lin et al., 2012) 。伸展构造形成的同沉积断层、幕式热异常以及岩溶风化壳形成的热液通道(阿克苏地区野外奇格布拉克组顶部喀斯特化白云岩多见)控制着热液活动和海底火山活动。随着玉尔吐斯组沉积初期的快速海侵(第一旋回,研究区水体相对较浅),热液流体将大量还原性气体(如H2S、CO2、CH4等)、多金属元素(如Ba、V、Fe、Cr、Ni、Cu、U等)以及生命营养元素(如Si、P、N等)带入海洋,从而激发海洋席状底栖菌藻的大繁盛(主要成烃生物,生物产率极大提高),而缺氧环境使得黑色岩系中有机质得以大量埋藏和保存,最终形成富有机质的第一套黑色页岩(TOC均值为5.37%)。而靠近热液喷流中心(近台内或台地内部)的(裂)洼陷则更加有利于第一套黑色页岩的发育。此外,大部分研究显示,许多化石和近代磷块岩的形成均与海底热液、上升洋流、大陆风化等导致的磷通量急剧增加,水体富营养有关(Paytan and McLaughlin, 2007) 。水体有氧/缺氧分层沉积环境的建立将确保大量的有机物颗粒到达沉积物顶部,底栖微生物席(次级生产者)回收磷元素,并通过分解沉淀的初级生产者产生的有机质颗粒增殖(捕获磷),这与BR1中发育的大量磷质结核以及磷块岩层相吻合。

图 18 玉尔吐斯组第一套黑色岩系沉积模式 Fig. 18 The depositional model of the first black shale in Turtus Formation

斜坡缺氧沉积模式(图 19) :随着玉尔吐斯组第一旋回沉积的结束,相对海平面再次缓慢上升,一方面伴随上升洋流带来洋盆缺氧、富营养海水(磷酸盐和硫酸盐)以及海洋本身高盐度的背景值(早期热液活动导致),使得浮游藻类(主要成烃生物)、微生物及其他低等水生生物繁盛(生物生产率较高);另一方面,生物大量死亡后,遗体分解消耗大量溶解氧,上升洋流也使表层水出现分层现象,底部缺氧环境为有机质保存创造了得天独厚的条件,最终形成富有机质的第二套黑色页岩(TOC均值为1.46%)。

图 19 玉尔吐斯组第二套黑色岩系沉积模式 Fig. 19 The depositional model of the second black shale in Turtus Formation
5 结论

塔里木盆地阿克苏地区下寒武统玉尔吐斯组两套黑色页岩展布规律、控制因素和沉积环境差异较大。通过对目标区黑色页岩沉积学和地球化学特征研究,总结如下:

(1) 玉尔吐斯组构成了两个较完整的海进-海退层序,其中BR1以黑色页岩与黑色薄层状有机质颗粒硅质岩(化)互层为主,沉积于第一个旋回海侵高峰期的内缓坡裂洼陷带以及中-外缓坡环境,展布不均匀,台内厚,台缘薄。成烃生物以底栖藻类、细菌为主,水生低等浮游生物为辅。而BR2以黑色页岩与灰黑色薄层状泥晶灰岩互层为主,沉积于第二个旋回海侵初期的中-外缓坡低能带,分布范围局限,厚度较稳定,台内不发育,台缘厚度较大。成烃生物以浮游藻类为主,微生物以及其他低等水生生物为辅。

(2) 两套黑色岩系微量元素特征差异较大,各自沉积时期海水(孔隙水)环境有所不同,BR1中Ba、V、Cr、Cu等元素含量明显比BR2更高,且BR1多金属富集原因可能更倾向于受海底热液羽注入的影响;而BR2可能更倾向于继承沉积时期海水、内碎屑以及陆源碎屑特殊化学组成。BR1中高V/(V+Ni)、V/Cr、U/Th表明沉积时经历了缺氧(甚至硫化)环境;而BR2中高V/(V+Ni)、U/Th反映沉积时总体为还原环境,向上逐渐过渡为次氧化环境。

(3) 两套黑色页岩稀土元素配分模式差异明显:第一套黑色页岩具有中等富集的LREE和HREE,中等Ce负异常和Y正异常,无Eu异常,与现代深层缺氧海水的稀土配分模式相似。Ce负异常继承自底栖微生物捕获孔隙水/海水中的有机质颗粒(矿物成分以碳酸盐、磷酸盐为主),从而继承了表层海水的氧化信息,或受微生物新陈代谢作用催化Ce3+氧化的影响。而第二套黑色页岩具有弱-中等亏损的LREE和HREE,轻微Ce负异常和弱-中等Y正异常,无Eu异常,既受陆源碎屑影响,又显示出海水(或孔隙水?)的特征,可能与海平面升降有关。

(4) 两套黑色页岩有机质类型均为典型的海相烃源岩Ⅱ1-Ⅱ2型干酪根,总有机碳含量很高,但丰度有所差异:其中第一套黑色页岩TOC均值5.37%,第二套黑色页岩TOC均值1.46%,均属于有机质高度富集的优质烃源岩。此外,第一套黑色页岩Ro介于0.97%~1.21%,第二套黑色页岩Ro介于0.98%~1.01%,均为热演化生油成熟阶段。

(5) 两套黑色页岩饱和烃色谱图差异较大:第一套黑色页岩图谱呈双峰型,∑C21-/∑C22+值小于1,高碳数正构烷烃占优势,说明碳源可能主要以细菌为主,辅以藻类;第二套黑色页岩图谱呈单峰型,∑C21-/∑C22+值大于1,低碳数正构烷烃占优势,说明碳源可能主要以藻类为主。两套黑色页岩奇偶均势,Pr/Ph值介于0.53~1.16,反映沉积环境为还原-弱氧化环境。

(6) 建立了两套黑色页岩各自的综合沉积模式,即热液喷流缺氧模式和斜坡缺氧沉积模式。第一套黑色页岩的形成主要受热液喷流活动、微生物作用以及氧化还原条件限制,近热液喷流中心的裂洼陷位置控制该套黑色页岩的展布;而第二套黑色页岩的形成更多受古生产力、氧化还原条件以及古地形(斜坡陡缓)限制,其发育条件在外缓坡更为有利。

致谢 感谢中国石油勘探开发研究院周川闽博士在本文研究过程中给予的实验指导,同时感谢周明硕士在野外剖面测量过程中的帮助。
参考文献
[] Algeo TJ, Tribovillard N. 2009. Environmental analysis of paleoceanographic systems based on molybdenum-uranium covariation. Chemical Geology, 268(3-4): 211–225. DOI:10.1016/j.chemgeo.2009.09.001
[] Bau M, Dulski P. 1996. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron-formations, Transvaal Supergroup, South Africa. Precambrian Research, 79(1-2): 37–55. DOI:10.1016/0301-9268(95)00087-9
[] Brumsack HJ. 2006. The trace metal content of recent organic carbon-rich sediments: Implications for Cretaceous black shale formation. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 232(2-4): 344–361. DOI:10.1016/j.palaeo.2005.05.011
[] Cai ZH, Xu ZQ, Tang ZM, He BZ, Chen FY. 2011. The crustal deformation during the Early Paleozoic period and the timing of orogeny in Kuruktag area on the northeast margin of Tarim Basin. Geology in China, 38(4): 855–867.
[] Campbell IH, Squire RJ. 2010. The mountains that triggered the Late Neoproterozoic increase in oxygen: The Second Great Oxidation Event. Geochimica et Cosmochimica Acta, 74(15): 4187–4206. DOI:10.1016/j.gca.2010.04.064
[] Chang HL, Zheng RC, Guo CL, Wen HG. 2016. Characteristics of rare earth elements of exhalative rock in Fengcheng Formation,northwestern margin of Junggar Basin. Geological Review, 62(3): 550–568.
[] Chen DZ, Wang JG, Qing HR, Yan DT, Li RW. 2009. Hydrothermal venting activities in the Early Cambrian, South China: Petrological, geochronological and stable isotopic constraints. Chemical Geology, 258(3-4): 168–181. DOI:10.1016/j.chemgeo.2008.10.016
[] Chen QL, Yang X, Chu CL, Hu G, Shi Z, Jiang HJ, Liu WH. 2015. Recognition of depositional environment of Cambrian source rocks in Tarim Basin. Oil & Gas Geology, 36(6): 880–887.
[] Chen S, Gui HR, Sun LH, Liu XH, Ma YP. 2011. Geochemical characteristics of REE in limestone of Jiudingshan Formation, northern Anhui Province and their constraint on the seawater. Geology in China, 38(3): 664–672.
[] Collins AS, Pisarevsky SA. 2005. Amalgamating eastern Gondwana: The evolution of the Circum-Indian Orogens. Earth-Science Reviews, 71(3-4): 229–270. DOI:10.1016/j.earscirev.2005.02.004
[] Cox R, Lowe DR, Cullers RL. 1995. The influence of sediment recycling and basement composition on evolution of mudrock chemistry in the southwestern United States. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(14): 2919–2940. DOI:10.1016/0016-7037(95)00185-9
[] Dill H. 1986. Metallogenesis of Early Paleozoic graptolite shales from the Graefenthal Horst (Northern Bavaria-Federal Republic of Germany). Economic Geology, 81(4): 889–903. DOI:10.2113/gsecongeo.81.4.889
[] Dong L, Xiao SH, Shen B, Zhou CM, Li GX, Yao JX. 2009. Basal Cambrian microfossils from the Yangtze Gorges area (South China) and the Aksu area (Tarim block, northwestern China). Journal of Paleontology, 83(1): 30–44. DOI:10.1017/S0022336000058108
[] Dumoulin JA, Slack JF, Whalen MT and Harris AG. 2011. Depositional setting and geochemistry of phosphorites and metalliferous black shales in the Carboniferous-Permian Lisburne Group, northern Alaska. Alaska: U.S. Geological Survey, 11-24
[] Fan DL, Liu TB, Ye J. 1991. Biogeochemistry of black shale series during diagenetic and metallogenetic processes. Acta Petrologica Sinica, 7(2): 65–72.
[] Fan DL, Zhang S, Ye J. 2004. The Black Rock Series in China and Its Related Mineral Deposits. Beijing: Science Press.
[] Gao ZD, Zhang ZN, Zheng JJ. 2014. Saturated hydrocarbon biomarkers in the source rock of the Ordovician Majiagou Formation in the Southwest Ordos Basin. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 33(6): 874–881.
[] Ge YW, Li K. 2014. On geochemical characteristics of source rock of the Lower Cambrian Yuertusi Formation in Tarim Basin. Journal of Chongqing University of Science and Technology (Natural Sciences Edition), 16(1): 8–12.
[] German CR, Elderfield H. 1989. Rare earth elements in Saanich Inlet, British Columbia, a seasonally anoxic basin. Geochimica et Cosmochimica Acta, 53(89): 2561–2571.
[] Haq BU, Schutter SR. 2008. A chronology of Paleozoic sea-level changes. Science, 322(5898): 64–68. DOI:10.1126/science.1161648
[] Hartz EH, Torsvik TH. 2002. Baltica upside down: A new plate tectonic model for Rodinia and the Iapetus Ocean. Geology, 30(3): 255–258. DOI:10.1130/0091-7613(2002)030<0255:BUDANP>2.0.CO;2
[] Hatch JR, Leventhal JS. 1992. Relationship between inferred redox potential of the depositional environment and geochemistry of the Upper Pennsylvanian (Missourian) Stark shale member of the Dennis limestone, Wabaunsee County, Kansas, U. S.A. Chemical Geology, 99(1-3): 65–82. DOI:10.1016/0009-2541(92)90031-Y
[] Hein JR, Zierenberg RA, Maynard JB, Hannington MD. 2007. Barite-forming environments along a rifted continental margin, Southern California Borderland. Deep Sea Research Part Ⅱ: Topical Studies in Oceanography, 54(11): 1327–1349.
[] Hu G, Liu WH, Tengger, Chen QL, Xie XM, Wang J, Lu LF, Shen BJ. 2014. Tectonic-sedimentary constrains for hydrocarbon generating organism assemblage in the Lower Cambrian argillaceous source rocks, Tarim Basin. Oil & Gas Geology, 35(5): 685–695.
[] Jia CZ, Zhang SB, Wu SZ. 2004. Stratigraphy of the Tarim Basin and Adjacent Areas. Beijing: Science Press.
[] Jones B, Manning DA. 1994. Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones. Chemical Geology, 111(1-4): 111–129. DOI:10.1016/0009-2541(94)90085-X
[] Kato Y, Nakao K, Isozaki Y. 2002. Geochemistry of Late Permian to Early Triassic pelagic cherts from southwest Japan: Implications for an oceanic redox change. Chemical Geology, 182(1): 15–34. DOI:10.1016/S0009-2541(01)00273-X
[] Kimura H, Watanabe Y. 2001. Oceanic anoxia at the Precambrian-Cambrian boundary. Geology, 29(11): 995. DOI:10.1130/0091-7613(2001)029<0995:OAATPC>2.0.CO;2
[] Klinkhammer GP, Elderfield H, Edmond JM, Mitra A. 1994. Geochemical implications of rare earth element patterns in hydrothermal fluids from mid-ocean ridges. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58(23): 5105–5113. DOI:10.1016/0016-7037(94)90297-6
[] Li C, Jin CS. 2015. Atmosphere-ocean oxygen levels and biotic explosion in the Early Cambrian. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 34(3): 501–508.
[] Liang W, Mou CL, Zhou KK, Ge XY. 2011. Sedimentary environments of the Lower Cambrian source rocks in central Hunan. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 31(4): 34–39.
[] Lin CS, Li H, Liu JY. 2012. Major unconformities, tectonostratigraphic frameword, and evolution of the superimposed Tarim basin, Northwest China. Journal of Earth Science, 23(4): 395–407. DOI:10.1007/s12583-012-0263-4
[] Ling HF, Chen X, Li D, Wang D, Shields-Zhou GA, Zhu MY. 2013. Cerium anomaly variations in Ediacaran-earliest Cambrian carbonates from the Yangtze Gorges area, South China: Implications for oxygenation of coeval shallow seawater. Precambrian Research, 225: 110–127. DOI:10.1016/j.precamres.2011.10.011
[] Liu H, Lin CS, Wang YM, Zhang DS. 2012. Temporal and spatial evolution analysis: The Early Paleozoic Paleo-Uplifts in the Tarim basin. Journal of Earth Science, 23(4): 559–581. DOI:10.1007/s12583-012-0275-0
[] März C, Poulton SW, Beckmann B, Küster K, Wagner T, Kasten S. 2008. Redox sensitivity of P cycling during marine black shale formation: Dynamics of sulfidic and anoxic, non-sulfidic bottom waters. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72(15): 3703–3717. DOI:10.1016/j.gca.2008.04.025
[] McCausland PJ, van der Voo R, Hall CM. 2007. Circum-Iapetus paleogeography of the Precambrian-Cambrian transition with a new paleomagnetic constraint from Laurentia. Precambrian Research, 156(3-4): 125–152. DOI:10.1016/j.precamres.2007.03.004
[] Mclennan SM. 1993. Weathering and global denudation. The Journal of Geology, 101(2): 295–303. DOI:10.1086/648222
[] Murray RW. 1994. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: General principles and applications. Sedimentary Geology, 90(3-4): 213–232. DOI:10.1016/0037-0738(94)90039-6
[] Nesbitt HW, Young GM. 1982. Early proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature, 299(5885): 715–717. DOI:10.1038/299715a0
[] Pan WQ, Chen YQ, Xiong YX, Li BH, Xiong R. 2015. Sedimentary facies research and implications to advantaged exploration regions on Lower Cambrian source rocks, Tarim Basin. Natural Gas Geoscience, 26(7): 1224–1232.
[] Paytan A, Mclaughlin K. 2007. The oceanic phosphorus cycle. Chemical Reviews, 107(2): 563–576. DOI:10.1021/cr0503613
[] Piper DZ, Calvert SE. 2009. A marine biogeochemical perspective on black shale deposition. Earth-Science Reviews, 95(1-2): 63–96. DOI:10.1016/j.earscirev.2009.03.001
[] Qian Y, Yin GZ, Xiao B. 2000. Opercula of hyoliths and operculum-like fossils from the Lower Cambrian Yurtus Formation, XinJiang. Acta Micropalaeontologica Sinica, 17(4): 404–415.
[] Qian Y, Feng WM, Li GX, Yang AH, Feng M, Zhao X, Xiao B. 2009. Taxonomy and biostratigraphy of the Early Cambrian univalved molluskc fossils from Xinjiang. Acta Micropalaeontologica Sinica, 26(3): 193–210.
[] Qin JZ, Shen BJ, Tao GL, Tenger, Yang YF, Zheng LJ, Fu XD. 2014. Hydrocarbon-forming organisms and dynamic evaluation of hydrocarbon generation capacity in excellent source rocks. Petroleum Geology and Experiment, 36(4): 465–472.
[] Rimmer SM. 2004. Geochemical paleoredox indicators in Devonian-Mississippian black shales, Central Appalachian Basin (USA). Chemical Geology, 206(3-4): 373–391. DOI:10.1016/j.chemgeo.2003.12.029
[] Riquier L, Tribovillard N, Averbuch O, Devleeschouwer X, Riboulleau A. 2006. The Late Frasnian Kellwasser horizons of the Harz Mountains (Germany): Two oxygen-deficient periods resulting from different mechanisms. Chemical Geology, 233(1-2): 137–155. DOI:10.1016/j.chemgeo.2006.02.021
[] Shields G, Stille P. 2001. Diagenetic constraints on the use of cerium anomalies as palaeoseawater redox proxies: An isotopic and REE study of Cambrian phosphorites. Chemical Geology, 175(1-2): 29–48. DOI:10.1016/S0009-2541(00)00362-4
[] Shimura T, Kon Y, Sawaki Y, Hirata T, Han J, Shu D, Komiya T. 2014. In-situ analyses of phosphorus contents of carbonate minerals: Reconstruction of phosphorus contents of seawater from the Ediacaran to Early Cambrian. Gondwana Research, 25(3): 1090–1107. DOI:10.1016/j.gr.2013.08.001
[] Slack JF, Grenne T, Bekker A, Rouxel OJ, Lindberg PA. 2007. Suboxic deep seawater in the Late Paleoproterozoic: Evidence from hematitic chert and iron formation related to seafloor-hydrothermal sulfide deposits, central Arizona, USA. Earth and Planetary Science Letters, 255(1-2): 243–256. DOI:10.1016/j.epsl.2006.12.018
[] Soudry D. 2000. Microbial phosphate sediment. In: Riding R and Awramik S (eds.). Microbial Sediments. Berlin Heidelberg: Springer, 127-136
[] Soulaimani A, Michard A, Ouanaimi H, Baidder L, Raddi Y, Saddiqi O, Rjimati EC. 2014. Late Ediacaran-Cambrian structures and their reactivation during the Variscan and Alpine cycles in the Anti-Atlas (Morocco). Journal of African Earth Sciences, 98: 94–112. DOI:10.1016/j.jafrearsci.2014.04.025
[] Squire RJ, Campbell IH, Allen CM, Wilson CJ. 2006. Did the Transgondwanan Supermountain trigger the explosive radiation of animals on Earth. Earth and Planetary Science Letters, 250(1-2): 116–133. DOI:10.1016/j.epsl.2006.07.032
[] Steiner M, Wallis E, Erdtmann BD, Zhao YL, Yang RD. 2001. Submarine-hydrothermal exhalative ore layers in black shales from South China and associated fossils: Insights into a Lower Cambrian facies and bio-evolution. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 169(3-4): 165–191. DOI:10.1016/S0031-0182(01)00208-5
[] Sun SL, Chen JF, Zheng JJ, Liu WH. 2009. The noble gas isotope geochemical composition of chert at the bottom of Cambrian in Tarim Basin, China. Science in China (Series D), 52(S1): 115–119. DOI:10.1007/s11430-009-5022-8
[] Tribovillard N, Algeo TJ, Lyons T, Riboulleau A. 2006. Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies: An update. Chemical Geology, 232(1-2): 12–32. DOI:10.1016/j.chemgeo.2006.02.012
[] Turner SA. 2010. Sedimentary record of late Neoproterozoic rifting in the NW Tarim Basin, China. Precambrian Research, 181(1-4): 85–96. DOI:10.1016/j.precamres.2010.05.015
[] Tyson RV. 2004. Variation in marine total organic carbon through the type Kimmeridge Clay Formation (Late Jurassic), Dorset, UK. Journal of the Geological Society, 161(4): 667–673. DOI:10.1144/0016-764903-078
[] Veevers JJ. 2004. Gondwanaland from 650~500Ma assembly through 320Ma merger in Pangea to 185~100Ma breakup: Supercontinental tectonics via stratigraphy and radiometric dating. Earth-Science Reviews, 68(1-2): 1–132. DOI:10.1016/j.earscirev.2004.05.002
[] Wang JG, Chen DZ, Wang D, Yan DT, Zhou XQ, Wang QC. 2012. Petrology and geochemistry of chert on the marginal zone of Yangtze platform, western Hunan, South China, during the Ediacaran-Cambrian transition. Sedimentology, 59(3): 809–829. DOI:10.1111/sed.2012.59.issue-3
[] Webb GE, Kamber BS. 2000. Rare earth elements in Holocene reefal microbialites: a new shallow seawater proxy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64(9): 1557–1565. DOI:10.1016/S0016-7037(99)00400-7
[] Wignall PB, Twitchett RJ. 1996. Oceanic anoxia and the end Permian Mass Extinction. Science, 272(5265): 1155–1158. DOI:10.1126/science.272.5265.1155
[] Xiang L, Cai CF, He XY, Jiang L. 2012. The mechanisms for the enrichment of trace elements in the Lower Cambrian black chert successions from Zhalagou section, Guizhou Province. Acta Petrologica Sinica, 28(3): 971–980.
[] Xiong R, Zhou JG, Ni XF, Zhu YJ, Chen YQ. 2015. Distribution prediction of Lower Cambrian Yurtus Formation source rocks and its significance to oil and gas exploration in the Tarim Basin. Natural Gas Industry, 35(10): 49–56.
[] Xu LG, Lehmann B, Mao J. 2013. Seawater contribution to polymetallic Ni-Mo-PGE-Au mineralization in Early Cambrian black shales of South China: Evidence from Mo isotope, PGE, trace element, and REE geochemistry. Ore Geology Reviews, 52: 66–84. DOI:10.1016/j.oregeorev.2012.06.003
[] Xu LG, Lehmann B, Zhang XG, Zheng W, Meng QT. 2014. Trace element distribution in black shales from the Kunyang phosphorite deposit and its geological significances. Acta Petrologica Sinica, 30(6): 1817–1827.
[] Yao CY, Ma DS, Ding HF, Zhang XY. 2011. Early Cambrian carbon isotope stratigraphy in the Tarim basin and a correlation with the Yangtze platform. Chinese Journal of Geochemistry, 30(3): 382–390. DOI:10.1007/s11631-011-0523-5
[] Yao CY, Ma DS, Ding HF, Zhang XY, Huang H. 2014. Trace elements and stable isotopic geochemistry of an Early Cambrian chert-phosphorite unit from the Lower Yurtus Formation of the Sugetbrak section in the Tarim Basin. Science China (Earth Sciences), 57(3): 454–464. DOI:10.1007/s11430-013-4760-9
[] Yao JX, Xiao SH, Yin LM, Li GX, Yuan XL. 2005. Basal Cambrian microfossils from the Yurtus and Xishanblaq formations (Tarim, NorthWest China): Systematic revision and biostratigraphic correlation of Micrhystridium-like acritarchs. Palaeontology, 48(4): 687–708. DOI:10.1111/pala.2005.48.issue-4
[] Yang ZY, Luo P, Liu B, Wang S, Bai Y and Zhou M. 2017. Analysis of petrologic characteristics and origin of siliceous rocks during the earliest Cambrian Yurtus Formation in the Aksu area of Tarim Basin, Northwest China. Earth Science Frontiers, in press (in Chinese with English abstract)
[] Yin HF, Xie SC, Yan JX, Hu CY, Huang JH, Tenger, Qie WK, Qiu X. 2011. Geobiological approach to evaluating marine carbonate source rocks of hydrocarbon. Science China (Earth Sciences), 54(8): 1121–1135. DOI:10.1007/s11430-011-4236-8
[] Young GM, Nesbitt HW. 1999. Paleoclimatology and provenance of the glaciogenic Gowganda Formation (Paleoproterozoic), Ontario, Canada: A chemostratigraphic approach. Geological Society of America Bulletin, 111(2): 264–274. DOI:10.1130/0016-7606(1999)111<0264:PAPOTG>2.3.CO;2
[] Yu BS, Dong HL, Widom E, Chen JQ, Lin CS. 2009. Geochemistry of basal Cambrian black shales and cherts from the northern Tarim Basin, Northwest China: Implications for depositional setting and tectonic history. Journal of Asian Earth Sciences, 34(3): 418–436. DOI:10.1016/j.jseaes.2008.07.003
[] Yuan YY, Cai CF, Wang TK, Xiang L, Jia LQ, Chen Y. 2014. Redox condition during Ediacaran-Cambrian transition in the Lower Yangtze deep water basin, South China: Constraints from iron speciation and δ13Corg in the Diben section, Zhejiang. Chinese Science Bulletin, 59(28): 3638–3649. DOI:10.1007/s11434-014-0483-3
[] Zhang AY, Wu DM, Guo LN, Wang YL. 1987. Geochemistry and Metallogenic Significance of Marine Black Shale. Beijing: Science Press.
[] Zhang XL, Shu DG, Han J, Zhang ZF, Liu JN, Fu DJ. 2014. Triggers for the Cambrian explosion: Hypotheses and problems. Gondwana Research, 25(3): 896–909. DOI:10.1016/j.gr.2013.06.001
[] Zhou XQ, Chen DZ, Qing HR, Qian YX, Wang D. 2014. Submarine silica-rich hydrothermal activity during the earliest Cambrian in the Tarim Basin, Northwest China. International Geology Review, 56(15): 1906–1918. DOI:10.1080/00206814.2014.968885
[] Zhou XQ, Chen DZ, Dong SF, Zhang YQ, Guo ZH, Wei HY, Yu H. 2015. Diagenetic barite deposits in the Yurtus Formation in Tarim Basin, NW China: Implications for barium and sulfur cycling in the earliest Cambrian. Precambrian Research, 263: 79–87. DOI:10.1016/j.precamres.2015.03.006
[] Zhou ZY, Zhao ZX, Hu ZX, Chen PJ, Zhang SB, Yong TS. 2001. Strata in Tarim Basin. Beijing: Science Press: 1-359.
[] Zhu CL, Yan H, Yun L, Han Q, Ma HM. 2014. Characteristics of Cambrian source rocks in well XH1, Shaya Uplift, Tarim Basin. Petroleum Geology & Experiment, 36(5): 626–632.
[] Zhu GY, Chen FR, Chen ZY, Zhang Y, Xing X, Tao XW, Ma DB. 2016. Discovery and basic characteristics of the high-quality source rocks of the Cambrian Yuertus Formation in Tarim Basin. Natural Gas Geoscience, 27(1): 8–21.
[] 蔡志慧, 许志琴, 唐哲民, 何碧竹, 陈方远. 2011. 塔里木盆地东北缘库鲁克塔格地区的早古生代地壳变形以及造山时限. 中国地质, 38(4): 855–867.
[] 常海亮, 郑荣才, 郭春利, 文华国. 2016. 准噶尔盆地西北缘风城组喷流岩稀土元素地球化学特征. 地质论评, 62(3): 550–568.
[] 陈强路, 杨鑫, 储呈林, 胡广, 史政, 姜海健, 刘文汇. 2015. 塔里木盆地寒武系烃源岩沉积环境再认识. 石油与天然气地质, 36(6): 880–887. DOI:10.11743/ogg20150602
[] 陈松, 桂和荣, 孙林华, 刘向红, 马艳平. 2011. 皖北九顶山组灰岩稀土元素地球化学特征及对古海水的制约. 中国地质, 38(3): 664–672.
[] 范德廉, 刘铁兵, 叶杰. 1991. 黑色岩系成岩成矿过程中的生物地球化学作用. 岩石学报, 24(2): 65–72.
[] 范德廉, 张焘, 叶杰. 2004. 中国的黑色岩系及其有关矿床. 北京: 科学出版社.
[] 高占冬, 张中宁, 郑建京. 2014. 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系马家沟组烃源岩饱和烃特征研究. 矿物岩石地球化学通报, 33(6): 874–881.
[] 戈一伟, 李坤. 2014. 塔里木地区下寒武统玉尔吐斯组烃源岩地球化学特征. 重庆科技学院学报(自然科学版), 16(1): 8–12.
[] 胡广, 刘文汇, 腾格尔, 陈强路, 谢小敏, 王杰, 卢龙飞, 申宝剑. 2014. 塔里木盆地下寒武统泥质烃源岩成烃生物组合的构造-沉积环境控制因素. 石油与天然气地质, 35(5): 685–695. DOI:10.11743/ogg20140514
[] 贾承造, 张师本, 吴绍祖. 2004. 塔里木盆地及周边地层. 北京: 科学出版社.
[] 李超, 金承胜. 2015. 寒武纪早期大气-海洋氧含量与生命大爆发. 矿物岩石地球化学通报, 34(3): 501–508.
[] 梁薇, 牟传龙, 周恳恳, 葛祥英. 2011. 湘中地区下寒武统烃源岩沉积环境及其特征. 沉积与特提斯地质, 31(4): 34–39.
[] 潘文庆, 陈永权, 熊益学, 李保华, 熊冉. 2015. 塔里木盆地下寒武统烃源岩沉积相研究及其油气勘探指导意义. 天然气地球科学, 26(7): 1224–1232.
[] 钱逸, 尹恭正, 肖兵. 2000. 新疆下寒武统玉尔吐斯组软舌螺口盖和口盖状化石. 微体古生物学报, 17(4): 404–415.
[] 钱逸, 冯伟民, 李国祥, 杨爱华, 冯曼, 赵鑫, 肖兵. 2009. 新疆寒武纪早期单壳类软体动物化石分类学与生物地层学. 微体古生物学报, 26(3): 193–210.
[] 秦建中, 申宝剑, 陶国亮, 腾格尔, 仰云峰, 郑伦举, 付小东. 2014. 优质烃源岩成烃生物与生烃能力动态评价. 石油实验地质, 36(4): 465–472. DOI:10.11781/sysydz201404465
[] 向雷, 蔡春芳, 贺训云, 姜磊. 2012. 贵州渣拉沟剖面下寒武统黑色硅质岩微量元素富集机制. 岩石学报, 28(3): 971–980.
[] 熊冉, 周进高, 倪新锋, 朱永进, 陈永权. 2015. 塔里木盆地下寒武统玉尔吐斯组烃源岩分布预测及油气勘探的意义. 天然气工业, 35(10): 49–56. DOI:10.3787/j.issn.1000-0976.2015.10.006
[] 徐林刚, LehmannB, 张锡贵, 郑伟, 孟庆田. 2014. 云南昆阳磷矿黑色页岩微量元素特征及其地质意义. 岩石学报, 30(6): 1817–1827.
[] 杨宗玉, 罗平, 刘波, 王珊, 白莹, 周明. 2017. 塔里木盆地阿克苏地区下寒武统玉尔吐斯组硅质岩分类及成因. 地学前缘, 待刊
[] 殷鸿福, 谢树成, 颜佳新, 胡超涌, 黄俊华, 腾格尔, 郄文昆, 邱轩. 2011. 海相碳酸盐烃源岩评价的地球生物学方法. 中国科学(地球科学), 41(7): 895–909.
[] 袁余洋, 蔡春芳, 汪天凯, 向雷, 贾连奇, 陈妍. 2014. 埃迪卡拉纪-寒武纪过渡时期下扬子深水盆地氧化还原性质:来自浙西底本剖面铁组分及有机碳同位素的约束. 科学通报, 59(23): 2278–2289.
[] 张爱云, 伍大茂, 郭丽娜, 王云龙. 1987. 海相黑色页岩建造地球化学与成矿意义. 北京: 科学出版社.
[] 周志毅, 赵治信, 胡兆珣, 陈丕基, 张师本, 雍天寿. 2001. 塔里木盆地各纪地层. 北京: 科学出版社: 1-359.
[] 朱传玲, 闫华, 云露, 韩强, 马慧明. 2014. 塔里木盆地沙雅隆起星火1井寒武系烃源岩特征. 石油实验地质, 36(5): 626–632. DOI:10.11781/sysydz201405626
[] 朱光有, 陈斐然, 陈志勇, 张颖, 邢翔, 陶小晚, 马德波. 2016. 塔里木盆地寒武系玉尔吐斯组优质烃源岩的发现及其基本特征. 天然气地球科学, 27(1): 8–21. DOI:10.11764/j.issn.1672-1926.2016.01.0008