成岩作用类型

成岩作用类型_聚煤盆地沉积学

由松散的沉积物演变为沉积岩，其成岩作用过程是错综复杂的。上覆地层的载荷作用、温度和压力场的作用、粒间孔隙流体作用以及表生作用等，带来了丰富多彩的成岩作用类型。但是可以将最常见的成岩作用归为三大类：压实作用、胶结作用和淋滤作用。在一些岩石中，这些成岩作用可能体现为有序的叠加，而在另一些岩石中也许表现得较为简单。

一、压实作用

图4-6 刚性颗粒-刚性颗粒（a和b）、刚性颗粒-韧性颗粒（c和d）和刚性-塑性颗粒（e和f）之间的压实作用效应

a.石英碎裂现象，单偏光，克拉玛依油田上三叠统克拉玛依组砂岩（据焦养泉，1997）；b.石英碎裂现象，正交偏光，鄂尔多斯盆地大营铀矿直罗组砂岩（据焦养泉，2012）；c.黑云母被挤压变形，铸体薄片，单偏光，红色为孔隙，鄂尔多斯盆地西部延长组砂岩（焦养泉摄，2006）；d.黑云母被挤压变形，铸体薄片，单偏光，蓝色为孔隙，鄂尔多斯盆地大营铀矿直罗组砂岩（据焦养泉等， 2012）；e.局部嵌入现象，单偏光，准噶尔盆地腹地西山窑组砂岩（据焦养泉等，2008）；f.局部嵌入现象，正交偏光，渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩（焦养泉摄，2008）

压实作用（compaction）也称机械压实作用，是沉积物在上覆载荷作用下，发生液体排出，碎屑颗粒紧密排列，岩石密度增加的作用过程（图4-6）。该作用贯穿沉积后整个变化阶段。通过各阶段压实作用，沉积物表现为孔隙度减小，结构和构造发生变化，如产生愈加完善的定向性，形成缝合线等压溶构造，前者为物理压实现象，后者为化学压实现象。

压实作用通常会导致：

（1）碎屑颗粒重新排列，从游离状达到接近最紧密堆积状态。碎屑岩压实程度可以由其颗粒相互接触关系反映出，颗粒接触关系如下。①游离型：以漂浮颗粒为主，颗粒互不接触，颗粒间被基质或胶结物彼此分开。②支架型：颗粒间点接触，部分线接触，接触长度小于2 / 3周长。③凹凸型：颗粒之间凹凸接触，接触长度大于2 / 3周长。④镶嵌型：颗粒几乎全部接触，呈线缝合状（图4-7）。

（2）塑性岩屑挤压变形，使其挤入孔隙形成假基质。

（3）软矿物（如云母等）颗粒弯曲、破裂进而发生成分变化（图4-6）。

（4）刚性颗粒压碎或压裂（图4-6）。

图4-7 不同压实作用下碎屑颗粒的接触形式（焦养泉摄，2008）

a.游离型，白云石基底式胶结；b.支架型，方解石基底式胶结；c.凹凸型；d.镶嵌型；全部为正交偏光，渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩

二、胶结作用

胶结作用（cementation）是指沉积物在沉积后由于自生矿物在孔隙中沉淀（结晶）而导致沉积物固结为岩石的作用。最常见的自生矿物胶结物主要有硅质胶结物、碳酸盐胶结物、硫酸盐胶结物、硫化物胶结物、自生长石胶结物、沸石胶结物和自生粘土矿物胶结物等几大类。在一般情况下，这些胶结物来源于孔隙水，孔隙水中的物质可以是原生咸水（海水）提供，也可以来自于地下水渗流或埋藏地下水中提供，或者是发生了矿物或有机质反应的页岩及其他岩石提供。胶结作用在成岩的各阶段都可能发生。由于胶结作用发生于碎屑颗粒之间，所以胶结作用会使孔隙度和渗透率降低。

1.硅质胶结物

再生长石英是硅质胶结物最常见的形式（图4-8），也有呈非晶质蛋白石、纤维状方英石、长纤状玉髓的形式产出。

在成分成熟度和结构成熟度高的石英砂岩中，再生长的石英胶结最发育，往往能使碎屑石英变为自形晶。这是由于孔隙空间的热力学条件对现存晶体构造的扩大比重新形成晶核更为有利。再生石英与碎屑石英间的界线一般可借助于碎屑石英边缘的杂质（氧化铁、粘土及其他尘状物）来确定。一般很少见到硅质胶结物呈细小晶粒无定向地环绕碎屑颗粒分布，这种现象往往出现在碎屑边缘有粘土矿物薄膜的砂岩中。粘土薄膜有阻止硅质以再生长形式沉淀的作用。

硅质胶结物是砂岩中的主要胶结物，含量高的甚至可以完全堵塞孔隙（图4-8a、b），含量少的除了降低孔隙度外，还大大降低了流体的渗透能力（图4-8）。

图4-8 具有自生加大现象的硅质胶结作用

a.围绕碎屑石英颗粒外围的自生石英加大边，注意碎屑石英和自生石英之间的粘土残留痕迹；b.显示在硅质胶结作用之后还发生了钙质胶结作用；a、b.渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩（焦养泉摄，2008），正交偏光；c、d.孔隙间的自生石英晶体，扫描电镜，鄂尔多斯盆地东部延长组砂岩

2.碳酸盐胶结物

碳酸盐胶结物在砂岩中是十分普遍的，常见的有方解石、铁方解石、白云石、铁白云石、菱铁矿等（图4-9）。文石只分布在更新世以后的沉积物中。

碳酸盐胶结物可形成于成岩的各个阶段，可以用自生矿物的产状判别其形成阶段。如基底式胶结所呈现的颗粒“漂浮”现象，说明其形成于沉积物压实作用较弱，其他胶结物尚未析出的中成岩未成熟期的浅埋藏阶段（图4-7a）。在深埋藏阶段形成的碳酸盐，往往晶粒较大。因为形成晚，沉积物已强烈压实，碳酸盐大多呈星散状充填于粒间孔中，或以交代碎屑颗粒和其他自生矿物的形式产出（图4-9）。

图4-9 不同形式的碳酸盐胶结作用

a.鲕粒灰岩中的多期次方解石胶结作用，早期马牙状方解石形成于鲕粒周边呈薄膜状，晚期方解石产出于粒间中心呈粗晶出现，单偏光，重庆开县飞仙关组（焦养泉摄，2006）；b.具有相对彻底交代石英（左上角）和初始交代长石现象的方解石胶结物，正交偏光，渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩（焦养泉摄，2007）；c、d.方解石对长石的部分交代现象，茜素红染色片，前者为单偏光（红色为方解石），后者为正交偏光，渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩（焦养泉摄，2007）；e.碳酸盐胶结物对石英碎屑的交代现象，正交偏光，渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩（焦养泉摄，2007）；f.颗粒间的白云石胶结现象，单偏光，准噶尔盆地腹地西山窑组（据焦养泉等，2008）

碳酸盐胶结物的形成类似于碳酸盐岩的沉积，其受环境条件的影响较大，尤其是对孔隙介质的p H条件极为敏感。相关成因机理详见第三章第二节。

碳酸盐是砂岩中主要的胶结物之一，对砂岩孔隙起堵塞作用，使分选良好的砂岩成为低孔隙度和渗透率砂岩。焦养泉（1990）曾对鄂尔多斯盆地东北部延安组的水下分流河道砂体，进行过精细的沉积学构成单元写实研究和成岩非均质性研究，发现在一些水下分流河道砂体单元的中下部钙质胶结作用强烈，从而导致了孔隙度和渗透率的明显降低。究其原因，应该是钙质胶结作用充分利用了河道单元中原始孔隙度相对最好的部位。分析认为，在河道单元的中下部古水流能量相对最强，形成的沉积物颗粒较粗、分选较好，由于有周围相对细粒沉积物的存在（低渗透隔挡层），便形成了相对独立的流体流动单元，富含离子的孔隙水在某种因素的诱发下，方解石首先在河道砂体的中下部结晶沉淀，最终导致孔隙度的丧失（图4-10）。

早期碳酸盐胶结作用充填了孔隙，抑制了砂质沉积物的压实作用，这为后期酸性水的溶蚀和形成次生孔隙奠定了物质基础。

图4-10 鄂尔多斯盆地延安组湖泊三角洲前缘沉积构成及其岩石物性特征（据焦养泉，1990）

a.三角洲前缘成因相组合写实剖面（露头照片见图14-14）；b.水下分流河道砂岩中的钙质胶结物含量分布规律；c.水下分流河道砂岩储层的渗透率分布规律

3.硫酸盐胶结物

砂岩中最常见的是石膏和硬石膏，常成连晶或交代其他矿物的形式出现（图4-11）。形成于沉积和始成岩阶段的往往与强烈的蒸发作用有关。形成于中成岩和晚成岩期的往往与早期石膏的再溶解和再沉淀作用有关。地层水与沉积物相互反应或不同地层水的混合也可析出石膏和硬石膏。石膏和硬石膏的转化是可逆的，它取决于孔隙水的盐度、温度和压力。石膏随埋藏深度增加，温度、压力或盐度增加即可转变为硬石膏，反之又可转化为石膏。

砂岩中常有少量重晶石胶结物，呈板条状或晶粒状出现于孔隙中，或交代其他碎屑矿物。形成重晶石所需之钡离子可由钾长石高岭石化和溶蚀过程中提供。重晶石有时与天青石共生。

图4-11 黄海中生界砂岩碎屑粒间孔隙中析出的石膏晶体（陆琦摄，2012）

4.硫化物胶结物

砂岩中最常见的是黄铁矿，可形成于成岩的各个阶段，是强还原介质条件下的产物。生成于始成岩阶段的黄铁矿大多具有莓球状外貌，而生成于中成岩和晚成岩阶段的则大多具晶粒状结构（图4-12）。除黄铁矿外，砂岩中偶尔可见少量闪锌矿、方铅矿等硫化物。

图4-12 砂岩中各种产状的黄铁矿

a.被氧化的立方体晶形黄铁矿，鄂尔多斯盆地直罗组（据焦养泉等，2006）；b.莓球状黄铁矿，克拉玛依油田克拉玛依组（据焦养泉，1997）；c、d.莓球状黄铁矿（亮白），松辽盆地钱家店铀矿（据焦养泉等，2012）；e.黄铁矿（暗灰）与铀矿（亮白）的精细产出关系，松辽盆地钱家店铀矿（据焦养泉等，2012）；f. 黄铁矿（亮白）充填植物细胞空腔，松辽盆地钱家店铀矿（据焦养泉等，2012）；b～f.为扫描电镜

5.自生长石胶结物

自生长石胶结物在砂岩中一般较少，它们往往呈碎屑长石的自生加大边出现，或在杂基中、孔隙中呈细小的自形晶产出（图4-13）。有利于自生长石形成的条件是溶液中有足够的Si O2和足够的Na+/ H+或K+/ H+的活度值，地温较高和有充分的离子来源。刘宝珺和张锦泉（1992）曾报道了在鄂尔多斯盆地延长组中自生长石的形成与碎屑长石的压溶作用有关，其形成机理与石英的压溶和次生加大相似。接触部位压溶进入溶液的长石组分又重新在孔隙空间以碎屑长石再生长或自形晶体沉淀出来。他们指出，自生长石的形成还与斜长石的沸石化作用有关。

图4-13 粒间孔隙中的自生长石

a.阶梯状次生加大的长石晶体；b.右下方为次生长石晶体，左上方箭头所指为伊利石交代石英颗粒；扫描电镜，鄂尔多斯盆地东部延长组砂岩

6.沸石胶结物

沸石类矿物可形成于成岩各个阶段，常见于富含火山碎屑或长石的砂岩中。沸石是碱和碱土金属元素的含水铝硅酸盐矿物，成分与长石相似。常见的有方沸石、片沸石、浊沸石及斜沸石等，晶形为粒状、板状、纤维状及针状（图4-14）。沸石常是火山碎屑和长石的蚀变产物。有利于形成沸石的介质条件是高的p H值，富含Si O2及Ca2+、Na+、K+离子，即高矿化度孔隙水，适当的CO2分压。

图4-14 沸石胶结物

a.准噶尔盆地西山窑组砂岩粒间孔隙中的板状沸石晶体，扫描电镜；b.陕西韩城石炭系—二叠系粒状沸石自形晶，扫描电镜，×2 100（据张慧等，2003）

7.自生粘土矿物胶结物

自生粘土矿物在砂岩中有广泛的分布，常见有高岭石、绿泥石、伊利石和蒙脱石。

高岭石在镜下一般呈假六边形晶片，集合体呈书页状或蠕虫状，在砂岩中最常见的产状是充填孔隙（图4-15）。晶体发育良好的自生高岭石大多分布在一些分选好、粗粒石英砂岩或长石砂岩中。自生高岭石的沉淀需要孔隙水中有足够的Al3+和Si O2，它们除了来源于循环的孔隙水外，可来自砂岩内部的长石蚀变。长石的溶蚀和高岭石化都是在富含CO2的孔隙水的作用下进行的。在有机质存在的条件下，保持了低p H值时更有利于长石的溶蚀和高岭石化。自生高岭石充填于砂岩孔隙起了降低砂岩孔隙度和渗透率的作用。但长石的高岭石化则能产生一定的次生孔隙，这是因为长石高岭石化过程中移去了K+和Si O2后体积缩小的缘故。

绿泥石在砂岩中大多呈颗粒的包膜或孔隙衬边的形式产出，也有充填孔隙的。它的晶体形态多样，有板片状、蔷薇花状、卷心菜状（图4-15）。自生绿泥石分布于各种成分的砂岩中，除可以从孔隙水中直接沉淀外，也可以从其他粘土转化而来。随埋藏深度增加，温度升高、压力加大，一些早期形成的蒙脱石-伊利石和高岭石就会变得不稳定而向绿泥石和白云母转化。在较纯的石英砂岩中，粘土矿物往往转化成白云母。在粘土含量较高的砂岩中，当有铁离子存在的还原条件下，则可能出现黑云母和绿泥石组合。

图4-15 砂岩中的自生粘土胶结作用

a、b.充填孔隙的自生蠕虫状高岭石，鄂尔多斯盆地延长组（焦养泉摄，2006）；c.碎屑颗粒表面的淡绿色衬膜状粘土矿物，渤海湾盆地歧口凹陷古近系（焦养泉摄，2008）；d.粒间孔隙中的花瓣状绿泥石集合体，鄂尔多斯盆地延长组；e.粒间孔隙中的蜂巢状蒙脱石，鄂尔多斯盆地延长组；f.粒间孔隙中生长的片状伊利石，左中部可见一球形化石，鄂尔多斯盆地延长组；a和b.单偏光；d～f.扫描电镜

自生蒙脱石大多呈砂粒表面上的皱纹状薄膜和具蜂巢状的薄膜产出（图4-15）。与板片状绿泥石很相似，但绿泥石的晶片平整，单个晶片易于分辨，而蒙脱石的晶片多呈弯曲状且不易分辨出单个晶片。蒙脱石也有呈孔隙式充填产状的。

伊利石在砂岩中通常呈颗粒的包膜或孔隙衬边的形式产出，有的成网状分布于孔隙中（图4-15）。伊利石分布于各种成分的砂岩中，其结晶随埋藏深度增加而变好，最后转化为绢云母。砂岩中蒙脱石类粘土矿物当埋深达到一定深度，就开始向蒙脱石-伊利石混层粘土矿物转化。埋深较大时，几乎全部转化为伊利石。

伊利石-蒙脱石混层粘土矿物的形态介于伊利石和蒙脱石之间。如混层矿物中富伊利石，则形态更相似于伊利石。富蒙脱石层的则相似于蒙脱石的皱纹状形态，而其区别仅是具有一些刺状的突起。

上述自生绿泥石、蒙脱石、伊利石和伊利石-蒙脱石混层粘土矿物在砂岩中都起到了缩小孔隙的作用，这一点与高岭石所起的作用是相似的。但其对砂岩渗透性的破坏作用远大于自生高岭石对砂岩渗透性的破坏作用。这是粘土矿物的产状不同所造成的。高岭石这种孔隙充填的产状对砂岩孔隙喉道的影响较小，因而对渗透性影响小。而绿泥石、蒙脱石、伊利石和伊利石-蒙脱石混层粘土矿物那种颗粒包膜或孔隙衬边的产状，最易堵塞砂岩的孔隙喉道，因而对砂岩渗透率有明显的破坏作用。

8.其他胶结物

在砂岩中，一些胶结作用虽然分布有限，但是因为其具有重要的实用价值而引起了人们的高度重视，实际上这些胶结作用就是成矿作用，譬如沉积盆地中具有次生性质的砂岩型铀矿床（图4-16）。

砂岩型铀矿床就是一种典型的产出于表生成岩带中的成岩胶结-成矿作用。成岩-成矿过程中需要的铀，可能来源于蚀源区，也可能来源于层间氧化带本身，但是它们通过运移却在区域层间氧化带前锋线附近被吸附、沉淀、富集和成矿。在显微镜下，铀矿物有选择性地沉淀在还原介质周围，有的呈现出了对粒间孔隙的基底式胶结。由于铀具有放射性，沉淀胶结的铀矿物或者流经碎屑矿物裂隙中的含铀流体，就有可能对附近的碎屑石英产生辐射而留下裂变径迹（图4-16）。类似的成岩胶结-成矿作用还有砂岩型铜、铅矿等。

另外的一些胶结作用，如海绿石、锐钛矿、板钛矿等自生矿物胶结作用在砂岩中也比较少见。

9.胶结作用过程中的流体事件追踪

在砂岩中，任何胶结作用都是古流体事件的产物，所以通常可以依据胶结物的产状和类型判别胶结作用发生的序次，并由此追踪和恢复古流体事件，这应该纳入成岩作用序列研究的范畴。

如图4-17a所示，在硅质胶结作用之前曾经发生过碳酸盐胶结作用。因为在碎屑石英与次生加大边之间的界线上，真实地记录了白云石晶体的析出。白云石晶体首先产出于碎屑石英颗粒的表面，并进而被随后形成的自生石英加大边所包裹。

图4-17b则展示了一个环带状白云石复杂的生长过程，期间记录了古流体事件的复杂更迭演变。首先，在白云石晶粒中记录了DS1和DS2两次溶解事件，即白云石生长的第2世代末和第3世代末的溶解事件，先后两次中断了白云石的发育，这意味着白云石至少经历了三期由沉淀到溶解的古流体演变周期。在第二次溶解事件之后到第4世代白云石沉淀之前，既有烃类活动的记录，也伴生有可供自生闪锌矿和自生石英形成的古流体事件发生。在第4世代和第5世代白云石沉淀之间，自生闪锌矿的沉淀事件再次发生。在第6世代白云石沉淀之后，适宜于萤石、重晶石—硬石膏沉淀的古流体事件最终中断了白云石的持续发育。

图4-16 表生成岩作用带铀在砂岩中的成岩胶结-成矿作用表现

a.铀矿物呈基底式胶结方式充填粒间孔隙，扫描电镜，鄂尔多斯盆地北部大营铀矿直罗组砂岩（据焦养泉等，2012）；b.石英碎屑中的裂变径迹，单偏光，吐哈盆地西南缘十红滩铀矿西山窑组砂岩（焦养泉摄，2000）；c.以碎屑石英裂缝为点源而在石英中形成的裂变径迹，说明该裂缝曾经至少发生过含铀流体运移，注意裂缝中的黑云母蚀变以及褐铁矿的产生，同时注意沿着裂缝外端向石英颗粒中心蚀变作用明显减弱，这些现象可能是富氧含铀流体作用的结果，当然也不排除在裂缝中有铀矿物的沉淀；d.c的局部放大，单偏光，渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩（焦养泉摄，2008）

图4-17c则记录了碎屑石英外围具有2次自生石英的共轴生长、1次无共轴生长关系的柱状自生石英的沉淀以及1次方解石的沉淀生长过程。可以肯定的是，碳酸盐胶结事件是相对较晚的，因为它以充填粒间孔隙的中心地带为特色，两次具有共轴生长关系的自生石英生长世代性也不言而喻。那么，位于碎屑石英颗粒周边的，具有共轴生长关系和不具有共轴生长关系的石英产出顺序却不好判别，这需要借助其他测试手段进行甄别排序。

相对来讲，图4-17d的成岩序列似乎简单明了。适宜于绿泥石析出的古流体事件明显早于适宜自生石英析出的古流体事件，因为绿泥石紧贴碎屑颗粒表面呈包裹式发育，而自生石英却产出于粒间孔隙中心。虽然两次古流体事件的成岩胶结作用并未完全堵塞整个孔隙，但是却大大地降低了砂岩的孔隙度。

图4-17 胶结成岩作用序次与古流体事件追踪

a.碎屑石英颗粒表面的自生白云石和次生石英加大边的产状关系，正交偏光，准噶尔盆地腹地西山窑组砂岩（据焦养泉等，2008）；b.环带状白云石生长世代与非碳酸盐成岩矿物、烃类及溶解界面（DS）的关系（据Montanez，1994）；c.碎屑石英颗粒表面不同习性的自生石英与粒间方解石的产出关系，①和②表示具有共轴生长关系的两个世代自生石英加大边，箭头指示不具有共轴生长关系的柱状自生石英，正交偏光，渤海湾盆地歧口凹陷古近系砂岩（焦养泉摄，2008）；d.花瓣状绿泥石与柱状自生石英的空间产出关系，扫描电镜，鄂尔多斯盆地东北部延长组砂岩

在胶结作用过程中，成岩古流体可以以流体包裹体的形式记录于胶结物中，这是最直接的成岩古流体的痕迹（图4-18a、b）。所以，在实验室通过对流体包裹体的研究，可以恢复胶结事件过程中古流体的成分、温度和压力等物理化学特征。针对胶结物中不同期次含烃流体包裹体研究并结合固态有机质的激光拉曼测试，还可以揭示有机质的热成熟演化规律（图4-18c）。

三、淋滤作用

淋滤作用（leaching process）是指在成岩过程中某些矿物被选择性溶解和溶蚀的过程（图4-19）。砂岩中矿物组分（碎屑矿物、重矿物、自生矿物-胶结物），均可在一定的成岩环境中发生溶蚀，甚至消失。它们与前述自生矿物的胶结作用正好相反，淋滤作用有助于砂岩孔隙度和渗透性的增加。溶蚀作用形成的孔隙构成了砂岩次生孔隙的主要部分。目前来看，全部砂岩孔隙中至少有1 / 3是次生孔隙，还可能多于原生孔隙。与原生孔隙相比，次生孔隙能在更大的深度上得到保存。

图4-18 胶结物中的流体包裹体与有机质成熟度激光拉曼光谱（据焦养泉等，2007）

a.产于方解石胶结物中的有机包裹体群，单偏光；b.产于方解石胶结物中的有机与无机包裹体群，单偏光；c.不同成熟度有机质的激光拉曼光谱图；准噶尔盆地南缘芦草沟组烃源岩

图4-19 长石沿解理被溶蚀而产生的次生孔隙微观照片

a.扫描电镜，鄂尔多斯盆地东部延长组砂岩；b.单偏光，铸体薄片（蓝色为孔隙），鄂尔多斯盆地东部直罗组砂岩（据焦养泉等，2012）；c.扫描电镜，克拉玛依油田克拉玛依组砂岩（据焦养泉等， 1997）；d.单偏光，铸体薄片（红色为孔隙），鄂尔多斯盆地西部延长组砂岩（据焦养泉等，2006）

溶蚀作用受控于化学、物理化学和生物化学条件的变化。当温度和压力不变时，间隙水的稀释或不同离子比的变化都可以引起矿物的溶解；间隙水中碳酸的生成可降低p H值而导致砂岩中酸溶性组分的溶解；间隙水中的羧酸能导致砂岩中酸溶性组分，特别是硅酸盐的溶解；粘土矿物转化产生的氢离子可降低间隙水的p H值而导致酸溶性矿物的溶解；间隙水中硫酸盐在脱硫细菌参与下，借助有机质还原反应，既可以溶解硫酸盐矿物，也可以溶解碳酸盐矿物；温度和压力的变化影响矿物的溶解度，压力增大使碳酸盐在水中成低饱和状态而具有溶解碳酸盐的能力，除少数矿物外随温度增高溶解度也增大。

始成岩作用和晚成岩作用阶段的溶蚀作用，主要是由来自大气和生物成因CO2的碳酸引起的，可以生成很多孔隙。但始成岩作用阶段产生的次生孔隙不易被保存下来，它们往往被压实作用所破坏。晚成岩作用阶段虽然可以产生很多次生孔隙，但只有少数砂岩经历了这一阶段。所以，从总体上来说，中成岩阶段生成的次生孔隙构成了砂岩中溶蚀型次生孔隙的主要部分。但中成岩阶段未成熟期和次成熟期产生的次生孔隙也易被压实作用和压溶作用所破坏，主要保存下来的是中成岩阶段成熟期-超成熟期的次生孔隙。中成岩阶段的成熟期恰恰与液态烃生成的窗口埋藏深度和温度相吻合，而这一时期砂岩的原生孔隙已遭到强烈破坏，因而中成岩阶段形成的次生孔隙对油气的初次运移和聚集具有特别重要的意义。