原始时代海水为什么会淹没陆地？
不知道你的意思指的是地球形成之初海洋形成淹没陆地还是“海侵”现象，即海洋面积扩大，部分陆地变为浅海，现在对两种进行解释：
海洋形成：
地球刚形成之时，由于地球内部岩浆活动非常剧烈，加上不断有小行星撞击地球，岩浆喷发之地球固体表面，随之带来了很多气体，其中就包括了水蒸气。随着时间推移，距今41亿年前，地表温度降低，水蒸气能够凝结成水，落到地球表面。水越积越多，就形成了海洋，就淹没了地球固体表面。
另外还有可能是因为地外的带冰小行星、彗星被地球捕获撞击地球，冰融化成水或者变为水蒸气。
原始地球
“海侵”现象：
海侵原因有很多，现在列举以下几点：
1.气候原因。冰川融化，导致海平面上升，而几亿年前地球地壳运动较少，山脉和高原较少，陆地比较平坦，就会有大规模的海侵现象。
2.构造运动。如洋中脊扩张加快、体积增大，可在两岸地区发生海侵。
3.地球的膨胀，导致全球性海侵
4.板块下降，当海洋板块受挤压下降时，其上的海拔低的陆地部分就有可能被淹没（海洋板块也是有少量陆地的）
当然原因还有很多
海水入侵的定义
海水入侵是指海水沿着陆地含水层向陆地方向潜入的现象和过程。海水入侵可以使陆地含水层咸化、机井报废、淡水供应量减少，也可引发沿海地区土地盐渍化，农业减产甚至绝收等生态问题，因而成为一种地质环境问题。
海水入侵与地质学中所讲的“海侵”是两个不同的概念。海侵又称海进，是因为海面上升或陆地下降造成海水面积扩大，陆地面积缩小，海岸线向陆地方向推进的地质现象。与海水入侵不同的是，海侵发生的时空尺度要大得多，往往发生在一个广大的区域上，一般认为，海侵面就是一个不整合面，也是一个典型的穿时面。海侵的过程往往用地质演化的时间尺度来表达，另一个不同之处是海侵是海陆界线的变化，更注重的是海水沿陆地表面向内陆扩张的过程，而不进一步追究是否有部分海水从地下含水层通道进入内陆。
由于海平面的上升，陆地下降也会在中小时空尺度上造成沿海局部地区(段)被海水侵没，给人带来危害，对这种发生在中小时空尺度上的海侵现象，一般称为海水倒灌。
应该强调的是，海侵发生时，在特定的水文地质条件下，也会同时发生海水入侵。所以研究海水入侵问题时，不能忽视海面上升这一重要的方面。
海侵的海侵对中华历史的影响
在2016年1月24日刚结束的山西高平神农炎帝文化学术研讨会上 ，香港神农（炎帝）国际产业集团的郭小亮先生通过对远古的神话故事、华北、华东地区的地理特征，结合史记、黄河流域出土的文化遗址，以及借用现代地图工具和模拟软件，通过描述一场海侵现象来拨开中华史前历史的迷雾 。 从公元前5500年海侵达到最高值到公元前3000年左右，经过两千多年的退潮期，海岸线短暂稳定下来，远古人类也从高处向低处不断延伸，相互融合，形成了多样的史前文明。“泰安岛”附近的北辛文化发展成了大汶口文化以及后来覆盖面最广的龙山文化，原来的海水覆盖区出现了石家河文化、薛家岗文化、汤家岗文化、良渚文化、造律台文化、后岗等文化，而身在黄河中下游的山西晋南、陕北、豫西北一代，因为没有受到海水入侵的太大影响，史前文明相对稳定的薪火相传，气候适宜，农耕技术的不断改进，出现了同时期比较领先的庙底沟文化、枣园文化、陶寺方国文化，此时正处于古史上的尧舜时代，所以在晋南逐渐确立了当时诸方国中的中心地位，亦即先秦史籍中出现的最早的‘中国’，由此奠定了华夏的根基，留下了五千年文明看山西的时代篇章。
除了海平面的升降还有什么会影响海侵和海退
海岸侵蚀、海岸堆积。
海侵：又称海进，指在相对短的地史时期内 ，因海面上升或陆地下降，造成海水对大陆区侵进的地质现象。
海退：海在一个较短的地质时期内，由于陆地上升，导致海水后退，从而使海岸线向海洋方向后撤，这种海域离开大陆的现象，称为海退。
海侵或海退成因包括：
①气候变化。如极地气候变暖导致冰川融化，海面上升，造成全球性海侵。反之则形成海退。
②地球自转速度变化。速度加快，赤道地区海侵，两极地区海退；速度减慢，赤道地区海退，两极地区海侵。
③构造运动。如洋中脊扩张加快、体积增大，可在两岸地区发生海侵。
④地球的膨胀或收缩，膨胀导致全球性海侵，收缩则造成全球性海退。海侵（或海退）可由一种因素引起，也可能由几种因素的叠加所致。
海进与海退的地质意义
海进：在相对短的地史时期内,由于海面上升或陆地下降,造成海水面积扩大,陆地面积缩小,海岸线向陆地内部推进的地质现象,也称海侵.一般认为,海进是海水逐渐向时代较老的陆地风化剥蚀面上推进的过程.因此,一个海进面就是一个不整合面,也是一个典型的穿时面,即由海洋向陆地方向海进面由老变新.
海退：在相对短的地史时期内 ,因海面下降或陆地上升,造成海水从大陆向海洋逐渐退缩的地质现象.海退的结果,常形成地层的海退序列,由下至上一般为：沉积物由细变粗或由碳酸盐岩变为碎屑岩；沉积时的海水由深变浅；海相沉积逐渐演变成海陆交互相沉积和陆相沉积.海侵和海退常紧密伴生,海退也具有周期性和旋回性,在时间和空间上也可区别为不同级别和规模.
由于海退序列暴露于陆上,易于遭受河流、湖泊、风等地质作用的改造和破坏.因此,在地层记录中,海退序列不如海进序列保存完整.
海侵过程成煤概述
一、层序地层环境对成煤的影响
图13-1海平面升降条件下最优河流剖面（垂向放大）的侧向迁移示意图（据diessel,1991）
1—t0沉积；2—t0-t1a侵蚀；3—t0-t1a沉积；4—t0-t1b侵蚀；5—t0-t1b沉积
由于对地下水具有重要的控制作用，而且相对海平面变化影响到河流坡降。因此，海水动态和煤系之间的联系远远多于泥炭和海水的实际接触。在低位泥炭沼泽形成的煤层中，原基准面位置表现为岩性界面，而且，许多地层面在含煤层沉积中与原基准面位置一致。通过使用基准面的概念，sloss（1962）将碎屑岩性体的形态定义为下列参数的函数。
q——单位时间内进入沉积场所的碎屑物的数量。
r——接受值，用沉降速率或单位时间内沉积基准面以下所增加的空间来表示（相当于vail（1987）所指的“容纳空间”）。
m——供给沉积场所的沉积物，其结构和成分。
d——散失系数，用于表示沉积物（沉积基准面以下不能容纳的那个部分）从沉积场所运走的速率。
在早期将以上理论用于各种海进－海退模式时，sloss认为m是一个常数，因为统计资料表明，在长时间内供给大型盆地的沉积物的结构和组成变化不大。然而，在研究包含无机物向有机物转化或有机物向无机物转化的含煤建造时，煤层及其层间沉积岩层应当分别考虑。鉴于煤层之间沉积岩的特征，物质系数可作为q的下标出现，因此，就产生了q碎屑岩和q泥炭的区别。假定气候及其他影响植物源的因素对植物生长非常有利，那么泥炭堆积的开始和结束很大程度上取决于接受值（r）及供给或搬出（d）沉积盆地的碎屑物的数量（q碎屑岩）。在泥炭堆积期间，假定潜水面上升速率与植物碎屑堆积速率相近，使泥炭形成具备必要的空间（r）而不致于被氧化（也是d的一种形式）或淹没停止，如图13-2所示。在海进－海退条件下，海面的上升、下降或静止都会导致泥炭堆积。其机制如图13-3所示，这里，假定海面上升时，岛后泻湖和泥炭田向滨海平原方向发展。风暴引起的近滨侵蚀及泻湖内冲溢扇的形成使其向陆方向迁移（t1），薄层远滨沉积之上不断进行再沉积的障壁沙滩也跟着迁移。即使是在中等载荷条件下，泥炭的压缩量也很大，从而使海面上升作用更强。在侵蚀面之上为沉积砾质滞留物。这一过程的产物就是形成具有明显海相特征的薄层但分布极广的煤层。
在泥炭堆积之前（图13-2a）首先沉积陆源物质，通常表现为冲积扇或溢流沉积，且一般位于浪基面以上，因此容易进一步发生散失。虽然这时可发育一些乔木或其他植物，也可形成根土岩。但由于地下水面较低，植物遗体碎屑因氧化或侵蚀作用而不能保存。所以不能形成泥炭（q泥炭－d=0）。海面的持续上升使滨海湿地向陆发展，可形成图13-2b所示的泥炭形成条件。只要植物生长速率与海面上升速率一致，泥炭就可持续形成。但是，随着更进一步海侵，沉积盆地增大的接受值（r）和物质供应量（q泥炭或碎屑）之差造成的沉积空间的增大不能被植物的堆积所充填。如图13-2c所示，在图示中心区域，泥炭由于覆水过深而停止发育。图13-2中心区域的实际宽度取决于这一地带的坡度角。山麓环境及相对坡度角较陡的滨海平原可形成较窄的强烈穿时的煤层聚集带，而在广阔平坦的地带（如三角洲平原，据jankowski,1991），穿时现象十分微弱，致使大面积内形成的煤层似乎是同时的。海进型煤系的特征具有陆源沉积，煤层底板发育根土岩，顶板为湖泊或泻湖沉积，后者可被海相沉积所覆盖或被侵蚀取代。
海退条件下形成的煤系要求盆地沉积不能停止，而且要在整个泥炭生成范围内继续发生沉降，甚至向盆地方向沉降更大。这种情况将导致滨海洼地的形成，在滨海低地带中，接受值（r）与植物（q泥炭）聚积速率保持平衡，来自陆地的碎屑绕过较高的泥炭地或以河流形式穿过泥炭地，沉积于海岸地带，以便为进积三角洲前缘或障壁体系后部的泥炭向盆地方向迁移准备出新的泥炭聚积地（图13-3t2）。除了偶尔发生的洪水导致煤中灰分含量增高或在煤中产生页岩及其他陆源碎屑夹层外，泥炭聚积作用在整个海退期将持续进行，直到冲积相开始发育致使活动碎屑体系能级增加而中止。
图13-2中d和e概括了海退前、海退过程中及海退后的煤系形成条件，其情况与先前的海进相反。其结果是导致煤层分叉。在海退型泥炭加积开始之前（图13-2c），图中的中心参数区是被水覆盖的。此阶段的有机质沉积微不足道，而碎屑沉积则形成于河口湾、三角洲前缘及岛后滨海环境。当海岸线前进时，泥炭开始在分流间湾的泥沼地中聚积（图13-2d）。当盆地继续缓慢沉降且由于压实作用而使沉降速度加快时，植物碎屑供给速度及其风化减少之间达到平衡，直到陆生沉积物前缘将泥炭埋掉为止，这种情况如图13-2e所示，这时，又回到了图13-2a所示的循环开始时的条件（又见图13-3t2）。
图13-2海侵、海退条件下煤层形成的不同阶段示意图（据diessel,1991）
二、具有海相顶板的海侵煤层的性质
图13-2c所示的模式表明了海侵煤层两个环境的重要区别，在图中的中心参考区，海侵表现为淹没煤层的顶板，而海水没有到达位于图左侧远处的泥炭，虽然这些泥炭也形成于海侵期间，也经历了由海面上升使地下水面也上升，引起了该地由干燥向潮湿条件逐渐转化。这说明有些煤层或其向陆的延伸部分虽形成于海进过程中但实际却没有接触海水。因此，从理论上说，可区别出有海相顶板和无海相顶板的海侵煤层。
这里对具有海相顶板的海侵煤层和无海相顶板的海侵煤层要分别论述。但应当清楚，沼泽环境经常通过过渡性的泻湖、海湾、河口湾等与海相连。
图13-3sydney盆地wynn煤层及相关地层形成的理想模式（据diessel,1991）
1—泥炭；2—压实泥炭；3—泻湖泥；4—障壁沙；5—滨面粉＋粉砂；6—有冲刷表面和滞留沉积的风暴流侵蚀；msl—平均海平面；fwwb—晴朗天气浪基面
海水侵入淹没滨海泥炭田不仅反映在煤层之上的沉积物中，而且也表现在煤层本身。常见的情况为煤层剖面的上部黄铁矿硫含量增加等现象，据此可区别煤层是否受到海水影响。含煤层序中受海水影响的煤层数目取决于地层柱状中所记录的海侵频率及持续时间。
下面要讨论被认为是形成于海进过程中且最终被海相沉积物所覆盖的煤层。假定泥炭聚积是与海侵过程中沉积作用向陆迁移相对应，比如泥炭作为海进体系域（tst）中的一部分。因而煤层形成与海侵之间的成因联系应当在煤层性质中反映出来。
1.化学特征
煤化学方法是将碳和氢元素的百分含量绘在seyler图上。seyler图是一个将化学元素（如c、o、h）和能量（如挥发分、单位能、坩锅膨胀指数）相结合的一种x—y标绘的二元图。如图13-4所示，一条曲线带由图表右边水平地向中心伸出，而后向下急速地伸向0%的h和100%的c。由于大量的分析表明多数煤的参数可在这个界限内绘出，所以这个带称作正常带或亮煤带。由于一些煤中所含的氢比这个煤级（表现为c）的正常含量要高，所以绘在这个带之上的煤属于高氢区。低于正常氢含量的煤属低氢区，他们绘在较低的位置。
受海相层影响的另一个化学特征是高的硫含量和低的硫同位素比。煤及其附近的沉积物显示了硫同位素比和沉积环境之间的联系，这和现代泥炭很相近。
大多数研究者认为具海相层顶板的煤中硫的分布是受海水影响且煤层中的高硫量始自泥炭期。煤中硫含量与煤层顶板以及最靠近煤的上覆海相层底部间距之间具有密切的相互关系。
图13-4两种受海水影响的煤层的seyley图解（据diessel,1991）
2.矿物学特征
海水中所含的硫由于细菌弱化作用而生成h2s，或者同有机物反应生成有机硫或与二价铁反应生成同生的硫化铁沉淀而直接生成黄铁矿，或作为一些fes2变体，这种物质不稳定而转变成黄铁矿。许多研究者已经认识到受海水影响的煤层的一个显著特征是高黄铁矿，这也在现代泥炭沉积中观察到。
据cohen等的研究，由淡水到海相的分级表明：在半咸水泥炭中竟然黄铁矿含量最高，海相层中居中而在淡水泥炭中最低。这也证明了当淡水泥炭被高硫泥炭覆盖时黄铁矿含量高，而当其在淡水泥炭底部时则不具任何影响。在海进过程中由于加积或洪水使得泥炭浸泡在海水中，在煤中或是独有或是集中的矿物为白云石、方解石和磷灰石。
粘土云母经历过海相环境是人所共知的，粘土云母组成页岩中细粒的基质，而相对含量低的高岭石则作为大的晶体集合体出现，或是沉积前就部分地或完全地高岭石化的岩屑硅酸盐的转换产物。
3.煤岩学特征
具有海相顶板煤层的煤岩学实体并非与其它煤层不同，但煤岩组分的富集程度不同，尤其是在煤层剖面的上部，其煤岩结构中暗色煤岩类型较为丰富。地下水位的上升可由亚原地和异地的碎屑惰性体以及偶含腐泥煤的增长表现出来，而植物组织被破坏的程度通常与受海水影响的泥炭的ph值的增高有关，因为这种泥炭比淡水泥炭更适合细菌的活动。受海水影响的煤层，其组织保存程度非常低就是证据。结果导致碎屑镜质组含量增长，而镜质组的含量减少。
在接近中性的条件下，由于细菌破坏而导致生物密度减少，其结果是以碎屑镜质体作为基质的壳质组显微组分相对富集。在三角洲平原和受海水影响的煤层中，孢子体和角质体含量一般要高。
具海相顶板的海侵煤层中高荧光强度和低反射强度在煤层剖面中并不是均匀分布的，而是集中在受海水影响最近的地方，如在煤层剖面上的部。如图13-5所示，在两个煤层中的所有性质显示了明显的海侵特征。在pelton煤层，被海相沉积物直接覆盖，向上镜质组反射率减小（a），镜质体荧光性增强（b）、（c）特别显著。这些变化表明厌氧细菌的活动能力向上增强。别的特征包括一般较高的黄铁矿（g）和镜质组含量向上增加（e），后者也是海侵成煤的一个特征。黄铁矿主要以小的同生结石存在，大部分结石保存于碎屑镜质体的基质中。而在接近黄铁矿时显示高的荧光性。
虽然许多受海水影响的煤层表现出壳质组含量增加，但由于化学侵蚀作用，也有的表现为壳质组含量降低。这是因为泥炭水的ph值上升到超过中值时所致，如在与碱性海水中有较长的接触时间。但是随着碱度的增加其保存情况迅速地恶化。
三、成煤环境的层序地层解释
以往的研究中，没有较多地考虑煤层组成与推断的层序地层型式之间的关系。但是，将煤层放在层序地层模式中，考虑其附近沉积物的性质和成因、煤层组成和及其特征（包括光学性质），以及煤层是侧向同生的还是穿时的等都是重要的。如果这些问题解决不好，不仅失去了重要信息资源，而且会导致严重的解释错误。
图13-6给出了煤层在层序地层配置中的位置。模式中的重叠顺序是假设的，但也是可以实现的。层序地层模式指出低水位体系域为主要成煤环境（van wagoner,1990），但这里放在海侵体系域和高水位体系域，也并不排除煤层形成于低水位体系域或陆架边缘体系域的可能。据ryer（1984）的研究，美国utah上白垩统煤层组中最厚及分布最广的煤层，在三级旋回（相当于层序）海侵和回归的最高点，以厚层叠加出现于四级旋回（相当于小层序）中。由层序地层学解释可知，utah组有经济价值的煤层是在海侵体系域和高水位体系域之间的最大海泛面附近，而其它组的煤层可能出现于ⅱ型层序底部的陆架边缘体系体系域。如果给予其它的适合泥炭形成的条件，少量有经济价值的煤层形成于海侵体系域或高位体系域的中部，这表明白垩纪滨线推移太快而不能形成和保存泥炭。只有在海侵到海退的转换点或相反的点上，滨线移动明显地慢下来时，才形成厚煤层。
低水位体系域条件下煤层的形成可以出现在陆架边缘三角洲或下切谷充填沉积中，但厚度变化大且为侧向毗邻侵蚀河流的沼泽沉积。由于陆架边缘三角洲及其腹地沉积环境为高能不稳定状态，尽管沉积物路过面导致局部煤层的出现，但泥炭形成条件并不好。泥炭堆积似乎具有低水位体系域晚期的特征，此时高地和下切谷之间的差别由于高地的地貌剥蚀和谷地河道充填共同作用而变小。不规则、不连续的煤层形成于低水位体系域的终止阶段，因而下伏于随之而来的海侵体系域的较厚且广泛分布的煤层和煤层间沉积物是比较普遍的。
图13-5新南威尔士greta煤系中受海水影响的greta和pelton煤层垂直剖面中几种煤岩组分的分布（据diessel,1991）
小层序内（图13-6）之字模式被认为是次级的自旋回或异旋回的相对海平面变化的反映。
根据煤层是形成于海侵过程还是海退过程，图13-6被标注为“t”或“r”。煤层t1出现于底部海侵体系域中第一个小层序内的滨线向陆的边缘。尽管是形成于海平面上升时期，但与海水没有关系。
煤层r1形成于靠近tst1的进积阶段的末期，因此它具有海退成煤的特征。但是，任何形成于小层序上部边界位置的煤层也将被下面的小层序重新开始的海侵所影响。上超的tst内的r1煤层表明下一次海平面上升会比上一次更深入地将海水推入内陆。因此随之而来的tst2的滨线进积可能不会到达像tst1所到达的向海的方向。即说明在图13-6中的a位置，煤层会被非海相沉积物所覆盖，而在位置c则被海相沉积物所覆盖。滨线将位于b位置，此处成煤环境由从沙滩到盐度不同的泻湖组成的混合亚环境组成。
r1煤层顶板岩层的沉积环境的侧向变化通过在c位置，范围小一些，在b位置，对煤层附加海相特征，这将会影响其煤层组成。由于海相顶板与其下的煤层一般没有联系，因为后者只能显示在煤层形成后重叠于其上的标准的海水影响。海水经过渗滤进入到煤层，所以接近顶部高的硫含量和黄铁矿的富集。进积砂坝后的滨岸平原形成的淡水泥炭可能由于其相对高的原地惰性组含量生成低氢的煤层。这种趋势在很小程度上可被随着海水渗到泥炭而增加的细菌活动性和组织的破坏所平衡，尽管此时惰性组含量保持较高。
图13-6层序地层环境中成煤模式图解（据diessel,1991）
1—煤；2—冲积扇或冲积平原；3—三角洲或潮间平原；4—三角洲前缘或障壁砂滩；5—近滨和远滨
如图13-6所示，在r2/t3的转换面上由亮煤到暗煤的变化具有相反的成因，是由于原地惰性组的富集造成的。因此富惰性组煤的成因的正确解释需要广泛的分析基础，包括考虑顶板岩层的生物和岩相。在r2/t3层组，煤层剖面下部镜煤和亮煤为主的部分表明海侵的开始，继之而来的最大海侵和海退表现为煤层剖面上部以暗煤和亮暗煤为主。这表明此种情况两个体系域之间的边界在煤层内。
在tst5，最大洪水面意味着海侵体系域到高位体系域的变化，因而该面等同于层序地层模式中的最大洪（海）泛面。小级别的水平面变化也可以具有他们自己的次级的“最大洪水面”，并对应于泥炭形成过程中各自不同的煤岩类型。这可能导致形成复合的煤层剖面。如r3/t4煤层在h位置的合并，在这里原地暗煤随着亮煤产生，或是相反。这种亮煤重叠于暗煤之上的情况也可见于煤层r2和t4合并的g点。t4形成于hst2的底部，是高水位体系域内的次级海侵的产物。此种情况下g处的煤层的组分则由两个小层序组成。
高水位体系域表现为在构造沉降持续时广泛分布的海退，因而海水的进入变得微弱而稀少。如上所述的，具有高的gi和tpi指数的亮煤出现、相对高的h/c比、和/或镜质组荧光反射强度表明这些相对微弱的远端海侵特征也可以反映在一些hst煤层上，尤其是那些形成于滨岸平原的煤层。如图13-6，高水位体系域的始点位于合并煤层的下部亮煤和上部暗煤间的边界处，而向陆的tst-hst的转换根本不需要与煤层的形成相一致，反之亦然。
海运中的——“海侵”是什么意思？
海侵transgression
在相对短的地史时期内 ，因海面上升或陆地下降，造成海水对大陆区侵进的地质现象。又称海进。通常，海侵是海水逐渐向时代较老的陆地风化剥蚀面上推进的过程。一个海侵面就是一个不整合面，也是一个典型的穿时面。海侵的结果，常形成地层的海侵序列：其沉积物自下而上，由粗变细或由碎屑岩变为碳酸盐岩；沉积时的海水由浅变深；陆相沉积逐渐演变成海陆交互相沉积，继续演变成海相沉积。海侵成因包括：①气候变化。如极地气候变暖导致冰川融化，海面上升，造成全球性海侵。反之则形成海退。②地球自转速度变化。速度加快，赤道地区海侵，两极地区海退；速度减慢，赤道地区海退，两极地区海侵。③构造运动。如洋中脊扩张加快、体积增大，可在两岸地区发生海侵。④地球的膨胀或收缩，膨胀导致全球性海侵，收缩则造成全球性海退。海侵（或海退）可由一种因素引起，也可能由几种因素的叠加所致。
