（3）孔隙桥塞式胶结

亦称桥状或搭桥状，多为自生粘土矿物的胶结产状。粘土矿物自孔隙壁向孔隙空间生长，最终达到孔隙空间的彼岸，形成粘土桥。最常见的是条片状、纤维状的自生伊利石，它们在孔隙中可形成网络状的分布，分割大孔隙而使其变成微孔隙，使流体流动通道曲折多变。另外，蒙脱石和混层粘土矿物也可在孔隙喉道处形成粘土桥。

（4）加大式胶结

主要为石英和长石的次生加大。

（1）碳酸盐胶结作用

碳酸盐胶结物种类多，其中方解石是碳酸盐胶结物中最普遍的矿物，其次为白云石、铁白云石和菱铁矿等。孔隙水中含有一定数量的碳酸盐是碳酸盐胶结物形成的前提，适宜的物理化学条件（尤其是溶液的pH值）是碳酸盐胶结物沉淀的关键（郑浚茂等，1989）。在成岩过程中，碳酸盐胶结物可形成于不同的成岩阶段，并具有不同的特征。

碳酸盐溶解度对溶液的pH值极敏感，随着pH值的升高，其溶解度降低而发生碳酸盐沉淀，pH值的升降常与岩层中有机质在埋藏时被喜氧或厌氧细菌分解形成CO2有关。地下水向下循环经过强烈蚀变铁镁质火山岩层是引起pH值增加的一种途径；pH值的降低可以是因水向下移动经过酸性土壤层所致。溶液的温度及其中CO2的分压对碳酸盐的沉淀也有很大的影响．温度升高，CO2的分压降低，有利于碳酸盐沉淀。含碳酸盐的地表水，在地下深处会由于温度升高，pH值增加，CO2压力降低而使其中碳酸盐沉淀。

由于钙长石的溶解和粘土矿物的形成，导致Ca2+活度的增加，从而引起方解石的沉淀，如钙长石高岭土化的变化所示：

CaAl2Si2O8+2H++H2O→Ca2++Al2Si2O5（OH）4

该反应同时也提高了pH值，而使方解石的溶解度降低。另外，在含有NaCl的孔隙水中，钙长石向钠长石转变所发生的离子交换，也是一个增强Ca2+活度的反应：

CaAl2Si2O8+2Na++2Cl+4SiO2→2NaAlSi3O8+Ca2++2Cl-

该反应影响了氧化硅的活度，因此可引起了硅质的溶解，但并不影响pH值。

在我国陆相湖盆砂体中，碳酸盐胶结作用具有如下一些特征（吴胜和等，1998）：薄层砂层比厚层砂岩中的碳酸盐含量高；厚层砂岩顶底部的碳酸盐含量较中部为高；三角洲前缘分流河道底部含砾或砾状砂岩常被碳酸盐矿物所胶结；开阔湖相页岩中夹的砂岩，含有较多铁白云石胶结物；油页岩中央的砂岩，含有较多含铁方解石胶结物。由此可见，砂岩中碳酸盐胶结物的分布、含量及矿物种类，都直接或间接地受沉积相控制，并与地温变化有关。

（2）硅质胶结作用

氧化硅胶结物可以呈晶质和非晶质两种形态出现。非晶质的为蛋白石—A，蛋白石—CT，晶质的为玉髓和石英。蛋白石胶结物常与硅质生物溶解和沉淀有关，比较少见。硅质胶结最常见的形式是石英颗粒光性连续增生，即石英次生加大，常形成石英自形晶面，或相互交错连接的镶嵌状结构。通常将石英的次生加大分为四级：

Ⅰ级加大：在薄片下见少量石英具窄的加大边或自形晶面。

Ⅱ级加大：大部分石英和部分长石具次生加大，自形晶面发育，有的可见石英小晶体。

Ⅲ级加大：几乎所有石英和长石具次生加大，且加大边较宽，多呈镶嵌状。

Ⅳ级加大：颗粒之间呈缝合接触，自形晶面基本消失。

石英次生加大对砂岩孔隙度的影响程度差异很大，这取决于石英次生加大的强度，当石英次生加大很强时，可使砂岩变为致密层或极低渗透层，失去储集性能。然而，我国东部中、新生代陆相断陷盆地中的长石砂岩，一般石英次生加大较弱，仅使孔隙度降低3%～5%，孔喉及渗透率降低并不很大。

硅质胶结物的来自孔隙水，而孔隙水中溶解的SiO2可有不同的来源：

①硅质生物骨骼的溶解；

②火山玻璃蚀变和土壤水；

③粘土矿物的转变，蒙脱石随着埋深的增加，温压的升高，在向混层矿物和伊利石转化的过程释放出SiO2；

④硅酸盐矿物的溶解；长石风化，转变为高岭石可释放出SiO2；

⑤压溶作用。

影响石英次生加大的因素很多，既有岩性因素──岩石矿物成分与结构，也有成岩环境和动力因素──温度、压力及流体。

（3）粘土矿物的胶结作用

粘土矿物是砂岩的又一重要胶结物，几乎所有砂岩中都有一定量粘土填隙物，

常见砂岩的粘土矿物胶结物有高岭石、伊利石，蒙脱石和绿泥石等，它们有自生的和他生的两种。他生的指来源于母岩的粘土矿物，自生的指就地生成或再生的粘土矿物，它们之间成分、结构及分布等方面存在着明显的差异。

粘土矿物的产状通常有四种类型：①孔隙衬垫（也称粘土或颗粒包壳）；②孔隙填充；③交代假象；④裂缝和晶洞充填。

粘土矿物的形成条件多样，取决于砂岩中矿物的成分、孔隙流体的性质、温度及氢离子浓度。 砂岩中自生矿物的生长，反映渗流孔隙水与碎屑颗粒的相互作用。主要控制因素是孔隙水的成分及性质、孔隙水中砂粒的化学稳定性以及砂岩的孔隙度和渗透率。酸性孔隙水有利于形成高岭石类矿物，而碱性孔隙水有利于形成和保存其它粘土矿物。通常最容易与渗流孔隙水起反应的碎屑是火山玻璃、岩屑、长石、铁镁矿物及碳酸盐颗粒，在长石砂岩中易于形成伊利石、高岭石，在岩屑砂岩和杂砂岩中以 伊利石为主。而蒙脱石主要形成于火山碎屑岩中。

（4）沸石类胶结作用

沸石类胶结物较为少见，但在某些盆地个别层位的砂岩中可作为主要胶结物出现。其中以浊沸石、方沸石、片沸石为多，它们可以形成于各个成岩阶段。有利于形成沸石的介质条件是pH值高，富含SiO2及钙、钠离子的高矿化度孔隙水及适当的CO2分压。沸石在火山碎屑岩中最为丰富，火山碎屑的蚀变是砂岩中沸石类矿物的主要来源。富含钠长石的砂岩，在高pH值的成岩环境中也容易形成浊沸石。浊沸石既可在高温，又可在低温条件下形成，它不仅与温度有关，还取决于岩石成分及孔隙流体的性质。

朱国华（1985）对陕甘宁盆地陕北地区延长统的浊沸石的形成进行了深入的研究。该区延长统埋深小于2500m，镜质组反射率0.5%～0.8%，估算浊沸石形成温度为50～80℃，显然是在低温下形成的。

他认为斜长石的压溶及其与孔隙水的相互作用是延长统砂岩中浊沸石形成的主要方式，其反应式为：

2CaAl2Si2O3+2Na++4H2O+6SiO2→CaAl2Si4O12·4H2O+2NaAlSi3O8+Ca2+

（钙长石） （浊沸石） （钠长石）

该区浊沸石胶结物既起了堵塞孔隙的作用，又起了支撑作用，使骨架颗粒免遭强烈压实，并为后来次生溶蚀孔隙的发育奠定了物质基础：浊沸石次生孔隙砂体成为陕北地区延长统的主要储集砂体。

5）其它自生矿物的胶结作用

在成岩过程中，还有一些其它自生矿物形成，如长石、石膏、硬石膏及氧化铁等，它们在数量上并不重要，但其存在对研究成岩历史，推测各种自生矿物的共与起源具有重要的意义。

胶结物对储集性能的影响

自生胶结物对储层的影响，总的趋势是使孔隙和喉道变小，使孔隙形态复杂化，因而降低了其储集性能，严重的致使岩石丧失储集能力而成为非储层。如一些岩石中的晚期方解石胶结物将孔隙空间全部堵塞，使其成为致密岩石。

显然，胶结物含量越多，对储层的储集性能影响越大。在实际工作中，我们常用胶结率来定量表示胶结作用对砂体孔隙性的影响：

胶结率=（胶结物含量/原始孔隙体积）×100%

从中可以看出，胶结率反映了胶结作用降低砂体原始孔隙体积的百分数，亦即反映了胶结作用的强度。

值得重视的是，胶结作用对岩石储集性能的影响最主要的是表现在对渗透率的降低，因为胶结作用直接减小孔隙喉道的大小。岩石孔隙的喉道一般较小，喉道胶结作用则会大大降低岩石的渗透率（因渗透率与喉道半径的平方成反比）。

成岩过程中，压实作用和胶结作用是使孔隙度降低的最重要的成岩作用类型，但两者降低孔隙度的方式不同，并互相制约。压实作用不可逆地减小岩石的粒间体积，如果它进行得快，则孔隙度和渗透率

下降得快，层间水的便流动受限制，胶结作用就不会发育。反之，胶结作用虽然堵塞孔隙，但不减少粒 间体积，一旦孔隙流体与岩石之间的平衡被破坏，这些自生胶结物仍可被溶解而再次成为孔隙，但无论怎样，胶结作用如果进行得快，压实作用就会受阻。Housknechet（1987）为了评价这两种作用的相对重要性，作出了评价图。图3中的上部横坐标代表粒间体积（假设砂层原始孔隙度为40%），下部横坐标代表由机械压实和化学压溶

所消除的原始孔隙百分比，此值由下式确定：

被压实作用减小的原始孔隙百分比=（（40粒间体积）/40）×100%

图3的右纵坐标代表胶结物的百分比、左纵坐标代表胶结作用所消除的原始孔隙百分比，该比值的计算方法如下：

被胶结作用消除的原始孔隙百分比=（胶结物/40）×100%

粒间孔隙度在图3以对角线形式给出。粒间体积可从图3直接读出，也可通过下式算出： 粒间孔隙度=粒间体积－胶结物 图3对角线分出了以压实作用为主的区（左上部）和以胶结作用为主的区（右下部），应用此图即可对压实作用和胶结作用的相对重要性作出评价。如图中A、C、D样品主要受压实作用影响降低粒间体积，而B样品主要是受胶结作用影响而使孔隙度减小。