軟泥水中宏量陰離子濃度隨深度加大呈降值變化和陽離子濃度在剖麵頂部降值後保持在相同濃度水平上提供了另一地質流體作用的信息。它們與其它組分的地球化學行為相比也是個異常。因為其它宏量陰、陽離子，包括微量組分濃度，隨深度均呈現不同程度的增髙變化趨勢，而且增高幅度不大。軟泥水中開，的地球化學行為表明：發生了沉積變質沉澱。這個作用使軟泥水中持續地消耗，由於不存在脫硫酸鹽生物化學還原作用，而沒有該作用生成物的供源；且碳酸鹽溶解度很低，也無這一作用的來源；唯一的來源是由底層海水的對流作用和擴散作用提供的。的沉澱打破了液相中該化學體係的動態平衡。在液相中缺乏的情況下，則形成和加快了水中這些組分由上往下的擴散遷移的微粒流。濃度剖麵呈直線型，意味著軟泥水中的與上覆海水中的已處於動態平衡狀態，而軟泥水中的則處於負平衡狀態。目前這些作用仍在繼續發生。
地球化學行為去考察國外某些學者提出的軟泥水中是由下往上擴散運移的觀點，顯然也是站不住腳的。
鑒於上述可得如下結論：陸坡軟泥水化學剖麵的形成主要受控於對流作用，並在氧化作用、碳酸鹽的沉澱作用和重力擴散作用的疊加下形成的。陸架軟泥水濃度反向型剖麵的形成固相部分
該型剖麵沉積物具有四大特點：
（1）重礦物含量比其它站位柱狀沉積物的含量顯著增高；
（2）該型剖麵沉積物位於海南島南側，島上主要分布的是燕山期花崗岩、二長花崗岩，次為分布於島北的上新世一下更新世的玄武岩、橄欖玄武岩，而島嶼周邊衝積、海積和生物堆積發育。剖麵沉積柱周圍廣泛發育近岸現代陸源細砂和粉砂。
根據上述沉積物特征及其周邊岩類的分布態勢，推測其物源主要是由該島供給的，是一種濱海環境水下陸源碎屑堆積成因的產物，是隸屬於向海域搬運形成的沉積體係的前緣部分。化液相部分
該剖麵上部的軟泥水礦化度和大多數化學組分濃度均高於上覆底層海水的同名參數濃度值，軟泥水的大多數組分濃度隨深度呈降值變化，但比值呈增值變化。該剖麵與陸架陸坡軟泥水濃度正向型剖麵迥然不同，表明沉積柱與上覆海水構成的泛水岩係統，不存在對流作用，擴散作用微弱，可視其在垂向上是封閉的。其理由是：
（3）假若與上覆海水存在對流作用，則水化學剖麵將出現濃度夷平的趨勢，並可形成軟泥水正向濃度剖麵；
（4）假若將軟泥水化學反向剖麵看成是向上擴散作用產生的倒轉剖麵，至少目前尚未看到對底層海水的這種作用的效應，也不大可能是幾乎所有組分均是向上擴散遷移的；假若將底層海水看成是擴散層，造成向下擴散遷移形成正向濃度梯度序列，但在海水——沉積物界麵上中斷了這種效應，固然可以假定由於海流破壞了這種序列，但畢竟隻是一種假定，且軟泥水化學剖麵又是反向的。
3.水岩係統的環境因子
（1）反向型剖麵形成機理
縱觀上列物質和環境因素的陳述，不難發現其形成主要受控於側向水動力作用而造成其稀釋淡化作用的結果。
（2）南海雨水充沛，提供了大氣降水淋濾島上廣布的火成岩的有利條件，形成的重碳酸鈉質或鈣質淡水滲入地下，並在勢能驅動下，由島嶼朝向海域方向沿沉積體側向滲濾補給軟泥水，使之向淡化方向變化。
由於淡水的滲濾入侵，軟泥水在遭受淡化的同時伴隨著發生一係列化學反應作用。首先是被氧化而消耗，其值呈明顯降值變化，固相中未發現黃鐵礦，即使曾在微區還原環境下形成了黃鐵礦，亦可被後期氧化所破壞，表明脫硫酸鹽生物化學還原作用未發生或作用微弱，因此，由脫硫酸鹽作用產生的產物無供源。在淡化作用下開呈顯著降值變化，由340降至190，加之滲入淡水攜帶的利於溶液中發生沉積。這一作用效應的疊加，使得在淡化層之下軟泥水礦化度和宏量組分，從濃度隨著深度加大呈現回升時，依然保持在相同濃度或濃度偏低的水平上，而顯示降值效應。
生物成因組分呈降值變化是合乎邏輯的，而屬同一成因的廠與礦化度曲線形態相似，但在淡化層之下隨著礦化度財的增髙而呈較大幅度的增值。與呈現反向變化是個異常現象，推測很可能是軟泥沉積階段吸附積聚的大量碘，此時發生解吸作用返回液相中所致，這與微量堿金屬增值變化均可認為是解吸作用造成的。
其次，痕量金屬濃度在淡化層之下呈較大幅度的降值變化，主要是在堿性氧化環境下形成高價難溶的水合氧化物和氫氧化物，使低價的溶解性金屬濃度降值。
總之，該型剖麵水化學參數值變化的主要特點是，在淡水的稀釋作用下，礦化度和大多數組分濃度均呈降值變化，而比值增高，但仍保持了海水的化學特性。因此可以認為，該軟泥水化學剖麵雖已經曆了淡化作用，但其作用是較輕微的，假若朝向島嶼方向跟蹤追溯，其前方能出現淡化愈來愈強烈的軟泥水。該型剖麵軟泥水可視為大氣降水入滲側向補給侵入的終端地帶。
4.陸架軟泥水低濃度型剖麵的形成
（1）低濃度型所提示的地質信息
該型剖麵是南海北部海域軟泥水化學剖麵中的一個特殊例子，它與其它軟泥水，或與底層海水相比，兩者礦化度相差3倍之多。宏量組分的濃度均相應降低，呈低濃度異常。這個特點表明：
按其總礦化度和組分濃度低異常的特性，可以斷言，它與上覆海水不存在對流作用，否則，其濃度必然發生夷平作用。
軟泥水的氫、氧同位素，據5個站位18個軟泥水和8個不同深度海水的氫、氧同位素測試資料作圖表明：不同的水分異現象顯著。固然，氫、氧同位素的分餾因素很多，可作多種解釋。重要的是低濃度軟泥水的6個氫、氧同位素測試資料無一例外地坐落於圖的左下方的低值區，顯然數據是可靠和可信的，它與其它站位軟泥水和海水的氫、氧同位素含量相差甚遠，迥然不同，表明它與其它軟泥水屬於不同成因和不同性質的水。低濃度軟泥水是屬於另一種成因的。
軟泥水的初始水量不是由海水提供的，或者說，賦存於軟泥水的沉積物不是在海水環境中沉積的，而是典型的陸相沉積層。
該剖麵位於珠江入海向南延伸的部位，非常可能是珠江衝積物向南延伸沉積的組成部分。由於取樣站位少，未能控製該衝積物分布的態勢。在其東南側約40處的3站位軟泥水呈高濃度，故可將其視為在該方向上衝積層分布的最大邊界。圖54揭示了軟泥水濃度的低值帶位於北部，呈向帶狀展布，可視為衝積層分布的大體方向和位置。采集的軟泥柱樣長度僅為1.2，未能把握其下界的深度。
僅就該剖麵在海域的位置，沉積拄頂麵埋深推算，其沉積末的海岸線要比現代海岸線南移2以上，而海平麵比現代的至少要低13，在全新世期間，海岸線發生過變遷，在該沉積體沉積後海平麵上升和海岸線北移。
沿該沉積體朝北珠江口方向追蹤可發現低濃度軟泥水，朝南海域方向追蹤亦可發現其存在的前緣部分。或者說，可以此反映衝積層展布的方位和古河道存在的位置。