海水入侵的发生必须具备以下几个条件:
1.存在海水与陆地含水层的水力联系通道
海洋是陆地地表水、地下水的最终排泄区，海平面则是地球表面的最低排泄基准面。如果沿海地区存在着裂隙、岩溶和松散的孔隙介质含水层，而且这些含水层延伸到海中，就有可能成为海水入侵的通道。
2.海水压力大于陆地含水层的水头压力
水的流动是在存在压力差的情况下发生的。由于陆地地下水的密度小于海水，要避免海水侵入，就必须具有较高的水头压力。在没有发生海水入侵的沿海地区，可能存在两种情况，一是没有水力联系的通道，二是有通道，但陆地地下水水头高，压力值大于海水，此时，陆地地下水可不断地从海面以下出口排向大海。
需要说明的是，海水和淡水存在着密度差，即使在陆地含水层的水头压力大于海水压力且存在水力联系通道的情况下，海水也只会呈楔状体插入到含水层的底部，楔状体的上方则是陆地地下水的排泄通道(图7-1)。
图7-1 水入侵示意图
在天然条件下，海水有潮涨潮落，陆地地下水的水头也会有动态变化，于是，陆地地下水与海水的压力差也是动态的，如果两者的水压差处于正常涨落的范围内，海水楔则会随压力差的变化进退有序，也是正常涨落，楔形体不会一直向陆地方向伸展，这种动态过程，不能称为海水入侵。只有当陆地地下水水压不断降低或海面升高，水压向增大的方向发展，地下水和海水的压力差增大，潜伏在含水层底部的海水楔就会不断前进，此时才能说是发生了海水入侵。
下面是中达咨询给大家带来关于地下水对岩土体的作用原理与对策相关内容，以供参考。
1、过量抽取地下水诱发地面沉降的机理：地面沉降是在自然条件和人为因素作用下，由于地壳表层土压缩而导致区域性地面标高降低的一种环境地质现象。从全世界范围看，过量抽汲地下水引起地层压密、固结是造成地面沉降的主要原因。一般情况下，由于含水地层中水被抽取而产生的地面沉降有两部分：一部分是含水层水被抽取后、孔隙水压力降低，有效应力增加，体积压缩而引起；另一部分是由于隔水层(相对不透水层)的固结而引起，固结的附加应力来源与地下水抽取后所引起的地下水位下降或承压水头的降低。发生地面沉降的地区一般都由岩性不同的多个砂土、粉土、粉质粘土、粘土、淤泥质粘土等土层组成，各土层的变形量不仅与它的压缩性有关，也与它本身的厚度有关。砂土变形基本特征是压缩过程中总的应力与应变关系为非线性，压缩变形以塑性变形为主并包含有蠕变。地面沉降给人们的生活、生产等各方面造成很大危害：1)地面标高降低使防汛堤坝下沉，城市易受海溯洪水袭击；使桥墩下沉，桥梁净空减小，影响通航；严重地区，形成成片洼地，一到雨季，使道路积水，住宅进水。2)地面的不均匀沉降使建筑物失稳，破坏通讯光缆、电力电缆、供水、供气管道。3)地面沉降造成的大幅度低洼湿地面积，导致耕地沼泽化等等。2、水库诱发地震水库蓄水引起的水库荷载作用、孔隙水压力效应和库水对库基岩石的物理化学作用，都是诱发地震的重要因素。水库荷载的作用：水库荷载既可以改变库基岩体的应力状态，又可以增加孔隙压，改变原有的断裂摩擦力。水库荷载有弹性效应、压实效应，扩散效应及抬高地下水位作用等几种效应和作用。孔隙水压的效应：如果孔隙水压力增加，使断裂面上有效应力降低，以致断裂面的剪切力强度低于当地的构造应力时，就导致地震。水具有渗透性和毛细作用，在含水孔隙中造成流体压力，从而改变岩体的应力状态。水库蓄水后主要从两个方面使库基岩体孔隙水压力增高，一是水体的压力迫使库水向外和向深部渗透，二是水库载荷条件下，库基弹性变形使岩体孔隙和裂隙被压缩，从而改变孔隙水压。水对库基岩石的物理化学作用：水库蓄水以后，受重力和水压的作用，库水沿着岩石的孔隙、裂隙和其他软弱结构面向深部和水库四周渗透，从而改变岩体的强度，改造岩体的裂隙和孔隙的形状，同时也改变了岩体内部的应力，总的结果是岩石软化。微震的诱发地震作用：微震形成的岩体微破裂的发展，为库水的渗透和扩散提供了方便，又有助于微破裂的沟通，形成较大的破裂，为释放更大规模已积累的应变能创造条件。水库地震形成的地质条件：高坝水库、活动断层、活动地震带。水库地震类型：构造型、非构造型、混合型。水库诱发地震对策：控制地震的发展、预测预报地震、对大坝进行抗震设防、组织社会力量进行抗震救灾。
3、地下水对边坡稳定性影响地下水对边坡岩土体通常具有产生静水压力、动力压力及降低岩土体的强度参数等方面的作用。静水压力是对孔隙水压力、裂隙水压力及浮托力等的总称，它是岩土体孔隙、裂隙和空洞中的地下水静力传递自重至岩土体上的力；动水压力系指由于地下水的水力梯度使地下水在运动过程中施加于岩土体上的力。孔隙水压力作用于岩体结构面(潜在破坏面)上，表现在三个方面：(1)降低该面的正应力，减小摩阻力，进而降低崩滑体的抗滑力；(2)动水压力沿边坡临空面产生的推力增加了下滑力；(3)孔隙水压力的“水楔”作用，推动了裂隙的扩展过程，进而破坏岩体，使边坡发生渐进性破坏。当边坡滑塌体后缘及其以上岩土体为强透水岩土体且泄水不畅时，孔隙水压力因地下水上升而快速增加，这在边坡变形破坏中起着十分重要的作用。具有丰富张裂隙的岩体边坡，变形体后缘的拉张裂隙及前部鼓张裂隙，若裂隙水压力增加明显，则易诱发边坡的破坏过程。并且，由于动水压力的作用，边坡中某些土体、岩体破碎带和软弱结构面中以及岩、土体接触面上的某些颗粒会被渗透水流搬移，使岩土体产生渗透变形、强度降低而产生渗透破坏。边坡岩性的差异和地质构造的各向异性，是地下水压力空间变化的根本原因。由于岩体中岩体结构面分布不均，结构面渗透性能差异较大，对地下水压力存在着显著的控制作用。当结构面开度较大时，泄水通畅，孔隙水压力减小，反之则增大。边坡的侧向临空状态，边坡的形态、坡角大小、坡脚应力集中及岩体边坡内部地应力的大小和方向均可影响地下水压力的分布。地下水对岩体质量的影响表现如下：(1)岩体中有地下水存在，必然要增加岩石的容重，加大岩体本身的体重，增大岩石边坡失稳的下滑力。(2)影响岩石的力学强度。(3)加速岩石的风化(4)如果岩体裂隙发育，贯通程度好，地下水在岩体中渗流，产生一定的静水压力和生动水压力，从而增大边坡岩体的下滑力(5)在边坡岩体中，如果节理、裂隙发育，且有充填物，地下水可使充填物软化，降低结构面间的抗剪强度。
(6)在季节性冻结地带，岩体中的地下水可能冻结，在裂隙中起楔胀作用，破坏边坡的稳定性，(7)当岩体结构面内夹有充填物时，在水的作用下，除导致结构面的抗剪强度降低外，还可能产生物理化学作用，从而影响充填物或岩石的力学性质，而影响边坡的稳定性。
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萨勃哈（Sabkha）作为潮坪沉积尤其是潮上带环境的一个特例，具有重要的成因意义和找矿价值。
现代典型的萨勃哈环境为***半岛波斯湾特鲁西尔海岸的一片荒芜的平坦的盐碱地。这里气候炎热而干旱，纯蒸发率很高，达到128cm/a，沉积物厚度约60cm，地势十分平坦。萨勃哈向海一侧发育30cm厚的石膏岩盐坪；向陆一侧则发育结核状石膏、硬石膏盐坪。萨勃哈沉积除了形成泥晶灰岩、泥晶白云岩、钙质泥岩、粉砂质泥岩等低能量沉积物之外，所形成的蒸发岩矿物石膏、硬石膏、岩盐等，都是通过沉积物内部沉淀作用和晶体的生长作用产生的，因此，它与泥晶白云岩一样，都是早期（准同生期）成岩作用的产物。
萨勃哈环境的水文地质具有两个重要特征：
（1）蒸发泵流作用：由于萨勃哈地区纯蒸发率很高，在萨勃哈中形成一种垂向的水动力梯度，随着地表孔隙水的不断散失，造成水动力势能向上不断减小，从而产生萨勃哈地区的蒸发泵流作用。
（2）盐水楔和淡水楔的形成：萨勃哈地区不管是向海一侧的咸化潟湖还是向陆一侧的地下淡水体都是向着萨勃哈通过地下水形式侧向流动，在萨勃哈的表面层之下相汇，造成一个楔状盐水体和一个楔状淡水体，然后产生垂直向上的蒸发泵流作用。
萨勃哈的水文地质条件对于潮坪沉积物的白云石（白云岩）化及金属的矿化、富集都具有重要意义。
楔（xiē）子是对的。
楔子是一种简单的机械工具。是填充器物的空隙使其牢固的木橛、木片等。由两个斜面组成，是上粗下锐的小木橛，用来将物件分开。
短小而阔角度的楔子能较快分开物件，但比较长而窄角度的楔子将要更大的力量。原理主要是将楔子向下的力量转化成对物件水平的力量。其主要应用于木工工艺上的固定与衔接。
其他解释：戏曲、***的引子戏曲、***的引子
戏曲、***的引子。一般放在篇首，用以点明、补充正文，或者说引出正文或是为正***铺垫。 元 杂剧也有在本与本或折与折间使用的。 清李渔《闲情偶寄·词曲上·格局》：“ 元词开场，止有冒头数语，谓之‘正名’，又曰‘楔子’。”
《儒林外史》第一回：“究竟王冕何曾做过一日官？所以表白一番。这不过是个楔子，下面还有正文。”有些******用倒叙的写法，开头的结局就可以称作楔子。金圣叹删改《水浒传》，将原本的引首和第一回合并，改称“楔子”。并解释说：“楔子者，以物出物之谓也。”就是以甲事引出乙事之意。
根据淄博144次突水实例的现场观测记录和具体资料的综合分析，同时对比周围没有发生突水的***区条件，可以明显看到:煤层底板突水是多种因素综合作用的结果，其中主要的制约因素有六个方面。正确认识这些因素在突水中的作用，是认识突水规律的关键。
3.2.2.1含水层的富水性
含水层的富水性，特别是它在具体块段中的补给径流条件，是制约突水及水量大小的一个基本因素。含水层富水性弱，即使发生突水，水量也不会很大。而要引起较大水量的突水，突水点及其周围一定范围内的含水层富水性及其径流条件就一定比较好。例如:
1)夏庄矿一井十层煤180下山西二上帮的十层二炭工作面，1958年10月曾发生底板突水5.5m3/min。突水后曾对徐灰进行探查疏水，发现在突水点周围400～800m的范围内徐灰的富水性及径流条件都很好。放水试验时水力联系非常密切，14个放水孔，单孔最大自流水量可达2.34m3/min，单位涌水量q=0.25L/s·m，其他钻孔单孔自流量一般也在1～2m3/min，放水时突水点迅速干涸。后来对这一井田的徐灰又扩大了探查疏水范围，进一步发现有的块段无水，有的块段则水量很少，单位涌水量小于0.073L/s·m。在以后的开***实践证明凡单位涌水量小的块段就没有发生突水，单位涌水量大的就发生了不同程度的突水。如单位涌水量0.18L/s·m的区域出现了4.2m3/min突水，单位涌水量0.096L/s·m的区域出现了0.85m3/min的突水。这清楚地表明了含水层的单位涌水量与是否突水或突水量的大小有一定的关系。
图3.2淄博煤矿分布示意图
2)双山十层煤一号下山东四顺槽1958年的突水。事实上，出水点周围早有突水的表现:早在1954年掘进东二顺槽时就发现迎头向外几十米的一段巷道底板裂隙出水，总水量达0.611～1.0m3/min。1956年掘进东三顺槽时，当前进到570m处，裂隙普遍冒水，面积约8m2，掘进到650m处见断距3m断层，巷道即出现底臌，面积15km2范围内24h隆起0.5m。此次自迎头向外全长约200m的一段巷道普遍沿细裂隙流水冒泡，总水量达2.336m3/min。当时由于缺乏防突水的经验，对这样严重的水情没有引起足够重视，未及时探查处理。结果两年后发生了水量70m3/min的大型底板突水。
以上两例说明，只要加强***区底板含水层富水性探查，对发生底板突水的可能性及其水量的大小就有可能预先做出分析判断。否则就会造成被动。
3.2.2.2断层构造及力学性质
断层构造及力学性质对煤层底板突水起决定性影响，是引起突水的关键条件之一。在突水情况的分类中已清楚地表明了这一点。与构造有关的突水中，据统计发生在北西向和东西向两组构造附近的又占大多数，显示了突水还与构造的力学性质有密切关系。
从一些突水实例看，断层所以成为引起突水的关键因素，有下列诸种情况和原因:
1)断层使含水层与煤层之间因位移而缩短了原有隔水层厚度。如北大井的特大型突水，就是因为断距30m的周瓦庄断层使10－2煤与奥灰的间距由67m缩小为37m，造成了奥灰水的直接突水。夏家林突水淹井则是因巷道直接揭露奥灰造成的。
2)低倾角的断层，其破碎带斜切煤层底板的范围加大，当沿煤层前进的***掘工作面还远离断层与煤层交面线时，断层破碎带实际已倾斜到工作面的底部，而不易被发现。同时，当断层破碎带充水时，由于水压作用面积增大，作用于底板的总压力也较高角度断层大大增加，引起突水的危险就更大了。如:双山十层东四突水，倾角只有34°，断距30m的白虎山逆断层就起了这样的作用。当时从平面图上看回***工作面距断煤交线还有200m。实际上断层破碎带已倾斜到工作面的底部，沿断层破碎带水压作用的宽度达200m，造成了东三顺槽有将近200m长的一段巷道普遍冒水冒泡，出现了严重突水的象征。
3)发育在含水层中的断层破碎带位置就是地下水的聚集运移空间，它使含水层富水并扩大了与周围的水力联系，加快了地下水的径流循环。对碳酸盐岩含水层来说，断层破碎带控制了岩溶发育，因而含水层内的断层带往往就是富水带。
4)切割隔水层的断层破碎带及与之有关的裂隙，使隔水层大大降低了抗张强度，削弱了它抵抗水压和矿压的能力。值得特别指出的是:淄博的许多突水实例和井下钻孔施工过程中出现的一些现象表明，隔水层中的断层带及其影响裂隙，往往可以使含水层的承压水沿其上升侵入。随着裂隙张开度及其充填程度的不同，在隔水层中不同层段内形成了水压，地下水渗入其内。掘进巷道出水往往与这种情况有关，在矿压的作用下发生工作面突水或滞后突水也与这一条件有关。
5)断层交叉、拐弯、尖灭部位，是地应力多次作用的部位，破坏特别强烈，甚至目前还聚集着一定的地应力，在水压和***矿振动的作用下特别易于形变破裂，因此突水往往首先发生在这些部位。
3.2.2.3水头压力
水头压力是煤层底板突水的重要作用力之一，是引起突水的一个重要条件。位于煤层底板的含水层，***掘工作面不直接揭露，中间隔有不透水或弱透水的地层。地下水要进入***掘空间必须要有一种力突破隔水层或冲刷扩大其中弱透水的裂隙，并克服地下水在裂隙中流动的阻力。若下伏承压水的压力较小，不会发生突水。石谷矿910新上山***区9103面曾发生一次突水。该面倾斜长90m，煤厚0.95m，隔水层厚23.3m，周围曾打孔放水降压，当敞开水门放水，水压降为5.5kg/cm2时就不突水，关闭放水孔水门水压回升为10.7kg/cm2时就突水，再开水门降压，水量也随之明显减小。
水压在突水中的具体作用，从夏庄矿一立井190下山的一次实际升压试验过程可说明。该下山10－1煤的1903回***工作面推进45m，***空面积达2240m2时，于1980年1月1日发生了底板突水5.74m3/min。这一出水点除上、下溜子道外无其他通道与矿井相连。为将动水变为静水注浆堵住涌水，在上、下溜子道砌筑了水闸墙。但平行于工作面有一下山溜子道与***空区只有12～14m的煤柱，且斜切煤柱有一条断距0.8m的正断层，倘若关闭挡水墙的水门，水压升高突然鼓破煤壁，2000m3积水和5.74m3/min涌水会突然溃出，后果将不堪设想，为了保证安全，对挡水墙和煤柱进行了升压试验。设计***用将上挡水墙水门逐步关闭，让突水的水压控制在8h增加1.0kg/cm2的速度逐步上升，观察周围的水情变化。当上出口挡水墙水压由1.1kg/cm2，下出口的墙比上出口的墙低20m，这时其水压为3.1kg/cm2，按每8h增加1.0kg/cm2的速度上升为10.4kg/cm2时，各观测点出现这样一些变化:
1)下挡水墙周围的细裂隙原有17.9L/min的涌水，随着水压的逐步上升，变为59.6L/min，每递增1kg/cm2压力，涌水量递增2.7L/min、4.7L/min、6.9L/min、3.9L/min、4.2L/min、6.7L/min。
2)上挡水墙周围原漏水0.84L/min，随着水压的上升，最后变为15.4L/min，每增加1.0kg/cm2压力，漏水量递增为1.5L/min、5.6L/min、3.54L/min、4.36L/min。
3)下山溜子道中段顶板原有滴水，底板原有小的流水，测其总量为44.6L/min，随着水压的上升变为108.8L/min，每增1kg/cm2水压，水量递增为4.8L/min、2.5L/min、5.3L/min、5.6L/min、8.9L/min、9.6L/min。出水的形式由滴水，逐步变成为连续不断的水线。
4)与之有一定水力联系的198面底板老出水点，增压之前已没有涌水，随着水压的逐步增大，开始出现冒泡，逐渐变为冒水，出水口流水时原来只见细煤粉微微滚动，逐渐变为粗煤粉翻滚。
5)断距0.8m的断层带，原来无水，只是沿破碎带微微发潮，随着压力的递增，逐渐出现渗水，从水珠变为小水流，当水压升为10.7kg/cm2时，断层位置的水量则为12.7L/min。水压完成沿断层面的楔劈作用使整个断层面充水之后，使断层位置的巷道3m2左右发生底臌，压断了钻机地梁木上的一颗压木桩，突然发生了底臌水，水量0.86m3/min，这时作用于这3m2底板的水头总压力为38.1kg，这说明水压在突水过程中首先是克服裂隙阻力，增加渗流水量，对裂隙产生楔劈冲刷作用。当作用停留在这个阶段不再发生变化时，水压与突水量呈抛物线关系增加。当裂隙被冲刷扩大，裂隙面全部充水，这时水头就对一个充水平面形成一个总压力，使岩层抬动位移或臌破，就发生了大的突水。因此，水压在突水中的作用绝不可低估。特别是当水体富集可迅速充满裂隙空间，可以形成一个总压力的时候。
3.2.2.4***动矿山压力
***动矿山压力对底板隔水层的破坏是煤层底板突水的另一个重要作用力，是引起突水极重要因素，在一定条件下它对底板的突水起决定作用。淄博的144次突水中有90次是回***工作面突水，突水的发生很有规律，一般都是当倾斜长80～100m的工作面推进25～30m左右，顶板初次或周期来压时伴随发生底臌，继而出现裂隙而后冒水，工作面中有小断层时一般沿断层张裂出水，没有明显断层时，则沿节理、劈理等薄弱结构面出水。如:洪山矿三立井五北小下山1012工作面长110m，煤厚0.86m，掘进时巷道无出水现象，但当工作面推进54m第二次周期来压时，底板隆起0.5m，接着出现3条裂隙，一条在工作面煤壁，一条在下出口向上30m的密集支柱后，一条在上出口的二南顺槽，3条裂隙总出水量3.75m3/min。
石谷矿九层煤回***工作面底板的突水明显反映与回***面积的大小有密切的关系。如:930区的9304面与9306面倾斜长65m，走向长220m，倾角14°，煤厚0.85m，构造简单，石灰岩顶板。回***过程中各发生了3次底板突水，第一次发生在自开切眼开始回***至45m，***空面积达2935m2时，因顺槽沿微倾斜开拓，涌水断面无法生产，被迫留下10～15m隔水煤柱，重开溜子道，结果回***至40～45m时又发生了第二次底板突水，又留隔水煤柱重开溜子道，回***至40m时又发生了第三次突水。9304面三次突水的水量依次为1.452m3/min、1.216m3/min、0.120m3/min。9306面出现了惊人相似的现象，3次突水水量依次为1.018m3/min、1.70m3/min、1.127m3/min。
分析石谷九层回***工作面底板28次突水资料。在正常的地质条件下，一般工作面倾斜长80～100m，走向回***距离25～30m开始突水，若倾斜长60～65m，走向回***距离则需40～50m，也就是说突水基本上都发生在面积2500～3000m2的时候，凡是回***面积小于1500m2的残***工作面基本上未发生过底板突水，表明隔水层较厚时底板突水与回***面积制约的矿压有关。
夏庄矿二井十层煤180下山***区的突水反映矿山***动压力的作用更为典型。该***区上限标高－260m，下限－450m。作用于煤层底板的奥灰实际水压43～61kg/cm2(奥灰水位+190～+170m)，隔水层厚度包括徐上砂岩，薄层徐灰和徐家庄灰岩下部砂岩(以下简称徐下砂岩)共为56.81m。为防止大的突水，在***区运输和回风平巷均设有防水闸门，进行分区隔离试***。回***前曾对徐上砂岩和徐灰进行探查疏水，共打20个孔，证明***区中部徐灰尖灭，徐上砂岩富水性也很弱，探查孔水压一般0～3.5kg/cm2，个别达25kg/cm2，水量0～200L/min。在下山底部－452m水平曾打3个深孔，北孔垂距10－2煤34m终孔，水压力3.51kg/cm2，涌水量9L/min;中孔垂距10－2煤38m终孔，水压力8.5kg/cm2，涌水量42.8L/min;南孔垂距10－2煤44.5m终孔，水压力7.5kg/cm2，涌水量15.41L/min。实际已接近奥灰，但水压水量也不大。可是回***中出现了几乎面面底板突水的现象:
1801面位于下山南翼，标高－306～－260m，奥陶系灰岩地下水水压43～47.6kg/cm2，工作面倾斜长100m，走向长380m，倾角20°，10－1煤火成岩侵入，10－2煤厚1.8m，于1***5年11月8日投产。投产时有顶板淋水及底板裂隙水，水量为0.1m3/min。至1***6年2月14日工作面推进130m，***空面积11750m2时，底板涌水为0.26m3/min。又推进130m，***空面积为24750m2时，底板涌水量增为0.59m3/min。1***6年7月3日至9月22日当推进最后120m，***空面积增为36750m2时，其水量很快增为1.533m3/min。
1803面也位于下山南翼，标高－358～－302m，奥灰水压47.2～52.8kg/cm2，工作面倾斜85m，走向长440m，倾角20°，10－1煤火成岩侵入，10－2煤厚1.6～1.8m，于1***6年9月23日接续1801面开始回***。投产时工作面基本无水，但到1***7年3月1日当工作面推进180m，***空面积15300m2时，工作面底板裂隙水量渐增为0.56m3/min，这时1801面水量已由1.533m3/min减为0.922m3/min。***区底板总涌水量没有增加。到5月13日又推进95m，***空面积增为23380m2，底板涌水渐增为0.685m3/min，这时1801面水量继续减少为0.65m3/min。继续回***完余下的165m，***空面积增为37410m2时，底板涌水量明显增加为3.784m3/min，当1803面水量为1.42m3/min时，1801面水量变为零。
1804面位于下山北翼，标高－366～－316m，倾角20°，10－1煤火成岩侵入，10－2煤厚1.4～1.6m，于1***8年4月18日投产。初期基本无水，到1***8年8月15日，工作面推进90m，***空面积11700m2时，底板涌水量0.29m3/min。又推进80m，面积增为22100m2，底板水量增为1.224m3/min。至1***9年3月31日又推进180m，面积增为44500m2，水量增为2.318m3/min。自1***9年3月31日至6月6日又推进8m，面积增为52100m2，水量达3.47m3/min，这时1803面涌水变小为1.737m3/min，***区总涌水量为4.787m3/min。
1806面在下山北翼，由于本工作面10－1煤处于火成岩与煤的交替带，10－2与10－3及10－4则正处于厚薄变化的交替带，不能组织正规推进，于1980年度断断续续分三个小块段进行回***，第一块***10－2煤，厚1.4～1.6m，走向长170m，倾斜长55m，面积9350m2，第二块***10－1煤，厚0.8～1.1m，走向长145m，倾斜长40～80m，***空面积8700m2;第三块***10－2煤，厚1.4m，走向长170m，倾斜长40～65m，***空面积9350m2，由于都没有达到充分***动，矿山压力对底板破坏没有达到最大值，工作面底板没有出现明显突水现象，到工作面结束包括1804面的涌水量在内仅1.1m3/min，本面标高－357～－420m，奥灰水压52.7～59kg/cm2。
1805面在下山南翼，标高－322～－400m，奥灰水压49.2～57kg/cm2，工作面倾斜长80～90m，走向长38m，倾角25°，10－1与10－2煤同时回***，10－1煤超前40m左右。投产时工作面基本无水，至1981年1月6日，10－2煤推进75m***空面积4875m2时底板水量仅0.104m3/min，这时1803面涌水量0.824m3/min，1804面和1806面涌水量1.28m3/min，***区涌水量仅2.238m3/min。但到1982年2月11日，10－2煤又推进200m，面积增为21875m2，水量增为1.533m3/min。这时1803面涌水量0.272m3/min，1804和1806面有涌水量1.094m3/min，***区总水量2.899m3/min。1982年6月27日，10－2煤又向前推进70m，面积增为27825m2，工作面底板水量猛增为6.771m3/min，这时***区其他地点总水量为0.***9m3/min，***区总水量达7.75m3/min。出水的特征是没有明显集中的出水点，沿冒落区的老塘普遍来水。
1807面在下山南翼，标高－390～－425m，奥灰水压56～59.5kg/cm2，工作面倾斜长55～70m，走向长220m，10－1煤厚1.0～1.1m，10－2煤厚1.6～1.8m，两者间距1.2～1.5m。1982年7月19日10－1开始回***，9月5日10－2煤也开始推进，两者相距40～50m。10－1煤推进65m，***空面积达5200m2，涌水量0.15m3/min。到11月16日，又推进88m，10－1煤面积增为11360m2，10－2煤这时推进约80m，***空面积为6400m2，10－2煤工作面底板开始出水，涌水量0.42m3/min。到1982年12月30日，10－2煤停***，1983年1月3日10－1煤停***，这时10－1煤***空面积增为15560m2，10－2煤增为9600m2，工作面总水量为1.039m3/min。
1809面在下山南翼，标高－406～－441m，奥灰水压57.6～61.1kg/cm2，工作面倾斜长75m，走向长140m，10－1煤厚1.0～1.2m，10－2煤厚1.6～1.8m，夹石厚1.2～1.5m，倾角18°。10－1煤于1983年1月初开始回***到4月3日停***，共推进100m，***空面积7500m2，底板没有明显出水现象。10－2煤则进行了穿***，面积12000m2，***出60%。于1983年6月6日开始出水0.72m3/min到8月12日停止穿***，水量仅增为0.836m3/min。
从上述石谷九层煤和夏庄180***区不同煤厚，不同面积的开***中，出现了有的底板突水，有的底板不突水，有的突水大，有的突水小的现象。夏庄二井180***区，在水压增高且更接近大断层的条件下，改变了***煤方法，底板突水量就受到了控制(1809面10－2煤)。同时，每一出水工作面，当停止开******动压力渐趋于平衡稳定时，底板裂隙出水量就不再增加并有明显逐渐减少的趋势，甚至不再出水。如:石谷矿930区1***9年8月底板最大涌水量达7.5m3/min，回***结束后，1980年水量降为5.2m3/min，1981年降为4.5m3/min，1982年降为3.5m3/min，1983年仅有1.83m3/min。
夏庄矿180***区1982年6月27日底板最大涌水量达7.75m3/min，1984年1月中旬仅有4.5m3/min。
以上两区经连通试验查明水源是奥灰水，证明并非疏干的结果。
西河矿1080***区，2185面底板突水，经探查分析是奥灰水，1983年6月22日最大1.95m3/min，当日停***后至6月25日降为1.76m3/min，7月7日降为1.65m3/min，并仍有下降的趋势。表明矿山***动压力对隔水底板的破坏既有一个破坏深度，又有一个弹性影响深度，两者叠加在180***区实际证明有56.8m，其中在弹性变形深度内岩层裂隙因***动压力张开度加大，因而使奥灰水的渗流量加大，造成煤层底板水随着开***面积的加大而加大。工作面停止回***，矿山***动压力渐趋平衡稳定，影响深度内裂隙逐渐闭合，于是煤层底板水量又逐渐减少甚至消失。
石谷矿的一个实例可以证实，在无断层影响的条件下，矿山***动压力对隔水底板直接破坏的深度大于10m。石谷矿910-4号井下水文孔，孔内有套管10m，注浆加固时压力达50kg/cm2，原来一直能有效控制水压10.15kg/cm2的涌水2.55m3/min，但当913工作面回***后，该面倾斜长9m，走向长250m，煤厚0.95m，***空面积22500m2，关闭水门，涌水即沿钻孔周围***动破坏的底板裂隙中全部流出，证明这10m底板已严重破坏。
根据上层煤回***下层煤巷道变形的实际观测资料，这种破坏深度还要大得多，埠村矿回***九层煤时，在其下15～20m的十层煤巷道明显变形。
石谷矿1***8年10月至12月开***730***区7314面时，该面走向长130m，倾斜长80m，倾角6°，***厚1.2m，标高－275m，位于其正下方的910新上山底车场受到严重破坏，其巷道底板两路轨之间出现3条长1.5m，宽50mm的裂缝，呈雁行排列。该处位于9层煤底板，其标高－316.5m，表明7314面回***对深度达41m的巷道产生了一定影响。
西河矿回***5133面时，下距58m的一条石门巷道在断层处明显来压，硐体变形破坏，回***结束后又逐渐稳定。这两实例表明矿压的作用在底板突水中不可忽视，在一定条件下它对底板的破坏是相当严重的。正确的测定认识这种破坏程度和深度是正确认识回***工作面底板突水规律的重要方面。
3.2.2.5隔水底板岩层的厚度
隔水底板岩层的厚度对突水起着重要的制约作用。会不会突水，突水水量大小，都与这一因素有关，受其控制。
前已述及，煤层底板突水必须有一定的水压，它能突破隔水层或冲刷扩大其弱透水层的裂隙并克服地下水在裂隙中流动时的阻力。显然，隔水层愈厚，阻力愈大。因此，隔水层厚度与水压之间存在一定的制约关系，这是必然的。许多突水实例明显地表现出这种制约关系。
1)埠村矿一井的东北石门下山区，构造、含水层、隔水层岩性以及煤层开***方式、方法完全一样，***九层煤就没有突水，而***十层煤即突水4次，水量0.8～6.45m3/min，决定突水与否的原因就是隔水层的厚度不同。九、十层都***到11.5m断层附近，断层位移后的隔水层厚度九层为8.06m，十层为23.06m。
2)寨里矿二井60小下山北翼***区，***10－1煤没有突水，***10－2煤就突水，水压19.3kg/cm2，两工作面完全重叠。主要差别是10－1煤距徐灰41.8m，而10－2煤为37.2m。
3)从夏庄二井180区1801与1805面底板的突水情况，突水与隔水层厚度的关系更为明显，该区10－1与10－2煤间距1.2～1.5m。1801面只开***10－2煤，回***面积达1175m2就发生底板突水0.26m3/min，作用于底板奥灰水压43～47.6kg/cm2。而位于倾斜下方的1805面，作用于底板奥灰水压49.2～57kg/cm2，10－1与10－2煤同时开***，10－1煤超前40m，当10－1煤推进110m，倾斜长90m，面积9900m2时底板仍无出水，只有当10－2煤推进75m时，底板出水0.13m3/min，两者一个突水一个不突水，唯一差别是隔水层厚度不同。
3.2.2.6隔水底板的岩性及组合
隔水底板的岩性及组合情况对突水也有一定的制约作用。从许多突水实例的现场观察资料分析，它主要表现在以下几个方面:①坚硬性脆的岩石，如钙质或硅质胶结的砂岩，岩溶不发育的灰岩，致密的砂质页岩、砂页岩等。在力的作用下易于刚性破坏产生裂隙。因此，隔水层中这类岩性的岩层比重大，由于构造裂隙比较发育，本身就具有一定的透水性，因而往往比较容易发生底板突水。但裂隙不易被水冲刷扩大或抬动变位而出现大的突水，水量总是受到其裂隙阻力的限制。②松软岩层，如页岩、泥质胶结的砂岩或砂质页岩等，这类隔水层本身抗压，抗拉，抗剪能力就比较低，受力后易于塑性变形，破裂后则结构面的碎屑物较多，裂隙易于被充填，透水性较差，往往不易突水。但一旦突水这种裂隙易于被高压水冲刷扩大，并产生底板抬动位移和臌破。隔水层中这类岩性比重大，虽然隔水性能较好，但一旦发生突水，水量易于迅速加大。③软硬岩层的组合关系不同，其制约突水的作用也不同。如硬、软岩层相间组成，能互补取长补短，提高抗水压破坏能力，但要注意3种情况:一是硬岩层在底部易发生底裂隙渗流导水，上部软岩层***动矿压作用易底臌而出水，但出水量受下部硬岩层裂隙的制约;二是硬岩层在上部，底部为软岩层，硬岩层为矿山***动压力所破坏，底部软岩层一旦产生张裂隙易于被冲刷扩大，可发生较大水量的突水;三是软硬岩层相间组合的隔水层如遇断层位移，使软硬岩层相互对口，造成断层面始终有硬岩层顶、底面相互连续，由于硬岩层裂隙发育充填疏松易于导水，相对的软岩层又易于冲刷扩大，这时便特别易于突水，如北大井的特大突水就有这个因素的作用。
上述6个方面是煤层底板突水的主要因素，在具体突水中它们之间的相互制约关系是错综复杂的，因具体条件的不同，起作用的因素有主有次，并有不同的组合关系。为了在这错综复杂的关系中找出它的基本规律，把握突水的可能性及其水量大小，必须对煤层底板突水进行科学的分类，根据淄博实际突水资料的综合分析研究，煤层底板突水可分三大类型:
1)直接突水型。发生这种突水的条件是在掘进过程中突然遭遇含水丰富的断层，或因断层使***掘工作面与含水层间距很近又直接在附近进行回***。这时地下水体与***掘工作面之间已没有隔水层存在或虽有一定间距亦基本不起消减水头的作用。此种类型的突水一般来水比较快，冲刷力大，短时间内能迅速加大，所以是危害性最大的一种突水。淄博矿区几次造成淹井或淹***区的突水属该类型，如北大井-8m水平遇周瓦庄断层突水44m3/min，蒋家山井突水9.6m3/min，夏家林井突水23.6m3/min，边河煤井突水85m3/min，临淄煤矿凤凰山井突水10.5m3/min，兴大五号井突水7.02m3/min。
2)裂隙扩大型。发生这种突水的条件是:①隔水层虽然较厚，但因构造影响，裂隙比较发育，含水层的承压水已沿裂隙上浸一定的距离。②***掘工作面底板存在低倾角的断层破坏带，利于水的楔劈和扩大水压作用面。③隔水层比较薄且松软岩性比重大，裂隙发育。有这3个条件之一，再加上水压较高，含水层富水和矿压作用的条件，就能发生这种类型的突水。这种突水基本特点是地下水体与***掘工作面之间还有一定的距离，具有一定的隔水性，但容易被高压水冲刷抬动。此种类型的突水，水量在停止***掘活动后仍呈逐渐增大的趋势，对安全生产危害较大，需要及时***取顶底加固措施，防止裂隙冲刷扩大。淄博矿区的下列几次突水，基本上属此种类型:西河跃进井1958年突水4.07m3/min，夏庄一井190区突水5.74m3/min，埠村矿1008突水6.45m3/min，双山东四突水70m3/min。
3)裂隙渗流型。发生这种突水的条件是隔水层较厚且硬岩层比重占30%以上，构造裂隙不易被冲刷扩大，它主要是***矿压力起主导作用而引起的突水，多发生在回***工作面底板。如承压水楔劈能力强，掘进工作的某些突水也可属于这种类型。此种类型的突水量随***空面积的扩大缓慢增加，当***矿活动停止，水量亦不再增加，且随矿山压力的稳定有逐渐减少的趋势，是危害较小的一种突水，淄博绝大多数的底板突水是属此种类型的突水。最典型的例子有夏庄180***区，石谷的930、910***区，西河的1080***区。防止这种类型突水的关键是要控制矿压的破坏作用。
通过以上对煤层底板突水原因、条件和规律的初步分析可以看出:煤层底板突水是有条件的，是可以被认识的。只要查明认识了这些条件，就能事先作出一定的评价和判别，根据可能发生的突水类型***取相应措施，予以防治。
是利用水的不可压缩性质，能量传播损失小。***爆炸瞬间水传播冲击波到容器壁使其位移，并产生反射作用形成二次加载，加剧容器壁的破坏,遂使容器均匀解体破碎。此法简便易行，效果良好。
“隧道掘进水压爆破”技术正是针对这一情况，***用在炮眼中先“注水”后用“炮泥”回填堵塞的新技术，来变革隧道掘进爆破技术的。它利用在水中传播的爆破应力波对水的不可压缩性，使爆炸能量经过水传递到炮眼围岩中几乎无损失，十分有利于岩石破碎。同时，水在爆炸气体膨胀作用下产生的“水楔”效应有利于岩石进一步破碎，炮眼中有水可以起到雾化降尘作用，大大降低粉尘对环境的污染。
图1-4所示二叠系至三叠系有20个正层序（介于二级旋回和***旋回的orthosequence set和orthosequence，相当于Vail的***层序）、4个中层序（相当于二级旋回的mesosequence，与Vail的二级层序相当），这些层序界面按成因性质分为5类：升隆侵蚀层序不整合面、海侵上超层序不整合面、水下间断层序不整合面、暴露层序不整合面、造山升隆侵蚀层序不整合面。这5个层序不整合界面的次序在时序上代表了一次二级构造旋回，由海域盆地的新生转换为山系的演化过程，并与全球海平面的升降周期相当。
[00,0图1-4 上扬子西缘二叠—三叠纪层序地层划分及其海平面变化与界面成因分析（陆地以川中古隆起为对比基点）
1.升隆侵蚀层序不整合面与盆地新生
升隆侵蚀层序不整合面代表盆地因构造隆升和海平面下降所形成的层序不整合界面，代表一次威尔逊构造旋回的终点和盆地的消亡，以及新的构造旋回的开始和盆地新生，即一级构造旋回和其地层标志——盆地形成。因此在不整合界面的上、下至少有一个纪以上的沉积间断时限。
构造活动的转折，表现在盆地的演化上有两种可能：一是盆地性质转化，如由裂谷盆地转化为稳定大陆边缘盆地，海平面升降在层序界面上的物质响应，以整合和叠加超覆为主，且以盆内碎屑和海源物为特征；二是盆地的新生和消亡，沉积物之间则形成构造活动加强的层序不整合界面。重要的标志是构造隆升和河流回春作用，其物质表现是特殊组分的低水位沉积体系域，由残积、近源或远源物组成。
升隆侵蚀层序不整合界面的低水位体系域的性质以及组构取决于新盆地所在的古地理位置。
在克拉通上的隆升区，由于盆地基底的稳定性，使层序不整合面表现为长期受侵蚀的古喀斯特面和古土壤化的界面。界面之上的低水位沉积体可以是古风化壳、古土壤层，或为基底残积物转化为陆源硅质碎屑岩被初始海侵改造。
克拉通边缘，新盆地的基底往往是构造逆冲或对接带的褶皱基底，因而构造活动性大。在新盆地成生期间，层序界面的特征表现为侵蚀切割，界面之上的低水位体系域则必然是具河流回春导致的低水位楔形体或粗屑的河流水道充填物，代表新盆地的磨拉石堆积，揭示了盆地性质发生构造转换。华南晚古生代阶梯式爬升的新盆地［14]，每个阶梯上盆地的最下部沉积物都是具有河流回春的低水位体系域，逐个被海侵面超覆。上扬子地台西缘则是另一种情况，由于基底是个破裂的大陆边缘，早古生代的构造活动表现为原特提斯洋的收缩与扩张的复合效应，因而西缘未形成褶皱基底，也可以说是个继承性的盆地，层序界面之上的沉积物是以盆内碎屑为主的低水位楔。可见，虽具有同样的低水位体系域，但构造和海平面的复合效应则有所不同。
P.R.Vail提出的海平面下降速率大于盆地沉降速率形成的I类层序不整合面，只强调了海平面的变化。该分类原则就构造活动对盆地控制作用而言，可能仅适用于被动大陆边缘盆地组建后，在一个构造旋回的内部和盆地发育的过程中，盆地的沉降速率与海平面升降速率的相关效应，而不能圆满的解释当构造活动性质发生重大转折时对盆地和层序界面的制约性。因此，升隆侵蚀不整合不同于Ⅰ类层序界面，也不同于盆地演化过程中因海平面下降导致的暴露不整合。
二叠纪时，上扬子西缘盆地具有继承性和新生性两个特点。继承性，表现为上扬子陆块的西缘自震旦纪以来，已构成了被动大陆边缘，华南加里东构造旋回在西缘大陆架的下部表现为裂解性，因此晚古生代上扬子西缘处于海平面上升过程。新生性表现在上扬子克拉通和东部边缘，加里东构造旋回中以造山隆升为主形成前陆隆起，因而晚古生代在克拉通上处于组建新盆地的过程。但由上扬子东西两个边缘向克拉通方向，新盆地基底地层的层序界面既为穿时的不整合面，又是新盆地穿时的海岸上超面（图1-5）。
由图1-5可见，上扬子克拉通及其边缘下二叠统栖霞组与前二叠系基底沉积物之间的层序界面，具有约100Ma的沉积间断期，代表上扬子陆块受加里东期前陆升隆和造陆的影响，在克拉通上导致海平面下降的结果。栖霞组地层分别不整合在古生代甚至震旦系地层之上，并缺失泥盆纪至石炭纪的沉积。因此，在早古生代原碳酸盐岩分布区的侵蚀面之上，都保存有古喀斯特，所以第1正层序中有残积的古土壤和海陆过渡相沼泽化的堆积物以及风化壳型铝土矿，它们代表了早二叠世开始的新盆地的成生和褶皱基底充填过程。
[00,0图1-5 上扬子地台早二叠世栖霞期构造古地理和海侵上超
Ra—碳酸盐缓坡；DS—深海碎屑浊积岩；PB—C－台间盆地（碳酸盐）；PB—S—台间盆地（细屑岩）；OP开阔碳酸盐台地；VO—火山岩；SW—沼泽相；AF—冲积相砂砾岩；箭头示海侵上超方向： —前栖霞期；P1l—梁山段沉积期；P1q—栖霞期；箭头旁注字为上下地层代号
2.海侵上超层序不整合与盆地扩展和海平面主体上升同步
构造旋回的起始与新盆地的形成和扩展阶段一致，大陆边缘的扩张和洋陆的调整，必然导致全球或大区际性的海平面上升，因此盆地演化处于海平面的主体上升期。
海侵上超层序不整合面可以形成于两种盆地的构造背景条件下：一是已充填组建了碎屑岩大陆架，构筑了碎屑岩垫板（template）的裂谷盆地；二是为热沉降阶段的盆地。因而盆地发生在全球海平面主体上升期，所以层序界面表现为海侵上超面。界面之上为向上变细、变深的沉积组合体，如海侵砂超覆于陆相碎屑岩之上，陆架泥上超或是海侵碳酸盐上超。
上扬子西缘在早二叠世开始，处于***江洋和甘孜—理塘小洋盆的扩张期，因此表现为海平面的快速上升，生物碎屑灰岩以截切的型式不仅在边缘带形成上超，而且向克拉通上推进，与下伏基底侵蚀面之间形成海侵上超不整合（图1-5）。这个上超面使中国南方转为最大的海域范围，代表早二叠世盆地扩展与古特提斯洋的扩张同步，围绕川中古隆起的西、南、东三个边缘呈双向上超。
3.水下间断层序不整合与盆地稳定期
水下间断不整合界面有两个含义：一是在大陆边缘的深水域，层序界面与台地上海侵上超相当的整合的层序界面，形成于海平面主体上升过程中，可由多个***或四级的海侵面组成复合界面；另一种在克拉通盆地和边缘，当海平面处于主体上升时，海平面下降的沉积特征不明显，只表现有波状起伏面，其上被多个海侵上超面覆盖，界面上构成一系列的成岩间断面和硬底。
由图1-4可看出，水下间断层序不整合界面均出现在二叠纪的沉积物中，由下向上共有6个层序（第3、5、6、8、9、10层序），说明在上扬子西缘向克拉通一侧，除早、晚二叠世之间的隆升作用导致的视海平面下降形成升隆层序不整合外，均为水下环境，代表二叠纪时期为海平面主体上升阶段的早期，短周期的海平面下降被长周期的海平面主体上升掩盖（图1-6），所以海平面下降时没有造成陆上暴露。此特征如果以Vail的Ⅱ型界面解释，则大陆边缘沉积物不发育，笔者之一曾以Ⅲ类界面称之[14]。但这种命名还不能说明海平面变化的阶段性。
[00,0图1-6 海平面升降的长周期与短周期的叠加效应
MFS1和MFS2—分别为最大海泛面；SB1和SB2—分别为层序界面
水下间断不整合界面的岩石学特征为成岩间断，沉积物表面与海水界面之间有早期成岩作用形成的硬底和叠加的沉积间断。如第5正层序，茅口组第二段碳酸盐岩的顶面为水下硬底，其上有厚数厘米蓝色粘土层，可能是下部陆架泥随海平面上升和海水上涌而推移在成岩间断面上，再上为泥晶碳酸盐超覆，并形成波状起伏的海侵沟蚀面。
4.暴露层序不整合面与海平面升降的转折
暴露层序不整合界面的形成应处于长周期海平面的主体下降旋回，与海平面主体上升旋回相反，即短周期海平面下降的速率不仅超过盆地的沉降速率，而且长周期的海平面上升不能掩盖海平面下降的沉积特征（图1-6）。因而在岩石地层上反映了海平面的下降记录，并显示有明显的暴露特征，使原沉积物***地表或处于大气渗滤带，发生沉积物界面与大气之间淡水与混合水之间的早期成岩阶段。因此，在地层的时序上出现有暴露层序不整合面时，则海平面升降发生了根本的转折。
暴露层序不整合界面上的沉积物性质，取决于沉积间断的时间，海平面升降长、短周期的阶段和相关作用。在上扬子克拉通上表现为溶蚀、弱冲刷充填为主，形成弱暴露标志，在潮上蒸发坪环境可有多个暴露面组成暴露带。而在上扬子台地西缘和向下至斜坡带则为碳酸盐组成的滑塌堆积低水位楔形体。早二叠世栖霞阶和茅口阶之间，栖霞组和茅口组灰岩的界面则为暴露侵蚀面，海平面短周期下降的沉积标志以薄的砂质泥屑沉积物为代表。除此，还有下三叠统的第12、14、15正层序的3个暴露层序不整合面，也具有明显的向上变浅的蒸发岩序列和淡水掺杂作用，以及多个古土壤层和古暴露带，说明早三叠世海平面下降的频率和幅度超过二叠纪，当海平面主体转为下降阶段，沉积物***的特征明显。
[00,0图1-7 上扬子陆块早二叠世茅口期沉积后暴露面沉积相
PFS—台地前斜坡；IP—孤立台地；OP—开阔台地；PB—台间盆地；DS—深海盆地；SL—OB—陆坡－洋盆（硅泥－玄武岩）
值得提出的是，早、晚二叠世之间，在扬子克拉通上发生盆地性质的重大转换，构造升隆导致海平面下降，在茅口组顶面形成大范围的剥蚀面（图1-7），使茅口组碳酸盐为残存地层，其界面的成因性质界于暴露不整合与造山升隆不整合界面的过渡成因，或两种成因的耦合。对此界面，古生物和地层学家早有论述，并视为***整合，但前人对界面的性质及特征研究甚少。
该界面在上扬子普遍存在。其西缘，北由广元、南至乐山、马边等地，典型代表剖面有大邑大飞水剖面，芦山中林剖面，峨眉龙门洞剖面和广元上寺及明月峡剖面。该层序界面由下而上具有明显垂向分带（图1-2）：①茅口组上部厚层块状灰岩，即未受溶蚀的原生沉积灰岩带。②溶蚀淋滤带，其厚度为2～10余米不等，溶蚀孔洞大小不等，数厘米至数十厘米，洞中充填物为溶蚀残渣和上覆堆积物灌入，但总体产状仍保留了原生沉积的席状体。③表层风化壳和古溶土壤层，厚数厘米，为铁、铝、钙薄壳。④风化壳之上的溶蚀充填物、堆积物的成分视古地理位置而异，厚度变化大，几十厘米至数米不等，有泥炭沼泽粘土岩、火山角砾岩和凝灰质粘土以及碳酸盐的溶蚀块。溶蚀带与上覆地层之间的接触关系为截切型。在龙潭相区均与玄武岩的界线明显，吴家坪相区与上覆灰岩之间也呈波状的清晰界面。如广元上寺剖面，上、下二叠统之间为铁铝质泥岩，称王坡组。该界面序列代表早、晚二叠世之间上扬子克拉通盆地性质的重大转换期，其上被上二叠统吴家坪组灰岩超覆。
5.造山升隆侵蚀层序不整合与盆山转换
造山升隆侵蚀层序不整合面的形成是构造升隆作用对界面的贡献极大，远大于海平面下降的贡献。其物质响应，一方面是升隆侵蚀，另一方面则为盆外物源的注入。由此可说明构造活动的性质发生了重大的转折。
从地层记录的时序演化上来看，在自上而下如果发育了前述的4种层序不整合面的沉积序列后，界面之上有长期的间断和陆源物的注入，则代表大陆边缘海域盆地开始接受双向物源。与原沉积物不同的盆外源，显然代表了大陆边缘转为前陆盆地的过程和逆冲带的形成，也揭示了老的海域盆地以构造升隆、板块会聚和海平面下降为主导而海盆地逐渐消亡，即盆转山过程和新盆地的重新组建。
中三叠世拉丁期至晚三叠世诺利期的第17、18、19正层序为造山升隆侵蚀层序不整合界面（图1-4）。界面上具有两个明显的特征。
①在垂向上，由下至上发育有具河流回春作用增厚的低水位楔形体。
②低水位楔形体的垂向序列为：古喀斯特和冲刷充填－三角洲前缘砂体－山前磨拉石堆积。
上述5种不同成因类型的层序界面，在时序上则代表大陆边缘盆地消亡和转为前陆盆地的过程，相对应的海平面变化，为海平面主体上升转为主体下降的过程，它的旋回性至少相当于一个二级周期，也是典型的被动大陆边缘层序界面的演化序列。显然，对层序界面成因分析的意图，是把层序地层研究与盆地演化和盆山转换结合起来，作为盆地分析的重要途径，也是全球对比的重要手段，从而扩大了层序地层学在实践应用中的可操作性。
1.层理构造
层理是沉积物以层状形式堆叠而在岩层内部形成的层状形迹，它由沉积质点的颜色、成分或形状、大小等沿垂直方向变化显示。绝大多数层理都是在沉积作用中形成的，主要与流体的机械作用有关，称为沉积层理。极少数层理是在埋藏以后和固结以前通过机械重组或化学沉淀形成的，称为成岩层理。通常所说的层理，都是指沉积层理。
描述层理的基本术语有：纹层、层系和层系组（图8-1）。
图8-1 层理的组成单元及常见类型
◎纹层：又称细层。是层理中可以划分出的最小层状单位，纹层具有明显的上下边界，内部颜色、成分或粒度比较均匀而不可再分。单一纹层的厚度多在毫米级，也可小于1 mm或达数厘米。同一纹层是在相同条件下同时或几乎同时形成的。
◎层系：又称单层。可以由一组相同或相似的纹层叠置而成，也可以不含纹层只显示粒度的渐变特征。同一层系是在基本相同条件下在一段时间内累积形成的。相邻层系间的界面称为层理面。在岩层的垂直断面上，纹层面和层理面都由纹理表现。
◎层系组：又称层组。由两个或两个以上相同或有成因联系的层系叠置而成。层系组是在一段时间内由于流体的运动状态，沉积物沉积速率或其他沉积条件发生变化或呈规律性波动而形成的。
并不是所有层理都可分出纹层、层系或层系组。其中，可以分出纹层或有纹理显示的层理称为纹层状层理，如水平和平行层理、交错层理、波状层理、脉状或透镜状层理等；而分不出纹层或没有纹理显示的层理称为非纹层状层理，如递变层理、块状层理等。
（1）水平层理
纹层呈平面状，相互平行叠置且与层面平行，纹层厚度较小，在岩层各个方位的垂直断面上都有较密集的平行直线状纹理显示。在粉砂岩、泥质岩中比较发育（图8-2A），有时在石灰岩中也见有水平层理（图8-2B），是水流缓慢或静水条件下的沉积构造。
图8-2 水平层理
（2）平行层理
与水平层理相似，也由平面状纹层平行层面叠置而成，不同的是纹层厚度较大，分布范围较广（图8-3），构成粒度较粗，纹理常不如水平层理清晰。平行层理多产在粗砂岩、砂砾岩或粒度相当的其他岩石内，是在水体较浅，流速较快环境下形成的沉积构造。
图8-3 大型平行层理
（***.southeastern geology.org.gif）
（3）斜层理和交错层理
这两种层理的特点是纹层与层系界面、层面呈斜交关系。①在单个层系中，一系列向同一个方向倾斜的纹层相互平行叠置，而与层系界面成一定角度相交，称为斜层理或斜交层理。②当许多层系相互叠置组合成层系组时，各层系内纹层的倾斜方向和纹层与层系界面、层面的交角可以相同，也可能不同，显示出相互交错的特征，称为交错层理。
在形态和成因上，交错层理是一种复杂多变的层理类型，按层系形态分成以下三种：
◎板状交错层理：各层系界面均为平面且与层面平行，单个层系呈等厚的板状，其中纹层较平直或微下凹，与层系界面斜交（图8-4A）。
◎楔状交错层理：各层系界面也为平面，但彼此不平行，单个层系不等厚而呈楔状，其内纹层与板状交错层理相似（图8-4B）。
◎槽状交错层理：层系界面为下凹勺形曲面，在岩层不同方位的断面上，曲面下凹的程度不同，一般在垂直流向的断面上比在平行流向的断面上显示更强的下凹状态。层系内的纹层多呈下凹的曲面，通常与层系界面斜交（图8-4C，D）。
交错层理大多是定向水流作用的产物，水的流速对层系厚度有重要影响，流速愈大，所形成的层系厚度也愈大。交错层理还常被用来判断水的流向、指示岩层顶底方向。
在交错层理的相邻层系中，纹层的倾斜方向一般都是相同的，但有时相邻层系中纹层的倾斜方向完全相反，且倾斜角度相近，显示羽状、人字形状、鱼骨状特征（图8-4E，F），是双向水流的标志，如涨潮流形成的前积层与退潮流形成的前积层交互生成。
图8-4 交错层理
（4）波状层理
波状层理是指由许多呈波状起伏的细层叠置在一起组成的层理类型。波状起伏的纹层呈对称或不对称形状。波状层理的形成都需要有较高的沉积速率。上覆纹层与下伏纹层可以同相位叠置（上下层的波峰与波峰对齐、波谷与波谷对齐），也可以异相位叠置（上下层的波峰与波峰错位、或上覆纹层的波谷与下伏纹层的波峰相切或交截）。同相位叠置的，称同相位波状层理；异相位叠置的，称爬升波状层理（图8-5）。
图8-5 波状层理
（5）脉状层理和透镜状层理
这两种层理都是泥质和砂质（粉砂或细砂）沉积物交替沉积形成的复合层理。①脉状层理又称压扁层理，其主要特征是沉积物以砂为主，断面上，泥呈脉状或细长飘带状夹在砂质沉积物中（图8-6A）。②透镜状层理相反，沉积物以泥为主，断面上，砂呈透镜状或细长飘带状夹在泥质沉积物中（图8-6B）。这两种层理内的砂质沉积物中还可以发育像交错层理那样的纹层。在岩层中，脉状层理和透镜状层理常常共生、相互过渡。
脉状层理和透镜状层理都是在沉积物供应较充足的条件下，由速度不稳定的流水沉积而成，若流速总体较高，只间或降低，形成脉状层理；相反，若流速总体较低，阵发性增高，则形成透镜状层理。
图8-6 脉状层理和透镜状层理
（6）韵律层理
由成分或颜色明显不同的两种水平薄层交替叠置构成的层理称为韵律层理。层理中各薄层的厚度可以相等，也可不等，厚薄不定。薄层内成分比较均匀，常见的成分交替是：砂或粉砂-泥质，碳酸盐-泥质（图8-7A），硅质-泥质（图8-7B），碳酸盐-硅质等。成分交替与颜色交替同时显现，反映了沉积环境、气候条件、物质供应反复变化。
图8-7 韵律层理
（7）粒序层理
粒序层理又称递变层理，是一种重要的非纹层状层理，层理中没有任何纹层或纹理显示，只是粗细颗粒在垂向上连续递变。在每一个沉积单元中都表现出颗粒大小的逐渐变化。在岩层断面上，按递变趋势，粒序层理可分为三种：
◎正粒序：从一个沉积单元的底部到顶部，颗粒由粗到细递变（图8-8A）；
◎反粒序：从一个沉积单元的底部到顶部，颗粒由细到粗递变；
◎双向粒序：正、反粒序呈渐变性衔接。反映水流速度逐渐改变。
此外，在整个递变层中，细粒物质作为粗大颗粒的基质存在，递变特征只由粗颗粒的大小显示（图8-8B），这种粒序层理称为粗尾粒序（coarse?tail grading）层理，是由碎屑物重力流或密度流（如泥石流、浊流、风暴流等）快速卸荷形成的。
图8-8 粒序层理
（广东韶关丹霞山）
（8）块状层理
当整个岩层或岩层内的某个层状部分的成分、结构或颜色都是均一的，或虽很杂乱，但却具有某种宏观的均一性，既没有纹层或纹理显示，也不是其他层理的构成部分，该岩层或层状部分就显示为块状层理，或均匀层理。块状层理可以是沉积形成的，也可以是其他层理经成岩作用改造形成的。沉积的块状层理有两种成因，一是环境条件（包括原始物质的供应、环境的物理、化学和生物特性等）长期稳定不变，沉积物是完全均匀累积起来的；二是由具极高密度的碎屑物重力流或密度流快速卸荷，各种成分和粒度的颗粒来不及分异都同时沉积下来。
2.波痕构造
由水或风的机械作用在沉积平面上形成的一种规则起伏，称为波痕构造。它是由相对凸起的波峰和相对下凹的波谷在岩层顶面的某个方向上相间排列构成，广泛出现在砂岩、粉砂岩、泥质岩和其他粒度相当的岩石内。
（1）波痕要素
描述波痕形态常使用4个定量要素（图8-9），在垂直波脊延伸方向的断面上它们分别是：
◎波长（L）：指相邻两波峰间的距离；
◎波高（H）：指波峰到波谷的垂直距离；
◎波痕指数（RI）：指波长与波高之比（L/H）；
◎对称指数（SI）：指同波峰或波谷缓坡面与陡坡面的投影距离之比（ι1/ι2）。
图8-9 波痕要素
此外，波痕的形态还包括波峰、波谷的形态和它们在岩层顶面的延伸形态。波峰有圆峰、尖峰和平顶峰之分，波谷只有圆谷和尖谷两种。波脊的延伸形态很复杂，典型的有直线形、波曲形、舌形、菱形、新月形等。
（2）波痕类型
按成因，波痕可分成流水波痕、浪成波痕和风成波痕三种基本类型。
◎流水波痕：是由定向水流形成的对称形波痕，常见的L＝5～60cm，H＝0.3～10cm，RI＝8～15cm，SI＞2.5，多具直线脊、波曲脊、舌形脊或菱形脊。脊的缓坡面是受流水冲刷的面，总体倾向与流向相反。在断面上常可见与陡坡面平行的纹层，这是鉴别流水波痕的一个重要标志。在各种深度的河、湖、海环境中都可出现（图8-10A，B），但在泥质岩中不发育。
◎浪成波痕：是由水的振荡作用形成的波痕，常呈尖峰圆谷的对称或不对称形，常见的L＝1～200cm，H＝0.3～20cm，RI＝5～16cm，多为直线脊，但在延伸方向可以分叉或汇合。一般产在一定水深的海、湖环境中（图8-10C）。
◎风成波痕：是风在暴露的松散颗粒性（主要是砂级）沉积物表面吹袭形成的波痕，常为圆峰圆谷的不对称形，常见的L＝1～30cm，H＝0.5～1cm，RI＝10～50cm，多为直线形，延伸稳定，有时可分叉。风成波痕与流水波痕很相似，区别是风成波痕相对较小，波脊或波峰处的砂粒常比波谷处的更粗，甚至出现细小砾石（图8-10D）。
图8-10 波痕
在实际产出的波痕中，还有一种复合波痕，它们是流水与流水或流水与浪成波痕的复合，例如在较***痕的缓坡面上还叠加有同方向的较小的波痕，不同方向的直线脊或波曲脊波痕叠加在一起形成网格状波痕（或称干涉波痕）等等。另外，水下已形成的波痕由于水体变浅，原有的尖峰可能被冲刷成圆峰，露出水面后可能被水或风削平成为平顶峰，从波峰上削下来的颗粒偶尔会就近堆积在波谷两侧使圆谷逐渐变成为尖谷，因而平顶峰或尖谷都可看成是水体由深变浅或波痕开始暴露的标志。
3.泥裂、雨痕、雹痕
这三种构造都是刚沉积的松软沉积物顶面暴露在大气中形成的，被统称为暴露构造，常在泥质岩、泥质粉砂岩或相当粒度的石灰岩中出现。
◎泥裂：又称干裂。是在气候干旱或太阳暴晒时，暴露沉积物因快速脱水收缩形成的一种顶面裂隙构造（图8-11A）。裂隙宽约几毫米或l～2cm以上，深度数厘米至数十厘米。呈折线或曲线状延伸，两个方向的裂隙相遇时常呈T形或Y形连通而将顶面分割成一系列直边或曲边多边形。在岩层断面上，裂隙一般垂直层面，内壁平整，终止于本岩层内部，底部末端呈V字形，有时呈U字形，偶尔可穿过整个岩层，但***透下伏岩层的顶面。裂隙中多有上复沉积物充填。
◎雨痕：是由较大，但较稀疏的雨滴在松软沉积物表面砸出来的平底状浅坑。单个浅坑大致呈圆或椭圆形（图8-11B），直径多为2～5mm，深度多在1～2mm，坑缘常略高于层面。雨滴过小，过细或连续降雨时间过长都不利于雨痕的形成。
◎雹痕：与雨痕大体相似，仅坑底常为圆弧形，坑缘凸起也更高一些，不过严格区分雨痕和雹痕也没有太大实际意义。
图8-11 泥裂和雨痕
4.冲刷构造
冲刷构造是发育在不同粒度岩层分界面上的凹凸状形态构造。较高流速的流体在其下伏沉积物顶面冲刷出一些下凹的坑槽，然后又被上复沉积物覆盖形成并保存下来。冲刷成的坑槽称冲刷痕（冲坑、冲槽）。它们被覆盖后，在覆盖层底面就会形成与冲刷痕的大小和形态完全一致的凸起，称为铸模、印模或简称为模。通常，冲刷流体同时也是沉积覆盖层的流体，所以覆盖层往往比被冲刷层的粒度更粗，如砾质岩层覆盖在砂质岩层之上或砾质、砂质岩层覆盖在粉砂质岩层之上。
5.泄水构造
在埋藏条件下，尚未固结的机械性沉积物所含水分受超孔隙压力的迫使，可以快速向上运移（即泄水）、同时牵引相关颗粒也跟着移动，这种作用称为沉积物的液化。液化的结果是沉积物原有的沉积构造受到改造或被破坏，同时形成新的构造。这种由沉积物的泄水或液化形成的构造统称为泄水构造（图8-12）。常见的泄水构造有上飘纹理构造、碟状构造、泄水管构造和包卷构造等几种类型。
