The fidelity of uranium isotopes (δ238U) in marine carbonates as a paleoredox proxy relies on whether carbonates can record and preserve seawater δ238U. Although modern carbonate sediments deposited under oxic conditions have been shown to track seawater δ238U, it remains unknown whether this is true for carbonates deposited under anoxic conditions. This is a crucial question because many ancient carbonates were likely deposited or reworked under anoxic bottom waters. To better understand the behavior of uranium isotopes under this scenario, we investigated U isotope geochemistry in the meromictic Fayetteville Green Lake (FGL; New York, USA), where primary calcite is precipitated from oxic surface waters, sinks past the chemocline, and is deposited under anoxic bottom waters. We observed significant depletions of dissolved U concentration (from 2.7 to 0.9 ppb) and δ238U (from –0.55‰ to –0.96‰) below the chemocline in FGL. Parallel with these depletions, δ238U of sediment traps increased progressively from –0.51‰ to –0.16‰, suggesting that U(VI) reduction was occurring in the anoxic water column. Carbonate sediments deposited under anoxic bottom waters were enriched in U by 6–18× compared to primary calcite. Our data suggest that such significant authigenic U enrichments resulted from U(VI) reduction in the anoxic water column and below the sediment-water interface. The δ238U value in the top 0.25 cm of sediments was –0.29‰ ± 0.10‰, overprinting original δ238U in primary calcite (–0.51‰ ± 0.02‰). Future applications of carbonate δ238U as a paleoredox proxy should consider depositional environments (oxic vs. anoxic) of carbonates.

中文翻译：

---

方解石中 238U/235U 的缺氧沉积叠印：碳酸盐何时讲述黑色页岩故事？

海洋碳酸盐中铀同位素 (δ238U) 作为古氧化还原替代物的保真度取决于碳酸盐是否可以记录和保存海水 δ238U。尽管在有氧条件下沉积的现代碳酸盐沉积物已被证明可以跟踪海水 δ238U，但对于缺氧条件下沉积的碳酸盐是否如此仍不清楚。这是一个至关重要的问题，因为许多古老的碳酸盐很可能是在缺氧底水下沉积或再加工的。为了更好地了解这种情况下铀同位素的行为，我们研究了分生体费耶特维尔绿湖（FGL；纽约，美国）中的 U 同位素地球化学，其中原生方解石从含氧的地表水中沉淀，经过趋化层下沉并沉积在缺氧底水下。我们观察到溶解的 U 浓度显着减少（从 2. 7 到 0.9 ppb) 和 δ238U（从 –0.55‰ 到 –0.96‰）低于 FGL 中的趋化层。与这些枯竭同时，沉积物圈闭的 δ238U 从 –0.51‰ 逐渐增加到 –0.16‰，表明缺氧水体中发生 U(VI) 减少。与原生方解石相比，沉积在缺氧底层水下的碳酸盐沉积物富含 U 6-18 倍。我们的数据表明，这种显着的自生 U 富集是由于缺氧水柱和沉积物 - 水界面下方的 U(VI) 减少造成的。沉积物顶部0.25 cm处的δ238U值为–0.29‰±0.10‰，叠印原生方解石中的δ238U（–0.51‰±0.02‰）。碳酸盐 δ238U 作为古氧化还原代理的未来应用应考虑碳酸盐的沉积环境（有氧与缺氧）。96‰) 低于 FGL 中的趋化层。与这些枯竭同时，沉积物圈闭的 δ238U 从 –0.51‰ 逐渐增加到 –0.16‰，表明缺氧水体中发生 U(VI) 减少。与原生方解石相比，沉积在缺氧底层水下的碳酸盐沉积物富含 U 6-18 倍。我们的数据表明，这种显着的自生 U 富集是由于缺氧水柱和沉积物 - 水界面下方的 U(VI) 减少造成的。沉积物顶部0.25 cm处的δ238U值为–0.29‰±0.10‰，叠印原生方解石中的δ238U（–0.51‰±0.02‰）。碳酸盐 δ238U 作为古氧化还原代理的未来应用应考虑碳酸盐的沉积环境（有氧与缺氧）。96‰) 低于 FGL 中的趋化层。与这些枯竭同时，沉积物圈闭的 δ238U 从 –0.51‰ 逐渐增加到 –0.16‰，表明缺氧水体中发生 U(VI) 减少。与原生方解石相比，沉积在缺氧底水下的碳酸盐沉积物富含 U 6-18 倍。我们的数据表明，这种显着的自生 U 富集是由于缺氧水柱和沉积物 - 水界面下方的 U(VI) 减少造成的。沉积物顶部0.25 cm的δ238U值为–0.29‰±0.10‰，叠印原生方解石中的δ238U（–0.51‰±0.02‰）。碳酸盐 δ238U 作为古氧化还原代理的未来应用应考虑碳酸盐的沉积环境（有氧与缺氧）。51‰ 到 –0.16‰，表明 U(VI) 减少发生在缺氧水体中。与原生方解石相比，沉积在缺氧底层水下的碳酸盐沉积物富含 U 6-18 倍。我们的数据表明，这种显着的自生 U 富集是由于缺氧水柱和沉积物 - 水界面下方的 U(VI) 减少造成的。沉积物顶部0.25 cm的δ238U值为–0.29‰±0.10‰，叠印原生方解石中的δ238U（–0.51‰±0.02‰）。碳酸盐 δ238U 作为古氧化还原代理的未来应用应考虑碳酸盐的沉积环境（有氧与缺氧）。51‰ 到 –0.16‰，表明 U(VI) 减少发生在缺氧水体中。与原生方解石相比，沉积在缺氧底层水下的碳酸盐沉积物富含 U 6-18 倍。我们的数据表明，这种显着的自生 U 富集是由于缺氧水柱和沉积物 - 水界面下方的 U(VI) 减少造成的。沉积物顶部0.25 cm的δ238U值为–0.29‰±0.10‰，叠印原生方解石中的δ238U（–0.51‰±0.02‰）。碳酸盐 δ238U 作为古氧化还原代理的未来应用应考虑碳酸盐的沉积环境（有氧与缺氧）。我们的数据表明，这种显着的自生 U 富集是由于缺氧水柱和沉积物 - 水界面下方的 U(VI) 减少造成的。沉积物顶部0.25 cm的δ238U值为–0.29‰±0.10‰，叠印原生方解石中的δ238U（–0.51‰±0.02‰）。碳酸盐 δ238U 作为古氧化还原代理的未来应用应考虑碳酸盐的沉积环境（有氧与缺氧）。我们的数据表明，这种显着的自生 U 富集是由于缺氧水柱和沉积物 - 水界面下方的 U(VI) 减少造成的。沉积物顶部0.25 cm的δ238U值为–0.29‰±0.10‰，叠印原生方解石中的δ238U（–0.51‰±0.02‰）。碳酸盐 δ238U 作为古氧化还原代理的未来应用应考虑碳酸盐的沉积环境（有氧与缺氧）。