一个由干湿交替极端气候事件主导的内陆湖盆：来自鄂尔多斯盆地上三叠统延长组露头剖面的沉积学证据

A Lacustrine Basin Driven by Extreme Events of Alternate Dry-Wet Climatic Cycles：Evidence from Outcrops of Yanchang Formation in Upper Triassic, Ordos Basin

摘要

鄂尔多斯盆地是我国陆上最主要的油气盆地之一，三叠系延长组是该盆地的主要含油层位.通过对延长组典型露头的考察与研究，结合古生物及岩性岩相资料，取得了3点新认识：（1）恢复了延长组沉积时期的古气候环境，认为其具有三分性，其中早期拉丁期为干旱环境；中期受卡尼期梅雨事件（CPE）影响气候发生突变，转变为温暖潮湿气候环境；晚期诺利‒瑞替期再次转变为半干旱‒半湿润气候环境. （2）CPE事件改变了延长组沉积物搬运与沉积方式，其中CPE事件之前与事件之后的干旱环境时期，主要发育暴雨洪水引发的季节性河流、决口扇、决口河道沉积；CPE事件当中及卡尼中期，陆源碎屑物质主要通过异重流、浊流及砂质碎屑流等多种途径搬运至水下环境，形成富砂质重力流事件沉积，同时受CPE事件控制，在深水环境还发育了黑色富有机质页岩事件沉积.（3）建立了延长组干旱与潮湿两种环境沉积模式，干旱环境湖泊水域面积较小，主要沉积单元为洪泛平原、季节性河道及决口扇，主要沉积方式为填平补齐、加积式沉积，不发育前积沉积现象；潮湿环境湖泊水域面积较大，发育完整的陆相河流‒三角洲‒湖泊‒重力流沉积体系，由于具有稳定的长流水，河道相对固定，加之受湖平面变化控制，其沉积方式以前积作用为主.该认识不仅对于深入探讨鄂尔多斯延长组大型坳陷湖盆形成演化机理、沉积层序充填演化及指导油气勘探实践有积极意义，而且对揭示晚三叠世全球极端气候事件在内陆湖盆的沉积学记录有积极意义，可以填补CPE事件在古特提斯东缘泛大陆内部沉积响应研究的空白.

关键词

干湿气候交替 / 洪水事件 / 梅雨事件 / 沉积模式 / 延长组 / 晚三叠世 / 鄂尔多斯盆地 / 石油地质学

Key words

alternate dry-wet climatic cycle / flooding event / Carnian Pluvial Episode (CPE) / sedimentary model / Yanchang Formation / Late Triassic / Ordos Basin / petroleum geology

0 引言

鄂尔多斯盆地是我国陆上最主要的含油气盆地之一，中上三叠统延长组是主要含油层段，其岩性为一套连续分布的、厚度达千余米的陆源碎屑岩岩系（1 000~1 500 m）.长期以来这套地层被全部解释为河流‒湖泊‒三角洲沉积（武富礼等， 2004；付金华等，2005；邓秀芹等，2011）.然而，近年来随着地质研究工作的不断深入，出现了一些令人困惑、难以解释的问题.

（1）“满盆三角洲与砂体挂面条”问题：以往认为在延长组沉积时期，盆地四周自始至终均发育物源供给体系，所编制的沉积相图为一种“满盆三角洲模式”，每个三角洲上都发育平原分流河道或水下分流河道砂体，且其延伸长度达到上百千米（俗称“砂体挂面条”）.然而，这一情况引起了越来越多的质疑，一是在现代湖泊与古代沉积中没有发现类似的实例；二是模拟实验证明，三角洲平原为沉积物“过路不停”环境，砂体主要分布在三角洲前缘环境（Gani et al.， 2005），因此有必要对延长组沉积特征与沉积模式进行重新研究.（2）“沉积物粒度偏细，沉积相带分异不明显”问题：在现今鄂尔多斯盆地范围内（盆地本部面积约25×10⁴ km²），其沉积物基本以中细粒砂岩沉积为主，很少见到边缘粗粒相带沉积.虽然盆地西南部的崆峒山砾岩可能代表边缘相带，但其分布面积十分有限，而且其地质时代归属尚存争议（杨华和邓秀芹，2013）.（3）“满盆含砂及砂体成因”问题：勘探显示延长组沉积具有满盆砂特征，其成因研究是近年来的热点，虽然已提出了多种解释模型，如“坡折带模式”（李树同等，2008；李相博等，2011）、“浅水三角洲模式”（刘化清等，2011；刘自亮等，2015）、“敞流湖盆三角洲模式”（邹才能等，2008）、“砂质碎屑流模式”（李相博等，2011；Zou et al.，2012）及“异重流模式”（杨仁超等， 2015， 2017）等，但这些研究大多是针对延长组内部某一层段（如长6或长7等）或局部提出的，不一定适用于整个延长组的沉积学解释.

实际上，仅利用一种沉积模式难以对上述问题做出合理解释.本文基于大量的野外露头详细观察描述与分析化验资料，对鄂尔多斯盆地延长组沉积时的古气候环境、沉积特征、沉积相与沉积模式进行了重新研究，提出极端气候引发的突发事件沉积主导了延长组沉积物搬运与沉积过程，并建立了干湿交替气候条件下的湖盆沉积充填新模式，以期为该区今后油气勘探与砂体预测提供科学依据，同时也为我国内陆湖盆沉积充填与演化研究提供新范例.

1 地质背景与研究区概况

1.1　地质背景

现今的鄂尔多斯盆地位于华北板块西部，周围分别被北部阴山山系、南部秦岭山系、东部吕梁山山系和西部贺兰‒六盘山山系所限，面积超过 37× 10⁴ km².其构造形态总体显示为一东翼宽缓、西翼陡窄的不对称大向斜盆地，进一步可划分为西缘逆冲带、天环坳陷、陕北斜坡、晋西挠折带及渭北隆起等构造单元（图1a）；其中陕北斜坡构造简单，地层产状平缓，地层倾角小于1°，是盆地的主要构造单元（杨俊杰，2002；刘化清等，2013）.中晚三叠世时期，鄂尔多斯盆地处于特提斯洋北缘内陆地区（图1b），为具有前陆与克拉通双重性质的内陆湖盆，盆地原始沉积范围远远大于现今的残留盆地面积，大致沿古秦岭‒祁连造山带北缘呈北西‒南东方向展布，为一个西与河西走廊相连、东与南华北地区相通、南至秦岭‒祁连造山带、北抵阴山脚下的超大型不对称内陆克拉通坳陷盆地（图1a、1b）（刘化清等，2013；Bai and Ma， 2020）.

三叠系是盆地主要沉积盖层之一，主要由下统、中统及上统组成.中下统刘家沟组、和尚沟组和纸坊组是一套干旱环境下的河流‒湖泊相红层沉积建造，其沉积厚度虽然较大，但湖泊水体较浅，整体处于氧化环境，不含烃源岩.中统上段‒上统延长组为厚度达千余米的碎屑岩岩系，自下而上可划分长10-长1共10个油层组（段）（图1c）.其中长10-长8 油层组与中三叠统拉丁阶相对应，长7-长4+5油层组与上三叠统卡尼阶对应，长2-长3 油层组与诺利阶对应，长1 油层组（瓦窑堡组） 与瑞替阶对应（童金南等，2019）.长7油层组为最大湖泛期，发育了盆地内最主要的一套烃源岩系（张家滩页岩），之后湖盆逐步萎缩、消亡.由于中晚三叠世盆地经历了印支运动隆升改造，延长组顶、底均为构造不整合面限制.

1.2　研究区露头情况

本次研究重点是陕北地区的延河、仕望河剖面及铜川地区的衣食村剖面，延河、仕望河剖面位于湖盆边缘地区，衣食村剖面靠近湖盆中心地区（位置见图1a）.其中延河剖面长10-长1油层组发育齐全，自黄河附近的罗子山沿延河向西经白家河、张家滩镇、延长县城、甘谷驿、姚店向西至延安桥儿沟镇一带出露，地层向西略微倾伏，倾角小于1°，分布平缓.但延河剖面长10段位于下切河谷深部，不利于测量与观察，而南侧的仕望河剖面距离延河剖面较近，长10-长9段沿公路分布，易于观察.鉴于此，本次研究利用自然伽马仪对仕望河剖面长10与延河剖面长9-长2露头进行了实测（采样间距为0.5 m），测得累计厚度为810.0 m，总体反映了一种干湿气候环境交替形成的泛滥平原、季节性河流、洪水事件及湖泊三角洲沉积序列（图2）.

衣食村剖面位于现今盆地东南部铜川市耀州区瑶曲镇衣食村（位置见图1a），长8-长7油层组地层出露良好，尤其长8与长7界线及长7内部各亚段对比标志层明显，沉积现象典型.长7段下部以泥页岩夹薄层凝灰岩、薄层重力流砂岩为主，上部主要发育一套湖泊重力流沉积.

2 延长组沉积时古气候具有干湿交替演变的特征

夹于两个不整合面之间的这套稳定的陆源碎屑岩系内部记录了延长组丰富的气候环境变化信息，本文对延河‒仕望河延长组露头剖面古土壤进行了详细观察与描述，并系统采集了古生物孢粉样品（图2）.分析结果显示，延长组长10-长8段基本继承了中三叠世纸坊组沉积期（拉丁期）古气候特点，为干旱气候环境，延长组长7段（卡尼期Julian1- Julian2亚期）为典型温暖潮湿气候，延长组长6-长4+5（卡尼期Tuvalian1-Tuvalian3亚期）再次转变为干旱古气候环境，至长3及以上（诺利阶‒瑞替期）沉积时期又表现为半干旱‒半湿润‒湿润上下波动的古气候特征（图2，图3）.

2.1　古生物群落揭示延长组沉积期古气候干湿交替演变

沉积物中大量保存的来自古植物的孢粉化石被认为是地史时期植被和古气候恢复的良好指示（Shunk et al.， 2009； Meng et al.， 2018）.本次研究共采集了陕北地区延河与仕望河两个延长组露头剖面的107个样品，这些样品来自纸坊组及延长组长10-长1段，包括油页岩、炭质泥岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩（样品编号及位置见图2）.通过对这些样品的酸解分析处理，除了纸坊组与长10段未发现孢粉外（即在图 2中样品编号1~23共计23个样品中未发现孢粉，可能与该时期气候环境干旱、植物不发育有关），在长9-长2段的49个样品中获得较丰富的孢粉化石；经系统鉴定和统计，共确认孢粉化石46属92种，总的面貌特征显示以裸子植物花粉占优势，蕨类植物孢子居次要地位，并且他们的相对含量纵向上显示明显的波动（图3）.蕨类植物以Filicopsida纲植物占绝对优势，其中以Marattiaceae科为主，含量较低的类型包括Osmundaceae科、Schizaeaceae科、Cyatheaceae科和Dipteridaceae科，分类位置不明的Filicopsida纲植物也占很高的比例.裸子植物以Coniferopsida纲占优势，其中含量较高的为Pinacea科和Primitive conifers类，其次为Taxoidiaceae科.其他裸子植物包括较常见的Cycadaceae科和少量出现的Pteridospexmopsida纲植物.无论是裸子植物还是蕨类植物，延长组古植物类型纵向上均显示出较好的延续性，但他们的相对丰度显示显著的波动（图3），可能反映了古植被面貌和气候环境的演变过程.

进一步分析表明，延河剖面古植物群纵向上表现出4个演化阶段，各演化阶段及相对湿度变化见图3所示.

阶段I（拉丁阶）：位于长9-长8段，代表湿热环境的Filicopsida纲植物孢子相对含量较低，而代表温凉环境的Coniferopsida花粉含量较高，前者分布在14.6%~46.5%之间，平均含量为27.0%；后者分布在50.5%~79.2%之间，平均含量为65.4%.指示该阶段研究区较为温凉、干旱，且早期的长9段沉积时期气候变化频繁.

阶段II（卡尼阶Julian1-Julian2）：位于长7-长6下部，Filicopsida纲植物孢子相对含量增加，而Coniferopsida花粉含量降低，前者分布在14.1%~58.3%之间，平均含量为29.3%；后者分布在26.2%~80.8%之间，平均含量为56.1%.指示该阶段研究区处于相对湿热的环境，其中长7-长3段是最显著的湿热阶段.长7-长3段为盆地区广泛发育的油页岩和炭质泥岩沉积，尽管这种沉积样品不利于孢粉化石分析，但高有机质含量和腐泥型干酪根特征反映了高生产率浮游生物发育的湿热环境.

阶段III（卡尼阶Tuvalian1-Tuvalian3）：位于长6段中部‒长4+5段，Filicopsida纲植物孢子相对含量明显降低，而Coniferopsida花粉含量显著增加，前者分布在11.5%~44.2%之间，平均含量为28.0%；后者分布在48.4%~78.8%之间，平均含量为63.4%.该阶段盆地进入相对稳定的半干旱期.

阶段IV（诺利阶‒瑞替阶）：位于长3-长2段，Filicopsida纲植物孢子相对含量逐渐增加，特别是长2段城际期显著增加，Coniferopsida花粉含量有所减少，前者分布在13.5%~54.1%之间，平均含量为30.7%；后者分布在34.7%~77.9%之间，平均含量为60.0%.该阶段盆地再次演变为较为稳定的温暖、潮湿环境.

2.2　古土壤揭示延长组沉积期古气候干湿交替演变

古土壤层（根土岩）是一个没有明显沉积作用与剥蚀作用的间断面，代表先前的沉积物在被后来的沉积物埋藏之前经受了一定程度的土壤化作用，是地层长期暴露的标志，潮湿与干旱环境均可以形成，但其特征（例如古土壤层颜色、层理构造、生物遗迹等）有很大不同，因而常被作为深时古气候恢复研究的判别标志（李相博等，2021a， 2021b）.

通过对陕北地区延河、仕望河露头剖面的观察与实测，在延长组中自下而上共发现了20余层代表不同气候环境的古土壤，其中干旱环境古土壤发育层数较多，主要分布在延长组下部长10‒长8段及上部长6‒长1段河流相或洪泛平原沉积的顶部（图2），主要特征是：（1）古土壤主要由灰紫色、杂色或黄色与淡黄色粉砂质泥岩与泥质粉砂岩组成，与下部灰绿色原岩有明显差异（图4a、4b、4e~4h）；（2）岩石普遍呈疏松状，层理模糊，自上而下可见完整或不完整古土壤剖面结构：植物根迹层（A层）、光性粘土膜（clay skin）与钙质结核层共存的淀积层（B层）及微风化层（C层），单个古土壤剖面厚度为几至几十厘米，最大不超过100 cm（图4a、4b、4e~4h）；（3）根迹层中可见零星分布的植物根系（图4a、4b、4e~4h）、垂直虫孔等生物遗迹化石，常伴生有埋藏深度较浅的钙质结核等；（4）个别层段还发育风成沉积或铁质氧化层以及可能由大气淡水淋滤长石所形成的高岭土黏土层等；（5）古土壤顶部有时被浅覆水环境下的薄层有机质层（如炭屑、植物碎片、炭质泥岩及劣质煤线等）所覆盖（其厚度与上覆河道冲刷侵蚀及保存程度有关）（图4b、4g）.潮湿环境古土壤主要发育在延长组中期长7段三角洲或滨浅湖上（图2），除颜色较深呈灰绿色、植物根系较为发育外（图4c、4d），其他特征与干旱环境古土壤类似.

上述古土壤特征反映延长组中期（在陕北地区延河剖面大致对应长7段）为温暖潮湿气候，而延长组早期属于干旱气候环境，晚期属于半干旱‒半湿润气候.这一特征与前述古植物群落所揭示的延长组纵向上4个古气候演化阶段基本一致，也与延长组早期为干旱湖盆、中期湖盆水体面积达到鼎盛、晚期湖水逐步退出直至消亡的沉积演化过程相一致.实际上，上述延长组古气候演化阶段也与中晚三叠世全球古气候演化规律相吻合，均受控于中晚三叠世之交的全球气候突变事 件——卡尼期梅雨事件（CPE），详见后文.

3 干旱期洪水事件主导了盆地中心地区决口扇、决口河道砂体形成与分布

干旱环境下植被稀少，蒸发量远大于降水量，而且气温昼夜变化无常，岩石的页状剥落、劈裂、压碎等机械风化作用强烈，加之在这种环境中风力作用很大，风吹砂和尘土的磨蚀作用会进一步加剧岩石的机械风化作用，长此以往，在母源区形成了以砂级为主的细粒碎屑物质，为沉积盆地准备了充足的物源.这种情况类似于现今我国西北地区的戈壁‒荒漠‒沙漠区，由于长期处于干旱环境，地表普遍形成了几厘米至数米厚的细粒松散堆积物；由此看来，干旱少雨环境是细粒沉积物的“天然加工厂”，如果这种“被加工过”的细粒物质作为湖盆物源被地表径流搬运到盆地区形成新的沉积物，由于又经过了流水的机械搬运、磨蚀与分选，其粒度必然更细.这可能就是如前所述延长组湖盆至今未发现粗粒沉积相带的原因.

同时，在干旱环境环境中，虽然降雨次数稀少，但一次的降雨量可以很大，偶尔的极端气候会形成百年或千年一遇的暴雨，产生的洪水河流具有强大的搬运能力，能够在河流下游方向的泛滥平原环境形成巨厚沉积物，通常表现为决口扇或决口河道的连片与叠置，平面上构成类似于三角洲的扇形沉积体系，国外称其为河流扇（详见后文5.1节）.

在延长组早期与晚期干旱时期，砂岩以季节性河流相砂体或洪泛平原决口扇沉积为主，而且大量证据表明规模较大的砂岩均为洪水成因.现以延河剖面白家河长9、冯家村‒胡家村长4+5及黑家堡长3露头为例来说明.

3.1　白家河村长9露头剖面

位于延长县白家河村一废弃的采石场内，实测的出露地层厚度约49.2 m.

岩性特征：总体岩性为中‒细粒砂岩夹泥质粉砂岩、粉砂质泥岩，或者粉细砂岩与泥质粉砂岩互层（图5a、5b）.其中泥质粉砂岩或粉砂质泥岩厚度较薄，通常小于0.5 m，一般为块状，并含有大量的植物碎片、植物根系、垂直虫孔等生物扰动构造；砂岩单层厚度一般分布在0.2~2 m之间，大多数厚度为0.5~1.2 m，砂岩中普遍发育钙质结核，砂岩底部可见冲刷泥砾、植物茎秆等.大部分砂岩底界面较平直，呈板状或板状复合体分布，横向延伸距离通常大于50 m，与下伏偏泥相沉积呈突变接触（Sharp-based）（图5b）；少部分厚度较大（2 m左右）的砂岩体底界面有不同程度的侵蚀下切现象，且常见大量顺层面分布的树干化石及植物碎片（图5c、5d）；砂岩内部沉积构造自下而上有序分布，一般底部粒度较粗（中砂岩）、发育块状层理，向上粒度变细（细砂岩）或泥质含量增加，逐渐变为交错或平行层理或沙纹层理，砂岩顶面通常被薄层泥岩或粉砂质泥岩覆盖，并且有时在泥岩中见类似“龟甲纹状”的多边形裂缝（图5e），推测与干旱环境泥裂有关.有时见穿过泥岩伸入到砂岩中的垂直植物根系.

环境解释：由于泥质粉砂岩、粉砂质泥岩中发育垂直植物根系等生物扰动构造，同时见象征干旱环境的泥裂构造，推测为陆上洪泛平原沉积；由于砂岩内部含树干化石、钙质结核等现象，砂岩顶界面见植物根系、泥裂等暴露特征，砂岩底界面总体较为平坦（指示河流冲涮下切能力较弱），且发育块状层理（指示为快速沉积）；同时，由于沉积物粒度普遍较细（距离物源区较远），推测为曲流河洪泛平原决口扇、决口河道沉积.

3.2　冯家村‒胡家村长4+5露头剖面

位于延长县西侧S205公路沿线、冯家村‒胡家村一带附近的采石场内，实测的出露地层厚度26 m.

岩性特征：岩性可以划分为两段（图6a、6b），第一段（0~6.8 m）细砂岩与泥质粉砂岩及粉砂质泥岩互层.砂岩底界面普遍平直，与下伏粉砂质泥岩呈突变接触，没有或略有侵蚀下切现象.砂岩厚度一般为 0.2~1.2 m，块状层理，局部见软沉积物变形，植物根迹较发育；泥岩中发育大量植物碎片及劣质煤线及垂直生物钻孔等（图6a）.第二段（6.8~ 26 m）以不等厚细砂岩互层为主，局部夹薄层粉砂质泥岩及泥质粉砂岩.泥岩中普遍见大量植物根迹、植物碎片及虫孔等生物扰动现象.砂岩厚度一般为 0.2~1.2 m，每个单砂体底界面平直，呈板状或板状复合体叠置分布，砂体横向延伸距离远（图6a、6b）.砂岩内部通常无明显沉积构造，但沿横向追踪，有时可见交错或平行层理.个别砂岩厚度较大，可达6.4 m，发育块状层理，其底部见泥砾等明显或不明显的侵蚀冲刷现象，显示为强水动力条件下的快速沉积.厚层砂岩内部常见直立生长的树木化石（图6c、6d）.

环境解释：上述泥岩与砂岩中的劣质煤线及植物根迹化石充分说明为陆上沉积环境，尤其厚层块状砂岩中直立生长的树木化石，其保存状态清楚地揭示了两方面的信息，一是该树木是被富含泥沙的洪水就地一次性掩埋而死亡的；二是该树木能够保持直立而没有被洪水冲倒，指示饱含泥沙的洪水在此处立刻失去了前进动力，因此该区域地势为低洼区.结合沉积物粒度（粒度较细，指示距离物源较远）、砂岩顶底界面特点（砂岩底面平坦，指示河流冲涮下切能力较弱）等不难看出，研究区同样整体处于曲流河下游末端洪泛平原环境，那些不等厚互层状砂岩体为与洪水事件相关的洪泛平原决口扇或决口河道沉积.

3.3　黑家堡村长3露头剖面

位于延长县西侧S205公路沿线黑家堡村东侧1 km处，实测的长3段出露地层厚度42.5 m.其岩性岩相特征与上述冯家村‒胡家村长4+5露头第一段类似，为细砂岩与泥质粉砂岩及粉砂质泥岩互层，前期研究表明为陆上洪泛平原沉积环境（李相博等，2021a， 2021b）.该区砂岩中同样发现了大量直立生长的树木化石（图7），从宿主岩石岩性特征看，有的树木化石为洪水一次掩埋而形成（图7d、7e~7h），有的遭遇了两次洪水袭击（图7c）.

现以图7e中保存较完整的树木化石为例来分析洪水发生与厚层砂岩的形成过程.该化石高 1.0 m，基本保存了原来的生长状态，呈直立赋存在地层中，依稀可见的树冠部分位于树干顶部，呈分叉状.树木根系部分宿主岩石为暗红色粉砂质泥岩，发育大量生物遗迹化石，显示为洪泛平原微相；茎干部分宿主岩石为含泥质粉细砂岩，其底界面略显侵蚀作用，横向上延伸1 km以上，呈近似席状展布；砂岩体下部为细砂岩，主要发育块状层理，上部泥质含量增多，发育不明显交错层理、平行层理或纹层层理，顶部见虫孔等生物扰动构造，显示为沉积速率很高的河道末端决口扇沉积.整个茎干、树冠部分被掩埋在厚度2.0 m左右的决口扇粉细砂岩中.由于其茎干表面光滑，无次生根系，推测该树木当时位于河流末端低洼处，因河道决口被满载泥沙的洪水一次性掩埋（从现今剖面看，树冠顶部距离砂岩顶面约1 m，推测原始埋藏深度更大），从而成为现今所看到的化石（图7e~7g）.这一情况与在美国Alabama西北部勇士盆地（Warrior Basin）发现的众多直立树干化石的形成过程颇为相似（Demko，1990）.该盆地下宾夕法尼亚波茨维尔组（Lower Pennsylvan Pottsville Formation）发育多套煤层，其中在Blue Creek与Mary Lee煤层之间的洪泛平原发育期间，至少发生过4期洪水事件沉积，大量乔木（有的高度可达3 m）被洪水携带的泥沙就地快速掩埋，从而形成了在地层中呈直立状的树木化石.

事实上，除上述层段外，洪水事件沉积在陕北延河剖面延长组长10、长6、长2、长1各砂岩层段均有分布，只是表现形式有所不同，有的砂岩中发育强水动力条件下的块状沉积构造及含冲刷泥砾沉积（李相博等，2021b），有的保存了形态各异的植物化石，指示其宿主砂岩为陆上洪水成因.这些特征充分表明，在延长组干旱阶段沉积期，洪水事件频繁发生，季节性河流、决口扇或决口河道是这一时期盆地砂体的主要成因类型.

4 潮湿期梅雨事件主导了盆地中心地区富有机质泥页岩及湖泊三角洲‒重力流砂体的形成与分布

梅雨事件是指发生在晚三叠世初期卡尼期（Carnian）的一次全球性气候突变事件.众所周知，整个三叠纪时期，全球整体处于干旱环境中，陆相盆地基本以红层为主，海相以快速生长的碳酸盐岩为主（Simms and Ruffell，1989）.但进入卡尼时期全球降雨量突然增高，出现了持续约 1 Ma 的强降雨期（Ogg， 2015），与此同时，全球海域碳酸盐岩沉积中断，岩性由碳酸盐岩沉积突然转变为黑色泥页岩等陆源碎屑岩（Simms et al.，1989；金鑫等，2015；张磊，2017；赵向东等，2019；Zhang et al.， 2021； 曾建理等，2022）.据此，Simms et al.（1989）首次将该事件命名为“Carnian Pluvial Episode”（卡尼期梅雨事件），后来被称为“Carnian Black Shale Event”（卡尼黑色页岩事件）（Hornung and Brandner， 2005）或“Carnian Carbonate Productivity Crisis”（卡尼期碳酸盐危机） （Hornung et al.， 2007）等.中国学者通常将该现象称为“卡尼期湿润幕事件”（赵向东等，2019）或“卡尼期洪水事件”（时志强等，2010a， 2010b）等，为了与前文所述的干旱环境“洪水事件”相区别，笔者采用了术语“Carnian Pluvial Episode” （卡尼期梅雨事件），下文简称CPE.

研究表明，CPE事件前后全球气候环境发生了显著的变化，其中CPE事件前夕全球气候长期处于干旱环境，事件期间为持续了约1 Ma的强降雨期（Julian晚期-Tuvalian亚期），事件之后又重返干旱（Nakada et al.， 2014）.

4.1　延长组梅雨事件沉积学证据

延长组卡尼期梅雨事件主要沉积学证据是长7/长8地层界线附近的沉积相突变面.现以延河剖面二里畔露头、铜川剖面衣食村露头为例做简要分析.

如前所述，延河剖面位于延长组最大湖泛期湖盆边缘地区，长7与长8地层分界线位于延长县东侧的二里畔村附近（图8）.界线之下的长8段岩性为黄绿色粉细砂岩与薄层泥质粉砂岩互层，局部夹有炭质泥岩或劣质煤线（图8a~8c）.砂岩中普遍见大量炭化植物茎秆及垂直植物根系等，尤其最上部地层界线附近泥质粉砂岩中植物根系较为发育，根系直径大小不一，最大可达5 cm（图8e），大部分仅为肉眼可识别或毫米级别的细小根系（图8b、8f、8g）.砂岩下部略显平行层理或沙纹层理，上部由于生物扰动不显示层理构造（或块状层理），这些特征均指示长8沉积晚期该区地层暴露并发育一定程度古土壤，为陆上洪泛平原沉积；界线之上为累计厚度超过10 m的长7黑色泥页岩（油页岩）（图8d、8h），并可见大量介形虫、双壳类、鱼类化石及草霉状黄铁矿等，指示为深湖‒半深湖沉积环境.显然，该区长7/长8界线附近岩性岩相存在巨大差异，说明从长8到长7沉积环境发生了突变.

铜川衣食村剖面位于延长组最大湖泛期的湖盆中心地区，实测的长7油页岩累计厚度超过31 m，其与下伏地层长8之间的界线清楚.与延河剖面二里畔露头相似，长7/长8界线附近岩性岩相存在显著差异，其中下部发育古土壤根迹层，为平原沉积环境；上部为夹有薄层火山凝灰岩的油页岩层，代表深湖环境（图9）.由此可见，即使在延长组最大湖泛期的湖盆中心地区，长7/长8之间同样存在沉积相突变现象，这一特征再次清楚地表明，至少在长8沉积晚期，被认为是湖盆沉积沉降中心的铜川地区还不是汇水区.显然，长7最大湖泛面的形成与气候突发事件有关，这与全球其他地区卡尼期梅雨事件沉积特征是完全一致的（Hornung and Brandner， 2005；曾建理等，2022）.

实际上，长7/长8之间沉积相突变现象在上下层段的古生物组合、岩石类型、岩矿组分及有机质碳同位素特征等方面均有记录（吉利明等， 2006b；邓秀芹等， 2009；吉利明和祝幼华，2013），前期利用钻井岩心、地震资料等做过初步研究，不再赘述.

4.2　延长组梅雨事件的沉积响应

4.2.1　黑色泥页岩事件沉积

黑色泥页岩事件主要分布在延长组长7段，自下而上可细分为长7₃亚段、长7₂亚段和长7₁亚段（图9a），其中中下部长7_3-2亚段以泥页岩为主（图9a、9b），上部长7₁亚段砂岩逐步增多，至长7顶部形成了砂岩夹黑色泥页岩的沉积相序（图9c）.

泥页岩占整个长7段的主体，厚度一般分布在15~50 m，局部累计厚度超过80 m（李士祥等，2020）.泥页岩主要以富含有机质的粘土质泥页岩为主，有机质类型主要为Ⅰ型和Ⅱ₁型，以湖泊原生有机质为主（付金华等，2020；李士祥等，2020）.根据沉积构造、岩石组成和有机质含量特征，可将长7段泥页岩细分为黑色页岩和暗色泥岩两类，其中黑色页岩（油页岩）主要分布在长7段底部的长7₃亚段，常与毫米级至厘米级凝灰岩频繁互层，野外露头上可观察到在1 m的厚度范围内发育35层薄层凝灰岩（图9b）.黑色页岩内有机纹层发育，沿页理层面普遍含植物及鱼类化石、星点状或脉状黄铁矿，常见硅质结核和胶磷矿等物质，有机碳含量普遍高于6%，平均含量可达13.81%.而暗色泥岩中有机质多以分散状、团块状分布，可见草霉状黄铁矿，有机碳含量普遍在2%~6%，平均含量达3.74%（付金华等，2020；李士祥等，2020）.总体来看，长7段黑色泥页岩厚度较大，分布广，有机质丰度高，是鄂尔多斯盆地中生界主力烃源岩和页岩油主要发育层段.

大量资料证实，该套烃源岩系形成于温暖潮湿的淡水湖泊环境（吉利明等，2006a；张才利等，2011；吉利明和祝幼华，2013）.当时湖泊古水深50~120 m，深湖‒半深湖区面积达到65 000 km²，古气温大于 15 ℃（付金华等，2018 ）.

基于上述沉积环境与岩性岩相等资料分析，笔者认为长7黑色泥页岩系（尤其长7底部黑色泥页岩）是CPE事件的产物.实际上，卡尼期富有机质黑色页岩广泛沉积于古特提斯洋西北部、南阿尔卑斯、伊朗、喜马拉雅、印度尼西亚以及中国华南及川西地区，普遍认为其形成与CPE事件有关，通常称其为“卡尼期黑色页岩事件”（Carnian black shale event） （时志强等，2010a，2010b；Dal Corso et al.， 2012；Mueller et al.， 2016；Sun et al.， 2016；赵向东等，2019；潘松圻等，2021）.由于目前发现的这些“黑色页岩事件”全部发育在海相盆地中，因此，可以将鄂尔多斯陆相盆地中发育的黑色泥页岩称为“长7黑色泥页岩事件”沉积，与海相“卡尼期黑色页岩事件”相对应.

需要说明的是，全球海相黑色页岩事件大都开始于Julian亚期晚期，即中卡尼期（时志强等， 2010a， 2010b； Sun et al.， 2016）.但延长组黑色泥页岩事件为卡尼期早期，略早于海相CPE事件的发生时间.究其原因，笔者认为与湖泊、海洋两种环境对气候变化响应的敏感性差异有关，通常情况下，湖泊环境对气候变化的响应远比海洋环境敏感（Bohacs et al.，2000），因而其沉积响应较早.

4.2.2　湖泊三角洲‒重力流事件沉积

卡尼期持续的强降雨事件在鄂尔多斯盆地周围形成了东北、西北、西南及南部4大相对稳定河流体系，它们所携带的沉积物大量堆积在了三角洲及盆地中央地区（具体搬运过程详见后文5.2节）.主要沉积物类型除如上所述的泥页岩外，还形成了细砂岩、粉砂岩等，具体可划分为7种岩性岩相类型，分别是交错‒平行层理砂岩相（L1）、块状层理砂岩相（L2）、薄层正粒序砂岩相（L3）、正反粒序成对产出砂岩相（L4）、砂泥混搅相（L5）、无层理构造泥岩相（L6）和水平层理泥岩相（L7）.其中砂岩相主要有河流‒三角洲砂体及异重流、浊流与砂质碎屑流等各种重力流事件所形成砂体（Li et al.， 2011， 2016， 2018；Zou et al.， 2012； Zavala and Arcuri， 2016；吕奇奇等，2017；Yang et al.， 2017；付金华等，2020；李士祥等，2020；Zavala， 2020）.各种岩性岩相类型特征、成因鉴别标志详见表1.

5 延长组干旱与潮湿两种环境砂体沉积模式

气候环境对内陆湖盆沉积作用具有重要控制作用，干旱气候与潮湿气候环境下的陆源碎屑沉积充填模式显著不同，实例在国内外古代与现代沉积中比比皆是（Nichols and Hirst， 1998；Zavala and Freije， 2001；潘树新等，2012；Donselaar et al.， 2013；邱振和邹才能，2020；杨劲松等，2022）.笔者在上述古气候演变、干旱期洪水事件及潮湿期梅雨事件沉积特征研究的基础上，认为延长组中期长7油层组沉积期为湖盆发育鼎盛时期，气候温暖潮湿，湖泊水域面积大，发育了完整的三角洲‒湖泊‒重力流沉积体系（图10b）；延长组早期与晚期气候炎热干燥，蒸发量大于降水量，湖泊水域面积有限，全盆地沉积以季节性河流、决口扇、决口河道为主，发育河流扇体系（图10a）.

5.1　干旱时期河流扇沉积模式

如前所述，从陕北地区露头剖面看，在干旱气候阶段，延长组沉积环境总体表现为远离物源区的洪泛平原沉积体系，主要砂体类型为季节性河流、决口扇、决口河道形成的中细‒粉细砂岩.由于干旱环境下多为季节性降雨，洪水与河道决口时有发生，河道改道频繁，没有持续的水流与稳定的河道，所以前积作用不明显，主要表现为洪泛平原环境下的填平补齐、加积式的洪水事件沉积，图5~图7中清楚地表现了这一特征.

需要说明的是，上述沉积特征与最近受到广泛关注的河流扇（fluvial fans）沉积模式十分类似.近年来，沉积学界将干旱湖盆中面积巨大、呈扇状分布的河流体系称为河流扇（fluvial fans）或分支河流体系（distributive fluvial system），其中河流扇是由曲流河反复决口（successive avulsions）而形成的扇状沉积体系，常发育在地形地貌平坦的内陆干旱地区，其沉积物粒度通常较细，主要为洪泛平原、河道与决口扇、决口河道沉积（North and Warwick， 2007； Cain and Mountney， 2009；Hartley et al.，2010；Weissmann et al.，2010；Li and Bristow， 2015； 李嘉光，2018；张昌民等，2020）.显然，这里的河流扇与前述延长组干旱环境下的洪水事件沉积十分相似，因此，可以用河流扇模式来解释干旱时期延长组湖盆砂体成因（图10a）.

5.2　潮湿时期湖泊‒三角洲‒重力流模式

前已述及，晚三叠世卡尼期（Carnian）发生了一次全球性气候突变事件，即卡尼期梅雨事件（CPE），古气候由拉丁期干旱环境突然转变为卡尼期相对潮湿环境.由于此时期（对应于长7段早期）降雨量异常增大，长7段湖泊水域面积迅速增大，仅深湖‒半深湖面积就达到6.5×10⁴ km².与干旱气候阶段频繁的河口改道、决口沉积事件不同，在潮湿气候阶段，由于具有稳定的长流水，河道相对固定，沉积物+水在较长时期内能够沿固定的通道向盆地内部搬运，十分有利于三角洲的形成.加之此时期湖盆可容纳空间已达到最大，湖平面可能位于湖盆溢出口附近而不再上升（Bohacs et al.， 2000），因此沉积物主要以前积作用为主，加积作用不明显，这与干旱阶段的沉积方式完全不同.最近在盆地西南部实施的三维地震勘探资料揭示出延长组中部（长7-长4+5段）存在大量地震前积反射层（惠潇等，2022），有力证实了这一认识.

从沉积物类型看，如前文所述，延长组长7段发育一套富含有机质的黑色泥页岩事件沉积，同时还伴随发育了一套完整的陆相河流‒三角洲‒重力流事件沉积体系，其中重力流是研究区一大特色，按照其成因可划分为盆外来源的异重流和盆内来源的浊流与砂质碎屑流（Zavala and Arcuri， 2016）.笔者认为，不论外源还是内源重力流，其形成均与卡尼期梅雨事件有关.就盆外来源的异重流而言，由于持续不断的强降雨事件，陆地上的河流大多饱含陆源碎屑沉积物而形成高密度的河流，它们通过河口后可以直接进入湖盆深水区，从而沉积形成异重岩.就盆内来源的浊流与砂质碎屑流而言，其形成过程是：来自陆上的高密度河流首先将沉积物卸载于河口地带形成三角洲，随着三角洲前缘沉积物的持续堆积，砂体厚度越来越大，一旦受到地震等外力影响，就会发生失稳乃至垮塌作用，最终导致三角洲前缘沉积物发生二次搬运，从而在深湖区形成了广泛发育的浊流或碎屑流沉积（图10b）.由此可见，与干旱环境下的洪水事件沉积一样，在潮湿环境下，延长组湖盆中央地区的大规模砂岩也为事件沉积.两者的差别在于，前者形成于陆上环境，与百年或千年一遇的暴雨洪水事件有关；而后者发育在水下环境，与卡尼期CPE强降雨事件有关.

6 结论

（1）古生物群落及岩性岩相资料揭示，延长组沉积时期古气候具有三分性，其中早期拉丁期为干旱环境；中期受卡尼期梅雨事件（简称CPE）事件影响，气候发生突变，转变为温暖潮湿气候环境；晚期诺利‒瑞替期再次转变为半干旱‒半湿润气候环境.

（2）CPE事件改变了延长组沉积物搬运与沉积方式，在事件之前与事件之后的干旱环境时期，主要发育暴雨洪水引发的季节性河流、决口扇、决口河道沉积；在CPE事件当中及卡尼中期，陆源碎屑物质主要通过异重流、浊流及砂质碎屑流等多种途径搬运至水下环境，形成富砂质重力流事件沉积，同时受CPE事件控制，在深水环境还发育了黑色富有机质页岩事件沉积.可以说，干旱时期洪水事件与潮湿时期梅雨事件共同主导了盆地中心地区大规模砂体的形成与分布.

（3）建立了延长组干旱与潮湿两种环境沉积模式，前者干旱环境湖泊水域面积较小，主要沉积单元为洪泛平原、季节性河道与决口扇或决口河道，主要沉积方式为填平补齐、加积式沉积，不发育前积沉积现象；后者潮湿环境湖泊水域面积规模大，发育完整的陆相河流‒三角洲‒湖泊‒重力流沉积体系，由于具有稳定的长流水，河道相对固定，加之湖平面变化相对稳定，其沉积方式以前积作用为主，退积作用为辅，加积作用不明显.

（4）湖盆沉积演化过程中存在大量“渐变论思想”无法解释的突变事件沉积，这不但对于深入探讨鄂尔多斯延长组大型坳陷湖盆形成演化机理、沉积层序充填演化特征及指导油气勘探实践均有积极意义，而且对揭示晚三叠世全球极端气候事件在内陆湖盆的沉积学记录有积极意义，可以填补CPE事件在古特提斯东缘泛大陆内部沉积响应研究的空白.

参考文献

[1] Bai, Y. L., Ma, Y. H., 2020. Geology of the Chang 7 Member Oil Shale of the Yanchang Formation of the Ordos Basin in Central North China. Petroleum Geoscience, 26(2): 355-371. https://doi.org/10.1144/petgeo2018-091

[2] Bohacs,K.M.,Carroll,A.R.,Neal,J.E.,et al.,2000. Lake- Basin Type, Source Potential, and Hydrocarbon Character: An Integrated Sequence-Stratigraphic-Geochemical Framework. In: Gierlowski-Kordesch, Kelts, K.R., eds., Lake Basins through Space and Time. AAPG Studies in Geology, 46: 3-34.

[3] Bouma, A.H., 1962. Sedimentology of Some Flysch Deposits: A Graphic Approach to Facies Interpretation. Elsevier, Amsterdam.

[4] Cain, S. A., Mountney, N. P., 2009. Spatial and Temporal Evolution of a Terminal Fluvial Fan System: The Permian Organ Rock Formation, South-East Utah, USA. Sedimentology, 56(6): 1774-1800. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2009.01057.x

[5] Dal Corso, J., Mietto, P., Newton, R. J., et al., 2012. Discovery of a Major Negative δ¹³C Spike in the Carnian (Late Triassic) Linked to the Eruption of Wrangellia Flood Basalts. Geology, 40(1): 79-82. https://doi.org/10.1130/G32473.1

[6] Demko, T.M., 1990. Depositional Environments of the Lower Mary Lee Coal Zone, Lower Pennsylvanian “Pottsville” Formation, Northwestern Alabama. In: Gastaldo, R.A., Demko, T.M., Liu, Y.J., eds., Carboniferous Coastal Environments and Paleocommunities of the Mary Lee Coal Zone, Marion and Walker Counties, Alabama. Geological Society of America,Tuscaloosa, 5-20.

[7] Deng, X.Q., Fu, J.H., Yao, J.L., et al., 2011. Sedimentary Facies of the Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin and Breakthrough in Petroleum Exploration. Journal of Palaeogeography, 13(4): 443-455 (in Chinese with English abstract).

[8] Deng, X.Q., Li, W.H., Liu, X.S., et al., 2009. Discussion on the Stratigraphic Boundary between Middle Triassic and Upper Triassic. Acta Geologica Sinica, 83(8): 1089-1096 (in Chinese with English abstract).

[9] Donselaar, M. E., Gozalo,M.C., Moyano, S., 2013. Avulsion Processes at the Terminus of Low-Gradient Semi-Arid Fluvial Systems: Lessons from the Río Colorado, Altiplano Endorheic Basin, Bolivia. Sedimentary Geology, 283: 1-14. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2012.10.007

[10] Fu, J.H., Guo, Z.Q., Deng, X.Q., 2005. Sedimentary Facies of the Yanchang Formation of Upper Triassic and Petroleum Geological Implication in Southwestern Ordos Basin. Journal of Palaeogeography, 7(1): 34-44 (in Chinese with English abstract).

[11] Fu, J.H., Li, S.X., Niu, X.B., et al., 2020. Geological Characteristics and Exploration of Shale Oil in Chang 7 Member of Triassic Yanchang Formation, Ordos Basin, NW China. Petroleum Exploration and Development, 47(5): 870-883 (in Chinese with English abstract).

[12] Fu, J.H., Li, S.X., Xu, L.M., et al., 2018. Paleo- Sedimentary Environmental Restoration and Its Significance of Chang 7 Member of Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin, NW China. Petroleum Exploration and Development, 45(6): 936-946 (in Chinese with English abstract).

[13] Gani, M.R., Bhattacharya, J.P., Giosan, L., 2005. Bedding Correlation vs. Facies Correlation in Deltas: Lessons for Quaternary Stratigraphy. In: Giosan, L., Bhattacharya, J.P., eds., River Deltas: Concepts, Models and Examples. SEPM Special Publication, 83: 31-47.

[14] Hartley, A. J., Weissmann, G. S., Nichols, G. J., et al., 2010. Large Distributive Fluvial Systems: Characteristics, Distribution, and Controls on Development. Journal of Sedimentary Research, 80(2): 167-183. https://doi.org/10.2110/jsr.2010.016

[15] Hornung, T., Brandner, R., 2005. Biochronostratigraphy of the Reingraben Turnover (Hallstatt Facies Belt): Local Black Shale Events Controlled by Regional Tectonics, Climatic Change and Plate Tectonics. Facies, 51(1): 460-479. https://doi.org/10.1007/s10347-005-0061-x

[16] Hornung, T., Krystyn, L., Brandner, R., et al., 2007. A Tethys-Wide Mid-Carnian (Upper Triassic) Carbonate Productivity Crisis: Evidence for the Alpine Reingraben Event from Spiti (Indian Himalaya)? Journal of Asian Earth Sciences, 30(2): 285-302. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.10.001

[17] Hui, X., Hou, Y.C., Yu, J., et al., 2022. Progradational Seismic Strata Features and Distribution of Sandstone in the Deep-Water Area of a Large-Scale Lacustrine Depression Basin: A Case Study of the Middle Yanchang Formation in Longdong, Ordos Basin. Acta Sedimentologica Sinica, 40(3): 787-800 (in Chinese with English abstract).

[18] Ji, L.M., Wang, S.F., Xu, J.L., 2006a. Acritarch Assemblage in Yanchang Formation in Eastern Gansu Province and Its Environmental Implications. Earth Science, 31(6): 798-806 (in Chinese with English abstract).

[19] Ji, L.M., Wu, T., Li, L.T., 2006b. Paleoclimatic Characteristics during Sedimentary Period of Main Source Rocks of Yanchang Formation (Triassic) in Eastern Gansu. Acta Sedimentologica Sinica, 24(3): 426-431 (in Chinese with English abstract).

[20] Ji, L.M., Zhu, Y.H., 2013. Sporo-Pollen Assemblages and Paleoclimate of the Yanchang Formation in the Xifeng Area, Southwestern Ordos Basin, Gansu Province, NW China. Acta Micropalaeontologica Sinica, 30(4): 367-378 (in Chinese with English abstract).

[21] Jin, X., Shi, Z.Q., Wang, Y.Y., et al., 2015. Mid-Carnian (Late Triassic) Extreme Climate Event: Advances and Unsolved Problems. Acta Sedimentologica Sinica, 33(1): 105-115 (in Chinese with English abstract).

[22] Li, J.G., 2018. Sedimentary Model of Fine-Grained Dryland Meandering River Terminus Systems in a Semi-Arid or Arid Endorheic Basin. Earth Science, 43(S1): 264-276 (in Chinese with English abstract).

[23] Li, J. G., Bristow, C.S., 2015. Crevasse Splay Morphodynamics in a Dryland River Terminus: Río Colorado in Salar de Uyuni Bolivia. Quaternary International, 377: 71-82. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2014.11.066

[24] Li, S.T., Wang, D.Y., Wang, B., et al., 2008. Identification of Sedimentary Slope Breaks in the Margin of a down Warped Lake Basin’s Ramp Belt: A Case from Triassic Yanchang Formation, Ordos Basin. Natural Gas Geoscience, 19(1): 83-88 (in Chinese with English abstract).

[25] Li, S.X., Niu, X.B., Liu, G.D., et al., 2020. Formation and Accumulation Mechanism of Shale Oil in the 7th Member of Yanchang Formation, Ordos Basin. Oil ＆ Gas Geology, 41(4): 719-729 (in Chinese with English abstract).

[26] Li, X.B., Chen, Q. L., Liu, H. Q., et al., 2011. Features of Sandy Debris Flows of the Yanchang Formation in the Ordos Basin and Its Oil and Gas Exploration Significance. Acta Geologica Sinica (English Edition), 85(5): 1187-1202.

[27] Li, X.B., Fu, J.H., Chen, Q.L., et al., 2011. The Concept of Sandy Debris Flow and Its Application in the Yanchang Formation Deep Water Sedimentation of the Ordos Basin. Advances in Earth Science, 26(3): 286-294 (in Chinese with English abstract).

[28] Li, X.B., Liu, H.Q., Deng, X.Q., et al., 2021a. The Concept of Fluvial Fans in an Arid Environment: A New Explanation of the Origin of “Sand-Filled Basins” in the Yanchang Formation, Ordos Basin. Acta Sedimentologica Sinica, 39(5): 1208-1221 (in Chinese with English abstract).

[29] Li,X.B.,Liu,H.Q.,Huang,J.P.,et al.,2021b. Alternation of Arid-Humid Climate and Formation and Distribution of Fluvial Fan Sand in the Central Area of Inland Lake Basin—Taking Yanchang Formation in Ordos Basin as an Example. Acta Geologica Sinica, 1-17 (in Chinese with English abstract).

[30] Li, X. B., Liu,H.Q., Pan,S.X., et al., 2018. Subaqueous Sandy Mass-Transport Deposits in Lacustrine Facies of the Upper Triassic Yanchang Formation, Ordos Basin, Central China. Marine and Petroleum Geology, 97: 66-77. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2018.06.019

[31] Li, X. B., Yang, Z.L., Wang, J., et al., 2016. Mud-Coated Intraclasts: A Criterion for Recognizing Sandy Mass-Transport Deposits—Deep-Lacustrine Massive Sandstone of the Upper Triassic Yanchang Formation, Ordos Basin, Central China. Journal of Asian Earth Sciences, 129: 98-116. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2016.06.007

[32] Liu,H.Q.,Li,X.B.,Chen,Q.L.,et al.,2013.Analysis of Several Petroleum Geological Problems in Yanchang Formation of Ordos Basin. Science Press, Beijing (in Chinese).

[33] Liu, H.Q., Li, X.B., Wanyan, R., et al., 2011. Palaeogeographic and Sedimentological Characteristics of the Triassic Chang 8, Ordos Basin, China. Acta Sedimentologica Sinica, 29(6): 1086-1095 (in Chinese with English abstract).

[34] Liu, Z.L., Shen, F., Zhu, X.M., et al., 2015. Progress of Shallow-Water Delta Research and a Case Study of Continental Lake Basin. Oil ＆ Gas Geology, 36(4): 596-604 (in Chinese with English abstract).

[35] Lü, Q.Q., Luo, S.S., Fu, J.H., et al., 2017. Outcrop-Based Analysis of a Deep-Water Gravity Flow Sediments in Lake: A Case Study from the Chang 7 of Yaoqu Section, Ordos Basin. Acta Geologica Sinica, 91(3): 617-628 (in Chinese with English abstract).

[36] Meng, Q. T., Bruch, A.A., Sun, G., et al., 2018. Quantitative Reconstruction of Middle and Late Eocene Paleoclimate Based on Palynological Records from the Huadian Basin, Northeastern China: Evidence for Monsoonal Influence on Oil Shale Formation. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 510: 63-77. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2017.11.036

[37] Mueller, S., Krystyn, L., Kürschner, W.M., et al., 2016. Climate Variability during the Carnian Pluvial Phase—A Quantitative Palynological Study of the Carnian Sedimentary Succession at Lunz Am See, Northern Calcareous Alps, Austria. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 441: 198-211. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.06.008

[38] Mulder, T., Alexander, J., 2001. The Physical Character of Subaqueous Sedimentary Density Flows and Their Deposits. Sedimentology, 48(2): 269-299. https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.2001.00360.x

[39] Nakada, R., Ogawa, K., Suzuki, N., et al., 2014. Late Triassic Compositional Changes of Aeolian Dusts in the Pelagic Panthalassa: Response to the Continental Climatic Change. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 393: 61-75. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2013.10.014

[40] Nichols, G. J., Hirst, J. P., 1998. Alluvial Fans and Fluvial Distributary Systems, Oligo-Miocene, Northern Spain; Contrasting Processes and Products. Journal of Sedimentary Research, 68(5): 879-889. https://doi.org/10.2110/jsr.68.879

[41] North, C. P., Warwick, G. L., 2007. Fluvial Fans: Myths, Misconceptions, and the End of the Terminal-Fan Model. Journal of Sedimentary Research, 77(9): 693-701. https://doi.org/10.2110/jsr.2007.072

[42] Ogg, J. G., 2015. The Mysterious Mid-Carnian “Wet Intermezzo” Global Event. Journal of Earth Science, 26(2): 181-191. https://doi.org/10.1007/s12583-015-0527-x

[43] Pan, S.Q., Zou, C.N., Li, Y., et al., 2021. Major Biological Events and Fossil Energy Formation: On the Development of Energy Science under the Earth System Framework. Petroleum Exploration and Development, 48(3): 498-509 (in Chinese with English abstract).

[44] Pan, S.X., Wei, P.S., Wang, T.Q., et al., 2012. Sedimentary Characteristics of Flood-Overlake in Large Depression Basin—Taking the 4th Member, Quantou Formation, Lower Cretaceous, in Southern Songliao Basin as an Example. Geological Review, 58(1): 41-52 (in Chinese with English abstract).

[45] Qiu, Z., Zou, C.N., 2020. Unconventional Petroleum Sedimentology: Connotation and Prospect. Acta Sedimentologica Sinica, 38(1): 1-29 (in Chinese with English abstract).

[46] Shi, Z.Q., Qian, L.J., Zeng, D.Y., et al., 2010a. Geological Records of Late Triassic Carnian Carbonate Productivity Crisis in Eastern Tethys Region (SW China). Geological Review, 56(3): 321-328 (in Chinese with English abstract).

[47] Shi, Z.Q., Zhang, H., Zeng, D.Y., et al., 2010b. Characters of Carnian in the Frontal Area of Mt.Longmenshan: Implications for Palaeoenvironment and Paleoclimate. Journal of Chengdu University of Technology (Science ＆ Technology Edition), 37(4): 424-431 (in Chinese with English abstract).

[48] Shanmugam, G., 2013. New Perspectives on Deep-Water Sandstones: Implications. Petroleum Exploration and Development, 40(3): 316-324. https://doi.org/10.1016/S1876-3804(13)60038-5

[49] Shunk, A. J., Driese, S.G., Farlow, J.O., et al., 2009. Late Neogene Paleoclimate and Paleoenvironment Reconstructions from the Pipe Creek Sinkhole, Indiana, USA. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 274(3-4): 173-184. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2009.01.008

[50] Simms, M. J., Ruffell, A. H., 1989. Synchroneity of Climatic Change and Extinctions in the Late Triassic. Geology, 17(3): 265-268. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1989)017<0265:SOCCAE>2.3.CO;2

[51] Stow, D. A. V., Johansson, M., 2000. Deep-Water Massive Sands: Nature, Origin and Hydrocarbon Implications. Marine and Petroleum Geology, 17(2): 145-174. https://doi.org/10.1016/S0264-8172(99)00051-3

[52] Sun, Y. D., Wignall, P.B., Joachimski, M.M., et al., 2016. Climate Warming, Euxinia and Carbon Isotope Perturbations during the Carnian (Triassic) Crisis in South China. Earth and Planetary Science Letters, 444: 88-100. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2016.03.037

[53] Talling, P. J., Masson, D. G., Sumner, E. J., et al., 2012. Subaqueous Sediment Density Flows: Depositional Processes and Deposit Types. Sedimentology, 59(7): 1937-2003. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2012.01353.x

[54] Tong, J. N., Chu, D. L., Liang, L., et al., 2019. Triassic Integrative Stratigraphy and Timescale of China. Scientia Sinica Terrae, 49(1): 194-226 (in Chinese).

[55] Wang, D.P., 1991. The Sedimentation and Formation Mechanism of Lacustrine Endogenic Debris Flow. Acta Geologica Sinica, 65(4): 299-316, 387 (in Chinese with English abstract).

[56] Weissmann, G. S., Hartley, A. J., Nichols, G. J., et al., 2010. Fluvial Form in Modern Continental Sedimentary Basins: Distributive Fluvial Systems. Geology, 38(1): 39-42. https://doi.org/10.1130/G30242.1

[57] Wu, F.L., Li, W.H., Li, Y.H., et al., 2004. Delta Sediments and Evolution of the Yanchang Formation of Upper Triassic in Ordos Basin. Journal of Palaeogeography, 6(3): 307-315 (in Chinese with English abstract).

[58] Yang, H., Deng, X.Q., 2013. Deposition of Yanchang Formation Deep-Water Sandstone under the Control of Tectonic Events, Ordos Basin. Petroleum Exploration and Development, 40(5): 513-520 (in Chinese with English abstract).

[59] Yang, J.J., 2002. Tectonic Evolution and Oil-Gas Reservoir Distribution in Ordos Basin. Petroleum Industry Press, Beijing (in Chinese).

[60] Yang, J.S., Wang, Y., Yin, J.H., et al., 2022. Progress and Prospects in the Reconstruction of Flood Events in Chinese Alluvial Plains. Earth Science, 47(11): 3944-3959 (in Chinese with English abstract).

[61] Yang, R.C., Jin, Z.J., Sun, D.S., et al., 2015. Discovery of Hyperpycnal Flow Deposits in the Late Triassic Lacustrine Ordos Basin. Acta Sedimentologica Sinica, 33(1): 10-20 (in Chinese with English abstract).

[62] Yang, R. C., Jin, Z. J., Van Loon, A. J. T., et al., 2017. Climatic and Tectonic Controls of Lacustrine Hyperpycnite Origination in the Late Triassic Ordos Basin, Central China: Implications for Unconventional Petroleum Development. AAPG Bulletin, 101(1): 95-117. https://doi.org/10.1306/06101615095

[63] Yang, R.C., Yin, W., Fan, A.P., et al., 2017. Fine-Grained, Lacustrine Gravity-Flow Deposits and Their Hydrocarbon Significance in the Triassic Yanchang Formation in Southern Ordos Basin. Journal of Palaeogeography (Chinese Edition), 19(5): 791-806 (in Chinese with English abstract).

[64] Zavala, C., 2020. Hyperpycnal (over Density) Flows and Deposits.Journal of Palaeogeography, 9(3): 267-287. https://doi.org/10.1186/s42501-020-00065-x

[65] Zavala, C., Arcuri, M., 2016. Intrabasinal and Extrabasinal Turbidites: Origin and Distinctive Characteristics. Sedimentary Geology, 337: 36-54. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2016.03.008

[66] Zavala,C.,Freije,R.H.,2001. On the Understanding of Aeolian Sequence Stratigraphy: An Example from Miocene-Pliocene Deposits in Patagonia, Argentina. Rivista Italiana Di Paleontologia e Stratigrafia, 107(2): 251-264. https://doi.org/10.54103/2039-4942/16129

[67] Zeng, J.L., Zhang, T.S., Yang, W., et al., 2022. Carnian Pluvial Episode: Advances in Climate-Environment Change and Marine Ecological Effects. Acta Geologica Sinica, 96(3): 729-743 (in Chinese with English abstract).

[68] Zhang, C.L., Gao, A.L., Liu, Z., et al., 2011. Study of Character on Sedimentary Water and Palaeoclimate for Chang7 Oil Layer in Ordos Basin. Natural Gas Geoscience, 22(4): 582-587 (in Chinese with English abstract).

[69] Zhang, C.M., Zhu, R., Guo, X.G., et al., 2020. Arid Fluvial Fandelta-Fluvial Fan Transition: Implications of Huangyangquan Fan Area. Earth Science, 45(5): 1791-1806 (in Chinese with English abstract).

[70] Zhang, K., Liu,R.,Liu,Z., et al., 2021. Geochemical Characteristics and Geological Significance of Humid Climate Events in the Middle-Late Triassic (Ladinian-Carnian) of the Ordos Basin, Central China. Marine and Petroleum Geology, 131: 105179. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2021.105179

[71] Zhang, L., 2017.Paleoceanographic Characteristics of Key Environmental and Climatic Events during the Triassic in the Paleo-Tethys and Panthalassic Oceans (Dissertation). China University of Geosciences, Wuhan (in Chinese with English abstract).

[72] Zhao, X.D., Xue, N.H., Wang, B., et al., 2019. Carnian (Late Triassic) Pluvial Episode: Current Status and Future Challenges. Journal of Stratigraphy, 43(3): 306-314 (in Chinese with English abstract).

[73] Zou, C. N., Wang,L.,Li,Y., et al., 2012. Deep-Lacustrine Transformation of Sandy Debrites into Turbidites, Upper Triassic, Central China. Sedimentary Geology, 265-266: 143-155. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2012.04.004

[74] Zou, C.N., Zhao, W.Z., Zhang, X.Y., et al., 2008. Formation and Distribution of Shallow-Water Deltas and Central-Basin Sandbodies in Large Open Depression Lake Basins. Acta Geologica Sinica, 82(6): 813-825 (in Chinese with English abstract).

[75] 邓秀芹, 付金华, 姚泾利, 等, 2011. 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组沉积相与油气勘探的突破. 古地理学报, 13(4): 443-455.

[76] 邓秀芹, 李文厚, 刘新社, 等, 2009. 鄂尔多斯盆地中三叠统与上三叠统地层界线讨论. 地质学报, 83(8): 1089-1096.

[77] 付金华, 郭正权, 邓秀芹, 2005. 鄂尔多斯盆地西南地区上三叠统延长组沉积相及石油地质意义. 古地理学报, 7(1): 34-44.

[78] 付金华, 李士祥, 牛小兵, 等, 2020. 鄂尔多斯盆地三叠系长7段页岩油地质特征与勘探实践. 石油勘探与开发, 47(5): 870-883.

[79] 付金华, 李士祥, 徐黎明, 等, 2018. 鄂尔多斯盆地三叠系延长组长7段古沉积环境恢复及意义. 石油勘探与开发, 45(6): 936-946.

[80] 惠潇, 侯云超,喻建,等, 2022. 大型陆相坳陷湖盆深湖区前积型地震地层特征及砂体分布规律——以鄂尔多斯盆地陇东地区延长组中段为例. 沉积学报, 40(3):787-800.

[81] 吉利明, 王少飞, 徐金鲤, 2006a. 陇东地区延长组疑源类组合特征及其古环境意义. 地球科学, 31(6): 798-806.

[82] 吉利明, 吴涛, 李林涛, 2006b. 陇东三叠系延长组主要油源岩发育时期的古气候特征. 沉积学报, 24(3): 426-431.

[83] 吉利明, 祝幼华, 2013. 鄂尔多斯盆地西南部甘肃西峰地区延长组孢粉组合及古气候研究. 微体古生物学报, 30(4): 367-378.

[84] 金鑫, 时志强, 王艳艳, 等, 2015. 晚三叠世中卡尼期极端气候事件: 研究进展及存在问题. 沉积学报, 33(1): 105-115.

[85] 李嘉光, 2018. 干旱湖盆曲流河末端细粒沉积体系及沉积模式. 地球科学, 43(S1): 264-276.

[86] 李树同, 王多云, 王彬, 等, 2008. 坳陷型湖盆缓坡边缘沉积坡折带的识别——以鄂尔多斯盆地三叠纪延长期沉积坡折带为例. 天然气地球科学, 19(1): 83-88.

[87] 李士祥, 牛小兵, 柳广弟, 等, 2020. 鄂尔多斯盆地延长组长7段页岩油形成富集机理. 石油与天然气地质, 41(4): 719-729.

[88] 李相博, 付金华, 陈启林, 等, 2011. 砂质碎屑流概念及其在鄂尔多斯盆地延长组深水沉积研究中的应用. 地球科学进展, 26(3): 286-294.

[89] 李相博, 刘化清, 邓秀芹, 等, 2021a. 干旱环境河流扇概念与鄂尔多斯盆地延长组“满盆砂”成因新解. 沉积学报, 39(5): 1208-1221.

[90] 李相博，刘化清，黄军平，等，2021b.干湿气候交替与内陆湖盆河流扇砂体的形成与分布——以鄂尔多斯盆地延长组为例.地质学报，1-17.

[91] 刘化清，李相博，陈启林，等，2013.鄂尔多斯盆地延长组若干石油地质问题分析. 北京：科学出版社.

[92] 刘化清, 李相博, 完颜容, 等, 2011. 鄂尔多斯盆地长8油层组古地理环境与沉积特征. 沉积学报, 29(6): 1086-1095.

[93] 刘自亮, 沈芳, 朱筱敏, 等, 2015. 浅水三角洲研究进展与陆相湖盆实例分析. 石油与天然气地质, 36(4): 596-604.

[94] 吕奇奇, 罗顺社, 付金华, 等, 2017. 湖泊深水重力流沉积露头精细解剖——以鄂尔多斯盆地瑶曲剖面长7油层组为例. 地质学报, 91(3): 617-628.

[95] 潘松圻, 邹才能, 李勇, 等, 2021. 重大生物事件与化石能源形成演化——兼论地球系统框架下能源学发展. 石油勘探与开发, 48(3): 498-509.

[96] 潘树新, 卫平生, 王天奇, 等, 2012. 大型坳陷湖盆“洪水—河漫湖”沉积——以干旱背景下的松南泉四段为例. 地质论评, 58(1): 41-52.

[97] 邱振, 邹才能, 2020. 非常规油气沉积学：内涵与展望. 沉积学报, 38(1): 1-29.

[98] 时志强, 钱利军, 曾德勇, 等, 2010a. 晚三叠世卡尼期碳酸盐生产危机在东特提斯地区的地质记录. 地质论评, 56(3): 321-328.

[99] 时志强, 张华, 曾德勇, 等, 2010b. 龙门山前缘上三叠统卡尼阶特征及其古环境、古气候意义. 成都理工大学学报(自然科学版), 37(4): 424-431.

[100] 童金南, 楚道亮, 梁蕾, 等, 2019. 中国三叠纪综合地层和时间框架. 中国科学: 地球科学, 49(1): 194-226.

[101] 王德坪, 1991. 湖相内成碎屑流的沉积及形成机理. 地质学报, 65(4): 299-316, 387.

[102] 武富礼, 李文厚, 李玉宏, 等, 2004. 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组三角洲沉积及演化. 古地理学报, 6(3): 307-315.

[103] 杨华, 邓秀芹, 2013. 构造事件对鄂尔多斯盆地延长组深水砂岩沉积的影响. 石油勘探与开发, 40(5): 513-520.

[104] 杨俊杰, 2002. 鄂尔多斯盆地构造演化与油气分布规律. 北京: 石油工业出版社.

[105] 杨劲松, 王永, 尹金辉, 等, 2022. 我国冲积平原区洪水事件重建研究进展及展望. 地球科学, 47(11): 3944-3959.

[106] 杨仁超, 金之钧, 孙冬胜, 等, 2015. 鄂尔多斯晚三叠世湖盆异重流沉积新发现. 沉积学报, 33(1): 10-20.

[107] 杨仁超, 尹伟, 樊爱萍, 等, 2017. 鄂尔多斯盆地南部三叠系延长组湖相重力流沉积细粒岩及其油气地质意义. 古地理学报, 19(5): 791-806.

[108] 曾建理, 张廷山, 杨巍, 等, 2022. 卡尼期湿润幕：气候‒环境变化与海洋生态效应研究新进展. 地质学报, 96(3): 729-743.

[109] 张才利, 高阿龙, 刘哲, 等, 2011. 鄂尔多斯盆地长7油层组沉积水体及古气候特征研究. 天然气地球科学, 22(4): 582-587.

[110] 张昌民, 朱锐, 郭旭光, 等, 2020. 干旱地区河流扇三角洲‒河流扇演替模式：来自黄羊泉扇的启示. 地球科学, 45(5): 1791-1806.

[111] 张磊，2017.古特提斯‒泛大洋地区三叠纪重要环境气候事件的古海洋学研究（博士学位论文）.武汉：中国地质大学.

[112] 赵向东, 薛乃华, 王博, 等, 2019. 三叠纪卡尼期湿润幕事件研究进展. 地层学杂志, 43(3): 306-314.

[113] 邹才能, 赵文智, 张兴阳, 等, 2008. 大型敞流坳陷湖盆浅水三角洲与湖盆中心砂体的形成与分布. 地质学报, 82(6): 813-825.

基金资助

国家自然科学基金项目(41772099)

中国石油天然气股份有限公司前瞻性技术攻关项目(2021DJ0401)