塔里木盆地东北缘库鲁克塔格地区东起玉儿滚布拉克, 西至库尔勒, 北部以辛格尔断裂为界, 南部以孔雀河断裂为界。东西向的兴地断裂带将库鲁克塔格地区分割为南北2块, 进而控制着南北两侧的沉积过程。本文的研究区域位于库鲁克塔格兴地断裂以北地区(图 1)。

图 1

Fig.1

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	图 1 塔里木盆地东北缘库鲁克塔格地区古老地层出露平面图(据石开波等, 2017; 有修改)Fig.1 Plane map of the ancient stratum outcrop in Kuruqtag area at northeastern Tarim Basin(modified from Shi et al., 2017)

塔里木盆地东北部地区的构造演化史大致可分为4个阶段(林畅松等, 2011): (1)前震旦纪, 随着“远古南天山洋”的逐渐闭合, “新疆古克拉通”逐渐成型。库鲁克塔格地区在震旦纪末期发生整体抬升, 在寒武纪初期大规模海侵作用下再次接受沉积。兴地断裂带以南区域的水体深度小于北侧区域(石开波等, 2017)。(2)震旦纪至奥陶纪, 塔东北地区在伸展拉张作用下形成满加尔坳陷、南天山洋盆以及库鲁克塔格裂陷槽。(3)志留纪至泥盆纪, 塔东北地区在南天山洋的持续挤压俯冲作用下形成弧前盆地。(4)晚泥盆世至晚白垩世, 库鲁克塔格地区在构造抬升作用下导致南华系—奥陶系广泛出露地表(石开波等, 2017)。

塔里木盆地寒武纪表现出“东盆西台”的沉积格局。塔东北盆地相区下寒武统沉积西山布拉克组( ₁xs)和西大山组( ₁xd); 而塔西北台地相区同时期发育玉尔吐斯组( ₁y)、肖尔布拉克组( ₁x)以及吾松格尔组( ₁w)(姜欢, 2015)。

库鲁克塔格地区下寒武统西山布拉克组灰黑色硅质页岩直接沉积于上震旦统盖帽白云岩之上。西山布拉克组整体呈暗色, 厚度变化较大(15~140 m), 与下伏震旦系顶部的盖帽白云岩和冰碛砾岩呈平行不整合接触。其在兴地断裂北部发育硅质泥岩、薄—厚层状硅质岩及磷块岩, 在兴地断裂南部发育浅灰色砂质白云岩、黄褐色含砾砂岩、(灰)黑色含磷质结核的硅质岩。西大山组在兴地断裂北部发育厚度稳定(50~70 m)的暗色灰岩, 其中夹有少量的泥页岩和白云岩。在兴地断裂南部则沉积厚度10~14 m的(灰)黑色硅质岩, 其中硅质岩中可见白云岩、磷块岩等夹层。Ⅰ 号剖面中西山布拉克组未见底, 全长73.9 m; 西大山组发育完整, 全长97.2 m。Ⅱ号剖面中西山布拉克组发育完整, 全长74.1 m; 西大山组发育完整, 全长58.6 m。

3.1.1 岩石分类方案 细粒沉积岩粒度小且非均质性强(姜在兴等, 2013; 李一凡等, 2016), 依照Lazar等(2015)提出的岩石划分方案, 即根据矿物成分、颗粒粒度以及层理特征3个方面对细粒沉积岩进行分类命名。在结构方面, 按照细泥级(< 8 μm)、粗泥级(8~62.5 μm)和砂级(62.5~2000 μm)作为三端元对细粒沉积岩开展分类。在层理方面, 根据连续性分为连续和不连续; 根据形态分为曲线状、波状和板状; 根据相互间的几何关系分为平行和不平行层理。在矿物成分方面, 依据碳酸盐矿物、石英以及黏土矿物相对含量分为钙质、硅质和泥质(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 依据岩石矿物成分的细粒沉积岩命名原则 (修改自Lazar et al., 2015)Fig.2 Naming principles for fine-grained sedimentary rocks based on rock mineral composition(modified from Lazar et al., 2015)

3.1.2 主微量元素测试方法 从恰克马克铁什Ⅰ 号和Ⅱ号2个剖面采集并选取了114块样品开展全岩分析测试。该测试在核工业北京地质研究院完成, 所用仪器为AB104L, Axios-mAX波长色散X射线荧光光谱仪。主量元素测量时, 首先将岩样研磨成小于200目的粉末并烘干备用, 取0.5 g粉末与0.4 g氟化锂、0.3 g硝酸铵、1 mL溴化锂溶液和5 g无水四硼酸锂在铂—金合金坩埚中混合均匀, 在1200 ℃的温度下加热熔融15 min, 待冷却后浇铸成片, 最后利用Axios-mAX波长色散X射线荧光光谱仪开展测试主量元素。微量(含稀土)元素测量时, 首先将岩样研磨成小于200目的粉末并烘干备用, 取30 mg粉末置于封闭溶样器内, 并加入0.5 mL硝酸和1 mL氢氟酸, 后置于185 ℃的加热箱中加热24 h, 冷却后再向其中加入0.5 mL硝酸, 重复加热并冷却后再次加入5 mL硝酸并在130 ℃条件下加热3 h, 冷却后将溶液加水稀释至25 mL。最后利用ELEMENT-XR等离子体质谱仪开展微量(含稀土)元素测试。本文使用UCC(上陆壳)对所测微量元素进行标准化(Mclennan, 2001)。Eu异常(Eu/Eu^*)、Y异常(Y/Y^*)、Ce异常(Ce/Ce^*)和Pr异常(Pr/Pr^*)的计算公式如下:

Eu/Eu^*=(3×Eu_N)/(2×Sm_N+Tb_N)

Y/Y^*=Y_N/(Dy_N×Ho_N)^1/2

Ce/Ce^*=Ce_N/(La_N×Pr_N)^1/2

Pr/Pr^*=Pr_N/(Ce_N×Nd_N)^1/2

其中N代表使用后太古宙澳大利亚平均页岩(Post-Archean Average Shale, PAAS)标准化。

3.2.1 岩石发育特征 根据细粒沉积岩岩石划分方案, 研究层段主要发育以下10类岩石(图 3; 图 4)。其中, 盆地相主要包括灰黑色硅质页岩、黑色硅质—泥质页岩和棕褐色磷质页岩。其余岩石均发育在深水陆棚相。具体特征如下。

图 3

Fig.3

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图 3 塔里木盆地东北缘下寒武统盆地相泥页岩特征 A—灰黑色硅质页岩, 可见岩层为连续的薄层状, 野外照片, Ⅰ 号剖面, 西山布拉克组; B—灰黑色硅质页岩, 自形或半自形嵌晶结构自生石英(黄色方框), 正交偏光, Ⅱ号剖面, 西山布拉克组; C—灰黑色硅质页岩, 黏土矿物、有机质和石英颗粒混杂, 单偏光, Ⅰ 号剖面, 西山布拉克组; D—黑色硅质—泥质页岩, 黏土矿物中含有大量自生石英颗粒, 正交偏光, Ⅱ号剖面, 西山布拉克组; E—黑色硅质—泥质页岩, 沥青充填(黄色方框)和石英充填的放射虫以及海绵骨针(红色剪头), 正交偏光, Ⅱ号剖面, 西山布拉克组; F—棕褐色磷质页岩, 不连续的暗色纹层、磷质纹层(红色箭头)和磷质矿物集合体(黄色方框), 薄片扫描照片, Ⅰ 号剖面, 西山布拉克组Fig.3 Characteristics of the Lower Cambrian basin-facies shales at northeastern Tarim Basin

图 4

Fig.4

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图 4 塔里木盆地东北缘下寒武统深水陆棚相泥页岩野外露头和薄片照片 A—黄褐色钙质粉砂岩, 具有明显的颗粒结构, 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西山布拉克组; B—灰黑色硅质粉砂岩, 块状结构, 野外照片, Ⅱ号剖面, 西山布拉克组; C—灰黑色钙质粉砂岩, 方解石颗粒呈嵌晶式分布, 正交偏光, Ⅰ 号剖面, 西大山组; D—灰黑色钙质粉砂岩, 底部可见冲刷面, 冲刷面上部竹叶状方解石碎屑呈逆粒序分布, 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西大山组; E—灰黑色泥质—钙质页岩, 杂乱堆积的钙质针状碎屑(红色箭头), 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西大山组; F—灰黑色泥质—钙质页岩, 交错层理(红色箭头), 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西大山组; G—灰黑色钙质页岩, 隐晶质结构的方解石和黄铁矿(红色箭头), 正交偏光, Ⅰ 号剖面, 西大山组; H—灰色泥质—钙质粉砂岩, 2组逆粒序方解石颗粒, 单偏光, Ⅱ号剖面, 西大山组Fig.4 Thin sections and outcrop photos of the Lower Cambrian deep-water shelf shales at northeastern Tarim Basin

(1)灰黑色硅质页岩: 石英含量极高(85%~95%)。呈连续的薄层状分布(厚度在3~5 cm之间), 层理发育不明显(图 3-A)。薄片下可见呈同心结构的似球状生物化石, 表明在沉积期的某些时段处于弱封闭和厌氧环境。大量呈嵌晶式结构的自形或半自形自生石英颗粒与有机质、黏土矿物混杂(图 3-B, 3-C)。该类岩石在西山布拉克组均有发育。(2)黑色硅质—泥质页岩: 石英含量范围在60%~65%之间, 黏土矿物含量略低于石英。该类岩石成层性极好, 页理发育, 可见不连续的暗纹层、富黏土层、楔状构造以及叠加韵律结构。其中可见大量的自生石英颗粒(图 3-D)、海绵骨针以及硅质放射虫(图 3-E), 为典型的深水环境中的产物。该岩石是西山布拉克组的主要组成部分。(3)棕褐色磷质页岩: 石英和碳酸盐矿物含量均不高。其中可见不连续的暗纹层、磷质纹层和磷质颗粒集合体(图 3-F)以及2~3 cm的绿泥石夹层, 说明在该类岩石沉积过程中磷质矿物的含量处于过饱和状态。该类岩石在西山布拉克组下部以夹层形式发育, 厚度约1.5 m。(4)黄褐色钙质粉砂岩: 碳酸盐矿物含量较高(45%~50%)。该岩石仅在Ⅱ号剖面西山布拉克组下部可见, 以夹层的形式发育在灰黑色硅质页岩和灰黑色硅质粉砂岩之间(图 4-A)。(5)灰黑色硅质粉砂岩: 石英含量在80%~85%之间。在野外呈现块状结构, 受到风化作用呈现浅灰黑色(图 4-B)。该类岩石仅在Ⅱ号剖面西山布拉克组下部发育。(6)灰黑色钙质粉砂岩: 碳酸盐矿物含量在70%~80%之间(图 4-C)。层理较为发育, 可见竹叶状方解石碎屑, 方解石碎屑向上逐渐变粗(图 4-D)。该类岩石在Ⅰ 号剖面西大山组整体发育, 在Ⅱ号剖面仅西大山组下部发育。(7)灰黑色泥质—钙质页岩: 碳酸盐矿物含量在40%~50%之间。薄片中可见杂乱堆积的钙质针状碎屑(图 4-E), 发育页理和典型的交错层理(图 4-F)。该类岩石在Ⅱ号剖面西大山组中均有发育。(8)灰色泥质灰岩: 方解石含量在70%~80%之间。普遍以夹层形式发育在各类岩石之间, 厚度在20~30 cm之间, 不具备明显的层理构造。该类岩石在西大山组均有发育。(9)灰黑色钙质页岩: 发育水平纹层, 还可见黄铁矿颗粒。该类岩石在Ⅰ 号剖面西大山组中部和下部较为发育(图 4-G)。(10)灰色泥质—钙质粉砂岩: 碳酸盐矿物含量在45%~55%之间。发育大量细纹层(图 4-H)。该类岩石在西大山组上部和中部都有发育。

西山布拉克组自底到顶发育灰黑色硅质页岩、黄褐色钙质粉砂岩、灰黑色硅质粉砂岩、棕褐色磷质页岩和灰色硅质—泥质页岩。西大山组自底到顶发育灰黑色钙质粉砂岩、灰黑色泥质—钙质页岩、灰色泥质灰岩、灰黑色钙质页岩和灰色泥质—钙质粉砂岩。

3.2.2 矿物及主量元素 塔东北库鲁克塔格地区下寒武统西山布拉克组和西大山组细粒沉积岩中所含的主量元素有: Ca、Si、Al、Mg、Na、K、P等。其中, 西山布拉克组中Si含量占绝对优势(40%~90%), Ca和Mg元素含量次之(5%~50%), K、Al和Na元素在5%~45%之间, P元素含量最少(1%~23%)。对应矿物含量由高到低依次为: 石英、碳酸盐矿物、黏土矿物、磷质矿物。西大山组中Ca和Mg元素含量最高(30%~90%), Si元素含量次之(8%~55%), K、Al和Na含量为5%~20%, P元素含量最少(< 0.2%)。对应矿物含量由高到低依次为: 碳酸盐矿物、石英、黏土矿物, 而磷质矿物含量可以忽略。Ⅰ 号和Ⅱ号剖面的岩石矿物组成有一定的差异性, 但整体可对比(图 5; 图 6)。西山布拉克组顶底石英含量较高, 而碳酸盐及黏土矿物含量较少, 中部以碳酸盐和黏土矿物为主。西大山组上下部以碳酸盐矿物为主, 中部以石英为主, 黏土矿物含量自下而上先增后减。

图 5

Fig.5

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	图 5 塔里木盆地东北缘恰克马克铁什Ⅰ 号剖面综合柱状图Fig.5 Comprehensive histogram of the Chakmaketish profile Ⅰ at northeastern Tarim Basin

图 6

Fig.6

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	图 6 塔里木盆地东北缘恰克马克铁什Ⅱ号剖面综合柱状图Fig.6 Comprehensive histogram of the Chakmaketish profile Ⅱat northeastern Tarim Basin

对于不同类型的岩石, 灰黑色硅质粉砂岩和灰黑色硅质页岩中SiO₂含量最高(79.91%~97.81%, 平均93.34%); 黑色硅质—泥质页岩中SiO₂含量次之(66.91%~74.21%), Al₂O₃含量在15.42%~28.38%之间; 黄褐色钙质粉砂岩中SiO₂含量范围在34.67%~37.63%之间, CaO含量范围在16.26%~18.28%之间; 棕褐色磷质页岩中SiO₂含量在18.95%~78.51%之间, 平均值为35.33%, P₂O₅含量相对富集(1.87%~6.52%), 而CaO含量较少(2.21%~15.25%)。

3.2.3 微量及稀土元素 西山布拉克组中Cd、Mo、Re元素相对富集, Th和Rb元素明显亏损; 西大山组中Re元素相对富集, Sc、Rb、Be元素相对亏损。不同岩石的稀土元素(REE)含量差异明显, 总REE含量范围为1.298~1314.71 μg/g(图 7)。各类岩石的微量及稀土元素含量如下: 灰黑色硅质页岩中Mo、Cr、Sb、Re、Cd元素相对富集, 而Be、Rb、Sr、Pb和Th元素明显亏损; REE平均值为48.02 μg/g; 配分曲线为平坦型, 具有Ce/Ce^*负异常(0.44~0.75, 平均值为0.61)(图 7-A)。

图 7

Fig.7

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	图 7 塔里木盆地东北缘下寒武统各类岩石稀土元素PAAS标准化分布模式Fig.7 PAAS-normalised REE+Y profiles of the Lower Cambrian sedimentary rocks at northeastern Tarim Basin

灰色硅质—泥质页岩中Mo、Cr、Re、Sb、Cd元素相对富集, Co、Sc、Th、Rb元素相对亏损。REE平均值为78.6 μg/g; 具有Ce/Ce^*负异常(0.31~0.75, 平均值为0.56)和Y/Y^*正异常(1.1~1.92, 平均值为1.54)(图 7-B)。棕褐色磷质页岩中, Cu、V、U、Sb、Mo元素相对富集; REE含量较高(平均值为800.52 μg/g); 具有Ce/Ce^*负异常(0.47~0.91, 平均值为0.58)和Eu/Eu^*正异常(1.00~1.37, 平均值为1.21)(图 7-C)。黄褐色钙质粉砂岩中Cd、Mo、Re、Sb元素相对富集, Pb、W、Co元素相对亏损; REE平均值为54.03 μg/g; 配分曲线为平坦型(图 7-D)。灰黑色硅质粉砂岩中, Mo、Cr、Re、Sb、Cd元素相对富集, Th、Rb、Sc元素相对亏损; REE平均值为92.42 μg/g; 重稀土(HREE)相对富集, 具有Ce/Ce^*负异常(0.41~0.51, 平均值为0.46)和Y/Y^*正异常(1.11~1.31, 平均值为1.22)(图 7-E)。灰黑色钙质粉砂岩中Re元素相对富集, Sc、Be、Tl、In元素相对亏损。灰黑色泥质—钙质页岩中Mo、Cd、Re、Sb元素相对富集, Th、Rb、Cr元素相对亏损; REE平均值为69.59 μg/g。灰黑色钙质页岩中Re、Sb、Mo元素相对富集, Sc、Be、W、R元素相对亏损; REE平均值为65.42 μg/g。灰色泥质—钙质粉砂岩中, Re和Mo元素相对富集, Rb、Cr、Th、W元素相对亏损; REE平均值为78.21 μg/g。灰色泥质页岩中Re元素相对富集, Sc、Be、W、Rb元素相对亏损; REE平均值为76.73 μg/g。以上5类岩石的REE配分曲线均为平坦型(图 7-F至7-J)。

前人曾划分过塔东北地区下寒武统的三级层序。程日辉等(2006)将西山布拉克组和西大山组各划分为2个三级层序。石开波等(2017)将西山布拉克组和西大山组整体划分为1个三级层序。在岩石类型精细划分的基础上, 综合沉积学和地球化学, 并参考前人研究成果, 共识别出3个三级层序界面(SB1、SB2、SB3), 将西山布拉克组和西大山组共划分为2个三级层序(SQ1和SQ2)。层序界面SB1为上震旦统盖帽白云岩与下寒武统灰黑色硅质页岩之间的岩性转换面, 界面上下角度不整合接触, 属于I型层序界面(图 8-A)。层序界面SB2为西山布拉克组顶部黑色硅质—泥质页岩与西大山组底部灰黑色钙质粉砂岩之间的岩性转换面, 界面上下整合接触, 属于Ⅱ型层序界面(图 8-B)。层序界面SB3为西大山组顶部的灰色泥灰岩与莫合尔山组底部的灰黑色瘤状灰岩之间的岩石类型转换面, 界面上下整合接触, 属于Ⅱ型层序界面(图 8-C)。

图 8

Fig.8

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	图 8 塔里木盆地东北缘下寒武统三级层序界线野外特征 A—汉格尔乔克组和西山布拉克组之间的平行不整合(SB1), Ⅱ号剖面; B—西山布拉克组和西大山组之间的整合接触(SB2), Ⅰ 号剖面; C—西大山组和莫合尔山组之间的整合接触(SB3), Ⅰ 号剖面Fig.8 Field characteristics photos of the Lower Cambrian third-order sequence boundaries at northeastern Tarim Basin

三级层序SQ1由海侵体系域(TST)和高位体系域(HST)组成。海侵体系域底部主要发育硅质页岩, 其中夹有薄层棕褐色磷质页岩, 为寒武纪初期快速海侵背景下沉积的一套岩石。微量元素处于欠富集状态, 说明在寒武纪初期虽然伴随着海平面的快速上升但是底层水中还是有一定的氧气含量, 对应Si/Al值和Ti/Al值不高, 说明此时还有部分陆源碎屑输入。高位体系域对应西山布拉克组中部和上部的灰黑色硅质页岩和黑色硅质—泥质页岩互层, 厚度较大且整体表现为加积—进积的叠加样式, 岩石中自生石英含量极高, 且平均TOC也较高, 说明在这一时期水体较深, 沉积速率较低。三级层序SQ2由低位体系域(LST)、海侵体系域(TST)和高位体系域(HST)组成。低位体系域由西大山组底部的灰黑色钙质粉砂岩和灰色泥质灰岩组成, 对应深水陆棚环境, 反映了西山布拉克组沉积结束之际, 海平面继续下降, 沉积物在垂向上表现为钙质粉砂岩和泥质灰岩组成的进积序列, 该时期微量元素出现明显的欠缺, TOC也急剧减少。海侵体系域对应西大山组中下部, 整体岩石序列为灰色泥质灰岩、灰黑色钙质粉砂岩、灰色泥质—钙质粉砂岩、黑色泥质—钙质页岩, 沉积物粒度变细, 整体表现为退积的叠加样式, 微量元素出现轻度富集, 说明该时期水体变深, 底层水的含氧量有所降低。较低的Ti/Al值一定程度说明沉积速率较慢。高位体系域对应西大山组上部, 其岩石组合为灰黑色泥质—钙质页岩、灰色泥质灰岩、厚层钙质粉砂岩与厚层泥质—钙质粉砂岩互层、灰色泥质灰岩, 整体表现为进积—加积的沉积样式, 微量元素含量小幅度降低, 说明海平面缓慢下降, 底层水含氧量有所增加, 该层序整体表现为深水陆棚的沉积环境。

4.2.1 厌氧沉积环境

证据一: 岩石发育特征

塔东北库鲁克塔格地区兴地断裂带北部在早寒武世整体发育一套深水相沉积。西山布拉克组缺乏生物扰动及粒度分异特征的黑色泥质—硅质页岩和灰黑色硅质页岩(图 9), 指示了水体中较低的含氧量和缓慢的沉积速率。硅质页岩中大量的放射虫等自生石英同样指示了深水缺氧的沉积环境(李一凡, 2016)。但是, 泥质—硅质页岩中的海绵骨针(图 9-A)、硅质页岩中具同心结构的球状类生物化石(图 9-B)、充填自生石英的低等似球藻类生物(图 9-C)等底栖生物的存在, 说明在震旦纪大范围海侵的背景下, 水体仍具有一定的氧含量而非严格的厌氧环境。而西山布拉克组间隔沉积的黑色硅质—泥质页岩和灰黑色硅质页岩可能为贫氧和厌氧环境交替出现的结果, 与Tyson 和Pearson(1991)提出的陆棚或盆地环境中贫氧环境与厌氧环境随着季节的更替而呈规律性变化的间断性厌氧沉积模式高度一致。与西山布拉克组相比, 西大山组硅质含量减少, 碳酸盐含量升高, 以及钙质岩屑的出现(图 9-D, 9-E), 指示了水体的变浅。西大山组大量发育的不连续平行纹层(组), 甚至局部出现双向交错层理(图 9-F), 可能为较浅水体大范围循环所产生的(Schieber, 2016)。而自生黄铁矿的聚集(图 9-G, 9-H)反映了西大山组沉积时期水体并非持续变浅。

图 9

Fig.9

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图 9 塔里木盆地东北缘具有氧化还原环境指示意义的下寒武统泥页岩薄片照片 A—黑色硅质—泥质页岩, 沥青充填(黄色方框)和石英充填的放射虫以及海绵骨针(红色剪头), 正交偏光, Ⅱ号剖面, 西山布拉克组; B—灰黑色硅质页岩, 同心结构似球状生物化石和脉状裂缝(红色箭头), 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西山布拉克组; C—黑色硅质—泥质页岩, 低等球藻类生物被自生石英充填(红色箭头), 正交偏光, Ⅰ 号剖面, 西山布拉克组; D—灰黑色钙质粉砂岩, 挠曲变形纹层, 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西大山组; E—灰黑色钙质粉砂岩, 大颗粒方解石碎屑(黄色方框), 正交偏光, Ⅱ号剖面, 西大山组; F—灰黑色泥质—钙质页岩, 交错层理(红色箭头), 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西大山组; G—灰黑色钙质页岩, 连续的粉砂纹层、水平纹层以(黄色方框)及黄铁矿纹层和黄铁矿结核(红色剪头), 薄片扫描照片, Ⅰ 号剖面, 西大山组; H—灰色泥质—钙质粉砂岩, 粉砂质纹层、黄铁矿纹层(红色箭头)以及多个逆粒序, 薄片扫描照片, Ⅱ号剖面, 西大山组Fig.9 Thin section photos of the Lower Cambrian sedimentary rocks with redox environmental indication at northeastern Tarim Basin

证据二: 微量元素富集程度

自生矿物中铀(U)、钒(V)、钼(Mo)、铬(Cr)、钴(Co)等微量元素的富集程度指示了沉积水体的氧化还原特征(Calvert and Pedersen, 1993; Algeo and Lyons, 2006; Tribovillard et al., 2006)。U、V和Mo与Al不具有相关性(图 10-A, 10-B, 10-C), 说明三者的富集受控于水体的氧化还原条件。而Co与Al之间明显的正相关(图 10-D)说明其受到陆源碎屑影响。因此, 依据U、V、Mo元素的富集程度判断西山布拉克组(SQ1)和西大山组沉积时期(SQ1)的沉积环境。

图 10

Fig.10

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	图 10 塔里木盆地东北缘下寒武统岩石中Al与微量元素交汇图Fig.10 Intersection of Al and trace elements in rocks of the Lower Cambrian at northeastern Tarim Basin

Ⅰ 号和Ⅱ号剖面西山布拉克组U元素相对富集, U/Al值(平均值为23.04)明显高于PAAS(平均值为0.31; Mclennan, 1989)。作为西山布拉克组的主要岩石类型, 灰黑色硅质页岩和黑色硅质—泥质页岩的U/Al平均值(分别为10.18和46.77)明显高于黑海缺氧含硫环境中沉积物的U/Al平均值(3.30)(Calvert and Pedersen, 1993), 说明其形成于强还原环境。但是, 发育于西山布拉克组底部的灰黑色硅质页岩U/Al值(10.18)远小于平均值(23.04), 推测研究区早寒武世初期的还原性并不强, 此后还原性随着水体深度增加而增强。Ⅰ 号剖面和Ⅱ号剖面西大山组U/Al值(平均值为3.74)亦高于PAAS(平均值为0.31; Mclennan, 1989), 但明显低于西山布拉克组(平均值为23.04)。作为西大山组主要岩石类型的灰黑色钙质粉砂岩、灰色泥质灰岩和灰色泥质—钙质粉砂岩的U/Al值(平均值分别为4.31, 4.24, 3.01)低于西山布拉克组, 表明西大山组沉积环境中的氧含量较西山布拉克组有所增加(图 5; 图 6)。但是, 发育于西大山组最底部的灰黑色泥质—钙质页岩U/Al值高达41.21, 远高于该组上部的其他岩性, 表明西大山组沉积初期氧含量并无显著升高。钒(V)在无硫厌氧环境及含硫无氧环境中均易发生富集, 在无硫厌氧环境中, 其含量与TOC呈正相关, 而在含硫无氧环境中, 其含量与TOC不具有相关性(Morford and Emerson, 1999)。同样地, 钼(Mo)在无硫还原环境中的富集与TOC呈正相关, 而在硫化的滞留沉积环境, 其含量与TOC不具有相关性(Tribovillard et al., 2006)。Ⅰ 号和Ⅱ号剖面西山布拉克组和西大山组的V/Al值(19.51~3141.17, 平均值为491.24)和Mo/Al值(0.45~354.56, 平均值为47.38)均大于PAAS(平均值分别为15.0, 0.10; Mclennan, 1989)。此外, U/Al值, V/Al值和Mo/Al值在纵向上的变化趋势相同(图 5; 图 6), 共同指示了还原性较强的沉积环境。

铀(U)和钼(Mo)的富集条件不同, U在贫氧环境中即可富集, 而Mo在硫化的厌氧环境中方能沉淀, 且在颗粒搬运过程中会进一步富集。因此, 基于U和Mo的差异性富集条件, Tribovillard 等(2012)提出利用U和Mo的富集系数(Enrichment factors, EF)交汇特征分析水体的氧化还原及封闭程度。微量元素(X)富集系数的计算公式如下:

X_EF=[(X/Al)_sample/(X/Al)_PAAS]

其中, Al为质量分数。一般情况下, EFs>10代表了较高的元素富集程度(Mclennan, 1989; Algeo and Tribovillard, 2009)。在现代开放海洋系统中EFs>10对应了无氧—厌氧环境中U和Mo的富集(Algeo and Tribovillard, 2009)。自生矿物中U和Mo随还原条件的增强而逐渐富集, 并且Mo较U的富集速度更快(Algeo and Tribovillard, 2009)。与现代海水(SW: seawater)中的Mo/U值相比, Mo/U值达到3~10(×SW)时即指示了封闭的海洋系统(Tribovillard et al., 2012)。Mo-TOC水体流通指示图亦能一定程度上指示水体的开放性(Algeo and Rowe, 2012)。

西山布拉克组灰黑色硅质粉砂岩(U_EF: 74~284; Mo_EF: 1400~1800)、灰黑色硅质页岩(U_EF: 4~57; Mo_EF: 20~1000)、棕褐色磷质页岩(U_EF: 26~75; Mo_EF: 133~809)和黑色硅质—泥质页岩(U_EF: 6~294; Mo_EF: 9~2800)的富集系数整体较大但局部波动, Mo/U值大于3(×SW), 少部分处于0.3~3(×SW)之间(图 11), 指示了西山布拉克组沉积时期间断性无氧—厌氧、整体封闭的沉积环境。西大山组灰黑色钙质粉砂岩(U_EF: 5~13; Mo_EF: 14~68)、黄褐色钙质粉砂岩(U_EF: 3; Mo_EF: 24)、灰色泥质灰岩(U_EF: 7~15; Mo_EF: 26~50)、灰黑色泥质—钙质页岩(U_EF: 7~15; Mo_EF: 87~113)、灰色泥质—钙质粉砂岩(U_EF: 4~15; Mo_EF: 14~155)、灰黑色钙质页岩(U_EF: 7~10; Mo_EF: 19~63)的U和Mo的富集系数低于西山布拉克组, Mo/U值处于0.3~3(×SW)之间(图 11), 指示了西大山组沉积时水体中氧含量有所增加, 开放性增强, 但仍为贫氧—厌氧环境。Mo-TOC水体流通指示图(图 12)同样显示西山布拉克组的黑色硅质—泥质页岩和灰黑色硅质页岩大多落在强封闭区域, 但仍有少部分落于中度甚至弱封闭区域。非完全的封闭状态也为间断性厌氧提供了可能。与西山布拉克组相比, 西大山组Mo/TOC值主要落在中—弱封闭区, 指示水体开放性增强。

图 11

Fig.11

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	图 11 塔里木盆地东北缘下寒武统各类岩石UEF-MoEF交汇图(图版引自Tribovillard et al., 2012)Fig.11 Intersection of UEF and MoEF for each rock of the Lower Cambrian in northeastern Tarim Basin (Plate cited from Tribovillard et al., 2012)

图 12

Fig.12

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	图 12 塔里木盆地东北缘下寒武统各类岩石Mo-TOC交汇图(图版引自Algeo and Lyons, 2006)Fig.12 Intersection of Mo and TOC for each rock of the Lower Cambrian in northeastern Tarim Basin (Plate cited from Algeo and Lyons, 2006)

4.2.2 古生产力 钡元素(Ba)与古生产力之间存在定量关系, 故而可用于古海洋原始生产力的恢复(Dymond et al., 1992; Francois et al., 1995; Mcmanus et al., 1998; Pfeifer et al., 2001)。沉积物中Ba的来源包括生物来源和陆源碎屑输入(Cocks, 2001), 但只有生源Ba能够反映古海洋的实际生产力, 因此, 需要尽可能地排除陆源碎屑的影响。通过总Ba含量减去陆源Ba含量来确定生源Ba的含量(Dymond et al., 1992):

Ba_bio=Ba_total-Al_sed×(Ba/Al)_terr

其中, Ba_total为总Ba含量, Ba_bio为生源Ba含量, Al_sed为总Al含量, (Ba/Al)_terr为地壳中Ba/Al值, 依据上地壳的元素丰度(Mclennan, 2001), (Ba/Al)_terr取值为0.0068。生源Ba含量不会因氧化还原条件的变化而产生明显的变化, 因此作者计算所得的生源Ba含量能够较真实地反映古海洋的生产力。

热液事件常造成重晶石在沉积物中富集(Tribovillard et al., 2006), 进而导致生源Ba含量的计算误差。热液事件常通过铀(Eu)的正异常判断(Murray et al., 1991; Douville et al., 1999; Owen et al., 1999)。西山布拉克组上部Eu异常均为负值, 而西山布拉克组下部Eu正异常频繁出现(图 13), 西大山组除少数个别样品具有Eu正异常, 其余均为Eu负异常(图 13; 图 14)。表明西山布拉克组早期沉积受热液作用影响, 而西山布拉克组中期、后期和西大山组沉积时期基本不受热液影响。在古生产力与TOC含量方面, 西山布拉克组不具有Eu异常(平均值0.89)的黑色泥质—硅质页岩中生源Ba含量较低(100~640, 平均值为275), 但是对应较高的TOC(平均值为0.51%, 最高可达0.81%)。西大山组亦具有较高的生源Ba含量(118~8802, 平均值为1191), 但对应的TOC不高(0.1%~0.47%, 平均值为0.21%)。图 13和图 14显示西山布拉克组和西大山组的生源Ba含量与TOC之间不具有协变关系, 表明该区古生产力对有机质富集作用有限。

图 13

Fig.13

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	图 13 塔里木盆地东北缘西山布拉克组古生产力参数纵向变化Fig.13 Longitudinal variation of palaeoproductivity parameters of the Xishanbulak Formation in northeastern Tarim Basin

图 14

Fig.14

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	图 14 塔里木盆地东北缘西大山组古生产力参数纵向变化Fig.14 Longitudinal variation of palaeoproductivity parameters of the Xidashan Formation in northeastern Tarim Basin

4.2.3 沉积速率 Si/Al值和Ti/Al值可以反映陆源碎屑的输入量, 进而能够一定程度地指示沉积速率(Bertrand et al., 1996; Murphy et al., 2000; Werne et al., 2002; Sageman et al., 2003; Rimmer et al., 2004)。

1)Si/Al值。海洋沉积物中的硅(Si)主要来源于海水自身沉淀和陆源碎屑输入(Schieber et al., 2000; Werne et al., 2002)。干燥少雨、海平面上升等均可造成Si/Al值的增大, 对应较低的沉积速率(Schieber et al., 2000; Werne et al., 2002)。西山布拉克组Si/Al值范围变化较大(1.17~368.87; 图 5; 图 6)。其中, 灰黑色硅质粉砂岩、灰黑色硅质页岩和黑色硅质—泥质页岩较其他类型的岩石具有更高的Si/Al值(平均值分别为332.37, 105.54, 159.26)。此外, 灰色硅质泥质页岩中大量的海绵骨针和放射虫, 指示了饥饿沉积状态下较低的沉积速率。与之相比, 西山布拉克组棕褐色磷质页岩和黄褐色钙质粉砂岩具有相对较低的Si/Al值(平均值分别为4.88和10.64), 说明陆源碎屑输入量增加或者自生硅质沉淀速率低。黄褐色钙质细砂岩厚度小, 以夹层的形式发育在厚层的硅质页岩中, 粒度大且具有一定的层理结构和冲刷面, 因此推测其为远洋底流沉积而成。而棕褐色磷质页岩受到热液活动的影响。与西山布拉克组相比, 在西大山组中Si/Al值(2.91~17.47)明显下降(图 5; 图 6), 说明西大山组受到陆源碎屑影响明显, 沉积速率明显加快。

2)Ti/Al值。钛元素(Ti)常以钛铁矿或辉石等重矿物的形式富集在陆源碎屑中(Brumsack, 2006)。较高的Ti/Al值常由风成输入的钛元素增多所致(Caplan et al., 1996; Wortmann et al., 1999; Stow et al., 2001)。整个西山布拉克组Ti/Al值范围为0.011~0.095, 其中灰黑色硅质页岩、灰黑色硅质粉砂岩和黑色硅质—泥质页岩较其他类型岩石对应更高的Ti/Al值(平均值分别为0.047, 0.051, 0.046), 表明风成输入的Ti元素增多, 与Si/Al值一致, 指示了饥饿沉积状态下较低的沉积速率。同样地, 西山布拉克组棕褐色磷质页岩和黄褐色钙质粉砂岩具有相对较低的Ti/Al值(平均值分别为0.027和0.021)。进一步证实黄褐色钙质粉砂岩为远洋底流快速沉积而成, 而棕褐色磷质页岩与热液活动密切相关。西大山组中Ti/Al值(0.042~0.086)同样明显低于西山布拉克组(图 5; 图 6), 说明西大山组受到陆源输入增加, 沉积速率有所提升。

4.3.1 有机质富集及其主控因素 一般认为, 较强的还原条件(Wignall, 1991; Laskar et al., 2004)、较高的生产力(Calvert, 1987; Morris, 1987)及较慢的沉积速率有利于富有机质沉积物的富集和保存(Wignall and Twitchett, 1996)。此外, 热液活动可能促进有机质的富集(刘天琳等, 2018), 亦有可能导致沉积物发生蚀变(杨伟芳等, 2011; 黄鑫和蒲晓强, 2017)。西山布拉克组和西大山组TOC较高的几类岩石: 黑色硅质页岩(平均TOC为0.51%)、灰黑色硅质—泥质页岩(平均TOC为0.48%)以及棕褐色磷质页岩(平均TOC为0.6%)均形成于强还原环境中, 表现出较高的U、V和Mo含量, 说明有机质在还原环境下易于富集。黑色硅质页岩和灰黑色硅质—泥质页岩较高的Si/Al值和Ti/Al值, 说明有机质在较低的沉积速率下易于富集。稳定沉积环境下的TOC不常见到分层现象, 但是西山布拉克组下部棕褐色磷质页岩的TOC高于下部的灰黑色硅质页岩(平均TOC为0.05%), 却小于上部磷质页岩(平均TOC为0.49%), 呈现出明显的分层性。结合上述分析, 认为下部棕褐色磷质页岩受到了热液蚀变的影响。

与西山布拉克组相比, 西大山组发育的黄褐色钙质粉砂岩(平均TOC为0.049%)、灰黑色硅质粉砂岩(平均TOC为0.056%)、灰黑色泥质—钙质页岩(平均TOC为0.259%)、灰黑色钙质粉砂岩(平均TOC为0.196%)、灰黑色钙质页岩(平均TOC为0.183%)、灰色泥质钙质粉砂岩(平均TOC为0.245%)以及灰色泥灰岩(平均TOC为0.185%)整体TOC富集程度较低。而西大山组沉积之时水体中较高的氧含量(U, V, Mo含量低)、较快的沉积速率(Si/Al, Ti/Al)表明氧含量的相对增加和较高的陆源碎屑输入不利于有机质的富集。除上述因素外, U/Al、V/Al和Mo/Al等比值与TOC的协变关系(图 15-A, 15-B, 15-C), 反映缺氧的保存条件是控制有机质富集的关键因素; Si/Al值和Ti/Al值与TOC的协变关系(图 15-D, 15-E), 证实沉积速率一定程度上影响有机质富集; 生源Ba与TOC的协变关系(图 15-F), 表明古生产力对有机质的富集影响不大。

图 15

Fig.15

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	图 15 塔里木盆地东北缘下寒武统各类岩石TOC与微量元素交汇图(注:细砂岩不是细粒沉积物)Fig.15 Intersection of TOC-trace elements for each rock of the Lower Cambrian at northeastern Tarim Basin

4.3.2 层序格架内富有机质泥页岩发育模式 三级层序SQ1: 晚震旦世发生的冰川融化和拉张活动造成了早寒武世初期的大规模海侵。在快速海侵背景下, 塔东北库鲁克塔格地区在震旦系冰碛岩和盖帽白云岩之上发生沉积。海侵初期, 沉积水体中仍有一定的氧含量(较低的U/Al值, Mo/Al值, V/Al值), 并且受到陆源碎屑的影响(较低的Si/Al值和Ti/Al值)(图 16-A)。伴随着海侵初期的伸展拉张活动, 西山布拉克组早期沉积受到热流体的影响。该时期较快速率沉淀而成的硅质页岩遭受热液蚀变, 有机质被一定程度地降解, 而同样与热液活动密切相关的磷质页岩得益于热液活动创造的还原性环境, 有机质相对富集。在高位体系域, 底层水体含氧量降低并渐变为厌氧环境(较高的U/Al值, Mo/Al值, V/Al值), 整体为盆地相沉积。此时底层水体虽含氧量低, 但并非完全封闭, 水体随着季节变化而处于间断性厌氧状态, 大量发育的球状藻类生物以及浮游植物提供了良好的生烃基础。此外, 该时期陆源碎屑输入有限(较高的Si/Al值和Ti/A值), 与良好的有机质保存条件、较高的古生产力, 共同造成了硅质页岩较高的TOC(图 16-B)。

图 16

Fig.16

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	图 16 塔里木盆地东北缘SQ1时期富有机质泥页岩发育模式 A—海侵体系域阶段; B—高位体系域阶段Fig.16 Schematic development of organic-rich mud shales during SQ1 period at northeastern Tarim Basin

三级层序SQ2: 西山布拉克组沉积结束之后, 西大山组沉积开始之前, 库鲁克塔格地区海平面快速下降, 导致硅质沉积减小、钙质沉积增多, 标志着一个新的三级层序(SQ2)的开始。沉积水体中的氧含量伴随海平面降低而逐渐由厌氧环境转变为贫氧环境(较低的Mo/Al值, U/Al值, V/Al值)。该时期陆源碎屑输入量随着海平面下降而增加, 沉积速率也随之加快(较低的Si/Al值和Ti/Al值)。此时环境中相对较高的氧含量限制了有机质的富集与保存(图 17-A)。在SQ2海侵体系域, 海平面在经历了西大山组沉积初期的短暂下降后又再次上升, 微量元素随之出现富集, 沉积速率有所变缓(较低的Ti/Al值), 陆源输入有所减少, TOC有所升高。但该时期水体中氧含量仍高于西山布拉克组沉积时期(SQ1时期), 因而导致TOC不及SQ1时期(图 17-B)。在SQ2高位体系域时期, 研究区海平面有所降低, 沉积速率进而加快(较低的Si/Al值), 有机质的保存受到该环境的限制, 造成较低的TOC(图 17-C)。

图 17

Fig.17

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	图 17 塔里木盆地东北缘SQ2时期富有机质泥页岩发育模式 A—低位体系域阶段; B—海侵体系域阶段; C—高位体系域阶段Fig.17 Schematic development of organic-rich mud shales during SQ2 period at northeastern Tarim Basin

经过上述对三级层序内页岩发育特征的分析发现: SQ1层序高位体系域发育的硅质页岩具有较好的保存条件; 而SQ2层序发育时期, 整体较高的含氧量、较大的陆源输入量以及较快的沉积速率, 不利于有机质的富集和保存。