成岩作用的定义 主要成岩作用及其作用特点

成岩作用是指沉积物从沉积后到变质作用之前这一漫长地史阶段中发生的各种物理作用（如压实作用等）、化学作用（如胶结作用和溶解作用等）和生物作用（如细菌硫酸盐还原作用等）。在这三种作用中，主要为物理作用和化学作用，因而成岩作用可以分为化学成岩作用和物理成岩作用。

化学成岩作用，可以把成岩作用理解成一个在地层条件下的化学反应，这是一个水-岩相互作用的过程，即：

沉积岩工作方法

地层条件如温度、压力、流体性质、系统的开放性和封闭性、埋藏历史，以及裂缝的发育程度对流体的控制等。

物理成岩作用，可以把成岩作用简化成一个在地层条件下颗粒接触关系的变化过程，即：

沉积岩工作方法

地层条件如上覆载荷、围压、孔隙压力的大小、性质和成因，以及温度、构造因素、埋藏与沉降史等。

但要注意的是，上述两个过程不是彼此孤立的，而是彼此相关和制约的，比如一些胶结作用（尤其是早期的胶结作用）可以使得压实作用受到抑制，并使得粒间孔隙体积得以保存。

按对储层储集空间的影响，可以将成岩作用分为：①加强性成岩作用，使孔隙度增加，典型的如溶解作用；②破坏性成岩作用，使孔隙度减少，典型的如压实作用；③保持性成岩作用，使已有孔隙（主要是原生孔隙）得以保存，如早期分散的胶结作用。

成岩作用~

一、成岩作用阶段
成岩作用(Diagenesis)一词，最先由VonGümbel(1868)引入文献，但开始并没有引起人们的注意。后来，Walther(1894)在他著名的《LithogenesissderGegenwart》一书中重提这一术语，并给予严格的定义，成岩作用才为人们所接受。按照Walther(1894)对成岩作用的定义为:“岩石(即沉积物)在其沉积以后在没有经受压力和火成热的情况下，所发生的一切物理和化学变化。”一般将Walther(1894)的定义视为成岩作用的经典定义。然而，百余年来，人们对成岩作用的理解很不一致，概括起来主要有两种观点。
1.广义的成岩作用概念与成岩阶段划分
一些研究者认为，成岩作用应该是广义的，该作用应包括自沉积以后至变质和风化之前，所发生的所有对沉积物特征的改造作用。将成岩作用划分为早期、中期和晚期成岩作用阶段。
2.狭义的成岩作用概念与成岩阶段划分
持该观点的研究者将成岩作用的概念限制于由沉积物为上覆沉积掩埋开始，至转变成固结的岩石之前所发生的变化。按照这一观点，沉积物沉积下来至沉积岩的变质和风化作用之前所发生的变化为“沉积期后变化”，而“沉积期后变化”则是由一系列相继发生的作用或过程组成，即由同生作用、成岩作用、后生作用和表生作用组成。
◎同生作用:指沉积物沉积下来以后，在与沉积介质还保持联系的情况下，沉积物表层与底层之间发生的一系列作用和反应。同生作用的深度下限一般不超过几十厘米。成岩作用是指松软的沉积物脱离沉积环境至固结成岩期间所发生的所有变化。一般情况下，沉积物被埋藏时，与底水隔离，沉积物的质点仅与孔隙水发生作用。此带的深度范围一般为1～100m。
◎成岩作用:指松软的沉积物脱离沉积环境至固结成岩期间所发生的所有变化。一般情况下，沉积物被埋藏时，与底水隔离，沉积物的质点仅与孔隙水发生作用。此带深度范围一般为1～100m，最深可达300m。持续的时间介于1万年～100万年之间。
◎后生作用:是沉积岩转变成变质岩之前所经受的一切作用。后生作用的深度下限可达10000m，持续的时间为104～108a。
◎表生作用:是指沉积岩被抬生至近地表，在潜水面以下的常温常压或低温低压条件下，由于渗透水和浅部地下水(包括上升水)的影响下而发生的变化。
显而易见，上述两种观点各有利弊，广义的概念简单明确，但过于笼统;狭义的概念阶段性清晰，但在实际研究中难以将各个作用截然分开。为了便于理解和应用，本书采用广义的成岩作用概念。
此外，在文献中尚经常提到自生作用和自生矿物。所谓自生作用是指特殊矿物的形成作用，在某种程度上是成岩作用的同义词(Pettijohn，1982)。自生矿物则是在成岩作用过程中新形成的矿物。
需要指出的是，成岩作用与热液作用、变质作用及其结果之间的界限是渐变的，很难做出严格的限定。同样，成岩作用、成壤作用、风化作用(包括地下水的活动)也同样难以限定。如果沉积物没有经过搬运，则初期的风化作用和成壤作用都可以视为成岩作用的一部分，但沉积岩出露地表或经受的晚期风化作用不在其内(Lewis，1984)。
二、沉积物在成岩过程中的变化
沉积物在成岩过程中发生的变化是多种多样的。沉积岩无论在结构和矿物学上，还是在物理性质和化学性质方面都与其相应的沉积物有很大差别。下边以砂岩为例说明这种变化的特点。
◎结构:矿物颗粒和晶体之间的结构关系是砂岩有别于沙的主要特征之一。原生的、可识别的结构被保存在非原生的物质之中。例如，砂岩中交代假象、幻影构造、孔隙充填、穿切、自形晶面和交织颗粒嵌晶等，显然这些结构在松散的沙中是不存在的。
◎矿物学:在矿物学上，砂岩中存在着许多成分较纯和易溶矿物。例如，石英和其他矿物的次生加大边中一般缺乏晶体、液体和气体包裹体;自生长石往往是极纯的钠长石和钾长石;在一些砂岩中，甚至可出现在成岩作用过程中形成的石膏和石盐等易溶矿物。这些现象在砂质沉积物中是缺乏的。
◎物理性质:由于受上覆沉积物荷载的影响，与沙质沉积物相比，砂岩的孔隙度和渗透率降低，而有效密度(BulkDensity)和地震速度都明显增加。
◎化学性质:主要表现在砂岩中的孔隙流体成分和自生矿物的同位素成分都与其砂岩沉积物沉积时的沉积环境不相同。例如，砂岩可以成为石油和天然气储层，即砂岩的孔隙度流体为石油和天然气，但砂质沉积物的孔隙流体却不可能为石油和天然气。
三、主要的成岩作用现象
沉积岩的主要成岩作用包括压实作用、胶结(沉淀)作用、溶解作用、蚀变作用、交代作用和重结晶作用。
1.压实作用
压实作用是指沉积物在上覆沉积的重荷压力作用下，发生水分排出，孔隙度降低和密度增加作用。按照压实作用机制，压实作用可分为机械压实作用和化学压实作用两种类型。
◎机械压实作用:主要表现为颗粒的重新排列、塑性变形和破裂。机械压实作用可改变沉积物中某些片状、针状和柱状颗粒的排列方向，使之垂直于压力方向排列。例如，页岩的页理及沿页理方向的易裂性，就是压力作用使片状矿物平行排列造成的。
◎化学压实作用:亦称压溶作用。压溶作用是指在压力点处矿物的选择性溶解。压溶作用即可以发生在未胶结的沉积物中，也可以发生在已胶结的沉积岩中。①在未胶结的沉积物中，沉积物可通过颗粒表面滑动，当颗粒的重新排列和某些颗粒的破碎而达到紧密堆积之后，颗粒之间达到点接触。这时，上覆压力就通过颗粒接触处来传递。随着上覆压力的加大，就会发生晶格错位和溶解作用。随着溶解作用的加强，颗粒之间就由点接触，发展到线状接触、缝合接触和凹凸接触。这类压溶作用主要发生在石英砂岩中。②发生在已胶结的沉积岩中的压溶作用主要形成缝合线和压溶线。缝合线和压溶线都垂直于最大应力轴发育。该应力既可以是上覆压力，也可以是构造压力。缝合线和压溶线易于发生在富含黏土的碳酸盐岩中。
2.胶结作用
胶结作用是指从孔隙溶液中沉淀出矿物质(即胶结物)，将松散的沉积物黏结成坚硬岩石的过程。基本上是化学和生物化学作用，是中粗粒陆源碎屑岩(如砾岩和砂岩)和粒屑内源岩的主要成岩作用现象。
根据胶结物与其生长底质的关系，可将胶结物划分为共轴生长(SyntaxialGrowth)和外延生长(EpitaxialGrowth)胶结物两种类型(Pettijohn，1982)。
◎共轴生长胶结物:是与生长底质(碎屑矿物)在成分上和光性上一致的胶结物，如石英和长石的次生加大边是典型的共轴生长胶结物。
◎外延生长胶结物:指底质(碎屑矿物)与新形成的自生矿物无论在光性，还是在成分上均为完全不同的胶结物，如方解石在石英和长石颗粒之间的沉淀，黏土矿物无论在石英颗粒表面的生长等(Pettijohn，1982)。外延生长胶结物的个体大小和数量，主要取决于封存的流体成分和底质提供成核场所的能力。
3.溶解作用
在成岩作用过程中，当满足一定的条件时，沉积物或沉积岩往往发生溶解作用。溶解作用亦可以分为两种类型，即一致溶解作用和不一致溶解作用。
◎一致溶解作用:是指在溶解过程中，固相部分均匀溶解，而未溶部分总是保持着新鲜面。例如，纯的NaCl、SiO2和CaCO3的溶解便是如此。
◎不一致溶解作用:是一种选择性溶解作用。在溶解作用过程中，由于仅矿物晶体的某些部分被淋滤到溶液中，因而剩余部分的成分通常与其原始固相成分不一致，例如高镁方解石的溶解。此外，在重结晶作用、交代作用和蚀变作用过程中，也往往伴随着不一致溶解作用。
在成岩作用过程中，无论一致溶解作用，还是不一致溶解作用都将产生新的孔隙，即次生孔隙。
4.交代作用
交代作用系指成岩作用过程中，沉积物(岩)中某种矿物被化学成分不同的另一种矿物取代的现象，如石灰岩的白云岩化、硅化等都属于交代作用的范畴。在砂岩中，石英颗粒往往被方解石交代。值得注意的是，在大部分砂岩中，当一种矿物为另一种矿物取代时，岩石的体积并未发生变化，并且在作用发生过程中，颗粒(和任何胶结物)相互接触，继续支撑着岩石而不发生垮塌。这就要求被交代矿物的溶解和交代矿物的沉淀，是在两相之间极薄的膜中进行的。膜的厚度一般在0.1mm以下，有时甚至仅数微米。溶解的物质通过溶液膜的搬运作用被带出，交代的物质由附近孔隙水中通过薄膜溶液进入并代替被溶解的物质而沉淀。
5.重结晶作用和矿物的多相转变
◎重结晶作用:指矿物组分以溶解－再沉淀方式，使得细小晶粒集合成粗大晶粒的过程。其主要特征是小晶体重新组合并结晶成大晶体。胶体脱水，并转变成结晶物质的现象，称为胶体陈化。胶体陈化也是一种重结晶作用。按照热力学第二定律，任何一种物质由一种相转化为另一种相都伴随着自由能的减小，因此重结晶后晶体总能量亦趋向于减少。例如，一群微细晶体重新结晶成一个大晶体后，其表面肯定小于微细晶体的比表面之和，其比表面能也同样小于微细晶体的比表面能之和，这就意味着，在重结晶后的化学体系中，出现了吉布斯自由能的减少。其他诸如燧石中微石英重结晶成粗粒石英，石灰岩中泥晶方解石重结晶为粗晶方解石等，都伴随着吉布斯自由能的减少。
◎矿物的多相转变:是一种较复杂的广义重结晶作用。一般情况下，当一种矿物转变成另一种更稳定的矿物时，只发生晶格的形状及大小的变化，而无化学成分的变化，但矿物的名称都发生了改变。在沉积岩中，文石的最终归宿总是方解石。这是由于在这一体系中，两个多相体的自由能不等，化学平衡时，不稳定的文石将转变成方解石。在常温常压条件下，文石转变成方解石后，自由能将发生减少，说明方解石是化学平衡后的稳定生成物。
在沉积岩中，非晶质二氧化硅转变成玉髓或石英，隐晶质的胶磷矿转变成显晶质的磷灰石，隐晶质高岭石转变成鳞片状或蠕虫状结晶高岭石等，都是常见的矿物多相转变现象。
6.蚀变作用
伴随着碎屑颗粒不一致溶解作用的进行，其残余的固相部分的成分将发生改变，从而形成另一种矿物。例如，长石的高岭石化、火山玻璃的去玻璃化作用等都属于成岩蚀变作用的范畴。
四、成岩作用的影响因素
成岩作用的影响因素包括外部因素和内在因素两个方面，前者包括水、pH、Eh、温度、压力、细菌活动和有机质等;后者主要有沉积物的成分与结构(何起祥，1978)。
1.水
水是最重要的成岩作用影响因素之一。现已证实，几乎所有的成岩作用现象都是在水的参与下完成的。
水可以从不同角度进行分类，如按盐度可分为淡水和盐水;按产状可分为地表水(包括海水、河水)和地下水;按成因可以分为雨水、同生水、成岩水或变质水等(何起祥，1978)。
沉积物在压实作用过程中排出孔隙水。在沉积时，砂质沉积物中含有40%体积的水，而泥质沉积物中则最高可含90%体积的水。由于这些沉积物在上覆沉积物重力的作用下孔隙的体积就要减少，而被封闭的水一定会排出(恩格尔哈特，1977)。排出水的数量大得惊人，Hitchon(1968)曾计算了加拿大西部盆地在成岩作用过程中排出水的数量。该盆地面积为1260772km2，充填了从中寒武世到新近纪的沉积岩，其平均厚度为1778m，体积为2242074km3，盆地中共含有11%的蒸发岩。碳酸盐岩由44%的白云岩和56%的石灰岩组成。整个盆地的平均孔隙度为12%，也就是说，目前在这些沉积层中存在的孔隙空间是265000km3，而且基本上由水充填。如果假设砂的原始孔隙度为40%，黏土是70%，石灰岩是70%的话，那么成岩作用过程中通过压实作用由盆地排出的水比目前仍然包含在沉积物中的孔隙水的量大十多倍，且稍大于目前盆地充填物的总量。
这些压实水在向上运动过程必然要穿过泥质沉积物层。由于黏土层的选择性过滤，即盐筛作用，一部分盐残留在渗滤层以下，使其盐度增高，进而导致化学物质的沉淀，这些化学物质就是常说的胶结物(何起祥，1978)。
大气孔隙水主要与盆地周围的古地理和构造隆起有关。大气水可以达到很高的孔隙流通量，并且经常与砂岩中的长石和碳酸盐矿物的溶解作用有关。
2.Eh和pH值
沉积物中的Eh和pH值变化较大。据斯拉霍夫研究，Eh值的最大值见于沉积表面以下25cm至几厘米，甚至几毫米的地方，即氧化带。再向下，Eh值逐渐减小为负值，转为还原环境。还原带上部几十厘米是细菌活动最强，也是Eh值最低的地段。在1～1.5m以下，Eh值又重新升高，趋近于零。Eh值的大小取决于两个因素，即有机物的含量和沉积物的粒度，与前者成反比，与后者成正比。
pH值的变化比较复杂。一般而言，在不含石灰质而富含有机质的淡水湖相中，pH值通常都小于7，有时为6或更低;在极少或没有碳酸盐的软泥中，pH值在7.7～8.2之间。海相碳酸盐软泥的pH值永久为碱性;大陆干旱带含碳酸盐软泥的半碱水湖中，pH值亦为弱碱性，而且明显地随着湖水的化学成分而变化。
3.温度
沉积物及岩石随着埋藏深度的加大，温度逐渐增加。温度与岩石反应的关系极为密切，例如次生加大石英的沉淀开始于40℃左右。
4.有机质和细菌作用
有机质和细菌作用也是影响成岩作用的主要因素。它们通过改造成岩环境的物理化学条件而直接影响成岩作用的进程和方向。
在成岩阶段，细菌的生命活动分解有机质，产生大量的CO2、H2S、NO、CH4、H2等。这一过程改变了介质的成分，也消耗了沉积物中的游离氧，于是介质由氧化性质转化为还原性质。变价元素Fe、Mn等的高价化合物转变为低价化合物(如黄铁矿)。当有碳酸盐存在时，由于CO2的作用，就能形成Ca、Mg、Fe和Mn的重碳酸盐，转入软泥水中。SiO2、磷酸盐、Al(OH)3以及有机质和胶体携带的Cu和稀有元素As、Cr、Ni、Co等也转入溶液，使得软泥水中的组成部分发生迁移。因此，软泥水中盐类的浓度较底水高得多，甚至可以达到饱和而析出，形成自生矿物或矿床。
5.沉积物的成分和结构
沉积物的成分和结构对成岩作用方式、强度和演化方向都有重要影响。例如，泥质沉积物在成岩过程中主要表现为压实和脱水，碎屑岩主要表现为压实和胶结，碳酸盐岩则主要表现为压溶(化学压溶作用)、重结晶和交代作用。即使在砂质沉积物中，碎屑颗粒不同，其成岩产物也不同。此外，沉积物的结构也是影响成岩作用的重要因素，如细粒石英砂岩中的石英胶结物的数量比粗粒石英砂岩中的多。

1.压实和压溶作用
沉积物（主要是物理沉积作用和复合沉积作用形成的沉积物）在上覆沉积物的重压下将会排除水分、减少孔隙，结果是密度加大、体积缩小。原始沉积物的这种单纯机械压缩作用就称为压实作用（compaction）。
在压力和作用时间相同的条件下，不同成分和结构的沉积物的压实效果是不同的。当埋深深度小于500m时，泥质沉积物的体积可随埋深加大而急剧减小；当深度大于500m以后其体积减小的幅度将很快减弱，表明它已向坚固的沉积岩转化。干净的陆源砂、砾沉积物在这一埋深段因压实导致的体积缩小却较弱，而且这种单纯的物理压实在更大埋深段也不能使之固结。一般而言，在埋深较浅时，沉积物中的泥质含量愈高，压实愈明显。由于这个缘故，原始沉积物中的基质含量在压实中就可能减少，同时较粗颗粒的含量则增加。如果原始沉积物是基质支撑，它就可能被改造而表现为过渡性支撑或颗粒支撑，同时基质中的片状矿物（如粘土矿物）也会趋向于平行颗粒表面定向排列（图14-1）。在颗粒支撑的情况下，压实效应将取决于支撑颗粒的相对机械强度。质地相对柔软、松脆的颗粒可能变形破碎，如云母片被压弯、泥质岩岩屑、鲕粒被压碎、粒状海绿石被压扁或呈乳头状被挤到相邻粒间孔内等等。若支撑颗粒机械强度相差不大（如石英、长石），压实将迫使它们在一定范围内位移或旋转以占据最小空间。颗粒这种相对位置和取向关系的改变将导致颗粒的定向排列或使一群大小和形状搭配合适的颗粒大体拼合起来形成一种似镶嵌结构（图14-1），这是在颗粒大小和形状基本保持不变情况下，整个沉积物体积和其中粒间孔可被压缩到的最低限度。但这样的嵌合通常是不完善的。就整个沉积物而言，其中颗粒圆度愈高、分选愈好，可能达到的嵌合程度愈低。埋藏砂岩粒间孔的多少与颗粒的分选磨圆常有正相关关系就是由于可达到的嵌合程度不同的缘故。

图14-1 沉积物的整体压实效应

压缩到似镶嵌以后，如果压力进一步加大，颗粒的大小和形状就难以继续保持不变，颗粒就可能出现裂纹、错动或波状消光（注意有些波状消光是继承性的），也可能被压溶。固态沉积物在高压诱导下的溶解作用称为压溶（pres-sure solution）。压溶的直接结果是改变颗粒相互接触部位的形状或接触类型。压溶开始之前，颗粒相互之间多为点接触，有时可为粗糙的面接触，压溶后则可能演变为光滑的面接触、凸凹接触或缝合线接触（图14-2）。压溶的成分全部进入到粒间水溶液中，它们可在邻近压力较低部位重新参与沉淀矿物的形成。在很高压力作用下，沉积颗粒可全部或主要呈压溶性接触形成压溶性镶嵌结构，如沉积石英岩就具有这样的结构。就作用机制而言，压溶应属化学变化过程，压力只是使矿物的溶解度加大。因此，压溶也称化学压实。

图14-2 颗粒之间接触类型随压力增大的变化序列

通常，物理或机械压实发生在浅埋成岩阶段并随沉积物的固结而减弱，而压溶则盛行于深埋成岩阶段并可一直向浅变质阶段延续（如形成压力影构造）。
2.胶结作用
彼此分立的颗粒被胶结物焊结在一起的作用称为胶结作用（cementation），它是使陆源碎屑和生物碎屑、内碎屑、鲕粒等颗粒性沉积物固结的主要作用。
在胶结作用中，从粒间水溶液中沉淀出来的，对分立颗粒起焊结作用的化学沉淀物称为胶结物（cement），其沉淀空间可以是沉积物中的任何孔隙，如颗粒内部的孔洞，裂隙、解理缝，生物化石的房室、体腔、生物礁中的间隙等等，但最重要的沉淀空间还是粒间孔隙。实际上，只有沉淀在粒间孔中的胶结物才可将分立颗粒焊结起来。
胶结物的沉淀除需要沉淀空间外，还需要有相关离子的补给，这只有通过孔隙水的流动才能实现。例如，每单位体积方解石胶结物就至少是5400个单位体积的过饱和孔隙水的沉淀结果。因此，胶结作用主要在早期成岩阶段进行。胶结物在同生作用阶段主要由环境底层水提供，在浅埋成岩阶段主要由埋藏沉积物中不稳定成分的分解提供。在陆源碎屑沉积物中，常见的胶结物有硅质矿物（如石英）、方解石、赤铁矿、粘土、海绿石、石膏等，其次是菱铁矿、绿泥石、重晶石、沸石等。同一陆源碎屑沉积物中的胶结物可以只有一种，也可以有多种。在碳酸盐或硅质沉积物中，常见的胶结物则分别是碳酸盐矿物（文石、方解石等，它们常被称为亮晶胶结物（sparry cement））和硅质矿物。胶结物属广义化学沉积物的范畴，其沉淀符合化学沉积作用的一般原理，对揭示胶结时的作用条件，如孔隙水的离子成分、盐度、pH值、Eh值等等具有指示性意义。
当沉积物含有较多基质而缺少粒间孔时，胶结物很少形成，这时的基质在压实过程中对较大颗粒也具有焊结作用，也可看成是实际意义上的胶结物，但它们与真正意义上的胶结物具有完全不同的成因，决不能将它们等同看待。在无特殊说明的情况下，通常所说的胶结物指的都是真正意义上的胶结物。
胶结作用对机械压实具有一定妨碍，尤其不利于似镶嵌结构的形成，但对化学压实似乎没有影响。
胶结作用是一种重要的成岩作用，在成岩作用的研究中占有重要位置。除胶结物的成分以外，胶结物的分布、胶结物的结构、不同胶结物间的关系等也是反映胶结特征的几个重要方面。
1）胶结类型
由于胶结物的胶结对象是各自分立的颗粒，因而这些颗粒相互间的位置关系对胶结物的分布就有重要影响。在沉积学中，胶结物的不同分布特点被定义为胶结类型（cementation type）。主要胶结类型有以下几种（图14-3）：

图14-3 不同胶结类型示意图，画斜线者为胶结物

基底式胶结（basal cementation）被胶结颗粒彼此相距较远，互不接触而“漂浮”在胶结物背景中。这时的胶结物只能形成在颗粒沉积的同时或在颗粒沉积之前，即不会晚于同生期。从支撑机制看，颗粒之所以“漂浮”，显然是由于基质支撑的缘故。所以这时起胶结作用的只是基质而已（粘土基质或泥晶等）。
孔隙式胶结（porous cementation）沉积物为颗粒支撑，胶结物分布在粒间孔内，这时的胶结物可以是基质，但更典型的还是真正意义上的胶结物。若是基质，它形成于同生期或沉积期，或可能是原基质支撑经压实改造形成。若是真正意义上的胶结物，则多形成于浅埋成岩期，少数可形成于同生期或深埋成岩期。
接触式胶结（contact cementation）沉积物也为颗粒支撑，但胶结物只分布在颗粒之间的接触点附近，粒间孔内部仍是未被充填的孔隙。这种胶结类型是某种特殊成岩条件的反映。有两类沉积物可能形成这种胶结类型，一是干旱地区处在地下潜水面以上的风成砂，那里地表蒸发量很大，当地下潜水顺毛细管上升弥补蒸发损失时，少量粒间水可能残留在粒间接触点周围，水中离子浓度也随之升高，最后就可沉淀出胶结物来。二是某些暴露在空气中的颗粒性碳酸盐沉积物因大气降水向下渗透也只有少量粒间水附着在粒间接触点周围，当其中溶解了较多CaCO3时也会有沉淀作用发生。这时胶结物的表面常向接触点方向凹进（这实际是附着水自由表面的形态），故又称新月型胶结（meniscus cementation）（Longman，1980）。接触式胶结虽然也可使沉积物固结，但固结程度一般不高。若潜水面抬升或沉积物进一步深埋，粒间孔将被水充盈，接触式胶结将发展成或被叠加上孔隙式胶结，这一演变史可由先后沉淀的胶结物的成分或结构差异显现出来，但当缺少这方面的差异时，原接触式胶结就会被掩盖或混淆。接触式胶结可看成是浅埋成岩作用的产物。有时候，在表生成岩阶段，原孔隙式胶结也可因大部分胶结物被溶解而形成溶蚀残余型接触式胶结。严格地讲，这不是接触式胶结而只是一种溶蚀结构而已。
悬挂式胶结（pendant cementation）当胶结物和它附着（或胶结）的颗粒具有一致的相对方位时称为悬挂式胶结或重力式胶结（gravity cementation）（Longman，1980）。实际上，胶结物大都附着在颗粒的下部。在某些颗粒性碳酸盐沉积物中可以出现这种胶结类型（图14-4）。当松散沉积物处在地下潜水面以上时，大气降水可通畅地向下渗透，但部分渗透水可能会悬挂在颗粒下方。渗透水通常对上部沉积物中的文石、镁方解石有较强的溶解能力，到达下部时将逐渐趋于饱和，最后就可从悬挂水中沉淀出胶结物来形成悬挂式胶结。还需指出，大气降水在溶解文石、镁方解石的同时，原上部沉积物中混入的少量难溶成分如陆源粉砂、粘土、铁质、有机质等和还未溶解完毕的细小生物碎屑等也会随渗透水一道向下迁移。在渗流通道狭窄处（如通道已基本被胶结物堵塞的地方）它们将被过滤出来滞留在粒间孔内，有时还可发育隐约的水平或顺渗透水运动方向的纹理。这部分滞留的难溶细粒物质称为渗滤砂或渗滤粉砂（vadose silt），它们常常出现在粒间孔的下部或粒间狭缝处，或者粒间孔壁上沉淀有方解石胶结物，它们则充填在粒间孔的中央部位（图14-4）。在碳酸盐沉积物中，悬挂式胶结、新月型胶结和渗滤粉砂是大气渗流成岩作用（属特殊的浅埋成岩作用）的极好标志。

图14-4 碳酸盐（鲕粒）沉积物中针状方解石的悬挂式胶结和渗滤粉砂

镶嵌式胶结（mosaic cementation）这种胶结类型只出现在沉积石英岩中，石英碎屑之间因压溶而多呈面接触、凸凹接触或缝合线接触。残留的少量粒间孔内虽然也有胶结物，但胶结物与被胶结石英的成分一致，晶格也是连续的，看起来颗粒均镶嵌在一起而没有胶结物显示，故也称无胶结物式胶结。这种胶结类型常在似镶嵌结构的基础上发展而成，通常都是深埋成岩作用的产物。
2）胶结物的结构
胶结物的结晶程度、晶体大小、形态、排列等形貌特征称为胶结物的结构，它与胶结物的成分一样，也要取决于胶结时的物化条件。
非晶质结构 胶结物为非晶质物质，在偏光显微镜下没有光性，通常是蛋白石、胶磷矿等胶体沉淀，大多为同生阶段形成。这种结构比较少见。
隐晶质结构 胶结物为显微隐晶质，其晶体极其细微，没有固定边界或边界摸糊，在偏光显微镜下有光性反应，但干涉色很低。常见的是玉髓或隐晶磷酸盐，可从粒间水溶液中直接沉淀形成，也可由蛋白石、胶磷矿等失水转化形成。为同生或浅埋成岩阶段的产物。
显晶质结构 胶结物结晶很好，晶体形态清楚，在偏光显微镜下光性特征典型。可形成于整个成岩作用阶段。进一步还可划分成如下几种结构：
（1）微晶结构，胶结物晶体细小（＜5μm），多个晶体叠置起来才能达到普遍岩石薄片的厚度，因而在偏光显微镜下见到的只是该晶体集合体的特征。常见的有微晶石英、粘土矿物、泥晶碳酸盐矿物等。微晶石英常由玉髓转化而来（这时常残留有玉髓的某些光性特征）。粘土矿物和泥晶碳酸盐矿物大多是基质，只是起胶结作用，但有时也可由粒间水的沉淀作用形成，是真正意义上的胶结物。这时的粘土晶体干净透明，常在被胶结颗粒表面呈放射状或薄膜状生长，晶体之间没有其他杂质（如有机质、铁质等）。泥晶碳酸盐却没有特殊的结构标志，与基质泥晶不易区分。
（2）镶嵌粒状结构，胶结物晶体比较粗大，但小于粒间孔和被胶结颗粒，在一个粒间孔内有两个以上胶结物晶体彼此镶嵌，常见成分是方解石、白云石、石膏、重晶石或石英。
（3）栉壳状结构（ctenoid texture），胶结物晶体呈针状、锥状、柱状或片状、板状垂直被胶结颗粒表面生长，在薄片中，它们的长轴彼此平行或大体平行，貌似梳齿或草丛，故又称丛生状结构。粘土、绿泥石等硅酸盐和文石、镁方解石、方解石等碳酸盐可形成这种结构，尤其是在颗粒碳酸盐沉积物中，方解石胶结物（许多可能都是由文石或镁方解石转化而来）更常具有这种结构。通常认为，针状方解石的前身是针状文石，叶片状方解石（断面中晶体延伸有弯曲）的前身是镁方解石，它们转变为方解石后仍保留了原始的结构特点，可视为高盐度条件下快速同生胶结或极浅埋藏胶结的证据。只有柱状或锥状（以及粒状）方解石胶结物才是由粒间淡水缓慢沉淀形成的（图14-5）。

图14-5 胶结物的栉壳状结构，胶结物晶体切面形态

（4）加大边结构（enlargement texture），又称共轴增生状（syntaxial over-growth）结构，即胶结物与被胶结颗粒的成分相同、晶格连续，就好像被胶结颗粒向着粒间孔隙长大了一样。这时的胶结物称为被胶结颗粒的自生加大边、共轴增生边或简称为加大边。当被胶结颗粒为单个晶体时，如陆源碎屑中的单晶石英、长石、生物碎屑中的海百合茎等常发育加大边。其他单晶重矿物碎屑，如电气石、锆石等偶而也可发育加大边。有些生物壳体如介形虫、有孔虫、三叶虫等是由大量垂直壳面的纤状方解石紧密平行排列构成的（即层纤结构或玻纤结构），各个方解石纤体可分别同时加大，共同构成一个“栉壳状”的集合体加大边（图14-6）。尽管看起来加大边与被胶结颗粒是一个光性连续的整体，但二者决不能混淆。有些加大边与被胶结颗粒之间的分界面上还残留有连续或断续分布的尘点状杂质或者加大边显得更加干净透明，可以清楚地将它们区别开来，这种加大称有痕加大。另外一些加大边与被胶结颗粒之间的分界面上没有杂质，二者也同样干净透明，这种加大称无痕加大。颗粒是否有无痕加大可用阴极发光技术判别，普通偏光显微镜对此是无能为力的，只是有时候可根据所见颗粒的不正常形态推测加大边的存在，如石英碎屑以局部的触角或尖角与相邻石英紧密镶嵌，该触角或尖角就可能是加大造成的；介形虫壳体大大超出了常规厚度可能指示有栉壳状加大等等（图14-6）。加大边可形成于同生阶段或浅埋成岩阶段，也可能延续到深埋成岩阶段才最后完成。

图14-6 胶结物的加大边结构

（5）嵌晶结构（poikilotopic texture），又称连晶结构，胶结物晶体粗大，一个晶体可占据或通过两个或两个以上相邻粒间孔，被胶结的某个或某几个颗粒看起来就像镶嵌在了这个晶体内部，该晶体还常常有向固有结晶形态发育的趋势（图14-7）。方解石、石膏、硬石膏、重晶石、沸石等胶结物易形成这种结构。它形成于深埋成岩阶段，是其他结构的重结晶产物。

图14-7 硬石膏胶结物的嵌晶结构

3）胶结物的世代性
胶结是一个长期的作用过程，胶结物的成分和结构可因孔隙水物化条件的改变而改变，从而导致同一粒间孔内的胶结物在成分或结构上出现分带，这种现象称为胶结物的世代性（cement generation）（图14-8）。在无交代的情况下，同一粒间孔内愈早沉淀的胶结物愈靠近被胶结颗粒的表面，所以直接附着在颗粒表面的胶结物就是第一世代，以后的世代就逐渐远离颗粒而向粒间孔中心发展。在陆源碎屑岩（如砂岩）中，世代性通常表现为成分或结构不相同的2个世代，偶尔仅结构不同，如加大边石英—粒状硬石膏（或方解石）世代、栉壳状绿泥石—杂针状绿泥石世代等等。在颗粒碳酸盐岩中，世代性较发育，可形成2～3个世代，而且主要是由同种矿物（方解石）的不同结构表现出来的。通常第一世代为栉壳状或加大边状，第二世代为粒状，或者第一世代是相对细小的粒状，第二世代为相对粗大的粒状，其间可以有明显的分界，也可以是过渡的。在上述两个世代的基础上，有时还可在粒间孔中央出现更为粗大的第三世代，偶而第一、第二世代都是加大边，仅由杂质（有机质和泥晶）勾勒出它们之间的分界（图14-8）。当然，由相同成分和结构的胶结物填满整个粒间孔也可形成无世代的胶结物。

图14-8 胶结物的世代性

胶结物的世代性是推断成岩历史的重要依据之一，如由加大边石英和粒状硬石膏构成的世代就反映了粒间水的pH值由低到高的转变；针状、叶片状的栉壳状方解石和粒状方解石构成的世代反映了孔隙水由较高盐度向较低盐度或淡水的转变；细小和粗大粒状方解石的世代反映了粒间淡水离子浓度持续降低，沉淀速度持续减慢等等。
3.溶蚀和交代作用
1）溶蚀
沉积物、胶结物或者任何已经存在的矿物被水局部溶解称为溶蚀（corrosion），剩下来的部分就具有溶蚀结构。溶蚀总是从颗粒表面和颗粒、基质内的裂缝等部位开始，并逐渐扩展开来的。通常情况下，溶蚀面都呈不规则的港湾或蚕食状，它可使形态一定的颗粒或矿物晶体变得残缺，或在基质、颗粒、矿物晶体内产生不规则的溶缝或溶孔（许多溶孔实际只是溶缝某个断面的形态）（图14-9）。随着溶蚀的持续进行，遭溶蚀的颗粒，矿物晶体或基质可能只会留下少量残余，甚至完全消失。
当共存的矿物成分不相同时，溶蚀常有比较严格的选择性，即只有其中一种矿物受溶蚀而其他矿物不受影响。因此，在一定条件下相对易溶的颗粒被完全溶解后就会留下一个大小和形态等同于已溶颗粒的溶孔，这样的溶孔称铸模孔（mold pore）。有两种情况可形成极好的铸模孔，一是易溶的较大颗粒被大片难溶的细小矿物（如基质）包围，如泥质沉积物中的石盐晶体和方解石、白云石泥晶背景中的文石质鲕粒、生物碎屑、石膏晶体等，它们被溶解后就可形成相应形态的铸模孔。二是有些颗粒（如鲕粒、生物碎屑等）溶蚀时，内部含有的少量粘土、铁质、有机质等难溶杂质常残留在溶蚀面上，溶蚀完毕后就可形成一个具有由难溶物质构成的外壳的铸模孔。按铸模孔的大小和形态可称之为鲕粒铸模孔、生屑铸模孔、石膏铸模孔等等。无论是不规则的溶缝、溶孔还是规则的铸模孔对各种流体（石油、天然气、水）的运移和聚集都具有重要意义，也为后继矿物的沉淀提供了空间。实际上，许多溶孔确实已被以后的沉淀矿物充填。当新沉淀的矿物完全占据了铸模孔后，它就成了一个与被溶物大小和形态完全相同的实体，这个实体被称为铸型、假象（pseudomorph）或假晶（pseudocrystal）。同样，也可准确地称之为鲕粒铸型（也称充填鲕）、生屑铸型、石膏铸型（假象或假晶）等。铸型或假象的矿物成分（即新沉淀的矿物成分）可以与原来的被溶矿物相同，但大多数是不同的，如文石质鲕粒或生屑可变成方解石质鲕粒或生屑假象；石膏可变成方解石或白云石质的石膏假象（或假晶）等等（图14-10）。

图14-9 一般溶蚀现象


图14-10 铸型

2）交代
一种矿物直接置换另一种矿物的同时保持了被置换矿物的大小和形态的化学过程称为交代（replacement），能够显示这种置换关系的结构称为交代结构。就结构特征而言，如果溶蚀产生的孔洞又被后继矿物充填，那么交代同溶蚀就有些相似，这需要作具体分析。交代结构大致可分为以下4种类型：
漂浮自形晶结构 交代矿物以其自由的结晶形态彼此分离地出现（或飘浮）在被交代矿物的背景中，晶体出现的密度可以比较均匀，也可受沉积成分或结构构造的控制，如有时只出现在基质或胶结物内或只出现在颗粒中，有时则沿某个裂隙系统（如压溶面）分布等等（图14-11）。石灰岩被石英或白云石较轻微交代时常常形成这种结构。

图14-11 漂浮自形晶结构

交代残余结构 也称蚕食结构，即颗粒、基质或胶结物矿物被交代矿物或矿物集合体部分置换，而另一部分仍残留着，在交代和被交代矿物之间形成一个不规则的蚕食状分界面（图14-12）。由于未被交代的部分还保留着原来的成分和结构，这样的结构也称正残余结构。图14-12是交代残余结构的几种常见表现形式，可根据结构自身的特征判别交代和被交代的关系。显然交代残余结构也可以通过溶蚀、充填两个分开的步骤形成，但是当被“蚕食”的部分还隐约显示出原有的轮廓或某些结构特征时则可肯定是交代形成的。

图14-12 几种常见的交代残余结构及其交代关系的判别

交代假象结构 这是交代残余结构的特殊表现形式，即交代矿物选择性地完全置换了被交代颗粒或矿物晶体形成了假象或假晶（图14-13），它与溶蚀-充填成因的假象或假晶有时也不易区分。但同样地，当假象或假晶中还保留有被交代颗粒或矿物的结构构造或解理、双晶特点时可肯定为交代成因，而周围聚集有明显不溶残余物的假象则很可能是溶解-充填的产物。

图14-13 交代假象结构

交代阴影状结构 当颗粒被同成分的基质或胶结物包围时，强烈的交代可能会突破交代假象的边界，并使边界消失，或者基质、胶结物同时被交代，仅因结构或所含杂质不同使原颗粒中的交代产物在晶体粒度、洁净度等方面与周围交代产物出现差异，结果原颗粒所在部位就变成了一个成分或结构都相对特殊，而边界模糊或呈过渡状的斑块（图14-14）。这种斑块就是原颗粒的阴影（ghost），具有阴影的结构就是交代阴影状结构。交代假象和交代阴影完全没有原始矿物成分残留，但或多或少还保留有原始的外形轮廓，这两种结构可统称为负残余结构。最常见的交代阴影状结构出现在由交代形成的白云岩中，偶尔也出现在交代形成的硅质岩中。陆源碎屑岩中的碎屑颗粒（主要是长石，其次是火山岩岩屑或火山碎屑等）被粘土矿物完全交代形成的假象如果与粘土基质混成一片，有时也可看出它的“阴影”。但严格地说，它仍属交代假象的范畴。

图14-14 交代阴影状结构

上述飘浮自形晶结构、交代残余结构、交代假象结构和交代阴影状结构大体上反映了交代由弱到强的顺序，虽然它们都使早先的矿物成分发生了改变，但至少还留下了交代前的结构残余，因而它们都可作为交代的证据。当交代十分彻底，尤其是还叠加有重结晶作用时，交代将不会留下任何痕迹，如成层的均匀泥晶CaCO3沉积物被白云石或硅质矿物完全交代就只显示结晶结构，这种结构常常会引起成因方面（原生化学沉淀或交代）的争议。
溶蚀和交代都是化学作用过程，都要受整个作用体系的控制，其中的主要控制因素是被作用的矿物成分和它们赋存的结构状态、孔隙水的成分、pH值、Eh值、孔隙水的移动速度以及温度、压力、作用时间长短等。当然对具体的溶蚀或交代而言，常常只有一种或几种因素才是最主要的。
4.重结晶作用
一般重结晶作用（recrystallization）指矿物在不改变基本成分的同时为减小表面能而自然增大粒度的作用。但是，在沉积学中广义重结晶还包括玻璃质或非晶质向晶质的转化、晶格的调整等作用。前者如岩屑或火山碎屑中的酸性玻璃转变成隐晶的长英质矿物；蛋白石转变成玉髓或进一步转变成石英；胶磷矿转变成磷灰石等。后者如准稳定的斜方文石转变成稳定的三方方解石等（它也称为新生变形neomorphic作用）。有时候，粘土矿物转变成绢云母也被看成是一种重结晶。在成岩作用中，典型的硅酸盐矿物重结晶通常不发育，偶尔可见泥级高岭石重结晶成较粗大的蠕虫状或手风琴状高岭石，而非硅酸盐矿物，特别是碳酸盐矿物的重结晶则较普遍。
碳酸盐矿物中较重要的重结晶是泥晶方解石重结晶成极细晶或细晶方解石。它之所以重要是因为在自生颗粒结构中，泥晶基质重结晶后也会成为“亮晶”（较为透明的意思），它与胶结物亮晶比较容易混淆，进而影响到对环境水动力的判别。过去曾提出过许多鉴别重结晶亮晶和胶结物亮晶的方法，但有些可能没有普遍意义。一般而言，若重结晶不强，重结晶亮晶常常会含较多杂质或者与重结晶更弱的亮晶及未重结晶的泥晶呈过渡状。若重结晶很强，杂质数量会减少，这时的共生颗粒也会开始重结晶。颗粒的重结晶则是比较容易识别的，其典型现象是颗粒内部出现较多较粗的方解石晶粒使结构遭到破坏，或者颗粒边界同时变得模糊。通常自生颗粒（以及亮晶胶结物）要比泥晶基质更难重结晶，当自生颗粒被重结晶彻底破坏时，岩石中所有原有结构特征也将不复存在，只有鲕粒强烈重结晶后（鲕核和包壳结构完全消失）仍然可完好地保留它的光滑球状形态。这种鲕称为变晶鲕（metacrystal ooid），分为多晶鲕（由多个镶嵌粒状方解石构成）和单晶鲕（只由一个方解石晶体构成）两种（图14-15）。
成岩作用中的重结晶仍然有水的参与，仍是一种“湿”的过程，但水只是以晶体之间的薄层水膜形式存在的，它是离子从小晶体转移到大晶体的桥梁。当晶体之间被某种不能参与作用的杂质“绝缘”时，重结晶就会受到妨碍，如泥状镁方解石在淡水中溶出Mg2+变成泥状方解石后，这些Mg2+可能会滞留在方解石表面的水膜中而阻止泥状方解石继续重结晶。同样，当泥状方解石之间存在大量有机质时，重结晶也不容易顺利进行。这可能就是自生颗粒常常更难重结晶和许多古代泥晶方解石可一直保留到今天的一个重要原因。随着温压的升高，这些妨碍因素将被逐渐排除，因而从总的趋势看，深埋比浅埋对重结晶更有利，常常可形成晶体粗大的结晶灰岩，白云岩或连晶式胶结。进入变质阶段后，重结晶将更加强烈和广泛。

图14-15 变晶鲕及周围的重结晶方解石晶体

岩浆作用与火成岩的产状和相
答：岩浆从产生、运移,到冷凝固结成岩的整个过程称为岩浆作用或岩浆活动。当岩浆运移到地壳某一深度部位停留下来发生结晶冷凝成岩的这一地质过程称为侵入作用或深成作用,所形成的岩石称为侵入岩。而岩浆从地下深处喷出地表冷凝成岩的地质过程称为火山作用或火山活动,所形成的岩石称为火山岩或喷出岩。 一、侵入岩 侵入岩...

岩浆作用的名词解释
答：直至冷凝形成岩浆岩。此全部地质过程称岩浆作用。岩浆作用是指岩浆从形成、运动、冷凝成岩的全过程中，岩浆本身及其对围岩所产生的一系列变化。岩浆作用是地球内能向外释放的另一种表现形式。岩浆作用可以分为喷发作用(extrusion)和侵入作用(intrusion)。相应形成的岩浆岩分别称为火山岩和侵入岩。

主要成岩作用及其作用特点
答：4. 重结晶作用 重结晶作用是指矿物在不改变基本成分的同时为减小表面能而自然增大粒度的作用。在成岩作用中，典型的硅酸盐矿物重结晶通常不发育，而非硅酸盐矿物，特别是碳酸盐矿物的重结晶则较普遍。重结晶仍然有水的参与，是一种“湿”的过程。随着温压的升高，重结晶将更加强烈和广泛。

主要成岩作用及其作用特点
答：胶结作用对机械压实具有一定妨碍,尤其不利于似镶嵌结构的形成,但对化学压实似乎没有影响。 胶结作用是一种重要的成岩作用,在成岩作用的研究中占有重要位置。除胶结物的成分以外,胶结物的分布、胶结物的结构、不同胶结物间的关系等也是反映胶结特征的几个重要方面。 1)胶结类型 由于胶结物的胶结对象是各自分立的颗粒...

岩浆的侵入作用的定义是什么?
答：岩浆上升到一定位置,由于上覆岩层的外压力大于岩浆的内压力,迫使岩浆停留在地壳之中冷凝而结晶.这种岩浆活动称为侵入作用.(来自百度百科）岩浆因具极高的温度和很大的内部压力,往往向地壳薄弱或构造活动地带上升,并在沿途不断熔化围岩或俘虏崩落的岩块,从而不断扩大其侵占的空间,冷凝后形成各种侵入岩体....

变质作用和岩浆作用的异同点
答：2. 变质作用形成的岩石称为变质岩。变质作用与沉积作用和岩浆作用有自然联系，但在某些情况下，三者之间的界限可能难以严格区分。3. 变质作用的定义限定了其发生的地壳深度，需要一定的温度和压力条件。具体来说，温度范围是200-1000℃，压力范围大致在0.2-15千巴。4. 后生成岩作用是指沉积岩形成后，...

岩溶作用的实质是什么?
答：泥质灰岩的相对隔水作用所顶托, 高悬于河水面之上 35, 暗河水以瀑布形式下落。 洞穴系统 m展布区之上的地表广布岩溶洼地、落水洞, 成为汇集表流或大气降水直接注入补给的通道; 周 家河水在上游流经嘉陵江组岩层的地段进行入渗补给, 下游于南支尾端接近暗河, 从而使地表 地下水有密切水力联系; 通天洞天窗...

什么是岩浆?
答：我们把产生于上地幔和地壳深处，含挥发成分的高温黏稠的主要成分为硅酸盐的熔融物质称之为岩浆。岩浆作用是指岩浆从形成、运动、冷凝成岩的全过程中，岩浆本身及其对围岩所产生的一系列变化。岩浆作用是地球内能向外释放的另一种表现形式。岩浆作用可以分为喷发作用(extrusion)和侵入作用(intrusion)。相应...

成岩作用对储层储集性质的影响
答：(3)粘土矿物的胶结作用 粘土矿物是老451地区沙二段、沙三段碎屑储集岩的又一重要的胶结物类型。工区碎屑储集岩中粘土矿物含量普遍较丰富。常见的粘土矿物类型有伊利石-蒙脱石间层矿物、高岭石、伊利石,其表现为它生和自生两种类型。 按照严格定义,常见粘土矿物中只有自生粘土矿物属于胶结物,但他生粘土矿物往往也...

沉积物的成岩作用和沉积岩的后生作用
答：在成岩后生作用过程中,随着时间的发展,蛋白石逐渐过渡为玉髓、微晶的石英,最后重结晶为有序性很好的石英。一般认为硅胶为同生沉积产物(例如在耶路撒冷与死海之间曾发现厚0～10m的白垩系硅质层,其中有明显的地滑构造)。玉髓是成岩期的代表,而在后生阶段则石英系典型形成物。同生沉积的硅胶是柔软的,在它向玉髓及...