砂質沈積物的壓實可發生在膠結之前、之中和之後。壓實力主要來自後續沈積物繼續沈積所產生的荷載壓力。膠結前，壓實作用主要是機械性的，主要表現為顆粒間的滑動、顆粒的重排、單個剛性顆粒的斷裂和塑性顆粒的變形。隨著載荷壓力的增加，當壓力越來越集中在顆粒之間的接觸時，化學壓實成為主要的壓實方式，這壹過程主要發生在應時砂巖的膠結過程中。砂質沈積物膠結時，壹旦載荷壓力超過砂巖的斷裂強度，就可以形成貫穿幾個巖屑顆粒的微裂紋。
1.壓實的識別標記
(1)剛性顆粒之間的接觸關系:砂質沈積物在壓實過程中剛性顆粒之間的接觸。
關系會從點接觸、線接觸逐漸過渡到凹凸接觸、縫紉接觸(圖13-1)。
圖13-1剛性碎片顆粒之間的接觸關系
(2)塑料顆粒形態:在壓實過程中，部分塑料顆粒(如泥巖巖屑、粉砂質泥巖巖屑、泥巖屑、千枚巖巖屑等。)總是出現在塑性變形的復雜表象中。變形強烈時可形成假雜基，表現為束狀、假塑性流動結構、分布不均勻，有時可見模糊的巖屑形態(圖13-2)。
圖13-2假雜堿基的特征(Dickinson，1970)
(3)片狀礦物的特征:在壓實過程中，片狀礦物(如白雲母)常表現為彎曲和破碎。
(4)其他紋理:有時由於顆粒表面結構不均勻，在壓實過程中可能出現片狀剝落。例如，碎屑長石的梳狀邊緣(自生粘土礦物)偶爾可見於薄片中。
2.機械壓實向化學壓實轉變的識別標誌。
在松散沈積物中，顆粒通過滑動重排緊密排列，形成點接觸時，荷載壓力通過顆粒間的接觸傳遞(圖13-3a)。載荷壓力的逐漸增大引起顆粒間接觸點的應力積累，這些接觸點的晶格發生變形，引起接觸相鄰區域化學勢的變化，形成線接觸(圖13-3b)。如果應力繼續增大，就會引起接觸帶的溶解，從而由機械壓實轉變為化學壓實。當化學壓實繼續進行時，從線接觸發展到凹凸接觸和縫紉接觸(圖13-3c，D，E)。
圖13-3機械壓實向化學壓實轉化示意圖(哈伍德，1985)
在化學壓實(加壓溶解)過程中，應時顆粒表面有壹層水膜，特別是顆粒間有壹層粘土膜時，能促進溶解物質在應時表面的優先溶解和擴散。雖然應時粒子表面的水膜很薄(只有幾個分子厚)，但由於應時粒子表面對水膜的吸引力，水具有壹定的剛性，所以不會被壓實破壞。在壓力集中點，由於水的參與，應時粒子表面首先溶解。溶解產生H4SiO4分子，這些分子遷移到周圍的孔隙中。有時，在應力很小或沒有應力的地方，會析出二次擴大的應時水泥。
許多砂質沈積物顆粒間有粘土基質，伊利石是粘土中最常見的成分，其主要作用是增加壓溶SiO2的擴散速率。粘土膜由許多粘土片和水膜組成。如果粘土片和水膜的厚度為20nm，則兩個應時顆粒之間厚度為10μm的粘土膜將包含500個水膜，與沒有粘土的應時顆粒之間只有少量水膜的情況相比，這將大大增強SiO2 _ 2的壓力溶解和擴散速度。有時應時粒子之間的薄膜不壹定是粘土。凡是比壓溶顆粒小的顆粒，多孔的，容易被水飽和的，不容易壓溶的物質，都可以作為壓溶作用的介質。
壹般來說，壓溶程度隨著埋深的增加而增加。加壓溶解可以為矽質水泥的沈澱提供大量溶解的二氧化矽。
3.壓實強度的估算方法
壓實強度的定量估算在成巖作用研究中非常重要，壹般根據剛性顆粒間的接觸強度、孔隙度和膠結孔隙度來估算。
(1)剛性粒子的接觸強度
剛性顆粒之間的接觸強度可根據以下公式計算:
接觸強度=(1a+2b+3c+4d)/(a+b+c+d)其中:A、B、C、D分別代表點接觸、線接觸、凹凸接觸、縫紉接觸的顆粒數。壹般來說，剛性顆粒的接觸強度隨著埋深的增加而增加。
(2)孔隙度
孔隙度是評價砂質沈積物壓實程度的有用參數之壹。在新沈積的沈積物中，球形顆粒分布均勻、分選良好的砂的孔隙度為40% (engelhardt，1977)。隨著埋深的增加，孔隙度迅速降低，即壓實程度與孔隙度成反比。
(3)膠結的孔隙度。
膠結孔隙度是指去除所有膠結後得到的孔隙度(Rosenfeld，1949)，實際上是指砂巖已有的孔隙度加上膠結所占的孔隙度。由於砂質沈積物的初始沈積量約為40%，因此砂質沈積物的初始孔隙度與水泥清除的孔隙度之差大致代表了壓實減少的砂質沈積物的孔隙度，即:
巖石學
當它很小時，意味著沈積物以很小的壓實或僅輕微的壓實膠結。這種現象在早期方解石膠結砂巖中常見。當φc為負時，意味著砂巖可能遭受了強烈的交代作用。在交代過程中，水泥交代或消化壹些碎屑顆粒。例如，在壹些以方解石為膠結物的砂巖中，膠結的孔隙度有時會超過其初始孔隙度。
第二，膠結
雖然壓實作用可以降低孔隙度，增加碎屑沈積物的密度，但壹般來說，壓實作用不能使礫石和砂質沈積物固化成巖石。在這種情況下，只有通過沈積在顆粒孔隙中的化學或生化礦物的膠結作用，才能固化成巖石。因此，膠結作用是碎屑沈積物轉化為沈積巖的主要作用之壹。常用水泥見表13-1。
表13-1砂巖中常見的自生礦物類型
1.碳酸鹽礦物
碳酸鹽膠結物包括方解石、白雲石、鐵白雲石、文石、菱鎂礦、菱鐵礦和片鈉鋁石，其中方解石最為常見。文石只存在於現代沈積物中，但在古代砂巖中已經轉化為方解石。較老的復雜砂巖和大多數古生代和寒武紀砂巖含有很少或不含碳酸鹽膠結物，但中-新生代復雜砂巖含有大量碳酸鹽膠結物。
方解石膠結物壹般為異形粒狀，呈粒狀結構和鑲嵌結構。壹般來說，深度淺的方解石是無鐵方解石，深度深的方解石是鐵方解石。
白雲石壹般呈菱形和粒狀結構。白雲石異形時，在偏光顯微鏡下很難與方解石區分。白雲石也有兩種:無鐵白雲石和鐵白雲石。這時可以用鐵氰化物和茜素紅-S的混合染料對未覆蓋的薄片進行染色。用這種染料染色後，白雲石是無色的，而不含鐵的方解石則呈現非常淡的粉紅色到紅色。隨著鐵含量的增加，鐵方解石由紫紅色變為紫色甚至藍色，鐵白雲石由淡藍色變為深藍綠色(Dickson，1966)。
新沈積砂中的碳酸鹽膠結物主要來源於沈積環境中的碳酸鹽骨屑和碳酸鹽沈積環境中的直接沈澱，包括幹旱環境中的鈣層化。
早期成巖膠結作用中的碳酸鹽主要來源於鎂方解石和文石的溶解；溶解下部碳酸鹽化石使平流孔隙水向上運移；塞蔔哈和蒸發鹽水中文石的沈積；之前流經鎂鐵質火山巖的平流孔隙水層導致pH值升高，從而導致降水。有機物氧化降解形成的CO2作用於碳酸鹽使其溶解，然後在合適的地方沈澱。
深埋條件下，碳酸鹽主要來源於流經鎂鐵質火山巖的平流孔隙水，導致pH值升高。有機物氧化和降解的影響；碎屑顆粒和自生碳酸鹽的壓力溶解；在高溫下，碳酸鹽的溶解度降低，最終以水泥的形式沈澱。蒙脫石-伊利石轉化和鈣質斜長石溶解釋放的Ca2+、Fe2+和Mg2+重新結合形成白雲石和鐵白雲石。
在擡升到地表附近的條件下，滲入的酸性土壤水可以溶解碳酸鹽，並在合適的地方再次沈澱。
2.二次增加應時
次生應時膠結物以碎屑應時次生擴大邊緣的形式膠結砂巖。二次擴大邊緣與碎片核在光下完全壹致，二次擴大邊緣與碎片核之間有壹條塵線。塵線是二次放大前存在於顆粒表面的粘土礦物或赤鐵礦。無灰線時，壹般可根據二次放大邊緣無夾雜物或夾雜物稀少的特征進行鑒別；有時需要用陰極發光顯微鏡來確定是否有繼發性邊緣增大。在陰極發光顯微鏡下，自生應時不發光，而來自碎片的應時發光。
次生加大應時主要發育在應時砂巖中，也存在於其他類型的砂巖中，但次生加大應時在含長石和巖屑較多的砂巖中含量較低。粘土礦物或包裹在應時顆粒和捕獲的碳氫化合物中的其他礦物會延遲或阻止應時的二次沈澱，因為這些物質隔離了碎屑礦物和可以沈澱應時的水之間的接觸。這些礦物包括綠泥石、伊利石、燧石、碳酸鹽和赤鐵礦。目前研究表明，除矽層外，大部分次生應時膠結物在埋深1 ~ 2 km，溫度大於50℃時開始形成。
其他矽質膠結物包括蛋白石-A和蛋白石-CT、玉髓(纖維狀微晶應時)和燧石(粒狀微晶應時)。
在新沈積的海洋沈積物中，孔隙水中的二氧化矽主要來自矽藻、放射蟲、矽質海綿等矽質、無定形矽質骨骼的溶解。這些生物矽質部分在沈積後開始溶解。只要孔隙水沒有被無定形二氧化矽飽和，這種溶解就會繼續。
埋藏淺時，矽質物質的主要來源是:①骨架蛋白石-A的溶解和更不穩定的蛋白石膠結物和應時的再沈澱；②從蛋白石-A到蛋白石-CT到應時的重結晶；(3)大陸環境土壤中不穩定矽酸鹽強風化釋放的矽；④長石和火山碎屑溶解提供的矽。
埋藏較深時，矽質物質來源包括:①從蛋白石-A到蛋白石-CT到應時的重結晶作用；(2)蒙脫石轉化為伊利石釋放的矽；③長石和火山碎屑溶解提供的矽；(4)應時的溶解度在較高溫度下增加，然後向上擴散對流，在較淺較冷的砂巖中沈澱；⑤加壓溶解再沈澱提供的矽。
沈積層擡升時，矽的來源主要是砂巖中的不穩定矽酸鹽或粘土風化，其產物為矽質硬殼。
3.次生長石增大
次生加大棱角狀的長石也是壹種膠結物，但含量壹般很少。長石的次生增大主要出現在長石砂巖和火山碎屑砂巖中，也存在於應時砂巖和雜砂巖中。壹般來說，鉀長石的次生增大是常見的。與應時次擴大邊不同的是，長石次擴大邊的光學取向與碎屑長石因化學成分和結構形態不同而略有不同，表明兩者的消光角不同(壹般約15)。次生擴大邊壹般不具有孿晶，與碎屑長石界線清楚，光學和化學成分差異較大。
長石二次生長的化學條件是溶液中應有足夠的溶解矽和足夠的Na+、H+和Na+/H+比值。壹般來說，火山碎屑、斜長石等不穩定矽酸鹽礦物的溶解可以增加孔隙水中Al、Si、K的濃度。
4.自生粘土礦物
砂巖或多或少含有壹些粘土，粘土是砂巖基質的主要成分。雖然不是水泥，但在某些情況下可以起到壹定的固井作用。過去人們認為砂巖中的粘土都是由碎屑造成的，因此推測砂巖中粘土礦物的類型可以反映古氣候甚至沈積環境。但隨著研究的深入，發現砂巖中相當壹部分粘土礦物是在成巖作用過程中形成的。因此，砂巖中的粘土按其成因可分為自生型和他生型。
外來粘土在沈積前形成，在沈積過程中或沈積後充填孔隙。自生粘土是埋藏後形成的，包括新形成的和改造後的粘土。在沈積界面處或附近形成的粘土也屬於自生粘土。自生粘土可以直接從孔隙水沈澱(新生)或由前驅礦物與孔隙水反應形成(轉化)。
(1)自生粘土礦物的類型和產狀
砂巖中的自生粘土礦物有高嶺石、蒙脫石、伊利石、綠泥石和伊利石-蒙脫石混層，其結構主要分為孔隙襯層、孔隙充填、交代幻像和裂隙充填四種類型(圖13-4): ①孔隙襯層又稱粘土膜或顆粒衣。其特征是單壹粘土礦物的針狀晶體垂直或平行於碎屑顆粒表面生長。②孔隙充填是指自生礦物隨機充填在孔隙中。(3)交代粘土是指那些部分或完全交代碎屑顆粒的粘土，或那些由碎屑顆粒部分溶解形成的孔洞中充填的粘土，有時隱約可見碎屑顆粒的原始形態。被粘土交代的最常見的碎屑顆粒是火山玻璃、中基性火山碎屑、輝石、角閃石、鈣長石、鈣長石和碳酸鹽碎屑或化石碎屑。④填隙(Filling in cracks or holes)是指粘土填充在碎屑顆粒的裂縫或孔洞中。
圖13-4砂巖中自生粘土礦物的結構(Wilsonetal ., 1978).
由於粘土礦物的顆粒很小，對其種類的鑒定壹般采用偏光顯微鏡、X射線衍射、掃描電鏡等方法。偏光顯微鏡觀察可以提供粘土礦物類型、含量和分布的概貌。x射線衍射分析可以準確地確定粘土礦物的種類和相對含量。掃描電鏡可以給出粘土礦物的形態特征以及粘土礦物與粘土礦物和碎屑顆粒的關系。砂巖中常見的自生粘土礦物的主要特征見表13-2。
表13-2砂巖中自生粘土礦物的識別特征
(2)自生粘土礦物的成因
砂巖中的粘土礦物可以直接從孔隙溶液中沈澱，也可以由先驅非粘土礦物蝕變和粘土礦物轉化形成(表13-3)。
表13-3砂巖成巖過程中粘土礦物的成巖反應
繼續的
高嶺石:前體礦物可以是長石和雲母，其形成條件是低離子濃度和低pH值。高嶺石壹般分布在河流、海岸地區和與不整合有關的砂體中，表明高嶺石形成於大氣孔隙水(Birlykke，1984，1986；赫斯特和歐文，1982).自生高嶺石的氧同位素研究表明，高嶺石是在大氣水的沖刷下形成的(Longstaffe，1984，1986)。北海和哈爾滕巴嫩儲層中與高嶺石同時或隨後形成的碳酸鹽膠結物的同位素研究也表明，高嶺石是在溫度低於60℃的大氣水沖刷中形成的(Saigala&Birlykke，1987)。深埋條件下鉀長石和雲母蝕變形成的高嶺石，顯然與大氣水的影響無關。這種晚期高嶺石的形成可能與以下兩種途徑有關:①以高嶺石形式沈澱的斜長巖鈉長石化釋放的鋁(Garbarini&Carperter，1978；伯樂斯，1982)。②碳酸鹽溶解導致攜帶鋁的酸性孔隙水(產於富含有機質的泥中)pH值升高，導致高嶺石過飽和沈澱(Curtis，1983)。
◎蒙脫石:主要存在於富含火山碎屑的砂巖中，在長石砂巖中相對較少。這是因為只有當孔隙水中的SiO2 _ 2含量達到過飽和時，蒙脫石才能沈澱(Aagaard&Helgeson，1982)。因此，蒙脫石在含有火山玻璃、生物矽或高度不穩定的矽酸鹽礦物的砂巖中最為常見。
◎綠泥石:主要見於含鐵鎂質火山碎屑物質的砂巖中。伊利石可以在低溫蒸發鹽環境中形成(Suigal，1985)。
此外，壹些自生粘土礦物也可以在粘土礦物的成巖轉化過程中形成，如蒙脫石在壹定的溫度和深度範圍內可以轉化為伊利石。
第三，問責制的作用
交代作用是在兩個顆粒接觸界面之間極薄的溶液膜中進行的，膜的厚度壹般在0.1nm以內，有時只有幾微米。溶解物質是通過溶液膜的輸運進行的，交代物質是從附近的孔隙水通過膜進入並代替溶解物質沈降下來的。
1.交代組構
(1)部分交代:交代礦物沿交代礦物的解理、裂隙或邊緣部分占據交代礦物的位置，交代礦物的結構和成分仍清晰可見，如方解石交代長石和方解石交代應時。
(2)交代假象:交代礦物具有交代礦物的假象，原生部分礦物已交代，但其結晶習性保存完好。溶解和形成的礦物不具有相同的化學成分，例如方解石繼承了應時的晶型，高嶺石集合體繼承了長石的晶型(圖13-5)。
(3)交代殘留物:交代礦物碎裂，被交代礦物包裹，但其消光程度壹致。因為未交代的部分仍保留著原來的成分和結構，所以稱之為交代殘留結構。
圖13-5花王骨料繼承了長石的晶型。
2.普通交代作用
(1)應時與方解石及相互交代作用:應時與方解石可發生交代作用，主要控制因素為pH值和溫度。
當pH < 9時，方解石溶解，應時沈澱，即出現應時置換方解石-矽化現象。根據Siever(1957)，SiO2和CaCO3的平衡條件為pH=9.8，T=25℃。當pH > 9.8時，應時溶解，方解石沈澱，方解石取代應時。
應時的溶解度隨溫度的升高而迅速增加，但溫度的升高會使碳酸鹽分解成CO2和H2O(以及HCO-3和Cl-)並促進CO2氣體的損失，從而導致CaCO3溶解度的降低和方解石的析出。圖13-6顯示了應時方解石通過溶液膜交代的具體過程。在孔隙水未被應時飽和而被方解石飽和的情況下，應時表面首先溶解，溶解的SiO2水化成H4SiO4分子，使膜溶液中H4SiO4的濃度增加，它們必然遷移到膜中，最終導致CaCO3沈澱，反應式如下:
巖石學
根據上述反應式，應時不斷溶解，方解石不斷沈澱，從而完成方解石對應時的置換。
(2)方解石置換粘土礦物:方解石置換粘土礦物的介質條件是pH=8，溶液中Ca2+濃度高。在這種條件下，壹些粘土礦物會變得不穩定並被取代。
(3)粘土礦物的矽質交代作用(也稱矽化作用):矽化作用表現為玉髓或隱葉石的小顆粒分散在粘土基質中，可能是粘土礦物間的微孔中SiO2 _ 2沈澱形成的。
(4)粘土礦物占應時:在富含粘土基質的砂巖中，粘土礦物尤其是伊利石普遍溶解，並占應時顆粒或長石顆粒。
根據tham son(1957)的解釋，在富含SiO2 _ 2的水的作用下，K _ K2CO3 _ 3可以從碎屑顆粒之間的粘土膜中釋放出來。這種強堿可以溶解粘土膜附近的應時或長石顆粒。溶解的SiO2 _ 2會在周圍的酸性孔隙水中再次沈澱，形成應時的次生擴大邊。
圖13-6方解石交代應時過程示意圖(Pettijohn，1972)。
四。成巖蝕變
砂巖中的成巖蝕變主要包括高嶺石化、鈉長石化、綠泥石化和長石的火山碎屑蝕變、黑雲母的粘土礦化和赤鐵礦化。
1.長石的高嶺土化
眾所周知，在風化過程中，長石的溶解伴隨著高嶺土化。在成巖作用過程中，長石也可以通過不壹致的溶解作用變成高嶺石(engelhardt，1977)。新形成的高嶺石以頁狀或蠕蟲狀集合體的形式填充在孔隙中，或占據溶解的長石孔隙，形成蝕變假象(圖13-4)。長石的高嶺土化可通過以下公式進行:
巖石學
上述過程導致二氧化矽、K+和H+的沈澱和高嶺石的形成。由於長石的溶解和高嶺土化，SiO2 _ 2必須沈澱，同生水的流動必須提供H+和OH-並遷移走K+。在所有含自生高嶺石的砂巖中，還發現了碎屑應時上新形成的次生擴大邊。至於K+的去向，沒有直接的證據，可以假設K+吸附在粘土層中，或者固定在之前降解的白雲母中(engelhardt，1977)。
在酸性地下水的作用下，長石也會發生高嶺土化，其反應式如下:
巖石學
地下深處酸性水的形成與沈積物中含有的有機質和熱演化過程中脫羧產生的CO2有關。這些CO2溶解在地層水中，使其呈酸性，從而為長石高嶺土化和長石蝕變提供了地球化學條件。
2.長石的鈉長石化
鉀長石和斜長石在適當的條件下都能鈉長石化。斜長石的鈉長石化是由於長石結構中的Ca2+被K+取代所致。鉀長石的鈉長石化離子可以直接置換或通過中間步驟完成。
(1)斜長石的鈉長石化:在斜長石的鈉長石化過程中，置換首先沿著斜長石的解理面和微裂隙進行，最後斜長石顆粒被占，形成斜長石的假象。新形成的鈉長石沒有孿晶，而是發育液泡，呈斑片狀消亡。壹般來說，鈉長石化斜長石顆粒含有不同數量的溶孔(圖13-7)。
新形成的鈉長石是透明的，在陰極發光顯微鏡下不發光，而碎屑鈉長石和斜長石通常發出藍色或棕綠色。掃描電鏡下，鈉長石斜長石發育大量平行排列的鈉長石棱柱。電子探針分析表明，成巖過程中形成的鈉長石是純鈉長石端元(AB > 99)。
圖13-7斜長石的鈉長石化特征(米利肯，1988)
(2)鉀長石的鈉長石化:鉀長石的鈉長石化可通過直接交代或中間交代步驟進行。在最簡單的情況下，鉀長石從溶液中吸收Na+,並向溶液中釋放K+,形成鈉長石。反應式如下(Land&Milliken，1981):
巖石學
這樣形成的鈉長石顆粒化學成分很純，形貌壹般有棋盤狀孿晶和原生鉀長石顆粒的假象。
Walker(1984)曾經討論過壹個通過中間步驟的鈉長石化過程。鈉長石化開始時，鉀長石顆粒幾乎完全被硬石膏、方解石或白雲石所替代，然後這些替代礦物又依次被鈉長石所替代。新形成的鈉長石晶體排列表明，成核作用發生在鉀長石的殘余晶體上，沒有初始交代作用。
大多數研究者認為鈉長石化過程中所需的Na+來自溶液。但Boles(1982)在研究中註意到，Frio地區鈉長石化帶中的鈉長石化斜長石部分與具有次生孔隙的斜長石共存，因此這些次生孔隙的出現應該與鈉長石化過程有關。最明顯的證據是斜長石在鈉長石帶以下更深的深度往往缺乏如此明顯的微孔。
研究表明，斜長石的鈉長石化溫度為100 ~ 150℃。
3.火山碎屑巖的蝕變與沸石的形成
含大量火山碎屑砂巖中的自生礦物包括長石、沸石、粘土礦物、蛋白石和應時。這些礦物形成所需的物質主要來自火山玻璃的失透作用和噴出巖石中的斜長石和鐵鎂礦物的蝕變作用。這些過程提供的具有各種成分的孔隙水足以供自生礦物生長(Pettijohn，1982)。
4.其他成巖蝕變
其他成巖變化包括黑雲母的粘土礦化和赤鐵礦化(莫拉德和阿爾·達汗，1986)以及長石的綠泥石化。
動詞 （verb的縮寫）溶解
1.溶解法
砂巖中的碎屑顆粒、基質和膠結物在壹定的成巖環境中會發生不同程度的溶解。砂巖中組分的溶解包括均勻溶解和不均勻溶解兩種方式。①均勻溶解是指成分直接溶解，如純NaCl、SiO2 _ 2、CaCO3 _ 3，未溶解的固體鮮面條成分沒有變化；②不壹致溶解也叫溶解。溶解過程具有選擇性，留在礦物中的未溶解成分發生變化，形成與溶解礦物化學成分相似的新礦物，如溶解過程中長石的高嶺土化。
2.次生孔隙
溶解會導致砂巖中次生孔隙的形成。次生孔隙是巖石中礦物成分溶解，巖石成分破裂或收縮形成的孔隙。由於砂巖的物質成分和孔隙水性質的差異，在溶解過程中，水泥或巖屑顆粒溶解，各種成分的溶解程度不同。次生孔隙形成後，也會發生變化。比如前期形成的次生孔隙，後期可以用水泥填充。無論是碎屑顆粒還是水泥，如果孔隙水性質發生變化，都可以再次發生溶解。這樣，砂巖的孔隙結構可以發生很大的變化。
油氣藏的研究成果充分表明，次生孔隙是世界上許多油氣藏的重要儲集空間。
呂正謀(1983)對勝利油田東營凹陷古近系砂巖次生孔隙進行了研究，提出了10種識別溶蝕型次生孔隙的巖石學指標(圖13-8)。
圖13-8砂巖溶蝕型次生孔隙識別標誌示意圖。
(1)部分溶解:膠結物或碎屑顆粒部分溶解，使其邊緣呈港灣狀，或被切成小塊，同時變鈍。
(2)溶解顆粒和孔隙過多:碎屑顆粒邊緣被強烈腐蝕，使顆粒間孔隙含量大大增加，甚至達到或超過40%。這可能是水泥首先沿碎屑顆粒邊緣被置換，然後溶解的結果。
(3)溶解碎屑:顆粒被強烈腐蝕後僅殘留少量碎屑，長石碎屑常見。
(4)模孔:溶有陸源碎屑、內部碎屑、生物碎屑或自生礦物，但仍保留碎屑顆粒原貌的孔隙。
(5)粘孔:是指出現在自生礦物膠結的砂巖中自生礦物與砂粒相鄰部位的孔隙，常以樹葉、透鏡體或珠子的形式分布在顆粒周圍。它是在成巖過程中孔隙水沿砂粒與膠結物之間的微孔流動，溶解靠近顆粒的膠結物而形成的。
(6)殘留水泥(基質):膠結砂粒的水泥大部分被溶解，只有部分殘留。壹般來說，殘余晶體分散在粒間孔隙中；另壹種情況是殘余的自生礦物在巖石中呈斑塊分布，斑塊邊緣有溶解的痕跡。
(7)細長孔隙:存在於具有自生礦物膠結物的砂巖中，孔隙長而破碎，呈樹枝狀和蠕蟲狀，跨越多個顆粒範圍。
(8)填料不均勻:在同壹張片材中，顆粒排列極不均勻，部分顆粒排列緊密，相鄰部分松散，甚至出現漂浮顆粒。這種現象是自生礦物分布不均勻，未膠結部分隨埋深增加而壓實，膠結部分由於水泥的支撐而未壓實，然後水泥溶解，造成充填不均勻。
(9)超顆粒大孔隙:孔隙明顯大於其周圍最大的顆粒，這類孔隙只有沈積物固結後溶解才能形成。核心部分可以看到壹些超大的毛孔。
(10)油浸基質(或膠結物):顆粒孔隙中的碳酸鹽基質在成巖過程中重結晶，粒間孔隙變大，具有儲集和滲透能力。微孔表現為油浸，壹般顯微鏡下看不出孔徑大小，只有在電鏡下才能清晰分辨。
第六，重結晶
砂巖中的重結晶作用主要發育在基質和膠結物中。例如，在成巖作用早期，灰泥基質中的文石重結晶成微晶方解石。在成巖作用後期，可進壹步由細粒向粗粒轉變，甚至形成嵌入(連生)膠結組構。矽質膠結物中的非晶蛋白石膠結物經重結晶形成纖維狀或微晶玉髓，再進壹步重結晶成自生應時，成為應時顆粒的次生擴大邊或單個微細自晶。粘土基質可重結晶形成白雲母或自生石(具次生擴大邊緣或單顆粒)，隱晶質高嶺石可重結晶成蠕蟲狀或鱗片狀高嶺石。
七、成巖* * *序列分析
砂巖往往含有兩種以上的膠結物或自生礦物，有時多達十幾種。膠結物或自生礦物的沈澱伴隨著溶解和交代作用。因此，判斷成巖作用類型的先後順序也是成巖作用研究的壹個重要方面。
壹般來說，先形成的水泥往往制約著後形成的水泥的發展。例如，當次生巨石與次生巨石應時相鄰時，次生巨石應時看似被次生巨石切割，實際上是次生巨石早於次生巨石應時沈澱所致(圖13-9a)。此外，首先形成的水泥往往沈澱在孔的外壁上，即顆粒表面是生長基質。例如，在圖13-9b的情況下，首先形成次生擴大應時，然後形成硬石膏填充剩余孔隙。
圖13-9 * *水泥生成順序(Fauchbauer，1967)
成巖作用的層序分析壹般以壹定的時間單元為基礎，假設該時間單元內的成巖現象屬於同壹家族的不同世代。因此，在研究中，往往需要以所研究的時間單元為單位建立成巖序列。成巖序列的表達方式有很多種，圖13-10是其中的壹種典型方式。
圖13-10水泥* * * (Emeryetal)的表達方式。, 1999).