砂岩的成岩作用

Question

如题所述

Answer 1

一、压实作用

砂质沉积物的压实作用可发生在胶结作用之前、胶结作用过程中和胶结作用之后。压实的作用力主要来源于后续沉积物继续沉积而引起的负荷压力。在胶结作用之前，压实作用以机械方式为主，主要表现为颗粒之间滑动、颗粒的重新排列以及单个刚性颗粒的破裂和塑性颗粒的变形。随着负荷压力增加，当压力愈来愈集中在颗粒之间的接触处时，化学压实作用方式便成为主要的压实作用方式，这一过程主要发生在石英砂岩的胶结作用过程中。当砂质沉积物被胶结起来以后，一旦负荷压力超过砂岩的破裂强度，可以形成贯穿若干个碎屑颗粒的微裂隙。

1.压实作用的识别标志

(1)刚性颗粒之间的接触关系:在压实过程中，砂质沉积物中刚性颗粒之间的接触

关系便会由开始的点接触、线接触逐渐过渡到凹凸接触和缝合接触(图13－1)。

图13－1 刚性碎屑颗粒之间的接触关系

(2)塑性颗粒的形态:在压实过程中，一些塑性颗粒(如泥岩岩屑、粉砂质泥岩岩屑、泥屑和千枚岩岩屑等)总是以塑性形变的复杂面貌出现。当变形强烈时可形成假杂基，其特点为呈束状，具假塑性流动构造和分布不均匀，有时可见到模糊的岩屑外形(图13－2)。

图13－2 假杂基的特点(Dickinson，1970)

(3)片状矿物特征:在压实作用过程中，片状矿物(如白云母)常表现为弯曲和折断现象。

(4)其他组构:颗粒表面有时因结构不均一，在压实作用过程中可发生片状剥离的现象。例如，在薄片中偶尔可见到碎屑长石的栉状边(自生黏土矿物)与碎屑长石分离的现象。

2.机械压实作用向化学压实作用转变的识别标志

在未胶结的沉积物中，当颗粒之间通过滑动，重新排列而达到紧密排列，形成点接触时，负荷压力通过颗粒与颗粒接触处来传递(图13－3a)。负荷压力的逐渐增加引起颗粒与颗粒接触处的应力积累，这些接触点处的晶格便发生变形，并引起接触邻近区的化学势能的改变，形成线接触(图13－3b)。应力再继续增加便引起接触区的溶解，从而由机械压实作用转变为化学压实作用。当化学压实作用持续进行时，便由线接触发展成为凹凸接触和缝合接触(图13－3c，d，e)。

图13－3 机械压实作用向化学压实作用转变示意图(Harwood，1985)

在化学压实作用(压溶作用)过程中，石英颗粒表面存在水膜，尤其在颗粒之间存在黏土膜时，可以促进石英表面优先溶解和溶解物质的扩散。虽然石英颗粒表面的水膜较薄(仅几个分子厚)，但由于石英颗粒表面对水膜的吸引力，使水具有一定的刚性，因而不会被压实作用所破坏。在压力集中点上由于水的参与，该处石英颗粒的表面首先溶解。溶解产生H4SiO4分子，向周围孔隙中迁移。有时在应力小的或没有应力的部位，还会沉淀形成次生加大的石英胶结物。

许多砂质沉积物的颗粒之间都有黏土基质，黏土的成分一般以伊利石最为常见，其主要作用是增加压溶SiO2的扩散速度。黏土薄膜由许多黏土片与水膜聚集而成。如果一个黏土片与水膜组成的膜厚20nm，那么两个石英颗粒之间厚为10μm的黏土膜将含有500个水膜，与不含黏土的石英颗粒间仅有几个水膜的情况相比，将大大增强SiO2的压溶作用和扩散速度。有时石英颗粒之间的薄膜不一定是黏土。凡是小于压溶颗粒的质点，具有多孔性和易被水饱和的特性，以及不易受压溶作用的物质，都可以作为压溶作用的媒介。

一般而言，压溶作用的程度随埋深增加而增加。压溶作用可为硅质胶结物的沉淀提供大量溶解SiO2。

3.压实作用强度的估计方法

压实作用强度的定量估计在成岩作用研究中非常重要，一般根据刚性颗粒之间的接触强度，孔隙度和去胶结物孔隙度来估计。

(1)刚性颗粒的接触强度

刚性颗粒之间的接触强度可根据下式计算:

接触强度=(1a+2b+3c+4d)/(a+b+c+d)式中:a、b、c和d分别表示点接触、线接触、凹凸接触和缝合接触的颗粒数。一般而言，随埋深增加，刚性颗粒的接触强度增加。

(2)孔隙度

孔隙度是评价砂质沉积物压实作用程度的有用参数之一。在刚刚沉积的沉积物中，均匀分布和分选良好的球状颗粒的砂，其孔隙度为40%(恩格尔哈特，1977)。随埋深增加，孔隙度迅速降低，即压实作用与孔隙度成反比。

(3)去胶结物孔隙度(MinusCementPorosity)

去胶结物孔隙度是指将胶结物全部去掉以后所得的孔隙度(Rosenfeld，1949)，这实际上是指砂岩的现有孔隙度加胶结物所占据的孔隙度。由于砂质沉积物的初始沉积物为40%左右，这样砂质沉积物的初始孔隙度 与去胶结物孔隙度 之差，则大致代表了砂质沉积物经压实作用减少的孔隙度 ，即:

岩石学

当 或很小时，说明沉积物几乎没有经过压实作用，或只经过轻微的压实作用，便被胶结起来。在早期方解石胶结的砂岩中，经常可以见到这种现象。当φ_c为负值时，则说明砂岩可能遭受了强烈的交代作用。在交代作用过程中，胶结物交代或消化了一些碎屑颗粒。例如，在一些以方解石为胶结物的砂岩中，去胶结物孔隙度有时会超过其初始孔隙度值。

二、胶结作用

虽然压实作用能引起碎屑沉积物孔隙度降低，密度增加，然而，在一般情况下，压实作用不能使砾级和砂级沉积物固结成岩。在这种情况下，只有借助于沉淀在颗粒孔隙内的化学或生物化学成因的矿物的胶结作用，才能使它们固结成岩。因此，胶结作用是碎屑沉积物转变为沉积岩的主要作用之一。常见的胶结物见表13－1。

表13－1 砂岩中常见的自生矿物类型

1.碳酸盐矿物

碳酸盐胶结物包括方解石、白云石、铁白云石、文石、菱镁矿、菱铁矿和片钠铝石等，其中以方解石最为常见。文石仅见于现代沉积物中，在古代砂岩中文石已转变成方解石。较老的杂砂岩，以及大部分古生代和寒武纪砂岩仅含少量或不含碳酸盐胶结物，但中－新生代的杂砂岩中却含有大量的碳酸盐胶结物。

方解石胶结物一般为他形粒状，表现为粒状结构和嵌晶结构。一般情况下，浅部埋深的方解石为无铁方解石，深部埋深的方解石为铁方解石。

白云石一般呈菱形，粒状结构。当白云石为他形时，在偏光显微镜下与方解石不易区分。白云石也具有无铁白云石和铁白云石两种类型。这时可以采用铁氰化物与茜素红－S混合染色剂对不加盖玻璃的薄片染色来鉴定。用该染色剂染色后，白云石无色，而不含铁方解石表现为很淡的粉红色至红色;随含铁量的增加，铁方解石从紫红色到紫色甚至为蓝色，铁白云石从苍白色到深蓝绿色(Dickson，1966)。

新沉积砂中的碳酸盐胶结物主要来自沉积环境中的碳酸盐骨屑和碳酸盐沉积环境中的直接沉淀，包括干旱环境中的钙结层。

早期成岩胶结作用中的碳酸盐主要来自镁方解石和文石的溶解;通过溶解下部碳酸盐化石的平流孔隙水的向上运移;萨布哈和蒸发盐卤水中文石的沉淀;先前流经镁铁质火山岩的平流孔隙水层导致pH增加，从而引起沉淀作用;有机质的氧化作用和降解作用形成的CO₂作用于碳酸盐使其溶解，并在合适地方又沉淀下来。

在深埋条件下，碳酸盐主要来自先前流经镁铁质火山岩的平流孔隙水而导致的pH值增加;有机质的氧化和降解的效应;碎屑颗粒和自生碳酸盐的压溶作用;在高温条件下，碳酸盐的可溶性降低，最终以胶结物的形式沉淀下来;蒙脱石－伊利石转化和钙质斜长石的溶解释放出的Ca²⁺、Fe²⁺和Mg²⁺重新组合形成白云石和铁白云石。

在隆起到近地表的条件下，下渗的酸性土壤水可使碳酸盐发生溶解，并在合适的地方再沉淀下来。

2.次生加大石英

次生石英胶结物以碎屑石英次生加大边的形式胶结砂岩。次生加大边与碎屑核心在光性上完全一致，在次生加大边与碎屑核心之间存在着灰尘线。灰尘线是在次生加大之前存在于颗粒表面的黏土矿物或赤铁矿。当无灰尘线存在时，一般可根据次生加大边中无包裹体或包裹体稀少的特征来识别;有时需借助于阴极发光显微镜才能确定是否存在着次生加大边。在阴极发光显微镜下，自生石英不发光，而碎屑来源的石英则发光。

次生加大石英主要发育于石英砂岩中，在其他类型砂岩中也存在，但是在含较多长石和岩屑的砂岩中，次生加大石英的含量较低。石英颗粒上包裹的黏土矿物或其他的矿物以及圈闭的烃类都将延迟或阻止次生加大石英的沉淀，这是因为这些物质隔离了碎屑矿物与能够沉淀石英的水的接触。这些矿物包括绿泥石、伊利石、燧石、碳酸盐和赤铁矿。目前的研究表明，除了硅结层外，大部分次生加大石英胶结物开始形成的埋深为1～2km，温度大于50℃。

其他硅质胶结物包括蛋白石－A和蛋白石－CT、玉髓(纤维状的微晶石英)和燧石(粒状的微晶石英)。

在新沉积的海相沉积物中，孔隙水中的硅质主要来自硅藻、放射虫、硅质海绵和其他分泌硅质的、非晶质硅质骨骼的溶解。这些生物硅质部分在沉积之后便开始溶解。只要孔隙水对非晶质硅质不饱和，这种溶解作用就会一直持续。

在埋藏较浅时，硅质的来源主要有:①骨架蛋白石－A的溶解和更不稳定的蛋白石胶结物及石英的再沉淀;②蛋白石－A到蛋白石－CT到石英的重结晶;③来自大陆环境土壤中不稳定硅酸盐强烈风化释放出的硅;④长石和火山岩碎屑溶解提供的硅。

在较深埋藏时，硅质的来源包括:①蛋白石－A到蛋白石－CT到石英的重结晶;②蒙皂石转变为伊利石释放出的硅;③长石和火山岩碎屑溶解提供的硅;④在较高温度下石英溶解度增加，然后向上扩散、对流，在较浅部和较冷的砂岩中沉淀下来;⑤压溶和再沉淀提供的硅质。

在沉积层隆起时，硅质的来源主要为砂岩中的不稳定硅酸盐或黏土的风化，其产物为硅质硬壳。

3.次生加大长石

以次生加大边形式存在的长石也是一种胶结物，只不过其含量一般较少。长石的次生加大主要产出在长石砂岩和含有火山碎屑的砂岩之中，但在石英砂岩和杂砂岩中也存在。一般来说，钾长石的次生加大现象比较常见。与石英次生加大边不同的是，由于化学成分和构造形态不同，长石次生加大边与碎屑长石的光性方位略有差别，表现为二者的消光角不同(一般相差15°左右)。次生加大边一般不具有双晶，且与碎屑长石之间的界线清晰，二者在光性和化学成分上都有较大的差别。

发生长石次生加大的化学条件是，溶液中要有足够高的溶解硅和足够高的Na⁺及H⁺和Na⁺/H⁺比。一般而言，火山岩屑、斜长石和其他不稳定硅酸盐矿物的溶解可以增加孔隙水中Al、Si、K的浓度。

4.自生黏土矿物

砂岩中或多或少含有一些黏土，这些黏土是砂岩基质的主要组成部分，它虽然不是胶结物，但在某些情况下可以起一定的胶结作用。过去人们曾认为砂岩中的黏土都是碎屑成因的，因而推测砂岩中黏土矿物的种类可以反映古气候乃至沉积环境。然而，随着研究的深入，人们发现砂岩中有相当一部分黏土矿物是在成岩作用过程中形成的。因此，砂岩中黏土按照成因，可分为自生和他生两大类。

他生黏土形成于沉积之前，并且在沉积作用过程中或稍后于充填孔隙中。自生黏土是埋藏后形成的，包括新形成的和改造的。在沉积界面或近于界面形成的黏土也属于自生黏土。自生黏土可以直接从孔隙水中沉淀下来(新形成作用)，也可以通过先驱矿物与孔隙水的反应形成(改造的)。

(1)自生黏土矿物的类型与产状

砂岩中的自生黏土矿物包括高岭石、蒙脱石、伊利石、绿泥石和伊利石－蒙脱石混层，其结构主要为孔隙衬层、孔隙充填、交代假象和裂隙充填四种类型(图13－4):①孔隙衬层亦称黏土薄膜或颗粒外套。其特征为单个黏土矿物的针状晶体垂直于或平行于碎屑颗粒表面生长。②孔隙充填是指自生矿物杂乱无章地充填于孔隙之中。③交代黏土是指那些部分或完全交代碎屑颗粒的黏土，或者那些充填在碎屑颗粒部分溶解造成的孔洞中的黏土，有时原来碎屑颗粒的形貌依稀可见。最常见的被黏土交代的碎屑颗粒为火山玻璃、中基性火山岩屑、辉石、角闪石、钙长石、透长石和碳酸盐碎屑或化石碎屑。④裂隙或孔洞充填是指黏土充填在碎屑颗粒的裂缝或孔洞中。

图13－4 砂岩中自生黏土矿物的结构(Wilsonetal.，1978)

由于黏土矿物的颗粒很小，因而其种属的鉴定一般采用偏光显微镜、X－射线衍射和扫描电镜联合分析的方法。偏光显微镜观察可以提供黏土矿物类型，含量和分布的大致情况。X－射线衍射分析则能准确地确定黏土矿物的种类和相对含量。扫描电镜则能给出黏土矿物的形貌特征，以及黏土矿物之间、黏土矿物与碎屑颗粒之间的相互关系。砂岩中常见的自生黏土矿物的主要特征如表13－2所示。

表13－2 砂岩中自生黏土矿物的鉴定特征

(2)自生黏土矿物的成因

砂岩中黏土矿物既可以直接从孔隙溶液中沉淀出来，也可以由先驱非黏土矿物的蚀变和黏土矿物的转变而形成(表13－3)。

表13－3 砂岩成岩过程中黏土矿物的成岩反应

续表

◎高岭石:先驱矿物可以是长石和云母，其形成的条件为低离子浓度和低pH值。高岭石一般分布于河流、近滨和与不整合有关的砂体中，这表明高岭石形成于大气孔隙水中(Birlykke，1984，1986;Hurst＆Irwin，1982)。自生高岭石氧同位素的研究表明，高岭石形成于大气水的冲洗中(Longstaffe，1984，1986)。在北海和Haltenbanen储集层中，与高岭石同时形成的或晚形成的碳酸盐胶结物的同位素研究也表明，高岭石形成于温度小于60℃的大气水冲洗中(Saigala＆Birlykke，1987)。在较深的埋藏条件下由钾长石和云母蚀变而形成的高岭石，显然与大气水的影响无关。这种晚期高岭石的形成可能与下述两个途径有关:①由钙斜长石的钠长石化所释放出的铝，以高岭石形式沉淀下来(Garbarini＆Carperter，1978;Boles，1982)。②碳酸盐溶解而导致携带铝的酸性孔隙水(产生于富含有机质的泥中)的pH值增加，从而引起过饱和，发生高岭石的沉淀(Curtis，1983)。

◎蒙脱石:主要见于富含火山岩屑的砂岩中，在长石砂岩中比较少见。这是由于蒙脱石只有SiO2在孔隙水中的含量达到过饱和时才能沉淀(Aagaard＆Helgeson，1982)。因而蒙脱石在那些含有火山玻璃、生物硅或高度不稳定的硅酸盐矿物的砂岩中最为常见。

◎绿泥石:主要见于含有铁镁质火山碎屑物的砂岩中。在低温条件下，伊利石可形成于蒸发盐环境(Suigal，1985)。

此外，一些自生黏土矿物也可形成于黏土矿物的成岩转变过程中，例如，在一定的温度和深度范围之内，蒙脱石可转变成伊利石。

三、交代作用

交代作用是在两个颗粒接触界面之间的极薄的溶液膜中进行的，膜的厚度一般在0.1nm以内，有时仅数微米。溶解的物质通过溶液膜的搬运作用被带出，交代的物质从附近孔隙水中通过薄膜进入，并取代被溶解的物质沉淀下来。

1.交代组构

(1)部分交代:交代矿物沿被交代矿物的解理、裂缝或边缘，部分地占据了被交代矿物的位置，被交代矿物的结构和成分仍清晰可见，例如，方解石交代长石、方解石交代石英等。

(2)交代假象:交代矿物具有被交代矿物的假象，矿物的原生部分已被交代，但其结晶习性仍得到了完好的保存。被溶解和所形成的矿物没有相同的化学组分，例如，方解石继承石英的晶形、高岭石集合体继承长石的晶形(图13－5)等。

(3)交代残留:被交代矿物支离破碎，且被交代矿物包裹，但它们的消光位一致。由于未被交代部分还保留着原来的成分和结构，因而称为交代残留结构。

图13－5 高岭石(Kao)集合体继承长石的晶形

2.常见的交代作用

(1)石英和方解石和相互交代作用:石英和方解石可以相互交代，其主要控制因素是pH值和温度。

当pH＜9时，方解石溶解，石英沉淀，即发生石英交代方解石的现象———硅化。据Siever(1957)计算，SiO₂和CaCO₃的平衡条件是pH=9.8，T=25℃。当pH＞9.8时，石英溶解，方解石沉淀，出现方解石交代石英的现象。

石英的溶解度随温度上升而迅速增加，但温度增加将使碳酸盐不断分解为CO₂和H₂O(以及HCO^－₃和Cl^－)，并促使CO₂气体的散失，这样会引起CaCO₃溶解度的下降并造成方解石的沉淀。图13－6表示方解石通过溶液膜交代石英的具体过程。在孔隙水对石英不饱和但对方解石饱和的情况下，石英表面首先溶解，溶解的SiO₂水化为H₄SiO₄分子，致使薄膜溶液H₄SiO₄的浓度升高，它们必然要向薄膜内运移，最终将导致CaCO₃按下面的反应式沉淀:

岩石学

按照上述反应式，石英不断溶解，方解石不断沉淀，这样便完成了方解石对石英的交代。

(2)方解石交代黏土矿物:方解石交代黏土矿物的介质条件是pH=8，以及溶液的Ca²⁺浓度较高，在这种条件下，一些黏土矿物将变得不稳定而被交代。

(3)二氧化硅交代黏土矿物(也称为硅化作用):硅化在薄片中表现为玉髓或隐晶石英的小颗粒散布在黏土基质中，它们可能是SiO₂在黏土矿物之间的微细孔隙中沉淀形成的。

(4)黏土矿物交代石英:在富含黏土基质的砂岩中，常见黏土矿物，尤其是伊利石溶蚀和交代石英颗粒或长石颗粒的现象。

按照Thamson(1957)的解释，碎屑颗粒之间存在的黏土薄膜，在富含SiO₂的水作用下，可以游离出K₂CO₃。这种强碱可溶解接近黏土薄膜处的石英或长石颗粒。溶解产生的SiO₂在周围比较酸性的孔隙水中，还会再沉淀形成石英的次生加大边。

图13－6 方解石交代石英过程示意图(Pettijohn，1972)

四、成岩蚀变

砂岩中的成岩蚀变主要包括长石的高岭石化、钠长石化、绿泥石化、火山碎屑的成岩蚀变，以及黑云母的黏土矿物化和赤铁矿化等。

1.长石的高岭石化

众所周知，在风化过程中，长石溶解的同时伴随着高岭石化作用。在成岩作用过程中，长石通过不一致溶解作用也可蚀变成高岭石(恩格尔哈特，1977)。新形成的高岭石呈书页状或呈蠕虫状集合体充填在孔隙中，或者占据被溶解的长石孔洞，形成蚀变假象(图13－4)。长石的高岭石化可以通过下式来进行:

岩石学

上述过程导致了SiO₂、K⁺和H⁺的析出以及高岭石的形成。由于长石的溶解和高岭石化，SiO₂一定要沉淀，而且同生水的流动必然供应H⁺和OH^－，并迁移走K⁺。在含有自生高岭石的所有砂岩中，也都发现过碎屑石英上新形成的次生加大边。至于K⁺的去向，则没有直接的证据，可以假定K⁺被吸附在黏土层中，或者固定在先前退化的白云母中(恩格尔哈特，1977)。

长石的高岭石化也可以在酸性地下水的作用下发生，其反应式如下:

岩石学

地下深处酸性水的形成，与沉积物中所含有机质以及在热演化过程中去羧基作用所产生的CO₂有关。这些CO₂溶于地层水中，使其变成酸性，从而提供了长石高岭石化和长石蚀变的地球化学条件。

2.长石的钠长石化

钾长石和斜长石在适当的条件下，均可发生钠长石化。斜长石的钠长石化起因于长石结构中Ca²⁺被K⁺所取代。钾长石的钠长石化离子可以直接取代，也可以经过中间步骤完成。

(1)斜长石的钠长石化:在斜长石的钠长石化过程中，取代首先沿长石的解理面和微裂隙进行，最终交代斜长石颗粒，形成斜长石假象。新形成的钠长石不具双晶，发育液泡，呈补丁状消光。一般而言，发生钠长石化的斜长石颗粒含有数量不等的溶解孔隙(图13－7)。

新形成的钠长石透明，在阴极发光显微镜下不发光，而碎屑钠长石和斜长石通常发亮蓝色或褐绿色的颜色。在扫描电镜下，钠长石化的斜长石发育大量的平行排列的钠长石棱柱体，电子探针分析表明，在成岩过程作用过程中形成的钠长石都是纯的钠长石端元(Ab＞99)。

图13－7 斜长石的钠长石化特征(Milliken，1988)

(2)钾长石的钠长石化:钾长石的钠长石化可以通过直接交代进行，也可以通过中间交代步骤进行。在最简单的情况下，钾长石通过从溶液中吸取Na⁺，把K⁺释放到溶液中形成钠长石，其反应式如下(Land＆Milliken，1981):

岩石学

通过这种方式形成的钠长石颗粒化学成分很纯，形态上一般具有棋盘格状的双晶和原生钾长石的颗粒假象。

Walker(1984)曾讨论了一个通过中间步骤的钠长石化过程。钠长石化初始，钾长石颗粒几乎完全被硬石膏、方解石或白云石交代，而后这些交代矿物依次被钠长石交代。新形成的钠长石晶体的排列说明，成核作用发生在未发生初始交代的钾长石的残余晶体之上。

大部分研究者认为钠长石化过程中所需的Na⁺来自溶液。然而，Boles(1982)在研究中注意到，Frio地区钠长石化带内的钠长石化斜长石部分地与具有次生孔隙的斜长石共存，因此，这些次生孔隙的出现应该与钠长石化过程有关。最明显的证据是，在钠长石带以下的较深处，斜长石常常缺少这种明显的显微孔隙。

研究表明，斜长石发生钠长石化的温度为100～150℃。

3.火山碎屑的蚀变和沸石的形成

含有大量火山岩屑砂岩中自生矿物包括长石、沸石、黏土矿物、蛋白石和石英等。这些矿物形成所需的物质主要来自火山玻璃的脱玻化、喷出岩中的斜长石和铁镁质矿物的蚀变。这些过程所提供的具有各种组分的孔隙水足以满足上述自生矿物生长的需要(Pettijohn，1982)。

4.其他成岩蚀变作用

其他成岩蚀变作用包括黑云母的黏土矿化和赤铁矿化(Morad＆Aldahan，1986)以及长石的绿泥石化等。

五、溶解作用

1.溶解方式

砂岩中的碎屑颗粒、基质和胶结物，在一定的成岩环境中均可发生不同程度的溶解作用。砂岩中组分的溶解包括两种方式:一致溶解和不一致溶解。①一致溶解指的是对组分的直接溶解，如纯的NaCl、SiO₂和CaCO₃等的溶解，未溶解的固相新鲜面成分上没有变化;②不一致溶解也称溶蚀作用，溶解过程有选择性，矿物中残留下来的未溶组分有所变化，并形成与被溶解矿物化学组分相近的新矿物，如长石在溶解过程中发生的高岭石化。

2.次生孔隙

溶解作用会导致砂岩中次生孔隙的形成。次生孔隙是岩石中的矿物组分被溶解以及岩石组分破裂或收缩所形成的孔隙。由于砂岩的物质组成和孔隙水性质等的差异，在溶解作用发生的过程中，胶结物或碎屑颗粒发生溶解，而且各种组分的溶解程度有所不同。次生孔隙形成后也会发生变化，如早期形成的次生孔隙可以被后期的胶结物充填。无论是碎屑颗粒还是胶结物，若孔隙水性质发生变化，就可以再度发生溶解作用。这样，砂岩的孔隙结构可以发生极大的变化。

油气储层研究成果已经充分说明次生孔隙是世界上许多油气藏的重要储集空间。

吕正谋(1983)对胜利油田东营凹陷下古近系砂岩次生孔隙进行了研究，并提出了识别溶解溶蚀型次生孔隙的10种岩石学标志(图13－8)。

图13－8 砂岩溶蚀型次生孔隙的识别标志示意图

(1)部分溶解:胶结物或碎屑颗粒部分溶解，使得其边缘呈现港湾状形态，或使其被切割成同时消光的小块。

(2)受溶蚀颗粒及过量孔隙:碎屑颗粒边缘被强烈溶蚀，使颗粒间孔隙含量大大增加，甚至达到或超过40%。这可能是胶结物先沿碎屑颗粒边缘交代后又被溶去的结果。

(3)溶蚀残骸:颗粒被强烈溶蚀后仅有少量残余，常见的是长石残骸。

(4)铸模孔隙:陆源碎屑、内碎屑和生物碎屑或自生矿物被溶去，但仍保留其碎屑颗粒原貌的一种孔隙。

(5)贴粒孔隙:指在自生矿物胶结的砂岩中，出现在自生矿物和砂粒相邻部位的孔隙，常呈叶片状、透镜状或串珠状分布于颗粒周围。它是成岩过程中孔隙水沿砂粒与胶结物间的微孔隙流动，将紧靠颗粒的胶结物溶去而形成的。

(6)残余胶结物(基质):胶结砂粒的胶结物大部分被溶解掉，仅有部分残余。一般情况是粒间孔隙中零星地分布着残晶;另一种情况是残留的自生矿物在岩石中呈斑块状分布，斑块边缘有溶蚀痕迹。

(7)伸长型孔隙:存在于自生矿物胶结物的砂岩中，孔隙呈长条状、折线状、树枝状和蠕虫状，跨越多个颗粒范围。

(8)不均匀填集:在同一个薄片中颗粒排列极不均匀，有些部分的颗粒排列紧密，与其相邻的部分则较疏松，甚至出现漂浮状颗粒。这种现象是自生矿物分布不均匀、未胶结部位随埋深增加而被压实，被胶结部位因有胶结物的支撑而未被压实，后来由于胶结物溶解，造成了不均匀填集。

(9)超粒大孔隙:孔隙明显大于其周围的最大颗粒，这种孔隙只能是沉积物固结后发生溶解作用而形成的。有的超大孔隙在岩心上就能看出来。

(10)油浸基质(或胶结物):颗粒孔隙内的碳酸盐基质在成岩过程中发生重结晶，晶间孔隙随之变大，具备了储渗能力。微孔隙通过油浸现象表现出来，一般显微镜下看不出孔隙的大小，只有在电镜下才能分辨清楚。

六、重结晶作用

砂岩中的重结晶作用主要发育于基质及胶结物中。例如，灰泥基质中文石在成岩早期重结晶为微晶方解石。在成岩作用晚期，还可进一步由细晶变成粗晶甚至形成嵌晶(连生)胶结组构。硅质胶结物中非晶质蛋白石胶结物，经过重结晶作用形成纤维状或微晶的玉髓，然后进一步重结晶为自生石英，成为石英颗粒的次生加大边或呈单独的细小自形晶体。黏土基质可重结晶形成白云母或自生长石(呈次生加大边或单个的晶粒)，隐晶质高岭石可重结晶为蠕虫状或鳞片高岭石。

七、成岩作用共生顺序分析

砂岩中往往含有两种以上的胶结物或自生矿物，有时多达十几种。在胶结物或自生矿物沉淀的同时，还伴随着溶解作用和交代作用等。因此，判断成岩作用类型的先后顺序也是成岩作用研究的一个重要方面。

一般情况下，先形成的胶结物往往会限制后形成的胶结物的发育。例如，在次生加大长石与次生加大石英相邻的情况下，次生加大石英似乎被次生加大长石所切割，实际上是次生加大长石的沉淀早于次生加大石英所导致(图13－9a)。此外，先形成的胶结物往往沉淀于孔隙的外壁，即以颗粒表面为生长底质。例如，在图13－9b的情况下，先形成次生加大石英，然后形成充填剩余孔隙的硬石膏。

图13－9 胶结物共生序列(弗奇鲍尔，1967)

成岩共生顺序分析一般以一定的时间单元为单位，并且假定该时间单元中的成岩作用现象属于同一家族的不同世代。因此，在研究中往往要以所研究的时间单元为单位建立成岩作用共生顺序。成岩作用共生顺序的表达方式很多，图13－10便是其中的典型表达方式之一。

图13－10 胶结物共生顺序表达方式(Emeryetal.，1999)