沸石族矿物是含水的Na、Ca架状结构铝硅酸盐矿物，最早由瑞典矿物学家克朗斯提在1756年发现于冰岛，因灼烧时会产生沸腾现象而得名，截止目前已发现40余种(Hay，1966，2001)。其中数种沸石矿物，尤其是浊沸石对储层甜点的形成和油气的富集具有重要意义：①浊沸石胶结与浊沸石化作用导致粒间孔显著减少，使储层致密化；②浊沸石含量及溶蚀程度与储层物性密切相关，其次生溶孔的形成使一些原本已很致密的储集岩重获新生；③浊沸石矿物被认为是影响储层改造和压裂性能的关键因素之一；④浊沸石对油气成藏具有一定的指示和示踪意义(Helmold and Kamp，1984；朱国华，1985；Iijima，2001；付国民等，2010；Wang Jian et al., 2020；Yang Shuai et al., 2021；杨川等，2021)。
尽管关于沉积层序中自生浊沸石的研究取得了丰硕的成果，但导致其形成、溶解的主控因素仍不清楚，包括初始沉积物组成、渗流条件、地层温度和压力、地层水化学性质和浊沸石骨架中硅铝含量比等(白清华等，2009；Voltolini et al., 2012;Koporulin，2013)。浊沸石对次生优质储集层的贡献，对油气聚集成藏的影响，对温度、压力的敏感性等，不同研究人员所获结论差别较大(柳益群，1996；Morrow and Byerlee，2013；Chen Beibei et al., 2020；杨川等，2021)。这影响了对浊沸石次生溶孔型储层展布范围的判断和有利勘探目标的预测(Yanagimoto and Iijima，2004；连丽霞等，2017；Yang Shuai et al., 2021)。
鄂尔多斯盆地中—上三叠统延长组钻井资料丰富，不同沉积体系、不同层系自生浊沸石的分布、含量及溶蚀程度变化大，为沉积层序中自生浊沸石的成因、展布和与油气关系研究奠定了良好条件(朱国华，1985；白清华等，2009；邓秀芹等，2011；齐世超，2013)。笔者等在系统梳理前人研究成果的基础上，结合浊沸石成因演化理论模型和鄂尔多斯盆地区域演化史，对比分析了延长组自生浊沸石的岩石学特征、成因机制和时空展布规律，探讨了自生浊沸石对成储、成藏的影响及示踪意义，为沉积岩中自生浊沸石非均质分布和形成提供了新的线索和思考，也为延长组和其他类似盆地浊沸石砂岩的油气勘探提供了理论依据。
1 地质背景
鄂尔多斯盆地横跨陕甘宁蒙晋五省区，又称陕甘宁盆地，面积约2.5×105 km2，是我国第二大沉积盆地。盆地油气资源丰富，经过50年的勘探开发，2020年建成了我国首个年产6000万吨级别的特大型油气田，开创了中国石油工业发展史上的新纪元(唐大麟和付锁堂，2021)。三叠系延长组是盆地最主要的含油气层系之一，其沉积时期为典型的大型内陆坳陷盆地，呈西翼陡窄东翼宽缓的不对称南北向矩形形态(图1)。盆地边缘构造背景复杂，造成来自盆地周缘不同物源区的物质充填，形成类型多样的沉积体系，沉积物碎屑成分、重矿物组合等分区分带性明显，主要发育东北、西南、西北三大沉积体系(邓秀芹等，2011；图1)。
在延长组沉积期，湖盆经历了发生、发展、全盛、衰退乃至消亡的演化过程，自下而上分为10个油层组(长10—长1)，3个成藏组合(图1)。延长组下组合(长8—长10)为湖盆发展初期沉积，主要为河流相—湖泊—三角洲相沉积，砂岩粒度相对较粗，长石、岩屑含量高，砂岩类型在盆地范围内的差异性不明显。延长组中组合(长7—长4+5)为湖盆稳定下沉至回返期，其中在长7沉积时湖盆达到了全盛，形成了盆地中生界最好的一套生油岩——半深、深湖亚相暗色泥岩和油页岩，砂岩以粉砂岩和细砂岩为主，具有显著的东西分带性，东北体系长石含量一般高达50%以上，西部和西南物源控制区石英碎屑含量较高(平均44.9%)，长石含量较低(平均17.3%)，见碳酸盐碎屑。延长组上组合(长3—长1)为湖盆抬升收缩至消亡期，湖水迅速退缩变浅，沉积物沉积速度明显大于湖盆下降速度，三角洲平原亚相分流河道砂体发育，砂岩粒度相对较粗，以细砂岩、中砂岩为主，砂岩类型与中组合相似，残留湖泊洼地和泛滥沼泽相暗色泥岩、碳质泥岩广布(邓秀芹等，2011)。
图1 鄂尔多斯盆地中—上三叠统延长组沉积体系展布(左图)及地层综合柱状图(右图)
Fig. 1 Depositional system distribution (left) and comprehensive stratigraphic column (right) of
the Middle—Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin
2 浊沸石特征及产状
沉积岩中自生浊沸石主要发现于富含火山岩屑和钙长石的陆相或海相陆源碎屑岩中，以砾岩、含砾砂岩和砂岩为主，粉砂岩和泥岩中少见(Koporulin，2013)。延长组也不例外，自生浊沸石矿物主要赋存于中、细粒长石砂岩和岩屑长石砂岩中(图2)。鉴于方便性和自生浊沸石的特殊性，一般将浊沸石含量>0.5%的砂岩统称为“浊沸石砂岩”，本文采用这一命名方案(卢文忠等，2004)。
由于含铁的氢氧化物等，浊沸石通常呈粉红色、红色，使延长组浊沸石砂岩普遍具有麻斑状结构，俗称“愚人花岗岩”，在露头砂岩中最为明显(图2a、b)。镜下观察亦表明，这些斑点由浊沸石胶结物分布不均造成，肉红色的斑点为浊沸石胶结部位，而那些非肉红色的部位则未被浊沸石胶结(图2)。浊沸石不仅整体因含量不均而呈麻斑状，纵向上含量也会因粒度、层理变化而变化，可见浊沸石较富集区顺层状展布的现象，粒度较粗、分选较好的砂岩中浊沸石含量较高(Wang Jian et al., 2020；图2b)。
钻井取心中，浊沸石氧化较弱(图2c)或未被氧化(图2d)，砂岩的麻斑状结构相对不明显，但砂体若含油往往会呈现出较为明显的麻点状或不均匀状含油特征(图2e)。这是不均匀分布的浊沸石发生溶蚀，或虽然浊沸石大面积分布但只是部分溶蚀，形成的特殊的孔隙分布被油气充注后的呈现：含油麻点部位的浊沸石已强烈溶蚀，其余部位浊沸石未溶、轻微溶蚀或不含浊沸石(朱国华，1985)。麻点状含油特征在砂岩粒度较细、物性致密(如陕北长6油层)的情况下明显，而在物性较好的砂岩储层中(如陕北长10油层组)则不明显。
图2 鄂尔多斯盆地中—上三叠统延长组浊沸石砂岩的宏观及微观特征
Fig. 2 The macroscopic and microscopic characteristics of laumontite sandstone of
the Middle—Upper Triassic Yanchang Formation, Ordos Basin
(a)延长组底部大套厚层浊沸石砂岩，因浊沸石含量不均呈麻斑状(红色箭头)，长10，吴堡剖面；(b)图a的局部放大，整体为麻斑状结构，可见浊沸石顺层状分布现象(红色箭头)；(c)麻斑状浊沸石砂岩，浊沸石氧化较弱，呈粉红色(红色箭头)，长10，G43井，2412.32 m；(d)麻斑状浊沸石砂岩，浊沸石未被氧化，长10，W519-27井，1721.27 m；(e)因浊沸石溶蚀导致的麻点状含油特征(红色箭头)，长6，Q14井，1101.13 m；(f)图c样品的镜下照片，浊沸石无色低负突起，斑状充填孔隙(红色箭头)，单偏光；(g)浊沸石呈连晶状充填大部分孔隙并交代碎屑(红色箭头)，长10，D38井，2427.23 m，正交光；(h)两种产状的自生浊沸石，充填孔隙(蓝色箭头)或交代长石颗粒(红色箭头)，长6，Q5井，1083.83 m，正交光
(a) The large set of thick laumontite sandstone appears as porphyritic feature (red arrows) due to the uneven content of laumontite at the bottom of the Yanchang Formation, the Chang-10, Wubao Section; (b) the partial enlargement of porphyritic feature from figure (a), which concentrate along the layer (red arrows); (c) the porphyritic feature of laumontite sandstone which presents as pink due to oxide (red arrows), the Chang-10, the Well G43, 2412.32 m; (d) the porphyritic feature of laumontite sandstone without oxidation, the Chang-10, the Well W519-27, 1721.27 m; (e) the mottled oil-bearing characteristics caused by the partial dissolution of laumontite (red arrows), the Chang-6, the Well Q14, 1101.13 m; (f) the laumontite presents as colorless and low negative protuberance (red arrows) under polarized microscope, filled intergranular pores as porphyritic feature, the Chang-10, the Well G43, 2412.32 m; (g) the joined laumontite crystal fills most pores or replaces debris (red arrows), the Chang-10, the Well D38, 2427.23 m; (h) two different kinds of occurrence of laumontite, filling pores (blue arrows) or replacing feldspar particles (red arrows), the Chang-6, the Well Q5, 1083.83 m
在偏光显微镜下，浊沸石呈低负突起，干涉色一级灰白，发育两组近垂直的完全解理(但往往只能观察到一组)。延长组浊沸石产状主要有两种：一是以胶结物形式充填粒间孔，二是交代长石等碎屑颗粒(图2f—h)。以胶结物形式产出的浊沸石，形态以斑状和连晶状最为常见，前者斑块状、补丁状充填孔隙(图2f)，后者晶体形态呈沿c轴延长的柱状、针状、纤维状或放射状集合体，在正交偏光镜下同时消光(图2g)。交代形成的浊沸石产状主要表现为沿解理交代长石颗粒、火山岩岩屑中的长石斑晶或其他碎屑颗粒，以交代斜长石碎屑最为常见，交代强度从碎屑边缘轻微交代到整个颗粒几乎全被替换不等(图2h)。当浊沸石强烈充填粒间孔、或完全交代碎屑颗粒时，相邻孔隙或碎屑颗粒之间的边界，通常由5～30 μm厚的绿泥石膜标记而被识别(图2f—h)。此外，偶然可见浊沸石作为包裹石英等碎屑颗粒的矿物，以次生加大等方式产出。扫描电镜下浊沸石呈现板状或板柱状—针状，常表现为镶嵌状连生晶体形式，在一些粒度相对偏粗、剩余粒间孔孔径较大的砂岩中，自生浊沸石的板状晶形清晰可见。
3 浊沸石成因机制
浊沸石曾被广泛当作变质作用的开始相，成岩作用结束主要以浊沸石开始出现为标志(Hay，1966；柳益群，1996)。20世纪下半叶以来，国内外地质学家发表了大量关于沉积层序中自生浊沸石的出版物，对其形成条件的假设产生了实质性的演变，认为沉积岩中自生浊沸石主要作为成岩矿物相而不是变质相存在。这些成因假设包括：①凝灰质等火山物质的水化蚀变(Hay，1966；白清华等，2009；Wang Jian et al., 2020)；②铝硅酸盐的水解及斜长石的钠长石化(Noh and Boles，1993; 齐世超，2013；李振华等，2014；王朝等，2019)；③成岩流体作用(Iijima，2001；付国民等，2010；Koporulin，2013)；④黏土矿物蚀变(Iijima，2001；Yanagimoto and Iijima，2004；Koporulin，2013)；⑤其他沸石矿物的转化(Iijima，2001；李振华等，2014)；⑥高岭石与方解石高温反应下形成(黄思静等，2001；李斌等，2003)。
将鄂尔多斯盆地延长组物质来源、成岩流体性质和温压条件等与上述6种成因对比发现，其中成因④～⑥明显与延长组地质特征及储层热演化史不相符，例如高岭石与方解石反应形成浊沸石温度需要>160℃，这远远超过了延长组热演化温度，也未发现大量蒙脱石黏土矿物或方沸石等其他沸石矿物，可用来蚀变转化形成浊沸石。成因①～③对延长组浊沸石的形成都有贡献，但斜长石的钠长石化和碱性成岩流体占据主导作用，两者相辅相成共同作用，造成了现今延长组自生浊沸石的分布格局。
3.1 火山物质蚀变
延长组凝灰质等火山物质对浊沸石的形成有一定贡献(图3)。在佳县佳芦河剖面，可以直接观察到长7底部凝灰岩层浊沸石化现象(图3a)，蚀变后的凝灰岩呈粉红色，并局部下渗胶结长8砂岩，使长8顶部砂岩也呈粉红色(图3b)。在岩芯薄片中也能观察到浊沸石呈连晶状基底式胶结的现象，碎屑颗粒呈飘浮状或点状接触、压实程度低，记录了火山物质在早成岩早期的溶解和水化，为浊沸石早期沉淀提供了物质来源(图3c)。
虽然火山物质对延长组浊沸石的形成有贡献，但并非主要因素。大量的岩矿观察表明，延长组凝灰质的浊沸石化作用发生在局部和有限范围内，凝灰岩等厚图与浊沸石分布图也不存在明显的耦合关系(图4)。晚三叠世，盆地南缘发生了一系列强烈的构造活动，同时伴生的火山作用导致盆地凝灰岩广泛发育(白清华等，2009；Wang Jian et al., 2020)。从平面分布来看，盆地西南部及姬塬地区凝灰岩层较厚较为发育，但浊沸石相对不发育；从层系来看，凝灰岩作为同期构造火山活动的沉积产物，在长7油层组中最为发育，但该层并未观察到浊沸石的大量分布。考虑到长7油层组凝灰岩与泥页岩频繁互层分布，有机质演化过程中低PH值的酸性流体可能阻碍了浊沸石的沉淀，我们选取凝灰岩和浊沸石都较为发育的长9油层，绘制了两者的平面分布图，同样未能观察到明显的耦合关系(图4)。
图3 鄂尔多斯盆地中—上三叠统延长组凝灰质和火山物质水化蚀变形成浊沸石
Fig. 3 The formation of laumontite by alteration of tuffaceous and volcanic materials,
the Middle—Upper Triassic Yanchang Formation, Ordos Basin
(a)延长组长73页岩底部凝灰岩浊沸石化，长8顶部砂岩局部也被影响，佳县剖面；(b)为图(a)的局部放大，浊沸石因铁的氢氧化物存在而呈粉红色；(c)浊沸石基底式胶结，颗粒漂浮状，Q3井，长10
(a) The laumontitization of tuff at the bottom of the shale Chang 73 Member, and the sandstone at the top of the Chang 8 is also partially affected, the Yanchang Formation, Jiaxian section; (b) the laumontite sandstone shows pink due to the presence of iron hydroxide, from the partial enlargement of figure (a); (c) the clastic particles present as floating state due to basal cementation of laumontite, the Well Q3, Chang-10
图4 鄂尔多斯盆地中—上三叠统延长组长9油层组凝灰岩(a)及浊沸石(b)平面分布图
Fig. 4 The distribution of tuff (a) and laumontite (b) of the Chang-9 oil layer, Yanchang Formation, in Ordos Basin
3.2 斜长石钠长石化作用
延长组浊沸石对斜长石的交代，以及钙长石、钠长石与浊沸石共生现象普遍，且浊沸石的分布与长石砂岩伴生，表明斜长石的钠长石化作用是形成浊沸石的主要原因(图2，5)。浊沸石的形成需要高浓度的SiO2和碱性离子。在成岩作用的早期，富含长石的砂岩化学性质不稳定，尤其是斜长石，在低温下就能水解蚀变，为浊沸石的形成提供物质来源(Lander and Bonnell，2010)。有关浊沸石形成的化学反应常常以理想的端元长石矿物作为反应物进行计算，但沉积岩中的斜长石大多为中间相，其形成按以下反应式进行：
x(NaAlSi3O8)·y(CaAl2Si2O8)(斜长石，其中x+y=1)+ 2ySiO2(石英)+ 4yH2O 
yCaAl2Si4O12·4H2O(浊沸石)+xNaAlSi3O8(钠长石)
(1)
图5 鄂尔多斯盆地中—上三叠统延长组斜长石浊沸石化现象
Fig. 5 The laumontitization of detrital plagioclase from the Yanchang Formation in Ordos Basin
(a)浊沸石充填粒间孔和交代斜长石，斜长石碎屑正在浊沸石化(黄色圈)，左边已转化为浊沸石，光性特征与充填粒间孔的浊沸石胶结物一致，右边保留了斜长石矿物特征，D28井，长9，2162.60 m；(b)与浊沸石伴生的斜长石钠长石化，图(c)、(d)为图(b)红色十字标记处的能谱分析，B42井，长9，2497.13 m
(a) The laumontite filled intergranular pores and replaced plagioclase can be observed, and the laumontitization of the detrital plagioclase is in progress (yellow circle), noting that the left part has been transformed into laumontite which optical characteristics are consistent with the laumontite cement filled with intergranular pores, but the right remains mineral characteristics of plagioclase, the Well D28, the Chang-9, 2162.60 m; (b) the albitization of plagioclase associated with laumontitization; figures (c) and (d) are the energy spectrum analysis at the red cross marked in Figure (b). the Well B42, the Chang-9, 2497.13 m
鄂尔多斯盆地延长组砂岩的长石碎屑含量与浊沸石分布具有较高的一致性。决定延长组长石碎屑含量最主要的因素是物源，并受古构造、气候条件等影响，最终导致东北和西南两大沉积体系的长石含量及类型差别最为明显(图1)。延长组沉积时期，东北物源较西南物源，长石碎屑含量明显要高，长石中斜长石含量也较钾长石高，自生浊沸石更为发育。具体而言，在延长组沉积早期，盆地初始形成，砂岩粒度较粗，颗粒主要呈次棱角状；碎屑沉积物成分成熟度和结构成熟度较低，长石含量高，自生浊沸石在全盆地范围都有发育(图6)。延长组沉积后期，长石含量明显变低，但东北体系仍广泛发育结构成熟度较高，成分成熟度较低的岩屑长石砂岩和长石砂岩，碎屑中长石含量接近一半，其结果是浊沸石无论含量还是分布层系都较西南体系都更高、更普遍(图6)。
图6 鄂尔多斯盆地东北、西南体系延长组不同层系长石与浊沸石分布图
Fig. 6 The distribution of feldspar and laumontite in the Chang-1 to Chang-10 oil-layer groups, the Yanchang Formation, from northeast and southwest depositional systems in Ordos Basin
作为参与形成浊沸石的反应物之一，只有当长石端元的含量在碎屑中的含量超过32% 时才能形成浊沸石。但较高的长石含量是浊沸石形成的必要而非充分条件，延长组东北体系砂岩中长石含量几乎都超过了这个阀值，但浊沸石胶结物分布差异大，长石含量与浊沸石含量也没有明显的正比关系(图6)。这是因为浊沸石的形成还与温度、压力、PH值、有机酸、金属和碱金属离子浓度、火山碎屑等不稳定组分的水化蚀变和黏土矿物的转化等因素有关。
3.3 成岩流体作用
在封闭成岩环境中，主要是固体相态之间的转变，斜长石中的钙长石分子容易遭受分解，发生钠长石化即可生成自生沸石类矿物(式(1)；图5，图7a)。但延长组中浊沸石更多的是以胶结物的形式充填粒间，反映了水—岩之间较强的相互作用(图7b—f)。如果成岩流体为富含Na+的开放环境，浊沸石的钠长石化过程按以下反应式进行：
2CaAl2Si2O8(钙长石)+ 6SiO2(石英)+2Na++4H2O
2NaAlSi3O8(钠长石)+Ca2++ CaAl2Si4O12·4H2O(浊沸石)
(2)
作为钠、钙以任意比例混溶的固溶体，斜长石的水解和钠长石化作用会使其向钠长石端元转变(交代作用为主，图5)，提高孔隙水中钙离子的浓度。同时，铝硅酸盐的水解形成大量溶解阳离子和胶体状二氧化硅，这些离子从溶液中重组后再次沉淀，形成浊沸石胶结物和少量自生钠长石矿物(7b)。在这种碱性水介质条件下，因Ca2+的富余，浊沸石不再是唯一的含钙自生矿物(胶结物为主)，方解石等钙质成岩矿物将与浊沸石一起以胶结物的形式沉淀，呈共生现象(见下式和图7c)：
Ca2++ HCO3- CaCO3(碳酸盐矿物)+ H+
(3)
因而，浊沸石的形成不仅需要碱性的成岩环境，还需要综合考虑各组分的竞争平衡关系，较高的pH 值、较低的CO2分压条件，富Na+、高pH值的孔隙水条件有利于浊沸石的沉淀(Dutton，2008；黄可可等，2016)。浊沸石的沉淀限制了自生碳酸盐和石英的生成，使得浊沸石较为发育的储层中碳酸盐胶结物和自生石英相对不发育，所以整体来看浊沸石与方解石胶结物往往“此消彼长”。
早成岩晚期至中成岩A期，随着埋深的增大和地层温度的升高，有机质逐渐成熟并发生干酪根裂解去羟基作用，成岩环境由碱性向酸性转化，同时脂肪酸和脂类在分解时释放出大量的CO2，使得成岩环境中CO2分压增加，热力学计算表明浊沸石溶解平衡所需的CO2分压要远大于方解石溶解平衡时所需要的CO2分压，因而成岩环境刚进入酸性的阶段，浊沸石开始溶蚀并伴随着高岭石和方解石等碳酸盐的沉淀(式(4)；图7d；黄思静等，2001；袁珍等，2020)：
CaAl2Si4O12·4H2O(浊沸石)+ CO2
Al2Si2O5(OH)4(高岭石)+ CaCO3+2SiO2(硅质)+2H2O
(4)
图7 鄂尔多斯盆地延长组与浊沸石形成相关的微观现象
Fig. 7 The microscopic phenomena related to the formation of laumontite in the Yanchang Formation in Ordos Basin
(a)长石的浊沸石化(红色箭头)，长7，延河剖面；(b)浊沸石砂岩镜下见绿泥石膜包裹碎屑颗粒，颗粒间见微晶钠长石(蓝色箭头)，Y480井，2232.90 m；(c)呈孔隙式胶结的浊沸石(蓝色箭头)和方解石(红色箭头)，长6，延河剖面；(d)浊沸石与方解石充填孔隙，浊沸石交代方解石(蓝色箭头)，长10，X77井，2120.72 m；(e)浊沸石充填粒间孔，局部溶蚀并伴生微晶石英，B42井，2498.40 m；(f)绿泥石膜包裹碎屑颗粒，颗粒间见自生浊沸石、微晶石英及伊利石黏土等，Y480井，2260.17 m。注：图(a)、(c)为正交光；图(d)为单偏光；图(b)，(e)，(f)为扫描电镜，各图电子探针打点处见红色十字标记处
(a) The laumontitization of feldspar (red arrows), the Chang-7, Yanhe section; (b) the grains are emphasized by chlorite crustification rims and the authigenic albite (blue arrows) can be found between grains in the laumontite sandstone, the Well Yuan 480, 2232.90 m; (c) the porous cementation of laumontite (blue arrows) and calcite (red arrows), the Chang-6, Yanhe section; (d) the calcite is associated and replaced by laumontite (blue arrows), the Chang-10, the Well X77, 2120.72 m; (e) the laumontite filled intergranular pores is partial dissolved associated with formation of microcrystalline quartz, the Well Bai 42, 2498.40 m; (f) the grains are emphasized by chlorite rims, and the authigenic laumontite, microcrystalline quartz and illite clay can be found between grains, the Well Yuan 480, 2260.17 m. Note: the figures (a) and (c) are under crossed polarized microscope, the figure (d) is under single polarized microscope, and the figures (b), (e), (f) are SEM pictures in which the red crosses mark electron probe
当延长组埋深至1700 m左右进入生烃门限后(罗静兰等，2001)，干酪根热降解脱羧形成的酸性水经承压驱替进入砂层，极大地降低了孔隙水的pH值，浊沸石开始溶蚀并伴随着高岭石和硅质的沉淀(式5；图7e)。如果地层埋深较大且为富K+流体，浊沸石的溶蚀则伴随着伊利石和硅质的沉淀(式6；图7f)。总而言之，浊沸石的溶解与沉淀是一个可逆反应，对温度、压力、pH值、有机酸、金属和碱金属离子浓度等敏感，地层水中K+活度越大，Ca2+活度越小，pH值越小，logK越小，浊沸石的溶解反应越容易发生(黄可可等，2016)。
CaAl2Si4O12·4H2O(浊沸石)+2H+
Al2Si2O5(OH)4(高岭石)+2SiO2(硅质)+3H2O+ Ca2+
(5)
3CaAl2Si4O12·4H2O(浊沸石)+2K++4H+
2KAl3Si3O10(OH)2(伊利石)+6SiO2(硅质)+3Ca2++12H2O
(6)
3.4 讨论
图8 鄂尔多斯盆地延长组浊沸石与其他矿物的共生关系
Fig. 8 The paragenetic relationship between laumontite and other minerals of the Yanchang Formation in Ordos Basin
(a)浊沸石斑状嵌晶充填粒间孔，粒间孔微残余，C149井，2298.40 m；(b)图(a)局部放大，碎屑颗粒表面包裹绿泥石膜，粒间充填沸石胶结物，浊沸石发育区绿泥石膜厚度变小或消失(红色箭头)；(c)石英加大Ⅱ～Ⅲ级，粒间孔大多被沸石等填隙物充填，略有残余，长10，W481井，2192.24 m；(d)成岩矿物生长序列为：绿泥石膜—石英加大—浊沸石充填，绿泥石膜很薄，具粒间孔和浊沸石、长石溶孔，长10，L79井， 2645.40 m；(e)浊沸石充填孔隙或交代长石，普遍溶蚀；绿泥石膜厚度不均一，有浊沸石溶蚀残余部位略薄，长6，WJ16-155井，1049.94 m；(f)铁方解石及浊沸石充填孔隙，浊沸石微溶，颗粒普遍被绿泥石膜包裹，浊沸石发育区绿泥石膜较薄，铁方解石发育区绿泥石膜则相对要厚，长6，L16井，1611.72 m；(g)绿泥石膜极薄，浊沸石、铁方解石充填孔隙或交代碎屑，长10，G56井，2280.00 m；(h)碎屑表面包裹绿泥石膜，粒间孔充填沸石及嵌晶方解石胶结物，B42井，2498.60 m；(i)碎屑颗粒表面积及粒间见沸石、伊利石、绿泥石黏土和微晶石英，仍有粒间孔残余，长10，W481井，2175.49 m。注：图(a)，(b)，(c)，(h)及(i)为扫描电镜照片，其中图(b)，(h)右上角为各自十字标记处的电子探针图，剩余图片为单片光镜照片
(a) The porphyritic distribution of laumontite between intergranular pores which little remained, the Well C149, 2298.40 m; (b) the partial enlargement of figure (a), the grains are emphasized by chlorite crustification rims and the laumontite can be found between grains, noting that the chlorite rims usually become thinner or disappear where laumontite cement exists (red arrows); (c) the cementation includes quartz Ⅱ～Ⅲ growth and laumontite cement filled intergranular pores with a little residue, the Chang-10, the Well W481, 2192.24 m; (d) the diagenetic sequence: chlorite rims (very thin)—quartz secondary outgrowth rims—laumontite filling, with intergranular pores remained, as well as some solution pores in laumontite and feldspar, the Chang-10, the Well L79, 2645.40 m; (e) the laumontite fills pores or replaces feldspar, which is generally dissolved; the thickness of chlorite rims is uneven, and it is slightly thinner where laumontite cement exists, the Chang-6, the Well WJ16-155, 1049.94 m; (f) the grains are emphasized by chlorite crustification rims and the pores are filled with iron calcite and laumontite; the chlorite rims are thinner where laumontite cement exists while thicker where iron calcite presents, the Chang-6, the Well L16, 1611.72 m; (g) the cements include very thin chlorite rims, laumontite and iron calcite, the Chang-10, the Well G56, 2280.00 m; (h) the grains are emphasized by chlorite rims and the pores are filled with calcite and laumontite, the Well B42, 2498.60 m; (i) the cements include laumontite, illite, chlorite clay and microcrystalline quartz with intergranular pore residues, the Chang-10, the Well W481, 2175.49 m. Note: figures (a), (b), (c), (h) and (i) are SEM pictures in which the red crosses mark electron probe, and the remaining pictures are under single polarized microscope
截止目前，所有报道的浊沸石发育层系都以岩屑砂岩或长石砂岩为主，这是因为砂层中化学性质不稳定的长石、火山物质、易变岩屑等为浊沸石的形成提供了基本的物质基础。二叠纪鄂尔多斯盆地北部阴山褶皱带的形成伴随着强烈的火山喷发，这些岩浆活动一直持续到三叠纪。在早成岩阶段，随着埋深的增加，火山物质水化蚀变，析出Ca2+, Mg2+, K+, Na+等碱性阳离子，为浊沸石的形成提供了可能的物质来源。但延长组火山物质(包括凝灰质和火山碎屑)的贡献有限，铝硅酸盐(斜长石为主)的水解才是形成碱性孔隙水最重要的过程。前人研究表明，斜长石在低温下是不稳定的，而钾长石在高温下不稳定，因此成岩作用早期以斜长石的溶解为主(Lander and Bonnell，2010)。作为钙钠固溶体，斜长石中的钙长石的溶解速率又比钠长石快两倍，导致延长组在早成岩晚期至中成岩期，斜长石发生了强烈的钠长石化作用，伴随着浊沸石的交代和沉淀。值得注意的是，表达式②反映了斜长石的钠长石过程，并不代表“一定量的斜长石蚀变作用形成的产物中，有2份钠长石和1份浊沸石，也就是延长组砂岩中除了含有浊沸石，而且还应该存在比浊沸石更丰富的钠长石(李荣西等，2012)”。大量镜下观察表明，延长组不存在自生钠长石含量比浊沸石丰富的现象，反之，浊沸石晶体内可见长石的残余物，或者呈现长石向浊沸石过渡的结构与光性，说明浊沸石沉淀与斜长石的钠长石化几乎同时发生(图5，图7)。
斜长石等铝硅酸盐的水解并不必然伴随着浊沸石的沉淀，还取决于适合的地层水介质条件。较低的CO2分压条件，较高的pH值、富Ca2+、Na+贫K+的成岩流体有利于浊沸石的形成稳定，反之则发生浊沸石的溶解反应。从这个角度而言，无论富铝硅酸盐岩石还是贫铝硅酸盐岩石，只要地层水携带足够的Ca、Si、Al、Na、Fe等离子，都能促使浊沸石沉淀。所以在极少的情况下，砂岩碳酸盐结核中也有自生浊沸石沉淀(Koporulin，2013)。就鄂尔多斯多斯盆地而言，延长组沉积期构造稳定、地层平缓、岩性致密，成岩流体滞留效应明显，孔隙流体难以大规模迁移，铝硅酸盐(斜长石为主)的水解和碱性成岩流体的形成相辅相成，共同造就了现今浊沸石的分布格局(魏新善等，2018)。
尽管愈来愈多的案例显示沉积层序中自生浊沸石的成因是复杂而多样的，浊沸石的形成因素仍无定论，需要就事论事具体分析，但综合前人成果及延长组浊沸石成因，一些共同的成因要素可以得到归纳，包括初始沉积物组成富含火山物质或长石类矿物、渗流条件良好、碱性孔隙水等。而原来一些认为比较重要的因素，如地层温度和压力的升高，并不是形成浊沸石的必要条件，该矿物可以形成于30℃以上很宽泛的温压范围内，且能经受较大的埋深和较高的温度，在大约300℃的范围内是稳定的(黄思静等，2001；Koporulin，2013)。
4 浊沸石时空分布
受控于成因机制，延长组浊沸石多期发育、早成岩晚期为主，浊沸石的分布平面上受物源影响，纵向上受成岩流体演化影响，相带主要发育在距离烃源岩或泥岩较远的水下分流河道微相。
4.1 成岩期次
根据大量的镜下观察和矿物的共生关系，延长组浊沸石砂岩中主要成岩矿物的生长序列大致为：原始沉积物绿泥石膜石英加大浊沸石或钙质胶结物充填长石、浊沸石等溶蚀晚期碳酸盐岩胶结(图8)。其中绿泥石膜和碳酸盐岩胶结物是浊沸石砂岩中另外两种极为常见的胶结物(图8d—h)，石英、长石的次生加大，自生石英和长石微晶，以及伊利石等黏土矿物也较为常见(图8i)。自生浊沸石这些成岩矿物的共生关系反映出两期或多期发育的特点，生长阶段贯穿早成岩期至中成岩A期的早期阶段，早期浊沸石多为板状镶嵌胶结物，晚期则呈短板柱状或针状形态(图8)。
较早的浊沸石胶结物沉淀于碎屑颗粒绿泥石环边开始生长后不久，表现在绿泥石膜的厚度变化上。当粒间孔充填沸石胶结物时，孔壁的绿泥石膜厚度变小或消失(图8b—f)。浊沸石的不均匀充填造成了绿泥石薄膜薄厚不均的变化，表现出两者同期生长的特征。薄片观察发现这一现象虽然普遍但不绝对，在不少砂岩中浊沸石充填与绿泥石环边毗邻发育，但绿泥石膜的厚度差异不大，表明这些浊沸石的生成时间相对绿泥石膜要晚。
较晚的浊沸石胶结物的形成时间稍晚于石英Ⅱ—Ⅲ级的次生加大，但稍早于铁方解石等晚期碳酸盐岩胶结物的沉淀，并且与这两者的形成时间有交叉。表现在浊沸石充填在石英加大边之后或限制了石英的次生加大(图8d)，浊沸石与(铁)方解石常常共生但又相互排斥，两者总是各自分片出现或者含量上往往此消彼长(图8f—h；付国民等，2010)。还有极少数浊沸石充填在长石粒内溶孔，或者与伊利石等黏土矿物一起杂乱分布，同样反映出这部分浊沸石相对较晚的形成时间(图8i)。
4.2 平面及层系分布
对14921个样品的薄片分析表明，延长组浊沸石平面上主要分布于东北沉积体系，纵向上主要分布于下部层系。延长组从下往上，盆地自东北向西南，浊沸石的含量明显减少至消失(图1，图9)。自生浊沸石胶结物广泛分布于鄂尔多斯盆地延长组长10、长9油层，在部分地区如北部马家滩—盐池地区长8砂岩中也较为普遍，其他层位含量很少或基本未见浊沸石。但在盆地以东北方向物源为主的陕北沉积区(吴起—安塞地区)，浊沸石的分布从长10油层可向上延续至长6油层，个别可至长4+5，甚至长2油层。鄂尔多斯盆地延长组长10、长9油层和陕北地区长6油层中自生浊沸石含量异常高(图9)。
具体而言，东北体系陕北地区、西北体系姬塬地区和湖盆中部南梁—华池地区长10油层中浊沸石平均含量都可达6%以上，最高23.9%，即便含量较少的西南体系陇东地区，浊沸石平均含量也到3.34%。长9油层中浊沸石含量也相对较高，不同沉积体系平均含量1.42%～3.85%，最高18.1%。东北体系陕北地区长6油层中浊沸石含量异常高，是除长10、长9油层外唯一浊沸石平均含量达3.0%以上的层系，个别胶结致密的砂岩中浊沸石含量甚至可达40%。值得说明的是，浊沸石含量的统计工作主要依据现今残余量，陕北地区长6油层的统计数据大多来自安塞、靖安油田，该区浊沸石溶蚀作用强烈(浊沸石溶孔一般可达1%以上，最高8.2%)，所以油层中浊沸石含量的总体趋势虽然没有问题，但局部强溶蚀区如陕北长6储层中的浊沸石含量会被低估(图9)。
图9 鄂尔多斯盆地延长组不同沉积体系、不同层段自生浊沸石的平均含量柱状图(样品数量N=14921)
Fig. 9 The histogram of average content of authigenic laumontite in different depositional systems and different layers of the Yanchang Formation in Ordos Basin (the number of samples is 14921)
4.3 与沉积相带的关系
不同沉积相带和微相的储集层具有不同的砂体类型、物性和孔隙结构，进而通过影响成岩流体而造成成岩矿物和成岩作用的不同，最终表现为浊沸石在不同沉积微相和砂体结构中分布与含量规律性的变化(图10)。延长组三角洲平原及前缘亚相广泛发育，由于河流带来丰富的溶解铁、钙等离子，有利于绿泥石膜和浊沸石等胶结物的形成。三角洲环境形成的单砂体呈窄小条带状，平面及垂向上变化快，由于区域沉积碎屑组分的差异以及内部纵向或平面泥质隔层、成岩物性隔层的遮挡，成岩流体滞留效应等(魏新善等，2018)，形成了时空上钙碱性成岩环境的差异分隔，含浊沸石砂岩与不含浊沸石的砂岩常呈互层状分布。而且，无论是米级尺度的野外剖面、厘米级尺度的岩芯、还是毫米—微米尺度的镜下薄片，浊沸石胶结物的分布表现出斑点状特征或明显的不连续性(图10)。
具体而言，延长组浊沸石主要分布在三角洲平原河道微相和三角洲前缘水下分流河道中，河口坝和决口扇次之，分流河道间湾等微相中浊沸石相对不发育，沉积微相与浊沸石胶结物含量及溶蚀程度的变化匹配良好(图10)。分流河道主体部位浊沸石胶结物广泛发育，如果后期发生溶解产生次生孔隙，形成的次生孔隙连通性好，储集岩的孔隙度相对高，孔隙之间的喉道变宽从而使渗透率也得到改善，孔隙度一般大于11.0%，渗透率一般大于5.0×10-3 μm2。如果分流河道中上部虽然浊沸石胶结物依然发育，但是溶蚀强度相对较弱，孔隙度一般小于11%，渗透率一般介于(1.0～5.0)×10-3 μm2。分流河道上部颗粒表面发育绿泥石薄膜，部分绿泥石围绕长石颗粒或在其内部形成次生绿泥石集合体，浊沸石含量大大较少，储集空间以少量残余粒间孔为主，尤其是与泥岩互层的薄砂岩，往往被方解石等碳酸盐胶结物致密充填。分流河道边缘或分流间湾，主要是绿泥石薄膜、伊利石及伊蒙混层等黏土矿物胶结，分布于颗粒表面，在自生矿物晶间多发育部分微孔隙、超微孔隙，储层物性差。
图10 鄂尔多斯盆地延长组长10单井综合柱状图及不同微相中浊沸石的发育特征(Q3井)
Fig. 10 The comprehensive histogram of the Chang-10 (the Well Q3) and its distribution characteristics of laumontite
in different microfacies, the Yanchang Formation in Ordos Basin
5 油气地质意义
5.1 成储作用
鄂尔多斯盆地三叠系延长组主要为低渗透、致密储层，溶蚀作用是改变延长组砂岩物性的重要成岩事件，形成的次生孔隙占总孔隙度的40%左右，发生溶蚀的矿物主要是长石和浊沸石等(邓秀芹等，2011)。对浊沸石砂岩而言，尽管其他酸敏性组份如长石、碳酸盐及少量岩屑与浊沸石同时发生溶蚀，但浊沸石的溶蚀意义远远要大。这是因为根据物质守恒定律，溶蚀后的物质必然要占据空间并在其他地方以自身或其他形式的矿物沉淀，所以储层要形成规模性的次生孔隙带必然要求有一个开放的成岩环境，以实现成岩流体的转移。但延长组地层分布平缓、岩性致密，成岩流体滞留效应明显，难以大规模迁移(魏新善等，2018)。
浊沸石晶体结构类似斜长石，为架状结构铝硅酸盐，但骨架远比长石疏松，相对密度只有2.25～2.36。在早成岩期，浊沸石交代钙质斜长石，相应的固体体积增加了约40%(Savage et al., 1993)，保持甚至增加了岩层的整体体积，为后期次生溶蚀的形成奠定了基础。至中成岩期，浊沸石若发生溶蚀，无需开放环境来实现成岩流体的转移，岩层体积会整体减小，规模性次生孔隙带形成。浊沸石形成过程的增体积效应和溶解过程的减体积效应，使得储层无论当时处于开放还是封闭的成岩环境，浊沸石的胶结—溶蚀转变都能实现储层整体增孔。这对成岩流体存在滞留效应的延长组低渗透砂岩储层至关重要。
尽管浊沸石溶蚀区具有良好的物性，但延长组浊沸石大面积的溶蚀作用并不普遍，很多浊沸石砂体是隔夹层而不是储层。前文已经讨论了砂岩中浊沸石3种主要溶解作用过程(式(4)～(6))，延长组砂岩中长石和浊沸石普遍溶蚀的区域，往往未见大量方解石、高岭石等填隙物的伴生出现(图11)，原因很可能是溶解长石、浊沸石的流体以有机酸性流体为主，而非无机酸性流体。干酪根热降解脱羧形成的酸性水经承压驱替进入邻近烃源岩或具有输导体系沟通的砂层，极大地降低了孔隙水的PH值，地层水中K+活度增大，Ca2+活度变小，pH值小，logK小，浊沸石开始大量溶蚀，让原本已很致密的砂岩重获新生。因而其次生优质溶蚀相储集层时间上主要处于中成岩期A 阶段，空间上主要受控于物源、沉积相带和邻近的烃源岩及输导体沟通下的成岩流体作用。
图11 鄂尔多斯盆地延长组浊沸石溶蚀现象
Fig. 11 The phenomena related dissolution of laumontite of the Yanchang Formation in Ordos Basin
(a)浊沸石及长石溶蚀(蓝色箭头)，伴随着铁方解石沉淀(黄色箭头)，成因见反应式(4)，长10，Q38井，1161.04 m；(b)浊沸石溶蚀(蓝色箭头)，高岭石充填孔隙(黄色箭头)，成因见反应式(5)。S546井，长6，1805.10 m；(c)浊沸石部分发生溶蚀(蓝色箭头)，伴随混层黏土或伊利石沉淀，成因见反应式(6)，长6，WJ16井，1166.29 m；(d)延长组最常见的浊沸石溶蚀部分溶蚀现象(蓝色箭头)，溶蚀孔未见大量其他填隙物沉淀，长10，S100井，1828.0 m；(e)扫描电镜下浊沸石的溶蚀现象，长6，Y43井，1510.4 m；(f)浊沸石强烈溶孔，长9,A272井，2594.02 m；图(a)—(d)为单偏光，图(e)、(f)为扫描电镜照片
(a) The dissolution of laumontite and feldspar (blue arrows) accompanied by iron calcite precipitation (yellow arrows), the genesis expression shows as chemical equation(4), the Chang-10, the Well Q38, 1161.04 m; (b) the dissolution of laumontite dissolution (blue arrows) accompanied by kaolinite precipitation (yellow arrows), the genesis expression shows as chemical equation (5), the Chang-6, the Well S546, 1805.10 m; (c) the partial dissolution of laumontite (blue arrows) accompanied by mixed layer clay or illite precipitation, the genesis expression shows as chemical equation (6), the Chang-6, the Well WJ16, 1166.29 m; (d) the common partial phenomenon of laumontite dissolution developed in the Yanchang Formation (blue arrows), with little other cements in the dissolution pores, the Chang-10, the Well S100, 1828.0 m; (e) the phenomenon of laumontite dissolution under scanning electron microscope, the Chang-6, the Well Y43, 1510.4 m; (f) the strong dissolution of laumontite, the Chang-9, the Well A272, 2594.02 m; Figures (a)—(d) are polarized microscope photos, while figures (e) and (f) are SEM photos
5.2 成藏示踪作用
延长组浊沸石形成与斜长石的钠长石化关系密切，多期发育、早成岩晚期为主，溶蚀作用则往往与烃源岩排烃过程相耦合，主要形成时期正好发生在大规模油气充注前，烃源岩大规模排烃前干酪根热降解脱羧或有机质分解形成有机酸是造成浊沸石溶蚀最主要的原因。因而浊沸石砂岩发育区是潜在的次生优质溶蚀相储集层，在时间上主要处于中成岩期A 阶段，在空间上受控于邻近的烃源岩及输导体的沟通。反之亦然，延长组浊沸石较大范围的溶蚀作用，往往预示着这个区域储层甜点的存在和油气充注的发生。以长10油层组G52井区为例，相对高渗储层浊沸石胶结物含量普遍较高，次生孔隙以浊沸石溶孔为主，且储层物性直接控制着油层物性的好坏和含油性的变化(图12)。
图12 鄂尔多斯盆地G52井区延长组长10相对高渗、高产井胶结物含量统计直方图
Fig. 12 The statistical histogram of cement content from relatively high permeability and high yield well of the Block Well G52, the Chang-10 oil layer, Yang Chang Formation in Ordos Basin
值得注意的是，麻斑状含油是浊沸石不均匀溶蚀的必然产物，往往是次生孔隙砂体的重要标志，代表了溶蚀通道和连通性良好的孔隙空间，不能与沉积非均质性导致的斑状含油混同，进而认为含油级别低，油层不好(朱国华，1985)。例如延长组S333井长6油层，F21井长9油层，岩芯斑状含油，似乎充注不饱满，但试油试采效果良好(图13)。同时，由于浊沸石物理性质和次生溶孔分布结构的特殊性，浊沸石砂岩储层水层高阻、致密层低密度现象较为普遍，用常规方法判断往往会失误，在甩开勘探区需要重点关注。
5.3 讨论
20世纪80年代，延长组长6油层组发现了我国首个浊沸石次生溶孔具有重要贡献的油田——安塞油田。经过40多年勘探，延长组上部层系的勘探已进入成熟阶段，亟需寻找新的储量接替层系。根据区域演化史、已有的勘探实践和沉积特征，盆地范围内延长组长10浊沸石含量都相对较高，其溶蚀相是下步重要的勘探方向之一。与长6相比，该层自生浊沸石的分布与演化对延长组石油勘探意义有何异同？
延长组浊沸石砂岩次生溶孔主要形成时期正好发生在大规模油气充注前，使其成岩—成储—成藏演化序列以先致密，后成藏的过程为主。就长6储层而言，前三角洲和深湖区烃源岩是烃类和有机酸的来源区(Surdam et al., 1989)，而三角洲前缘分流河道微相则是有利于浊沸石发育的潜在成藏区。浊沸石溶解最重要的是酸性成岩流体的存在，在早白垩世末大量油气生成阶段，干酪根脱羧作用形成的有机酸性地层水进入紧挨烃源岩的或优势运移通道下的浊沸石砂体，浊沸石大量溶蚀，部分曾被充填过的粒间孔得到恢复，储层孔隙度平均回升1%～2%，极大地改善了砂体的储集性能。离烃源岩或优势运移通道较远有机酸未能达到的砂体边缘，浊沸石依然致密胶结而在上倾方向形成遮挡，由浊沸石自身差异溶蚀作用形成的岩性圈闭，从而形成“近源多点面状充注模式”。烃源岩的距离从近到远依次形成强溶蚀区、轻溶蚀区和微溶蚀区，并充注形成规模性岩性油藏(图14)。
图14 陕北地区延长组长61浊沸石溶孔、残留浊沸石含量与探明储量分布图(修改自朱国华，1985)
Fig. 14 The distribution of laumontite dissolved pores, residual laumontite content and proved reserves of the Chang-61 oil layer, Yanchang Formation, Northern Shaanxi area (modified from Zhu Guohua, 1985&)
以浊沸石为线索，从沉积来看，长10沉积期湖平面升降变化频繁，“洪水一片，枯水一线”，分流河道砂体与浅湖相、泛滥沼泽相泥岩大面积交叉毗邻发育，突变接触。而三角洲平原向前缘过渡的古湖岸线附近砂体交会的地方，受湖浪的淘洗和河流的射流作用，也是浊沸石集中分布的区域(图10)。从储层来看，长10为湖盆演化的初期阶段，主要受东北沉积体系的控制，岩石类型以灰色、灰褐色长石砂岩、岩屑长石砂岩为主，物源区中酸性斜长石含量高，并含一定量的火山碎屑或火山灰，这些低成分成熟度的砂岩在早成岩期蚀变沉淀浊沸石，延缓了压实作用并保留了储层体积，为中晚成岩期形成浊沸石次生溶孔奠定了物质和空间基础。从烃源岩来看，目前关于长10油层自身烃源岩是否发育还存在争议，距离长7区域性优质烃源岩较远，因而不同于长6近源多点面状充注成藏模式，干酪根脱羧形成的有机酸沿输导砂体远距离排到长10砂体，无法像陕北长6烃源岩的距离依次形成强溶蚀区、轻溶蚀区和微溶蚀区，呈点状而非面状充注，形成“一砂一藏”或“浊沸石溶蚀甜点”，油藏规模小、油水关系复杂。
综合以上特征，笔者等将与浊沸石次生溶蚀有关的潜在的长10油藏发育区分为3类，以期为下一步勘探评价提供有利目标区。Ⅰ类有利区主要分布在志丹—安塞之间与吴起南北两侧，Ⅱ类有利区主要分布在Ⅰ类有利区周缘砂体变薄或烃源岩发育情况变差的区域，Ⅲ类储集层分布在长10最大湖岸线边界附近或烃源岩边界附近(图15)。
图15 鄂尔多斯盆地延长组长10油层组浊沸石次生溶蚀相预测及有利勘探目标优选
Fig. 15 The prediction of laumontite dissolution areas and preferred exploration targets of the Chang-10 oil layer, Yanchang Formation, Ordos Basin
6 结论
(1)砂岩碎屑中化学性质不稳定的长石、火山物质、易变岩屑等为浊沸石的形成提供了基本的物质基础，碎屑中长石含量越高，长石中斜长石含量越高，斜长石中钙长石含量越高，越有利于浊沸石的形成；成岩流体较高的pH 值、较低的CO2分压条件，富Na+、Ca+，高pH值的孔隙水条件为浊沸石的沉淀提供了有利条件。
(2)延长组浊沸石多期发育、早成岩晚期为主，平面上受物源影响，纵向上受成岩流体演化影响，相带主要发育在距离烃源岩或泥岩较远的水下分流河道微相。综合作用的结果使延长组从下往上，盆地自东北向西南，浊沸石的含量明显减少至消失。
(3)浊沸石形成过程的增体积效应和溶解过程的减体积效应，使得储层无论当时处于开放还是封闭的成岩环境，胶结—溶蚀转变都能实现储层整体增孔，早成岩晚期的胶结作用和中成岩早期的溶蚀作用是浊沸石砂岩形成相对高渗储层的关键。
(4)自生浊沸石是一种容易在低温碱性环境下形成的富钙的水铝硅酸盐胶体矿物，易变性强，对温度、压力、pH值、有机酸、金属和碱金属离子浓度等敏感。浊沸石的这种不稳定性和环境敏感性，使其在特定条件下可作为成储、成藏过程中的示踪矿物。
致谢：文章中很多基础数据来自长庆油田和低渗透油气田勘探开发国家工程实验室，在此一并表示感谢。
(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)
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