早期大陸與板塊構造啟動
——前沿熱點介紹與展望*

翟明國 趙磊 祝禧艷 焦淑娟 周艷艷, 2 周李崗

1. 中國科學院地質與地球物理研究所，北京 1000292. 中國科學院大學地球與行星學院，北京 1000493. 浙江大學地球科學學院，杭州 310027

板塊構造的啟動時間和機制，一直是國內外地球科學界關注的前言熱點問題，有不少著名學者對此進行過深入的探討。它涉及的問題不僅是早期地球的構造機制問題，更重要的是它關系到整個地球的演化歷史、變化過程和演化規(guī)律，以及地球的未來。2002年在北京召開了“前寒武紀高溫高壓麻粒巖——理解下地殼與早期板塊構造的鑰匙”的彭羅斯會議(Precambrian High-Pressure-High-Temperature Granulites: A Key to Understanding the Lower Crust and Reconstruction of Precambrian Plate Tectonics, 2002, Beijing, China. Chairman, Mingguo Zhai)；2006年在美國懷俄明州召開了“板塊構造何時啟動：理論與實際的約束”的彭羅斯會議(When Did Plate Tectonics Begin on Earth? Theoretical and Empirical Constraints, 2006, Lander, Wyoming, USA. Chairman, Kr?ner A and Condie K)；對早期板塊構造的研究都起到積極的推動作用。此后，國家自然科學基金委員會和科技部資助了一批相關的研究項目，中國科學院也部署了前沿研究課題。以“華北克拉通早前寒武紀地質”為代表的研究取得了很大進展。據ESI基本科學指標數據庫2016年4月的統計，“華北克拉通前寒武紀地質”研究在全球地球科學領域(Geosciences)504個“研究前沿”(Research Front)中排名第3，在我國所有自然科學基礎研究領域44個“研究前沿”中排名第1。2017年中科院科技戰(zhàn)略研究院和國際科睿唯安公司共同發(fā)布“科學結構圖譜”和“2017年中國科學前沿”，“華北克拉通前寒武紀地質”蟬聯國際地球科學領域十大進展，位列全球地學前沿領域第二和中國最活躍研究領域。2018年至今，該領域繼續(xù)排在國際地球科學前沿的領先位置。2019年-2020年，我國科學家的有關文章從以前的討論具體地質問題和研究具體地區(qū)為主，開始轉向以“俯沖何時開始”、“板塊構造如何啟動”等重大核心科學問題。2019年1月，國家基金委重大研究項目“大陸地殼演化與早期板塊構造”啟動(本文第一作者為項目負責人)，明確地將早期板塊構造問題直接與大陸地殼的形成和演化關聯。這就是本文在介紹與簡單評述研究熱點時，文章標題為“早期大陸與板塊構造啟動——前沿熱點介紹與展望”的原因。以上文字為解題。

1 近年來有關板塊構造啟動研究的簡介

板塊構造啟動研究的內容涉及十分廣泛，本文僅對啟動時間、啟動機制以及判定標志三個方面做簡單介紹。

1.1 啟動時間

對板塊構造啟動時間的討論歷來是眾說紛紜，最主要的有以下幾種：

地球大約有45.6億年的歷史，有記錄的最古老大陸巖石形成于約44億年前(Wildeetal., 2001)，第一種觀點認為從地球或陸殼形成起，即冥古宙，就存在板塊構造。第二種觀點認為板塊構造始于太古宙的某一時間如3.8Ga、3.3～3.0Ga或2.9～2.7Ga；或者認為起始于2.5Ga(太古宙末期)，對應于全球克拉通化。第三種觀點認為板塊構造始于2.0～1.8Ga(古元古代中期)，對應于古元古代全球大規(guī)模發(fā)育的造山系；或者起始于800～600Ma的新元古代末期，對應于全球新元古代以來大大小小的“冷俯沖”造山帶。

(1)始于冥古宙

Harrison (2009)將目光盯在古老巖石的記錄中。地球上很少有冥古宙的巖石記錄，在西澳Jack Hills一些太古宙沉積巖中的碎屑鋯石，得到了約4.4Ga的U-Pb年齡。大陸地殼的標志性巖石是花崗巖類，它也是鋯石最主要的寄主巖石。因此，Harrison (2009)結合鋯石年代學、Lu-Hf同位素和氧同位素組成特征，提出Jack Hills的冥古宙碎屑鋯石正是來自花崗巖，并認為地球在冥古宙早期就已經開啟了板塊構造運動并形成了長英質大陸地殼。Yin (2012)論述了火星原始的板塊構造，認為它局部地區(qū)(約占總面積的25%范圍內)發(fā)生了板片回捲(rollback)，其原因是太陽系內部的巨大撞擊造成厚層火山堆積物載荷，使得火星上主要走滑斷層以50mm/Myr的速度移動；但這并非全星球的構造，因為其余地區(qū)保持了不動或缺乏板塊構造活動。Yin (2012)由此推測，地球早期或許發(fā)生了類似的演化過程。

(2)始于太古宙的某一個時期

地球上的板塊運動起始于太古宙某個時期的模型較多，時間跨度從約3.8Ga(甚至4.0Ga)到2.5Ga。多數研究者把目光放在陸殼巖石大規(guī)模出現的時間節(jié)點上。3.8Ga左右的奧長花崗巖-英云閃長巖-花崗閃長巖(TTG片麻巖)在全球幾個主要的克拉通都有保存(Windley, 2007; O’Neiletal., 2007; Condie and Kr?ner, 2008; Geetal., 2018; Dengetal., 2019)。特別是西格陵蘭的古老地盾區(qū)，還存在約3.8～3.7Ga的條帶狀石英鐵建造(BIF)的沉積巖(Nutmanetal., 1993)，至少表明該時期海水沉積、陸殼物質的形成和洋殼物質的循環(huán)已經開始。很多研究者認為此時板塊構造已經以某種形式開始作用，或者與地幔柱構造、滯蓋/慢蓋構造(stagnant lid/sluggish lid tectonic)等共同作用。特殊礦物如南非金剛石的辨識(Smartetal., 2016)、3.5Ga古老頁巖的代表性同位素(如C-N)或元素(如Ti)指標(Greberetal., 2017)等都指示在當時已發(fā)生俯沖作用或存在大規(guī)模陸殼，并據此推斷板塊構造已經啟動。Nraaetal. (2012)分析了格林蘭島西南部基底巖石的鋯石Hf-O同位素組成，發(fā)現3.2Ga之前，鋯石的εHf(t)值非常接近球粒隕石，而從3.2Ga開始，鋯石εHf(t)值開始強烈偏離并表現為顯著的負飄。因此，他們推測板塊構造特征性的地殼再循環(huán)起始于約3.2Ga。

3.0～2.5Ga特別是2.7～2.5Ga時期，是陸殼增生速度最快和體積增加最多的時段(Gengetal., 2012; Zhai, 2014; Zhai and Santosh, 2011; Condie and Kr?ner, 2013; Wanetal., 2014)。Dhuimeetal. (2015)通過分析火成巖Sr-Nd同位素大數據，發(fā)現約3.0Ga前，地殼成分為鎂鐵質；3.0Ga之后，長英質地殼逐漸形成，并以此作為板塊構造作用開始的依據。Tangetal. (2016b)根據太古宙和后太古宙細粒沉積物Ni/Co、Cr/Zn的變化受控于陸殼從3.0Ga前的鎂鐵質轉變?yōu)?.5Ga的長英質，指示全球板塊構造應在3.0Ga啟動。李三忠等(2015)以同時滿足剛性巖石圈出現、不對稱地幔對流與俯沖作用的出現為準，認為全球板塊構造機制啟動應在2.7～2.5Ga，完全意義上的現代板塊俯沖體制應在1.9～1.0Ga期間某個階段。2.5Ga是地質年代表中太古宙與元古宙的分界，本質上以重大地質事件的劃分為依據，這和顯生宙地質時代的“金釘子”界限的含義明顯不同。2.5Ga前后的地球發(fā)生巨變，最重要的事情是大陸穩(wěn)定化即克拉通化，隨即進入構造靜寂期(tectonic quiescence/ unconformity)。一些學者認為2.5Ga是板塊構造最可能的啟動時間(Zhao and Zhai, 2013)，或者代表了地球歷史上某個構造體制轉換的時期。Brownetal. (2020a)認為這個轉換期可能從新太古代延續(xù)到古元古代(約2.3Ga)，具體表現在早期以非板塊構造的熱構造體制為主，在大面積的陸殼形成和穩(wěn)定之后逐漸變涼，全球發(fā)育以狹窄邊界帶分離的多個板塊，從而啟動了由地幔柱引發(fā)的大規(guī)模俯沖作用。

(3)始于元古宙的某一個時期

基于一些地質事件，特別是變質作用的記錄，不少研究者認為板塊構造啟動于古元古代，大約在2.2～1.8Ga之間(Evans and Pisarevsky, 2008; Van Hunenetal., 2008; Korja and Heikkinen, 2008; Bastowetal., 2011; Zhouetal., 2017)。Brown (2008)和 Brownetal. (2020a, b)認為，板塊構造啟動之后，將會導致雙變質作用的發(fā)育，這是大洋擴張和板塊俯沖導致大規(guī)模位移的結果。他們認為，在哥倫比亞超大陸形成之前，這樣的位移在地球歷史上是沒有記錄的。隨著地質時代的推移，變質巖的溫度與壓力比值(T/P)表現出明顯變化(圖1，Brownetal., 2020a)。T/P值分為高T/P、中T/P和低T/P三組(圖1a)。低T/P樣品的年齡集中在<850Ma，以顯生宙最為明顯。少量的低T/P樣品發(fā)育于2.7～2.5Ga、2.2～1.8Ga，或零星出現于1.4～1.0Ga。由此，Brownetal. (2020a, b)提出約2.2Ga之后才出現比較完整的雙變質帶，但它們的出現在地質歷史上并不連續(xù)，直到～800Ma才開始明確存在典型的雙變質帶，表明現代體制的板塊構造應該出現在新元古代之后(Zhouetal., 2017; Zheng and Zhao, 2020; Zhai and Peng, 2020)。

圖1 變質作用的溫度壓力類型(a)及溫度壓力比值(T/P)隨地質時代的變化關系(b)(據Brown et al., 2020a, b)

通過與現代板塊構造的各種標志性特征進行綜合比較，包括巖漿作用、變質作用、地質單元劃分等，符合或接近板塊構造的大多數指標出現在1.0Ga之后(Condie and Kr?ner, 2008)。因此，一些研究者堅信板塊構造在約800Ma或更晚才啟動(Stern, 2007; Hamilton, 2011)。他們強調巖石圈與地幔的溫度，提出新元古代之前的地球是熱的，難以滿足剛性、浮力和粘滯度等引起板塊俯沖的基本條件。Sternetal. (2016)列舉了金伯利巖的時間分布規(guī)律，發(fā)現這些特殊巖石在1.0Ga以前的記錄極少，以此推斷板塊構造在1.0Ga之前不發(fā)育。整個地球歷史上金伯利巖的時間分布規(guī)律似乎也很符合巖石保存偏差的衰減曲線，這與科馬提巖等高溫熔融的巖石記錄也很相似(趙振華, 2017)。

1.2 啟動機制

板塊構造啟動時間存在巨大爭議，在很大程度上起因于對板塊構造機制的理解不同。板塊構造理論形成半個世紀以來，表達形式在不斷的發(fā)展和完善，但其內涵沒有改變。在討論板塊構造登陸以及起源時出現的分歧，大多是因為未能準確理解板塊構造機制的基本原理。板塊構造揭示的是地球不同圈層間的相互作用、大陸與大洋的相互作用以及地殼與地幔的相互作用。三個最基本的原理即洋底擴張(地幔對流)、大陸漂移和板塊間的相互運動。板塊有一定的規(guī)模和剛性，相互間的運動(特別是俯沖)需要有一定的負浮力，或由洋底擴張和地幔對流的動力推動。板塊的基本運動方式是相對剛性的巖石圈在相對塑性的軟流圈之上滑動，其邊界是不同類型的、深達軟流圈的斷裂(Frischetal., 2011)。近年來，在板塊構造某些核心問題上陸續(xù)有新的問題提出，地幔對流和洋底擴張作為推動力，板塊的規(guī)模、剛性、負浮力等作為保證其基本運動方式的物理條件的概念受到挑戰(zhàn)。例如，“自上而下(from top down)”的觀點認為板塊構造的驅動力主要來源于板塊自身的負浮力(Anderson, 2001; 陳凌等, 2020)，將板塊構造又稱為“俯沖構造”。對板塊構造有關概念的理解不同，會導致對于早期板塊的啟動時間和啟動機制的認識存在巨大分歧。

(1)板塊構造體制自地殼形成以來始終存在

Yin (2012)提出的火星板片回捲或板片后撤模式(slab rollback)本質是太陽系內部的巨大撞擊造成火星表面厚層火山堆積物載荷走滑。同樣的過程或許發(fā)生在同為太陽系的行星地球上，某些地質現象也被推測記錄了地球上冥古宙的板塊構造。Turneretal. (2020)認為板塊俯沖造成的巖漿活動是板塊構造體制的重要判別依據。他們根據西澳Jack Hills古老巖石中的冥古宙碎屑鋯石巖漿分配系數進行全巖成分回算(得到全巖SiO2含量～59±6%)，認為源巖不是板內鎂鐵質巖石也不是TTG巖石或者Sundbury碰撞的熔融產物，而是類似于現代俯沖形成的安山巖，由此提出地球在約4.3Ga就存在板塊構造。Kuskyetal. (2018)將均變論應用于現存巖石記錄的研究，列舉和評估了地質歷史時期地球化學和同位素年代學數據限定的巖石記錄和構造-巖石組合，提出在比現今更高的地幔溫度和地溫梯度條件下，早期地球顯示出具有一定地球化學成分特征差異和更軟弱的大洋巖石圈、熱俯沖帶引發(fā)俯沖板片的更大程度熔融，以及不同的生物圈和大氣圈環(huán)境，但各種對板塊構造具有判別性的地質學證據都確鑿無疑地指示板塊構造至少在最早形成巖石時(4.0Ga)就已存在。

(2)熱是地球演化以及構造體制轉變的根本制約因素

更多的研究者關注地球從早期的熾熱無序到逐漸變涼，引起了圈層分異和構造體制的變化(Van Hunen and Moyen, 2012)。因此，板塊構造在地球降溫到一定程度以后才會出現，而且也會在地球冷到一定程度后停止(Zhai and Peng, 2020)。板塊構造從古太古代到新太古代至古元古代是幕式出現和演化的。例如，Sleep (2015)和Gerya (2014)認為板塊構造始于太古宙，在3.2Ga或者更早時期出現。地質時代越早，出現俯沖的頻率越高，規(guī)模越小。類大洋或類大陸巖石圈由于高的莫霍面溫度(>800℃)，造成粘滯度弱、地幔的溫度高于現代約175～250℃，這將阻礙穩(wěn)定巖石圈板塊的俯沖深度。在600～800Ma時期，地幔溫度發(fā)生轉變，比現代高80～150℃，可能允許大陸俯沖更穩(wěn)定，從而導致超高壓(UHP)巖石有限地發(fā)育在前寒武紀。圖2a顯示了前寒武紀超熱、熱、混合以及冷造山帶的分類(轉引自Gerya, 2014)，圖2b指示造山帶隨著地質時代不斷演化，2.0Ga是關鍵的熱演化時間節(jié)點。很多文章強調前寒武紀的板塊構造不是全球性的，是局部出現的，隨著時間的變化逐漸成為全球的主導構造(Condie and Kr?ner, 2013)，并且從平緩的運動向更深的俯沖轉變(Abbottetal., 1994; Sizovaetal., 2014)。

圖2 前寒武紀造山帶分類(a)和隨時間的演化(b)(轉引自Gerya, 2014)

1.3 板塊構造的判別標志

板塊構造的判別標志是不同研究領域的研究者根據自身領域對板塊構造的理解分別提出的，它的使用能把復雜的問題簡單化，但同時也可能把非唯一的解當做唯一證據。因此，除了對這些判別標志進行認真的研究核實之外，還應注意它們的多解性、有限性和片面性。

(1)主要判別標志

圖3是一個關于板塊構造的主要判別標志圖，以及其可能出現的地質歷史時期(據Condie and Kr?ner, 2008簡化)。最受關注的判別標志包括地球化學特征、變質作用、花崗巖和洋殼(蛇綠巖)的出現等等，它們被廣泛應用于解釋殼幔作用、洋陸轉換和地球動力學過程。趙宗溥(1993)曾把地球早期演化的難題概括為兩個未解之謎，即TTG和太古宙麻粒巖的形成，這兩個難題的解密就幾乎涵蓋了以上所有的問題。對于這兩點，下文將分別介紹。古地磁標志是現代板塊構造確立和板塊重建的重要標尺，但是對早期板塊構造來說，后期構造對原有古地磁記錄的影響是致命的。20世紀90年代末，我國學者曾與德國學者在懷安地區(qū)開展新太古代-古元古代地體的古地磁研究(Zhang, 2001)，效果并不理想。Evans and Pisarevsky (2008)和Cawoodetal. (2006)也曾對南非、北美等古老克拉通進行古地磁大陸重建工作。最近，Brenneretal. (2020)利用古地磁手段發(fā)現西澳3.2Ga的Honeyeater玄武巖記錄了顯著的古緯度偏轉，認為板塊構造在3.2Ga之前就已經大范圍運轉。但是，這個古緯度變化是相對于地球的磁極，而地球的磁極本身會隨時間變化(true polar wander)。因此他們觀測到的記錄到底是反映了真實的板塊水平運動，還是磁極自身位置的偏移，目前不得而知。

圖3 板塊構造的主要判別標志(據Condie and Kr?ner, 2008簡化)

(2)地質證據與綜合判斷

絕大多數研究者都贊同綜合的地質分析在判斷地質事件性質和討論地質動力學過程中是第一位的，但是由于早期的地質現象在后期的演化中常常被改造甚至被抹去，這導致綜合地質分析在早期地球的研究中經常被忽視。早期的構造變形、“板塊邊界帶”的組成和結構，特別是巖漿巖組合、變質作用和變質帶結構、沉積巖建造，以及不同塊體之間的宏觀比較是非常重要的。對于蛇綠巖帶的研究，需要用到綜合的地質方法，其研究的內容不是單一的巖石類型，而是一套巖石組合，包括巖石類型和組合、彼此間的地球化學性質與關聯、巖石的同源性、變形特征與變質歷史、圍巖與區(qū)域地質，以及地質年代學等。我國的一個研究實例是華北的東灣子蛇綠巖(Kuskyetal., 2001; Zhaietal., 2002; Kusky and Zhai, 2012)。在后來的研究中，Kuskyetal. (2018)進一步強調板塊構造體系的意義，強調通過全球地質對比的研究思路，并通過一系列的對比和歸納總結，推斷在地球早期(4.0Ga)就存在著與現今相似的巖石構造體系，可以作為研究古老的板塊邊界的重要對象。圖4顯示的是現代活動大陸邊緣的巖石構造體系(圖4a)和古老克拉通中變質變形的巖石構造單元(圖4b)。Kuskyetal. (2018)將華北克拉通中部，南從贊皇，北經五臺，向東-東北到遵化和遼西建平的新太古代地帶劃為新太古代末的板塊邊界構造帶，雖然這種劃分存有不同意見，但仍不失為一個利用綜合地質方法研究古老克拉通的例子。

圖4 活動大陸邊緣系統(a)和古老克拉通(b)(據Kusky et al., 2018)

Cawoodetal. (2018)認為板塊構造的發(fā)展可能經歷從非板塊、幕式或長期不穩(wěn)定(secular)板塊到現代板塊構造的演化過程。剛性的巖石圈的運動、變形和地質行為應該在沉積巖、火山巖和變質巖中有記錄。在地質分析時要充分識別不同時代巖石組合的地質特征及其差異性，以及不同地質體之間的相互作用。他們還指出隨著時代變化，前Pangea的板塊構造和現代有差別，地質特征的對比和板塊體制中地質單元的劃分都需要考慮時代因素。

圖5 O-Si同位素對水熱或沉積條件的示蹤(據Deng et al., 2019)

(3)地球化學特征

地球化學是固體地球科學領域最活躍也是發(fā)展最快的學科之一。從早期地殼元素克拉克值的計算到現在，人們已經逐漸加深了對地球不同圈層物質特性的了解，特別是地殼、地幔以及外部一些圈層的物質組成，從定性的了解向定量化的研究深化；并且可以通過元素包括同位素的含量、比值和其它指標，了解大洋、大陸、不同地質體、不同構造背景的巖石、巖漿源區(qū)的差異和巖漿過程，可以研究殼-幔、洋-陸、深部與淺部、內部與外來物的物質交換和循環(huán)，探討動力學機制和大地構造背景。其中，同位素的定年和地球化學示蹤是最受關注的研究方向。2020年，中國科學家評選出十大科學前沿問題，作為唯一地球科學選題的“地球物質組成與循環(huán)”高票入選。隨著高精度和高分辨率分析儀器及其技術的發(fā)展，進一步推動了地球化學的學科發(fā)展，地球化學理論的提高反之推動技術和儀器的改進。在這個形勢下，對地球化學數據使用和解釋中的簡單化、程式化的問題有所暴露，有些地質工作者對此提出了擔憂?；鸪蓭r地球化學性質作為板塊構造的識別標志之一，在板塊構造起源的研究中也是最受關注的。雖然某些指標的解釋是多元的、不唯一的，但在地質某個時期，一些關鍵數據，特別是系統的指標變化所暗含的地球演化機制的突變是不能忽視的。

在地球化學性質及其變化方面討論較多的巖石和地質體是科馬提巖、金伯利巖、玄武巖高地、古老洋殼、綠巖帶、太古宙蛇綠巖、島弧火山巖、TTG和鈣堿性花崗巖等(Shireyetal., 2008; Moyen and Van Hunen, 2012; O’Neilletal., 2016; Sternetal., 2016; Cawoodetal., 2018)。不少研究者都很關注地幔和地殼地熱梯度對巖石地球化學性質的制約作用，以及同類巖石地球化學性質隨地質時代變化的差異及其原因。礦床作為特殊的巖石組合，對于構造環(huán)境、源區(qū)和地質時代十分敏感和帶有標識意義，也被地質學家賦予板塊和構造體制判別標志的重要內涵(Grovesetal., 2005; Kerrichetal., 2005; Zhai and Santosh, 2013; 趙振華, 2017)。

這里選擇幾項新的進展簡介如下。Tangetal. (2016b)通過研究不同時代頁巖和冰磧巖里的Ni/Co和Cr/Zn比值，重建了大陸上地殼從3.2Ga至今的MgO含量和主要巖性變化，發(fā)現地球上長英質的大陸地殼在3.0～2.5Ga才開始大量出現，并提出這種地殼成分的劇變代表著板塊構造的啟動。Trailetal. (2018)對太古宙碎屑鋯石的研究未發(fā)現偏重的Si同位素組成，然而隨后Dengetal. (2019)報道了對太古宙TTG的全巖Si同位素分析結果，強調發(fā)現TTG樣品不論年齡大小，Si同位素全都偏重，可能暗示TTG的源區(qū)混入了大洋沉積的硅質巖(圖5)。Smitetal. (2019)分析了地幔鉆石中硫化物包裹體的S同位素，發(fā)現只有<3.0Ga的鉆石硫化物包裹體才有太古宙地表環(huán)境特有的33S非質量相關分餾現象，從而提出板塊構造不應早于中太古代。Liuetal. (2019a)將顯生宙和太古宙約55000件基性巖漿巖樣品按SiO2含量45%～49%和49%～52%分成兩組，計算低硅和高硅巖石中高場強元素Nb、Ti或P的平均含量與SiO2的關系及其差值DIFF隨時間的變化，發(fā)現顯生宙基性巖中Nb、Ti、P元素平均含量與SiO2含量呈負相關關系，而太古宙的基性巖卻無負相關。DIFF值指示堿性玄武巖比例于21億年前開始大幅度增加，是地幔溫度快速降低的結果，表明持續(xù)性的板塊俯沖體制開始于21億年前。Liuetal. (2019b)還研究了火山巖中記錄的Th/U系統與大氣中氧的變化關系(圖6)。數據表明，大氣氧從微不足道的水平發(fā)展到現在的水平，經歷了兩個主要的臺階，即大氧化事件(Great Oxidation Event, GOE)和新元古代氧化事件(Neoproterozoic Oxygenation Event, NOE)。而弧火山巖記錄的Th/U體系的變化主要發(fā)生在約2.35Ga和0.75Ga，與兩個主要的氧化事件一致。因此，大氣氧的激增是地球歷史上關鍵的俯沖事件的反映。

圖6 地球歷史上氧化還原敏感地化指標(據 Liu et al., 2019b)

以上幾項新的研究進展都很有說服力，但他們的觀點也同時存在爭議。最主要的原因是，雖然這幾項研究均揭示了一些表層巖石進入到地幔并經歷物質循環(huán)的地球化學指標，但是造成物質循環(huán)的地質過程和動力學機制不一定就是代表現代地質構造樣式的俯沖作用和板塊機制。例如，根據滯蓋構造理論模式(Piper, 2013; Bédard, 2018)，當在地表堆積的表殼巖石有一定厚度時，可促成地幔循環(huán)冷卻并影響到上地幔，擾亂地球熱產生/消耗的平衡，最后引起地幔反轉，這個地幔熱異常的帶叫做地幔上涌反轉帶(overturn upwelling zones, OUZONES)。玄武巖、科馬提巖等表殼巖石都可能被帶到地幔深度，經歷變化和發(fā)生拆沉，造成陸殼和大陸巖石圈地幔的局部與暫時的耦合。其它假設的構造學說，特別是地幔柱構造，也會造成殼幔的相互作用。在現代板塊構造出現之前，長期變化的(secular)板塊構造機制與現代板塊之間的差異性不一定僅體現在規(guī)模上，還可能體現在方式和機制上，這是地球化學數據解釋中需要注意的(Cawood, 2020a)。

(4)變質作用

變質巖和變質作用是記錄以及反演地球演化歷史的黑匣子。變質巖最主要的出露區(qū)是早前寒武紀地質體和顯生宙碰撞型造山帶(趙宗溥, 1993)。在太古宙地體中，高級變質的巖石主要出露在片麻巖-麻粒巖區(qū)，低級變質的巖石主要出露在綠巖帶(Windley, 1995)。人們長期認為片麻巖-麻粒巖區(qū)的變質巖石經歷了中壓高溫麻粒巖相和高角閃巖相變質作用(沈其韓等, 1992)。筆者等(翟明國等, 1992)在華北發(fā)現高壓麻粒巖地體后曾提出在早前寒武紀存在與現代相似的大陸碰撞作用，被2002年的彭羅斯會議稱為“早期板塊構造的鑰匙”。高壓麻粒巖相巖石可達到麻粒巖-榴輝巖轉換相，普遍經歷了中壓麻粒巖相減壓變質作用的疊加。此后，研究者還關注高溫麻粒巖，特別是它們與高壓麻粒巖相巖石密切共生并經歷了相同的變質變形歷史。各類麻粒巖的峰期變質年齡為1.96～1.90Ga，中壓麻粒巖相和角閃巖相退變質年齡為約1.85Ga和1.80Ga。隨后的研究發(fā)現，高壓麻粒巖相巖石仍屬中壓變質相系，與現代大陸碰撞作用所形成的變質作用在溫壓梯度、抬升速率、原巖組合及動力學機制等方面存在差異(Zhai and Santosh, 2011; Zhouetal., 2017)。

陸殼巖石的變質作用隨時代表現出溫度降低和壓力升高的事實已經被揭示(Brown, 2008; Brownetal., 2020b; 翟明國, 2009, 2012)，圖7中清楚地顯示變質巖石記錄的地熱梯度(溫壓梯度)在新太古代集中在30℃/km上下，古元古代集中在22℃/km上下，顯生宙集中在10℃/km以下。但是就單一的變質巖石而言，超高溫的變質巖在顯生宙也有存在，一些高壓的巖石在太古宙也有報道。最早的雙變質帶(paired metamorphic belts)概念是Miyashiro (1961, 1973)提出的，主要表示在俯沖板塊的邊界帶，大洋一側和大陸一側的變質巖石分別以高壓低溫和高溫低壓為特征，并由此可以判定俯沖極性和動力學過程。此后有學者用于陸-陸碰撞帶，但沒有達成共識。Brown (2008)和Brownetal. (2020a)提出雙變質帶(bimodal metamorphic belts)可能最早出現在新太古代，并在古元古代～2.2Ga出露完整。他們認為高壓帶出現在造山帶，高溫帶是造山腹地(hinterland)上沖板片斷裂后，伸展過程中導致的變質作用。Zheng and Zhao (2020)提出兩種范式的板塊構造(圖8)：一是現代范式的板塊構造，以冷俯沖為特征，典型產物是阿爾卑斯式藍片巖-榴輝巖相變質系列；二是元古代范式的板塊構造，以暖俯沖為特征，典型產物是巴肯式角閃巖-麻粒巖相變質系列。他們通過檢查板塊邊緣的動力體制和熱狀態(tài)，發(fā)現俯沖板塊邊緣在低熱梯度下表現出剛性行為，表殼巖石能夠俯沖到大陸巖石圈地幔深度；在中等熱梯度下即可表現出韌性行為，表殼巖石只能俯沖到大陸下地殼深度。太古宙時期以廣泛出現的暖俯沖為標志，在古元古代開始出現局域性冷俯沖，到新元古代起才出現全球性的冷俯沖。Cawood (2020b)強調高溫下俯沖地質體的韌性與低溫俯沖剛性的重要差別，其界限可能在800Ma，是由地幔的溫度演化決定的。他還指出從時間尺度上看可能有雙變質帶，但在空間上未必是對應的。因此，流行的雙變質帶在文獻中用詞以及概念上都是不一致的。近幾年，不少研究試圖恢復古老的雙變質帶，例如，Huangetal. (2020)將華北克拉通南部的登封雜巖劃分為西部和東部兩部分，并基于它們相似的變質年齡(2.50～2.54Ga)，但不同的變質溫壓梯度，分別是ca.425～600℃/GPa和ca.720(850)～1200(1400)℃/GPa，提出登封雜巖構成了新太古代末的雙變質帶，代表了碰撞造山作用。其他學者對華北克拉通南緣太華雜巖(Luetal., 2020)，以及冀東新太古代麻粒巖(魏春景, 2018; Luetal., 2017; Liu and Wei, 2020)的研究，識別出溫壓梯度不同的兩類變質巖石，但認為它們經歷了新太古代末和古元古代兩期變質作用，并在局部有變質作用的疊加。

圖7 變質巖的地熱(溫壓)梯度隨時代變化圖解(據Brown, 2008; 翟明國, 2009)

圖8 兩種范式的變質作用(據Zheng and Zhao, 2020)

變質作用的研究要避免簡單的變質巖和變質條件的比較，要注重變質帶結構、變質巖組合，以及相關巖漿巖、沉積巖組合的研究，更要注重變質體系、變質歷史，以及原巖建造、后期部分熔融及巖漿作用改造的研究，要認真劃分變質階段和精確限定不同變質階段的時代，要通過變質作用研究地球和大陸總體的熱狀態(tài)、熱演化及其動力學過程，要把變質作用與不同類型的變質巖石的剛性狀態(tài)、流變性、粘滯度和密度的研究結合起來。

2 關于早期大陸與板塊構造

目前，太陽系中只有地球大規(guī)模發(fā)育花崗巖，換言之，只有地球擁有以花崗巖為主體的陸殼。如果我們把板塊構造理解為不同物性、不同物質組成的巖石圈板塊之間的構造運動，那么沒有花崗巖就沒有殼-幔和洋-陸之間的運動和轉換，也就是不存在板塊構造運動。在討論板塊構造起源時，已經有越來越多的研究者注意到大陸地殼的形成和演化，但是重視與強調的程度仍然不夠。月球的陸殼是斜長巖，洋殼是隕石坑中撞擊導致月幔部分熔融的月海，斜長巖高地(月陸)早于月海形成。如果火星是已經過度冷卻并因為某種原因使得原有的大氣圈、海洋(水)圈逃逸或完全破壞，那么進一步的研究需要解決火星表層沙塵的物質組成，能否分出大洋區(qū)和大陸區(qū)，以及大陸區(qū)是否是以花崗巖為主、平均成分是閃長巖的物質體。

2.1 大陸的形成

地球上首先出現的是陸還是洋的爭論從未停止。地球至今所發(fā)現的最古老巖石是高鈉的花崗巖系列巖石(TTG)。最早的TTG質巖石或者初始古陸核的形成可以通過科馬提質巖漿高度分異實現(Jordan, 1978)，但是借由此模式來形成TTG陸殼是困難的：在地球上尚未發(fā)現對應于如此巨量的TTG巖石的巖漿堆晶成因的超基性和基性巖存在，也未在地幔中找到它們拆沉返回并對地幔成分明顯改造的記錄。那么大量的TTG巖石的形成可能更需借助二次巖漿分離模式來完成(Martin, 1987)。從這個角度上講，地球的演化歷史從本質上與月球有根本的區(qū)別。二次巖漿分離的模式是基于非板塊機制還是基于板塊機制，至今仍沒有爭出是非(Barker and Arth, 1976; Glikson, 1979; Johnston and Wyllie, 1988; 趙宗溥, 1993; Martinetal., 2005; Smithiesetal., 2007)。借鑒于顯生宙埃達克巖的成因，目前洋殼俯沖熔融的模式比較流行，但仍然有一些學者指出埃達克巖與TTG巖石在地球化學上特別是Mg#具有重要差別(Martinetal., 2009)。Condie (2001, 2004)強調早期至少在2.7Ga之前，地幔柱等構造是形成TTG更重要的方式。假如地球先有洋殼，那么最早形成的陸殼是很小的陸核，而后逐漸長大是基本的共識，即3.8～3.6Ga之前的陸殼還很小，大量的陸殼形成在2.8～2.7Ga之后(Condie, 2004; Brownetal., 2020b)。它們是如何增生的，則有相當大的爭議。Moyen and Laurent (2018)認為太古宙和現代的地幔源區(qū)火成巖的對比研究對于理解TTG成因是有幫助的(圖9)。他們的研究表明，太古宙鎂鐵質-超鎂鐵質巖石的源區(qū)集中在一個“中間位置”、地幔沒有那么虧損、俯沖記錄罕見、洋底高原與洋中脊的差別沒有那么大。因此，太古宙在2.5Ga之前可能是與顯生宙不同的構造環(huán)境(Condie, 2008)。太古宙特殊的巖石類型指示太古宙的地熱梯度大約是現在的3倍，在20～50℃/km之間(Xiongetal., 2005; 張旗和翟明國, 2012)，如果取30℃/km計算，溫度900～1050℃時共存的礦物組合是斜長石+角閃石(圖10, 熊小林等, 2005, 2011)，壓力約在0.9～1.1Ga之間，熔融殘留相可以沒有石榴石(Stern, 2007)，加厚鎂鐵質地殼不是必須條件。從冥古宙到太古宙結束的約20億年的漫長時間內，TTG和陸殼的形成可能不是也不必是同一的構造機制驅動和完成的。

圖9 推測的太古宙時期構造樣式(據Moyen and Laurent, 2018)

圖10 含水玄武巖部分熔融域溫度-壓力相圖以及太古宙地熱地溫梯度礦物相邊界及反應線(引自熊小林等,2005, 2011)

2.2 大陸演化、克拉通與大陸巖石圈

大陸演化的幾個根本問題是大陸地殼的形成、生長、穩(wěn)定化、成熟化和殼幔循環(huán)與洋陸轉換。在時間上，多數學者認為大陸是幕式生長，至少有3.8～3.6Ga、3.3～3.0Ga、2.9～2.7Ga以及～2.5Ga幾個關鍵階段(Windley, 1995; Zhai, 2014; Condie, 2008; Moyen and Laurent, 2018; Brownetal., 2020b)。從空間上看，最早是小的陸核出現，然后或圍繞陸核增生或是類似俯沖造山增生，很大的可能是最先出現在洋底高原附近。此后陸殼應該逐漸長大成一定規(guī)模的微陸塊，微陸塊與洋殼之間可能出現不同方式的相互運動，如小規(guī)模的俯沖、地幔反轉、重力拖引等，是陸殼生長的主要原因。格陵蘭3.8Ga的古老變質地體中，除了TTG片麻巖之外，條帶狀硅鐵建造(BIF)的沉積已經成規(guī)模出現，并且有3.7～3.8Ga的鎂鐵質巖墻侵入，證明一定規(guī)模的陸殼已經形成并出現了深海沉積(Nutmanetal., 1993)。從物質成分來看，鈉質為主的陸殼逐漸富鉀(成熟化)。主要的陸殼成熟化階段是2.7～2.5Ga(Condie, 2001, 2004, 2008; Zhaoetal., 2020)。實際上，研究已經發(fā)現，從～3.8Ga起，最早形成的TTG巖石就會很快發(fā)生重熔，逐漸出現富鉀的現象。富鉀巖石是先存巖石部分熔融或者參與風化和沉積的物質記錄(Wanetal., 2005; Wuetal., 2008; Lietal., 2017a; Wangetal., 2020)?；鹕綆r中出現漸漸增多的鈣堿質巖石，這個過程指示了殼幔相互作用，說明地殼參與了物質循環(huán)和地幔的部分熔融。最近，Lietal. (2020)通過Mg同位素研究，進一步確定太古宙的S-型花崗巖主要形成在新太古代，認為可以更好地限制地殼成熟化的過程和時代。

花崗巖的出現可能最早在4.4Ga之前，但是大陸巖石圈的出現則要晚得多(Zhai and Peng, 2020)。巖石圈在陸殼演化的什么時期出現以及是什么狀態(tài)，是文獻中涉及很少的薄弱環(huán)節(jié)。一個非常重要的事件是克拉通化，即穩(wěn)定大陸的形成過程。雖然各個大陸的克拉通化時間有差別，但大都發(fā)生在新太古代。2.5Ga作為太古宙與元古宙的界限，標志著在這個界限前后，地質記錄發(fā)生了巨大的變化。可以說，克拉通化是地球演化歷史上最偉大的事件，甚至沒有“之一”。它的內涵是固體地球穩(wěn)定的圈層基本形成、地殼與地幔耦合并在地殼內也出現了上下地殼的分層、固體圈層與大氣和水圈層基本耦合(翟明國, 2011)，代表一個時代的結束和另一個時代的開啟?？死ɑ录€被推測是超級克拉通或克拉通群的形成(Rogers and Santosh, 2009)，這約束的是超級克拉通大陸的規(guī)模。據研究，新太古代末超級克拉通的規(guī)模與Pangea超大陸相當。當然，超級克拉通與現在大陸仍有差別，由于當時的地幔和地殼的地熱梯度比現代高，地殼或巖石圈的厚度比現代厚(Moyen and Van Hunen, 2012)，它們在后來的演化中再進一步調整。

在克拉通化之后，地球的構造演化停滯(unconformity)了2～3億年，此后地球被全球性裂谷和冰期充斥，出現大氧化事件，接著演繹了環(huán)境劇變與生命演化的史詩?？死ɑ臋C制是需要進一步探討的?？死ɑ臉酥臼欠€(wěn)定的克拉通蓋層沉積、鎂鐵質巖墻群、大量的殼熔花崗巖出現，以及相對應的以相容元素與難熔的不相容元素的分離等為標志的圈層穩(wěn)定與耦合(趙宗溥, 1993; Windley, 1995; 翟明國, 2011)。這里需要強調的是，巖石圈在這個時期的狀態(tài)、組成、結構、厚度、以及地熱梯度等等的研究，對于克拉通化是如何實現的，以及為板塊構造的啟動創(chuàng)造了怎樣的條件，一定是至關重要的。在基金委資助的“大陸地殼演化與早期板塊構造”項目中，將新太古代2.7Ga至古元古代末期的1.8Ga這個時間段，稱為地球演化特別是約束板塊構造啟動的“關鍵期”。

3 華北克拉通的研究進展與構造模式

華北克拉通雖然不大，但是歷史悠久并且早前寒武紀地質演化的記錄齊全，構造疊加強烈，信息量很大，一些成果具有代表性。在討論大陸演化和早期板塊構造時，華北克拉通的例子值得認真分析和思考。下面對華北克拉通新太古代和古元古代兩次構造轉折的研究做簡單介紹。

3.1 新太古代

華北克拉通新太古代地質的研究在：1)當時是否存在蛇綠巖；以及2)期間強烈的地殼生長與活化等兩個方面表現突出，在年代學、地球化學和變質作用方面進展很快，積累了豐富的資料。

(1)克拉通化與構造演化的研究簡史

華北克拉通的太古宙雜巖出露廣泛，巖石類型多樣、變質復雜、變形強烈、礦產豐富，新中國建立以來至“文化大革命”期間都涌現出很多重要成果。1981年改革開放初期，在“科學的春天”來臨之際，中國召開的第一個大型國際會議就是“國際前寒武紀地殼演化學術討論會”，國際著名學者齊聚北京，對于前寒武紀地質、新理論和研究方法都展開了熱烈的討論。程裕祺和張壽廣(1982)提出華北在太古宙末期經歷了麻粒巖相和角閃巖相兩次區(qū)域變質和廣泛的混合巖化作用，是華北克拉通化的主導機制；筆者曾對華北克拉通太古宙含BIF建造的太古宙火山沉積巖系統研究并以鞍山為例，提出了高級區(qū)代表島弧的根部，綠巖帶代表弧后盆地的島弧連續(xù)增生構造模式，提出板塊構造在太古宙已經是支配構造體制(Zhai and Windley, 1990; Zhaietal., 1990)。1993年，趙宗溥先生等提出華北經歷了兩次克拉通化，以垂直構造為主的陸殼結晶基底抬升與掀斜模式為主導(趙宗溥, 1993)。同年，白瑾等(1993)提出華北原地臺破裂后在太古宙末期重新焊接。錢祥麟(1994)提出華北克拉通是下地殼水平狀剪切和板底墊托導致的陸殼垂直增生成陸。伍家善等(1998)提出吉-遼-魯島弧帶拼接東部陸塊與西部、南部陸塊的拼合模式。Kuskyetal. (2001)提出華北冀東遵化地區(qū)有～2.5Ga的新太古代東灣子蛇綠巖(圖11)，并存在大洋地幔的殘片。這個報道引起國內外的廣泛關注和爭論(Zhaietal., 2002; Kusky and Li, 2003; Zhaoetal., 2010)，核心問題是如何識別古老蛇綠巖、如何定年以及是否能確定在華北克拉通存在一個太古宙板塊構造的實例。2002年北京召開彭羅斯會議之際，多名國際著名前寒武紀地質學家又共同考察了遵化地區(qū)，進行了熱烈的野外和會議討論。雖然分歧依舊存在，但是東灣子蛇綠巖的爭論，推動了中國乃至世界的早前寒武紀地質的研究(Kusky and Zhai, 2012; Kuskyetal., 2018)。Zhaoetal. (1998, 2005)注意到華北中部存在高壓麻粒巖地體，提出可能早已存在的東、西兩個古陸，從2.5Ga起開始俯沖，最終在1.85～1.8Ga拼合形成華北克拉通。筆者等(Zhai, 2004, 2014; 翟明國, 2011; Zhai and Santosh, 2011, 2013)根據地質學、巖石學和變質作用最新的觀察和數據資料，改變了對華北克拉通島弧連續(xù)增生的成因看法(Zhai and Windley, 1990)，提出古老微陸塊(高級區(qū))在ca.2.6～2.5Ga拼合并由綠巖帶焊接的穹隆-龍骨模式。一些研究陸續(xù)提出華北新太古代不同地區(qū)微陸塊拼合及其方式(Santoshetal., 2016; Chenetal., 2016; Pengetal., 2013; Shanetal., 2019; Tangetal., 2016a; Wang and Liu, 2012; Wangetal., 2017; Yangetal., 2016)，板塊構造和非板塊的構造模式都被考慮和論證。朝鮮半島的太古宙基底以及與華北克拉通的聯系也被研究并引起關注(Zhaoetal., 2006, 2020; 吳福元等, 2016; Zhaietal., 2019)。

圖11 華北克拉通中部蛇綠巖帶及構造模式圖(據Kusky and Zhai, 2012)

圖12 華北克拉通前板塊-始板塊(Ⅰ)、早期板塊(Ⅱ)和現代板塊構造(Ⅲ)演化示意圖(據Zhai and Peng, 2020)

(2)太古宙巖石學、地球化學和年代學研究

近年來華北克拉通太古宙的研究積累了大量的巖石學、地球化學和同位素年代學資料(Maetal., 2012, 2013; Dengetal., 2016; Zhouetal., 2018; Huetal., 2012; Zhuetal., 2013; Diwuetal., 2011, 2013; Cuietal., 2018; Geetal., 2015; Liouetal., 2019; Jiaetal., 2019; Lietal., 2010; Lvetal., 2012; Zhangetal., 2012, 2015; Liuetal., 2013a, b; Wangetal., 2013; Huetal., 2016; Wang and Liu, 2012; Zhongetal., 2015; Chenetal., 2017; Fuetal., 2017; Yangetal., 2009；Zhaoetal., 1999)，已經有了系統的梳理和討論(Gengetal., 2006, 2012; Liuetal., 2002, 2019, 2009; Wanetal., 2011, 2012, 2016)，華北克拉通可能是世界上數據積累最多的古老陸塊。

圖13 華北克拉通太古宙正片麻巖類的An-Ab-Or圖解(a)和εHf對207Pb/206Pb年齡圖解(據Zhai et al., 2020)

圖14 華北太古宙綠巖帶中玄武質表殼巖的Nb/Th-La/Sm圖解(a)和球粒隕石標準化稀土元素配分圖(b)(據Zhai et al., 2020)

圖15 冀東麻粒巖的P-T條件與軌跡(a, 據魏春景, 2018)和華北克拉通幾個典型新太古代末變質巖的P-T條件與軌跡(b,據Zhai et al., 2020)

華北一些沉積巖石中冥古宙的碎屑鋯石以及華北南緣奧陶紀火山巖中冥古宙繼承鋯石的發(fā)現，以及華北南緣麻粒巖包體中的始太古代巖漿鋯石的發(fā)現(Zhengetal., 2004)，暗示華北曾有或在深部陸殼中可能還保留有冥古宙巖石和始太古代巖石。鞍山地區(qū)38億年的TTG片麻巖經歷了后期的活化和改造，類似年齡的碎屑鋯石在多處發(fā)現，也說明古太古代的古老巖石可能在華北的分布比以前推測的更廣。具有明確洋殼性質的早前寒武紀巖石在華北至今不能確定，綠巖帶中的巖石組合不具有現代洋殼的性質，這與世界上其它古老地塊上的表殼巖層的洋殼之爭是一樣的(翟明國, 1991a, 2012)。即便如此，華北克拉通最早的TTG仍有可能是古老大洋高原巖石部分熔融產生的(圖12a; Zhai and Peng, 2020)。已有的研究表明華北的陸殼最主要的生長期是2.9～2.7Ga的新太古代，并形成了由綠巖帶分割和連接的若干微陸塊(圖12b)，隨后在2.6～2.5Ga的新太古代晚期經歷了強烈的地殼活化和變質作用。華北的克拉通化總體結束于～2.5Ga，局部地區(qū)最后穩(wěn)定在～2.45Ga。華北早期陸殼的演化明確地展現了從鈉質陸殼向鉀質陸殼的演化趨勢。早期的陸殼巖石主要由TTG巖石組成，它們在后期演化中出現活化和部分熔融的現象，鉀長石交代和形成不同類型混合巖的現象普遍存在。2.7Ga之后，除了混合巖化更加強烈和普遍外，黑云母花崗巖(被古元古代疊加改造為片麻巖)成為巖席和巖體出現的比例大增。正片麻巖類的長石分類圖解和εHf對207Pb/206Pb年齡的圖解體現出這種演化趨勢(圖13)。綠巖帶中表殼巖的研究顯示，2.7Ga之前的火山巖是以拉斑玄武巖為主，夾有科馬提巖和英安巖，鈣堿性火山巖很少；在2.6～2.5Ga的火山中，鈣堿性火山巖比例增大(圖14)，出現一些安山巖和安山質流紋巖。深成巖和表殼巖都表明華北克拉通的陸殼成熟化在太古宙末有一個跳躍式發(fā)展，表明殼幔作用以及陸殼巖石的深部循環(huán)增強。一些研究還詳細地對比了華北克拉通東部、西部和中部的早前寒武紀巖石和顯生宙的沉積巖以及現代河沙的鋯石。研究結果顯示，東、西部(包括鄂爾多斯盆地基底)和中部的太古宙巖石的巖漿鋯石、變質鋯石和碎屑鋯石都具有相似的年代學信息和同位素地球化學信息以及演化趨勢，沒有明確證據指示它們在2.5Ga或1.9～1.8Ga之前分屬不同的陸塊(Gengetal., 2012; Wanetal., 2016; Zhangetal., 2015)。

(3)新太古代末變質作用

華北高級區(qū)和綠巖帶兩個基本的地質單元都經歷了多期變質，而且經歷了多期的基底巖石活化。Jahn (1990)曾經將華北描述為，含BIF的表殼巖成為“小船般的”殘片漂浮在花崗巖海中，用以形容基底活化(混合巖化)的強烈程度。高級區(qū)巖石普遍發(fā)生了麻粒巖相變質作用和深熔作用，局部經歷了高角閃巖相變質作用；綠巖帶普遍發(fā)生角閃巖相變質作用，局部麻粒巖相以及局部綠片巖相變質作用。這兩種變質地質體都經歷了一期強烈的角閃巖相退變質作用階段(沈其韓等, 1992)。另外，早古元古代的麻粒巖相-角閃巖的變質作用非常強烈，造成許多變質巖區(qū)都有不同程度的疊加，這就使得華北克拉通的變質作用研究的難度很大。近幾年來，新太古代末期變質，也就是和克拉通化以及超級克拉通形成有關的變質作用研究進展很大，為建立新太古代末的構造體制提供了很多依據。

詳細的微區(qū)巖相學和礦物學的工作為變質作用定年提供了可能。原位微區(qū)的鋯石和其它變質礦物的定年工作能夠確定華北克拉通普遍發(fā)生了新太古代末的變質作用，變質年齡在主要ca.2.54～2.46Ga之間(Luetal., 2017, 2020; Baietal., 2015; Xieetal., 2014; Chenetal., 2017; Dengetal., 2016; Duanetal., 2017; 劉平華等, 2011; Wuetal., 2013; Yang and Wei, 2017; Liu and Wei, 2020)。這些變質巖石出露在華北克拉通的邊緣和內部，包括了通常所稱的東部、西部和中部。從地質體上講，包括了高級區(qū)和綠巖帶，從巖石類型上講，包括了巖漿巖(片麻巖類與基性麻粒巖或斜長角閃巖)和沉積巖，還有紫蘇花崗巖(一般認為其成因是與麻粒巖相關的深熔作用的產物)。新太古代末的變質作用可以確認，遺留的問題是這期變質作用仍可以分出峰期和退變質不同階段。即便ca.2.54～2.46Ga的變質時代所代表的變質期次已經有不少討論，但進一步的研究仍有很大的余地。

魏春景(2018)對冀東麻粒巖的變質作用和P-T-t軌跡進行了全面總結(圖15a)。太平寨卵形域中的基性麻粒巖以中粒二輝麻粒巖為主，有些樣品的角閃石周圍出現疊加變質形成微粒礦物組合，個別樣品中也可見輝石周圍發(fā)育石榴石冠狀體，形成“紅眼圈”結構。利用稀土元素溫度計確定二輝麻粒巖的峰期達到了～1000℃的超高溫條件，麻粒巖中的鋯石僅記錄新太古代末期變質年齡(～2.50Ga)，與周圍TTG質巖石的結晶時間近于相同。灑河橋線性帶中的基性麻粒巖以細粒高壓麻粒巖組合為主，偶見中粒二輝麻粒巖殘留，其峰期P-T條件分別為800～860℃/1.0～1.2GPa和950～1070℃/1.0GPa；麻粒巖中鋯石主體記錄新太古代末期變質年齡，但出現少量古元古代變質鋯石(1.97～1.83Ga)，石榴石-全巖Lu-Hf等時線年齡為1.77～1.78Ga。由此推測太平寨和灑河橋地區(qū)都經歷了新太古代末期超高溫麻粒巖相變質作用，在古元古代晚期又遭受了高壓麻粒巖相變質作用的差異性疊加。相平衡模擬構建麻粒巖P-T軌跡為逆時針型，包括3個階段：低壓加熱至超高溫(AG-Ⅰ)；近等溫升壓至壓力峰期(～1.1GPa)(AG-Ⅱ)；和峰后降壓降溫至固相線(AG-Ⅲa)以及在亞固相線下的降溫降壓過程(AG-Ⅲb)。灑河橋泥砂質麻粒巖的峰期變質條件和時代均與二輝麻粒巖一致。魏春景(2018)對此變質過程的解釋是太古宙克拉通的形成受太古宙特有的垂直構造體制控制，與太古宙之后線性造山帶的構造體制完全不同。除麻粒巖相的深成巖之外，麻粒巖相表殼巖也普遍經歷超高溫變質作用，指示巖石受到后續(xù)地幔極高溫巖漿噴發(fā)并被埋深加熱，或者受到下部TTG質巖漿海的加熱，被加熱的巖石(總伴有BIF鐵礦層)被破碎并在密度驅動下沉入巖漿海深部，達到下地殼深度。

冀東蔞子山-老李家的泥質麻粒巖得到順時針的P-T軌跡(Luetal., 2017)，變質礦物組合和反應與羊崖山的很相似(Liu and Wei, 2020)，后者被解釋為逆時針型。Liu and Wei (2020)指出超高溫變質峰期前有升壓過程，之后經歷了降壓冷卻階段。冀東的曹莊表殼巖被認為是麻粒巖相變質(閆月華等, 1991)和角閃巖相變質(Liu and Wei, 2020)，變質P-T軌跡是順時針型。遷安穹隆的超高溫麻粒巖具有逆時針型P-T軌跡，穹隆邊部的表殼巖(主要是角閃巖相)，被解釋為沉落機制(sagduction, Yang and Wei, 2017; 魏春景, 2018; Liu and Wei, 2020)。華北其它幾個主要的綠巖帶，表殼巖的變質多在角閃巖相，并且具有順時針型的P-T軌跡(圖15b)。Zhaietal. (2020)最近對華北的～2.5Ga的變質作用的研究提出以下幾點總結：①綠巖帶表殼巖大多經受了角閃巖相變質作用，少量是綠片巖相或麻粒巖相變質作用；②高級區(qū)的深成巖和表殼巖大多經受麻粒巖相變質作用，少量角閃巖相變質作用，超高溫的變質條件可能是普遍現象，伴隨著深熔形成紫蘇花崗巖；③綠巖帶的變質巖基本都具有順時針型P-T軌跡，高級區(qū)的變質巖大多具有逆時針型P-T軌跡，其中部分表殼巖具有順時針型P-T軌跡；④綠巖帶和高級區(qū)的變質巖多數可識別出峰期前的升壓和峰期后的降壓反應，變質時代大致限定在ca.2.54～2.48Ga，其中部分太古宙麻粒巖有明顯的古元古代變質作用的疊加；⑤雖然綠巖帶的總體變質溫度和壓力相對于高級區(qū)的變質巖都略低，特別是變質溫度，但二者都處于中壓變質相系。

對于華北克拉通在新太古代末的克拉通化(圖12c, d)，Zhai and Peng (2020)提出始板塊構造(Eo-plate tectonics)，以期與古元古代早期板塊構造(Early plate tectonics)和新元古代之后的現代板塊構造(Modern plate tectonics)區(qū)別。具體是：始板塊構造發(fā)生于太古宙晚期的2.7～2.5Ga，在陸殼大規(guī)模形成之后，微陸塊通過圍繞它們的綠巖帶焊接(weld)形成超級克拉通或克拉通群。微陸塊是環(huán)繞洋底高原通過洋殼的俯沖形成的，綠巖帶是微陸塊之間的靠近洋底高原的淺?；蜻吘壓?，沉積物是含BIF的火山-沉積巖建造。造成洋殼有限下沉的原因是BIF相對于微陸塊具有較高的密度和負浮力，華北南緣的新太古代BIF的密度達3.6～3.8g/cm3，可高于大別山柯石英榴輝巖(李一良, 個人交流)。綠巖帶的下沉機制是受BIF的拖拽，綠巖帶經歷了淺-中級變質，具有順時針型P-T軌跡；微陸塊邊緣也被拖拽下沉，經受逆掩推覆和板底墊托，有逆時針和順時針型兩種P-T軌跡(圖15b)，并普遍經歷高溫甚至超高溫變質作用。下地殼有廣泛的部分熔融，大量鉀質(鈣堿質)花崗巖熔出，形成穩(wěn)定的克拉通(圖12d)。

3.2 古元古代

二十世紀九十年代初，王仁民等(1991)、翟明國(1991b)、翟明國等(1992)分別在恒山和懷安地區(qū)發(fā)現高壓麻粒巖的殘渣(熔融殘留包體)和高壓麻粒巖地體。在金巍和李樹勛(1996)報道超高溫變質礦物之后，郭敬輝等(2006)確定超高溫變質作用在華北大面積存在。為了與太古宙高級區(qū)的中壓麻粒巖以及Carswell and O’Brien (1993)定義的石榴石麻粒巖或高壓麻粒巖相區(qū)別，這兩類麻粒巖，即HT-HP和UHT(壓力也一般大于1.0GPa)被稱為高級麻粒巖(翟明國, 2009; Zhouetal., 2017)，迅速引起國內外的廣泛關注。在2002年國際著名地質學家聯名的“Precambrian High-Pressure-High-Temperature Granulites: A key to Understanding the Lower Crust and Reconstruction of Precambrian Plate Tectonics”建議書中，華北高溫高壓麻粒巖地體的發(fā)現被認為是幾十年來前寒武紀地質研究中最重要的發(fā)現。

(1)高級麻粒巖及其變質作用

華北克拉通早前寒武紀石英拉斑玄武質成分的麻粒巖中石榴石的發(fā)現，指示變質壓力大于1.0GPa，隨后退變榴輝巖的發(fā)現(翟明國等, 1995)，限定了高壓麻粒巖的變質壓力和溫度達到麻粒巖和榴輝巖的轉換相。麻粒巖相變質的富鋁變質巖和紫蘇花崗巖中含假藍寶石和尖晶石等礦物包體或組合，指示至少溫度高達900℃甚至1000℃以上。特別是近年來隨著測試儀器精度的提高和研究理念的變化，在變質礦物、變質結構、微細的礦物和流體包裹體、全巖與單礦物的原位微細的結構、成分的分析進展很快(Jiaoetal., 2011; 王浩錚等, 2015; Zouetal., 2018, 2020; Jiao and Guo, 2020)。另外一個醒目的研究方向是，變質作用期次的劃分和精確的年代學測定的進展(Jiaoetal., 2020a, b; Zouetal., 2020)，這樣就可以限定不同變質階段的年齡。華北的高級麻粒巖有三種類型(翟明國, 2009)，即含石榴石的鎂鐵質麻粒巖，變沉積巖和超鎂鐵質麻粒巖。鎂鐵質麻粒巖的原巖主要是基性巖墻或小的基性侵入體(Guoetal., 2002; Zhaoetal., 2001; 王洛娟等, 2011; Qian and Wei, 2016; Liuetal., 2013a; Zhaoetal., 2015)，它們可以侵入太古宙的TTG片麻巖，也可以侵入泥質為主的變質沉積巖(俗稱孔茲巖系)或與后者經構造作用的調整以互層狀產出(Guoetal., 2012; Jiao and Guo, 2011; Jiaoetal., 2013; Santoshetal., 2007, 2009; Zhangetal., 2014; Wuetal., 2016)。變質的沉積巖系以泥質巖、碎屑巖，以及厚層的大理巖為主，沒有或少見火山巖。少量的超鎂鐵質巖以透鏡體群出現，透鏡體最大單個長軸甚至可達1km(翟明國, 2009; 劉平華等, 2011; Zhouetal., 2017)。前兩種分布廣泛，第三種目前僅在膠北地體中發(fā)現，在世界其它地區(qū)也鮮見出露。三種麻粒巖都可以確定出三期變質，即壓力最高的峰期變質，等溫或溫度略有增高的中壓麻粒巖相變質以及角閃巖相變質等，具有明確的順時針型P-T軌跡(圖16a)。第二期和第三期變質都有部分熔融現象，第一期退變的部分熔融產物的代表性巖石為紫蘇花崗巖或含石榴石黑云母花崗巖，它們可由初始的熔融細脈、團塊發(fā)展成花崗巖脈、巖株或小巖體。第二期退變的部分熔融以廣泛的混合巖化為代表，偉晶巖和細晶巖脈發(fā)育，可切穿區(qū)域片麻理或形成新的穿透性片麻理。華北克拉通不同地區(qū)的三類麻粒巖的變質時代大致相同，均為1980～1900Ma，1890～1820Ma以及1800Ma(圖16b)(Zhouetal., 2017)。變質的地熱梯度為14～28℃/km(平均21℃/km)，都屬于中壓變質相系的范圍。這個地熱梯度與現代大陸造山帶相比，要高得多(圖16c)。高級麻粒巖的抬升速率要比顯生宙碰撞造山帶慢的多(圖16d)，甚至比顯生宙的一些沉積盆地的抬升還要慢，主要原因是在較高的地熱梯度下，下插的麻粒巖片的密度與下地殼圍巖密度相差不多，它們在變質程度和塑性程度及粘滯度也都相似。這為我們討論古元古代的構造機制和動力學過程提供了重要的依據。

圖16 變質的基性麻粒巖與泥質麻粒巖的溫壓條件與PT途徑(a)、變質年齡圖解(b)、變質溫壓梯度(c)和抬升速率圖解(d)(據Zhou et al., 2017)

(2)兩種高級麻粒巖的成因聯系與全球表現

早期的研究認為以基性麻粒巖為代表的高壓麻粒巖主要出露于華北克拉通的中部，以泥質麻粒巖為代表的高溫麻粒巖主要出露在華北克拉通的西北部；變質程度上曾認為泥質麻粒巖是中壓高溫-超高溫，比高壓基性麻粒巖溫度略高；變質時代上認為泥質麻粒巖帶的變質時代是～1.9Ga，高壓基性麻粒巖的變質時代是1.85～1.8Ga。翟明國和彭澎(2007)將華北克拉通的古元古代事件分成早期的裂谷事件和晚期的擠壓事件之后，提出高級麻粒巖特別是孔茲巖系，是沿著晉-冀-豫、集寧和膠-遼-吉三個活動帶分布的。近年來的研究也揭示高級麻粒巖的分布要廣泛的多，它們從西往東，經密云，過承德、遼西、遼北到朝鮮半島的狼林地塊和京畿地塊；從北向南，由吉南，過膠東和冀東，到安徽霍邱、鳳陽；在華北南緣，東從安徽五河向西到登封和陜西境內小秦嶺地區(qū)，然后向北與贊皇地區(qū)相連。此外在覆蓋的鄂爾多斯盆地的鉆井巖心中，也發(fā)現了孔茲巖系(Gouetal., 2016)。古元古代的高級麻粒巖的分布與產出狀態(tài)成為解開它們的成因和構造意義的關鍵。它們是出露比顯生宙造山帶寬度大得多的泛造山帶？或者像錢祥麟(1994)推測的，古元古代的孔茲巖系曾經是華北克拉通的面狀蓋層，蓋在TTG片麻巖之上。它們經因某種構造遭受高級變質作用，處于下地殼的一個層位上；后來在顯生宙的構造運動中，抬升到地表，現在的出露狀態(tài)受抬升面和抬升構造的影響，有些還沒有出露地表，被晚期的巖石覆蓋，有些已經被剝蝕，露出TTG片麻巖基底？或者揭示了其它的構造？在2019年部分中國學者組織參與的華北南緣前寒武紀巖石的野外會議上，上述疑問已經被提出。

三種主要的高級麻粒巖類型，特別是基性麻粒巖和孔茲巖系有沒有成因聯系，詳細的地質填圖和巖石露頭與構造解析(Zhangetal., 2014; Wangetal., 2016; Wuetal., 2016; Zhouetal., 2017)揭示高壓基性麻粒巖作為巖墻，侵入到TTG片麻巖基底以及含碳質的沉積巖系中。在峰期變質之前，上述巖石已經共生在一起，它們共同經歷了從峰期變質以及此后的兩期變質作用和多期構造變形，并在后來的地質構造中被抬到地表(圖17)，變質作用的研究和變質年代學的研究結果與構造分析一致。在膠北出露的超鎂鐵質巖，因為構造變形，形成透鏡體群，其長軸與區(qū)域TTG片麻巖和孔茲巖的片麻理及片理一致。在冀東、遼西和豫南，一些太古宙的巖石，包括在高級區(qū)和綠巖帶中的，都識別出古元古代麻粒巖變質事件的影響。它們表現為兩種形式，一種是在太古宙巖石的變質礦物和結構中識別出后期變質的疊加，另一種是太古宙深成巖和變質巖被年齡約1.8Ga的巖墻侵入，巖墻的邊部出現輝石被石榴石包圍的冠狀變質結構。TTG片麻巖的變質疊加的顯示較弱，有些可以被變質鋯石記錄下來。在膠北2.9～2.7Ga的片麻巖地體中，一些斜長角閃巖的透鏡體或變形的巖墻，核部發(fā)現石榴石甚至輝石的殘留，表明它們曾經是石榴輝石麻粒巖；部分樣品得出ca.1.9～1.85Ga的鋯石年齡，與泥質麻粒巖一致。

圖17 TTG、HP基性麻粒巖、HT-UHT泥質麻粒巖(孔茲巖系)的空間關系圖(a)及剖面圖(b)(據Wang et al., 2016; Zhou et al., 2017)

古元古代高級麻粒巖相變質巖在其它古老的克拉通也有相當廣泛的分布，在印度、巴西、西伯利亞、北歐、蘇格蘭等地都有報道(Condie, 2002; Zhaoetal., 2002)，有些顯示線性的出露特點，如北美最大的古元古代 Trans-Hudson 造山帶(Corriganetal., 2009)；有些表現出某些碰撞造山特征，如北歐的 Lapland-Kola 造山帶出現了榴輝巖(Mintsetal., 2010; Slabunovetal., 2011; Lietal., 2017b; Liuetal., 2017)；但更多的是發(fā)育高壓-高溫甚至超高溫(UHT)麻粒巖相變質巖石(翟明國, 2009; Kelsey and Hand, 2015; Brownetal., 2020a)。華北的古元古代的高級麻粒巖帶在朝鮮半島南、北側也有廣泛發(fā)育(Zhaoetal., 2006, 2020; 趙磊等, 2016; Ohetal., 2019; Santoshetal., 2018; Leeetal., 2017)，甚至延續(xù)到日本的西北部(Tsutsumietal., 2003; Wakita, 2013; Kimuraetal., 2019)。對華北與東北亞的對比研究、以及全球的古元古代的聯系和構造意義，已經引起許多研究者的關注。

(3)古元古代早期板塊構造

對于華北的古元古代構造模式有多種，除Zhaoetal. (1998, 2005)的東西陸塊拼合模式外，Kusky and Li (2003)提出華北克拉通沿華北北緣的內蒙-冀北造山帶與北面的陸塊拼合，Santoshetal. (2007)提出華北中部活動帶雙向俯沖等等，這些模式都有一定的影響。對碰撞和抬升的細節(jié)也有一些討論(Guoetal., 2012)。Zhai and Peng (2020)提出早期板塊構造的概念，認為它以古老克拉通發(fā)育活動帶為標志，活動帶具有線性分布特征，部分地層和基底發(fā)生高壓麻粒巖相或高溫超高溫麻粒巖相變質作用，表現出降壓的變質過程，部分達麻粒巖-榴輝巖轉換相。他們強調了華北高級麻粒巖的溫壓梯度偏高(21～26℃/km)，屬于中壓變質相系，這導致俯沖的巖片具有一定的塑性和偏高的浮力，因此它們的俯沖深度不可能太深。在中國華北以及世界上其它的古元古代的變質帶中，都沒有發(fā)現和確定有地幔巖石的殘片，俯沖陸殼巖石曾下沉到下地殼的下部約40～50km(圖12f-h)，地幔巖石沒有參與俯沖和碰撞過程。另一方面，Zhai and Peng (2020)等提出早期板塊的俯沖速度不可能太快。雖然有榴輝巖的報道，但沒有柯石英榴輝巖等超高壓變質礦物，沒有藍片巖相變質巖。這些都限定了俯沖巖片沒有下插到巖石圈深度甚至地幔深度，因此不會出現俯沖巖石圈在軟流圈界面上滑動的現象和地質特征。圖12中顯示有來自地幔的巖漿底侵和巖墻群活動，以及強烈的陸殼活化，這是地幔與下地殼都比較熱的標志。由于俯沖的陸殼與麻粒巖相的TTG為主的圍巖之間的密度相近，抬升速率慢，寬度大，形成寬大的泛造山變質帶。早期板塊模式與現代板塊構造模式在驅動力和構造過程上仍有本質差別。

(4)板塊構造的起源

從以上的討論，特別是結合圖12，Zhai and Peng (2020)提出板塊構造并不是在地球的某一時刻突然啟動的，也不是從弱到強漸次啟動的(secular)，而是階段性構造機制的變化和演化，核心控制因素是“熱”。在圖12中，a-b即陸核形成和陸殼生長并形成微陸塊之前，地球上主要是高級區(qū)(微陸塊)和綠巖帶(洋底高原邊緣海和微陸塊之間小洋盆)的地質格局。地幔柱、滯蓋構造和其它垂向構造為主控機制。地球的板塊俯沖樣式隨地幔溫度的降低發(fā)生過重要的轉變。在地球的早期，其構造樣式以滯(留)蓋型(Stagnant-lid)垂向構造體制為主，板塊俯沖(或下沖)作用多呈短暫的、間歇性的俯沖(Episodic subduction)樣式。隨著地幔溫度的逐漸降低，板塊俯沖的樣式才轉變成現在的持續(xù)性的俯沖(Continuous subduction)，表現為大洋板塊沿匯聚型板塊邊界持續(xù)性地循環(huán)至地幔中(Moyen and Van Hunen, 2012; Sobolev and Brown, 2019; 李曙光, 2019)。b-c顯示的始板塊構造，已經明確了橫向運動和洋陸的相互作用，但是含BIF巖層的下沉是主要原因，沒有地幔對流和洋脊擴張等機制起主導作用的表現。

需要強調的是，在～2.5Ga的克拉通化和超級克拉通(群)形成后，始板塊構造(Eo-platetectonics)并沒有繼續(xù)進行，而是被一個長達2～3億年的構造靜寂期取代了(Condie, 2001)。這個時期地球發(fā)生了重大的變化，即地幔的活動引起全球裂谷和冰期事件(休倫裂谷-休倫冰期)，并導致大氧化事件，以蘇必利爾型BIF、紅層、碳質沉積、碳酸鹽省等特殊沉積建造，使地球在生命演化史上演出劃時代一幕(Schidlowski, 2001; Lyons and Reinhard, 2009)。華北的大氧化事件期間的地質研究相對薄弱(Tang and Chen, 2013; Chen and Tang, 2016; Pengetal., 2017)。在休倫裂谷基礎上超級克拉通的破裂(層侵紀Rhyacian)導致了全球性的活動帶造山事件(造山紀Orosirian)。華北克拉通與此相對應的是滹沱(呂梁)運動，Zhai (2004)稱之為古元古代裂谷-俯沖-碰撞事件，其機制就是上面討論的早期板塊構造后發(fā)生的元古代板塊構造(Brown, 2008)。

在這里還要強調的是，早期板塊構造和相應的造山事件發(fā)生后，地球仍然沒有表現出顯生宙的地幔對流、洋中脊擴張和俯沖帶發(fā)育的造山過程，說明現代板塊構造的機制還沒有主導地球的運動。圖12h顯示出，在早期板塊構造驅動的巖漿-變質作用結束后，地球出現了約1.0Gyr的漫長的歷史時代，被稱為地球演化的調整期或地球環(huán)境的無聊期(the boring billion, 趙宗溥, 1993; Holland, 2006; Prokophetal., 2004; Cawood and Hawkesworth, 2014)。在這約10億年的時間內，華北克拉通發(fā)生了多期地?；顒?，表現出相應的巖漿活動(巖墻群或火山巖)和裂谷，這個時期還出現了全球的雪球事件和新元古代氧化事件，是巖石圈進一步的調整的過程。直至大約750Ma之后，巖石圈調整到與現在相似的結構與狀態(tài)，從南華裂谷為代表的羅迪尼亞裂解，可能開啟了現代板塊構造機制的動力學體系(Zhaietal., 2015)。

4 展望與建議

可以預期在較長的時間內，大陸演化與早期板塊構造仍將是地球科學的學科前沿與熱點?！暗厍虻陌鍓K構造與大陸”在2008年3月美國國家研究理事會歷時數年完成的《地球的起源和演化：變化行星的研究問題》被列為10個重大科學研究問題中的第五個問題?！禨cience》雜志在最近慶祝創(chuàng)刊125周年之際，提出了125個挑戰(zhàn)性科學問題，關于宇宙和地球的問題占16%，其中“地球內部如何運行”排名第十。

(1)在今后研究中建議強調基礎地質工作與先進的分析手段和儀器平臺、數據庫與數值模擬工作緊密結合，已有的大量基礎地質資料的系統性整理(數字化程度不夠高)與國內外新的數據的收集并重。學科的交叉在早前寒武紀的地質研究中至關重要。

(2)加強大陸地殼的形成與生長(generation and growth)的研究：(i)對冥古宙至早太古代之前的地質資料積累較少，研究難度大，但卻是與行星對比研究結合最緊密的課題；(ii)3.0～2.9Ga之前的大陸生長方式；(iii)新太古代陸殼生長達到峰值的殼幔交換以及熱、地幔水等的作用。

(3)大陸多階段演化、物質和結構、殼幔的物質循環(huán)等研究是探索大陸巖石圈在何時以及如何構建的必要手段和路徑?，F代巖石圈的形成是現代板塊構造啟動的基礎和必要充分條件，對此的認識與研究還相當薄弱。應當加強地球兩個關鍵時段新太古代-古元古代和新元古代中-晚期的研究工作，與其相應的是早期板塊構造和現代板塊構造啟動時的巖石圈組成、結構與狀態(tài)，包括大陸巖石圈的規(guī)模以及與大洋巖石圈的關系、物質成分與結構、圈層狀態(tài)與界面、物理性質、以及流體與熱的狀態(tài)和傳導方式等。

(4)兩個關鍵靜寂期及相應的兩個地球環(huán)境事件(大氧化事件和新元古代雪球與氧化事件)的原因、內涵與機制、以及在這兩個時期早期生命跳躍變化的環(huán)境背景支撐的研究。兩個靜寂期實質上是地球構造演化歷史中兩個轉換期(transit period, Brownetal., 2020a)，至今的研究對它們的了解甚少，但其沉積建造的記錄十分豐富。

(5)古老大洋的遺跡、熔融殘留等的識別，以及古老大洋的組成、結構、性質和狀態(tài)以及它們隨地質時代的演化的研究。目前對古大洋的了解比大陸的研究膚淺得多，研究難度也大得多。

(6)研究已經表明地球有一個動態(tài)的進化的過程(圖18, Cawood，2020a)。 地質學家要深刻理解“evolution”一詞蘊藏的進化含義。達爾文曾說生命進化life evolution來源于萊伊爾mineral evolution的靈感啟發(fā)。板塊構造是地球演化到某個階段的產物，是現代地球科學的leading science，它也必將隨著地球熱狀態(tài)的演化逐漸變冷，并在將來某一天消亡?！艾F在是過去的鑰匙”的研究理念需要完善與更新，代之以地球進化Earth evolution的理論思維。早期板塊構造的研究不僅對理解地球的過去是關鍵的，對于理解現代的大陸構造，以及未來地球都是不可替代的。

圖18 地球隨地質時代的演化圖解(據Cawood, 2020a)

(7)作者還建議，在研究中努力“證實”的同時要注意發(fā)現問題和發(fā)現差別，特別提倡“證偽”，這將為認識未知打開一扇創(chuàng)新之門。推陳出新，不囿前說，不迷信、不盲從、不輕率，是需要踏實和勇氣的。

致謝本文致謝國家自然科學基金重大項目“大陸地殼演化與早期板塊構造”(項目號41890834)的主要骨干成員的幫助，課題組的部分研究生幫助繪制了文中的圖件; 趙國春院士和趙振華研究員對文章進行了評審給出了很好的修改意見；在此一并感謝。