一、地球

地球是太阳系中的一个成员，是一个赤道半径较长、两极半径较短，北极略微突出、南极略微扁平的旋转椭球体。

据地震波的传播特征，可将地球内部分为三大圈层构造，从地表到地心依次为地壳、地幔、地核，见图2-1。地壳处于地球的最外部，主要是由岩石组成的固体圈层。石油和天然气就存在于地壳岩石的孔隙和裂缝之中。

图2-1　地球的圈层构造

二、矿物

地壳的岩石是由矿物所组成。矿物是由一种或几种化学元素组成的天然产物，在日常生活中经常见到，例如，石盐、煤、石膏、金、石英、长石、云母、石油、天然气等都是矿物。矿物是一定地质条件作用的产物，如石盐是在高温炎热的环境下形成的，金刚石是在高温高压条件下形成的。

矿物都具有一定的化学组成和内部结构，如石盐是由Na+和Cl-组成，其内部结构是Na+和Cl-相间排列而形成的立方体。

矿物具有一定的物理性质和化学性质。矿物的物理性质主要有矿物的形状、颜色、条痕、透明度、光泽、解理、断口、硬度、密度、放射性和磁性等。矿物的化学性质主要有遇酸反应能力、染色性等。矿物的物理性质和化学性质主要取决于它的化学组成和内部结构。如石盐是白色立方体，具有玻璃光泽，并有咸味；煤是黑色的且可燃烧；石墨和金刚石虽都是由C原子所组成，但由于内部结构不同，石墨是层状结构，金刚石是四面体结构，二者的硬度相差极大；方解石和白云石同属碳酸盐岩，前者遇冷稀盐酸剧烈反应，而后者反应微弱。矿物的物理和化学性质是鉴定矿物的重要依据。

目前，世界上已经发现了三千多种矿物，但常见的造岩矿物只有二三十种，如石英、长石、云母、辉石、角闪石、橄榄石、黄铁矿、赤铁矿、褐铁矿、方解石、白云石以及各种黏土矿物（高岭石、蒙脱石、伊利石等）等等，它们的不同组合便形成了各种各样的岩石。

三、岩石

岩石是由矿物组成的集合体，据其成因可将地壳岩石分为三大类，即岩浆岩、变质岩和沉积岩。

（一）岩浆岩

岩浆岩是由地下深处（地幔软流圈中）处于高温高压状态下、富含挥发性组分的硅酸盐熔浆（称为岩浆），沿着地壳的破碎带向上侵入到上覆地层（称为侵入活动）或喷出到地表（称为喷出活动或火山活动），并冷却凝固形成的岩石。侵入活动形成的岩石称为侵入岩，如花岗岩；喷出活动或火山活动形成的岩石称为喷出岩或火山岩，如玄武岩。由于岩浆岩是在高温、高压状态下形成的，不含有机质，且岩性致密，因此它们不可能生成油气。然而由于后期受地壳构造运动的影响使岩石产生裂缝，它们可以储藏油气。勘探实践表明，在岩浆岩中发现的油气藏极少，由于形成条件、内部组成和结构的不同，与油气的关系也极不相同。

（二）变质岩

变质岩是由变质作用形成的。变质作用是早先形成的岩浆岩、变质岩、沉积岩在地下深处由于高温、高压、岩浆热液或地壳构造运动的作用，使岩石的内部矿物成分、结构、构造发生了变化，而生成了新岩石的作用。由沉积岩经变质作用形成的变质岩称为副变质岩；由岩浆岩经变质作用形成的变质岩称为正变质岩。大理岩、花岗片麻岩、各种片岩都是变质岩。变质岩和岩浆岩形成条件相近，因此与油气关系也不大。

（三）沉积岩

沉积岩是在地表条件下，由于温度变化，以及风、水、生物、冰川等自然力（地质营力）对母岩（指早先形成的各种岩浆岩、变质岩或沉积岩）风化剥蚀，其产物经过搬运作用、沉积作用和成岩作用而形成的岩石。

与岩浆岩、变质岩相比较，沉积岩形成的地质作用有如下特点：常温常压形成；有生物的参与，可具有生物化石或生物遗体转化成的石油、天然气、煤、油页岩等；有丰富的水、二氧化碳、氧气参与作用。

沉积岩主要分布于地表，其深度一般很少超过8～10km，下伏岩石均为古老的岩浆岩或变质岩组成的结晶基底。

沉积岩中有着丰富的矿产资源：可燃有机矿物（石油、天然气、页岩油和煤）和化肥、化工生产原料（磷、钾、盐类）几乎都形成于沉积岩中；大量的耐火材料、建筑材料、玻璃与陶瓷、化纤原料都取自沉积岩；大部分铁、锰等黑色金属矿物和一部分有色金属（铝、锌及稀有金属元素）也都产自沉积岩中。

1．沉积岩的形成

沉积岩的形成经历了母岩的风化作用、剥蚀作用、搬运和沉积作用、成岩和后生作用。

1）风化作用

风化作用是指组成地壳的岩石在常温、常压条件下，由于气温变化、气体、水溶液和生物活动等因素的作用，促使岩石在原地遭受破坏作用的过程。

气温的昼夜和四季变化，使岩石的表面和内部交替膨胀与收缩；岩石的孔隙裂缝中的水结冰，体积膨胀，产生巨大的压力；岩石孔隙中含潮解性盐类的吸水和结晶等都可以使出露地表的岩石内部产生裂隙而剥离，发生机械崩解，但并不改变岩石的矿物成分，这种作用称为物理风化作用。

水、游离氧及二氧化碳是化学风化作用的重要因素。水可以溶解岩石中可溶性的矿物（如碱金属、碱土金属盐类矿物），可以发生水合作用（如硬石膏变为石膏），也可以发生水解作用（长石水解成为高岭土）。空气和水中的游离氧可以与岩石中含有变价元素（如Fe、Mn）的矿物（如FeS2）发生氧化还原反应，形成高价金属氧化物（如赤铁矿、褐铁矿）。二氧化碳溶于水形成碳酸，与碳酸盐岩（如石灰岩）作用形成碳酸氢钙。

风化作用的产物有三种：碎屑物质、溶解物质和残余物质，它们一部分被介质转移到别处，一部分残留在原地，形成风化残积物。这种风化残积物覆盖于地表构成一层不连续的薄壳，称之为风化壳。形成于第四纪以前的风化壳称之为“古风化壳”。研究古风化壳有着重要的地质意义：

第一，古风化壳代表一个长期的沉积间断，是当时地壳上升经受过强烈风化作用的标志，是地层不整合接触的证据之一。

第二，研究风化作用可以恢复古地理环境及古气候。

第三，风化作用可以形成重要的沉积矿产，如铁矿、铝土矿、黏土矿物等。

第四，古风化壳上岩层疏松多孔，可以储集油气，形成地层不整合油气藏。

2）剥蚀作用

剥蚀作用是指各种地质营力（水、风、冰川等）把岩石的风化产物搬开，同时还破坏岩石并改造原有地形的作用。

流水（包括河流水、湖浪、海浪、潮汐、地下水）对地表岩石可以产生溶蚀、磨蚀作用；风对地表岩石产生吹蚀和磨蚀作用；冰川是固体运动，对岩石产生刨蚀和磨蚀作用。它们使地表形成了千姿百态的地形地貌，如弯曲的河流、陡峭的海崖、百孔千疮的海岸、形态逼真的石蘑菇、宏伟壮观的瀑布、广袤无垠的沙漠，还有婀娜多姿的喀斯特地貌，等等。

3）搬运和沉积作用

母岩风化剥蚀的产物，除少部分残留在原地外，大部分物质在水、风、冰川等外力的作用下被搬运到合适的地方沉积下来。不同的物质其搬运和沉积作用的方式及在搬运和沉积过程中所遵循的物理、化学规律也不同。

碎屑物质包括砾（粒度大于1mm）、砂（粒度0.1～1mm）、粉砂（粒度0.1～0.01mm）、黏土（粒度小于0.01mm），都是机械方式搬运。被搬运的物质，在一定条件下，当搬运介质的动力不足以克服碎屑的重力时便沉积下来。随着搬运距离的增加，碎屑颗粒会因其自身的特性不同而按一定的顺序有规律地沉积下来：颗粒粗、密度大、球形的颗粒先沉积，而颗粒细、密度小、片状和鳞片状的颗粒后沉积；近物源区沉积的碎屑圆度好、分选性（指颗粒的均匀程度）差，不稳定矿物含量高，而远离物源区沉积的碎屑圆度好、分选性也好，稳定性矿物含量相对高些。这种作用称为“机械沉积分异作用”。这是导致沉积岩多种类型的原因之一。

溶解物质可分为两大类，一类是Cl、S、K、Na、Ca、Mg等元素的化合物，其溶解度大，在水中以真溶液状态进行搬运；另一类是Si、Al、Fe、Mn等元素的氧化物或氢氧化物，在水中溶解度小，常呈胶体状态进行搬运。在搬运和沉积的过程中，由于化学元素的活泼性或溶解性的不同，按一定的先后顺序沉积下来（其沉积顺序为：氧化物→磷酸盐→硅酸盐→碳酸盐→硫酸盐→卤化物），从而形成重要的沉积矿物和化学岩。这种过程称为“化学沉积分异作用”。

生物的搬运和沉积作用有机械的和化学的方式。人类改造大自然对地表岩石进行的破坏以及搬运和沉积属于机械方式。海洋中生物吸取海水中的Ca、Si、P或CO2来维持生命及制造骨骼或外壳，它们死亡后其遗体堆积，软体部分分解析出CO2、H2O、P2O5等，可与其他元素化合形成硅藻土、软泥等生物化学沉积，是化学的方式。在潮湿气候区的湖泊和沼泽中，有大量生物遗体堆积，在合适的条件下，植物形成泥炭（最低级的煤），动物遗体形成腐泥，并向石油和天然气转化。油页岩也是腐泥形成的产物。

4）成岩和后生作用

沉积作用形成的松散沉积物随着埋藏深度增加，压力和温度不断升高，形成坚硬岩石的过程称为成岩作用。沉积岩形成以后到它下降到地壳深处遭受变质作用或上升到地表遭受风化作用以前所发生的一切变化称为后生作用。

在沉积物（或沉积岩）发生成岩作用和后生作用期间，主要的变化有：

压实作用——沉积物在上覆沉积重荷作用下，水分不断排出，孔隙度不断降低，体积不断缩小而成为固结的岩石。这种作用主要对细粒的黏土物质成岩起作用。

胶结作用——充填于碎屑颗粒孔隙之间的化学物质在成岩作用和后生作用期间发生沉淀而将其黏结起来，形成岩石的作用。这些化学沉淀物称为胶结物。胶结物成分多样，有硅质（如自生石英、蛋白石、燧石等）、铁质（如菱铁矿、黄铁矿、赤铁矿和褐铁矿）、钙质（方解石）、白云质（白云石）、石膏质等。胶结作用主要对碎屑岩、生物碎屑岩成岩起作用。

重结晶作用——重结晶作用是指沉积下来的矿物质在温度、压力的影响下所进行的结晶作用。如非晶质（胶状）蛋白石脱水后变为隐晶质的玉髓，玉髓重结晶变为晶质石英。因此，重结晶作用是使沉积矿物由非晶质向隐晶质、晶质体变化，颗粒由小变大的过程。重结晶作用是化学岩或生物化学岩成岩的主要作用方式。

交代作用——矿物中一种离子被另一种离子所替代而形成新矿物的作用。如碳酸盐在成岩作用阶段，沉积物内的方解石（碳酸钙）中的钙离子被水溶液里的镁离子所替代而形成新生白云石（碳酸钙镁），这种作用称为白云岩化作用。后生作用阶段也可发生白云岩化作用。

总之，成岩作用和后生作用使岩石的物性（孔隙性和渗透性）发生变化，从而影响了地下油气运移和聚集。如胶结作用可使岩石物性变差；压实作用使岩石致密，又可使岩石中的新生油气随孔隙水运移到储集层。

2．沉积岩的特征

沉积岩的特征是鉴别沉积岩、确定沉积岩形成环境和水动力条件以及进行地层划分和对比的重要标志。沉积岩的特征主要包括沉积岩的颜色、构造。

沉积岩的颜色取决于沉积岩的颗粒和胶结物的成分、物源和沉积环境。暗色矿物含量多的颜色深；铁质矿物含量多的颜色呈红色或红褐色；钙质、硅质、石膏质胶结的沉积岩呈白色或灰色。黏土岩的颜色反映其形成环境，黑色、深灰色的黏土岩中有机质含量高，是还原环境形成的；而红色、紫红色的黏土岩中有机质含量少，三价铁离子含量高，是氧化环境中形成的；灰、灰绿色是弱氧化－弱还原条件下形成的。

沉积岩的构造是指沉积岩各组成部分的空间分布和排列方式，主要包括层理、层面构造。层理是沉积岩的岩石性质（如粒度、成分、颜色等）沿垂向变化的一种层状构造。它是由细层（纹层）、层系、层系组所组成，常见的层理类型有水平层理、波状层理、交错（或斜）层理、递变层理、透镜状层理、韵律层理（见表2-1），它们形成于不同的水动力条件下和不同的沉积环境中。

沉积岩的层面构造有波痕、泥裂、冲刷痕迹、晶体印痕、虫迹，它们都是浅水沉积标志。泥裂和晶体印痕还代表了干旱气候。

3．沉积岩的类型

沉积岩有许多类型，包括碎屑岩、黏土岩、碳酸盐岩、蒸发岩、生物沉积岩（油页岩和煤）等，这里只介绍与油气关系重大的碎屑岩、黏土岩和碳酸盐岩。

1）碎屑岩

碎屑岩是指由母岩风化作用产生的碎屑物质（含量大于50%）所组成的岩石。因碎屑岩具有孔隙性和渗透性，常常作为油气储集岩。

（1）碎屑岩的组成。

碎屑岩是由碎屑物质、充填于碎屑颗粒孔隙间的细小机械沉积物（简称“杂基”、“基质”）和化学沉淀物（胶结物）所组成的岩石。

表2-1　层理基本类型

碎屑物质包括岩石碎屑和矿物碎屑两种。岩石碎屑是由母岩（岩浆岩、变质岩和古老的沉积岩）机械破碎而成的多矿物成分组成的岩石碎块（碎屑），其成分直接反映了母岩的性质，是确定沉积物源的直接标志，多存在于颗粒较粗的砾岩、砂岩中，粉砂岩中极少。矿物碎屑是母岩风化后形成的单组分矿物碎屑；种类不多，主要是石英和长石，其次是白云母和黏土矿物，还有少量（小于1%）的重矿物；主要存在于砂岩和粉砂岩中。

杂基是充填在碎屑颗粒孔隙中的细小机械沉积物；它们与颗粒同时沉积，多为粉砂和黏土；杂基越多，反映岩石形成时的水动力条件越弱，搬运距离越短。

化学沉淀物（胶结物）是在碎屑物质沉积后，由碎屑物质孔隙间的化学物质沉淀形成，主要有硅质、铁质和钙质，其含量小于50%。根据碎屑岩胶结物含量的多少、分布状况及胶结物与碎屑颗粒之间的接触关系，可把碎屑岩分为四种胶结类型：基底胶结、孔隙胶结、接触胶结、镶嵌胶结。在这四种胶结类型中，接触式胶结的碎屑岩孔隙最多，储油物性最好，孔隙式次之，基底式和镶嵌式最差。

（2）碎屑岩的类型。

根据碎屑粒径大小（简称“粒度”）可将碎屑岩分为砾岩、砂岩和粉砂岩。

砾岩主要是由粒度大于1mm的碎屑（砾石）所组成的岩石。砾石以岩屑为主；杂基为细砂、粉砂和黏土物质，与砾石同时沉积形成；胶结物常为硅质、钙质、铁质。由圆状、次圆状的砾石所组成的岩石也称为“砾岩”，砾石呈棱角、次棱角状的砾岩称为角砾岩。砾岩具有一定的孔隙，可以储存油气。我国克拉玛依油田就是砾岩油气藏。

砂岩是由砂级（粒度0.1～1mm）的碎屑所组成的岩石。砂级颗粒含量大于50%，以石英为主，其次是长石和岩屑，含有少量的白云母和绿泥石，重矿物含量一般小于1%。胶结物以硅质、黏土质为主。砂岩常具有斜层理、交错层理。砂岩除按粒度分为粗、中、细砂岩外，还可按碎屑成分分为石英砂岩、长石砂岩和岩屑砂岩类。砂岩是良好的油气储集层，据统计，在世界上已发现的油气田中，有一半以上是砂岩储集层，我国也如此。一般来说，中、细砂岩较粗砂岩的储集物性好，石英砂岩较长石、岩屑砂岩的物性好，有利于油气储存和渗滤，是良好的油气储集岩。

粉砂岩是指主要由粒度为0.01～0.1mm的碎屑（大于50%）所组成的岩石。碎屑物质成分单一，主要为石英，长石较少，岩屑极少，白云母较多，重矿物在2%～3%。胶结物多为钙质，铁质和硅质较少。具有薄的水平层理、波状层理。常形成于海湖水体较深的底部和河漫滩、三角洲、湖、沼泽等水动力条件较稳定的、由砂岩向黏土岩过渡的地带。粗粉砂岩（粒度在0.05～0.1mm）储集物性较砂岩差，但可以储集油气。

2）黏土岩

黏土岩是指主要由粒度小于0.01mm的颗粒组成、且以黏土矿物为主（大于50%）的岩石。黏土岩主要由四类物质组成：

（1）黏土矿物：是黏土岩的主要组成物质，主要有高岭石、蒙脱石、伊利石、绿泥石等，由硅氧四面体和铝氧八面体在垂向上组合而成的层状铝硅酸盐矿物。

（2）碎屑物质：主要是由陆地搬运而来的石英、长石、白云母等。

（3）化学成因矿物：有赤铁矿、软锰矿、各种铝土矿、蛋白石、方解石、白云石、菱铁矿、石膏、硬石膏、重晶石、黄铁矿、石盐等。这些矿物可用来判断沉积环境（氧化还原条件、含盐度）和成岩、后生变化。

（4）有机物质：主要有煤、腐泥质、沥青质、生物遗体（化石）等。

黏土岩主要是根据其构造特征进行分类，如黏土岩页理（厚度小于1cm的层理）发育，称为页岩；页理不发育的黏土岩称为泥岩。颜色较深的泥（页）岩有机质丰富，在一定条件下可以生油；泥（页）岩致密，也可作为盖层。

3）碳酸盐岩

碳酸盐岩是指主要由沉积碳酸盐矿物（主要为方解石和白云石）所组成的岩石。岩石中方解石含量大于50%，称为石灰岩；岩石中白云石含量大于50%，称为白云岩。石灰岩遇冷稀盐酸（5%HCl）剧烈反应，并放出CO2气体；白云岩遇冷稀盐酸不反应或反应微弱，但粉末遇冷稀盐酸起反应。这是鉴别碳酸盐岩并区分石灰岩和白云岩的重要方法之一。

白云岩的成因是沉积学家长期以来争论的问题。一种观点认为，白云岩是直接从水体中以化学沉淀的方式直接形成，这种白云岩称为“原生白云岩”。另一种观点认为，白云岩是非化学沉淀作用形成，是由碳酸盐沉淀物与海水或孔隙水中的镁离子发生交代作用（这种作用称为“白云岩化作用”）形成，或者是碳酸盐岩与裂缝、孔隙水中的镁离子发生交代作用形成，前者称为“成岩白云岩”，后者称为“后生白云岩”。

碳酸盐岩在我国分布范围很广。碳酸盐岩是重要的生油岩和储集岩。粗粒石灰岩孔隙度高、渗透性好，是良好的油气储集岩；颗粒较细、有机质丰富的泥晶灰岩及礁灰岩是良好的生油岩。我国华北、辽河、胜利油田的古潜山油气田、四川气田都是碳酸盐岩。

土是怎么形成的

按照板块构造理论，洋壳在洋扩张脊、洋岛和边缘海扩张脊处形成，在与洋俯冲带有关的岛弧和大陆边缘弧环境中形成陆壳。

Brown(1982)把弧的成熟度定义为地壳厚度，认为火山弧的演化从不成熟的岛弧逐渐演化为成熟的大陆弧。邓晋福等(1999)把华北太古-古元古克拉通形成过程的T1T2(英云闪长岩，奥长花岗岩)组合称不成熟陆壳阶段，进化的T1T2G1G2(G1为花岗闪长岩，G2为花岗岩)组合称半成熟阶段，最后达G1G2组合的成熟陆壳阶段，克拉通化完成。Jakes和White(1972)指出，岛弧火山岩的主元素和痕量元素丰度在水平方向和地层序列方向上均表现为规则的变化。岛弧演化的最早期，在向洋一侧为为拉斑玄武质岩石，具低K2O相对高的Fe富集(即在SiO2含量59%时具有高的FeO/MgO比值)。随后这些拉斑玄武岩在地层上或水平方向上被CA性岩石所代替，并最后被钾玄岩(shosho-nites)和碱性岩石替代。这样的演化表现为K2O和K2O/Na2O的逐渐增加，Fe富集程度的逐渐减小，但是安第斯CA性火山岩总是有高K2O含量，在水平方向上不存在组成变化。现今岛弧中，拉斑玄武岩或低K-CA岩石常常与年轻的岩石(常为中生代之后的)伴生，例如Tonga-Kermadec等拉斑玄武岩，CA性和高K-CA性岩石共生的岛弧有中生代之前或白垩纪之前的地质单元(例如Solomon岛等)。当有钾玄岩出现时(例如日本)，基底岩石和伴生的沉积岩的年龄常是中生代之前的，在这些高度演化的弧中，有酸性的CA岩石。这些变异特征表明，岛弧的基底是从弧拉斑玄武岩(常常位于海水下面的侵位)开始形成的。在理想状态下，拉斑玄武岩常常伴生深水沉积物，并被伴生浅水沉积物(其来源主要是拉斑玄武岩和随后的CA岩石(造山的硬砂岩)的CA火山岩所覆盖。弧的进一步演化是高K-CA性或钾玄质岩石的出现，它与向洋一侧的低K火山岩的喷出同时出现。最后阶段，主要为酸性的(安山岩-英安岩)钙碱性岩石的发育。这样我们可以作如下归纳，不管地层序列从下→上和空间上从向洋一侧到向陆一侧，随着岛弧拉斑玄武岩→钙碱性火山岩→钾玄岩的系列变化，在SiO2含量相同的情况下，火山岩的K2O和K2O/Na2O比值增加，铁的富集程度降低，岛弧基底年龄愈来愈老，地壳愈来愈厚。按艾里原理，岛弧逐渐由深水位上升到浅水位置，最后升出海水面。Brown(1982)对岩浆弧的侵入岩随时间的演化大致可以归纳如下:①洋内岛弧(不成熟岛弧)为钙性贫钾的闪长岩-闪长岩小侵入体组合;②无古老硅铝质基底的“大陆化”弧的发育，主要为钙碱性的侵入体组合，“大陆化”的基底的形成是由于洋壳上火山物质堆积逐渐加厚，直至其厚度足以支持深成作用，才逐渐使岛弧演变为“大陆化”弧;③大陆边缘弧有或没有前寒武纪基底，发育CA-AC组合;④陆-陆碰撞带发育酸性CA性的二云母花岗岩;⑤在一个给定的地段，随时间从早到晚和随空间远离俯冲带，上述②和③均显示SiO2和K2O含量的增加;⑥在一个给定的地段，随时间增加，地壳的厚度和成熟度增加;⑦地壳厚度增加有利于岩浆的同化作用、混合作用和结晶分离作用，因此地壳厚度增加给予侵入岩组成的一个原生约束;⑧随弧成熟度增加，相对于火山岩来说，侵入岩体积增加;⑨随地壳历史演化，CA岩套越来越为钾质，这是因为岩浆弧内随时间卷入的俯冲洋壳数量减少的缘故。

Miyashiro(1974)同样地详细论述了岛弧和大陆边缘弧火山岩系列，并指出，不成熟岛弧为洋壳型，厚12～17km，以玄武岩和玄武安山岩为主，例如Tongas;成熟岛弧为大陆型地壳，厚17～35km，以安山岩和英安岩为主，例如日本Hok-kaido;成熟的大陆边缘弧，陆壳厚30～70km，以安山岩、英安岩和的流纹岩为主，例如中安第斯。不管是在地层序列(从早到晚)还是随着远离海沟的方向上，随岩浆弧的成熟度与地壳厚度的增加壳源岩浆比例不断增加，K2O含量增加(图6-10)。

图6-10 岛弧与大陆边缘弧火山岩SiO2-K2O关系(据Miyashiro，1974)

Grove和Kinzler(1986)在评述岩浆演化机制对安山岩形成的约束时指出，低压的岛弧拉斑玄武岩趋势为年轻岛弧所发育，俯冲速率大，地壳薄;较高压力和较高含水的CA趋势发育于地壳较厚和俯冲速率较慢的岛弧;大陆边缘弧，则地壳混染作用对CA趋势有重要影响，因为这里地壳厚。

因此大多数学者认为，造山带内火成岩系列的发育及其演化有极性(或方向性)并依赖于地壳厚度的不断增加。会聚边界的岩浆弧从不成熟的洋内岛弧→半成熟的“大陆化”岛弧→成熟的大陆边缘弧→大陆碰撞造山带岩浆弧，代表从初始的玄武质地壳依次转化为大陆地壳的整个过程，K2O含量可以作为地壳成熟度的最重要的指标，同时，K2O/Na2O，alk(K2O+Na2O)和FeO/MgO等也是地壳成熟度的指标。随着火成岩中K2O含量升高，K2O/Na2O和alk值的升高，地壳厚度逐渐增加，在数量上幔源玄武岩减少，壳源花岗质火成岩增多，直至碰撞造山带双倍厚度陆壳的形成，最终完成从玄武质地壳向花岗质陆壳的转变。从岩石学相平衡来看，从地幔中分离出大陆壳的过程的约束是:玄武质是地幔橄榄岩的低熔组分，T1T2是玄武岩的低熔组分，G1G2是T1T2的低熔组分。因此大陆壳的形成、生长和演化主要受岩浆作用控制。

邓晋福等(2004)基于Condie(1982)K60(SiO2含量60%时的K2O含量)与地壳厚度依赖关系的经验数学方程，C(地壳厚度，km)=18.2×K60+0.45，利用SiO2-K2O图(图6-5)节点的坐标，通过内插法获得的LKCA/MKCA/HKCA/Sh边界线的K60，计算获得的相应的地壳厚度(表6-1)，从而可以从岩石系列直观而简单地获得地壳厚度的一个总体框架，为构造环境判别和深部过程提供一个参数标志。由表6-1可知，低钾钙碱性(LKCA)系列(即岛弧拉斑岩系列)对应于地壳厚度<17km。中钾钙碱性(MKCA)系列对应于17～40km地壳厚度，高钾钙碱性(HKCA)系列对应的地壳厚度为40-67km，钾玄岩(Sh)系列对应于>67km的地壳厚度;它与上面我们讨论的Miyashiro(1974)提出的洋壳基底不成熟岛弧的壳厚12～17km，成熟的大陆壳基底的岛弧壳厚17～35km和成熟的大陆边缘弧壳厚30～70km壳厚，以及青藏高原碰撞造山带的钾玄岩系列的地壳厚度70～80km有良好的对应关系，亦与图6-10的SiO2-K2O关系符合。它进一步表明，Condie的经验数学方程是合理的，可供造山带地壳厚度估算利用，利用SiO2-K2O图上的岩石系列大致估算造山带陆壳厚度是合理的。另外，从表6-1可以看出，发育HKCA系列的造山带是一个加厚的陆壳，以钾玄岩系列为主的造山带一定具有山根。

表6-1 SiO2-K2O图上岩石系列分界线对应的K60与地壳厚度

(据邓晋福等，2004)

根据本研究的几个造山带的在SiO2-K2O图上的主要系列的分布(以及表6-2中的讨论)，大体上推测陆壳的厚度及其成熟度。阿尔泰造山带同造山的花岗岩类主要为MKCA，晚造山和后造山的花岗岩类为HKCA，大体上分别对应于一个成熟的大陆壳基底的岛弧和成熟的大陆边缘弧的环境。东昆仑造山带的昆南带主要为HKCA系列，昆北带主要为Sh系列，分别对应于成熟的大陆边缘弧和碰撞造山带的环境。秦岭造山带环斑花岗岩及其暗色微粒包体主要为HKCA/Sh系列，大体上相当于大陆边缘弧，碰撞造山带环境。我国东北地区侏罗纪主要为HKCA，白垩纪为HKCA/Sh大体上对应于成熟的大陆边缘弧(J)和大陆边缘弧/碰撞造山带(K)环境。华北地区的花岗岩类主要为HKCA/Sh系列大体上相当于大陆边缘弧/碰撞造山带环境。华南地区花岗岩类和暗色微粒包体主要为Sh系列，总体上对应于碰撞造山带。就上述5个造山带的比较而言，阿尔泰造山带陆壳成熟度相对较低，陆壳相对较薄，为成熟岛弧-大陆边缘弧环境;东昆仑造山带的昆南带陆壳成熟度大体上与阿尔泰造山带类似，陆壳厚度可能比阿尔泰厚一些，为成熟的大陆边缘弧环境，昆北带则陆壳成熟度高，壳厚，相当于成熟大陆边缘弧的远离海沟的内陆地段，可与碰撞造山带总体环境类似;东秦岭陆壳成熟度中等，地壳比较厚，总体上相当于大陆边缘弧-碰撞造山带环境;东北地区侏罗纪大体上类似阿尔泰造山带和东昆仑造山带，白垩纪时则类似东秦岭造山带;华北地区总体上类似东秦岭造山带;华南地区总体上成熟度高、陆壳厚，类似碰撞造山带环境。

地壳是由大块坚硬的固体岩石形成，然后外层慢慢碎裂，越来越小，最后形成石块，卵石和沙砾。苔藓类生物在空气中获得太阳能，进而分解岩石。当苔藓死后变成粉末状，这种粉末中包含它们从岩石中吸收的矿物质，经过多年堆积，最后变成土壤。

土壤不仅帮助我们种植更好的农作物，也是地表存储水分的关键。好的土壤就像一块吸收雨水的大型海绵，对于回收和储存养分是至关重要的环节。

从世界范围看，我们并不缺泥土，我们需要的是优质的土壤。但是产生优质土壤的过程非常漫长。现在机械化耕作普遍，产生的速度赶不上使用的速度。

除了大量耕作使用外，许多类型的土壤退化用眼睛根本是发现不了的，只有把当地的农作物拿去检验，才会看到土壤之中有机碳的损失和污染的累积。

污染的原因各种各样。

比如酸化、涝渍、盐碱化……这些原因不断影响着全球土壤，降低了其维持植物生命和种植农作物的能力。

集约化农业的传播，森林砍伐和工业活动加速了土壤流失，耕作方法破坏了土壤原有的自然结构，杀死其中重要的细菌和真菌，泥土更容易被水冲走。

在极端的情况下，每年有1200万公顷的土地因为土地荒漠化而流失，换而言之相当于损失2000万吨的谷物。

不仅如此，城市大面积地浇灌沥青和混泥土也将原有的泥土封堵于地下。