阿曼地区早白垩纪碳酸盐岩沉积相模式

1、阿曼Daleel地区早白垩纪Shuaiba段碳酸盐岩沉积相模式摘要：上Shuaiba段（USH）是阿曼北部Daleel地区主要的含油层；在纵剖面上分为A,B,C,D,E 5层，D层和E层是主要的层面.随着Daleel含油地区勘探研究的发展，为了满足更进一步的勘探研究的需求，对于他们内部组成的沉积方式、范围分布的研究及USH的沉积模式的确定变得更加必要和重要。我们根据地质、地震、古生物方面的资料，并运用了碳酸盐岩沉积系统的分析方法，研究了USH段的岩石相组合及沉积环境。在D层中，浅滩内低洼亚相（水深10-15m）和浅滩沉积亚相（水深不超过10M）缺失，在E1层中发现了风暴沉积和浅滩内低洼沉积亚相

2、。在文章中，我们分析了沉积亚相与沉积环境的特征，并确定了其沉积模式：发育于浅海的开阔地之下的碳酸岩盐浅滩内低洼相，在早白垩纪，该地区经常发生风暴事件。关键词：碳酸岩盐，沉积模式，早白垩纪，Daleel地区。前言：Daleel地区位于阿曼盆地的西北部，位于阿曼首都Muscat西南450KM。（图1）该地区是块状岩储油层；它大约有15km长4km宽 共60km2。该地区发育一个西南高东北低倾角绝对值大约为2°5°的单斜层。发育许多断层，特别是发育在单斜层中的小断层。普通断层的走向大多是东北-西南，由北到南分布的6个地段A,B,C,D,E和F，被这些断层分开。因此，该地段的纵剖面

3、显示地垒与地堑成互层的结构特征。图1. Daleel含油盆地位置上Shuaiba段（USH）是该地区最好的储层；它在该地区分布广泛且稳定。他的厚度大约有30-50m。储层掩埋深度为1500-1700m；它南部埋藏浅，北部埋藏深。根据导电性，USH可以被分为A,B,C,D,E 5层。此外，B层可以被再分为3部分：B1,B2,B3；E层可以被再分为E1,E2。主要的生产地层是D,E1以及B1,B3。D层和E1层是主要的储层，其中D层是最好的，但是C层,B2层,A层基本是不渗透层。微相类型岩性特征和岩相分析岩性特征基于颗粒特征（大小、形状等），基岩类型，结构特征等，利用Flugel对碳酸岩盐岩相的研

4、究（1982），Dunham对于碳酸盐岩的结构分类（1962）以及普通相带中碳酸岩盐微相的分类（Wilson, 1975），USH d层中9类岩石被识别出来，它们是生物碎屑岩 P/F(SMF5)，生物碎屑岩 W(SMF9), 生物碎屑岩 G(SMF11),包裹生物碎屑岩 P(SMF12),鲕粒生物碎屑岩 P(SMF15),球状灰岩(SMF16)，球状藻类有孔虫岩 P/G(SMF18),球状灰岩 M(SMF19),以及纯石灰岩 M(SMF23)（图2、3）。组分特征、古生物学及岩相特征都在研究中被思考到。岩相分析基于岩石类型，特征以及岩石分布，3个岩相组合被确定：岩相A ( SMF9. SMF1

5、6. SMF18),岩相B(SMF5. SMF11. SMF12. SMF15),岩相 C(SMF5. SMF11. SMF18. SMF19. SMF23)（图3a）。(1)岩相A：圆锥虫粒泥灰岩和球状圆锥虫粒泥灰岩/泥粒灰岩/圆锥虫粒状灰岩/球状灰岩/球状藻类有孔虫岩 P/G。图2. Daleel含油盆地岩石类型及D层岩相分布图3. Daleel含油盆地USH层岩相和亚相分布。（a）岩相分布；（b）亚相分布。岩相A是最重要的岩相包括储层，它分布在B层区域北部及D-E区域中部；主要的岩石是粒泥灰岩和泥岩；主要的古生物类型是圆锥虫。生物碎屑岩包括海棉，石灰质球，棘皮动物，有孔虫和海藻灰，内碎屑

6、很少（Wray, 1975）。主要的成岩作用是重结晶，溶解作用和填充作用。数量较多且分布相对广泛有规律并被完整保存的圆锥虫说明沉积环境是低能水动力环境。这种发育于浅滩后并限制于低能环境的岩相叫做浅滩中低洼相，该相中水深大约10-15m。E1层和D层都是在这种沉积相中沉积并形成最好的储层的。（2）岩相B：圆锥虫包层球状泥粒灰岩/鲕粒生物碎屑泥粒灰岩/栗孔虫圆锥虫粒状灰岩/生物碎屑球状石灰质浮蛋白石。它分布于东部和西部，主要的岩石是粒状灰岩和鲕粒泥粒灰岩，某些生物粘结灰岩和浮蛋白石也出现在C段和E段区域，生物骨骼粒状灰岩出现的不多。概率不超过20%。主要的古生物类型是栗孔虫，它的体型要比岩相A中出

7、现的小一些，此外，普通鲕粒较为常见。根据栗孔虫和圆锥虫的有规律分布和完整的保存，我们可以认为沉积环境是在几米深的水中的中等水动力条件(Wilson, 1975)。这种发育于碳酸岩浅滩环境的沉积相受控制于海潮，水深大约有几米。（3）岩相C：在该区域中岩相C可以被分为2种类型。岩相C-1发育在D层中，岩相C-2发育在E1层中。岩相C-1：栗孔虫和圆锥虫粒泥灰岩/石灰质泥岩/圆锥虫粒状灰岩。这种岩相广泛分布于岩相A和岩相B之前的区域；主要的岩石是栗孔虫和圆锥虫粒泥灰岩，组成它的颗粒主要为圆锥虫、球状粒及绿藻与栗孔虫的组合。球状灰泥岩、纯灰泥岩、球状海藻有孔虫颗粒岩在一些地区也会出现。这种岩相发育于受

8、限制的泻湖或浅滩环境，在这种环境中水动力相对较低。岩相C-2：球状岩 P/球状生物碎屑岩 P/鲕粒球状生物碎屑岩P。这种岩相只发育在E-F区域的E1层中，在这一层中圆锥虫分布广泛，所有球状岩及生物碎屑岩都保存完整，这说明E1层同样发育于受限制的低能水动力后浅滩环境，浅滩中低洼相，但是一些区域中鲕粒的出现则指示在给定的时间范围内有中能水动力条件出现。这种岩相发育于受限制的浅滩中低洼相或分布于浅滩与低洼相之间的低能水动力斜坡环境。在USH的D层中存在4种主要的储层岩石，它们是泥粒灰岩，粒泥灰岩，颗粒灰岩和泥岩。粒泥灰岩和泥岩分布北部B区域的中部以及D-E区域的中部。主要由球状岩，圆锥虫，生物碎屑和

9、一些薄皮鲕粒（图4a,4b,4c,4d），一些包层球状岩（图4a），黄铁矿（图4b），这些黄铁矿表明能找到缺氧沉积环境。粒泥沙岩和泥岩的基质是微晶方解石。球状粒在潮下带或潮间带环境等低能水动力闭合海岸环境(Dunham, 1962)。球装粒来源于海藻粒或渣滓形成的球粒或有光滑表面及均匀结构的假球粒；含有这种球状粒及薄皮鲕粒只形成于具有一系列生命模式的低能水动力环境及比这种环境还要水动力还低的环境(Wilson, 1975)。鲕粒薄层的厚度及数量是谁动力强度的标志：鲕粒表层越薄数量越少，沉积时沉积环境的水动力条件越低。因此，薄层鲕粒仅形成于适应的低能水动力环境（图4d），厚表层鲕粒仅形成于一个相

10、对高能的适应的环境中(Mertmann, 1987; Winland and Metthews, 1974)（图4e）。一些植物沿着层的表面沉积指示了沉积过程中的低能水动力（图4c）。所有这些都指示了沉积环境限制在相对水深较深水动力较低的环境；同时，丰富的基质表明了沉积环境沉积环境是封闭的，水流阻塞(Jiang et al., 2006).图4. Daleel地区USH段岩相与古地理特征。（a）包层球状粒泥粒灰岩；（b）岩礁间洼处古地质特征；（c）沿层表面沉积的植物碎屑；（d）泥粒灰岩薄层鲕粒；（e）颗粒岩厚层鲕粒；（f）鲕状球粒圆锥虫G；（g）生物碎屑 球状粒 石灰岩 浮蛋白石；（h）泥粒灰

11、岩中的栗孔虫和圆锥虫颗粒岩大致分布在东部和西部。最主要的是颗粒，最主要的颗粒类型是鲕粒，大生物颗粒（栗孔虫更多而圆锥虫很少）和内碎屑（图4F,4G）.只能形成于相适应的高能水动力环境的厚表层鲕粒经常出现；某些骨骼颗粒灰岩，生物粘结灰岩及浮蛋白石也会出现在E段区域等。生物粘结灰岩经常发育在潮间带或很浅的潮下带的范围内，在这些范围内潮汐活动比较强。所有这些都指示这个区域中浅水及中等或相对较强的水动力环境（图2）。泥粒灰岩是这个地区D层及E-F段E1层的主要岩石，它在这个区域粒泥灰岩，泥岩，颗粒岩的范围内分布比较广。颗粒同样是主要的，栗孔虫和圆锥虫是颗粒的主要类型（图4H），某些内碎屑同样可见。生物

12、碎屑被强烈破碎，并且碎片的大小不同。大部分生物碎屑边缘微晶化；沿着较大颗粒的微晶化边缘厚度大约为0.03mm并组成了包层颗粒（图4a），较小的颗粒微晶化完全并转化成Baham球状颗粒(Purdy, 1963)。Tucker (1985) 把这种泥晶化包层颗粒作为区别透光带的标志。微晶化同样发生于被藻类挖掘的然后被微晶方解石填充的孔洞中(Bathurst,1996)。与被这种过程所引起的微晶化相适应的水深为20-40m(Swinchatt, 1969)。由此可以看出泥粒灰岩的形成沉积环境有着多样生命形式且水深介于粒泥灰岩及颗粒灰岩形成的深度之间，并且水动力强度大于形成粒泥灰岩及泥岩的强度，但小于

13、颗粒灰岩形成时的强度(Jiang et al., 2005)。在这个区域中最好的储层是USH，而D层是最好的生油床；由岩性特征分布分析可以看出泥粒灰岩和粒泥灰岩是位于A-E段的D层的主要岩性，泥粒灰岩同样是位于E-F段的E1层的主要岩性。古生物学特征基于对应岩心、薄片、以及古生物学的分析，我们可以得出这样的结论：有孔虫是USH的主要古生物（图5）。这种物种是非常独特的；圆锥虫和栗孔虫是有孔虫的主要主要类别；第二个组成部分是球状粒，残渣球粒等。多种其他颗粒像鲕粒、生物碎屑、珊瑚及包层颗粒或碎屑等同样可以被确定。因为球粒和碎屑球粒只能指示强烈的水动力环境，只有栗孔虫和圆锥虫能指示水深（图5）。栗孔

14、虫和圆锥虫的大小、品位及与其他生物碎屑的伴生关系能为我们提供沉积环境中水深的精确变化(van Buchem et al., 2002)。在盐度轻微上升、营养不充足的浅台地限制环境中 栗孔虫是典型的生物（图5）。圆锥虫的生命延伸范围要比栗孔虫大，圆锥虫可以生活在水深范围由几米至50m并且在50m深度的水中也能勉强存活（参考与Vennin and Aurell, 2001）。他们个体大小可以反映沉积环境的不同。在含钙较高的石灰岩地层，圆锥虫更小且与栗孔虫及双列有孔虫伴生；这种伴生关系指示了水深较浅，营养不充足的环境 (Hottinger, 1983)。与高钙生物（如二叠钙藻类）及棘皮动物共存的体形

15、较小的栗孔虫指示搬运和再沉积曾经发生。但是，在含有较多泥质岩的石灰质岩层中高含量的大体积形状圆滑的圆锥虫指示在更多的水深（小于50m）中营养供给充足，生物扰动发生频繁。图5. USH段古生物与水深之间的关系（Davies 和 Casey, 2002）在这个区域中，独特的生物类型（主要是圆锥虫和栗孔虫），贫乏的分选颗粒及狭盐性生物的缺乏指示了一种含盐量异常的限制性的水体。我们可以推测粒泥灰岩及泥岩形成于限制性的水深大约为10-15m的低能水动力浅滩内低洼相。圆锥虫普遍体形较大且外形圆滑含量较高，这表明在这种环境中随着水深的增加（低于50m），营养供给越来越充足，生物扰动频繁发生。根据圆锥虫的广泛

16、分布我们可以得到如下推论：在给定的时间内，该区域位于透光带；充足的氧气为圆锥虫提供了一个良好的生存环境。类别的贫乏及狭盐性生物的缺失表明了限制性的低水动力含盐性异常环境。地震反映及导电性研究总体上来说，Shuaiba地层的地震反映特征是中等振幅，中等频率，中等持续。总体来说，由于断层的存在，地震反映的性质并不好。USH的地震反映特征是高度多孔状不规则主体。USH的顶层是一个平缓的凹槽，广阔度不好；在地震反应中 中Shuaiba的顶部几乎是一个强大的反映。USH的地质特征，比如局部平行不整合，顶起隆升，削蚀，超覆等，总是会有异常反射，并且可以通过反射的连续性与不连续性来分辨。USH的顶底面在电性

17、特征上是十分明显的；覆盖在USH之上，在USH及Nahr Umr地层之间一个清楚的截断或接头十分明显。在Nahr Umr层的底面上发育了一组灰色泥岩。总体上来说，泥岩有如下电性特征：大范围的SP正电性异常，高GR，低RHOB，低稠密度以及低中子孔隙率。与灰色泥岩相比，作为储层在UHS中发育了一组浅灰色石灰岩；它的电性特征为大范围SP负电性异常，低GR，高RHOB，高中子电性，高中子孔隙性，高强度。电性特征的强度，中子孔隙率以及SP同样被用于区分USH亚类。在USH下面发育了一组浅灰色钙质泥岩（5-8m）；除了范围更小，它的电性特征与Nahr Umr层底部的灰色泥岩十分相似，因此，我们认为它是识

18、别USH底部层面的标志。沉积相与沉积环境根据岩相分析及空间分布，可以确定D层的两个基础亚相：浅滩内低洼亚相（水深10-50m）及低浅滩亚相（水深小于10m）（图2）。浅滩内低洼相由岩相A和岩相C-1组成；低浅滩亚相由岩相B组成。但在E1层中仅发育一组浅滩内低洼亚相。在图3b中我们可以看到两种亚相的分布。低浅滩亚相及其分布低浅滩亚相发育于D层中；它在这个地区的东部和西部都有分布。其分布范围与岩相B一致，它的主要岩石类型是颗粒岩和粒泥灰岩.丰富的厚表皮鲕粒含量指示一种高能水动力沉积环境；发育一些浮蛋白石及生物粘结灰岩，栗孔虫及圆锥虫丰富。根据该地区先前的研究，在USH层段沉积时，受到东南季风及海潮

19、冲刷的影响，浅滩的发育组成了南南东-北北西方向上的凸起浅滩。垂直于海岸方向的潮水冲刷在一定程度上控制了浅滩的延伸(Terken and Frewin,2000)。低浅滩经常被海水淹没，因此在潮下带高能水动力带发育了一组包层颗粒-圆锥虫 泥粒灰岩/颗粒灰岩，这些灰岩的包层颗粒和球状粒的粒续中等-良好。低浅滩沿南南西-北北东方向发育，这是由于季风和潮间带的低能水动力及高能水动力环境影响。浅滩内低洼亚相发育于低浅滩地带的中间。浅滩内低洼亚相及其分布浅滩内低洼相发育于南部地区的D层和E层；它分布于该地区的中间部分；他由岩相A和岩相C-1组成，其主要的岩石类型是粒泥灰岩和泥粒灰岩。圆锥虫及一些大体积生物

20、体十分丰富。像之前曾经提及的，圆锥虫只能存活于水深几米至50m的范围内(Vennin and Aurell, 2001)。许多薄层鲕粒（图4a,4b,4c,4d），一些包层球状粒（图4a）及黄铁矿（图4b），这些可以指示缺氧沉积环境；一些植物沿着层面表层沉积的植物（图4c）可以指示浅水低水动力缺氧透光带沉积环境。因此，在D层沉积时这个区域是后浅滩限制性低能水动力环境或浅滩内低洼浅水环境。由于海潮的影响，浅滩两侧都经常被海水侵蚀；因此包层颗粒-圆锥虫泥粒灰岩/颗粒灰岩总是形成并保存于与潮间带邻近的潮下带，即它们是在浅滩与低洼带之间的过渡带或浅滩中的低洼带沉积形成的(Jiang, 2005)。在该

21、区域内D层分布广泛(Terken and Frewin, 2000)。在南北方向是储层是呈菱形的，并且中间部分比两边要厚。作为最好的储层，石灰岩储层发育于低浅滩中的浅滩内低洼低能水动力环境，且水平层稳定，垂直层多变。通过对沉积相分布的总结及概括，我们可以得到以下结论：（1）在这个区域中，USH晚期的古地形非常平滑，高度差不超过15m。（2）对于相对较高的地形，这个区域有突出面的特征，这表明在USH晚期结构底面由于未知原因发生隆升。E1层与D层一样发育于后浅滩低能水动力限制环境；主要的岩石是泥粒灰岩；岩石的主要组成部分是圆锥虫和薄层鲕粒；圆锥虫体型相对较大且分布规则保存完整；所有这些都指示低能水

22、动力沉积环境。在D层沉积后，很明显的，发生了地区性隆升，水深变浅(Litsey et al., 1983)；E2和E1层同样发育于后浅滩低能水动力限制环境；他们的填充特征与D层有明显不同，但是它们的范围比D层更小。圆锥虫-包层颗粒-球状粒 泥粒灰岩/颗粒灰岩 亮晶胶结的岩性组合 形成于E2层的潮间高能带。在E1层中，水深比E1层略深但比D层浅；大量的球状粒、圆锥虫及包含微晶方解石的生物碎屑沉积组成了浅滩和低洼带之间限制性过渡带或浅滩中的低洼带中的石灰岩储层。根据最近完成的DL-92地质资料分析，我们发现在E1层沉积过程中有3个风暴事件发生。水动力及沉积物的沉积明显受到了这3个风暴事件的影响，在

23、每个风暴事件发生时，许多大的生物碎屑被从别的区域搬运到这里并沉积在低洼带中。E1层是DL-92区域南部最好的储层，并且分布广泛。它在南北方向上同样呈线性分布，中间略宽东西两端略窄。由于挤压作用E1层比D层薄且仅仅局域性的分布在一些凹坑中。因此，相对于D层E1层受沉积环境的影响更剧烈。沉积模式在中生代，阿拉伯板块沿着冈瓦纳古陆的分裂形成了一个稳定的边缘盆地。在白垩纪，在大陆沉积相发育之前，阿拉伯板块的浅海相石灰岩沉积已经完成。在早白垩纪晚期，大陆架与盆地之间的过渡带被广泛的厚壳蛤浅滩掩盖。在晚白垩纪早期，一种新的厚壳蛤浅滩构造(Mishrif层)在阿拉伯板块的东北和西北部形成(Shilaif盆地

24、, Khuzestan地带，以及Pleshet盆地) (Kent, 1988).在白垩纪早Aptian阶，在阿曼北部及U.A.E西部，陆台内Bab盆地发育。在Aptian阶中晚期，在东部陆台及西部paleo-Bab盆地之间的对冲断层过渡环境，USH得到发育，并且在这个区域中分布广泛且稳定，但是，区域性差异沉降使它的厚度发生了轻微变动。因此，整体来说USH期的沉积环境是阿曼陆台与paleo-Bab盆地之间的掩埋石灰岩对冲断层大陆架，并且偶尔会得到陆源碎屑沉积。在开放陆台的基底上，低浅滩的发育受到波浪，风暴，海潮，以及陆台边缘位置等因素的影响。地区沉积模式在早白垩纪，该地区位于古地中海东部的开放地

25、台边缘。在Shuaiba地层沉积时，在阿曼北部大陆架与盆地之间并没有发育一个相对陡峭的斜坡而是微小的对冲断层。因此，在大陆架边缘，典型的珊瑚礁与典型的高能鲕粒海滩都不可能形成。一般来说，该区域沉积可以指示中能活相对低能水动力的浅海沉积物。因此这里的区域性沉积环境是在大范围中等大陆架浅海开阔地台中的微小对冲断层。图7. Daleel地区下白垩系USH段D层沉积模式该地区位于阿曼地台与paleo-Bab盆地之间的过渡带。根据Wilson和Jordan的碳酸盐岩沉积模式(1983)（图6），USH发育于东部地台与西部Bab盆地之间的过渡性对冲断层环境；沉积环境和沉积模式与Wilson和Jordan确

26、立的沉积环境VII（开阔地带）(1983)。这套颗粒沉积物是有间或陆元碎屑供应的区域性浅大陆架开放地台掩埋碳酸盐岩浅滩内低洼相沉积的结果。这种浅滩发育于开放地台，USH发育于受限制的浅滩与低洼带之间的过渡带或浅滩中的低洼带。地区性沉积研究表明，在USH形成时，Daleel地区与含油地区的海岸线有北北西-南南东的走向，这条海岸线在Daleel和Salamah的北部。古季风的方向也是北北西-南南东。其外，该地区总的海浪强度相对较弱，它们大体受海潮作用的控制；因此，它组成了这里与古海岸线斜交或垂直的沉积构架。这与美国北部Beaver Lodge地区的Mississippian层白云岩储层的沉积环境相

27、同(Kent, 1988)。这里的斜坡是一个对冲断层，海水平面的轻微波动可以导致沉积环境的总体改变并使古生物发生巨大变化。受不规则海潮方向的影响，浅滩内低洼带及低浅滩同样与古海岸线斜交或垂直。基于区域性沉积基地的分析、相邻含油地区沉积环境分析、D层沉积相特征，USH的沉积模式确定如下：区域性浅海开放地台基底上的掩埋碳酸盐岩浅滩内低洼相，并有间或性陆源碎屑供给（根据Wilson和Jordan中大陆架沉积模式，1983）（图7）。Daleel地区古地质重建在晚白垩纪Kahmah组之上的Shuaiba地层属于古地中海东部边缘开放地台边缘岩层。在阿曼北部和西U.A.E.的Shuaiba地层沉积结束后，

28、发生了区域性隆升，储层一直在遭受一定程度的冲蚀和溶滤作用(Litsey et al., 1983)。Shuaiba地层的顶层是一个区域性平行不整合表面。发育于结构性基地上的隆升和沉积发生了间断。早白垩纪晚期大陆架与盆地之间的过渡地带使平行不整合面十分清楚。Shuaiba地层的石灰岩是主要的油气储集层(Ziegler, 2001)。Albian阶Nahr Umr层上覆的泥页岩是良好的区域性盖层。晚白垩纪早期分布广泛的过渡带使标记的石灰岩在Nahr Umr层的泥岩中得到发育。标记石灰岩分布广泛且稳定，特别在从位于阿曼北部的paleo-Bab盆地东部海岸到位于U.A.E.的paleo-Bab盆地西海

29、岸的区域。因此，在古地质重建中它是一个可靠的标志层。C层有低GR、低DT、高导电性强度的特征。C层底部是一组含有高页岩含量、蓝藻集合、双壳纲、珊瑚化石碎片、虫穴岩等的泥粒灰岩。在该地区中它十分稳定；它的电性特征高GR，因此在古地理重建地层对比中被作为标志层。因为陆坡是对冲断层，这里并没有出现地势起伏的凹凸不平。录井薄层数据不仅仅对沉积研究很重要，对古地质的重建同样重要；我们采用了标志层的研究方法，C层和标志石灰岩被当作标志层。根据C层顶部表面与标志石灰岩之间地层的厚度，我们完成了C层沉积后的古地质条件重建，如图8。 图8。C层沉积后的地形起伏从图8中我们可以看到在C层沉积后，该地区的主体在一个

30、低地势中，这就是D层的沉积基地即最重要的产油储油层。水动力条件受到限制且水深较浅，即是说，最好的储层发育于限制性低能水动力环境中且水深小于50m(Albert, 1989)。结论USH层沉积于掩埋碳酸盐岩浅滩内低洼环境，这种环境发育于对冲性陆坡之上的区域性浅海开放地台，并有间或性陆源碎屑供应。D层和E1层均发育于水深小于50m的限制性低能水动力环境。但是E1层的古水深度略小于D层。在USH沉积期间，古季风的方向与Daleel地区和含油地区的方向一致，即指向Daleel北部的Salamah；都是北北西-南南东方向。此外，该地区总的波浪强度较低；与古海岸线斜交或垂直的沉积构架主要受控于海潮活动。另外，受北北西-南南东走向的海岸线及北北西-南南东风向的古季风影响，该地区经常发生风暴事件。在E1层沉积期间，风暴事件在DL-92区域发生过3次；水动力条件和沉积物的沉积明显受到那些风暴的影响，并且形成了3组风暴沉积，在DL-92区域每次风暴时都有丰富的大生物碎屑积累。受海流及那些风暴的影响，丰富的微晶、