西非科特迪瓦盆地深水底形樣式及成因分析

李全 林暢松 蓋海洋 張科 饒勇 王光緒 姜燁 李禮

關鍵詞 西非；科特迪瓦盆地；海底底形；周期階坎；沉積物波；成因分析

0 引言

隨著深水海底聲波成像技術和高分辨率地震采集技術的進步，海底地貌和淺層沉積地層細節描述變得更加精確，過去60年間國內外學者對不同規模的海底底形，諸如水道、周期階坎、沉積物波的識別、形態描述、沉積過程和動力學機制方面的認識逐步深入[1]。控制海底底形形成的動力學過程及沉積—化學作用深刻影響大陸邊緣海底地貌形態和沉積地層結構，而這些地質作用下的沉積和侵蝕記錄包含全球氣候變化和地球表層動力學演化的種種線索[2?3]，對其研究具有重要的科學意義。同時，海底底形控制構成深水油氣儲層砂體分散體系和成因過程[4]，對其研究能夠幫助油氣地質學家更好地預測深水儲層的沉積結構和成因，因此也具有重要的經濟價值。

由于海洋內沉積流體難以直接觀察，對其研究往往是基于分析其留下的地質記錄或通過現代海底進行觀察，因此目前對深水流體負載過程的理解仍然不夠深入[5]。然而，不同級別、不同規模的海底底形在世界范圍內廣泛分布，國內外眾多學者對其形態和成因進行了深入而廣泛的研究與探討[6?9]，取得了一系列認識。如Covault et al.[10]通過南加利福利亞深水構造活動斜坡水道特征研究，將水道泓線內一系列長波長、向上游方向遷移的新月底形解釋為周期階坎，并且通過數字和物理模擬指出周期階坎是水力跳躍連接的速度快、厚度薄超臨界流向速度慢、厚度大亞臨界流頻繁轉換作用下形成的產物。Kostic et al.[11]提出海底地形坡度降低能引起深水濁流水力跳躍，指出如果坡折處不發生水力跳躍，沉積物即快速卸載；如果發生水力跳躍，就會形成沉積地層向上游傾斜的周期階坎海底底形。Postma et al.[12]通過“密度弗羅德指數”和“懸浮沉降速率”變化分析，對濁流動力學沉積單元序列進行了深化研究，提出濁流沉積過程和濁積相模型之間的對應關系 ，將經典濁積巖模型拓展到超臨界流和亞臨界流控制下的復雜相模式[13]。Heerema et al.[14]通過研究加利福尼亞蒙特利爾峽谷內部濁流測量數據，揭示了深水濁流的演化過程，強調濁流初始速度和海底地貌共同控制后期濁流的演化過程，并建立“濁流波狀傳播模型”。由于前人對海底底形成因和分類缺乏統一的認識，Symons et al.[15]在Wynn et al.[8]全球深水海底底形研究實例分析基礎上，增加大量最新的淺水[16?17]和深水底形研究成果[18]，從波高、波長、斜坡角度、環境、粒度、水深和頂部形態參數入手統計和分析全球不同水深和環境下的82個海底底形，并基于參數相似性特征劃分為大型沉積物波、小型沉積物波和侵蝕沖坑三大類，最后根據分類結果探討不同類型底形的成因。

位于西非幾內亞灣北部的科特迪瓦盆地深水區發育多種海底底形，指示出多種影響深水砂體沉積水動力作用。2007年Kosmos公司在該盆地發現可采資源量為7.6億桶的Jubilee大型深水濁積扇油田，經過12年沉寂，Springfield公司于2019年發現地質資源量為9.67 億桶的Afina 油田，隨后ENI 公司在2021年先后發現地質資源量分別為7億桶和20億桶的Eban-1和Baleine-1兩個大型深水扇油藏。近年來科特迪瓦盆地深水區接連突破，預示該盆地進入油氣儲量快速增長期，未來勘探潛力巨大。然而，科特迪瓦盆地從白堊系至今，陸上并沒有大型河流注入，只發育中等規模河流，不同于西非下剛果盆地[19]和尼日爾三角洲盆地均具有大型陸架下切谷或大型河流注入。這種獨特區域背景下深水海底底形類型、成因、形成過程和其發育的深水動力學背景迫切需要深入研究，一方面補充和完善前人對深水底形研究成果的認識，另一方面對未來該區深水區油氣儲集砂體預測提供指導和借鑒。

1 研究區地質概況

西非科特迪瓦盆地地理上位于赤道幾內亞灣北部，東西跨科特迪瓦、加納兩個國家，南北跨陸地與海洋環境，總面積18.6×104 km2。其主體部分位于科特迪瓦海域，東部延伸至加納海域，西南小部分延至利比里亞深海區。科特迪瓦盆地是白堊世發育起來的轉換型被動大陸邊緣盆地，其形成受圣保羅（St. Paul）斷裂和羅曼徹（Romanche）斷裂右旋轉換作用控制，表現為一個拉長的菱形形態。盆地北部以圣保羅—拉古納什（Lagunes） 斷裂為界，其東南邊界以羅曼徹—加納轉換脊為界（圖1a）。構造上劃分為裂谷期、陸內轉換期、洋陸轉換期和漂移期四個階段。其中裂谷期至陸內轉換早—中期以湖相三角洲、湖相濁積砂巖和深湖/半深湖沉積為主；陸內轉換晚期—洋陸轉換早期以局限海—開闊海三角洲砂巖和灰巖沉積為主。洋陸轉換晚期—漂移期以海相三角洲、海底扇和遠洋沉積為主（圖1b）。

本次研究數據來自盆地東部加納境內深水區地震資料，研究區水深范圍500～2 000 m。通過Petrel軟件進行海底自動追蹤全三維成圖解釋。通過海底成圖和淺層地震反射揭示海底底形的發育特征。

2 深水底形識別和描述

通過海底底形頂部平面形態（直線、彎曲、新月）和地震剖面內部反射結構（向上遷移、向下遷移、縱向加積）定性識別出5種深水底形。在不考慮規模的情況下，總體劃分為兩大類，分別是以侵蝕為主和以沉積為主的底形，其中侵蝕性底形包括下切谷、侵蝕水道和海底侵蝕，沉積為主的底形包括沉積物波和周期階坎。沉積波根據規模和發育環境又進一步劃分為小型沉積物波和大型沉積物波。同時，依據波長、波高、海底斜坡角度、限定性等參數定量描述底形發育特征。

2.1 下切谷/水道

海底峽谷—水道體系是大陸架沉積物和溶解物通過重力流和其他塊體流輸送到深水盆地的主要通道[20?21]，是大型侵蝕性海底地貌。通常侵蝕陸架和上斜坡海底峽谷地貌呈現V型特征[22]，在下斜坡則轉換成具有溢流沉積和更高寬深比的U 型水道地貌特征[23]。

現今科特迪瓦盆地陸架區缺少大型供給水系，陸架區缺少大型物源供給，其不同于下剛果盆地深切陸架區與河口相連的剛果扇扎伊爾下切谷[24]，科特迪瓦盆地發育的下切谷或侵蝕性水道頭部大部分始于大陸斜坡區。具有明顯深水水道形態的主體地貌特征在平面上呈直線形態，不同于彎曲形態的深水水道特征[25?26]，典型下切水道從起始到衰亡延伸距離約30 km。并在主水道形成前經過多次分支水道合并過程（圖2），從多支分支水道發育區到主體水道形成區，剖面上對應梯度從上斜坡的5°過渡為下斜坡的1.9°。初始分支水道合并前水道泓線表現為平滑特征，合并后主體水道泓線呈現出起伏地貌特征，指示流體從侵蝕為主到侵蝕—沉積交互的動力學變化特征。

2.2 侵蝕沖坑

海底侵蝕沖坑主要是指侵蝕為主的小尺度底形，局部可能存在沉積。沖坑主要發育在深水峽谷/水道的末端和邊緣，大量學者針分別對Eel扇、Agadir峽谷口、Horseshoe峽谷和Whittard水道邊緣進行了相應研究[27?29]。Symons et al.[15]將侵蝕沖坑總結為三種主要類型，分別為線性連續沖坑[30?31]、單獨的孤立沖坑[27?28]和沖刷侵蝕區[28]。本文識別出的沖坑類型與以上識別的侵蝕沖坑有所差異，將其歸類于孤立沖坑大類，但根據平面形態和剖面特征可進一步劃分為“孤立沖坑”、“貓爪狀沖坑”和“串珠狀沖坑”（圖3a）。

“貓爪狀”沖坑侵蝕作用相對較強，剖面上表現為背流面緩、迎流面陡的非對稱結構，侵蝕最強位置為靠近流體來源方向的第一個侵蝕坑（圖3b），其中揭示最大深度為90 m，面積較大。連續發育的侵蝕坑深度逐漸減弱，末端侵蝕深度降低為25 m，平面上面積小而淺并呈線狀排列，整體上構成類似“貓爪狀”組合形態（①②）。

“串珠狀”侵蝕沖坑侵蝕作用相對弱，剖面上表現為連續的微型起伏地貌，越向前端侵蝕能力越強，整體上低于區域侵蝕基準面，最大侵蝕深度25 m。平面上不同于“貓爪狀”侵蝕，而是由一系列面積大小相似、孤立的、線性串聯沖坑，整體上構成“串珠”平面形態（③）。圖3a中還存在非常小的“孤立”沖坑，其可完全孤立（④），也可與線性侵蝕組合（⑤）。以上沖坑的流體動力學特征有待進一步研究，推測沖坑形成受濁流流體動力過程與底部地層性質的交互作用控制。

2.3 周期階坎

周期階坎是深水盆地中很常見的底形特征[32?34]，其發育在重力驅動構造變形的被動大陸邊緣[35]、構造活動的匯聚型邊緣[36]和轉換型被動大陸邊緣多種盆地類型中。新月型底形是描述頂面平面形態具有新月形態的粗粒沉積底形術語[16]，后被廣泛用于具有同樣特點的周期階坎底形描述中[10]。前人指出“新月型”不能作為沉積底形分類標準，其和“周期階坎”是同一底形的不同描述術語。周期階坎屬于沉積和侵蝕聯合作用下底形，本文“周期階坎”實例歸類為沉積為主的底形，因為地層整體高于區域基準面。Kostic[37]認為在高角度梯度斜坡中，濁流的重力作用超過慣性作用，因此壓制水力跳躍的發生，不易形成周期階坎。在梯度適中的斜坡位置，慣性作用占主導，加上崎嶇海底地貌（起伏地形）影響，更容易形成周期階坎底形[10]。

本文侵蝕性水道內部發育的“周期階坎”底形與其他峽谷內識別的沉積物波類似[38?39]，發育斜坡坡度為3.1°。剖面上具有向上游方向遷移的內部結構和新月型平面形態特征。如圖4所示，斜坡限制性水道內部識別出8個不同波長和波高的“周期階坎”底形，詳細參數見表1。總體上波長范圍1 045.91～2 051.29 m，波高范圍93.64～246.13 m。波長和波高交會圖顯示（圖5），No.1～No.3周期階坎波長相近，但波高變化范圍較大，No.4～No.8周期階坎波高相近，但波長變化范圍較大。其中No.4～No.6周期階坎的迎流面未見明顯向上游遷移的內部反射結構，推測可能是受地震分辨率限制。其中No.1、No.2、No.3和No.7周期階坎的迎流面具有明顯向上游方向遷移內部結構，背流面則具有顯著的侵蝕性特征。地震剖面揭示不同周期階坎的對稱性上沒有統一規律，如No.4、No.5和No.6為對稱剖面形態，No.1、No.2和No.7號為向下非對稱的剖面形態，No.3和No.8為向上非對稱剖面形態。隨著地形坡度降低為1.9°，在下游周期階坎逐漸消失，取而代之的是發育縱向加積型沉積物波，波長為3 109 m，波高為120 m。

結合波長—波高交會圖和剖面圖綜合解釋，“周期階坎”上段長波長可能指示發生水力跳躍的間隔時間較長，下段較短波長可能指示水力跳躍發生的間隔時間較短。剖面上可見，No.1～No.3號周期階坎對應淺層滑脫面的伸展段，No.4～No.8號周期階坎對應淺層滑脫面上的縮短段，據此推測控制周期階坎發育的流體動力學特征可能受早期海底地貌影響。

2.4 小型沉積物波

根據Symons et al.[15]的定義，波長小于300 m沉積物波，定義為小型沉積物波，根據其統計大部分“周期階坎”屬于小型沉積物波范圍，少量大于1 000 m的“長波長周期階坎”定義為大型沉積物波，指出小型沉積物波和大型沉積物波主體是限定環境和非限定環境下的兩個端元。研究區統計數據分析發現限制性水道內部“周期階坎”最大波長可達2 170 m。由此可見，限定環境內周期階坎也可劃分為大型沉積物波。

研究區小型沉積物波存在兩種類型，一種為水道泓線處的沉積物波，另一種為水道外部深水沉積物波。水道內部小型沉積物波不同于周期階坎（圖6），具有向下游遷移的內部結構特征。剖面上波長與周期階坎相似但波高極低，平面上底形頂面形態為直線形，延伸距離受水道邊界控制。水道內小型沉積物波發育段位于限定性侵蝕水道和周期階坎之間，可能指示特殊的水動力條件。圖7揭示非限定環境下發育小型沉積物波，波長小于300 m，與Symonset al.[15]的認識一致。剖面上具有輕微加積或向下遷移的內部結構，波高低，頂面具有彎曲或直線形態，延伸距離500～1 000 m，發育地形坡度為1°左右（圖7a）。平面上揭示的線性特征為小型沉積物波波谷反射，由于海底底形波谷和波峰具有對應特征，因此可以用于指示沉積物波頂面形態變化。從圖中可見，平面上波谷有兩端向上游彎曲的形態，也有彎曲、疊置、雁列狀連接的平面形態（圖7b）。

2.5 大型沉積物波

研究區現今海底未能直接識別出大型沉積物波，由于大型沉積物波波高幅度較低，在地震分辨率限制下很難識別；但是隨著埋藏深度增加，地層水被排出，壓實作用下縱向上沉積波疊加，在一定程度上加大了沉積物波波峰和波谷間的幅度，因此在淺層可以顯示出來。

研究區淺層可識別兩種類型的大型沉積物波，均發育在非限定環境下，一種顯示為長波長、低幅度淺層構造特征（圖8a），波長大于3 000 m，波高小于10 m。在海底對應發育的是小型沉積物波。這種大型沉積物波頂面延伸長度目前并不清楚，大型沉積物波剖面上具有向下游遷移或輕微加積特征。另一種為在早期滑塌地貌基礎上發育的向上游方向遷移的大型沉積物波（圖8b）。從圖中可見滑塌界面上地層向下游方向傾斜，中部逐漸過渡到平行現象，上部形成向上游傾斜地層。從下至上，剖面結構逐漸從向下遷移轉換為向上遷移特征。因此可解釋為底部向下游方向傾斜地層為重力滑塌作用形成，斷裂面共同收斂到滑塌面上，進而構成早期起伏地貌，后期在起伏地貌基礎上發育向上游方向傾斜的大型沉積物波。

3 深水底形成因分析

深海底形成因問題一直是學術界討論的熱點。如Lee et al.[40]提出一些海底垮塌特征的沉積可能是遷移沉積物波，而亞德里亞海上[41]和Llobregat前三角洲[42]的沉積物波被認為是由密度流產生的沉積結構。前人研究認為沉積物波形成主要有三種機制：1）滑塌擠壓波或軟變形滑動成因[43?44]；2）自地球自轉引起的等深流沉積成因[45]；3）主要來自濁流沉積成因[46?47]。因此根據來源，沉積物波可劃分為底流沉積物波、濁流沉積物波或交互成因沉積物波[8]，但普遍共識是沉積物波的形成與海底底部流體作用密切相關。而沉積物波粒度構成從泥質[48]、砂質再到礫質均被證實和研究[49]，指示其可形成不同強度的水動力條件下。結構上一些顯示向上斜坡和上游遷移，一些顯示向下斜坡和下游遷移，空間尺度上變化也很大，典型波長范圍0.2～7 km，波高10～100 m[50]。事實上，陸架斜坡的深水底形往往受多種海洋流體流體的相互作用，我們通過沉積記錄和結構只能推測以哪種方式作用為主，以下從順坡密度濁流和沿坡等深底流兩個角度探討各自所形成的底形樣式。

3.1 濁流成因底形

濁流流動依靠沉積物負載密度，其密度與周邊環境水體密度差異很小，最大只能達到兩倍。由于濁流與周邊水體密度差異不大，因此流體動力學上受懸浮沉積物影響很大，濁流中浮力作用會降低重力施加的影響，導致濁流頂部波傳播速度被降低。

如果流體頂面波傳播速度大于流體速度就會形成向下游方向遷移的底形；如果頂面波傳播速度小于流體速度就會形成向上游方向遷移的底形。流體速度與頂面波傳播速度的比值稱為“密度弗洛德指數”，超臨界流特征為流速超過波速（弗洛德指數大于1），亞臨界流特征為流速低于波速（弗洛德指數小于1）；因此超臨界濁流和亞臨界濁流會形成不同的底形和相序。可見，流體速度會起到非常關鍵的作用，最近研究也表明濁流初始速度還決定了整體濁流在海底峽谷中輸送距離的遠近。一種情況是濁流激發后在峽谷內具有較高的初始速度，隨后降速進入自懸浮狀態，速度穩定，進而在慣性控制下可以長距離輸送。在峽谷限定性地貌消失的位置，流體擴張，快速降速，直至衰亡。水道末端濁流輸送速度持續降低，表明限定性環境對流體行為的控制[51?53]。另一種情況是濁流激發后具有較低的初始速度，流體直接進入能量衰退狀態，在限定性峽谷中部就快速衰亡，表明初始速度也對流體行為具有重要的影響。因此，順坡濁流初始速度和環境限定性條件控制了不同流體狀態，不同狀態的流體與海底相互作用就會形成不同的底形樣式。

3.1.1 限定性環境發育的底形

海底侵蝕性水道初始形成可能有多種成因，可以在海底垮塌作用形成的負地形基礎上發育，可以沿斷裂下降盤負地形走向基礎上發育，也可以是富砂濁流在起伏的海底上發生純侵蝕作用形成[54]，由于研究區上游方向陸架沉積物供給量較小，因此推測陸架斜坡下切水道初始成因來自地震活動引起的海底垮塌。但無論是何種初始成因，一旦限定性峽谷/水道環境形成后，后續在水道內部發育的密度濁流則會與水道泓線起伏地層發生交互作用，進而形成限定性水道內部不同的底形樣式。

研究區斜坡區下切水道內部發育“周期階坎”和“沉積物波”兩種底形。“周期階坎”是限定性水道內部發育非常常見的一種底形樣式，Kostic et al.[11]和Fildani et al.[30]的數字模型揭示出這種底形代表弗洛德超臨界流在水道底面上不穩定的地貌動力學表現形式。“周期階坎”是超臨界流向亞臨界流不斷轉換導致的產物，流體間這種轉換作用通過水力跳躍進行連接，其上部底形背流面形成的是弗洛德超臨界流，其下部迎流面形成的是弗洛德亞臨界流，而坡折是形成水力跳躍的必要條件[55?57]。

Heerema et al.[14]基于實際觀察資料提出一個新模型用于解釋限定環境下、底部具有松散砂巖、初始快速移動的濁流演化機制。這個模型包含位于流體底部驅動流體運動的高密度層，濁流底部的高密度流壓制湍流作用，因此在高密度層中湍流不是主要支撐機制，而是層流作用。當地形坡度較大時，濁流流體頂面波傳播速度大于流體本身速度，在限制性水道中形成向下游遷移的非對稱沉積物波，認為是亞臨界流產物[58-59]。根據Symons et al.[15]的定義，大于300 m波長，可定義為大型沉積物波，通過前面水道內部底形描述，揭示沉積波波長達到1 000 m，因此認為在限定性環境下也可以發育規模較大的沉積物波。

限定性環境中周期階坎底形主要來自濁流底部高密度濁流與地層的交互作用，當地形坡度較大時，重力作用占主導，高密度流體處于不斷加速過程，以侵蝕作用為主；當處于坡度變緩時，流體驟然降速發生水力跳躍，流體厚度增大、速度降低，沉積作用發生，以粗粒沉積為主，開始形成向上游方向遷移的周期階坎。在后續發展中高密度濁流不斷在超臨界和亞臨界之間轉換，直到區域地層坡度不足以支撐流體轉換作用的發生，周期階坎底形消失，通常是以限定性地貌消失為結束。

3.1.2 非限定性環境發育的底形

本文非限定環境包括下切水道天然堤背面、峽谷水道末端，這些環境下底形形成于湍流作用下的超臨界流和亞臨界流，通常形成細粒沉積物波。濁流一旦形成后會迅速分層，形成高密度底部層和低密度頂部層，底部為層流作用，頂部為湍流作用[12]。底部高密度流體會一直限定在水道內部，而頂部湍流則會在流體厚度足夠大的情況下溢流出水道天然堤，在天然堤背面形成超臨界流體或亞臨界流體。由于超臨界流體剪切力更高，因此侵蝕力更強，同時具有更強混合周邊流體的能力，可以形成天然堤背面非限定環境下向上游遷移的“周期階坎”。而亞臨界流體侵蝕能力弱、剪切力小，則形成向下游遷移或向上加積的小型沉積物波。由于水道溢出濁流是以湍流作用為主，因此往往形成細粒沉積物波，波長1～7 km，波高80 m[59?60]。這些非限定性環境下形成的底形很可能遭受后期強底流作用改造，進而形成更加復雜的結構。

3.2 等深底流成因底形

雖然沿坡等深流形成的細粒沉積物波與水道相關開闊環境下順坡濁流形成的細粒沉積物波具有相似形態，但兩者成因上具有極大不同，并且很難區分。目前區分濁流和等深流沉積物波的主要標準是頂面方位，遷移方向，以及它們與水道的關系。濁流沉積物波具有頂部平行或亞平行于水道邊緣和地貌等深線[61?62]，向流體方向遷移，類似于逆行沙丘；相反，等深流形成的沉積物波頂部與地貌等深線和流體方向斜交[63]，由于它們在北半球受科里奧利力作用與流體具有順時針遷移的角度[64]，并且與水道環境沒有成因關系。但是本文研究區位于赤道幾內亞灣附近，科里奧利力作用的影響可以忽略。Guiavarch et al.[65]提出在赤道風引起的深層水團周期性振蕩作用下幾內亞灣500～1 500 m水深范圍內水體強度增大。Djakouré et al.[66]指出幾內亞深層流體表現為上升流機制，并且在東部“三尖角”和西部“帕爾馬斯角”的形成機制卻存在差異。西部“帕爾馬斯角”上升流是受慣性、地貌變化和對流影響導致的縱向泵吸作用控制，東部“三尖角”上升流受局部風力作用控制。研究區底形主要接近于三尖角，因此深部溫鹽流體除了沿等深線流動外，在上升流影響下也具有向濱岸帶流動的趨勢，因此認為底流侵蝕和輸送能力均有所減弱，在開闊海底無法形成沿岸分布的等深流水道底形，而是形成開闊環境下分布的沉積物波。同時底流對縱向濁流水道砂體再改造作用也較弱。

依據研究區淺層地震結構揭示的大尺度沉積物波特征，其頂面形態為直線或彎曲，剖面形態為對稱或非對稱，細粒沉積為主。通常認為細粒黏性泥質是以懸浮狀態輸送沒有牽引影響的沉積物波，可采用背流波模型進行解釋。背流波模型是由相對較弱和線性層狀底流形成的大尺度沉積物波[67]。在沉積物波遷移和發育過程中，如果背流面流體速度大于迎流面流體速度，就會激發背流波，如果速度低于9 cm/m則會加積。相對于周期階坎流體動力由弗洛德指數控制，背流波模型動力由沉積物波高度和密度梯度控制[68]。

4 結論

（1） 通過深水底形平面形態（直線、彎曲、新月）和地震剖面內部反射結構（向上遷移、向下遷移、縱向加積）識別和描述了侵蝕水道、侵蝕沖坑、周期階坎、小型沉積物波和大型沉積物波5種深水底形。在侵蝕沖坑類底形中進一步識別出“貓爪狀”和“串珠狀”侵蝕底形；基于波長、波高和地形坡度等參數描述了“周期階坎”發育特征和形成條件；指出限定性水道內沉積物波波長可以達到2 000 m，明確大型沉積物波可在初始滑塌地貌基礎上發育起來。

（2） 探討了研究區深水底形成因，其中順坡濁流和沿坡等深底流成因底形是最常見兩種流體機制。在初始速度和地形坡度影響下，限定性環境中濁流分層后底部高密度濁流以超臨界和亞臨界兩種狀態與水道底面相互作用，形成向上游方向遷移的周期階坎和向下游方向遷移的沉積物波。如果流體厚度大于水道深度，濁流頂部低密度濁流溢出，在天然堤側翼非限定環境中以亞臨界和超臨界兩種狀態與海底發生作用，形成開闊環境下以細粒或泥質沉積為主的周期階坎和小型沉積物波。

（3） 底流成因底形以細粒、大型沉積物波為主，形成于開闊流體環境。研究區受向濱岸一側上升流影響，推測深水等深流水團速度和輸送能力減弱，因此不發育平行于陸架斜坡的等深流水道，只發育大型沉積物波。沉積物波以懸浮狀態輸送且沒有牽引影響的細粒黏性泥質為主。