图1 蒙古地区巴彦峡谷剖面位置(修改自参考文献[42])
Fig.1 Locality of the Bayan Gorge section in western Mongolia (modified from Ref. [42])
北京大学学报(自然科学版) 第62 卷 第4 期 2026 年7 月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 62, No. 4 (July 2026)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2026.043
国家重点研发计划(2022YFF0800204)资助
收稿日期: 2025-04-23；
修回日期: 2025-05-26
Geochemical Characteristics of the Ediacaran-Cambrian Boundary Strata in Bayan Gorge, Western Mongolia: Implications for Paleoeceanic Redox Prior to the Cambrian Explosion
寒武纪生命大爆发是地球生命演化史上最具标志性的事件之一, 标志着多门类动物的快速出现和复杂生态系统的建立[1-3]。尽管已有多种假说尝试解释其成因, 包括环境变化[4-6]、遗传机制演化[7-8]和生态系统结构复杂化[9-10], 但尚未形成统一的学术共识。
在众多环境因素中, 海洋氧化还原状态的演化是关键的控制因素之一[11-14]。研究表明, 晚新元古代至寒武纪早期海洋氧化过程存在显著的时空差异性, 部分浅水区早在约 742 Ma 前后即已发生氧化,深水区的氧化则可能延迟至寒武系第三阶[15-17]。然而, 对于埃迪卡拉纪末期—寒武纪早期这一关键过渡期, 尤其是 E-C 界线附近, 全球范围缺乏高分辨率的古海洋氧化还原记录。虽然中国华南地区、阿曼、纳米比亚和摩洛哥等地区的 E-C 界线剖面已积累古生物学和地层学等方面的研究成果, 但地层缺失、沉积不连续和系统性地球化学数据缺失的问题, 造成全球地层对比存在较大的障碍[11,18-20]。因此, 针对蒙古等古地理关键区域开展全新的区域性研究, 获取高质量的地球化学指标记录, 对厘清寒武纪大爆发前的海洋环境演化过程具有重要意义。
稀土元素(REE)共计 17 种, 各元素物理化学性质高度相近。钇(Y)因离子电荷和离子半径与稀土元素相似, 通常也被划归稀土元素范畴[21-22]。铈异常(Ce/Ce*)SN 是重建古海洋氧化还原状态的经典指标, 在古海洋氧化还原研究中广泛应用于多个地层系统[23-26]。在氧化环境中, Ce3+易被氧化为 Ce4+, 并从水体中去除, 使碳酸盐岩记录呈现明显的铈负异常[25,27-28]。碳酸盐岩的 Th/U 比值可作为判别古海水氧化还原状态的辅助指标。碳酸盐岩中铀(U)含量主要受海水中铀浓度控制, 在缺氧(还原)环境下,铀易被有机质吸附富集并赋存于黑色页岩中[29-31],导致海水及同期碳酸盐岩中铀含量降低, Th/U 比值升高; 在氧化环境下, 铀以可溶性 U6+的形式存在于海水中, 易进入碳酸盐矿物, 导致 Th/U 比值降低[31-35]。因此, 碳酸盐岩 Th/U 比值升高通常指示缺氧(还原)环境, 比值降低则反映氧化环境[31,36]。将铈异常值与 Th/U 比值两项指标联合, 能够更准确地判别古海水的氧化还原状态[31,36]。
蒙古西部巴彦峡谷剖面保存了埃迪卡拉纪晚期—寒武纪早期连续碳酸盐岩地层序列。前人已对该剖面建立初步的年代地层、生物地层与碳同位素演化框架[37-43], 但系统性的氧化还原研究较为匮乏。本研究通过高分辨率层位取样与多指标地球化学分析, 结合岩石学与沉积学观察结果, 系统地评估 REE 地球化学信号的成因背景, 重建该剖面海水氧化还原状态的演化过程, 旨在填补蒙古地区寒武纪早期古海洋化学记录的空白, 并为全球 E-C 界线氧化还原状态对比以及寒武纪生命大爆发的环境驱动机制研究提供新的证据。
扎布汗地体(Zavkhan)位于蒙古首都乌兰巴托以西约 900 km 的戈壁阿尔泰省境内, 是蒙古中部地质单元的重要组成部分。新元古代至寒武纪末期,该地体位于西伯利亚克拉通南部的边缘地带, 处于低纬度古地理环境(约为 10°S)[38,44-45]。扎布汗地体完整地保存了元古宙至新生代地层, 其中埃迪卡拉系-寒武系地层发育良好, 是研究 E-C 界线地层学、古生物学及古海洋环境演化的重要区域, 前人围绕该区域已发表大量古生物学和地层学等方面的研究成果[38,42,46-48]。
巴彦峡谷(Bayan Gorge)位于扎布汗地体西南缘, 隶属戈壁阿尔泰省泰希尔县, 距该省首府阿尔泰市(Altay)约 35 km, 距泰希尔县城 18 km (图1)。巴彦峡谷地层剖面沿峡谷内扎布汗河南岸一条季节性支流两岸出露, 其中北侧地层出露的连续性更好,产状清晰(图2), 是区域内极具代表性的 E-C 界线剖面之一。
图1 蒙古地区巴彦峡谷剖面位置(修改自参考文献[42])
Fig.1 Locality of the Bayan Gorge section in western Mongolia (modified from Ref. [42])
图2 巴彦峡谷剖面野外照片[42]
Fig.2 Field photograph for Bayan Gorge section[42]
图3 巴彦峡谷剖面沉积地层学、化学地层学和生物地层学综合柱状图(修改自文献[42])
Fig.3 Integrated correlation of lithostratigraphy, chemostratigraphy, and biostratigraphy in the Bayan Gorge Section (modified from Ref. [42])
巴彦峡谷剖面新元古代到寒武纪的地层序列可划分为 27 个岩性单元[42]。我们在野外实测了第 8～ 18 段地层(图2 和 3), 地层厚度约为 480 m, 涵盖埃迪卡拉纪晚期至寒武纪早期的关键地质时期。
Shuurgat 组(第 8～9 段)以泥晶白云岩和亮晶白云岩为主, 其中第 9 段发育典型的白云岩化叠层石(图4(a)), 形态包括柱状叠层石、穹隆状叠层石和多种凝块结构。Zuun-Arts 组(第 10～16A 段)以泥晶灰岩(图4(b))为主, 间夹亮晶似球粒灰岩和亮晶破碎凝块灰岩等亮晶颗粒灰岩(图4(c)和(d)), 第 16A段呈现亮晶颗粒灰岩夹泥晶灰岩的特征。Bayangol组(第 17A～18 段)岩性分异显著, 其中第 17A 段为泥质泥晶灰岩(图4(e))与薄层页岩互层, 第 17 段主要为凝块岩、泥晶灰岩和亮晶颗粒灰岩, 在凝块石中发现 Korilophyton (图4(f))和 Renalcis (图4(g))等钙化微生物化石; 第 18 段以泥晶灰岩夹薄层页岩为主体, 顶部有凝块岩, 在凝块石中发现 Epiphyton 等寒武纪钙化微生物化石(图4(h))。
图4 巴彦峡谷剖面各种类型碳酸盐岩显微照片
Fig.4 Photomicrographs of different types of carbonate rocks from the Bayan Gorge section
巴彦峡谷剖面保存了丰富的遗迹化石和小壳化石组合, 其中多项发现对 E-C 界线的厘定有重要启示。Yang 等[47]在 Zuun-Arts 组底界之上 5 m 处的薄层灰岩中发现类似 Cloudinids 的化石 Zuunia chimidtsereni, Dornbos 等[49]在剖面以北 50 km 处 Zuun-Arts 组底部页岩中发现厘米级多细胞底栖藻类化石Zuunartsphyton delicatum 和 Chinggiskhaania bifurcata, 其保存方式与布尔吉斯型化石群相似。Zuun-Arts 组中部第 12 段附近首现简单层状遗迹化石[46], 第 14 段上部泥晶灰岩中产出早寒武世典型的两侧对称遗迹化石 Arenicolites[50], 第 18 段底部薄层砂岩中发现化石 Treptichnus pedum[51]。尽管该化石层位高于国际标准界线点(global boundary stratotype section and point, GSSP)界定的 T. pedum 首次出现层位, 但仍然可以作为区域地层对比的参考标志。
对巴彦峡谷剖面化学地层学和年代地层学的研究已取得初步成果[38,46,48], 但对于寒武系底部碳同位素异常事件的识别和对比仍然存在争议[38,42,46,48]。Smith 等[46]在碳同位素曲线中识别出 6次碳同位素正异常事件, Topper 等[48]和 Zhang 等[52]在此基础上进一步厘定 BACE 事件的位置, 并将 E-C 界线划定于 Zuun-Arts 组顶部。裴进峰[42]结合碳同位素序列、生物地层和岩石学特征, 主张 BACE事件发生于第 11～13 段, 将 Zuun-Arts 组第 10 段底界划定为E-C 界线, 认为该划界方案更符合蒙古地区的地层发育特征与全球对比标准。
我们在蒙古西部巴彦峡谷剖面系统地采集 Shuurgat 组第 8 段至 Bayangol 组第 18 段的碳酸盐岩样品 121 件, 覆盖埃迪卡拉纪晚期至寒武纪早期关键地层。所有岩石样品在实验室进行镜像切割, 一部分样品制备成薄片, 用于微相分析, 另一部分经微磨机磨至 200 目, 加工为厚片, 以备微区取样和地球化学分析。通过对比薄片与厚片, 确定微区取样位置, 使用微钻在厚片上钻取粉末样品。根据岩石类型和沉积特征, 将样品划分为 6 类: 1) 叠层石样品(11 件), 主要采自第 9 段, 以柱状和穹隆状叠层石为主, 白云岩化显著; 2) 凝块岩样品(22 件), 主要采自第 17 段下部和第 18 段顶部, 分别对泥晶基质和凝块组分单独取样; 3) 泥晶灰岩样品(43 件), 包括Zuun-Arts 组 31 件和 Bayangol 组 12 件, 岩性涵盖含颗粒泥晶灰岩和泥晶颗粒灰岩等; 4) 亮晶颗粒灰岩(26 件), 采自 Zuun-Arts 组和 Bayangol 组, 岩性包括亮晶似球粒灰岩、亮晶破碎凝块灰岩和亮晶生屑灰岩; 5) 泥质泥晶灰岩(13 件), 主要采自第 17A 段;6) 白云岩(6 件), 采自第 8 段。
为准确获取碳酸盐组分中的稀土元素(REE)和微量元素含量, 本研究采用弱酸选择性浸取法。具体步骤如下: 称取 25 mg 样品放入离心管; 加入 4 mL 0.5 mol/L 醋酸溶解碳酸盐组分, 摇匀后静置 12小时; 经超声仪处理 1～1.5 小时, 再次静置至少 24小时; 在 3000 r/min 转速下离心 10 分钟, 取上层清液 3.5 mL, 蒸干除去醋酸; 用 2%稀硝酸提取样品溶液, 分取 2 mL 定容, 用于微量元素测定, 再取 1 mL定容, 用于主量元素测定。
主量和微量元素的测试均在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。主量元素使用电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-OES)测定, 微量元素(包括 REE)使用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定, 主量和微量元素的测试精度均为 5%。
无机碳氧同位素的测试在中国科学院南京地质古生物研究所的古生物学与地层学国家重点实验室完成。将约 0.2 mg 粉末置于 70°C 环境中与 100%磷酸反应, 彻底释放出碳酸盐中 CO2, 采用 MAT-253质谱仪和 Kiel IV 碳酸自动进样系统进行测试。碳同位素(δ13C)和氧同位素(δ18O)相对于 VPDB 标准的分析精度分别为±0.04‰和±0.08‰。
REE 经 PAAS 标准化后, 铈异常(Ce/Ce*)SN 计算公式为
为消除镧正异常干扰, 采用镨异常(Pr/Pr*)SN 辅助判别铈异常的真实性, (Pr/Pr*)SN 计算公式为
当(Ce/Ce*)SN＜1 且(Pr/Pr*)SN＞1 时, 存在真实铈负异常[21-22,53]。本研究采用此方法判别氧化还原 状态。
为评估成岩作用与陆源碎屑输入对样品稀土元素记录的影响, 本研究采用 Pearson 相关系数(r)和统计显著性(p)两项指标, 分析主要地球化学元素(Fe, Mn, Al, Th 和 Sc)、碳氧同位素与 REE 的相关性。通过相关性分析, 结合元素含量与分布特征,评估成岩作用和陆源碎屑对 REE 记录的影响程度。
巴彦峡谷剖面各类碳酸盐岩样品的稀土元素(REE)含量与配分模式表现出明显的差异性(图5,表1 和 2)。总体来看, 不同类别的碳酸盐岩样品中 REE 总量(ΣREE)平均值为 0.91～67.72 μg/g, 不同岩性的配分模式具有系统性的变化。
表1 巴彦峡谷剖面各类碳酸盐岩的主量和微量元素含量及碳氧同位素均值
Table1 Average concentrations of major and trace elements, carbon and oxygen isotope values of different types of carbonate rocks from Bayan Gorge section
元素含量/(μg·g-1)元素 凝块岩中的凝块 凝块岩中的泥晶 叠层石BG组泥晶灰岩ZA组泥晶灰岩亮晶颗粒灰岩泥质泥晶灰岩白云岩部分(n=10) 部分(n=12) (n=11)(n=12) (n=31) (n=26) (n=13) (n=6)Fe 636 1733 9721448 340 434 3089 914 Mn 98 163 83191 45 39 1302 139 Al 218 538 275511 219 174 821 318 Th 0.17 0.38 0.030.32 0.05 0.07 0.55 0.04 Sc 0.83 1.65 0.281.41 0.53 0.43 2.90 0.36 Sr 735 545 46532 978 491 703 51 U 0.67 0.84 0.221.47 1.69 1.52 0.66 3.31 La 3.04 4.55 0.155.05 1.27 1.01 16.12 0.32 Ce 5.14 7.77 0.399.69 1.95 1.95 28.94 0.80 Pr 0.61 0.93 0.041.06 0.22 0.22 3.09 0.09 Nd 2.27 3.29 0.143.72 0.83 0.82 11.05 0.33 Sm 0.53 0.76 0.040.81 0.18 0.20 2.44 0.09 Eu 0.10 0.14 0.010.16 0.03 0.04 0.50 0.02 Gd 0.42 0.58 0.040.61 0.13 0.15 1.81 0.08 Td 0.07 0.09 0.010.09 0.02 0.02 0.27 0.01 Dy 0.42 0.55 0.040.56 0.11 0.13 1.57 0.08 Y 3.51 4.21 0.323.85 0.98 1.02 10.08 0.55 Ho 0.09 0.11 0.010.11 0.02 0.03 0.30 0.02 Er 0.23 0.30 0.020.29 0.06 0.07 0.78 0.04 Tm 0.03 0.04 0 0.04 0.01 0.01 0.10 0.01 Yb 0.19 0.25 0.020.26 0.06 0.06 0.64 0.04 Lu 0.03 0.04 0 0.04 0.01 0.01 0.09 0.01 δ13C/‰ -2.79 -2.79 3.41-2.39 -1.59 -3.32 -1.44 0.47 δ18O/‰ -8.91 -9.36 -0.13-8.60 -9.26 -8.68 -10.38 -0.15
说明: BG组指Bayangol组, ZA组指Zuun-Arts组。
图5 各类碳酸盐岩稀土配分模式
Fig.5 REE patterns of different types of carbonate rocks
1) 凝块岩样品中, 凝块部分和泥晶部分的稀土配分模式较为一致(图5(a)), 均呈现轻微的 LREE (轻稀土)亏损, 但 ΣREE 差异显著, 泥晶部分平均值为 19.41 μg/g, 凝块部分平均含量为 13.18 μg/g (表1和 2)。
2) 叠层石样品(第 9 段)显示出最显著的 LREE亏损配分模式(图5(b)), 具体表现为相对低的 LREE亏损指标(NdSN/YbSN 平均值为 0.56)和相对低的中稀土富集指标((MREE*)SN 平均值为 1.14)(表2), 整体上稀土配分模式一致性加强。该类岩石的 ΣREE 较低, 平均含量仅为 0.91 μg/g。
表2 巴彦峡谷剖面各碳酸盐岩类型关键指标数据
Table2 Key index data of different types of carbonate rocks from Bayan Gorge section
元素含量/(μg·g-1)指标 凝块岩中的凝块凝块岩中的泥晶叠层石BG组泥晶灰岩ZA组泥晶亮晶颗粒灰岩泥质泥晶灰岩白云岩部分(n=10) 部分(n=12) (n=11)(n=12) 灰岩(n=31)(n=26) (n=13) (n=6)∑REE 13.18 19.41 0.91 22.49 4.91 4.70 67.72 1.92 NdSN/YbSN 1.01 1.13 0.56 1.11 1.22 1.18 1.37 0.75 (MREE*)SN 1.40 1.41 1.14 1.36 1.48 1.54 1.45 1.35 Y/Ho 41.06 37.40 37.26 37.03 43.61 40.24 33.56 34.85 Mn/Sr 0.13 0.30 1.84 0.34 0.08 0.15 1.94 2.75 (Ce/Ce*)SN 0.89 0.86 1.12 0.93 0.93 0.93 0.96 1.05 (Pr/Pr*)SN 1.06 1.08 0.94 1.03 1.04 1.04 1.02 0.98 Th/U 0.26 0.51 0.21 0.28 0.04 0.07 1.12 0.01
3) 泥晶灰岩呈现平坦的稀土配分模式(图5(c)),其中, Zuun-Arts 组泥晶灰岩和 Bayangol 组泥晶灰岩稀土配分曲线形态相似, 但 ΣREE 差异显著, 前者平均含量为 4.91 μg/g, 后者平均含量达 22.49 μg/g,相差近 5 倍。
4) 亮晶颗粒灰岩总体上保持平坦的配分特征(图5(d)), 其 LREE 亏损程度比泥晶灰岩更显著, 部分样品出现明显的 LREE 亏损趋势, 指示更强的分馏作用。
5) 泥质泥晶灰岩具有最高的 ΣREE (平均含量为 67.72 μg/g), 配分曲线平坦, LREE 和 LREE (重稀土)略微亏损, NdSN/YbSN 平均值为 1.37, (MREE*)SN平均值为 1.45 (图5(e))。
6) 第 8 段白云岩样品的稀土配分模式呈现明显的异质性(图5(f)), 部分样品轻稀土亏损明显, 另一些则近于平坦, ΣREE 平均含量为 1.92 μg/g, 接近叠层石水平。
在 Fe, Mn, Al, Th 和 Sc 等主量和微量元素含量方面, 不同岩性的碳酸盐岩差异显著(表1)。
1) 泥质泥晶灰岩中元素含量呈现异常高值(Fe≈3089 μg/g, Mn≈1302 μg/g, Al≈821 μg/g, Th≈0.55 μg/g,Sc≈2.90 μg/g。
2) Bayangol 组泥晶灰岩中元素含量较高, Fe≈ 1448 μg/g, Mn≈191 μg/g, Al≈511 μg/g, Th≈0.32 μg/g, Sc≈1.41 μg/g。Zuun-Arts 组泥晶灰岩和亮晶颗粒灰岩中元素含量最低, 其中 Zuun-Arts 组泥晶灰岩中Fe≈340 μg/g, Mn≈45 μg/g, Al≈219 μg/g, Th≈0.05 μg/g, Sc≈0.53 μg/g。
3) 亮晶颗粒灰岩主量和微量元素含量最低, Fe ≈434 μg/g, Mn≈39 μg/g, Al≈174 μg/g, Th≈0.07 μg/g, Sc≈0.43 μg/g。
4) 凝块岩中凝块部分与基质泥晶部分均表现出元素富集的特征, 其中泥晶部分的元素含量普遍高于凝块部分: 凝块部分 Fe≈636 μg/g, Mn≈98 μg/g,Al≈218 μg/g, Th≈0.17 μg/g, Sc≈0.83 μg/g; 泥晶部分Fe≈1733 μg/g, Mn≈163 μg/g, Al≈538 μg/g, Th≈0.38 μg/g,Sc≈1.65 μg/g。
5) 白云岩和叠层石中 Fe 和 Mn 含量较高, 但 Th和 Sc 含量相对较低。白云岩中 Fe≈914 μg/g, Mn≈139 μg/g, Al≈318 μg/g, Th≈0.04 μg/g, Sc≈0.36 μg/g;叠层石中 Fe≈972 μg/g, Mn≈83 μg/g, Al≈275 μg/g, Th≈0.03 μg/g, Sc≈0.28 μg/g。
如表2 所示, 凝块岩中的凝块部分和泥晶部分、亮晶颗粒灰岩、Bayangol 组泥晶灰岩、Zuun-Arts 组泥晶灰岩和泥质泥晶灰岩均表现出铈负异常((Ce/Ce*)SN＜1, (Pr/Pr*)SN＞1)。其中, 亮晶颗粒灰岩和Zuun-Arts 组泥晶灰岩的 Th/U 比值极低(分别为 0.07和 0.04), 凝块岩中凝块部分和泥晶部分的 Th/U 比值较高(分别为 0.26 和 0.51)。值得注意的是, 泥质泥晶灰岩的 Th/U 比值异常高(1.12)。白云岩和叠层石表现出铈正异常((Ce/Ce*)SN 平均值分别为 1.05 和1.12, (Pr/Pr*)SN 平均值分别为 0.98 和 0.94), 叠层石的 Th/U 比值(平均值为 0.21)高于白云岩(平均值为0.01)。
叠层石和白云岩的 δ13C 均值分别为+3.41‰和+0.47‰, 其余各类样品的 δ13C 均值为负值(表1)。其中, 凝块岩的凝块和泥晶部分、Bayangol 组泥晶灰岩、Zuun-Arts 组泥晶灰岩、亮晶颗粒灰岩以及泥质泥晶灰岩的 δ13C 均值分别为-2.79‰, -2.79‰, -2.39‰, -1.59‰, -3.32‰和-1.44‰。各类样品的δ18O 均值都为负值, 其中叠层石和白云岩的 δ18O 均值最大, 分别为-0.13‰和-0.15‰; 泥质泥晶灰岩的 δ18O 均值最小, 为-10.38‰; 其余样品的 δ18O 均值介于-10‰～-8‰之间。
REE 是古海洋氧化还原状态的敏感性指标, 其环境意义取决于原始海水的保存程度。影响 REE记录的主要因素包括成岩作用、陆源碎屑输入和白云岩化过程。本研究通过多指标, 综合评估 REE 记录的可靠性。
4.1.1 成岩作用对 REE 记录的影响
碳酸盐岩稀土元素的控制因素可以从海水和沉积物-水界面两个体系进行分析。对现代海洋的研究结果显示, 稀土元素含量随水深增加而升高, 其含量分布规律与营养物质基本上一致[54-55]。但是, 铈元素因其氧化还原敏感性而呈现独特的行为, 在氧化环境中, Ce3+易被氧化为不溶于水的 Ce4+, 并从水体中除去, 导致其在水体各层位含量较低[54-55]。稀土元素 PAAS 标准化配分模式显示, 随着深度增加出现的LREE 亏损可能与颗粒有机碳(POC)优先吸附 LREE有关[54-55]。沉积物-水界面以下的孔隙水环境会改变稀土元素分馏特征, 在氧化还原界面附近, 铁锰氧化物的还原溶解过程中会释放吸附的REE, 导致 REE 总量升高, LREE 亏损减弱, 铈异常被削弱[25,55]。因此, REE 在碳酸盐岩中的保存状况受成岩流体交代作用、孔隙水再分布以及铁锰氧化物溶解等多种因素影响[54-56]。判断 REE 记录是否受成岩作用影响, 需要综合考虑 Fe 和 Mn 的含量及其与 REE 含量的相关性、Mn/Sr 比值、δ13C 与 δ18O的相关性等指标[21,57-59]。
1) Fe 和 Mn 含量及其与 REE 的相关性分析结果(图6 和 7)显示, Zuun-Arts 组泥晶灰岩中 Fe 与 REE无显著相关性(r＜0.4, p＞0.05), Mn 与 REE 的相关性较弱(r≈0.5); Bayangol 组泥晶灰岩中 Fe 仅与 HREE弱相关, Mn 与 REE 无显著相关性(r＜0.4, p＞0.05), 说明铁锰氧化物的还原溶解对 REE 基本上无影响。亮晶颗粒灰岩中 Fe 和 Mn 都与 REE 存在一定程度的相关性(r≈0.6), 但 Fe 和 Mn 含量较低(表1), 亦说明铁锰氧化物的还原溶解对 REE 影响较小。凝块岩中除泥晶部分的 Fe 与 LREE 相关性较弱外, 凝块部分和泥晶部分的 Fe 和 Mn 都与 REE 显著正相关(r≈0.8), 说明凝块岩中凝块部分和泥晶部分的 REE均在一定程度上受到铁锰氧化物还原溶解影响。其中, 凝块部分 Fe 和 Mn 含量相对较低(表1), REE 受影响程度可能小于泥晶部分; 泥质泥晶灰岩中 Fe与 REE 显著正相关(r＞0.8), 与 Mn 弱正相关, 表明孔隙水中铁氧化物溶解对 REE 影响更大。
图6 不同碳酸盐岩类别元素相关性网络
Fig.6 Elemental correlation network on various carbonate rocks
图7 Fe, Mn 元素与 REEs 含量的相关性
Fig.7 Correlations between Fe, Mn elements and REEs
2) δ13C 与 δ18O 的相关性分析结果(图6)表明,除凝块岩中泥晶部分和 Bayangol 组泥晶灰岩外, 其余碳酸盐岩类型中 δ13C 与 δ18O 无显著正相关性(r＜0.4), 其中 Bayangol 组泥晶灰岩中 δ13C 与 δ18O 具有弱相关性(r≈0.5), 指示样品未经历强烈的水岩交互作用[58-59]。
3) 所有样品的 Mn/Sr 比值均低于 10 (表2), 均处于未受显著成岩作用影响的范围内[57]。
综上所述, Zuun-Arts 组和 Bayangol 组的泥晶灰岩和亮晶颗粒灰岩基本上未受显著的成岩作用改造, 凝块岩中凝块部分受成岩改造作用的影响也相对较小。
4.1.2 陆源碎屑对 REE 记录的影响
陆源碎屑富含 REE, 其配分模式通常为平坦型,铈异常不明显[27,60]。陆源碎屑的掺入会干扰原始海水的 REE 信号, 使铈异常指标值趋近 1, 进而使氧化环境下的铈负异常变得更加不明显[54,61]。可采用Sc 与 REE 的相关性分析及 Y/Ho-∑REE 交叉分析评估陆源碎屑的影响[53-54,60](图5)。碳酸盐岩中 Sc, Al和 Th 可用于指示陆源输入, 其与 REE 间的显著正相关性(r＞0.8)通常指示陆源碎屑的影响增强[53,60]。Y/Ho 比值可作为海水与陆源稀土分馏的标志性指标, 海水中 Y/Ho 值为 60～70, 陆源碎屑中 Y/Ho 值为 25～30[22,62]。
Zuun-Arts 组泥晶灰岩与亮晶颗粒灰岩样品中Sc 与 REE 的相关性相对较弱(图8(a)), 大部分样品Y/Ho 值高于 40, 且 ΣREE 较低(图8(b)), 表明 REE 受陆源碎屑的干扰相对较小。Bayangol 组泥晶灰岩、凝块岩和泥质泥晶灰岩中 Sc 与 REE 均正相关,反映一定程度的碎屑输入影响, 其中凝块岩中凝块部分相对于泥晶部分具有较高的 Y/Ho 值、较弱的Sc 与 REE 相关性以及较低的 ΣREE 值, REE 受陆源碎屑的影响小于泥晶部分。此外, 如果样品的 Al＜0.3%, Th＜0.30 μg/g, Sc＜2 μg/g, ΣREE＜10 μg/g, Y/Ho＞36, 则可以认为样品具有良好的环境意义[22,60,63]。除泥质泥晶灰岩和部分凝块岩样品外, 碳酸盐岩样品的 ΣREE 基本位于上述条件范围内(表1), 说明部分样品的 REE 记录虽然受碎屑组分影响, 但影响程度较小, 仍然具有较高的可靠性。
图8 Sc 与 REE 的相关性(a)和
交叉图(b)
Fig.8 Correlations between Sc and REE element
4.1.3 白云岩化作用影响
第 8 段白云岩样品和第 9 段受白云岩化影响严重的叠层石样品表现出轻稀土亏损(NdSN/YbSN 平均值分别为 0.75 和 0.56), 大部分样品无明显铕正异常((Eu/Eu*)SN=0.97)。虽然个别样品在一定程度上受热液影响, 但是其铕正异常((Eu/Eu*)SN≈1.4)并不显著, 表明其白云岩化流体主要源于海水而非淡水或热液[64-66], 原始 REE 记录没有受到显著的改造。
综上所述, Zuun-Arts 组和 Bayangol 组的泥晶灰岩、亮晶颗粒灰岩、白云岩、叠层石和凝块岩中凝块部分较好地保存了原始海水的 REE 记录。同时,成岩改造作用和陆源碎屑输入对铈异常的影响具有明确的同向性, 即削弱铈负异常, 因此可用样品的铈异常数据逆向推演原始海水的铈异常特征。巴彦峡谷地区大部分样品均具有较明显的铈负异常, 表明其主要受海水氧化还原状态控制。
本研究在系统地评估碳酸盐岩样品稀土元素记录可靠性的基础上, 结合铈异常(Ce/Ce*)SN、镨异常(Pr/Pr*)SN、Th/U 比值和铀含量的垂向变化, 重建巴彦峡谷剖面古海水氧化还原状态的变化趋势(图9)。该剖面中, (Ce/Ce*)SN 与 Th/U 比值在垂向上表现出良好的协同变化关系, 进一步佐证铈异常的环境指示意义。
图9 巴彦峡谷剖面铈异常值和 Th/U 比值的垂向变化
Fig.9 Vertical variations of Ce anomaly and Th/U ratio in the Bayan Canyon section
采用(Ce/Ce*)SN 开展环境判别时, 划分标准[54] 如下: (Ce/Ce*)SN≤0.5 指示氧化环境, 0.5＜ (Ce/Ce*)SN ＜0.9 指示亚氧化环境, (Ce/Ce*)SN≥0.9 表示缺氧或还原环境。本文利用碳酸盐岩 Th/U 值的演化趋势,辅助判别海水氧化还原状态的变化情况。Brennecka 等[31]依据 Th/U 值从 0.06 升至 0.42 的变化特征,证实二叠纪末期发生过一次海洋缺氧事件, 该事件与同期生物大灭绝事件有关。Marenco 等[36]认为 Th/ U 值从 2～7 降至 0.5～1, 记录的奥陶纪早期海水氧化事件对应奥陶纪早期生物辐射演化。综合前人的研究结果可知, Th/U 比值升高通常指示海水中铀浓度降低和缺氧沉积物占比增加, 与海洋缺氧程度加剧的演化趋势一致[31,36]。
巴彦峡谷剖面底部第 8 段白云岩样品的(Ce/ Ce*)SN 平均值为 1.05, Th/U 平均值为 0.01。白云岩的(Ce/Ce*)SN 值可记录原始海水的(Ce/Ce*)SN 值, 样品不显著的铈异常特征说明当时海水处于缺氧环境。第 9 段叠层石的(Ce/Ce*)SN 进一步上升到 1.12, Th/U 比值增至 0.21, 叠层石样品的(Ce/Ce*)SN 值反映原始海水的(Ce/Ce*)SN, 且其 Th/U 值的上升趋势与铈异常的增大趋势一致, 反映出更强的还原状态。这一阶段海水氧化还原状态稳定, 缺氧特征显著(图9)。
第 11～16 段剖面中(Ce/Ce*)SN 值和 Th/U 比值快速下降, 平均值分别降到 0.90 和 0.03, 反映海水的氧化程度明显增强。由于该段泥晶和亮晶颗粒灰岩均受到微弱的陆源碎屑和成岩作用影响, 原始海水的实际(Ce/Ce*)SN 值应该更低(预计≤0.9), 指示海水为氧化至亚氧化状态, 与同层位广泛发育的生物扰动构造所反映的底层海水含氧量增加现象高度吻合(图3 和 9)。第 16 段中部出现最低的铈异常值和极低的 Th/U 值(分别为 0.57 和 0.01), 同时发育生物钻孔(图3 和 9), 反映一次短暂且强烈的海洋氧化事件(图9)。
第 16A 段中, (Ce/Ce*)SN 平均值上升至 0.98, 变化范围为 0.83～1.11; Th/U 平均值上升至 0.09, 最大值为 0.24。第 16A 段受陆源碎屑和成岩作用影响的程度与前段地层基本上一致, 因此其校正后的(Ce/ Ce*)SN 值仍然系统性地高于下伏地层, 并且相对于下伏地层, Th/U 值与铈异常的变化趋势一致, 表明海水状态向更偏还原的方向转变(图9)。
Bayangol 组第 17A 段中泥质泥晶灰岩的(Ce/ Ce*)SN 值介于 0.9～1.1 之间(平均值为 0.96), Th/U 值显著升高(平均值为 1.12), 但该层段 Al, Th 和 Sc 含量偏高, Th/U 比值可能受陆源碎屑输入控制[67]。综合铈异常与 Th/U 比值, 可以判断该阶段海水氧化程度明显下降, 可能与海平面上升和深水环境有关(图9)。该段下部也发现部分生物钻孔(图3 和 9), 与下部部分样品的铈负异常记录大致对应, 可能反映海水的短期氧化波动情况。
第 17 段底部凝块岩的(Ce/Ce*)SN 平均值降至0.87, 最低达到 0.69。结合该层位较强的陆源碎屑输入对铈异常的削弱, 推断原始海水应具有更显著的铈负异常, 指示海水氧化环境的短暂恢复。该段的 Th/U 值较高, 与铈异常的演化规律矛盾, 推测与钍含量受陆源碎屑输入控制而异常偏高(平均值为0.28 μg/g, 约为 Zuun-Arts 组泥晶灰岩的 5.6 倍, 显著高于第 16A 段的 0.08 μg/g)有关。因此, 该段的Th/U 值难以有效地反映海水的氧化还原状态, 对氧化还原状态的判别应以铈异常指标为准。
第 17 段顶部至第 18 段底部样品的(Ce/Ce*)SN值再次上升至 0.94, Th/U 值亦升至 0.20, 即使考虑陆源碎屑和成岩改造的影响, 其(Ce/Ce*)SN 值仍然高于底部层位, 指示海水还原程度的增强, 标志着又一次海水氧化还原状态的转变。
从总体上来看, 巴彦峡谷剖面记录了一个从缺氧(Ce/Ce*)SN≥1.0)→短暂氧化(Ce/Ce*)SN 最小值为0.57)→氧化→还原波动((Ce/Ce*)SN≈0.87～0.98)→再缺氧((Ce/Ce*)SN≈0.94)的完整氧化还原演化过程。铈异常与 Th/U 比值在垂向上表现出一致性, 反映海洋氧化还原状态对地球表层环境变化的快速响应。该演化趋势不仅为理解寒武纪早期海洋化学提供了关键的区域证据, 也为探讨寒武纪生物辐射的环境背景提供了地球化学证据。
碳同位素(δ13C)曲线是识别全球地质事件与划分地层界线的重要工具。在埃迪卡拉纪-寒武纪(E-C)过渡期, 全球广泛识别的 BACE 事件表现为 δ13C的显著负异常, 常与小壳化石的首次出现、海水氧化事件及生物群替代过程相关[48,52,68-70]。本研究通过对巴彦峡谷剖面 121 件碳酸盐岩样品的高分辨率δ13C 分析, 识别出多个关键的碳同位素异常事件,并结合生物地层学指标, 探讨该剖面 E-C 界线的划分依据。
本研究获得蒙古西部巴彦峡谷剖面连续的 δ13C记录(图3)。该剖面第 8～9 段(Shuurgat 组)记录一次稳定的碳同位素正异常事件(δ13C 平均值为+2.37‰,峰值为+4.07‰), 可对应全球广泛识别的埃迪卡拉纪晚期碳同位素平台期(EPIP)[68-69]。第 11～13 段的地层中出现显著的碳同位素负异常(δ13C 最低值为-4.24‰), 其幅度、形态和层位特征与全球 BACE事件具有一致性[68]。第 16 段底部检测到短暂的碳同位素正异常(=+0.77‰), 与裴进峰[42]识别的 2p 事件对应。随后, 16A 段顶部迅速转为一次更显著的碳同位素负异常事件(δ13C 最低值-8.66‰), 与裴进峰[42]识别的 2n 事件对应。其中, 2n 事件在全球多个剖面上均能识别并能很好地对比[42]。进入 17A 段后, 负异常程度不断减小, 并于该段中部出现正异常(+3.45‰)。第 17 段整体上表现为稳定的碳同位素负异常(δ13C 平均为-2.72‰), 并且没有明显的波动。至 18 段顶部, 再次出现微弱的正异常(δ13C= +0.17‰), 与裴进峰[42]识别的 3p 事件对应。
值得注意的是, BACE 事件在不同地区的地层归属存在差异。例如, 在华南肖滩、塔里木柯坪与西伯利亚 Shukharikha 剖面, BACE 事件被划入埃迪卡拉系顶部[71-74], 而在蒙古巴彦峡谷剖面, 该事件位于寒武纪典型的小壳化石 Anabarites trisulcatus 和 Protohertzina anabarica 首次出现的层位之下。Zuun-Arts 组第 11 段以上首次出现这些化石, 表明该时段已进入寒武纪早期, 第 10 段以下的 Shuurgat组则记录有新元古代典型的叠层石 Boxonia[75]。裴进峰[42]综合蒙古巴彦峡谷剖面以及华南、塔里木和西伯利亚等地区的碳同位素曲线和微体化石记录, 提出将 E-C 界线划定于 Zuun-Arts 组第 10 段底界。朱茂炎等[68-69]也建议将 BACE 事件底界统一作为 E-C 界线。
我们依据裴进峰[42]的划分方式, 将巴彦峡谷剖面的 E-C 界线划定于 Zuun-Arts 组第 10 段底界, 并支持将 BACE 事件作为全球 E-C 界线划分的重要地球化学标志, 特别适用于缺乏 T. pedum 或其层位不明确的地区。这一划界方式不仅具有良好的全球可对比性, 也可为进一步理解寒武纪生命大爆发前夕的海洋环境演化提供关键的地球化学依据。
埃迪卡拉纪晚期至寒武纪早期是地球表层环境发生剧烈变化的关键时期。研究表明, 该时期海洋氧化过程具有显著的时空异质性, 不同地区记录了多次局部或区域性的氧化脉冲事件[15,76-78]。本研究在蒙古西部巴彦峡谷剖面获得的高分辨率铈异常值与 Th/U 比值记录为重建该时期古海洋氧化还原演化过程提供了新的区域性证据, 并可与全球多个典型剖面进行对比(图10)。涅马基特-达尔丁阶与幸运阶同为寒武系第一阶, 其底界基本上一致, 顶界存在差异。本研究涉及的巴彦峡谷剖面未及幸运阶和涅马基特-达尔丁阶顶界, 因此图10 中涅马基特-达尔丁阶与幸运阶为同时期地层。
图10 埃迪卡拉系-寒武系界线附近海水氧化还原状态对比
Fig.10 Comparison of redox states in seawater near the E-C boudaries
在埃迪卡拉纪晚期, 巴彦峡谷剖面记录显著的铈正异常和较高的 Th/U 值, 反映海水处于广泛缺氧的状态。该结果与华南肖滩剖面、高甲溪-闫家河剖面、塔里木乌什-柯坪剖面、西伯利亚 Shukharikha 剖面以及加拿大和伊朗等地区的氧化还原记录一致[71-74,79-81], 表明晚埃迪卡拉纪海水环境普遍缺氧, 可能对多细胞生物的扩展构成限制。
进入寒武纪早期, 巴彦峡谷剖面第 12～13 段记录到铈负异常增强和 Th/U 比值下降, 与 δ13C 出现典型 BACE 负异常(-4.24‰)一致, 并且延续到第 16段(最低 Ce/Ce*=0.57), 反映一次快速而显著的海洋氧化事件。这一事件与全球识别的 OOE4 (Oceanic Oxygenation Event 4)在时间上高度一致[76-78], 已在华南肖滩[72]、塔里木乌什磷矿[73]和西伯利亚 Shukharikha[74]等地被广泛地记录。
然而, 该氧化事件在不同地区的表现存在显著空间异质性。例如, 华南肖滩剖面(Ce/Ce*)SN 值下降、铀和铬同位素变重的记录反映水体氧化程度加深, 在时间上与 BACE 事件一致[72]; 在华南ZK4411钻井中, BACE 事件发生时镉同位素变轻、氧化还原敏感元素(RSE)的丰度显著下降, 反映表层水体氧化增强[82]; 在西伯利亚 Shukharikha 剖面, δ238U 值显著升高, 也表明该时期底层海水氧化程度显著增 强[74]; 塔里木盆地乌什磷矿剖面、东二沟剖面与蓬莱坝剖面均显示 BACE 事件发生时铈负异常增强, 揭示类似的氧化过程[73]。此外, 南美巴西 Corumbá组地层的铁含量记录显示, 该时期底层海水由铁化逐步转向氧化状态, 可能与海洋通气增强有关[83]。纳米比亚 Nama 组的生物扰动强度显著上升, 也被认为是对早期海水氧化的响应[84]。上述记录与蒙古巴彦峡谷剖面的记录一致。但是, 在华南地区多个剖面以及塔里木地区的苏盖特布拉克剖面, 该阶段表现为缺氧、含铁或硫化的环境[85-88], 可能与其较大的水深有关。
在 BACE 事件之后, 巴彦峡谷剖面的记录显示进入氧化-还原状态频繁波动期。(Ce/Ce*)SN 值在第 16A 段呈上升趋势, 反映海水氧化程度减弱。17A 段海水变为强烈缺氧, 可能与海侵事件相关。17 段下部氧化环境短暂恢复, 至 17 段上部和 18 段下部再度转为相对缺氧环境。这一以 BACE 标定的E-C 界线事件附近的氧化结束之后, 水体变得缺氧或陷入波动性变化的趋势与华南肖滩[72]、塔里木柯坪[73]及西伯利亚 Shukharikha 剖面[74]具有一致性(图10), 并可能与寒武系第二阶-第三阶的海水广泛缺氧[11,89-90]存在过渡关系。
综合全球对比结果, 可见 E-C 界线附近的海洋氧化过程在时间方面具有较强的一致性, 但是在氧化强度、持续性以及水体深度响应方面存在区域差异, 反映寒武纪早期海洋氧化还原状态的空间异质性[71-74,76-78,88,91]。这种“时间一致-空间异质”的氧化响应模式可能为不同古地理单元中多样化动物门类的演化提供生态分异的基础。
巴彦峡谷剖面的氧化-还原演化过程不仅在时间上与全球多个剖面具有良好的对比性, 更在空间上提供了西伯利亚板块边缘重要的地球化学记录,填补了全球 E-C 界线研究的关键空白。该剖面记录的寒武纪早期氧化-还原状态波动过程, 强调了区域性海洋环境对全球生物演化事件的响应, 并为理解寒武纪生命大爆发的环境背景提供了新的地球化学证据。
本研究基于在蒙古西部巴彦峡谷剖面采集的121 件碳酸盐岩样品, 开展稀土元素、主量与微量元素以及碳氧同位素等多指标的高分辨率地球化学分析, 揭示了埃迪卡拉纪晚期至寒武纪早期海水氧化还原状态的演化过程, 主要结论如下。
1) 通过系统地评估成岩作用与陆源碎屑的影响, 确认 Zuun-Arts 组与 Bayangol 组的泥晶灰岩、亮晶颗粒灰岩及部分凝块岩样品保留了较好的原始海水 REE 信号, 为重建寒武纪早期海洋环境提供了可靠的地球化学基础。
2) 剖面记录显示, 研究区在埃迪卡拉纪晚期处于广泛缺氧的状态。进入寒武纪早期, 铈异常指标与Th/U 比值在 BACE 事件发生时下降, 反映一次短暂但显著的海水氧化事件。其后, (Ce/Ce*)SN 值与Th/U 值同步升高, 表明海水氧化还原状态经历快速的波动。
3) 与华南、塔里木和西伯利亚等地区多个剖面的对比表明, 蒙古巴彦峡谷剖面记录的寒武纪早期海水氧化事件具有全球响应性, 后续层段的铈异常波动亦与全球多个剖面记录的再缺氧趋势吻合,但在持续时间和程度方面存在差异, 说明寒武纪早期海洋的氧化还原状态具有时空异质性。
4) 本研究首次提供蒙古地区 E-C 界线高分辨率的氧化还原地球化学记录, 可为全球古海洋氧化还原演化研究提供关键区域证据, 研究结果不仅揭示了寒武纪初期海洋氧化事件的区域响应过程, 也为理解寒武纪生命大爆发的环境驱动机制提供了新的证据。
[1] Zhang X, Shu D, Han J, et al. Triggers for the Cambrian explosion: hypotheses and problems. Gondwana Research, 2014, 25(3): 896-909
[2] Conway Morris S, Cavalier-Smith T, Brasier M, et al.Darwin’s dilemma: the realities of the Cambrian “explosion”. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series B: Biological Sciences, 2006, 361:1069-1083
[3] Sperling E A, Stockey R G. The temporal and environmental context of early animal evolution: considering all the ingredients of an “Explosion”. Integrative and Comparative Biology, 2018, 58(4): 605-622
[4] Cloud P. Beginnings of biospheric evolution and their biogeochemical consequences. Paleobiology, 1976, 2(4): 351-387
[5] Canfield D E, Poulton S W, Narbonne G M. Late-Neoproterozoic deep-ocean oxygenation and the rise of animal life. Science, 2007, 315: 92-95
[6] Planavsky N J, Rouxel O J, Bekker A, et al. The evolution of the marine phosphate reservoir. Nature,2010, 467: 1088-1090
[7] Carroll S B. Endless forms most beautiful: the new science of evo devo and the making of the animal kingdom. New York: W. W. Norton & Company, 2005
[8] Harcet M, Roller M, Cetkovic H, et al. Demosponge EST sequencing reveals a complex genetic toolkit of the simplest metazoans. Molecular Biology and Evolution, 2010, 27(12): 2747-2756
[9] Amthor J E, Grotzinger J P, Schroeder S, et al. Extinction of cloudina and namacalathus at the Precambrian-Cambrian boundary in Oman. Geology, 2003, 31(5):431-434
[10] Butterfield N J. Oxygen, animals and oceanic ventilation: an alternative view. Geobiology, 2009, 7(1): 1-7
[11] Jin C, Li C, Algeo T J, et al. A highly redox-heterogeneous ocean in South China during the early Cambrian (～529-514 Ma): implications for biota-environment coevolution. Earth and Planetary Science Letters,2016, 441: 38-51
[12] He T, Zhu M, Mills B J W, et al. Possible links between extreme oxygen perturbations and the Cambrian radiation of animals. Nature Geoscience, 2019, 12(6): 468-474
[13] Li W, Zhao Y, Zhao M, et al. Enhanced weathering as a trigger for the rise of atmospheric O2 level from the late Ediacaran to the early Cambrian. Scientific Reports, 2019, 9(1): 1-12
[14] Li Z, Zhang M, Chen Z, et al. Early Cambrian oceanic oxygenation and evolution of early animals: a critical review from the South China Craton. Global and Planetary Change, 2021, 204: 103561
[15] Canfield D E, Poulton S W, Knoll A H, et al. Ferruginous conditions dominated later neoproterozoic deep-water chemistry. Science, 2008, 321: 949-952
[16] Li C, Love G D, Lyons T W, et al. A stratified redox model for the Ediacaran ocean. Science, 2010, 328:80-83
[17] Wang J, Chen D, Yan D, et al. Evolution from an anoxic to oxic deep ocean during the Ediacaran-Cambrian transition and implications for bioradiation. Chemical Geology, 2012, 306/307: 129-138
[18] Wu N, Farquhar J, Fike D A. Ediacaran sulfur cycle:insights from sulfur isotope measurements (Δ33S and δ34S) on paired sulfate-pyrite in the Huqf Supergroup of Oman. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2015,164: 352-364
[19] Uahengo C, Shi X, Jiang G, et al. Transient shallowocean oxidation associated with the late Ediacaran Nama skeletal fauna: evidence from iodine contents of the Lower Nama Group, southern Namibia. Precambrian Research, 2020, 343: 105732
[20] Azizi A, El Albani A, El Hariri K, et al. Geochemistry of the early Cambrian succession in the western Anti-Atlas, Morocco: implications on provenance and paleoredox conditions. Estonian Journal of Earth Sciences, 2023, 72(2): 171-184
[21] Bau M, Dulski P, Kaufman A J, et al. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron-formations, Transvaal Supergroup, South Africa. Precambrian Research, 1996, 79(1/2): 37-55
[22] Webb G E, Kamber B S. Rare earth elements in Holocene reefal microbialites: a new shallow seawater proxy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2000, 64(9):1557-1565
[23] Baar H J W D, Schijf J, Byrne R H. Solution chemistry of the rare earth elements in seawater. European Journal of Solid State Inorganic Chemistry, 1991, 28 (Suppl. 1): 357-373
[24] Kamber B S, Webb G E. The geochemistry of late Archaean microbial carbonate: implications for ocean chemistry and continental erosion history. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2001, 65(15): 2509-2525
[25] Bau M, Koschinsky A. Oxidative scavenging of cerium on hydrous Fe oxide: evidence from the distribution of rare earth elements and yttrium between Fe oxides and Mn oxides in hydrogenetic ferromanganese crusts.Geochemical Journal, 2009, 43(1): 37-47
[26] Zhang K, Shields G A. Sedimentary Ce anomalies: secular change and implications for paleoenvironmental evolution. Earth-Science Reviews, 2022, 229: 104015
[27] Elderfield H, Charnock H, Lovelock J E, et al. The oceanic chemistry of the rare-earth elements. Philosophical Transactions of the Royal Society of London,Series A: Mathematical and Physical Sciences, 1988,325: 105-126
[28] German C R, Elderfield H. Application of the Ce anomaly as a paleoredox indicator: the ground rules. Paleoceanography, 1990, 5(5): 823-833
[29] Adams J A S, Weaver C E. Thorium-to-uranium ratios as indicators of sedimentary processes: example of concept of geochemical facies. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists, 1958, 42(2): 387-430
[30] Andersen M B, Romaniello S, Vance D, et al. A modern framework for the interpretation of 238U/235U in studies of ancient ocean redox. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 400: 184-194
[31] Brennecka G A, Herrmann A D, Algeo T J, et al. Rapid expansion of oceanic anoxia immediately before the end-Permian mass extinction. Proceedings of the National Academy of Sciences, 2011, 108(43): 17631-17634
[32] Gvirtzman G, Friedman G M, Miller D S. Control and distribution of uranium in coral reefs during diagenesis. Journal of Sedimentary Petrology, 1973, 43(4):985-997
[33] Shen G T, Dunbar R B. Environmental controls on uranium in reef corals. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995, 59(10): 2009-2024
[34] Robinson L F, Belshaw N S, Henderson G M. U and Th concentrations and isotope ratios in modern carbonates and waters from the Bahamas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(8): 1777-1789
[35] Romaniello S J, Herrmann A D, Anbar A D. Uranium concentrations and 238U/235U isotope ratios in modern carbonates from the Bahamas: assessing a novel paleoredox proxy. Chemical Geology, 2013, 362: 305-316
[36] Marenco P J, Martin K R, Marenco K N, et al. Increasing global ocean oxygenation and the Ordovician Radiation: insights from Th/U of carbonates from the Ordovician of western Utah. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 458: 77-84
[37] Brasier M D, Dorjnamjaa D, Lindsay J F. The Neoproterozoic to early Cambrian in southwest Mongolia: an introduction. Geological Magazine, 1996, 133(4): 365-369
[38] Brasier M D, Shields G, Kuleshov V N, et al. Integrated chemo- and biostratigraphic calibration of early animal evolution: Neoproterozoic-early Cambrian of southwest Mongolia. Geological Magazine, 1996, 133(4):445-485
[39] Khomentovsky V V, Gibsher A S. The Neoproterozoiclower Cambrian in northern Govi-Altay, western Mongolia: regional setting, lithostratigraphy and biostratigraphy. Geological Magazine, 1996, 133(4): 371-390
[40] Kruse P D, Gandin A, Debrenne F, et al. Early Cambrian bioconstructions in the Zavkhan Basin of western Mongolia. Geological Magazine, 1996, 133(4): 429-444
[41] Lindsay J F, Brasier M D, Dorjnamjaa D, et al. Facies and sequence controls on the appearance of the Cambrian biota in southwestern Mongolia: implications for the Precambrian-Cambrian boundary. Geological Magazine, 1996, 133(4): 417-428
[42] 裴进峰. 蒙古西部戈壁阿尔泰省巴彦峡谷寒武系底部沉积学研究[D]. 北京: 北京大学, 2021
[43] Adachi N, Ezaki Y, Liu J, et al. Earliest known Cambrian calcimicrobial reefs occur in the Gobi-Altai,western Mongolia; intriguing geobiological products immediately after the Ediacaran-Cambrian boundary.Global and Planetary Change, 2021, 203: 103530
[44] Sengor A M C, Natal’In B A, Burtman V S. Evolution of the Altaid tectonic collage and Palaeozoic crustal growth in Eurasia. Nature, 1993, 364: 299-307
[45] Landing E, Geyer G, Brasier M D, et al. Cambrian evolutionary radiation: context, correlation, and chronostratigraphy, overcoming deficiencies of the first appearance datum (FAD) concept. Earth-Science Reviews, 2013, 123: 133-172
[46] Smith E F, Macdonald F A, Petach T A, et al. Integrated stratigraphic, geochemical, and paleontological late Ediacaran to early Cambrian records from southwestern Mongolia. Geological Society of America Bulletin, 2016, 128(3/4): 442-468
[47] Yang B, Steiner M, Schiffbauer J D, et al. Ultrastructure of Ediacaran cloudinids suggests diverse taphonomic histories and affinities with non-biomineralized annelids. Scientific Reports, 2020, 10(1): 535
[48] Topper T, Betts M J, Dorjnamjaa D, et al. Locating the BACE of the Cambrian: Bayan Gol in southwestern Mongolia and global correlation of the Ediacaran-Cambrian boundary. Earth-Science Reviews, 2022,229: 104017
[49] Dornbos S Q, Oji T, Kanayama A, et al. A new Burgess Shale-type deposit from the Ediacaran of western Mongolia. Scientific Reports, 2016, 6(1): 23438
[50] Oji T, Dornbos S Q, Yada K, et al. Penetrative trace fossils from the late Ediacaran of Mongolia: early onset of the agronomic revolution. Royal Society Open Science, 2018, 5(2): 172250
[51] Goldring R, Jensen S. Trace fossils and biofabrics at the Precambrian-Cambrian boundary interval in western Mongolia. Geological Magazine, 1996, 133(4): 403-415
[52] Zhang K, Shields G A, Zhou Y, et al. The basal Cambrian carbon isotope excursion revealed in the Central Iberian Zone, Spain. Precambrian Research, 2024, 411:107526
[53] Lawrence M G, Greig A, Collerson K D, et al. Rare earth element and yttrium variability in south east Queensland waterways. Aquatic Geochemistry, 2006, 12(1): 39-72
[54] Chen J, Thomas J A, Zhao L, et al. Diagenetic uptake of rare earth elements by bioapatite, with an example from Lower Triassic conodonts of south China. Earth-Science Reviews, 2015, 149: 181-202
[55] Haley B A, Klinkhammer G P, Mcmanus J. Rare earth elements in pore waters of marine sediments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(6): 1265-1279
[56] Kim J, Torres M E, Haley B A, et al. The effect of diagenesis and fluid migration on rare earth element distribution in pore fluids of the northern Cascadia accretionary margin. Chemical Geology, 2012, 291(6): 152-165
[57] Kaufman A J, Knoll A H. Neoproterozoic variations in the C-isotopic composition of seawater: stratigraphic and biogeochemical implications. Precambrian Research, 1995, 73: 27-49
[58] Immenhauser A, Della Porta G, Kenter J A M, et al. An alternative model for positive shifts in shallow-marine carbonate δ13C and δ18O. Sedimentology, 2003, 50(5):953-959
[59] Knauth L P, Kennedy M J. The late Precambrian greening of the Earth. Nature, 2009, 460: 728-732
[60] Nothdurft L D, Webb G E, Kamber B S. Rare earth element geochemistry of Late Devonian reefal carbonates, Canning Basin, Western Australia: confirmation of a seawater REE proxy in ancient limestones. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(2): 263-283
[61] Chen Y, Liu J, Shen B, et al. Geochemistry of Lower Ordovician microbialites on the Yangtze Platform,south China; implications for oceanic oxygenation at the onset of the GOBE. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2021, 578: 110564
[62] Mclennan S M. Relationships between the trace element composition of sedimentary rocks and upper continental crust. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2001, 2(4): 2000GC000109
[63] Ling H, Chen X, Li D, et al. Cerium anomaly variations in Ediacaran-earliest Cambrian carbonates from the Yangtze Gorges area, South China: implications for oxygenation of coeval shallow seawater. Precambrian Research, 2013, 225: 110-127
[64] Liu C, Xie Q, Wang G, et al. Rare earth element characteristics of the Carboniferous Huanglong Formation dolomites in eastern Sichuan Basin, southwest China:implications for origins of dolomitizing and diagenetic fluids. Marine and Petroleum Geology, 2017, 81: 33-49
[65] Wang L, Hu W, Wang X, et al. Seawater normalized REE patterns of dolomites in Geshan and Panlongdong sections, China: implications for tracing dolomitization and diagenetic fluids. Marine and Petroleum Geology, 2014, 56: 63-73
[66] Ozyurt M, Kirmaci M Z, Al-Aasm I S, et al. Geochemistry of the massive dolomites in eastern Black Sea region: REE implications for dolomite petrogenesis.Geochemistry International, 2024, 62(2): 184-207
[67] Baranov V, Ronov K G, Kinashova K G. On geochemistry of dispersed Thorium and Uranium in clays and carbonate rocks of Russian Platform. Geochemistry,1956(3): 227-235
[68] Zhu M, Zhuravlev A Y, Wood R A, et al. A deep root for the Cambrian explosion: implications of new bioand chemostratigraphy from the Siberian Platform.Geology, 2017, 45(5): 459-462
[69] 朱茂炎, 杨爱华, 袁金良, 等. 中国寒武纪综合地层和时间框架. 中国科学: 地球科学, 2019, 49(1):26-65
[70] Zhu M, Babcock L E, Peng S. Advances in Cambrian stratigraphy and paleontology: integrating correlation techniques, paleobiology, taphonomy and paleoenvironmental reconstruction. Palaeoworld, 2006, 15(3):217-222
[71] Wei G, Planavsky N J, Tarhan L G, et al. Marine redox fluctuation as a potential trigger for the Cambrian explosion. Geology, 2018, 46(7): 587-590
[72] Wei W, Frei R, Gilleaudeau G J, et al. Variations of redox conditions in the atmosphere and Yangtze Platform during the Ediacaran-Cambrian transition: constraints from Cr isotopes and Ce anomalies. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2020, 543: 109598
[73] Wang L, Guo Q, Zhao C, et al. Trace and rare earth elements geochemistry of sedimentary rocks in the Ediacaran-Cambrian transition from the Tarim Basin, Northwest China: constraints for redox environments. Precambrian Research, 2021, 352: 105942
[74] Doerrler A. Geochemical indicators of redox and weathering across the Ediacaran-Cambrian transition in Siberia [D]. Maryland: University of Maryland, 2024
[75] Adachi N, Ezaki Y, Liu J, et al. Late Ediacaran Boxonia-bearing stromatolites from the Gobi-Altay,western Mongolia. Precambrian Research, 2019, 334:105470
[76] Sahoo S K, Planavsky N J, Jiang G, et al. Oceanic oxygenation events in the anoxic Ediacaran ocean.Geobiology, 2016, 14(5): 457-468
[77] Wood R, Liu A G, Bowyer F, et al. Integrated records of environmental change and evolution challenge the Cambrian Explosion. Nature Ecology & Evolution, 2019, 3(4): 528-538
[78] Tostevin R, Clarkson M O, Gangl S, et al. Uranium isotope evidence for an expansion of anoxia in terminal Ediacaran oceans. Earth and Planetary Science Letters,2019, 506: 104-112
[79] Sperling E A, Carbone C, Strauss J V, et al. Oxygen,facies, and secular controls on the appearance of Cryogenian and Ediacaran body and trace fossils in the Mackenzie Mountains of northwestern Canada. Geological Society of America Bulletin, 2016, 128(3/4):558-575
[80] Etemad-Saeed N, Najafi M. Provenance and geochemical variations across the Ediacaran-Cambrian transition in the Soltanieh Formation, Alborz Mountains,Iran. Geological Magazine, 2019, 156(7): 1157-1174
[81] Etemad-Saeed N, Knoll A H, Najafi M, et al. Carbon isotope chemostratigraphy of a Gondwanan Ediacaran-Cambrian transition, Soltanieh Mountains, northern Iran. Gondwana Research, 2021, 99: 163-177
[82] Liu Z, Alexander J D, Sun H, et al. Cadmium isotope evidence for near-modern bio-productivity in the early Cambrian ocean. Chemical Geology, 2024, 663:122275
[83] Caxito F A, Sperling E, Fazio G, et al. A shift in redox conditions near the Ediacaran/Cambrian transition and its possible influence on early animal evolution, Corumbá Group, Brazil. Geoscience Frontiers, 2024, 15 (4): 101810
[84] Cribb A T, Kenchington C G, Koester B, et al. Increase in metazoan ecosystem engineering prior to the Ediacaran-Cambrian boundary in the Nama Group,Namibia. Royal Society Open Science, 2019, 6(9):190548
[85] Chang H, Chu X, Feng L, et al. Marine redox stratification on the earliest Cambrian (ca. 542-529 Ma)Yangtze Platform. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2018, 504: 75-85
[86] Zhang T, Li Y, Fan T, et al. Marine carbon and sulfur cycling across the Ediacaran-Cambrian boundary in Tarim Block and its implications for paleoenvironmental changes. Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology, 2020, 560: 110011
[87] Xiang L, Schoepfer S D, Zhang H, et al. Deep-water dissolved iron cycling and reservoir size across the Ediacaran-Cambrian transition. Chemical Geology,2020, 541: 119575
[88] Zhao B, Long X, Chang C. Early Cambrian sedimentary rocks in South China: a link between oceanic oxygenation and biological explosion. Earth-Science Reviews, 2024, 250: 104708
[89] Feng L, Li C, Huang J, et al. A sulfate control on marine mid-depth euxinia on the early Cambrian (ca.529-521 Ma) Yangtze platform, South China. Precambrian Research, 2014, 246: 123-133
[90] Li C, Jin C, Planavsky N J, et al. Coupled oceanic oxygenation and metazoan diversification during the early-middle Cambrian?. Geology, 2017, 45(8): 743-746
[91] Jin C, Li C, Peng X, et al. Spatiotemporal variability of ocean chemistry in the early Cambrian, South China.Science China: Earth Sciences, 2014, 57(4): 579-591