松辽盆地古龙凹陷青山口组页岩油储层中的重力坠落砂脉的发现及其意义*

董万百 张祥国 钟建华 孙宁亮

（1.大庆油田有限责任公司勘探事业部 黑龙江大庆 163002；
2.东北大学秦皇岛分校资源与材料学院 河北秦皇岛 066004；
3.中国石油大学（华东）地球科学与技术学院 山东青岛 266580；
4.东北大学深部金属矿山安全开采教育部重点实验室 沈阳 110819）

砂脉是一种常见而又特殊的沉积构造。众所周知，砂脉是识别地震成因的软沉积物变形构造与非地震成因的软沉积物变形构造的重要依据之一，也是震积岩中最为重要的软沉积物变形构造之一，甚至是发现和鉴别震积岩或古地震的标志性构造。迄今为止，关于砂脉能否作为地震发生的识别依据还存在着争论。目前普遍认为砂脉的成因多与地震诱发的液化作用和流化作用有关，因此，多通过对砂脉的甄别并结合变形岩层的其它几何学及岩相学特征来鉴别古地震。但也有一些学者认为砂脉并非单一成因，因为能引起软沉积物变形的扰动力很多，不只是地震作用，其它地质作用也会引起软沉积物变形，所以将砂脉作为识别古地震的标志还有待商榷。此外，目前国际上对砂脉的定义和理解亦很离散，这也是影响砂脉成因研究和应用的主要障碍。

按照成因砂脉可以分为两大类：一种是由超压形成的注入砂脉（injection dikes），液化砂在高压的驱动下从下向上进入寄主层；
另一种是由正常压力形成的充填砂脉（Neptunian dikes），充填物从上向下进入裂缝或节理（Montenat et al.，1991）。由于第一种砂脉多见，因而是研究的主要对象。

注入砂脉（injection dikes），又可以称为“主动充填砂脉”，是一种超压流体形成的典型构造。由高压液化、流化与水力破裂共同作用形成的注入砂脉（Lowe and LoPiccolo，1974；
Lowe，1975，1976；
Cosgrove，1995；
Hałuszczak，2007）。当砂体被埋藏后，孔隙流体的压力超过寄主层裂缝的抗张强度引起高压砂的注入（Jolly and Lonergan，2002）。这一过程可形成毫米级到千米级的水力压裂裂缝，其走向往往垂直于最小主应力，当达到了流化速度时，往往被砂—流体混合物充填（Vigorito and Hurst，2010）。砂脉的形成动力可以分为两种：一种是超高压；
另一种是负压或超低压，即裂缝突然打开形成的小于周围环境或围岩的欠压。

（1）高压注入砂脉。形成超高压砂脉的原因有6 种：1）地震液化是形成超压和形成液化的常见现象（Sims，1973）。2）上覆岩层或沉积物形成的超压。松散的沉积物在上覆压力突然增大的情况下会形成砂脉， 如de Machuca and Perucca（2015）发现阿根廷Precordillera 东部La Chilca 地区的砂脉成因与上覆的巨厚岩层和火山岩形成的超高压有关。三角洲前缘的滑动滑塌是较常见的因超压液化而形成砂脉的地质过程；
冰川的移动也会形成超高压，是其下部的富水松散泥沙粉砂液化，并形成砂脉（Le Heron and Etienne，2005；
van der Meer et al.，2009）。3）构造应力形成的超压。如Monnier et al.（2015）详细研究了法国东南Bevons 地区Vocontian 盆地阿尔必期由异常的古应力场造成的超压形成的大型砂脉，明确指出其非地震成因，并认为这种砂脉的最大特点是延伸方向与最小主应力垂直，揭示了砂脉的形成受区域应力场控制。4）超高压流体作用。Greb and Archer（2007）研究认为，阿拉斯加Turnagain Arm 地区河口潮汐起落幅度可达9 m，在这种强大的潮汐作用（高压流体）下形成了一些包括砂脉在内的软沉积物变形构造；
Monnier et al.（2015）在法国东南Vocontian 盆地内还发现了一些大型的稀疏直立的砂脉。5）水体剧烈动荡使刚沉积下来的松软沉积物发生超压，形成小型砂脉，如Meshram et al.（2011）在印度西海岸Dive Agar 海滩发现2004 年的海啸使该地软沉物发生变形从而形成了砂脉。6）生排烃形成的高压驱动了未完全固结的泥沙而形成砂脉。

（2）负压注入砂脉。当未固结的沉积物在一个伸展区域被快速地充填到米级到千米级深，突然被打开或再次被打开的裂缝或断层中的时候，发生的亚侵入充填，充填物由于裂缝打开形成局部欠压，而被吸入到裂缝或断层中（Vitanage，1954；

Harms， 1965；

Winslow， 1983；

Phillips and Alsop， 2000；

Rowe et al.， 2002；

Wall and Jenkyns， 2004；

Ribeiro and Terrinha， 2007；
Scholz et al.，2009；
Scholz，2010）。这些现象揭示了砂脉的充注动力非常复杂。同生的超压孔隙流体促使断层活动形成裂缝，为砂脉形成提供空间（Grauls and Baleix，1994；
Sibson，1995；
Wall and Jenkyns，2004；
Bureau et al.，2013）。地震可使近地表砂层液化，液化砂体下部（＜10 m）有一个固结的沉积层（Obermeier et al.，1989），液化的砂通过流化方式向上扩展形成典型的砂火山（Montenat et al.，1991；
Obermeier，1996），这一现象揭示了固结基底在砂层液化过程中具有重要作用。有两种过程必须区分开：一是不同类型的应力在硬岩中形成的裂缝网络（各种成因的继承性裂缝、构造破裂和水力压裂等）；
二是超压软沉积物对裂缝的充填，充填物可以穿透断层带。这两种现象必须同时和连续发生，且不断循环。充填和封闭的裂缝可以被重新打开和再充填，因此，通过砂充注特征可以记录注入时间幕。这些岩脉表现为碟状、柱状流体逃逸（寄主岩壁外的弯曲）。砂脉有时形成于同沉积裂缝，这种同沉积裂缝是形成砂脉的沉积物水下收缩的结果。形成在硬岩中的砂脉一般成组成群出现，向各个方向充注，尤其是向紧靠活动断层面的岩石充填，造成硬岩中产生形态复杂的充填裂缝。所以，通过砂脉的微结构研究可以反演砂脉的形成过程和形成动力。因此，明确向各个方向充注的岩脉群的几何学特征是识别地震成因砂脉的标准。

水成砂脉（Neptunian dikes）又可以称为“被动充填的砂脉”，这种砂脉应该属于第二种砂脉。这种砂脉是由早期形成的毫米到米级裂缝或孔洞由于重力作用，多在有水的条件下被缓慢充填形成的（Montenat et al.，1991；
Mallarino，2002），总的来说，这种砂脉相对较少（Le Heron and Etienne，2005）。水成砂脉与各种成因的张性裂缝有关，譬如与伸展有关的滑动滑塌、与斜坡有关的松弛及张性裂缝、与底辟有关的裂缝及超负载等，且裂缝长期保持开放。地震会形成大量开放性裂缝，随后被沉积物充填，表面上与非地震成因砂脉没有差别（Demoulin，1996）。但非地震形成的砂脉多为泥质环境的密度流充填（Beaudoin et al.，1982，1983）。充填海底开放性裂缝的砂流来自于超载注入，由砂和生物碎屑充填形成的大尺度水成砂脉经常发生褶皱变形（Beaudoin and Friès，1982），这揭示了砂脉切割了早期未成岩的沉积物，后期受泄水和压实作用的影响所致。水成脉被大规模的水和细粒泥质物混合充填，细粒物质甚至还会穿透基底的孔洞。当地震发生震动时，这些流体形成高压，注入到断层带内形成新的高压注入砂脉，使砂脉的性质发生转化。

除了上述成因外，砂脉还有暴露充填成因，如在一些斜坡地带，重力诱发的滑动滑塌也会产生裂缝，然后被砂泥充填形成砂脉。钟建华和李理（2000）在黄河下游边滩、心滩外缘观察到这种大型滑动滑塌形成的现代砂脉。在三角洲前缘这种砂脉则更常见，如在山东青岛灵山岛野外露头区的三角洲前缘亚相中也发现了这种砂脉（钟建华等，2020b）。钟建华（1997）根据黄河三角洲边滩、心滩广泛发育的雨水侵蚀沟槽被风成砂充填这一现象，提出砂脉也可由这种方式形成，不能否认有些被动砂脉（passive dikes）就是通过这种方式形成的。

古龙凹陷青山口组中的砂脉与上述两种砂脉都截然不同，既不是“注入砂脉”或“主动充填砂脉”，也不是“水成砂脉”或“被动充填的砂脉”，而是一种几何学和成因都很独特的砂脉，是一种靠密度倒置引起的重力坠落形成的砂脉，我们把它称为“重力坠落砂脉”。这种砂脉的发现对于丰富完善沉积学基础理论和古龙凹陷青山口组的基础地质学研究具有一定的意义。

松辽盆地北部面积11.95×104km2，是一个中新生代内陆断坳叠合盆地，分为中央坳陷区、西部斜坡区、北部倾没区、东北隆起区和东南隆起区和西南隆起区6 个一级构造单元（图1）。研究区在松辽盆地北部的一级构造单元中央坳陷区内，主体部分位于泰康隆起带和龙虎泡—大安阶地上，西部与西部斜坡区相邻，东部与齐家—古龙凹陷相邻，龙虎泡—大安阶地为其主体部分，区内由深至浅构造格局基本一致，整体表现为西北高、东南低的单斜构造。

图1 研究区构造分区及位置图a.松辽盆地构造单元划分及研究区位置；
b.研究区位置放大及井位分布Fig.1 Structural zoning and location map of the study area

松辽盆地的白垩系自下而上分别发育了火石岭组、沙河子组、营城组、登楼库组、泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组和明水组，但由于地层厚度太大，总结在一张柱状图中有困难，白垩纪地层仅从登楼库组开始（图2）。青山口组可以分为3 段，主要为一套灰黑—黑色的泥页岩，夹少量浅灰—灰色薄层状粉砂岩和白云岩薄层或透镜体，还有少量介形虫灰岩，少含黄铁矿结核。

图2 研究区地层柱状图Fig.2 Strata columnar in the study area

松辽盆地是中新生代发育的以古生代和前古生代变质岩系为基底的大型含油气沉积盆地，其发展先后经历了断陷、坳陷和反转作用3 个构造演化阶段，形成了一系列伸展、挤压、反转构造，构造变形的几何学、运动学特征对沉积作用产生了重要影响。

嫩江组末期发生构造反转（陈昭年和陈景发，1996），松辽盆地由伸展沉降转变为挤压隆起，使四方台组、明水组、依安组、大安组和泰康组隆起褶皱，并发育了4 个不整合面。北西西—南东东向挤压导致松辽发育了一系列以长垣和敖古拉为代表的北北东向背斜，在敖古拉和长垣背斜夹持的古龙凹陷中的青山口组遭受了强烈的北北西—南南东向侧向挤压，发育了一系列北西西—南东东向挤压形成的共轭剪切裂缝和顺页理滑动，形成了大量顺页理缝，为提高青山口组页岩储集能力起到了重要的作用。

坳陷沉积时期发生两次大湖侵，盆地中部产生较大面积的深湖—半深湖区，形成了青山口组和嫩江组两套大规模湖相沉积，是盆地主要烃源岩发育的时期，也是页岩油主要发育层位。青山口组是页岩油发育的主要层段，青一段主要是一套黑色—灰黑色泥页岩（图2），有机质含量较高，底部有3、4 层油页岩，是主要的页岩油发育层段。

研究表明，松辽盆地青山口组发育了丰富的页岩油，资源量可达151 亿吨，是大庆油田重要的接替资源。青山口组的页岩油油源储比大于95%（庞彦明等，2021），单砂体厚度一般小于0.20 m，偶见1 m 厚的粉砂岩。属于典型的纯页岩型（Ⅲ型）页岩油（王广昀等，2020）。过去在青山口组地层、储层及页岩油的研究上已经取得了很多成果（邵红梅等，2021；
王凤兰等，2021；
何文渊， 2022， 2023；

何文渊等， 2022， 2023a，2023b；
孙龙德等，2023），但还存在一些基础地质问题认识不清，包括其沉积环境，是一个简单的深湖、半深湖相，还是有更复杂的环境分化和异化。近期的研究发现古龙页岩中发育了大量的粉砂岩脉，成为页岩储层中的独特构造，非其它盆地所有。

从成因和几何特点看，古龙凹陷青山口组页岩油储层中的绝大部分砂脉是重力坠落砂脉，成因独特。

（1）砂脉的宏观与微观特点

1）砂脉的宏观特点

砂脉的形态非常复杂（图3），初步可以分为5 种：第一种是标准型的，砂脉呈纤细状，边缘清晰，上下宽度比较一致，略曲或弯曲成肠状，但不重叠，竖面宽度在1～2 mm（其实，向岩心里面还可以延伸，甚至延伸很远），高度在数厘米（图3a、图3b）；
第二种是短粗型的砂脉，宽度在2～3 mm，高在数毫米到1 cm（图3c 中的红色箭头），密集发育；
第三种是粗细变化大，忽而变细或忽而变粗，甚至中断（图3d～图3g），竖面宽度在数毫米，高数厘米；
第四种是重叠集结成团块状（图3f、图3g 中的红色箭头），但可以看出边界，竖面宽度在数毫米到数厘米，高数厘米；
第五种是团块状，长宽近相等，直径在数厘米到十余厘米，内部均一或含泥屑（图3k、图3l），边缘平整或参差不齐，顺层或近顺层（图3h～图3j），厚度在毫米级到厘米级，砂侵入对围岩有明显的侵入和撕裂现象，在显微镜下可以见到明显的侵入和切割与撕裂现象（图3k、图3l）。重力坠落砂脉的发育非常复杂，在一个液化层中会发育多种砂脉，组合成液化砂脉集合体（图3m）。所有砂脉的发育都是从最上部的粉砂层中开始的，因液化坠落而出现两个缺口（图3a 中的黄色箭头）；
液化的粉砂穿越了中部的粉砂层（图3b 中的蓝色箭头）而坠落到下部的灰黑色泥质沉积中，形成砂脉。

图3 古龙凹陷青山口组液化重力坠落粉砂砂脉a.小型纤细肠状砂脉（红色箭头），因压实呈肠状；
b.小型纤细肠状砂脉（红色箭头）因压实呈肠状；
c.小型团块状砂脉（红色箭头）；
橙色箭头指示的粉砂透镜体是一个风暴形成的丘状构造，其中发育了丘状交错层理；
d.复杂的倾斜叠合肠状砂脉；
e.复杂的倾斜叠合肠状砂脉；
f.复杂的肠状砂脉（红色箭头），宽度变化较大，首尾尖锐，中间较宽；
g.复杂的肠状砂脉（红色箭头）；
h.复杂的肠状砂脉（红色箭头），叠合成平卧“U”形；
i.简单的砂脉（红色箭头）和团块状砂脉（蓝色箭头）；
团块状砂脉（蓝色箭头）呈钟形；
j.顺层砂脉（红色箭头），与倾斜砂脉（蓝色箭头）相连，并把其中的页岩撕裂（右侧红色箭头）；
k.显微砂脉，由水平和垂直两种组成，水平砂脉斜切了页理；
垂直砂脉发育在水平砂脉的底部；
l.显微砂脉，其中的黑色颗粒为泥屑；
m.复杂的重力坠落砂脉组合，反映了液化极其强烈Fig.3 Liquefaction gravity fall silty dikes in Qingshankou Formation，Gulong Sag

砂脉的几何学特点可以分为两种：第一种是呈纤细状，边缘清晰，上下宽度比较一致（图3a、图3b）；
第二种是上下粗细变化大，忽而变细或忽而变粗，甚至成团块状（图3f～图3h）。这两种砂脉的形成过程不同，前者可能是液化砂在一种比较“粘稠”的状态和底部的泥质也比较粘稠的条件下形成的，液化砂得以以匀速缓慢的速度坠入泥质沉积中，形成比较典型的肠状砂脉（图3a、图3b）；
而第二种则可能是液化砂含水较高比较稀和下部的泥质沉积也比较稀的情况下形成的，液化稀砂往下坠落到稀泥中如遇到底部沉积物较硬时容易堆积膨化（图3f～图3h，图4a、图4d～图4f）。第一种砂脉在后期的压实过程中容易发育成比较规则的肠状砂脉（图3a、图3b）；
而第二种砂脉在后期的压实过程中变化较小，不容易发育成肠状砂脉，而是发育成砂团（图4d）或砂透镜体（图3m，图4a、图4c）或梨形（图4a、图4e、图4f）。液化稀砂往下坠落时会撕裂和捕获周围的稀泥形成泥屑团块（图4a～图4c 中的蓝色箭头；
图4h 中的黄色箭头）。

图4 重力坠落砂脉的内部碎屑结构a～d.强烈重力坠落形成的砂脉，从四周的视图可以见到沿这个岩心都发育了很好的砂脉；
e.重力坠落砂脉，强烈地撕裂了灰黑色泥岩；
f.图e 中的蓝色方框放大，可见下宽上窄呈梨形，揭示了基底较硬；
g.图f 中的红色方框放大30 倍，可见大量灰黑色条带状泥屑（红色箭头）和黄褐色的方解石胶结物（蓝色箭头），揭示了砂脉在形成过程中捕获了围岩物质；
h.图f 中的黄色方框放大30 倍，可见灰黑色棱角状泥屑（黄色箭头）和黄褐色的方解石胶结物（蓝色箭头），同样揭示了砂脉在形成过程中捕获了围岩物质Fig.4 Internal clastic structure of gravity fall liquefied sand dikes

重力坠落砂脉内部的碎屑结构包括颗粒的类型、大小、相互关系和钙质胶结物（图4g、图4h）。重力坠落形成的砂液化非常好的时候，坠落沉降的液化砂会直达硬底，形成一种底部膨大的梨形砂脉（图4e、图4f）。图4e 的蓝色方框放大成图4f，又把图4f 中的红色和黄色方框通过手机显微镜放大30 倍（图4g、图4h），可以见到灰黑色的泥屑撕裂成条带状（红色箭头）或棱角状（黄色箭头），在泥屑之间为方解石胶结物（图4g、图4h 中的蓝色箭头）。可见重力坠落砂脉对围岩也有强烈的侵蚀撕裂，也揭示了当时灰黑色的泥质沉积还很软。

重力坠落砂脉的发育受到3 种因素的影响：一是液化程度；
二是围岩的性质和围岩液化程度；
三是重力坠落砂脉坠落基底的岩性。第一种在液化程度较强、状态较稀，且底部泥质也比较稀的条件下，液化砂以较快的速度坠入泥质沉积中，形成比较细、长的砂脉（图3a、图3b）；
第二种在液化较弱、状态较“粘稠”，且底部泥质也比较粘稠的条件下，液化砂匀速缓慢地坠入泥质沉积中，形成底部比较粗大的砂脉（图4a、图4e、图4f）；
而第三种是在液化程度很弱、状态很粘稠，且下部的泥质沉积也比较粘稠的情况下，液化稀砂往下坠落容易堆积成团（图4d～图4f）。第一种砂脉在后期的压实过程中容易发育成比较规则的肠状砂脉（图4a～图4c），第二种砂脉在后期的压实过程中变化较小，不容易发育成肠状砂脉，而是发育成球状或扁平的透镜状砂团或砂透镜体（图4e）。

重力坠落砂脉在岩层层面上也有特点，其底部具有虫迹或泥裂的假象（图5），有短梭状、细脉状、细线状等，大部分在层面上排列没有方向性（图5a、图5b），但少数有一定的优选排列（图5c、图5e、图5g）或交织成网状（图5d）。有时在面上可以见到砂脉形成的铸模（图5f）。从三维上看大部分这种砂脉是一种凹凸不平的曲面板片。

图5 砂脉底部的形态与结构a.砂脉底面，可见砂脉呈短梭形（红色箭头），两端尖，中间宽，在有的地方相交（橙色箭头），表面上看像虫迹；
b.砂脉底面，可见砂脉纤细（红色箭头），密布在层面上；
c.砂脉底面，可见砂脉纤细（红色箭头），密布在层面上；
d.紧贴在液化粉砂岩底面的纤细砂脉（红色箭头），可见线性砂脉（红色箭头）交织成网状，分叉和交汇频繁（橙色箭头）；
e.砂脉底面，可见砂脉呈短梭形（红色箭头）；
f.砂脉顶面的铸模（蓝色箭头），可见呈槽状，两端尖，中间宽；
g.产在页岩中的纤细砂脉底面，略具有一定的排列优选性，与红色箭头方向垂直；
h.紧贴在液化粉砂岩底面的纤细砂脉（红色箭头）Fig.5 Morphology and structure of the bottom of sand dikes

2）砂脉的显微特点

显微镜下可以见到砂脉的很多细节（图6）。观察研究后，总结出以下特点：一是泥质被砂侵入扰动明显，边界清晰（图6）；
二是砂脉中多有粉砂级泥屑，越靠近围岩越多（图6b、图6d），但有时整个砂脉都混合了泥屑（图6d）；
三是有时会发育砂泥混合带（图6c）；
四是泥质围岩受粉砂流动而流变明显，形成一些流动构造（图6c、图6d）；
五是液化的粉砂常呈团块状分布；
六是砂脉具有相对较好的孔渗，后文详述。总之，显微镜下砂脉的流动特点非常明显。

图6 砂脉的显微结构a.砂脉与棕褐色泥岩边界清晰，砂脉中有一些棕褐色的粉砂级泥屑（红色箭头），泥岩流变呈鹅头状，前端发育了一个尖喙（蓝色箭头），侵入了一些粉砂颗粒（黄色箭头），单偏光；
b.砂脉与棕褐色泥岩边界清晰，边界呈锯齿状，似乎是粉砂侵入到泥质中（红色虚线框住的部分），砂脉中有一些灰黑色的粉砂级泥屑（红色箭头），单偏光；
c.砂脉与棕褐色泥岩边界清晰，砂脉非常纤细，边界呈锯齿状，砂脉中有一些棕褐色的粉砂级泥屑（红色箭头），泥挤入粉砂中（蓝色箭头），单偏光；
d.上部砂脉与棕褐色泥岩边界清晰，有大量棕褐色粉砂级泥屑（红色箭头），泥挤入粉砂中（蓝色箭头），粉砂也呈团块状（黄色箭头）发育在棕红色泥质中Fig.6 Microstructure of sand dikes

（2）砂脉的物质组成

砂脉的物质成分以钙质泥屑粉砂、含介形虫碎屑泥屑粉砂和泥屑为主（图4，图6），还可以见到凝灰岩脉、黄铁矿脉、泥脉、介形虫脉和藻屑脉5 种类型（限于篇幅，本文暂时不讨论）。对于钙质粉砂岩脉来说，几乎都有介形虫或介形虫碎屑，也间接地揭示了粉砂来自于滨浅湖带的浅水环境，是由风暴或（风暴触发）浊流带进来的。关于各种成分不同的砂脉将在后文详述。

（3）砂脉的结构

砂脉的组成可以分为两个部分：砂脉主体和砂脉边缘（图6）。砂脉的主体是砂脉的内部；
而砂脉的边缘则指砂脉与围岩接触的地方。砂脉的边缘可以分为两种：一种是平整型（图3k），一般较少；
另一种是凹凸不平型（图4a、图4b），这种形态的砂脉边缘有时会发育一种鳌状构造，揭示了液化砂的挤入和压实差异。一次规模较大的砂坠落会形成多种复杂的砂脉组合（图3e，图4a～图4d）。

（4）砂脉的产状

因为古龙凹陷青山口组中的重力坠落砂脉的产状非常重要，所以我们单独讨论。古龙青山口页岩中的重力坠落砂脉普遍倾斜（图3，图4）。这种倾斜主要是由顺层剪切形成的（图7，图8）（何文渊等，2022）。根据砂脉倾角不同，可以分为4种：第一种是竖直砂脉，倾角大于75°，较少，一般只发育在白云岩中；
第二种是陡倾斜砂脉，倾角在60°～75°（图3a、图3b）；
第三种是中等倾斜砂脉，倾角在30°～60°（图7a、图7a"、图7c、图7c"），占多数；
第四种是急倾斜砂脉，倾角小于5°～30°（图7b、图7b"）；
第五种是水平砂脉，倾角小于5°（图3j、图3k、图3n）。

图7 岩心上的倾斜肠状砂脉揭示了顺层剪切滑动a.岩心上的中等倾斜肠状砂脉；
a".图a 倾斜肠状砂脉后面180°的照片；
b.岩心上的缓倾斜肠状砂脉，倾角15°；
b".图b 倾斜肠状砂脉后面180°的照片，倾角23°；
c.岩心上的中等倾斜肠状砂脉，倾角33°；
c".图c 中等倾斜肠状砂脉后面180°的照片，倾角46°；
d.刚形成的竖直砂脉；
e.左行剪切形成的倾斜砂脉，加上垂向压实成肠状Fig.7 Inclined intestine-like dikes in the core reveal bedding shear slip

图8 剪切和压实形成倾斜肠状砂脉示意图a.倾斜肠状砂脉；
b.另一处倾斜肠状砂脉的放大照片；
c.重力坠落形成了3 条竖直的砂脉（红色竖直线）；
d.竖直砂脉在垂向压实作用下褶皱成肠状；
e.在顺层剪切作用下竖直的肠状砂脉发生倾斜Fig.8 Schematic diagram of the intestine-like inclined sand dikes formed by shearing and compaction

砂脉的倾角由3 个因素决定：一个是顺层剪切强度，剪切强度越大倾角越小，反之越大；
第二是压实率，压实率越小倾角越大，反之越小；
第三个是顺层剪切发生的时间，发生越晚倾角会越小，反之越大。

顺层剪切是个复杂的过程，在区域上可能没有统一的方向，甚至在局部的一定厚度内也没有统一的方向，呈现出忽左忽右（图9）。对岩心的观察表明，砂脉的倾向是往复重复的，相邻的砂脉左行和右行交互出现（图9b、图9c），这揭示了顺层剪切是在短距离（厘米级）内左右行交互，形成了这种类似羽状或青鱼骨刺的砂脉（图9b）。这种剪切的机制是什么？很可能是压实形成的，有待今后深入研究。

图9 砂脉的多向及其反向顺层剪切a.砂脉呈不规则平卧“V”形，是沿着黄色箭头的顺层剪切滑动形成的；
b.一套较规则的复杂双向顺层剪切形成的复杂砂脉组合，可以见到在厘米级尺度内顺层剪切的方向总在变化180°方向进行；
c.一套不规则的复杂双向顺层剪切形成的复杂砂脉组合，可以见到在厘米级尺度内顺层剪切的方向总在180°方向进行，但滑动距离变化很大，上部的滑动距离在数厘米，而下部的仅不到1 cmFig.9 Multidirectional sand dikes and their opposite bedding shear

（5）砂脉的孔隙

大多数砂脉的孔隙发育不好，但有的砂脉孔隙度较好（图10），铸体薄片揭示孔隙以微米级为主。这种孔隙有个特点，就是孔隙发育在颗粒的边缘，形成一种不连续的环状孔隙，可能是溶蚀形成的。砂脉的孔隙直径或宽度多在微米级，看似不大，但对于古龙页岩油储层来说这种孔就是非常大的。可以肯定，砂脉对于局部物性的改造和优化是有积极意义的。但这种现象并不普遍，很多砂脉就没有这种孔隙。

图10 重力坠落砂脉发育了大量微孔a.近顺层的薄层状砂脉，宽1 mm，长6 mm（两端未见端点），其中发育了大量的微孔，主要为颗粒边缘的环形孔；
b.顺层的小型透镜状砂脉，极其纤细，厚度1 mm，宽4.5 mm，颗粒边缘孔发育；
c.近顺层的砂脉，厚度不稳定，介于100～600 μm 之间，颗粒边缘孔发育，其中有一条断续的裂缝，被沥青充填；
d.竖直砂脉，像气球状，上部宽1 mm 下部400～500 μm，高3.5 mm，边缘微孔非常发育；
e.顺层和倾斜砂脉，边缘孔发育，周围含有机质很高的粘土Fig.10 A large number of micropores developed in gravity fall liquefied sand dikes

（6）重力坠落砂脉的伴生、共生软变形构造

重力坠落砂脉往往不是单独出现的，与之伴生和共生的有液化砂条带、液化砂团块、液化眼球、液化砂星点等。

1）变形层理

液化构造最常见的伴生、共生构造是变形层理，规模总体较小，尺度在厘米级，多不规则。因为砂脉本身是软沉积物变形产物，各种形态、各种尺度和各种产状的变形层理均可见到。由于液化强烈，很多水流或近水平的薄粉砂层都发生了完全液化（图11a），变的非常软，很容易被液化砂脉穿越，图11a 中的蓝色箭头指示了穿越砂脉的轨迹。所以，整个图片上穿越引起的软变形很发育（红色箭头）。

图11 液化坠落砂脉及砂岩碎片a.液化变形层理（红色箭头），层理多呈平卧褶皱状，下部有明显的左行剪切变形，上部的浅灰色薄层状粉砂液化强烈，其中发育了砂脉穿越形成的轨迹（蓝色箭头）；
b.液化变形层理内部的结构，可见粉砂与泥质变形（横向是页理方向），粉砂中有大量粉砂级泥屑，页理已完全被扰乱Fig.11 Liquefaction fall sand dikes and sand fragments

2）液化砂条带

与砂脉共生或伴生最多的软沉积变形现象，多半是重力坠落砂脉的砂源，其底部与重力坠落砂脉相连，是砂脉的“根”。液化砂条带通过液化形成砂源，使其中部分物质在重力作用下发生沉降，形成砂脉。液化砂条带内部的结构构造可能会部分（图3a～图3f）、甚至完全破坏（图4），但没有明显位移，以区别于顺层砂脉（图3h、图3i）。值得指出的是，少数液化砂条带因为本身很薄和液化强烈，尤其是坠落砂脉太发育而变得很薄、甚至消失，只能看到砂脉，而看不到上部的砂脉根——液化砂薄层（图8b），但砂脉下部或底部看不到与砂脉有连接的粉砂薄层。所以，可以证明古龙页岩油储层中规模较小的砂脉是重力坠落形成的；
在古龙凹陷青山口组页岩中那些宽在厘米级以上、高大于10 cm 少量规模较大的砂脉还是高压液化充注形成的，而非重力坠落。

3）液化砂团

砂发生了强烈液化，内部失去了所有原生的沉积构造，边缘被暗色的泥包围（图3e，图4a～图4c，图11a）。

（7）砂层中的砂脉

以上介绍的砂脉都是保存在灰黑色—灰褐色泥页岩中的，除此之外，有的砂脉是发育在薄层粉砂中的（图3a、图3b 和图3e 中的红色箭头，图12中的红色箭头）。砂脉可以穿越砂层而到达砂层底部，甚至穿到砂层底部的泥质层中。在穿越砂层中的砂脉有的呈直立（图12），没有发生强烈的弯折卷曲，表明形成时和形成后没有被压实而被缩短，或者压实率与砂层相同，发生同步变形。穿过砂层的砂继续沉入到砂层之下则弯曲成肠状（图3a 中的蓝色箭头，图3e 中的红色箭头，图12中的蓝色箭头）。砂脉能穿过薄粉砂层需要两个条件：一是砂脉的密度比被穿越的薄粉砂层大；
二是被穿越的薄粉砂层的硬度要比砂脉小。所以，从这两点可以知道被穿越的薄粉砂层当时处在液化状态，而且比砂脉更软，否则无法被砂脉穿越；
二是尽管砂脉也被液化了，但密度和硬度均大于被穿越的薄粉砂层。

图12 岩心中穿透薄粉砂层的砂脉a.3 条砂脉穿越了粉砂层（红色箭头），在粉砂层的底部形成了复杂的沙面（蓝色箭头），因为液化砂漏失到砂层底部，形成了一透镜状砂脉团，而在砂层顶部形成了一个下凹的漏斗形（黄色箭头）；
b.4 条砂脉穿越了粉砂层（红色箭头），在粉砂底部形成了多条复杂的砂脉（蓝色箭头），在下部还有一套穿越粉砂层的砂脉；
c.砂脉穿越了薄粉砂层（红色箭头），直达其下部的灰褐色粉砂质泥岩中，强烈弯曲成肠状（蓝色箭头）；
d.灰褐色的砂脉（红色箭头）穿越了浅灰色的薄层状粉砂，非常明显，到达下部的灰褐色泥岩中呈强烈的肠状弯曲（蓝色箭头）Fig.12 Sand dikes penetrate the thin silty sand layer in cores

（8）白云岩（结核）或云化泥页岩中的砂脉

古龙凹陷青山口组发育了一些白云岩薄层或白云岩结核及云化泥页岩（图13），但白云岩薄层或白云岩结核与一般的白云岩不同，含有大量的有机粉砂级泥屑（图13e）。这种砂脉除了发育在黑色—灰褐色泥页岩中或灰色—灰白色钙质粉砂中，还可以发育在白云岩（结核）或云化泥页岩中（图13）。白云岩（结核）中的砂脉有如下特点。1）有时发育有砂脉，不如黑灰色泥页岩中普遍。2）砂脉普遍较纤细，宽度多在1～2 mm，高数厘米。3）多直或微曲，曲率普遍较小，在1.5以下，图12d中反映在白云岩中的砂脉曲率在1.48（表1 下部），而附近泥页岩中的砂脉曲率可达2.68（表1 上部），明显高于白云岩中的砂脉曲率，表明了白云岩薄层的压实率小于泥岩。此外，白云岩脉中砂脉的曲率也可以反映白云岩形成时间在成岩早期。4）多数白云岩含有大量灰黑色的砂级泥屑，所以大多数白云岩是一种云化泥岩或云化页岩。5）白云岩中的砂脉都是直立或近直立的，表明没有像发育在泥页岩中的砂脉那样经受顺层剪切，揭示了发生顺层剪切时白云岩已经硬化，顺层剪切发生在白云岩化之后。

表1 白云岩中的砂脉几何参数统计表Table 1 Statistical table of geometric parameters of sand dikes in dolomite

图13 白云岩结核中的砂脉（红色箭头）与泥岩中的砂脉（蓝色箭头）及其曲率对比a.白云岩及其砂脉，可见砂脉（红色箭头）基本都是直立的，但是下面灰黑色的泥岩中的砂脉弯曲明显；
b.云化页岩中的砂脉（红色箭头），灰黑色页岩中的肠状砂脉（蓝色箭头）；
c.白云岩中的砂脉（红色箭头）；
d.含油白云岩中的砂脉（红色线条）和灰黑色泥页岩中的砂脉（蓝色线条）；
e.白云岩（结核）中有大量灰褐色的粉砂级泥屑（黄色线条）；
f.白云岩及其砂脉，可见砂脉（红色箭头）基本都是直立的，但中部有一条呈“S”形，顶面灰黑色的泥岩中的砂脉弯曲明显；
g.白云岩及其砂脉，可见砂脉（红色箭头）微曲，底部灰黑色的泥岩中的砂脉（蓝色箭头）复杂；
h.白云岩及其砂脉，可见砂脉（红色箭头）微曲，底面的灰黑色泥岩中的砂脉（蓝色箭头）弯曲复杂Fig.13 Sand dikes in dolomite nodules（red arrows）and sand dikes in mudstone（blue arrows）and their curvature comparison

3.1 重力坠落砂脉的形成动力学

对比前言中的砂脉，古龙凹陷青山口组的砂脉均明显不同，无论是在几何特点还是在保存和产出状态均不相同。我们认为它的成因独特，与重力沉降有关。

（1）重力坠落的证据

前文已经多次提到了砂脉重力坠落的成因证据（图3a、图3b、图3e，图12a、图12b，图14）。图14 是一个很好的证据：因为重力坠落砂脉的反应使薄层粉砂细颈化，粉砂层的顶部液化强烈，几乎完全转变为流体状态，而此时粉砂层也被液化，无力托举顶部的完全液化粉砂，使完全液化粉砂穿透半液化粉砂薄层，在粉砂层中形成了坠落尾迹（图12a 中的红色箭头），坠落到粉砂薄层底部，并进一步坠落到泥中形成砂脉（图14 中黄色虚线框住的部分，图14a，图14b）。在完全液化粉砂穿透薄层粉砂时，液化粉砂薄层的底部会产生向下的作用力，使粉砂底部的部分砂被剥离（图14b中的蓝色箭头），并坠落到泥中形成碎块（图14b中的红色虚线框住的部分）。液化砂的大量坠落形成了一个漏斗，并使其上的薄层粉砂也向下塌陷形成凹陷（图14 中的白色和蓝色箭头）。所以，在薄层粉砂的底部有明显的向下作用的力。粉砂薄层中还保留了较好的水平层理，因此推测其仅发生部分液化，只能让顶部的液化粉砂穿透，而本身不能转变为砂脉。复杂的沉积构造组合和成因动力学分析见图14 的图注。所以表明古龙凹陷青山口组页岩中的砂脉是重力坠落形成的。

图14 砂脉漏失形成了“漏斗”和透镜状砂脉集合体a.穿越粉砂层的砂脉，在粉砂层的底部堆积成一团混合的砂脉透镜体（下部黄色虚线），底部也微弱下突而呈透镜状（蓝色箭头）；
在砂脉上部的粉砂中有6 条砂脉穿越现场的“轨迹”（黑色箭头）；
在正对砂脉的粉砂顶部呈洼状（上部黄色虚线）；
下部还有一个红色虚线框住的部分，系上部砂脉底部的拆离，而非砂脉；
b.图a 的红框放大；
可以见到砂脉重力坠落形成的轨迹（黑色箭头）；
部分液化的粉砂层中有清晰的水平层理（橙色箭头），在薄砂层底部有一个被坠落砂脉拆离的粉砂透镜体（红色虚线框），其中有近水平层理发育（蓝色箭头）；
在靠近砂脉坠落古迹的地方层理被坠落砂脉牵引而向砂脉坠落轨迹倾斜（红色箭头）；
砂脉坠落形成的漏斗之上也有两个陷落漏斗（白色和蓝色箭头）Fig.14 A “funnel” formed by sand dikes leakage and a lenticular sand dikes aggregation

（2）刚沉积的黏土和粉砂的密度

很难精确地计算刚沉积下来的黏土的密度是多少，但可以从两个角度探索：第一个是根据黏土絮凝沉积试验的结果，第二是根据一般的刚沉积的黏土含水率计算。

1）Schieber et al.（2019）与本文模拟实验结果

河流将黏土以胶体的方式搬运到河口，由于黏土胶体带负电荷，进入河口后遭遇湖水中的Ca2+和Mg2+等带正电的金属阳离子而发生聚沉，形成密度极小的黏土絮凝体。Schieber et al.（2019）做过一个人工模拟黏土沉积的实验，他发现刚沉积的絮凝黏土密度极小，图15a 中的絮凝黏土密度仅8 g/L；
图15b 中的絮凝黏土仅40 g/L。我们也做过一个黏土絮凝沉积实验：图15c 中的絮凝蒙脱石的含量为200 g/L（制备过程：取957 mL 水，加200 g蒙脱石，用搅拌机充分搅拌）。

图15 刚沉积形成的3 种密度的蒙脱石黏土絮凝体a.每升含8 g 黏土（Schieber et al.，2019）；
b.每升含40 g 黏土（Schieber et al.，2019）；
c.每升含200 g 蒙脱石（本文）Fig.15 Montmorillonite clay flocculates of three densities formed by fresh deposition

简单计算一下图15c 中蒙脱石絮凝体的密度。蒙脱石的密度取2 300 g/L，200 g 蒙脱石絮凝体的体积等于200÷2300 = 0.086 L，即每1 L 蒙脱石絮凝体中有86 mL 蒙脱石、914 mL 水，图15c 中每升含200 g 蒙脱石的凝黏土密度则为1 114 g/L，其密度仅略大于水的密度1 000 g/L。

2）刚沉积的粉砂的密度

刚沉积的粉砂孔隙度约40%，取固体颗粒密度2 700 g/L，所以密度ρ1= 2 020 g/L。泥页岩黏土之间的粉砂被认为是风暴搬运到盆地内来的（Plint，2014）。

（3）形成动力学

在探讨砂脉形成动力学时先建立一个简单的物理模型，如图16 所示。粉砂的密度为2 020 g/L；
而实验获得的絮凝蒙脱石密度ρ2= 1 114 g/L，两者的密度差为906 g/L。如果粉砂沉积在这种絮凝状的黏土上就会出现上部密度大、下部密度小的密度倒置现象，粉砂必然会沉到黏土中形成砂脉。所以，能够在古龙青山口组页岩中见到大量砂脉。形成古龙青山口组砂脉的动力是密度倒置形成的重大重力差906 g/L。砂脉侵入到泥质沉积中的比例不一，多者可占面比60%以上（图3f，图12a、图12d，图14），少者仅占面比的2%～3%（图9a）；
大部分占面比的25%（图3a、图3b、图3e）。以砂脉面比占25%为例，简单计算一下被砂脉侵入后砂泥混合物的密度（图16b）。通过计算获得了25%的粉砂（砂脉占的面比）与面比占75%的泥（泥页岩占的面比）的砂泥混合物的密度ρ3为1 340.5 g/L（图16b），通过这种中间密度与底部密度较小的泥过渡而形成暂时的较稳定状态（图16b、图16c），也可能会进一步向下坠落形成更复杂的砂—泥混合脉。在后来的早期成岩过程中受到压实和脱水等地质作用，发育砂脉的砂泥混合层会因压实变得紧密（密度大于1 340.5 g/L）而趋于稳定。

图16 液化重力坠落砂脉形成模式图a.液化前的密度倒置的粉砂—黏土序列；
b.液化的密度倒置的粉砂向下坠落，形成粉砂面；
c.在压实作用下垂向缩短，砂脉变曲；
d.在压实作用下垂向缩短，砂脉进一步变曲成肠状；
e.在垂向压实和顺层剪切作用下，砂脉倾斜成肠状；
f.液化砂脉进一步压实；
g.图f 经左行剪切后砂脉发生右倾变形Fig.16 Formation model of liquefaction gravity fall sand dikes

3.2 压实过程中砂脉的弯曲或肠化

观察表明，古龙凹陷页岩油储层中的砂脉几乎都是弯曲成肠状（图3，图7，图8，图12，图14），主要是由成岩压实形成的。泥质或黏土沉积含水量（或孔隙度）为80%～90%。Schieber et al.（2019）研究发现，数百米厚的泥（浆）经压实后会转变成50 m 厚的泥岩。对古龙页岩油储层中的砂脉的研究结果表明，泥页岩的压实率可达5～6。可见泥质沉积的压实率非常高。但我们近期对大庆周缘4 个小型湖泊黏土沉积的研究结果发现，在沉积表面数十厘米深黏土迅速变得固结较好，含水率不到50%。

前文已叙述，古龙凹陷页岩油储层中的砂脉非常发育，而且基本都呈肠状，特点非常明显。一般把砂脉的肠状弯曲解释成成岩压实（杨冠群等，2017；
何文渊等，2020），根据曲率还可以反演压实率古龙凹陷页岩油储层中的砂脉。

通过初步研究，发现重力坠落砂脉普遍被压实而弯曲成肠状（图3，图7，图8，图12，图13，图14），所以可以通过砂脉的弯曲率来研究泥页岩的压实率。杨冠群等（2017）做过同样的研究，结果显示泥岩压实率与泥岩体积压缩率相关性高达0.91；
同时根据泥岩压实率分布规律将泥岩压实作用划分弱压实（C＜1.66）、中等压实（1.66＜C＜3.55）、强压实（C＞3.55）等3 种类型，泥岩越厚，压实程度越高。对古龙凹陷中部的青山口组泥页岩中的砂脉进行定量研究，发现青山口组泥页岩的压实率非常大，可达5～6 以上。由此反推泥质沉积的原始水含量或孔隙度可达80% 以上，与Schieber et al.（2019）的结论（含水率85%）很接近。所以，砂脉在研究压实率和孔隙度及其含水率上有重要意义。

3.3 风暴振荡的液化作用

研究认为，古龙青山口组页岩油储层中的砂脉的形成与风暴液化和重力沉降有关。风暴形成的振荡反复作用在风暴形成的粉砂上形成易于流动的液化砂，与此同时其下部的泥质沉积发生了液化，由于粉砂的密度大于泥质沉积，所以会发生重力沉降，密度较大的粉砂坠入密度较小的泥质沉积中形成砂脉。

砂液化成脉有多种机理（钟建华等，2018），但古龙凹陷青山口组页岩中的砂脉却有自己独特的成因。在古龙凹陷风暴沉积的粉砂岩底部经常会发育小型液化砂脉，对古龙凹陷青山口组岩心的实际观察表明，有70%～80%的粉砂层底部都发育了液化粉砂脉。这种液化砂脉的最大特点是从上向下坠落（图3，图4，图14），表明上部粉砂密度大、下部泥密度小，在重力差异的驱动下，向下坠落形成砂脉；
而不像地震液化砂脉从下向上挤入，下部压力大、上部压力小，在压力差异驱动下形成砂脉。风暴振荡持续作用在沉积下来的细粉砂上，使其液化失去内粘性，产生流动形成液化。液化有3 种效应：一是在砂层内部形成液化流动；
二是泄水向上流动；
三是因密度加大而向下部的泥或粉砂层中坠落，形成液化砂脉（图3，图4，图12，图14）。这种液化砂脉与虫迹很像，往往被误认为虫迹。值得注意的是，古龙凹陷青山口组页岩中的液化粉砂脉有些是从液化粉砂层的顶部穿透液化粉砂层向下坠落形成的，而不是从液化粉砂层底部坠落形成的。表明液化粉砂层顶部液化程度高于底部，从顶到底有一种液化程度逐渐变小的差异，这种差异有可能是风暴形成的振动能量从上向下逐渐衰减所致，所以从这一点上也可以认为古龙凹陷青山口组页岩粉砂层中液化形成的粉砂脉与风暴作用有关。古龙凹陷青山口组风暴沉积发育（Liu et al.，2012），其实在国外的一些（大陆架）泥页岩中风暴作用也常见（Swift et al.，1986；
Ogston et al.，2000；
Fan et al.，2004；
Plint et al.，2012；
Plint，2014），而古龙凹陷青山口组页岩中的重力坠落砂脉在其它地方很少见。

如果粉砂不液化就难以形成砂脉，只有粉砂液化后才会像流体一样流动，沉入下部的泥质沉积或形成复杂的肠状砂脉。从粉砂脉的复杂形态也可以看出粉砂层的液化程度非常高，而且底部泥质沉积的液化程度也很高。所以，密度较大的粉砂在上，而密度较小的粘土或泥质在下，是形成重力坠落液化砂脉的必要条件，液化是形成粉砂脉的充要条件。古龙青山口组粉砂脉主要产在泥页岩中，少数可以产在白云岩中（图13），还有少数产在粉砂岩中（图3e，图12）。

有理由认为，古龙青山口组页岩中的细小砂脉的形成与风暴液化和重力沉降有关，而与地震液化无关。风暴形成的振荡反复作用在风暴形成的粉砂上，形成易于流动的液化砂，与此同时其下部的泥质沉积发生了液化，由于粉砂的密度大于泥质沉积，所以会发生重力沉降，密度较大的粉砂坠入密度较小的泥质沉积中形成砂脉。

概括起来有如下5 点意义：1） 探讨压实率。2） 探讨页岩顺层剪切滑动。3） 探讨白云岩（结核）的形成阶段：一是白云岩（结核）中发育了砂脉，表明当时的白云岩是一种很软的液化松散状态，否则液化粉砂进入不了白云岩（结核）中，进一步表明白云岩（结核）不是在沉积时形成的，而是在埋藏成岩之后形成的。二是岩心普遍的规律是白云岩（结核）中的砂脉曲率较小，仅在1.481，而临近的泥页岩曲率在2.682（表1），两者相差1.201，表明在同样的上覆重力条件下白云岩的垂向压实率较小，进一步揭示白云岩的固结性较好。白云岩（结核）是在压实率1.481 之前形成的，形成后就没有再经受压实。从泥质沉积在压实率1.481之前的完成深度和时间可以推算白云岩化完成的时间。4）探讨储集空间：某些砂脉的孔渗相对较好（图10），为优化页岩油储层做出了贡献。5）探讨下部泥质沉积的物理状态。

（1）古龙凹陷青山口组发育了大量砂脉，形态复杂，砂脉规模一般较小，宽度多在1～2 mm，高度多在数毫米到数厘米，在岩心侧面上呈弯曲肠状，在岩心层面上呈微弯曲线状，三维呈复杂卷曲板片状。

（2）砂脉多倾斜状，倾斜与层间剪切引起的滑动有关，揭示了古龙页岩岩层面有滑动。

（3）砂脉的成因主要与重力坠落有关，重力坠落与粉砂和黏土的密度倒置有关。所以重力坠落砂脉多发育在粉砂岩的底部，而非顶部，这一点与一般的砂脉完全相反。重力坠落砂脉的形成揭示了粉砂和其下的黏土均处在一种液化状态。

（4）白云岩（结核）中的砂脉揭示了在砂脉形成时白云岩（结核）还是一种液化状态，所以是在成岩过程中形成的，后期经历了压实，但压实率为1.481，远小于其上的泥岩（2.682）。

（5）重力坠落砂脉揭示了泥页岩在成岩过程中压实率可达2.682，甚至可达5～6，揭示了泥页岩沉积时水分含量很高、孔隙度很大。

（6）风暴将浅水密度较大的粉砂搬运到半深湖或深湖中，并在波浪的作用下液化，同时使下部的黏土也发生液化，为这种特殊的重力坠落砂脉的形成创造了密度倒置的动力学条件。

砂脉一直是一种很受关注的沉积构造（钟建华等，2018，2020a，2020b），历来受到重视。重力坠落砂脉在古龙凹陷青山口组页岩油储层中是首次发现的，过去的研究者一直把这种现象定为虫迹。它的发现对于丰富沉积学理论具有一定意义，同时对于古龙页岩油储层和沉积环境的研究具有较重要的意义。值得注意的是，最近国外学者Kluger et al.（2023）在《Sedimentary Geology》上发表了一篇与本文研究非常相似的论文，表明了这种沉积构造不是独一无二的，在国际上也有类似现象。但他们认为是由于地震形成的，与本文砂脉的成因大相径庭。所以，本文提出的重力坠落成因还是具有重要的原创意义；
与此同时对于Kluger et al.（2023）砂脉的成因解释也具有参考意义。

致 谢大庆勘探开发研究院提供了岩心观察的方便，借此机会表示感谢。

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