当盆地下沉，发生水侵和水域扩大时，沉积物在水盆内持续地堆积，沉积物依次脱离地表水体和进入埋藏状态，沉积与埋藏如此顺序地进展，先后堆积的沉积物依次埋藏深度渐趋增大，老的和新的沉积物(层)在其自身和上覆沉积物(层)重量的作用下，均持续地发生不同程度的压实、固结作用以及伴生的沉降作用。压实作用过程导致沉积物(层)发生一系列的变化，诸如:沉积物(层)厚度的减小，埋藏深度增大，矿物颗粒排列渐趋紧密，密度增大，孔隙体积与含水量均渐趋减小，以及粘土矿物发生脱水和转型，石膏转化为硬石膏释放出大量的结晶水等的变化。
沉积物(层)的压实主要是通过孔隙流体的排出量与孔隙空间的减小来实现和完成的。因此，沉积物(层)的孔隙度是反映压实程度的主要参数之一，但在实际工作中开展大量测定也是相当困难的，为此可借助各种测井曲线来间接计算孔隙度，其中利用声波测井资料间接计算孔隙度是最有效的方法之一。在通常情况下，沉积物(层)埋藏深度越大，承受上覆的负荷压力就越大，则孔隙度减小，孔隙中的流体随着被排出，沉积物(层)压实程度增大。在特定的沉积层中，声波测井的时差值Δt的大小取决于岩石性质、压实固结程度和孔隙中流体的性质。传播声波的物质密度越大，声波速度越快，Δt越小;反之，Δt越大。因此，Δt值间接地反映了沉积层的压实状况和孔隙度。Willie等根据实验结果推断，固结地层具有均匀分布孔隙的理想条件下，孔隙度与声波时差具有下列线性关系:
盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯
式中:Δtf———孔隙流体时差，μs/m;
Δtma———岩石骨架时差，μs/m;
φ———岩石孔隙度，%。
由于沉积物(层)成分复杂，可在某一地区采集有代表性的纯泥岩，实测其φ和Δt，并通过线性回归拟合，建立孔隙度与声波时差的相关曲线方程。据陈发景、田世澄(1986)建立的以下两个方程是:
φ=0.1098Δt－23.155(黄骅拗陷中区)
φ=0.1142Δt－23.155(泌阳凹陷)
应用上式可计算出所在地区不同声波时差所对应的孔隙度。
由于声波时差与孔隙度的关系因地而异，在一个地区内适宜，在另一地区就不一定适宜，特别是在构造较为复杂的地区应另行考量。常见的岩石骨架和流体的Δt值如表4-2所示。
表4-2 常见的岩石骨架和流体的Δt取值
从国内外研究者发表的论著中关于勾画的沉积物(层)孔隙度、密度、深度之间相关曲线资料，提供了沉积物(层)压实作用的证据。
1.孔隙度与深度的曲线形态
图4-2 冀中裂谷盆地砂泥岩压实曲线(据汪蕴璞、林锦璇，1981)
众多从事未固结沉积物的孔隙度—压力关系的实验研究者认为，孔隙的变化主要是最大积土应力和时间的一个函数，孔隙度是压力的反函数(Weller，1995)。作者认为这是土工方面术语的表述，反映盆地沉积物(层)的压实作用不够贴切，修正为沉积物(层)孔隙度是其自身和上覆沉积物(层)重量产生的岩静压力(地静压力)或埋藏深度的函数。由我国和前苏联、美国、德国、意大利、日本、委内瑞拉等国的研究者勾画的沉积盆地泥岩、页岩、砂岩、石灰岩等的孔隙度(或声波时差Δt)与埋藏深度的关系曲线图(图4-2～4-16)表明，由地域跨度辽阔构建的沉积物在地史过程中发生的压实作用形成的地质事件具有如下几个特性:
图4-3 松辽盆地泥岩压实曲线(据王行信，1980)
图4-4 东海西湖凹陷泥岩压实曲线(据汪蕴璞、林锦璇，1992)
图4-5 东海西湖凹陷天外天一井砂岩压实曲线(据汪蕴璞、林锦璇，1992)
图4-6 我国东部三个盆地和坳(凹)陷泥岩压实曲线图(据陈发景、田世澄，1986)
图4-7 黄骅裂谷盆地泥岩压实曲线(据汪珊、张宏达，1999)
图4-8 黄骅裂谷盆地砂岩压实曲线图(据汪珊、张宏达，1999)
图4-9 页岩和泥质沉积物孔隙度和埋藏深度关系(据Herman和George，1984)
图4-10 泥质沉积物的孔隙度和密度随埋藏深度增加的变化
图4-11 沉积岩孔隙度和埋藏深度的关系(据McCulloh，1967)
图4-12 德国里阿斯页岩孔隙度和孔隙比与深度的关系(据Füehfauer，1960)
图4-13 北-东前高加索砂岩孔隙度与岩石埋深的变化关系(据Е.И.Стетюха，1964)
图4-14 北-东前高加索石灰岩孔隙度与岩石埋深的变化关系(据Е.И.Сгетюха，1964)
图4-15 前高加索及近里海凹地中生界及上古生界砂-粉砂岩及粘土岩孔隙度与埋藏深度关系(据Т.A.Папинская，В.К.Прошляков，1970)
图4-16 泥岩压实曲线(1.据Д.М.Уэллер，1961;2.据Н.Б.Вассоевиц，1960)
(1)尽管地域不同，且相距甚远，沉积物(层)形成时代涵盖了中、上元古代至新生代，不同岩性的沉积物(层)均无一例外地呈现出沉积物(层)的孔隙度随着埋藏深度的增大呈现不均匀的降值变化趋势。
(2)尽管这类不同岩性的沉积物(层)的孔隙度与埋藏深度相关曲线的形态存在变异，但曲线分布形态的走势均是十分相似的。造成曲线形态产生变异的原因主要是与沉积物(层)参与压实固结的数量(厚度)、成分的结构性变化、形成的地质时代和地质构造的应力史等有关。即使存在这些变异，但依然有充分的理由表明，沉积物(层)的孔隙度(或孔隙体积或孔隙流体)随着埋藏深度的增大发生降值变化是规律性的地质事件，沉积物的压实作用是沉降盆地固有的规律性。
(3)不同研究者构建的沉积物(层)孔隙度随着埋藏深度的增大而降低的压实模型不尽相同。
2.构建的压实模型
根据收集的并由国内外研究者论述的不同岩石压实阶段划分的压实模型按时序依次有:
(1)Hedberg的压实模型:建立于1936年委内瑞拉油田，深度291～6175英尺的页岩岩心样品的孔隙度测定数据，提出了3个不同阶段组成的压实过程。第一阶段，在0～800磅/英尺2的压力范围内，主要为粘土质物质机械的重新排列和发生脱水作用，压力微小的增量就会引起孔隙度迅速的降低。在孔隙度为90%～75%之间，主要是颗粒机械的重新排列和自由水的挤出;在孔隙度为75%～35%之间，吸附水水排出;在孔隙度低于35%，粘土颗粒彼此紧密接触，要使孔隙度降低需要更大的压力。第二阶段，在800～6000磅/英尺2的压力范围内，孔隙度低于35%，沉积物体积的减少归结于颗粒机械变形和吸附水的进一步排出，存在粘土颗粒的某些重结晶作用。第三阶段，孔隙度低于35%，主要是高压下发生的重结晶作用，孔隙体积降值变化十分缓慢，与高压增量伴生的是由页岩—板岩—千枚岩的逐渐过渡。
(2)Weller的压实模型。于1959年提出的压实过程，从地表粘土开始，地表粘土孔隙度为85%～45%。随着沉积作用引起的积土压力的增高，孔隙水从孔隙空间中被压出来，孔隙度降至45%～10%，导致矿物颗粒重新排列和比较紧密填集的发育。这个阶段的压实作用与较坚固的颗粒之间粘土矿物的塑性变形有关。Weller推论，大约孔隙度为10%时，非粘土矿物颗粒是彼此接触的，而粘土则被挤进孔隙空间中。孔隙度<10%时，进一步的压实要求颗粒变形和压碎，直至所有孔隙消失为止(图4-9曲线8)。
(3)Vassevich(1960)和Weller(1961)的压实模型。泥质沉积物随着埋藏深度的增加，压实速度降低。在1km埋藏深度上，密度以每100m埋藏深度0.05g/cm3的速度增加;在2km埋藏深度上，密度增加的速率只有0.025g/cm3的速度增加。Vassevich将压实过程分为4个阶段:第一阶段，容易压实阶段;第二阶段，难压实阶段;第三阶段，很难压实阶段;第四阶段，极难压实阶段(图4-10)。
(4)Power的压实模型。1967年根据泥质沉积物中粘土矿物和总体性质随深度的变化，提出了页岩流体的释放理论。他假定在深埋时期，发生蒙脱石转化为伊利石矿物时，伴随着释放大量结合水从蒙脱石表面释放进入粒间空间，转化为间隙水。当海相蒙脱石沉积物的埋藏深度为几百英尺，沉积物中蓄存的水与蒙脱石的蓄水性能之间达到平衡。仅仅由于泥质沉积物埋深引起压力的增高，压挤塑性沉积物中蓄存的水是无效的。当埋深在1500～3000英尺范围内，大多数水以结合水形式存在，并且在蒙脱石的单元层之间至少有4个蒙脱石层的厚度叠置着。当埋深在3000～6000英尺范围内，在晶体和颗粒之间只产出少量的水。当埋深在6000英尺以下，蒙脱石转变为伊利石，结合水转化为自由的孔隙水。这就引起6000～9000英尺埋藏深度范围内粘土颗粒的粒度减小，伴着有效孔隙度和渗透率的增大，在9000～10000英尺埋藏深度以下，水从被压实的泥岩中释放出来，直到与蚀变产物伊利石的蓄水性质相应的新的平衡建立为止。Power认为，泥质岩石的压实历史在很大程度上取决于其原始粘土成分及其埋藏之后经历的成岩作用。
(5)Teodorovich和Chernov的压实模型。于1968年在阿塞拜疆产油区阿普赛龙层的压实过程划分为3个阶段:第一阶段，埋藏深度0～10m为一个迅速压实阶段，粘土孔隙度从66%降到40%，砂岩—粉砂岩孔隙度从56%降到40%，由沉积物形成作用和早期成岩作用的水被挤压出来;第二阶段，埋藏深度在8～10m至1200～1400m范围内，压实速度迅速降低，页岩和砂岩—粉砂岩孔隙度降低到21%～20%;第三阶段，埋藏深度1400～6000m范围内，以缓慢的压实作用为特点。在6000m深度，砂岩—粉砂岩孔隙度降低到16%～15%，而页岩孔隙度降低到8%～7%。
(6)王行信的压实模型。于1980年将松辽盆地的泥岩压实作用划分为4个阶段:埋藏深度0～300－400m，为快速压实阶段;埋藏深度400～1100m，为稳定压实阶段;埋藏深度1100m至1400－1500m，为突变压实阶段;埋藏深度1500～3000m，为紧密压实阶段(图4-3)。
(7)汪蕴璞、林锦璇等的压实模型。1981年构建冀中裂谷盆地泥岩和砂岩的压实曲线(图4-2)。按其曲线形态划分为4个压实阶段:第一阶段，在埋藏深度500m以上为快速压实阶段，泥岩孔隙度降低到30%(注:外延推测);第二阶段，埋藏深度在500～2200m之间，为缓慢压实阶段，泥岩孔隙度降低到16%，砂岩的降低到22%;第三阶段，埋藏深度在2200～3200(3600)m之间，为加速压实阶段，泥岩孔隙度降低到7%，砂岩的降低到10%;第四阶段，泥岩埋藏深度在3200m以下，为难压实阶段，孔隙度变化甚少。
1992年构建的东海西湖凹陷泥岩、砂岩压实模型(图4-4、4-5)，根据泥岩、砂岩孔隙度与深度现代实测数据，依据最小二乘法原理和曲线变换技术，采用直线、幂函数、指数函数和对数等多种曲线类型，将孔隙度与埋藏深度数据拟合，确定了各类曲线方程和待定系数，经研究对比发现，研究区泥岩采用指数方程、砂岩采用直线方程绘制的关系曲线最逼近实际资料状况。按曲线形态可划分为3个压实阶段:第一阶段，埋藏深度在500～600m，为快速压实阶段，泥岩孔隙度降低至30%，砂岩的降至40%左右;第二阶段，埋藏深度在600～2200m之间，为缓慢递减压实阶段，泥岩孔隙度降低到8%左右，砂岩的降低到10%～11%;第三阶段，埋藏深度在3500～3600m以下，为难压实阶段，孔隙度变化不大。
(8)陈发景、田世澄的压实模型。1986年根据广东三水盆地、河南泌阳凹陷、河北黄骅拗陷的泥岩孔隙度与埋藏深度的关系曲线(图4-6)，按照曲线形态均划分为四个压实阶段:第一阶段，埋藏深度在0～300m(三水、泌阳)或0～500m(黄骅)，为早期快速压实阶段;第二阶段，埋藏深度在300～1600m(三水)、300～1800m(泌阳)、500～2600m(黄骅)，为早期缓慢压实阶段;第三阶段，埋藏深度在1600～2200m(三水)、1800～2300m(泌阳)、2600～3800m(黄骅)，为晚期快速压实阶段;第四阶段，埋藏深度>2200m(三水)、>2300m(泌阳)、>3800m(黄骅)，为晚期缓慢压实阶段。
(9)汪珊、张宏达等的压实模型。1999年在开展黄骅裂谷盆地深层水形成演化(国家自然科学基金资助项目)研究中，用计算机勾画的第三系泥岩、砂岩的孔隙度与埋藏深度的关系曲线(图4-7～4-8)。按曲线形态可划分为3个压实阶段:第一阶段，埋藏深度在500m左右，为快速压实阶段，泥岩孔隙度降低至30%左右，砂岩的降至36%;第二阶段，埋藏深度在500～3200m，为缓慢压实阶段，泥岩孔隙度降低到7%～6%，砂岩的降低到18%～17%;第三阶段，埋藏深度在3300m以下，泥岩进入难压实阶段，但砂岩仍处在压实阶段，至埋藏深度为4000m时，孔隙度降至10%。
3.密度与深度的曲线形态
在重力压实过程中，沉积物(层)的孔隙度随着埋藏深度的增大而减少，而密度却增大，岩石密度与孔隙度为负相关，岩石密度的变化取决于孔隙体积的变化。沉积物的总体密度系指沉积物在天然状态下的密度，可通过天然条件下的岩石样品及其含有的流体的质量除以其外部的体积来测定。
(1)Dobrynin(1962)研究了在室温条件下，过饱和水的砂岩在20000磅/英寸2压力作用下的总体密度变化的实验后求得的湿密度方程是:
盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯
式中:ρbw———湿密度，g/cm3;
ρg———基质(颗粒矿物)密度，g/cm3;
ρw———流体密度，g/cm3;
φ———孔隙度，%。
干密度ρbd可按下式求得:
盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯
图4-17 俄克拉何马页岩干总体密度和深度关系曲线
(2)Athy(1930)采自俄克拉何马州东北和得克萨斯的二叠纪和宾夕法尼亚纪的页岩样品2200个，在实验室测定了总体密度，勾画了总体密度与深度的关系曲线(图4-17)，图上虚线部分延伸到1.4g/cm3，为推测值，他将1.4g/cm3作为地表粘土的平均总体密度值。Dallmus(1958)认为，如果将1.4g/cm3值用到第三纪沉积岩上是有问题的，应将地表粘土的平均总体密度值定为2.4g/cm3左右才合理。
(3)Dallmus(1958)指出:砂岩、石灰岩、化学沉积岩和其他坚硬岩石，在压实过程中引起总体密度的增高是非常缓慢的，而细粒碎屑岩的总体密度随着压实过程迅速地增加。
(4)Dana(1967)对上述看法提出了质疑。他研究了美国加利福尼亚圣贝纳地诺(San Bernadino)山脉中新统砂岩、页岩的总体密度在垂向和测向上的变化，但没有找到总体密度上的系统变化，而总体密度在短距离内可以有相当大的变化。因此，他认为不可能编出一个通用的总体密度曲线，以示特定类型的泥岩沉积物或岩石的特征。Morgan(1969)也提出他从采自伊利湖淡水粘土的资料分析中得出，颗粒的中值直径与总体密度之间不存在简单而明确的关系。
图4-18 粘土的典型压实曲线(据Vassoevich，1958)
(5)Tknostov等(1970)引用Vassoevich(1958)勾画的粘土孔隙度和密度梯度随深度的变化曲线(图4-18)，表明粘土孔隙度随深度增大迅速降低，在400～500m深度上孔隙度为35%，在2000m深度上孔隙度为20%，在3000m深度上孔隙度小于10%;而密度梯度由地表的0.05g/cm3/100m，至深度3000m时降至0.02g/cm3/100m。
(6)汪蕴璞等(1981)根据冀中裂谷盆地沉积岩的总体密度和地温的实测数据勾画了总体密度、地温梯度与埋藏深度的相关曲线(图4-19、4-20)表明:沉积岩总体密度随着埋藏深度的增大呈递增变化，而地温梯度则呈降值变化。埋藏深度在1000～2000m，密度由2g/cm3增至2.15g/cm3，每增加100m平均增值0.015g/cm3，而地温梯度由5.1℃/100m降至3.6℃/100m，平均降低0.15℃。埋藏深度在2000～3300m，密度由2.15g/cm3增至2.5g/cm3，每增加100m平均增值0.027g/cm3，而地温梯度由3.6℃/100m降至2.9℃/100m，平均降低0.054℃。埋藏深度在3300m以下，密度和地温梯度变化不大，基本上密度稳定在2.5g/cm3，地温梯度稳定在2.9℃/100m。密度和地温梯度的3个深度区间与孔隙度的变化区间大致相同，密度与孔隙度的增降变化相反，但地温梯度与孔隙度的增降变化相似。
图4-19 冀中裂谷盆地岩石密度地温梯度与深度关系曲线(据汪蕴璞、林锦璇等，1981)
图4-20 冀中裂谷盆地岩石密度与地温梯度关系曲线(据汪蕴璞、林锦璇等，1981)
(7)Herman等(1984)汇总了美国、意大利、匈牙利、委内瑞拉等国研究者勾画的沉积盆地的页岩总体密度与埋藏深度的8条相关曲线(图4-21)，所有曲线均表明:总体密度随着埋藏深度的增大而增高。
沉积岩的孔隙度(φ)可通过样品和测井获得的密度资料计算求得，其计算式为:
盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯
以上3个方程中符号的注释同(4－6)式。
上面论述了反映沉积物(层)在持续增高负载的压实作用过程中主要参数孔隙度与深度以及密度与深度之间垂向变化的规律性，它是古水文地质研究中一个最重要的基础性指标。在压实作用过程中还涉及沉积层的厚度、矿物成分、压实水水头、压实水量、压挤式水交替强度、水流动的指向等的相关性变化。这类相关性变化的水文地质事件，从垂向剖面上少数点上既不能反映出明晰的系统性和规律性，又难以测量足够数量点的数据。因此，模拟重溯沉积盆地各研究层渗流场、水化学场在地史过程中的形成演化，必须开展盆地古水文地质研究才能论述和解读各类水文地质参数时空变化的规律性。
图4-21 沉积盆地中页岩总体密度随深度的变化