李爽 , 李伟 , 詹文欢

1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 南海海洋研究所, 南海生态环境工程创新研究院, 广东 广州 510301;

2. 中国科学院大学, 北京 100049

浊流是一种含有高悬沙浓度的密度流或重力流(徐景平, 2014)。河口附近浊流的触发机制包括河口流量的骤降, 以及由低潮、地震或沉积物快速沉积造成的河口三角洲附近的冲刷和滑坡等(Clare et al, 2016); 深水环境中的浊流则主要由海底地震、海底滑坡、区域地质构造运动(断层、火山活动)以及台风、风暴潮等引起(Normark et al, 1991; Talling et al, 2007; Zhang et al, 2018)。当流体的速度超过波的传播速度时, 即弗劳德数 Fr ＞1 时, 会产生超临界流(Supercritical Flow); 而当弗劳德数Fr＜1 时, 流体为亚临界流。从超临界流到亚临界流的过渡过程中, 则会发生水力跳跃(Hydraulic Jump) (Covault et al, 2017; 许小勇 等, 2018)。周期阶坎就是在超临界浊流到亚临界浊流中形成的一系列向上游迁移的、长波状(波长/波高≫1)的台阶地貌。其波长范围从几十米至几千米不等, 在剖面上具有向上游迁移的特征, 周期阶坎之间以水跃为界(Symons et al, 2016)。周期阶坎主要分为两类: 净侵蚀周期阶坎(Net-erosional cyclic steps)和净沉积周期阶坎(Net-depositional cyclic steps)。前者主要表现为侵蚀成因的坑状地貌, 在等深线上表现为闭合曲线(Spinewine et al, 2009; Kostic, 2011; Maier et al, 2013); 而后者表现为沉积层状地形, 在等深线上表现为非闭合曲线(Fildani et al, 2006; Kostic et al, 2010; Cartigny et al, 2011)。

西澎湖峡谷位于南海东北陆缘, 台西南盆地的东北部(图1a)。南侧为马尼拉俯冲带, 构造活动多发, 河流泥沙供给量大, 而且台风影响的频率较高(Zhang et al, 2018), 因而造成了该区域浊流活动较为活跃, 为周期阶坎的发育提供了良好的环境。故在西澎湖峡谷内发育有大量净侵蚀的周期阶坎, 而净沉积的周期阶坎则广泛分布在峡谷出口处的开阔区域(图1b)。前人对西澎湖峡谷区域的周期阶坎进行了定性分析, 但对于周期阶坎的特征和演变规律仍缺乏量化研究(Gong et al, 2012; Kuang et al, 2014; Zhong et al, 2015)。因此, 本文使用高分辨率的多波束地形数据, 对台西南盆地东北部西澎湖峡谷区域的周期阶坎形态特征以及流经该区域的浊流水动力特征进行统计和定量分析, 从而揭示浊流的演化过程, 并进一步探讨周期阶坎的成因机制, 为其他区域浊流触发的周期阶坎演化研究提供参考。

图1 研究区位置(a)及西澎湖峡谷群地貌(b) 图b 中红点表示钻孔(HD77)位置; 审图号为GS(2019)1838 Fig.1 (a) Study area, and (b) contour map of the West Penghu Canyon group

1 区域背景

1.1 地质构造背景

台西南盆地位于南海东北部, 构造上处于欧亚板块、菲律宾海板块以及西太平洋板块的汇聚带上。总体呈北东走向, 横跨陆架、陆坡和南海海盆等构 造单元。台西南盆地基底由中生界及古生界组成, 盆地早期为裂谷背景, 发育上古新统-下渐新统陆相沉积; 中晚期为被动陆缘, 发育浅海-深海相的上渐新统-全新统沉积。盆地北部坳陷和中央隆起处的地壳厚度为18～26km, 属大陆型地壳; 南部坳陷北段的地壳厚度为14～20km, 属过渡型地壳; 南部坳陷南段的地壳厚度小于12km, 属大洋型地壳(易海 等, 2007; 吴哲 等, 2012)。钻井资料表明, 台西南盆地新生代基底为白垩系砂岩、粉砂岩及页岩, 中央隆起带自下而上依次发育有上渐新统-中新统浅海相砂泥岩、上新统浅海至深海相砂泥岩, 以及更新统深海相泥岩和少量粉砂岩及砂岩(丁巍伟 等, 2010; Gong et al, 2012; Kuang et al, 2014; 王龙樟 等, 2018)。

西澎湖峡谷群位于台西南盆地东北部, 发育有9 条峡谷, 包括台湾峡谷、九龙峡谷、澎湖峡谷以及西澎湖峡谷等, 其中本文研究的是西澎湖峡谷, 位于澎湖峡谷群的东北部。西澎湖峡谷群所在区域北部为澎湖隆起, 南侧为马尼拉海沟, 东接台湾造山带, 东南侧南海海盆向菲律宾海板块俯冲消减, 西侧与珠江口盆地相接(殷绍如 等, 2015; 聂鑫 等, 2017)。该区域构造活动发生频繁, 地质环境相对较复杂(Lee et al, 1993)。

1.2 海洋环境与水动力

台西南盆地处于季风区, 以东北季风为主, 台风频发。每年10 月至次年4 月盛行由西伯利亚寒流南下形成的东北季风, 平均风速5～10m·s–1; 2—5 月东北季风减弱, 盛行来自西太平洋的东风和偏南风; 6—8 月主要受西南季风的影响, 盛行西风和西南风, 平均风速5～7m·s–1; 9 月偏南季风转换为偏北季风, 东北季风又开始增强。另外, 南海东北部是全球台风发生频率最高的地区之一, 全年均有台风发生。7—10 月是台风盛行期, 其中台风出现频率最 髙的月份是7 月和9 月(Zhang et al, 2018)。

台西南盆地也受到来自西太平洋的洋流或水团的影响, 其表现形式多种多样。其中, 表层或次表层洋流具有季节性变化(冬季为顺时针, 夏季为逆时针), 这主要是由季风变化以及黑潮入侵所导致(Xue et al, 2004; Fang et al, 2012)。中层水团为来自于吕宋海峡的中层水, 表现为逆时针旋转, 主要处于1500m 以下的水深范围内, 且在1000m 水深处的平均流速<5cm·s–1。深水水团主要是来自于西北太平洋的深层水, 因受到斜压效应的作用而侵入吕宋海峡, 其在3000m 水深时的平均流速约为3cm·s–1(Shu et al, 2014)。另外, 一些学者利用原位声学多普勒流速剖面仪(ADCP), 在东沙海域进行了2 年的等深流观测, 结果发现通过吕宋海峡的深层(2500～2600m 水深处)等深流流速超过15cm·s–1, 最大可达30cm·s–1(Zhao et al, 2015)。

2 研究数据与方法

本文采用的高分辨率多波束测深数据来自于2004 年德国R/V“SONNE”号地球物理巡航的公开数据, 该航次水深测量使用的是主频率为12 kHz、脉冲长度为3～20ms 的SeaBeam 2112 多波束回声测深仪。整个测深样条宽度为 120°, 水深精度优于0.5%, 后期用制图软件GlobalMapper 进行分析和制图。其他数据如钻孔岩性资料主要来自于文献搜集和整理。

利用统计得到的周期阶坎的几何形态参数, 可以计算出流经西澎湖峡谷内周期阶坎的浊流流速, 从而揭示周期阶坎的成因机制, 并探究其地貌演化规律。研究区内的净侵蚀周期阶坎分布在峡谷内, 属于限制性环境, 因此使用有效峡谷参数来计算净侵蚀周期阶坎的流速。有效峡谷参数指的是峡谷两侧的侧壁顶点到达谷底的距离, 以及峡谷两侧壁之间的宽度。如果峡谷两侧的高度一致, 则任意取一侧高度差即可; 如果峡谷两侧的侧壁高度不一致, 则取两侧壁顶点的平均高度, 再计算该高度与谷底的距离(Chanson, 2004; Konsoer et al, 2013)。此外, 对于浊流流速的计算划分为三个阶段(图2), 分别是水跃前、水跃后以及在周期阶坎的顶峰位置(Li et al, 2018)。

图2 浊流流速计算模式图 图中H1 为水跃前的峡谷有效高度, H2 为水跃后的峡谷有效高度, H3 为周期阶坎顶峰时峡谷的有效高度, H 为周期阶坎的波高; α为周期阶坎的迎流面坡度, β为周期阶坎的背流面坡度, θ为周期阶坎的坡度; Lstoss为周期阶坎迎流面的长度, Llee为周期阶坎背流面的长度 Fig.2 Schematic showing computing velocities of turbidity currents

对于计算限制性环境中的浊流流速需要统计水跃前(波谷)和到达波峰两个位置的有效宽度和高度, 可通过以下6 个联立方程来计算浊流的流速:

式中: S 为峡谷的平均坡度(单位: °); Cfb为浊流与峡谷底部的摩擦系数, 取值一般在2×10–3～5×10–3范围内; ew为无量纲参数, 代表浊流的夹带系数; Ri为理查德森数, 代表流体浮力与剪切力的比值, R=(ρsed-ρw)/ρw, 其中 ρsed是沉积物密度, 一般取2650kg·m–3, ρw是海水密度, 一般取1025kg·m–3; Cfi是浊流和层流之间的摩擦系数; r 是摩擦比值; V 是限制性环境中浊流第一阶段和第三阶段的速度(单位: m·s–1); H 是浊流第一阶段和第三阶段的厚度(单位: m); C 是浊流的浓度, 取值在0.2%～0.6%之间, 分别对应着浊流头部和尾部区域的浓度; g 是重力加速度, 取9.81N·kg–1; K 是限制性环境中浊流第二阶段的速度(单位: m·s–1); T 是浊流第二阶段的厚度(单位: m)。

净沉积周期阶坎分布在非限制性环境的峡谷口外区域, 因此流经净沉积周期阶坎的浊流流速需要根据非限制性环境下的密度弗劳德数和流体厚度计算得出(Normark et al, 1980; Bowen et al, 1984; Piper et al, 1993)。其计算公式如下:

式中: Fi代表弗劳德数, γ 是净沉积周期阶坎迎流面或背流面的坡度(单位: °); L 是迎流面或背流面的长度; h 是浊流流体厚度; U 是非限制环境中浊流的速度(单位: m·s–1); Δρ 是沉积物与周围海水的密度差, 通常取1.65kg·m–3(Piper et al, 1993); 其余参数与上一计算方法相同。

3 特征分析

根据多波束地形数据的统计结果显示, 西澎湖峡谷共发育有33 个周期阶坎地貌。其中, 23 个为净侵蚀周期阶坎, 分布在水深2150～2950m之间; 另外10 个为净沉积周期阶坎, 分布在水深2950～3450m之间。通过对这些周期阶坎的形态参数分析可以计算出流经周期阶坎的浊流流性特征, 从而有助于理解周期阶坎的演化过程。

3.1 净侵蚀周期阶坎的形态特征

净侵蚀周期阶坎在平面上呈新月形, 在地形图中等深线表现为闭合曲线, 而剖面上则表现为坑状地形。在西澎湖峡谷中, 净侵蚀周期阶坎主要有23个, 本文将其依次命名为S1、S2、S3……S23(图3)。这些周期阶坎分布在峡谷的中部和下部区域, 绵延60km 长。根据本文对该区域净侵蚀周期阶坎的地形统计及计算结果(表1), 西澎湖峡谷内发育的净侵蚀周期阶坎的波长介于1347～4730m 之间, 且总体上从S1 到S23 呈逐渐增大的趋势; 波高介于17～146m之间, 从S1 到S23 有明显的降低趋势。在不对称性方面, 23 个净侵蚀周期阶坎都属于高度不对称, 对称指数分布在0.18～2.03 之间。

另外, 从迎流面和背流面的倾斜方面来看, 23个周期阶坎的迎流面坡度(α)分布在0.24～2.64°之间, 而背流面的坡度(β)则分布在1.02～6.05°之间, 单个周期阶坎的坡度(θ)在0.33～3.14°之间。从整体上看, 无论是迎流面、背流面或是全部周期阶坎, 由 S1到S23 的变化规律均不明显; 但从单个周期阶坎来看, 背流面的坡度相对于迎流面的坡度偏大(表1)。

3.2 净沉积周期阶坎的形态特征

净沉积周期阶坎在平面上呈波浪状, 在地形图中等深线表现为非闭合曲线, 在剖面上则表现为阶梯状地形。在西澎湖峡谷中, 净沉积周期阶坎主要有10 个, 本文将其依次命名为W1、W2、W3……W10 (图4)。净沉积的周期阶坎分布在峡谷至朵叶体的过渡带, 总长度达28 km。其地形统计结果如表2所示, 西澎湖峡谷底部发育的净沉积周期阶坎的波长介于1905～3387m 之间, 且总体上呈现出较为均匀的特征; 净沉积周期阶坎的波高介于43～90m 之间, 从表2 可以看出自W1 至W10 波高有明显的增大趋势; 相较于峡谷内发育的净侵蚀周期阶坎, 这10 个净沉积周期阶坎表现出较好的对称性。

此外, 10 个周期阶坎的迎流面坡度(α)介于0.29～2.26°之间, 而背流面坡度(β)则介于1.32～3.81°之间, 单个周期阶坎的坡度(θ)介于0.36～1.73°之间。从 W1 到W10 的角度变化规律来看, 各周期阶坎的角度呈明显增大的趋势, 而迎流面和背流面的角度变化规律则不太显著, 但各周期阶坎中的背流面坡度均比迎流面坡度偏大(表2)。

图3 净侵蚀周期阶坎地貌图(a)与坡度图(b、c) Fig.3 Geomorphologic (a) and slope gradient (b, c) maps of net-erosional cyclic steps

表1 净侵蚀周期阶坎形态特征统计结果 Tab. 1 Morphological characteristics of net-erosional cyclic steps

图4 净沉积周期阶坎地貌图(a)与坡度图(b) Fig.4 Geomorphologic (a) and slope gradient (b) maps of net-depositional cyclic steps

表2 净沉积周期阶坎形态特征统计结果 Tab. 2 Morphological characteristics of net-depositional cyclic steps

3.3 浊流流性特征

根据以上两类周期阶坎的形态参数特征, 可以计算出控制这些周期阶坎的浊流水动力参数。研究区的浊流活动从海底峡谷的限制性环境到峡谷口外的非限制性环境,两种不同环境下的浊流流速计算方法具有显著差异。

净侵蚀周期阶坎的流速分析主要分为三个部分。首先, 在水跃发生前的阶段(图2), 速度的峰值主要体现在前几个周期阶坎, 达到11.8m·s–1; 随着周期阶坎的发育, 速度逐渐减小, 在末尾几个周期阶坎速度达到最小, 为3.8m·s–1。其次, 在水跃之后的阶段, 浊流速度依然在前端较大, 在尾端较小, 分布范围为2.8～8.8m·s–1; 由于水跃过程中浊流的能量会损耗一部分, 因此这部分停留在水跃发生后的浊流流速相对于水跃前的速度会有所降低(图5)。最后的阶段是位于周期阶坎的顶峰(即将加速流向背流面), 此时的浊流速度是经过水跃之后到达顶峰时的浊流速度, 相较于水跃前的速度偏低, 分布范围为2.4～11.6m·s–1。前人通过数值和物理模拟的方法对海底峡谷中的浊流流速进行了预测(Fildani et al, 2006; Kostic, 2014), 得出的浊流流速介于8～10m·s–1之间, 本文计算的结果与之较为接近。

由于净沉积周期阶坎处于非限制性环境, 因此可根据浊流的稳定性和流体厚度来判断其流速。如果浊流为临界流, 即内弗劳德数为1 时, 坡度应在0.26°左右。但西澎湖峡谷中的净沉积周期阶坎, 无论是迎流面还是背流面, 坡度均大于0.26°, 表明浊流流经10 个净沉积周期阶坎时的状态并不稳定, 因此浊流主体部分和前端的速度并不一致, 本研究取主体部分作为浊流的主要速度(图6)。计算结果表明, 迎流面的浊流速度介于1.1～1.6m·s–1之间, 背流面的浊流速度介于1.1～1.7m·s–1之间。这一计算结果与前人利用数值模拟和原位观测技术所获得的非限制性环境中的浊流流速小1～2 个数量级(Cartigny et al, 2011; Clarke, 2016), 而造成这种差异的原因可能是本文研究区的浊流浓度及海底坡度较小。

图5 流经净侵蚀周期阶坎的浊流流速 Fig.5 Velocities of turbidity currents flowing through net-erosional cyclic steps

图6 流经净沉积周期阶坎的浊流流速 Fig.6 Velocities of turbidity currents flowing through net-depositional cyclic steps

4 周期阶坎演变的主控因素

关于周期阶坎的形成及演变规律, 许多学者已通过直接观测(Paull et al, 2010; Clarke, 2016)、水槽物理试验(Cartigny et al, 2014) 及数值模拟(Fildani et al, 2006; Covault et al, 2014; Kostic, 2014) 等方法开展了大量研究。本文将根据上述周期阶坎的形态特征和浊流流速特征, 结合地貌与岩心数据(丁巍伟 等, 2010; Gong et al, 2012; Kuang et al, 2014), 分别对西澎湖峡谷发育的23 个净侵蚀周期阶坎和10 个净沉积周期阶的演变过程进行详细分析, 以揭示两类周期阶坎的形成机制, 并探究其主控因素。

4.1 净侵蚀周期阶坎

许多自然环境因素如坡度、泥沙含量、底床粗糙度、孔隙度等均会对浊流的流速产生一定的影响(Fildani et al, 2006; Kostic, 2014; Vellinga et al, 2018)。其中, 坡度对于浊流的影响最为突出, 而浊流的发育与周期阶坎的地貌形态密切相关, 浊流的流速变化则会导致周期阶坎的波高、波长、下切深度等参数发生相应的改变, 从而影响净侵蚀周期阶坎的演变过程。

根据本文的计算分析, 浊流速度在流经23 个净侵蚀周期阶坎过程中是逐渐衰减的。但在S18—S19处, 无论是水跃前、水跃后或顶峰时, 浊流速度都发生了剧烈衰减, 其中水跃前速度从8.1m·s–1降到了5.8m·s–1, 水跃后速度从6.1m·s–1降到了4.3m·s–1, 顶峰时速度从7.7m·s–1降到了3.4m·s–1。结合地貌和剖 面分析, 发现在西澎湖峡谷水深2845～2865m 之间存在长达约 8km 的坡度为 0.02°的坡折带(slope break)( Zhong et al, 2015)。坡折带将净侵蚀周期阶坎分成了上部18 个周期阶坎和下部5 个周期阶坎, 上部18 个周期阶坎所处区域的平均坡度为1.35°, 而下部5 个周期阶坎所处区域的平均坡度为0.38°。本文分析认为, 浊流到达坡折带时产生水跃, 水跃过程中会耗损能量, 从而导致在流经下部5 个坑状地貌时浊流的流速大幅减小, 浊流侵蚀能力也减弱。因此, 下部5 个周期阶坎的波高相较于坡折带前的周期阶坎有所减小, 而波长则相对较大。另外, 峡谷两侧堤岸的高度自峡谷的头部至尾部逐渐减小, 导致峡谷对浊流的侧向支持逐渐减弱, 因而造成浊流向峡谷两侧扩散; 同时在自身重力的作用下, 浊流对峡谷底部造成侵蚀, 从而导致侵蚀面积增大。因此, 在平面上可观察到坡折带下部周期阶坎的规模比坡折带上部的要宽(图7)(Leeuw et al, 2016; Pohl et al, 2019)。

在坡折带上部的18 个周期阶坎中, 峡谷中部区域并列发育着一系列净侵蚀周期阶坎(S4—S14), 而 前面发育的几个周期阶坎(S1—S3)以及坡折带下部的周期阶坎(S19—S23)则是单个地分布在峡谷中(图3)。这种周期阶坎并列发育的现象在其他区域的单一限制性峡谷环境中很少见。据相关研究报道, 有一种称为“内峡谷高”(intra-canyon high)的凸起地貌, 长约10km, 宽约2km, 高度介于40～120m之间, 发育在水深约1600m 的区域, 对周期阶坎的发育起着制约性影响(Zhong et al, 2015)。根据地貌数据的对比分析发现, 在同一水平位置, 只有内峡谷高的东、西两侧发育有周期阶坎, 说明其东、西两侧发生了浊流侵蚀, 而在内峡谷高中部却很少见到浊流侵蚀的痕迹。由于缺少直接的地震剖面以及岩心数据, 目前只能推测该内峡谷高可能属于抗侵蚀能力强的岩性(如火成岩)。随着内峡谷高在下游的消失, 浊流从两股又合并为一股并产生侵蚀, 形成了单列的周期阶坎(S15—S23)。此外, 浊流由较为狭窄的内峡谷高东、西两侧进入到相对较宽的峡谷中下部区域, 加上峡谷侧壁的高度降低, 进一步促使了浊流松弛现象的发生, 进而导致浊流速度发生骤降。

图7 浊流从破折带上部(a)至下部(b)的流体松弛现象[修改自Leeuw 等(2016)和Pohl 等(2019)] “+”代表侵蚀加剧 Fig.7 Flow relaxation caused by turbidity currents flowing through the upper (a) and lower (b) reaches of the slope break (modified from Leeuw et al, 2016; Pohl et al, 2019).“+” denotes an increase of erosion

4.2 净沉积周期阶坎

西澎湖峡谷底部开阔区域发育的净沉积周期阶坎为南北走向(王海荣 等, 2008), 波峰线与峡谷轴线大致垂直, 因此浊流并非来自台湾峡谷或者澎湖峡谷内单一浊流的溢出(丁巍伟 等, 2010); 另外, 净沉积周期阶坎的波峰线与底流的流向斜交, 因而也可以排除底流的成因(Gong et al, 2012; Kuang et al, 2014; Zhong et al, 2015)。从研究区沉积物波的地貌特征可以看出, 净沉积周期阶坎在峡谷-冲沟系的尾部大量发育, 而且有向上坡发育的趋势。根据该区域的钻孔资料显示, 净沉积周期阶坎地层中沉积物的主要成分为粘土或者粉砂。沉积物的成分可能部分受北太平洋深水团的影响, 但这一影响相对于峡谷中发育的浊流来说相对较小(Gong et al, 2012)。上述分析反映了底部发育的净沉积周期阶坎与峡谷-冲沟系的直接关系, 即净沉积周期阶坎是由经过峡谷-冲沟输送的浊流沉积形成的(丁巍伟 等, 2010; Gong et al, 2012)。此外, 从发育的位置来看, 净侵蚀周期阶坎主要分布在西澎湖峡谷的西南侧, 推测这是由于科氏力或者是底流后期改造的作用, 导致流经西澎湖峡谷的浊流向西南侧发生偏转而溢出(Kuang et al, 2014)。因此, 这些净沉积周期阶坎也可能是由峡谷溢出的浊流造成的。

从浊流的流体特征来看, 无论是流经背流面还是迎流面, 其流速均在2m·s–1以下, 且在1～2m·s–1范围内来回波动(图6), 远小于流经净侵蚀周期阶坎的浊流流速。由此, 本文认为浊流失去峡谷的限制是导致净沉积周期阶坎发育的一个重要因素, 峡谷侧壁对于浊流的支持力随着峡谷侧壁的消失而衰减为0, 此时失去限制的浊流进入开阔的环境, 并在峡谷出口处呈扇形扩散开来(Pohl et al, 2019)。此外, 对于一些局部的净沉积周期阶坎, 如靠近台湾峡谷部分的周期阶坎, 有学者认为是由一定程度的蠕变所造成的, 这可能是由于台湾峡谷的下切深度大而导致周期阶坎附近的边坡失稳(Gong et al, 2012; Kuang et al, 2014)。

5 结论

本文利用高分辨率的地貌数据, 开展了研究区两类周期阶坎的形态研究, 定量分析了与浊流流速相关的水动力参数, 并结合前人工作, 探讨了其形成机制, 初步获得如下结论:

1) 在西澎湖峡谷的中下部区域和峡谷出口处发育有33 个周期阶坎, 其中23 个净侵蚀周期阶坎(S1—S23)分布在峡谷的限制性环境中, 而10 个净沉积周期阶坎(W1—W10)则分布在峡谷口外的非限制性环境中。

2) 从整体上看, 流经净侵蚀周期阶坎的浊流流速呈现出逐渐减小的趋势, 这造成了净侵蚀周期阶坎的波长逐渐增大而波高逐渐减小的现象。从局部上看, S18 至S19 之间浊流流速出现骤降, 先存的地形因素——西澎湖峡谷中的坡折带, 是造成这一现象的主控因素。另外, 内峡谷高的存在导致净侵蚀周期阶坎呈双列发育, 科氏力对浊流的影响使得西南侧周期阶坎的下切深度比东北侧更深。同时, 峡谷侧壁高度的逐渐降低造成了浊流的流体松弛, 从而使坡折带南侧发育的净侵蚀周期阶坎在平面上的规模要比北侧大。

3) 西澎湖峡谷溢出的浊流形成了10 个净沉积周期阶坎, 科氏力是造成这些周期阶坎向西南侧偏转的主要因素。另外, 失去峡谷侧壁侧向支持的浊流向两侧呈扇形扩散, 导致流经净沉积周期阶坎的浊流速度相对于流经净侵蚀周期阶坎的浊流速度要小的多。