冲积扇相主要发育在环县— 镇原以西的盆地边缘地区, 代表剖面有盆地西南缘的平凉地区崆峒山剖面及华亭县策底坡剖面、盆地西北缘的阿拉善左旗水磨沟剖面和香池子沟剖面、盆地西缘的镇原县殷家城乡安深1井剖面等。

冲积扇相岩性变化较大, 碎屑颗粒中含有大量的火山岩岩屑及变质岩岩屑等, 粗碎屑含量高, 成分成熟度和结构成熟度均较低。扇根主要由砂、砾岩(如崆峒山延长组砾岩)组成, 大小混杂, 不显层理。向扇中和扇端方向, 砂、粉砂和黏土含量逐渐增高(如策底坡剖面延长组)(付金华等, 2005), 常发育不规则的交错层理。

在延长组下部(长10— 长8油层组), 碎屑中基本不含碳酸盐岩岩屑。但在长7油层组及其上部地层中, 碳酸盐岩岩屑含量相对较高(长7油层组平均含量3.3%)(邓秀芹等, 2008)。在崆峒山、水磨沟、安深1井的延长组砾岩中, 含有较多的石灰岩和白云岩砾石(赵文智等, 2006), 这表明冲积扇形成的时代为长7油层组沉积期以后。

河流相主要分布于延长组长10油层组。在盆地南部、西南部和西部地区, 广泛发育冲积平原。在东北部露头区, 延长组的一些层段也发育河流沉积。

在盆地西南缘的崇信汭水河剖面及西北缘的灵武石沟驿剖面, 延长组发育典型的辫状河沉积, 岩性以中、粗砂岩为主, 夹少量薄层泥岩和粉砂岩。河道底部的河床滞留沉积中含细砾, 表明水体能量大, 河流冲刷及切割下伏岩层的能力强。辫状河心滩发育, 单砂体沉积厚度大, 缺失泥岩段或泥岩段厚度薄, 因此二元结构不清楚, 或形成底层沉积发育而顶层沉积厚度小的不对称的二元结构。

在受东北物源影响的地区, 长10油层组发育曲流河沉积, 岩性主要为细、中砂岩, 夹泥岩及粉砂岩, 纵向上具有明显的河流二元结构特征, 发育大型交错层理。

鄂尔多斯盆地延长组各油层组均发育三角洲沉积。根据入湖河流的性质, 可划分出曲流河三角洲、辫状河三角洲和扇三角洲。三角洲的类型、形态和规模与盆地古地形密切相关。在盆地东北部, 地势平坦, 发育曲流河三角洲, 物源区供应碎屑能力强, 水道向湖推进速度快、延伸远, 在推进过程中多次分叉和交汇, 形成鸟足状、朵状三角洲沉积体。在盆地西南部及西北部, 地势相对较陡, 发育辫状河三角洲, 其分布范围明显比曲流河三角洲小, 物源供应碎屑能力和水动力条件较强, 三角洲呈枝状、朵状分布。在地形坡降最大的西缘地区, 发育扇三角洲, 其延伸距离短, 呈扇状、指状。

三角洲相可划分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲3个亚相。其中, 三角洲平原处于水上环境, 岩性为砂岩与泥岩, 植物茎杆化石丰富, 并常见穿层分布的现象, 缺少湖泊生物化石; 砂质沉积以粗砂、中砂和细砂岩为主, 发育各种大型交错层理, 呈厚层和块状, 显示正旋回。三角洲前缘处于水下沉积环境, 植物茎、叶化石发育, 顺层面富集, 含有湖泊生物化石和垂直虫孔; 砂质沉积以细砂岩和中砂岩为主, 交错层理发育, 但层面倾斜的角度和规模比三角洲平原小, 常见变形构造; 以水下分流河道沉积为主, 局部地区发育河口坝, 呈反旋回。前三角洲位于三角洲前缘末端, 处于湖泊相对较深的部位, 以泥质、粉砂质沉积为主; 发育水平层理、沙纹层理、滑塌变形等沉积构造; 湖泊生物化石较丰富, 层面有时富集植物化石, 但破碎程度较高。

三角洲砂体为延长组大型低渗透和特低渗透岩性油藏最主要的储集体。

鄂尔多斯地区延长组发育淡水— 微咸水湖泊沉积。由于水动力条件较弱, 水平层理、沙纹层理、波状层理及小型交错层理较发育。在延长组沉积早期和晚期, 地形平缓, 水体较浅, 湖岸线迁移、摆动频繁, 滨湖和浅湖亚相分布范围较广。在长6及长7油层组沉积时期, 湖盆中南部地区广泛发育半深湖— 深湖沉积。

滨湖亚相处于湖岸线迁移摆动地带, 常间歇性暴露地表, 沉积物纵向上具有水下沉积(沉积物中含有虫孔、介形虫等化石, 常见变形层理)和水上沉积(沉积物中保存有煤线、根土岩、穿层分布的植物茎杆等)交替出现的现象。浅湖亚相长期处于水下, 湖泊生物较发育, 缺少陆上暴露标志。当滨岸斜坡坡度较大时, 在湖平面的升降影响下, 湖岸线横向迁移摆动距离小, 滨湖亚相不发育。当坡度较缓时, 湖平面升降导致湖岸线横向迁移摆动距离较大, 滨湖亚相发育(如长8油层组)。滨湖亚相常发育滩坝砂体, 由于受湖浪和沿岸流的控制, 砂体常平行于岸线分布, 发育板状交错层理、楔状交错层理、波状层理等, 常见生物扰动构造、变形构造等。

半深湖— 深湖沉积以暗色泥岩、油页岩和粉砂岩为主, 水平层理、沙纹层理发育, 植物化石较少, 植物茎、叶化石破碎程度高。由于气候温暖潮湿, 雨量充沛, 适宜于葡萄藻、鱼类等湖泊生物大量地繁衍生息(吉利明等, 2008), 因此油页岩、暗色泥岩中有机质丰富, 为中生界优质烃源岩。

在长6及长7油层组沉积时期, 鄂尔多斯盆地湖盆中部地区广泛发育厚层砂岩, 岩性界面处火焰状构造、沟模、槽模等深水重力流沉积构造发育。砂岩粒度较细, 以细砂岩和粉砂岩为主, 一些层段夹大量的泥岩撕裂屑, 缺少牵引流作用形成的交错层理。砂体垂向叠加厚度较大, 平面上呈北西— 南东向沿环县— 合水一线大致平行于相带界线分布。

在湖盆中部, 可识别出重力流沉积, 如滑塌沉积、砂质碎屑流沉积、浊流沉积等沉积类型。滑塌沉积与上下岩层突变接触, 砂和泥搅混揉皱形成的变形层理及包卷层理发育(图 2-A), 滑动面是识别滑塌沉积的重要依据, 倾角较大(图 2-B), 并伴生牵引纹层。碎屑流沉积常以细砂为基质, 含有来自深湖的泥岩撕裂屑, 泥岩撕裂屑大小不一, 分选差, 无定向性, 但有时具有一定的成层性(图 2-C), 与上下岩层具有多种类型的接触关系。浊流沉积多呈向上变细的正粒序, 与上覆和下伏地层岩性接触关系为底部突变和顶部渐变(图 2-D), 显示了浊流递变悬浮的特征。

重力流沉积砂体为延长组大型超低渗透岩性油藏重要的储集体之一。

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯盆地延长组重力流沉积特征（A— 新72井, 长6油层组, 沉积物液化形成滑塌变形构造、砂球; B— 午25井, 长6油层组, 滑塌过程中形成的滑动面, 倾角大, 上下岩层产状差异大, 岩性突变; C— 环62井, 长6油层组, 砂岩中含有大量泥岩撕裂碎屑; D— 庄42井, 长6油层组, 浊积岩, 下部为细砂岩, 向上渐变为粉砂岩和泥质粉砂岩, 显正粒序）Fig.2 Depositional character of gravity flow deposit in the Yanchang Formation in Ordos Basin

从图3可以看出, 在长10油层组沉积时期, 主要发育河流相(冲积平原相)、三角洲平原亚相和浅湖亚相, 湖泊面积甚小。这是鄂尔多斯盆地延长组湖盆的初始形成期。

冲积平原仅发育于西南和西部地区, 它与三角洲的界线大致位于姬塬— 庆城一带, 湖岸线位于正宁— 吴起— 安边— 志丹一带。长10油层组沉积时期, 鄂尔多斯盆地底部地形的不均衡性并不显著, 湖盆(浅湖亚相)的长轴方向为北西— 南东向。沉积中心位于志丹— 富县地区, 地层的砂地比一般小于20%, 泥岩中富含水生生物化石(如在铜川柳林剖面长10油层组的泥岩中发现丰富的介形虫化石)。

在长10油层组沉积时期, 西南、西部和西北物源活跃, 沉积速率快, 在环县— 庆城以西的地区, 地层砂地比一般大于50%, 局部地区砂地比甚至超过80%, 主要为河流相沉积, 指示该时期物源供给充沛。沉积物向前推进过程中, 粒度逐渐变细, 含砂量也逐渐减少, 至定边— 吴起— 正宁一带, 地层的砂地比降低至30%左右。西南、西部物源控制的三角洲影响到吴起— 张岔以东的部分地区。西北物源区的盐池三角洲延伸到盐池— 定边一带。南部物源区形成的黄陵三角洲向北推进到黄陵以北。东北物源影响相对较弱, 靖边— 安塞三角洲主砂体的砂地比一般为30%~40%, 以中砂岩和粗砂岩为主, 砂体止于湖盆中心志丹— 安塞一带。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组长10油层组沉积相Fig.3 Sedimentary facies of the Chang 10 interval of Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组长9油层组沉积相Fig.4 Sedimentary facies of the Chang 9 interval of Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

从图4可以看出, 在长9油层组沉积时期, 除发育浅湖亚相和三角洲相外, 还出现了半深湖— 深湖亚相, 湖泊面积大, 无冲积平原相及冲积扇相。这反映鄂尔多斯盆地三叠系延长组的湖盆已经形成。

与长10油层组沉积时期相比, 长9油层组沉积时期的湖泊范围广, 湖水面积达到9万km², 西部湖岸线扩张至环县— 镇原— 泾川一线, 东部湖岸线抵达榆林— 米脂一带。在长9油层组沉积中晚期, 在安塞— 靖边— 吴起— 张岔— 黄陵圈定的范围内发育半深湖— 深湖亚相, 沉积了5~15m厚的油页岩和暗色泥岩, 为长9油层组沉积时期的湖盆沉积中心, 代表了延长组沉积早期的一次重要湖侵事件。

长9油层组沉积时期, 西北、西部和西南部三角洲发育, 尤其是西北部的盐池三角洲, 砂体厚度大, 粒度较粗, 以中砂岩和细砂岩为主, 砂地比一般大于50%, 局部地区甚至达到60%~90%, 分布稳定, 向东抵达定边一带。受西部物源影响的环县三角洲, 砂地比一般大于40%, 在华池一带与来自于西南物源的崇信— 庆阳三角洲汇合后, 向东北方向继续延伸至吴起地区。南部三角洲萎缩, 向北仅影响到靠近黄陵一带, 地层的砂地比一般小于40%。东北三角洲的建设作用相对较弱, 砂体厚度也相对较薄, 主砂体呈枝状或指状展布, 地层砂地比多为30%~40%, 三角洲延伸到靖边— 安塞一带。

从图5可以看出, 在长8油层组沉积时期, 湖泊范围仍较广, 但湖水整体较浅, 主要发育滨湖、浅湖和三角洲相, 无半深湖— 深湖亚相。

由于物源供给充足, 源区带来的丰富物质不断向盆地腹地输送, 湖盆逐渐填平补齐, 湖底地形较平坦, 因此, 该沉积期虽然水域宽广, 但未出现深水沉积。西部湖岸线大致位于环县— 镇原— 泾川一带, 东部湖岸线位于横山— 清涧一带。滨湖与浅湖亚相的相带界线大致位于正宁东— 华池— 安塞一带。在滨湖区, 地层中常可见到煤线、根土岩、变形层理、垂直虫孔。这说明该区处于水上、水下交替的环境, 为湖岸线迁移摆动带。在浅湖区, 缺少间歇性暴露标志, 水生生物发育, 常见变形层理, 交错层理的规模也相对较小。在接近湖盆中心的合水东部地区, 仍发育大量的垂直虫孔, 指示盆地总体上为富氧的浅水沉积环境。湖盆沉积中心位于吴起— 志丹— 富县一带, 砂地比一般小于20%, 以泥质沉积为主。

长8油层组沉积时期为重要的三角洲建设时期, 各个物源控制下的三角洲均衡发育, 主砂体砂地比一般为30%~50%, 岩性主要为中、细砂岩。由于地形平坦, 砂体在向前推进过程中, 迁移改道频繁, 多次分叉交汇, 形成了树枝状的分布特征。在三角洲前缘的末端, 砂体呈朵状和鸟足状。各个三角洲的延伸范围与长9油层组沉积时期基本相同。

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组长8油层组沉积相Fig.5 Sedimentary facies of the Chang 8 interval of Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组长7油层组沉积相Fig.6 Sedimentary facies of the Chang 7 interval of Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

从图6可以看出, 在长7油层组沉积时期, 半深湖— 深湖亚相、滨浅湖亚相发育, 湖泊面积几乎覆盖整个鄂尔多斯盆地中南部地区; 在半深湖— 深湖亚相中, 发育重力流沉积; 在西部边缘地区, 还发育冲积扇及很窄的三角洲平原亚相。这表明, 长7油层组沉积时期是延长组沉积时期的最大湖侵期。

与延长组沉积早期对比, 该期的沉积相和古地理格局发生了显著的变化:

1)鄂尔多斯湖盆的西缘、西南缘和西北缘均快速隆升, 遭受风化剥蚀, 在平凉及贺兰山一带形成了一系列的冲积扇(邓秀芹等, 2008)。

2)由于盆地腹地整体快速沉降, 盆地中南部广大地区几乎全部处于水下, 浅湖— 深湖面积超过10万 km², 出现了大面积的深湖区。西部湖岸线位于崇信— 殷家城一带, 东部湖岸线位于榆林— 米脂以东地区; 半深湖— 深湖区位于庆阳— 环县— 定边— 志丹— 富县所包围的地区。湖盆发展进入全盛时期。

3)沉积中心发生了迁移。沉积中心由早期的吴起— 志丹— 富县一带向西南迁移至华池— 正宁— 黄陵一带。

4)湖底地形强烈不对称, 东北部斜坡长且缓, 相带分布宽, 而西南和西部斜坡较陡, 相带窄。浅湖亚相的宽度, 在东北部地区约为150km, 但在西南和西部地区一般为20~70, km。

5)三角洲规模小, 在湖盆中心深水区发育重力流沉积体。三角洲砂地比一般为30%左右, 宽度小, 延伸距离短。西部、西南和西北三角洲止于盐池西— 环县— 镇原— 泾川一带, 东北部靖边— 安塞三角洲仅分布于靖边— 安塞— 富县以东地区。在湖盆沉积中心, 即在华池— 正宁一带的半深湖— 深湖地区, 长7油层组中上部砂体厚度相对较大, 主砂体砂地比一般为30%~50%, 以粉砂岩和细砂岩为主, 为重力流沉积, 多呈孤立状展布。三角洲砂体和重力流沉积砂体具明显的“ 断根” 分布特征。

从图7可以看出, 在长6油层组沉积时期, 湖泊面积仍比较大, 但比长7油层组沉积时期的湖泊面积已大为减小了。这表明延长组的最大湖泛期已过, 湖退已经开始了。在半深湖— 深湖中, 重力流沉积砂体特别发育, 构成该沉积期一个重要特征。除湖泊相(浅湖亚相、半深湖亚相及深湖亚相)外, 三角洲相也很发育, 进积的三角洲砂体发育, 尤其是东北部的靖边— 安塞三角洲的建设作用显著。在湖盆西部边缘地区, 还有冲积扇发育。

长6油层组沉积时期湖盆范围萎缩, 西部湖岸线退至泾川— 镇原— 殷家城地区, 东部湖岸线萎缩至安塞— 靖边一带, 半深湖— 深湖分布于庆阳— 环县— 张岔— 黄陵围绕的范围内。该时期继承了长7油层组沉积时期的沉积中心位置, 即沉积中心位于华池— 正宁— 黄陵一带。东北部三角洲平原和前缘亚相的宽度均大于100km, 而西部三角洲平原和前缘亚相的宽度分别是10~30km和40~50km, 表明湖盆底部地形的不对称性仍较强。

随着湖盆逐渐填充和收缩, 形成三角洲不断向湖盆中心推进的进积序列。东北部靖边— 安塞三角洲的建设作用异常显著, 入湖河流携沙量大, 输送速度快, 沉积物砂地比一般为30%~70%, 单砂层厚度大, 分布稳定, 延伸距离超过200km, 形成了大型复合三角洲群, 其前端伸入半深湖— 深湖区, 以中、细砂岩为主。由于三角洲进积速度快, 水体能量大, 早期形成的河口坝多被后期快速推进的水体冲蚀改造或破坏, 因此东北部曲流河三角洲前缘河口坝不发育或发育不完整。西部、西南部、南部三角洲规模小, 延伸距离相对较短, 一般不超过80km, 主砂体砂地比一般为30%~35%, 砂体宽度小, 单砂层厚度小。

湖盆中部华池— 正宁一带, 重力流沉积砂体发育, 碎屑物质主要来源于西南和西部地区。由于湖盆西南部地形较陡, 湖退早期的进积三角洲砂体, 在频繁的地震活动等诱发下, 沉积物平衡遭到破坏, 松散的碎屑颗粒顺斜坡向下滑塌或整体搬运, 堆积于坡脚和湖底平原地区, 形成重力流沉积砂体。砂地比一般为30%~60%, 局部地区达到70%, 形成了以细砂岩和粉砂岩为主的、大致平行于相带界线分布的北西— 南东向大型重力流复合沉积砂体。砂体延伸长约150km, 宽15~70km, 分布面积达到8000 km²。由于西南、西部物源区地势相对较陡, 重力流沉积主要是三角洲前缘滑塌或整体搬运的产物, 导致该区三角洲砂体与重力流砂体呈现出“ 断根” 的分布格局。在湖盆的东北侧, 地形坡度较缓, 靖边— 安塞三角洲供应碎屑能力强, 砂体推进速度快, 延伸远, 因而呈现重力流沉积围绕三角洲前缘呈群状、带状分布的特征。纵向上, 自长6油层组沉积早期至晚期, 随着湖盆面积持续萎缩, 重力流沉积砂体也随之向湖盆中心退缩(杨华等, 2006; 付锁堂等, 2010), 早期呈大面积带状分布, 至晚期, 带状砂体逐渐解体, 形成几个小型的重力流沉积体。

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组长6油层组沉积相Fig.7 Sedimentary facies of the Chang 6 interval of Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

从图8可以看出, 在长4+5油层组沉积时期, 湖相面积尤其是半深湖— 深湖亚相面积进一步缩小, 在半深湖— 深湖亚相中, 仍有重力流沉积。三角洲平原及三角洲前缘砂体发育。在湖盆的西缘有冲积扇沉积发育。

随着湖泊水体进一步变浅, 局部地区发生沼泽化, 出现根土岩和煤线, 湖岸线退至镇原— 环县— 定边— 安塞一线, 半深湖— 深湖范围仅局限于正宁— 庆城— 华池— 黄陵所圈定的范围内。在长4+5油层组沉积中期, 存在一次短暂的湖盆扩张, 但规模较小。

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组长4+5油层组沉积相Fig.8 Sedimentary facies of the Chang 4+5 interval of Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

在长4+5油层组沉积时期, 水动力条件减弱, 周缘物源的供应碎屑能力相对较弱, 但仍发育三角洲。三角洲砂体厚度相对较薄, 单砂层厚度一般为3~10m, 常与浅湖泥岩呈互层, 或以湖泊相泥岩沉积为主夹少量薄层砂岩。砂岩粒度较细, 以细砂岩为主, 其次为粉砂岩。与长6油层组沉积时期相比, 东北部曲流河三角洲规模明显减小, 河道变窄, 稳定性变差, 迁移摆动较频繁, 主砂体的砂地比一般为30%~40%, 但延伸的距离仍较远, 可以达到姬塬— 华池— 黄陵一带。西南部崇信— 庆阳三角洲规模略有增大, 向东北延伸到庆城— 合水一带, 主砂体砂地比一般为30%~40%。湖盆中部局部地区仍发育深水重力流沉积, 其重力流沉积砂体呈孤立的透镜状, 多为浊流和滑塌产物, 砂体厚度相对较小。

从图9可以看出, 在长3— 长2油层组沉积时期, 湖泊面积继续萎缩, 半深湖— 深湖亚相已消失, 仅存在浅湖亚相。三角洲平原亚相发育。

图9

Fig.9

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	图9 鄂尔多斯盆地中及上三叠统延长组长3— 长2油层组沉积相Fig.9 Sedimentary facies of the Chang 3-Chang 2 interval of Middle-Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

随着湖盆充填速度加快, 湖泊范围明显减小, 仅局限于庆阳— 环县— 安边— 志丹— 富县所包围的区域, 且均为浅湖。姬塬— 华池— 黄陵一带砂地比一般小于30%, 为沉积中心。

在长3— 长2油层组沉积时期, 地表径流水动力条件较强, 三角洲影响范围大, 各个三角洲均向湖盆中心推进, 为重要的三角洲建设期, 沉积物中常常可以见到长3油层组三角洲砂体冲刷、切割下伏的长4+5油层组湖相泥岩的现象。西南部崇信— 庆阳三角洲、西北部盐池三角洲和东北部靖边— 安塞三角洲沉积作用活跃, 它们向前延伸至湖盆中部地区。其中盐池三角洲砂地比一般为30%~80%, 抵达定边、姬塬一带, 主砂体分布宽、厚度大。靖边— 安塞三角洲与崇信— 庆阳三角洲分别从东北和西南两个相对的方向推进到湖盆中部华池— 正宁一带, 并于华池地区汇合, 砂体相互连接。崇信— 庆阳三角洲砂地比一般为30%~45%, 靖边— 安塞三角洲砂地比一般为30%~60%。西部和南部三角洲规模相对较小, 延伸距离较短, 主砂体砂地比约为30%。

在长1油层组沉积时期, 湖盆发生全面沼泽化, 地层中常夹煤线、煤层、根土岩及大量的炭屑和植物化石。在陕北地区, 长1油层组普遍发育瓦窑堡煤系地层。在横山、子长等地区, 长1油层组中发现了油页岩和浊积岩(王起琮等, 2006)。这表明在长1油层组沉积时期, 统一的鄂尔多斯湖盆解体, 在平原沼泽背景下发育多个小型湖泊。

综观延长组各油层组沉积相, 可以看出鄂尔多斯盆地三叠系延长组的沉积相演化具有如下的特征:

1)延长组沉积时期, 鄂尔多斯盆地具有振荡发展的特征。盆地从长10油层组沉积时期的初始沉降, 到长9— 长8油层组沉积时期的加速扩张, 再到长7油层组沉积时期的最大湖泛, 再到长6— 长4+5油层组沉积时期的湖盆逐渐萎缩, 最后到长3— 长1油层组沉积时期的湖盆消亡, 经历了1个完整的水进和水退旋回。除了长7油层组沉积时期发生最大湖侵作用外, 长9油层组沉积中晚期、长4+5油层组沉积中期等还发生了次一级的湖侵作用。

2)延长组沉积时期, 鄂尔多斯盆地的沉积中心有所迁移。盆地表现为非均衡沉降, 古地理格局具有地势北高南低和水体北浅南深的特征。延长组沉积早期(长10— 长8油层组沉积时期)湖盆底部地形的不对称性不显著, 湖盆沉积中心位于志丹— 富县一带; 而在中晚期(长7油层组沉积时期以后), 湖盆底部地形表现出强烈的不对称性, 沉积中心迁移至华池— 正宁— 黄陵一带。

3)延长组不同沉积时期的沉积相具有较大的差异。早期和晚期, 盆地地形平缓, 主要发育滨湖、浅湖、三角洲相, 具有浅水沉积的特征; 中期, 湖泊水域范围广、水体深, 油页岩和重力流沉积发育, 具有大面积深水沉积的特征。

4)延长组不同沉积时期, 西北部、西部、西南部、南部和东北部5大三角洲呈现此消彼长的演化特征。早期, 西北物源、西南物源和西部物源控制的三角洲建设作用显著, 而中晚期, 东北物源控制的三角洲建设作用突出。

长7油层组最大湖侵期的半深湖— 深湖暗色泥岩和油页岩为大油田的形成提供了充足油源。长7油层组沉积时期, 湖盆面积迅速扩张, 湖水深度加大, 浅湖和深湖区面积超过了10万km²。该时期沉积了一套有机质丰富的暗色泥岩及油页岩, 厚度一般为30~80m, 质纯, 富含藻类及介形虫化石, 干酪根类型以腐泥型、腐植腐泥型为主; 无定形组分含量大于80%, 主峰碳为C₁₉, Pr/Ph 小于1, 反映母质主要来源于低等水生生物及其降解产物; 氯仿沥青“ A” 平均为0.51%, 有机碳含量平均为5.8%, 镜煤反射率值为0.9%~1.15%, 表明烃源岩的演化全部进入了成熟阶段, 并向高成熟阶段过渡。该烃源岩生烃强度一般为(200~700)× 10⁴ t/km², 湖盆中部生烃强度一般大于500× 10⁴ t/km², 产烃率高, 排烃效率可达72%(张文正等, 2006), 是一套优质烃源岩, 为鄂尔多斯盆地中生界油藏的主力烃源岩。此外, 长9油层组油页岩和长4+5、长6、长8油层组的湖相泥岩也具有一定的生烃能力。它们为大油田的形成奠定了油源基础。

三角洲和重力流沉积砂体复合叠加形成大面积展布的碎屑岩储集体。在东北、西北、西部、西南和南部5大沉积物源控制下, 鄂尔多斯盆地三叠系延长组三角洲发育, 其中东北物源区的靖边— 安塞三角洲规模最大、覆盖的范围最广, 其次是西南物源控制的崇信— 庆阳三角洲和受西北物源影响的盐池三角洲。不同沉积时期三角洲规模呈现此消彼长的特征, 随着湖岸线的进退, 分流河道、水下分流河道、河口坝等不同类型的三角洲砂体纵向叠加, 横向复合连片, 形成伸入湖盆的、围绕湖盆沉积中心的大型三角洲群。同时, 在湖盆中部地区, 长6油层组和长7油层组中上部发育大型重力流复合沉积砂体, 砂体纵向叠加厚度大, 平面上平行于相带界线或围绕三角洲前端稳定分布。这几套不同成因、不同方向展布的砂体, 在空间上构成了纵横交织的庞大的储集体, 形成了“ 满盆砂” 的储集层分布格局, 为石油的运移、聚集提供了有利的空间。

另外, 沉积和成岩作用控制了相对高渗区的分布。岩石类型决定延长组整体低渗背景下存在相对高渗区。延长组砂岩储集层碎屑颗粒粒度细, 岩屑和杂基含量较高。粒度细、塑性颗粒含量高导致砂岩储集层的抗压强度低, 在成岩作用早期, 压实作用强烈, 大量的原生孔隙遭到破坏。由于延长组储集层中化学性质不稳定的长石和岩屑含量相对较高, 在早成岩阶段晚期至中成岩阶段, 在东北物源区, 斜长石蚀变和火山岩屑的水化蚀变广泛形成浊沸石胶结, 后期在有机酸等作用下, 容易发生强烈溶蚀, 形成大量的次生溶孔, 有效地改善了储集层物性(朱国华, 1985)。不同沉积相带上的储集层具有不同的物性和孔隙结构, 其中三角洲前缘地区由于河流带来丰富的溶解铁(如黑云母等暗色矿物水化析出的铁离子), 有利于绿泥石膜的形成, 如西峰油田长8油层组三角洲前缘砂岩储集层、陕北地区长6油层组三角洲前缘砂岩储集层中绿泥石膜都很发育, 它一方面增加了岩石的抗压实能力, 另一方面阻止了石英自生加大的形成, 使得原生粒间孔获得较好的保存(黄思静等, 2004)。相比之下, 湖盆中部地区重力流成因的长6和长7油层组砂岩储集层由于粒度细, 而且缺少绿泥石膜的保护, 导致储集层物性差, 主要为超低渗透储集层。

湖盆振荡发展构建了延长组多种成藏组合类型。延长组沉积时期, 鄂尔多斯湖盆经历了多次的湖侵和湖退, 最显著的一次湖侵发生于长7油层组沉积时期, 形成了广泛分布的长7油层组优质烃源岩。长4+5油层组沉积时期以湖泊沉积为主, 三角洲相不发育, 沉积物以泥岩为主夹少量砂岩, 或为砂岩与泥岩的互层沉积, 厚度80~100m, 构成了延长组中下部油藏的区域盖层。长6油层组位于长7油层组优质烃源岩之上, 三角洲和重力流沉积砂体发育。长8油层组位于长7油层组优质烃源岩之下, 三角洲砂体发育。这两套不同性质的砂岩距长7油层组优质烃源岩层最近, 具有优先捕获油气的得天独厚的位置优势, 成为盆地中生界主要含油层系。即长7油层组优质烃源岩成熟后可以向上、向下双向供烃, 形成了长6、长8油层组大型岩性油藏。同时, 在沉积中心地区, 长7油层组本身发育较大规模的重力流储集体, 成为又一套重要的含油层系。因此, 延长组发育源下组合、源上组合、源内组合等多种成藏组合类型。