8时空演化
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•地球演化的外部条件和环境的变化 地球演化的外部条件和环境的变化 •成矿作用的转变 •中国主要区域成矿带的分布 中国主要区域成矿带的分布
地球经历了46亿年的长期演化 亿年的长期演化，发生过多次全 球性的重大变化，成为现在具多层圈结构的行星 成为现在具多层圈结构的行星 — — 影响元素运动的内在因素没有变化 影响元素运动的内在因素没有变化： 化学元素的原子结构及其物理和化学性质稳定 — — 影响元素运动的外部条件和环境发生了变化 影响元素运动的外部条件和环境发生了变化： 元素的地球化学行为在不同的地质历史时期表 现不同，影响了相应的地质 地球化学过程 影响了相应的地质—
促 使 各 种 矿 化 发 生 的 一 系 学 过 程 在 时 间 和 空 间 上
(一
)地
球 演 化条 的 外 部 件 和 环
境
的
—— 影响 元 素 球 化 地 学行为的外部 因 素
1. 地球演化的早期阶段能量的释放较之现代高的多
地球的冷却速率大约为
5 4 3
200℃/ 109 a，其中地表热流的 200 80 % %来自放射性同位素的衰 变， ，其他 20 % 归因于地球的冷 却效应。如果没有不断的释 却效应 放， ，足可以将地球完全熔融。 太古宙早期的产热量和表
3.大气圈、生物圈和水圈也是多阶段演化的结果 大气圈、 大气圈
地球上出 现 现 和 化 极 演 ， 大 变 着 气 和 大 圈 水 过 程 生 环 发 的 境 生 命 地 影 圈 的 有 规 的 响 化 律 时 了 学 地 间 元 成 变
不 35 亿晚年于， 生 命 的 出 会 素迁 移 ， 也 不 断 地 的 表 生 分 ， 使 地 质 -地 球 化 和 性 质 地 化 着 。
生物开始出 现 在 海 洋 中 ， 生物圈 性 少曾 经 历 过 两 变 质至 转 次 大 的
（1）大气圈中氧含量达到现代大气圈氧含量的 1‰ 时（18亿年） 大气圈中氧含量达到现代大气圈氧含量的
厌氧微生物
喜氧生物
（2）大气圈中臭氧层能够阻止大部分紫外线到达地面时 大气圈中臭氧层能够阻止大部分紫外线到达地面时（6-8亿年）
— — 最合适的解释是：陆壳成分随着时间变化逐渐增
强了垂向的成分分带性。由于下地壳中变质作用和熔融作用的 由于下地壳中变质作用和熔融作用的 不断进行，大离子亲石元素和产热元素以岩浆的方 大离子亲石元素和产热元素以岩浆的方式或含水相 的方式向上部地壳迁移，留下了以麻粒岩为主的亏损下地壳成 留下了以麻粒岩为主的亏损下地壳成 分。这一过程随着壳内再循环的反复进行而更为明显 这一过程随着壳内再循环的反复进行而更为明显。
一个 显 著 体 特 是征 的总 ——
SiO 2 Al 2 O3 MgO CaO Na2 O K2 O Ba Sr Rb Ni Cr Th U Rb/ Sr Th/ U K2 O/ Na 2 O
晚 期
形
成 的 地 壳 与
早 期 较—— 的 地 壳 比 形 成
明显富集 K2O, U, Th 和 Rb, 亏损 Ni, Cr, 有较高的 K2O/ Na2O 比值和较低的 Th/ U 比值。 而全球及秦岭地壳中包括了 不同时代的岩石组成，它们在一些主要指标方面与早期地壳基 它们在一些主要指标方面与早期地壳基 本一致。
4 3
Βιβλιοθήκη Baidu
热流HFU
2 1
0
10 9 a
2
1
0
面热流较之现今要高 3-5倍。 倍
地球内部产热量和地表热流从早期高值状态演化 到现在的低值状态，决定和影响了许多地质 决定和影响了许多地质-地球化 学过程发生与否或形成的规模及性质 — — • Fe-Ni 质的地核与地幔的分异 与地幔的分异。
• 大量的科马提岩仅出现在太古 大量的科马提岩仅出现在太古宙。 • 早期的火山-侵入岩浆活动遍及全球 侵入岩浆活动遍及全球，逐渐向限于一定的 活动带变化（现今地球的温度较之 30 亿年前低了300 ℃）。 现今地球的温度较之 • 主要的陆壳岩石形成于10亿年前 亿年前，之后的净增长量很小。 • 所发生的各类地质-地球化学过程由主要涉及壳 地球化学过程由主要涉及壳-幔再循环 作用，转变成壳内再循环作用的比例不断增高 转变成壳内再循环作用的比例不断增高。
（ 二
）矿 成作 用 的 转 变
地质历史过程中外部条件和环境的改变在成矿作用转变 方面主要表现为，成矿作用类型随主要环境和大气圈性质而 成矿作用类型随主要环境和大气圈性质而 变化，有些矿床限于一定的地质时期出现 有些矿床限于一定的地质时期出现。 内生成矿作用演化总趋势 — — 早期以与幔源岩浆活动有关和相关的特征元素的成矿作 用为主，变化到晚期以地壳内部物质的再循环和相关的特征 变化到晚期以地壳内部物质的再循环和相关的特征 元素浓集的成矿作用不断增强的态势。 元素浓集的成矿作用不断增强的态势 外生成矿作用演化总趋势 — — 具有不同价态变化的元素 (如 Fe, Mn, S, U,V ) 的成矿作 如 用和受到有机质组分影响元素的成矿作用从早期到晚期出现 明显差异。
不同时代陆壳的平均化学成分
太古宙 加拿大 乌克兰 65.1 65.4 16.0 15.8 2.3 2.2 3.4 3.4 4.1 3.1 2.7 2.6 790 410 100 26 88 9.7 10.7 1.6 1.2 0.24 6.7 8.1 0.66 0.84 元古宙 加拿大 乌克兰 65.0 64.4 16.0 14.1 2.1 2.5 3.3 2.2 3.5 2.0 3.5 3.7 810 310 125 11 45 13.6 27.0 2.2 4.4 0.4 6.1 6.2 1.0 1.9 全球 66.0 15.2 2.2 4.2 3.9 3.4 550 350 145 20 35 10.7 2.8 0.41 3.8 0.87 秦岭 59.3 12.8 3.2 7.0 2.9 2.4 508 213 150 22 53 7.0 1.8 0.70 3.9 0.83
大陆地壳成分和结构的多阶段演化及规模的非 线性增长，造成了不同演化阶段陆壳的物理和化学 造成了不同演化阶段陆壳的物理和化学 特性的差异。它们是不同时期 它们是不同时期、不同演化阶段发生 的地质-地球化学过程的性质及其宏观表现形式差异 地球化学过程的性质及其宏观表现形式差异 的主要原因之一。 板块构造 这一岩石圈范围的物质运动方式的 出现就是陆壳体积增大到一定规模，陆壳组分与地 出现就是陆壳体积增大到一定规模 幔组分分异造成陆壳块体的密度与地幔岩石组分构 成的洋壳密度之差达到某一阀值后的突变结果。 成的洋壳密度之差达到某一阀值后的突变结果
以 O2 和 N2 为 主 的 大 气 圈 （ N2 79 %, O2 21 %,CO2 0.03 %） ）
太古宙的海水主要从同期玄武质洋壳中提取成分，从 太古宙的海水主要从同期玄武质洋壳中提取成分 元古宙开始，海水成分已经变成陆壳中排泄的河水及陆棚 海水成分已经变成陆壳中排泄的河水及陆棚 所控制。水圈中的酸性原始水强烈侵蚀着铝硅酸盐岩石 水圈中的酸性原始水强烈侵蚀着铝硅酸盐岩石， 发生强烈的水解，O2 含量的不断增加引起 含量的不断增加引起的氧化作用及沉 淀，海洋中Fe, Mn, Cu, Zn 等元素的含量减少 等元素的含量减少，Na, K, Ca, Mg，SO4-2 等离子的含量不断增加 量不断增加，使得海水性质由酸性逐 ， 渐中和，最后到现代转变成弱碱性 最后到现代转变成弱碱性（PH = 8.4)，氧化作用 ， 能力也不断增强。 全球的气候也发生过几次明显变化（如三个冰期）， 全球的气候也发生过几次明显变化 造成全球性的干旱与潮湿带发布的变化等。 造成全球性的干旱与潮湿带发布的变化等
菌藻类生物为主
动物为主
构成了一个新的三极生态系统： ：绿色植物+细菌和真菌+动物
生 物 的 出 现 和 演 化 从 根 本 上 圈 、水 圈 和 岩 石 圈 表 层 中 的 地 球
生物的光合作用（H2O 还原 + 消耗 CO2 →O3 ） NH3 氧化作用（NH3 + O2 → N2 ）
以 水 蒸 + CO2 为 主的 大 气 圈 气
次生大气圈的初始成分 — —
CO2，水蒸气（7 %）为主，次要成分是 H2S, CO, H2, N2, ）为主， CH4, NH3, HF, HCl, Ar 等。 的成分主要来自大气圈，故初始的大气 原始水圈（海洋水）的成分主要来自大气圈 圈具有非常还原的特征，初始的海洋水是酸性程度高的水体 初始的海洋水是酸性程度高的水体。
地球大气圈的显著特征是其惰性气体的含量与宇宙丰度相 比较，要亏损107-1011倍。一般认为 一般认为，地球的早期大气组分在地 球增生之时就已大部丢失，现在的大气圈是第二次放气形成的 现在的大气圈是第二次放气形成的 次生大气圈。次生大气圈的大部分气体 次生大气圈的大部分气体，主要是太古宙期间由 火山作用衍生的。 将今论古，现代火山喷气中 O2 的含量微不足道，太古宙 时的次生大气圈缺氧，现今大气圈中的游离氧是后来发展的结 现今大气圈中的游离氧是后来发展的结 果。
2. 大陆地壳的形成是多阶段演化的结果
不 同 演 化 阶 段 的 地 壳 结 构 、组 成 和 影响了 影 响了 岩 石 圈 的 运 动 方 式 和 有 关 的 各 学过程 。
• • 最老的地壳形成于 42-45亿年左右，其成分相当于玄武 亿年左右， 亿年左右 最老的陆壳岩石形成于 38-40 亿年左右，其成分是长英
大 气 圈 、生 物 圈 和 水 圈 的 多 阶 段 演 生 地 质 -地 球 化 学 过 程 中 显 示 了 不 同
CO2 分压降低（Ar: 5-10, Pt: 1-2, Pz: 10 -1-10 -3 Pa), O2 增加 2,
— — Ca 在早期地壳中主要分布于镁铁质岩石的硅酸盐矿物 中，显生宙开始，则主要以化学和生物成因的碳酸盐沉积为主 则主要以化学和生物成因的碳酸盐沉积为主， CaO 的比例是前寒武纪的两倍，沉积型的白云岩不再出现 沉积型的白云岩不再出现。 — — Fe, Mn 早期呈 Fe(HCO3)2, Mn(HCO3)2 大量溶于水中， 易从陆地搬运至海洋中沉淀富集，随着 2降低和O2 的增加，水 随着CO 圈中的低价 Fe, Mn 开始氧化，形成难溶的 形成难溶的Fe(OH)3, Mn(OH)4。结 果是，大量的海相碧玉铁质岩和沉积 Mn 矿层在太古宙和元古宙 大量的海相碧玉铁质岩和沉积 广泛形成，之后仅在近岸浅海处沉积下来 之后仅在近岸浅海处沉积下来，范围和类型发生了明 显变化。 — — S 在早期还原条件下以硫化物的形式出现 在早期还原条件下以硫化物的形式出现，海水中无 SO4-2聚集，在前寒武纪无石膏、重晶石等硫酸盐矿物产出 重晶石等硫酸盐矿物产出。
— — 大气圈和水圈中的游离氧是由于太阳辐射发生的两 种光化学反应（无机光解作用和有机光合作用 无机光解作用和有机光合作用），使 CO2 和 H2O 之类的氧化物分解衍生的。
碳氢氧化合物 游离氧
CO2 +H2O → CH2O + O2
这样一类有机光合作用形成了复杂的 C-H-O 化合物， 提供了产生生命的基础。
质的化学组成。 质的化学组成。在澳洲和加拿大发现的 35-38 亿年的岩层中 在澳洲和加拿大发现的 含有石英岩和少量大理岩。
原始地壳的成分和厚度主要受地幔成分和其发生 熔融时的熔融程度控制 — —
富硅的岩浆（SiO2 ＞60 %）在任何条件下都不可能 %） 是橄榄岩类直接部分熔融的产物，也不会是橄榄岩质熔体 是橄榄岩类直接部分熔融的产物 的分异产物。 橄榄岩质的地幔熔融形成基性岩浆上侵到地球表面， 橄榄岩质的地幔熔融形成基性岩浆上侵到地球表面 形成玄武岩类 — — 构 成 原 始 地 壳 。 深处的玄武质岩石部分熔融再形成富硅的岩浆，形成 深处的玄武质岩石部分熔融再形成富硅的岩浆 安山岩类 — — 构 成 初 始 陆 壳 壳。 剥蚀、风化、沉积、变形 变形、俯冲进入陆壳深部，再熔 融形成长英质岩浆，上侵加入到岛弧边缘 上侵加入到岛弧边缘，逐步变成增大 的大陆地壳的一部分 — — 花岗 花岗-绿岩带的形成。
地球经历了46亿年的长期演化 亿年的长期演化，发生过多次全 球性的重大变化，成为现在具多层圈结构的行星 成为现在具多层圈结构的行星 — — 影响元素运动的内在因素没有变化 影响元素运动的内在因素没有变化： 化学元素的原子结构及其物理和化学性质稳定 — — 影响元素运动的外部条件和环境发生了变化 影响元素运动的外部条件和环境发生了变化： 元素的地球化学行为在不同的地质历史时期表 现不同，影响了相应的地质 地球化学过程 影响了相应的地质—
促 使 各 种 矿 化 发 生 的 一 系 学 过 程 在 时 间 和 空 间 上
(一
)地
球 演 化条 的 外 部 件 和 环
境
的
—— 影响 元 素 球 化 地 学行为的外部 因 素
1. 地球演化的早期阶段能量的释放较之现代高的多
地球的冷却速率大约为
5 4 3
200℃/ 109 a，其中地表热流的 200 80 % %来自放射性同位素的衰 变， ，其他 20 % 归因于地球的冷 却效应。如果没有不断的释 却效应 放， ，足可以将地球完全熔融。 太古宙早期的产热量和表
3.大气圈、生物圈和水圈也是多阶段演化的结果 大气圈、 大气圈
地球上出 现 现 和 化 极 演 ， 大 变 着 气 和 大 圈 水 过 程 生 环 发 的 境 生 命 地 影 圈 的 有 规 的 响 化 律 时 了 学 地 间 元 成 变
不 35 亿晚年于， 生 命 的 出 会 素迁 移 ， 也 不 断 地 的 表 生 分 ， 使 地 质 -地 球 化 和 性 质 地 化 着 。
生物开始出 现 在 海 洋 中 ， 生物圈 性 少曾 经 历 过 两 变 质至 转 次 大 的
（1）大气圈中氧含量达到现代大气圈氧含量的 1‰ 时（18亿年） 大气圈中氧含量达到现代大气圈氧含量的
厌氧微生物
喜氧生物
（2）大气圈中臭氧层能够阻止大部分紫外线到达地面时 大气圈中臭氧层能够阻止大部分紫外线到达地面时（6-8亿年）
— — 最合适的解释是：陆壳成分随着时间变化逐渐增
强了垂向的成分分带性。由于下地壳中变质作用和熔融作用的 由于下地壳中变质作用和熔融作用的 不断进行，大离子亲石元素和产热元素以岩浆的方 大离子亲石元素和产热元素以岩浆的方式或含水相 的方式向上部地壳迁移，留下了以麻粒岩为主的亏损下地壳成 留下了以麻粒岩为主的亏损下地壳成 分。这一过程随着壳内再循环的反复进行而更为明显 这一过程随着壳内再循环的反复进行而更为明显。
一个 显 著 体 特 是征 的总 ——
SiO 2 Al 2 O3 MgO CaO Na2 O K2 O Ba Sr Rb Ni Cr Th U Rb/ Sr Th/ U K2 O/ Na 2 O
晚 期
形
成 的 地 壳 与
早 期 较—— 的 地 壳 比 形 成
明显富集 K2O, U, Th 和 Rb, 亏损 Ni, Cr, 有较高的 K2O/ Na2O 比值和较低的 Th/ U 比值。 而全球及秦岭地壳中包括了 不同时代的岩石组成，它们在一些主要指标方面与早期地壳基 它们在一些主要指标方面与早期地壳基 本一致。
4 3
Βιβλιοθήκη Baidu
热流HFU
2 1
0
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面热流较之现今要高 3-5倍。 倍
地球内部产热量和地表热流从早期高值状态演化 到现在的低值状态，决定和影响了许多地质 决定和影响了许多地质-地球化 学过程发生与否或形成的规模及性质 — — • Fe-Ni 质的地核与地幔的分异 与地幔的分异。
• 大量的科马提岩仅出现在太古 大量的科马提岩仅出现在太古宙。 • 早期的火山-侵入岩浆活动遍及全球 侵入岩浆活动遍及全球，逐渐向限于一定的 活动带变化（现今地球的温度较之 30 亿年前低了300 ℃）。 现今地球的温度较之 • 主要的陆壳岩石形成于10亿年前 亿年前，之后的净增长量很小。 • 所发生的各类地质-地球化学过程由主要涉及壳 地球化学过程由主要涉及壳-幔再循环 作用，转变成壳内再循环作用的比例不断增高 转变成壳内再循环作用的比例不断增高。
（ 二
）矿 成作 用 的 转 变
地质历史过程中外部条件和环境的改变在成矿作用转变 方面主要表现为，成矿作用类型随主要环境和大气圈性质而 成矿作用类型随主要环境和大气圈性质而 变化，有些矿床限于一定的地质时期出现 有些矿床限于一定的地质时期出现。 内生成矿作用演化总趋势 — — 早期以与幔源岩浆活动有关和相关的特征元素的成矿作 用为主，变化到晚期以地壳内部物质的再循环和相关的特征 变化到晚期以地壳内部物质的再循环和相关的特征 元素浓集的成矿作用不断增强的态势。 元素浓集的成矿作用不断增强的态势 外生成矿作用演化总趋势 — — 具有不同价态变化的元素 (如 Fe, Mn, S, U,V ) 的成矿作 如 用和受到有机质组分影响元素的成矿作用从早期到晚期出现 明显差异。
不同时代陆壳的平均化学成分
太古宙 加拿大 乌克兰 65.1 65.4 16.0 15.8 2.3 2.2 3.4 3.4 4.1 3.1 2.7 2.6 790 410 100 26 88 9.7 10.7 1.6 1.2 0.24 6.7 8.1 0.66 0.84 元古宙 加拿大 乌克兰 65.0 64.4 16.0 14.1 2.1 2.5 3.3 2.2 3.5 2.0 3.5 3.7 810 310 125 11 45 13.6 27.0 2.2 4.4 0.4 6.1 6.2 1.0 1.9 全球 66.0 15.2 2.2 4.2 3.9 3.4 550 350 145 20 35 10.7 2.8 0.41 3.8 0.87 秦岭 59.3 12.8 3.2 7.0 2.9 2.4 508 213 150 22 53 7.0 1.8 0.70 3.9 0.83
大陆地壳成分和结构的多阶段演化及规模的非 线性增长，造成了不同演化阶段陆壳的物理和化学 造成了不同演化阶段陆壳的物理和化学 特性的差异。它们是不同时期 它们是不同时期、不同演化阶段发生 的地质-地球化学过程的性质及其宏观表现形式差异 地球化学过程的性质及其宏观表现形式差异 的主要原因之一。 板块构造 这一岩石圈范围的物质运动方式的 出现就是陆壳体积增大到一定规模，陆壳组分与地 出现就是陆壳体积增大到一定规模 幔组分分异造成陆壳块体的密度与地幔岩石组分构 成的洋壳密度之差达到某一阀值后的突变结果。 成的洋壳密度之差达到某一阀值后的突变结果
以 O2 和 N2 为 主 的 大 气 圈 （ N2 79 %, O2 21 %,CO2 0.03 %） ）
太古宙的海水主要从同期玄武质洋壳中提取成分，从 太古宙的海水主要从同期玄武质洋壳中提取成分 元古宙开始，海水成分已经变成陆壳中排泄的河水及陆棚 海水成分已经变成陆壳中排泄的河水及陆棚 所控制。水圈中的酸性原始水强烈侵蚀着铝硅酸盐岩石 水圈中的酸性原始水强烈侵蚀着铝硅酸盐岩石， 发生强烈的水解，O2 含量的不断增加引起 含量的不断增加引起的氧化作用及沉 淀，海洋中Fe, Mn, Cu, Zn 等元素的含量减少 等元素的含量减少，Na, K, Ca, Mg，SO4-2 等离子的含量不断增加 量不断增加，使得海水性质由酸性逐 ， 渐中和，最后到现代转变成弱碱性 最后到现代转变成弱碱性（PH = 8.4)，氧化作用 ， 能力也不断增强。 全球的气候也发生过几次明显变化（如三个冰期）， 全球的气候也发生过几次明显变化 造成全球性的干旱与潮湿带发布的变化等。 造成全球性的干旱与潮湿带发布的变化等
菌藻类生物为主
动物为主
构成了一个新的三极生态系统： ：绿色植物+细菌和真菌+动物
生 物 的 出 现 和 演 化 从 根 本 上 圈 、水 圈 和 岩 石 圈 表 层 中 的 地 球
生物的光合作用（H2O 还原 + 消耗 CO2 →O3 ） NH3 氧化作用（NH3 + O2 → N2 ）
以 水 蒸 + CO2 为 主的 大 气 圈 气
次生大气圈的初始成分 — —
CO2，水蒸气（7 %）为主，次要成分是 H2S, CO, H2, N2, ）为主， CH4, NH3, HF, HCl, Ar 等。 的成分主要来自大气圈，故初始的大气 原始水圈（海洋水）的成分主要来自大气圈 圈具有非常还原的特征，初始的海洋水是酸性程度高的水体 初始的海洋水是酸性程度高的水体。
地球大气圈的显著特征是其惰性气体的含量与宇宙丰度相 比较，要亏损107-1011倍。一般认为 一般认为，地球的早期大气组分在地 球增生之时就已大部丢失，现在的大气圈是第二次放气形成的 现在的大气圈是第二次放气形成的 次生大气圈。次生大气圈的大部分气体 次生大气圈的大部分气体，主要是太古宙期间由 火山作用衍生的。 将今论古，现代火山喷气中 O2 的含量微不足道，太古宙 时的次生大气圈缺氧，现今大气圈中的游离氧是后来发展的结 现今大气圈中的游离氧是后来发展的结 果。
2. 大陆地壳的形成是多阶段演化的结果
不 同 演 化 阶 段 的 地 壳 结 构 、组 成 和 影响了 影 响了 岩 石 圈 的 运 动 方 式 和 有 关 的 各 学过程 。
• • 最老的地壳形成于 42-45亿年左右，其成分相当于玄武 亿年左右， 亿年左右 最老的陆壳岩石形成于 38-40 亿年左右，其成分是长英
大 气 圈 、生 物 圈 和 水 圈 的 多 阶 段 演 生 地 质 -地 球 化 学 过 程 中 显 示 了 不 同
CO2 分压降低（Ar: 5-10, Pt: 1-2, Pz: 10 -1-10 -3 Pa), O2 增加 2,
— — Ca 在早期地壳中主要分布于镁铁质岩石的硅酸盐矿物 中，显生宙开始，则主要以化学和生物成因的碳酸盐沉积为主 则主要以化学和生物成因的碳酸盐沉积为主， CaO 的比例是前寒武纪的两倍，沉积型的白云岩不再出现 沉积型的白云岩不再出现。 — — Fe, Mn 早期呈 Fe(HCO3)2, Mn(HCO3)2 大量溶于水中， 易从陆地搬运至海洋中沉淀富集，随着 2降低和O2 的增加，水 随着CO 圈中的低价 Fe, Mn 开始氧化，形成难溶的 形成难溶的Fe(OH)3, Mn(OH)4。结 果是，大量的海相碧玉铁质岩和沉积 Mn 矿层在太古宙和元古宙 大量的海相碧玉铁质岩和沉积 广泛形成，之后仅在近岸浅海处沉积下来 之后仅在近岸浅海处沉积下来，范围和类型发生了明 显变化。 — — S 在早期还原条件下以硫化物的形式出现 在早期还原条件下以硫化物的形式出现，海水中无 SO4-2聚集，在前寒武纪无石膏、重晶石等硫酸盐矿物产出 重晶石等硫酸盐矿物产出。
— — 大气圈和水圈中的游离氧是由于太阳辐射发生的两 种光化学反应（无机光解作用和有机光合作用 无机光解作用和有机光合作用），使 CO2 和 H2O 之类的氧化物分解衍生的。
碳氢氧化合物 游离氧
CO2 +H2O → CH2O + O2
这样一类有机光合作用形成了复杂的 C-H-O 化合物， 提供了产生生命的基础。
质的化学组成。 质的化学组成。在澳洲和加拿大发现的 35-38 亿年的岩层中 在澳洲和加拿大发现的 含有石英岩和少量大理岩。
原始地壳的成分和厚度主要受地幔成分和其发生 熔融时的熔融程度控制 — —
富硅的岩浆（SiO2 ＞60 %）在任何条件下都不可能 %） 是橄榄岩类直接部分熔融的产物，也不会是橄榄岩质熔体 是橄榄岩类直接部分熔融的产物 的分异产物。 橄榄岩质的地幔熔融形成基性岩浆上侵到地球表面， 橄榄岩质的地幔熔融形成基性岩浆上侵到地球表面 形成玄武岩类 — — 构 成 原 始 地 壳 。 深处的玄武质岩石部分熔融再形成富硅的岩浆，形成 深处的玄武质岩石部分熔融再形成富硅的岩浆 安山岩类 — — 构 成 初 始 陆 壳 壳。 剥蚀、风化、沉积、变形 变形、俯冲进入陆壳深部，再熔 融形成长英质岩浆，上侵加入到岛弧边缘 上侵加入到岛弧边缘，逐步变成增大 的大陆地壳的一部分 — — 花岗 花岗-绿岩带的形成。