深水中海浪传播速度可达每小时数十公里，但是海水质点并没有发生显著的水平位移。这是因为在波浪运动时，海水质点只是在平衡位置上作有规律的往复圆周运动。当相邻水质点依次运动时到波峰时，波峰则随之向前运动。由于水的内摩擦力，水质点的圆周运动半径随着水深增加而减小。当达到一定深度后水质点即处于静止状态。

波基面又称浪基面，波浪基准面或浪底，是指波浪对海底地形产生作用的下界，1/2波长看成是波浪作用的下限，该深度即为波基面（浪基面）。

水质点在风的切向力、表面张力、重力的共同作用下做圆周运动。海水愈深，由于水的黏滞阻力作用，由风传递的动能被消耗，圆周愈小。波浪运动仅仅是波形前进，水质点并不前移。如风吹田野上的麦子形成的麦浪，及在海面上下漂浮的球所做的运动。波浪在向深处传播过程中，其作用随着深度的加大而迅速减小，在相当于1/2波长的深处，作用己非常微弱。因此，通常把1/2波长的深处作为波浪作用下界。波浪作用的下界称为波基面。

波基面是浅水区波浪变形开始作用海底的地方，理论上等于半个波长的深度。常见较大波浪，波长50m左右，波基面就在25m水深处，更大的波浪，波长达200m，波基面的水深就是100m左右。经验上，波基面的水深在20m左右，因为波基面以下为还原环境，以上为氧化环境，在海底粒度和化学上均有反映。

浅海动力分带一般以波基面为准划分。波基面以上，波浪作用波及海底，泥质沉积物进行筛选，最后留下砂质沉积，并发育相应的底形，形成交错层理。该带也是生物最发育的地段。故生物化石甚多。虫迹，虫孔发育，生物扰乱构造较为普遍。

波基面以下主要为泥质沉积。由粉砂质粘土或粘土质粉砂组成。靠近陆地区域，常夹粗粉砂和细砂层，具递变韵律，是风暴从浅处带来的物质。生物发育情况和生物扰乱情况因地而异。粪粒常见。风暴砂质层底部，常有原地的介壳层。

暴风浪的高度各地不一。常态条件下水动力强弱，直接影响到风暴沉积的保存程度。在正常天气波基面以上的浅水区域，若常态条件下的水动力较强，则在该区域内形成的风暴沉积多被修饰、改造或破坏，这也是许多学者形成在正常波基面以上地带不可能有风暴沉积，即使形成也会被常态条件下水动力完全破坏这一观点的根本原因；在正常天气波基面与风暴天气波基面之间地带，常态条件下水动力已很微弱，形成的风暴沉积大多保存比较完整。

①利用地质资料研究来恢复沉积基准面变化，首先根据沉积物的分布规律、沉积构造、古生物组合及古生态、自生矿物和波基面等特征来获得古水深，然后利用对地层做脱水压实校正获得沉积物原始厚度。对湖盆地区古水深和沉积物原始厚度累加起来就可得到沉积基准面变化曲线，而沉积基准面变化曲线为在松辽盆地中进行地层对比提供了依据。

②叠层石广泛见于燕山西段前寒武系雾迷山组，文中将其分为六种类型:核形石、凝块石、层状叠层石、波状叠层石、锥状叠层石和柱状叠层石。叠层石形态的变化由前向后代表由低能向高能的环境转变，其中以层状叠层石在雾迷山组最为丰富。研究表明，在当时无捕食动物与钻孔动物存在的情况下，大多数叠层石发育于潮下带环境。层状和波状叠层石主要出现于潮下高能带的下部，少量见于受保护的潮间环境。潮下层状和波状叠层石以其色深、纹层密集、缺乏干裂收缩缝和窗格状组构区别于潮间带。锥柱状叠层石出现于潮间带和潮下高能带的上部;潮间带的锥柱状叠层石可能因暴露干裂而继承性地有壁，但潮下带的却可能没有。核形石和凝块石占据着泻湖和水下凹地（生物丘之间的低洼地或废弃潮汐沟道）等低能环境。燕山西段的叠层石罕见于潮上带和波基面之下的潮下低能带。