早期大陆与板块构造启动——前沿热点介绍与展望*

翟明国 赵磊 祝禧艳 焦淑娟 周艳艳, 2 周李岗

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 1000292. 中国科学院大学地球与行星学院，北京 1000493. 浙江大学地球科学学院，杭州 310027

板块构造的启动时间和机制，一直是国内外地球科学界关注的前言热点问题，有不少著名学者对此进行过深入的探讨。它涉及的问题不仅是早期地球的构造机制问题，更重要的是它关系到整个地球的演化历史、变化过程和演化规律，以及地球的未来。2002年在北京召开了“前寒武纪高温高压麻粒岩——理解下地壳与早期板块构造的钥匙”的彭罗斯会议(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年在美国怀俄明州召开了“板块构造何时启动：理论与实际的约束”的彭罗斯会议(When Did Plate Tectonics Begin on Earth? Theoretical and Empirical Constraints, 2006, Lander, Wyoming, USA. Chairman, Kröner A and Condie K)；对早期板块构造的研究都起到积极的推动作用。此后，国家自然科学基金委员会和科技部资助了一批相关的研究项目，中国科学院也部署了前沿研究课题。以“华北克拉通早前寒武纪地质”为代表的研究取得了很大进展。据ESI基本科学指标数据库2016年4月的统计，“华北克拉通前寒武纪地质”研究在全球地球科学领域(Geosciences)504个“研究前沿”(Research Front)中排名第3，在我国所有自然科学基础研究领域44个“研究前沿”中排名第1。2017年中科院科技战略研究院和国际科睿唯安公司共同发布“科学结构图谱”和“2017年中国科学前沿”，“华北克拉通前寒武纪地质”蝉联国际地球科学领域十大进展，位列全球地学前沿领域第二和中国最活跃研究领域。2018年至今，该领域继续排在国际地球科学前沿的领先位置。2019年-2020年，我国科学家的有关文章从以前的讨论具体地质问题和研究具体地区为主，开始转向以“俯冲何时开始”、“板块构造如何启动”等重大核心科学问题。2019年1月，国家基金委重大研究项目“大陆地壳演化与早期板块构造”启动(本文第一作者为项目负责人)，明确地将早期板块构造问题直接与大陆地壳的形成和演化关联。这就是本文在介绍与简单评述研究热点时，文章标题为“早期大陆与板块构造启动——前沿热点介绍与展望”的原因。以上文字为解题。

1 近年来有关板块构造启动研究的简介

板块构造启动研究的内容涉及十分广泛，本文仅对启动时间、启动机制以及判定标志三个方面做简单介绍。

1.1 启动时间

对板块构造启动时间的讨论历来是众说纷纭，最主要的有以下几种：

地球大约有45.6亿年的历史，有记录的最古老大陆岩石形成于约44亿年前(Wildeetal., 2001)，第一种观点认为从地球或陆壳形成起，即冥古宙，就存在板块构造。第二种观点认为板块构造始于太古宙的某一时间如3.8Ga、3.3～3.0Ga或2.9～2.7Ga；或者认为起始于2.5Ga(太古宙末期)，对应于全球克拉通化。第三种观点认为板块构造始于2.0～1.8Ga(古元古代中期)，对应于古元古代全球大规模发育的造山系；或者起始于800～600Ma的新元古代末期，对应于全球新元古代以来大大小小的“冷俯冲”造山带。

(1)始于冥古宙

Harrison (2009)将目光盯在古老岩石的记录中。地球上很少有冥古宙的岩石记录，在西澳Jack Hills一些太古宙沉积岩中的碎屑锆石，得到了约4.4Ga的U-Pb年龄。大陆地壳的标志性岩石是花岗岩类，它也是锆石最主要的寄主岩石。因此，Harrison (2009)结合锆石年代学、Lu-Hf同位素和氧同位素组成特征，提出Jack Hills的冥古宙碎屑锆石正是来自花岗岩，并认为地球在冥古宙早期就已经开启了板块构造运动并形成了长英质大陆地壳。Yin (2012)论述了火星原始的板块构造，认为它局部地区(约占总面积的25%范围内)发生了板片回捲(rollback)，其原因是太阳系内部的巨大撞击造成厚层火山堆积物载荷，使得火星上主要走滑断层以50mm/Myr的速度移动；但这并非全星球的构造，因为其余地区保持了不动或缺乏板块构造活动。Yin (2012)由此推测，地球早期或许发生了类似的演化过程。

(2)始于太古宙的某一个时期

地球上的板块运动起始于太古宙某个时期的模型较多，时间跨度从约3.8Ga(甚至4.0Ga)到2.5Ga。多数研究者把目光放在陆壳岩石大规模出现的时间节点上。3.8Ga左右的奥长花岗岩-英云闪长岩-花岗闪长岩(TTG片麻岩)在全球几个主要的克拉通都有保存(Windley, 2007; O’Neiletal., 2007; Condie and Kröner, 2008; Geetal., 2018; Dengetal., 2019)。特别是西格陵兰的古老地盾区，还存在约3.8～3.7Ga的条带状石英铁建造(BIF)的沉积岩(Nutmanetal., 1993)，至少表明该时期海水沉积、陆壳物质的形成和洋壳物质的循环已经开始。很多研究者认为此时板块构造已经以某种形式开始作用，或者与地幔柱构造、滞盖/慢盖构造(stagnant lid/sluggish lid tectonic)等共同作用。特殊矿物如南非金刚石的辨识(Smartetal., 2016)、3.5Ga古老页岩的代表性同位素(如C-N)或元素(如Ti)指标(Greberetal., 2017)等都指示在当时已发生俯冲作用或存在大规模陆壳，并据此推断板块构造已经启动。Nraaetal. (2012)分析了格林兰岛西南部基底岩石的锆石Hf-O同位素组成，发现3.2Ga之前，锆石的εHf(t)值非常接近球粒陨石，而从3.2Ga开始，锆石εHf(t)值开始强烈偏离并表现为显著的负飘。因此，他们推测板块构造特征性的地壳再循环起始于约3.2Ga。

3.0～2.5Ga特别是2.7～2.5Ga时期，是陆壳增生速度最快和体积增加最多的时段(Gengetal., 2012; Zhai, 2014; Zhai and Santosh, 2011; Condie and Kröner, 2013; Wanetal., 2014)。Dhuimeetal. (2015)通过分析火成岩Sr-Nd同位素大数据，发现约3.0Ga前，地壳成分为镁铁质；3.0Ga之后，长英质地壳逐渐形成，并以此作为板块构造作用开始的依据。Tangetal. (2016b)根据太古宙和后太古宙细粒沉积物Ni/Co、Cr/Zn的变化受控于陆壳从3.0Ga前的镁铁质转变为2.5Ga的长英质，指示全球板块构造应在3.0Ga启动。李三忠等(2015)以同时满足刚性岩石圈出现、不对称地幔对流与俯冲作用的出现为准，认为全球板块构造机制启动应在2.7～2.5Ga，完全意义上的现代板块俯冲体制应在1.9～1.0Ga期间某个阶段。2.5Ga是地质年代表中太古宙与元古宙的分界，本质上以重大地质事件的划分为依据，这和显生宙地质时代的“金钉子”界限的含义明显不同。2.5Ga前后的地球发生巨变，最重要的事情是大陆稳定化即克拉通化，随即进入构造静寂期(tectonic quiescence/ unconformity)。一些学者认为2.5Ga是板块构造最可能的启动时间(Zhao and Zhai, 2013)，或者代表了地球历史上某个构造体制转换的时期。Brownetal. (2020a)认为这个转换期可能从新太古代延续到古元古代(约2.3Ga)，具体表现在早期以非板块构造的热构造体制为主，在大面积的陆壳形成和稳定之后逐渐变凉，全球发育以狭窄边界带分离的多个板块，从而启动了由地幔柱引发的大规模俯冲作用。

(3)始于元古宙的某一个时期

基于一些地质事件，特别是变质作用的记录，不少研究者认为板块构造启动于古元古代，大约在2.2～1.8Ga之间(Evans and Pisarevsky, 2008; Van Hunenetal., 2008; Korja and Heikkinen, 2008; Bastowetal., 2011; Zhouetal., 2017)。Brown (2008)和 Brownetal. (2020a, b)认为，板块构造启动之后，将会导致双变质作用的发育，这是大洋扩张和板块俯冲导致大规模位移的结果。他们认为，在哥伦比亚超大陆形成之前，这样的位移在地球历史上是没有记录的。随着地质时代的推移，变质岩的温度与压力比值(T/P)表现出明显变化(图1，Brownetal., 2020a)。T/P值分为高T/P、中T/P和低T/P三组(图1a)。低T/P样品的年龄集中在<850Ma，以显生宙最为明显。少量的低T/P样品发育于2.7～2.5Ga、2.2～1.8Ga，或零星出现于1.4～1.0Ga。由此，Brownetal. (2020a, b)提出约2.2Ga之后才出现比较完整的双变质带，但它们的出现在地质历史上并不连续，直到～800Ma才开始明确存在典型的双变质带，表明现代体制的板块构造应该出现在新元古代之后(Zhouetal., 2017; Zheng and Zhao, 2020; Zhai and Peng, 2020)。

图1 变质作用的温度压力类型(a)及温度压力比值(T/P)随地质时代的变化关系(b)(据Brown et al., 2020a, b)

通过与现代板块构造的各种标志性特征进行综合比较，包括岩浆作用、变质作用、地质单元划分等，符合或接近板块构造的大多数指标出现在1.0Ga之后(Condie and Kröner, 2008)。因此，一些研究者坚信板块构造在约800Ma或更晚才启动(Stern, 2007; Hamilton, 2011)。他们强调岩石圈与地幔的温度，提出新元古代之前的地球是热的，难以满足刚性、浮力和粘滞度等引起板块俯冲的基本条件。Sternetal. (2016)列举了金伯利岩的时间分布规律，发现这些特殊岩石在1.0Ga以前的记录极少，以此推断板块构造在1.0Ga之前不发育。整个地球历史上金伯利岩的时间分布规律似乎也很符合岩石保存偏差的衰减曲线，这与科马提岩等高温熔融的岩石记录也很相似(赵振华, 2017)。

1.2 启动机制

板块构造启动时间存在巨大争议，在很大程度上起因于对板块构造机制的理解不同。板块构造理论形成半个世纪以来，表达形式在不断的发展和完善，但其内涵没有改变。在讨论板块构造登陆以及起源时出现的分歧，大多是因为未能准确理解板块构造机制的基本原理。板块构造揭示的是地球不同圈层间的相互作用、大陆与大洋的相互作用以及地壳与地幔的相互作用。三个最基本的原理即洋底扩张(地幔对流)、大陆漂移和板块间的相互运动。板块有一定的规模和刚性，相互间的运动(特别是俯冲)需要有一定的负浮力，或由洋底扩张和地幔对流的动力推动。板块的基本运动方式是相对刚性的岩石圈在相对塑性的软流圈之上滑动，其边界是不同类型的、深达软流圈的断裂(Frischetal., 2011)。近年来，在板块构造某些核心问题上陆续有新的问题提出，地幔对流和洋底扩张作为推动力，板块的规模、刚性、负浮力等作为保证其基本运动方式的物理条件的概念受到挑战。例如，“自上而下(from top down)”的观点认为板块构造的驱动力主要来源于板块自身的负浮力(Anderson, 2001; 陈凌等, 2020)，将板块构造又称为“俯冲构造”。对板块构造有关概念的理解不同，会导致对于早期板块的启动时间和启动机制的认识存在巨大分歧。

(1)板块构造体制自地壳形成以来始终存在

Yin (2012)提出的火星板片回捲或板片后撤模式(slab rollback)本质是太阳系内部的巨大撞击造成火星表面厚层火山堆积物载荷走滑。同样的过程或许发生在同为太阳系的行星地球上，某些地质现象也被推测记录了地球上冥古宙的板块构造。Turneretal. (2020)认为板块俯冲造成的岩浆活动是板块构造体制的重要判别依据。他们根据西澳Jack Hills古老岩石中的冥古宙碎屑锆石岩浆分配系数进行全岩成分回算(得到全岩SiO2含量～59±6%)，认为源岩不是板内镁铁质岩石也不是TTG岩石或者Sundbury碰撞的熔融产物，而是类似于现代俯冲形成的安山岩，由此提出地球在约4.3Ga就存在板块构造。Kuskyetal. (2018)将均变论应用于现存岩石记录的研究，列举和评估了地质历史时期地球化学和同位素年代学数据限定的岩石记录和构造-岩石组合，提出在比现今更高的地幔温度和地温梯度条件下，早期地球显示出具有一定地球化学成分特征差异和更软弱的大洋岩石圈、热俯冲带引发俯冲板片的更大程度熔融，以及不同的生物圈和大气圈环境，但各种对板块构造具有判别性的地质学证据都确凿无疑地指示板块构造至少在最早形成岩石时(4.0Ga)就已存在。

(2)热是地球演化以及构造体制转变的根本制约因素

更多的研究者关注地球从早期的炽热无序到逐渐变凉，引起了圈层分异和构造体制的变化(Van Hunen and Moyen, 2012)。因此，板块构造在地球降温到一定程度以后才会出现，而且也会在地球冷到一定程度后停止(Zhai and Peng, 2020)。板块构造从古太古代到新太古代至古元古代是幕式出现和演化的。例如，Sleep (2015)和Gerya (2014)认为板块构造始于太古宙，在3.2Ga或者更早时期出现。地质时代越早，出现俯冲的频率越高，规模越小。类大洋或类大陆岩石圈由于高的莫霍面温度(>800℃)，造成粘滞度弱、地幔的温度高于现代约175～250℃，这将阻碍稳定岩石圈板块的俯冲深度。在600～800Ma时期，地幔温度发生转变，比现代高80～150℃，可能允许大陆俯冲更稳定，从而导致超高压(UHP)岩石有限地发育在前寒武纪。图2a显示了前寒武纪超热、热、混合以及冷造山带的分类(转引自Gerya, 2014)，图2b指示造山带随着地质时代不断演化，2.0Ga是关键的热演化时间节点。很多文章强调前寒武纪的板块构造不是全球性的，是局部出现的，随着时间的变化逐渐成为全球的主导构造(Condie and Kröner, 2013)，并且从平缓的运动向更深的俯冲转变(Abbottetal., 1994; Sizovaetal., 2014)。

图2 前寒武纪造山带分类(a)和随时间的演化(b)(转引自Gerya, 2014)

1.3 板块构造的判别标志

板块构造的判别标志是不同研究领域的研究者根据自身领域对板块构造的理解分别提出的，它的使用能把复杂的问题简单化，但同时也可能把非唯一的解当做唯一证据。因此，除了对这些判别标志进行认真的研究核实之外，还应注意它们的多解性、有限性和片面性。

(1)主要判别标志

图3是一个关于板块构造的主要判别标志图，以及其可能出现的地质历史时期(据Condie and Kröner, 2008简化)。最受关注的判别标志包括地球化学特征、变质作用、花岗岩和洋壳(蛇绿岩)的出现等等，它们被广泛应用于解释壳幔作用、洋陆转换和地球动力学过程。赵宗溥(1993)曾把地球早期演化的难题概括为两个未解之谜，即TTG和太古宙麻粒岩的形成，这两个难题的解密就几乎涵盖了以上所有的问题。对于这两点，下文将分别介绍。古地磁标志是现代板块构造确立和板块重建的重要标尺，但是对早期板块构造来说，后期构造对原有古地磁记录的影响是致命的。20世纪90年代末，我国学者曾与德国学者在怀安地区开展新太古代-古元古代地体的古地磁研究(Zhang, 2001)，效果并不理想。Evans and Pisarevsky (2008)和Cawoodetal. (2006)也曾对南非、北美等古老克拉通进行古地磁大陆重建工作。最近，Brenneretal. (2020)利用古地磁手段发现西澳3.2Ga的Honeyeater玄武岩记录了显著的古纬度偏转，认为板块构造在3.2Ga之前就已经大范围运转。但是，这个古纬度变化是相对于地球的磁极，而地球的磁极本身会随时间变化(true polar wander)。因此他们观测到的记录到底是反映了真实的板块水平运动，还是磁极自身位置的偏移，目前不得而知。

图3 板块构造的主要判别标志(据Condie and Kröner, 2008简化)

(2)地质证据与综合判断

绝大多数研究者都赞同综合的地质分析在判断地质事件性质和讨论地质动力学过程中是第一位的，但是由于早期的地质现象在后期的演化中常常被改造甚至被抹去，这导致综合地质分析在早期地球的研究中经常被忽视。早期的构造变形、“板块边界带”的组成和结构，特别是岩浆岩组合、变质作用和变质带结构、沉积岩建造，以及不同块体之间的宏观比较是非常重要的。对于蛇绿岩带的研究，需要用到综合的地质方法，其研究的内容不是单一的岩石类型，而是一套岩石组合，包括岩石类型和组合、彼此间的地球化学性质与关联、岩石的同源性、变形特征与变质历史、围岩与区域地质，以及地质年代学等。我国的一个研究实例是华北的东湾子蛇绿岩(Kuskyetal., 2001; Zhaietal., 2002; Kusky and Zhai, 2012)。在后来的研究中，Kuskyetal. (2018)进一步强调板块构造体系的意义，强调通过全球地质对比的研究思路，并通过一系列的对比和归纳总结，推断在地球早期(4.0Ga)就存在着与现今相似的岩石构造体系，可以作为研究古老的板块边界的重要对象。图4显示的是现代活动大陆边缘的岩石构造体系(图4a)和古老克拉通中变质变形的岩石构造单元(图4b)。Kuskyetal. (2018)将华北克拉通中部，南从赞皇，北经五台，向东-东北到遵化和辽西建平的新太古代地带划为新太古代末的板块边界构造带，虽然这种划分存有不同意见，但仍不失为一个利用综合地质方法研究古老克拉通的例子。

图4 活动大陆边缘系统(a)和古老克拉通(b)(据Kusky et al., 2018)

Cawoodetal. (2018)认为板块构造的发展可能经历从非板块、幕式或长期不稳定(secular)板块到现代板块构造的演化过程。刚性的岩石圈的运动、变形和地质行为应该在沉积岩、火山岩和变质岩中有记录。在地质分析时要充分识别不同时代岩石组合的地质特征及其差异性，以及不同地质体之间的相互作用。他们还指出随着时代变化，前Pangea的板块构造和现代有差别，地质特征的对比和板块体制中地质单元的划分都需要考虑时代因素。

图5 O-Si同位素对水热或沉积条件的示踪(据Deng et al., 2019)

(3)地球化学特征

地球化学是固体地球科学领域最活跃也是发展最快的学科之一。从早期地壳元素克拉克值的计算到现在，人们已经逐渐加深了对地球不同圈层物质特性的了解，特别是地壳、地幔以及外部一些圈层的物质组成，从定性的了解向定量化的研究深化；并且可以通过元素包括同位素的含量、比值和其它指标，了解大洋、大陆、不同地质体、不同构造背景的岩石、岩浆源区的差异和岩浆过程，可以研究壳-幔、洋-陆、深部与浅部、内部与外来物的物质交换和循环，探讨动力学机制和大地构造背景。其中，同位素的定年和地球化学示踪是最受关注的研究方向。2020年，中国科学家评选出十大科学前沿问题，作为唯一地球科学选题的“地球物质组成与循环”高票入选。随着高精度和高分辨率分析仪器及其技术的发展，进一步推动了地球化学的学科发展，地球化学理论的提高反之推动技术和仪器的改进。在这个形势下，对地球化学数据使用和解释中的简单化、程式化的问题有所暴露，有些地质工作者对此提出了担忧。火成岩地球化学性质作为板块构造的识别标志之一，在板块构造起源的研究中也是最受关注的。虽然某些指标的解释是多元的、不唯一的，但在地质某个时期，一些关键数据，特别是系统的指标变化所暗含的地球演化机制的突变是不能忽视的。

在地球化学性质及其变化方面讨论较多的岩石和地质体是科马提岩、金伯利岩、玄武岩高地、古老洋壳、绿岩带、太古宙蛇绿岩、岛弧火山岩、TTG和钙碱性花岗岩等(Shireyetal., 2008; Moyen and Van Hunen, 2012; O’Neilletal., 2016; Sternetal., 2016; Cawoodetal., 2018)。不少研究者都很关注地幔和地壳地热梯度对岩石地球化学性质的制约作用，以及同类岩石地球化学性质随地质时代变化的差异及其原因。矿床作为特殊的岩石组合，对于构造环境、源区和地质时代十分敏感和带有标识意义，也被地质学家赋予板块和构造体制判别标志的重要内涵(Grovesetal., 2005; Kerrichetal., 2005; Zhai and Santosh, 2013; 赵振华, 2017)。

这里选择几项新的进展简介如下。Tangetal. (2016b)通过研究不同时代页岩和冰碛岩里的Ni/Co和Cr/Zn比值，重建了大陆上地壳从3.2Ga至今的MgO含量和主要岩性变化，发现地球上长英质的大陆地壳在3.0～2.5Ga才开始大量出现，并提出这种地壳成分的剧变代表着板块构造的启动。Trailetal. (2018)对太古宙碎屑锆石的研究未发现偏重的Si同位素组成，然而随后Dengetal. (2019)报道了对太古宙TTG的全岩Si同位素分析结果，强调发现TTG样品不论年龄大小，Si同位素全都偏重，可能暗示TTG的源区混入了大洋沉积的硅质岩(图5)。Smitetal. (2019)分析了地幔钻石中硫化物包裹体的S同位素，发现只有<3.0Ga的钻石硫化物包裹体才有太古宙地表环境特有的33S非质量相关分馏现象，从而提出板块构造不应早于中太古代。Liuetal. (2019a)将显生宙和太古宙约55000件基性岩浆岩样品按SiO2含量45%～49%和49%～52%分成两组，计算低硅和高硅岩石中高场强元素Nb、Ti或P的平均含量与SiO2的关系及其差值DIFF随时间的变化，发现显生宙基性岩中Nb、Ti、P元素平均含量与SiO2含量呈负相关关系，而太古宙的基性岩却无负相关。DIFF值指示碱性玄武岩比例于21亿年前开始大幅度增加，是地幔温度快速降低的结果，表明持续性的板块俯冲体制开始于21亿年前。Liuetal. (2019b)还研究了火山岩中记录的Th/U系统与大气中氧的变化关系(图6)。数据表明，大气氧从微不足道的水平发展到现在的水平，经历了两个主要的台阶，即大氧化事件(Great Oxidation Event, GOE)和新元古代氧化事件(Neoproterozoic Oxygenation Event, NOE)。而弧火山岩记录的Th/U体系的变化主要发生在约2.35Ga和0.75Ga，与两个主要的氧化事件一致。因此，大气氧的激增是地球历史上关键的俯冲事件的反映。

图6 地球历史上氧化还原敏感地化指标(据 Liu et al., 2019b)

以上几项新的研究进展都很有说服力，但他们的观点也同时存在争议。最主要的原因是，虽然这几项研究均揭示了一些表层岩石进入到地幔并经历物质循环的地球化学指标，但是造成物质循环的地质过程和动力学机制不一定就是代表现代地质构造样式的俯冲作用和板块机制。例如，根据滞盖构造理论模式(Piper, 2013; Bédard, 2018)，当在地表堆积的表壳岩石有一定厚度时，可促成地幔循环冷却并影响到上地幔，扰乱地球热产生/消耗的平衡，最后引起地幔反转，这个地幔热异常的带叫做地幔上涌反转带(overturn upwelling zones, OUZONES)。玄武岩、科马提岩等表壳岩石都可能被带到地幔深度，经历变化和发生拆沉，造成陆壳和大陆岩石圈地幔的局部与暂时的耦合。其它假设的构造学说，特别是地幔柱构造，也会造成壳幔的相互作用。在现代板块构造出现之前，长期变化的(secular)板块构造机制与现代板块之间的差异性不一定仅体现在规模上，还可能体现在方式和机制上，这是地球化学数据解释中需要注意的(Cawood, 2020a)。

(4)变质作用

变质岩和变质作用是记录以及反演地球演化历史的黑匣子。变质岩最主要的出露区是早前寒武纪地质体和显生宙碰撞型造山带(赵宗溥, 1993)。在太古宙地体中，高级变质的岩石主要出露在片麻岩-麻粒岩区，低级变质的岩石主要出露在绿岩带(Windley, 1995)。人们长期认为片麻岩-麻粒岩区的变质岩石经历了中压高温麻粒岩相和高角闪岩相变质作用(沈其韩等, 1992)。笔者等(翟明国等, 1992)在华北发现高压麻粒岩地体后曾提出在早前寒武纪存在与现代相似的大陆碰撞作用，被2002年的彭罗斯会议称为“早期板块构造的钥匙”。高压麻粒岩相岩石可达到麻粒岩-榴辉岩转换相，普遍经历了中压麻粒岩相减压变质作用的叠加。此后，研究者还关注高温麻粒岩，特别是它们与高压麻粒岩相岩石密切共生并经历了相同的变质变形历史。各类麻粒岩的峰期变质年龄为1.96～1.90Ga，中压麻粒岩相和角闪岩相退变质年龄为约1.85Ga和1.80Ga。随后的研究发现，高压麻粒岩相岩石仍属中压变质相系，与现代大陆碰撞作用所形成的变质作用在温压梯度、抬升速率、原岩组合及动力学机制等方面存在差异(Zhai and Santosh, 2011; Zhouetal., 2017)。

陆壳岩石的变质作用随时代表现出温度降低和压力升高的事实已经被揭示(Brown, 2008; Brownetal., 2020b; 翟明国, 2009, 2012)，图7中清楚地显示变质岩石记录的地热梯度(温压梯度)在新太古代集中在30℃/km上下，古元古代集中在22℃/km上下，显生宙集中在10℃/km以下。但是就单一的变质岩石而言，超高温的变质岩在显生宙也有存在，一些高压的岩石在太古宙也有报道。最早的双变质带(paired metamorphic belts)概念是Miyashiro (1961, 1973)提出的，主要表示在俯冲板块的边界带，大洋一侧和大陆一侧的变质岩石分别以高压低温和高温低压为特征，并由此可以判定俯冲极性和动力学过程。此后有学者用于陆-陆碰撞带，但没有达成共识。Brown (2008)和Brownetal. (2020a)提出双变质带(bimodal metamorphic belts)可能最早出现在新太古代，并在古元古代～2.2Ga出露完整。他们认为高压带出现在造山带，高温带是造山腹地(hinterland)上冲板片断裂后，伸展过程中导致的变质作用。Zheng and Zhao (2020)提出两种范式的板块构造(图8)：一是现代范式的板块构造，以冷俯冲为特征，典型产物是阿尔卑斯式蓝片岩-榴辉岩相变质系列；二是元古代范式的板块构造，以暖俯冲为特征，典型产物是巴肯式角闪岩-麻粒岩相变质系列。他们通过检查板块边缘的动力体制和热状态，发现俯冲板块边缘在低热梯度下表现出刚性行为，表壳岩石能够俯冲到大陆岩石圈地幔深度；在中等热梯度下即可表现出韧性行为，表壳岩石只能俯冲到大陆下地壳深度。太古宙时期以广泛出现的暖俯冲为标志，在古元古代开始出现局域性冷俯冲，到新元古代起才出现全球性的冷俯冲。Cawood (2020b)强调高温下俯冲地质体的韧性与低温俯冲刚性的重要差别，其界限可能在800Ma，是由地幔的温度演化决定的。他还指出从时间尺度上看可能有双变质带，但在空间上未必是对应的。因此，流行的双变质带在文献中用词以及概念上都是不一致的。近几年，不少研究试图恢复古老的双变质带，例如，Huangetal. (2020)将华北克拉通南部的登封杂岩划分为西部和东部两部分，并基于它们相似的变质年龄(2.50～2.54Ga)，但不同的变质温压梯度，分别是ca.425～600℃/GPa和ca.720(850)～1200(1400)℃/GPa，提出登封杂岩构成了新太古代末的双变质带，代表了碰撞造山作用。其他学者对华北克拉通南缘太华杂岩(Luetal., 2020)，以及冀东新太古代麻粒岩(魏春景, 2018; Luetal., 2017; Liu and Wei, 2020)的研究，识别出温压梯度不同的两类变质岩石，但认为它们经历了新太古代末和古元古代两期变质作用，并在局部有变质作用的叠加。

图7 变质岩的地热(温压)梯度随时代变化图解(据Brown, 2008; 翟明国, 2009)

图8 两种范式的变质作用(据Zheng and Zhao, 2020)

变质作用的研究要避免简单的变质岩和变质条件的比较，要注重变质带结构、变质岩组合，以及相关岩浆岩、沉积岩组合的研究，更要注重变质体系、变质历史，以及原岩建造、后期部分熔融及岩浆作用改造的研究，要认真划分变质阶段和精确限定不同变质阶段的时代，要通过变质作用研究地球和大陆总体的热状态、热演化及其动力学过程，要把变质作用与不同类型的变质岩石的刚性状态、流变性、粘滞度和密度的研究结合起来。

2 关于早期大陆与板块构造

目前，太阳系中只有地球大规模发育花岗岩，换言之，只有地球拥有以花岗岩为主体的陆壳。如果我们把板块构造理解为不同物性、不同物质组成的岩石圈板块之间的构造运动，那么没有花岗岩就没有壳-幔和洋-陆之间的运动和转换，也就是不存在板块构造运动。在讨论板块构造起源时，已经有越来越多的研究者注意到大陆地壳的形成和演化，但是重视与强调的程度仍然不够。月球的陆壳是斜长岩，洋壳是陨石坑中撞击导致月幔部分熔融的月海，斜长岩高地(月陆)早于月海形成。如果火星是已经过度冷却并因为某种原因使得原有的大气圈、海洋(水)圈逃逸或完全破坏，那么进一步的研究需要解决火星表层沙尘的物质组成，能否分出大洋区和大陆区，以及大陆区是否是以花岗岩为主、平均成分是闪长岩的物质体。

2.1 大陆的形成

地球上首先出现的是陆还是洋的争论从未停止。地球至今所发现的最古老岩石是高钠的花岗岩系列岩石(TTG)。最早的TTG质岩石或者初始古陆核的形成可以通过科马提质岩浆高度分异实现(Jordan, 1978)，但是借由此模式来形成TTG陆壳是困难的：在地球上尚未发现对应于如此巨量的TTG岩石的岩浆堆晶成因的超基性和基性岩存在，也未在地幔中找到它们拆沉返回并对地幔成分明显改造的记录。那么大量的TTG岩石的形成可能更需借助二次岩浆分离模式来完成(Martin, 1987)。从这个角度上讲，地球的演化历史从本质上与月球有根本的区别。二次岩浆分离的模式是基于非板块机制还是基于板块机制，至今仍没有争出是非(Barker and Arth, 1976; Glikson, 1979; Johnston and Wyllie, 1988; 赵宗溥, 1993; Martinetal., 2005; Smithiesetal., 2007)。借鉴于显生宙埃达克岩的成因，目前洋壳俯冲熔融的模式比较流行，但仍然有一些学者指出埃达克岩与TTG岩石在地球化学上特别是Mg#具有重要差别(Martinetal., 2009)。Condie (2001, 2004)强调早期至少在2.7Ga之前，地幔柱等构造是形成TTG更重要的方式。假如地球先有洋壳，那么最早形成的陆壳是很小的陆核，而后逐渐长大是基本的共识，即3.8～3.6Ga之前的陆壳还很小，大量的陆壳形成在2.8～2.7Ga之后(Condie, 2004; Brownetal., 2020b)。它们是如何增生的，则有相当大的争议。Moyen and Laurent (2018)认为太古宙和现代的地幔源区火成岩的对比研究对于理解TTG成因是有帮助的(图9)。他们的研究表明，太古宙镁铁质-超镁铁质岩石的源区集中在一个“中间位置”、地幔没有那么亏损、俯冲记录罕见、洋底高原与洋中脊的差别没有那么大。因此，太古宙在2.5Ga之前可能是与显生宙不同的构造环境(Condie, 2008)。太古宙特殊的岩石类型指示太古宙的地热梯度大约是现在的3倍，在20～50℃/km之间(Xiongetal., 2005; 张旗和翟明国, 2012)，如果取30℃/km计算，温度900～1050℃时共存的矿物组合是斜长石+角闪石(图10, 熊小林等, 2005, 2011)，压力约在0.9～1.1Ga之间，熔融残留相可以没有石榴石(Stern, 2007)，加厚镁铁质地壳不是必须条件。从冥古宙到太古宙结束的约20亿年的漫长时间内，TTG和陆壳的形成可能不是也不必是同一的构造机制驱动和完成的。

图9 推测的太古宙时期构造样式(据Moyen and Laurent, 2018)

图10 含水玄武岩部分熔融域温度-压力相图以及太古宙地热地温梯度矿物相边界及反应线(引自熊小林等,2005, 2011)

2.2 大陆演化、克拉通与大陆岩石圈

大陆演化的几个根本问题是大陆地壳的形成、生长、稳定化、成熟化和壳幔循环与洋陆转换。在时间上，多数学者认为大陆是幕式生长，至少有3.8～3.6Ga、3.3～3.0Ga、2.9～2.7Ga以及～2.5Ga几个关键阶段(Windley, 1995; Zhai, 2014; Condie, 2008; Moyen and Laurent, 2018; Brownetal., 2020b)。从空间上看，最早是小的陆核出现，然后或围绕陆核增生或是类似俯冲造山增生，很大的可能是最先出现在洋底高原附近。此后陆壳应该逐渐长大成一定规模的微陆块，微陆块与洋壳之间可能出现不同方式的相互运动，如小规模的俯冲、地幔反转、重力拖引等，是陆壳生长的主要原因。格陵兰3.8Ga的古老变质地体中，除了TTG片麻岩之外，条带状硅铁建造(BIF)的沉积已经成规模出现，并且有3.7～3.8Ga的镁铁质岩墙侵入，证明一定规模的陆壳已经形成并出现了深海沉积(Nutmanetal., 1993)。从物质成分来看，钠质为主的陆壳逐渐富钾(成熟化)。主要的陆壳成熟化阶段是2.7～2.5Ga(Condie, 2001, 2004, 2008; Zhaoetal., 2020)。实际上，研究已经发现，从～3.8Ga起，最早形成的TTG岩石就会很快发生重熔，逐渐出现富钾的现象。富钾岩石是先存岩石部分熔融或者参与风化和沉积的物质记录(Wanetal., 2005; Wuetal., 2008; Lietal., 2017a; Wangetal., 2020)。火山岩中出现渐渐增多的钙碱质岩石，这个过程指示了壳幔相互作用，说明地壳参与了物质循环和地幔的部分熔融。最近，Lietal. (2020)通过Mg同位素研究，进一步确定太古宙的S-型花岗岩主要形成在新太古代，认为可以更好地限制地壳成熟化的过程和时代。

花岗岩的出现可能最早在4.4Ga之前，但是大陆岩石圈的出现则要晚得多(Zhai and Peng, 2020)。岩石圈在陆壳演化的什么时期出现以及是什么状态，是文献中涉及很少的薄弱环节。一个非常重要的事件是克拉通化，即稳定大陆的形成过程。虽然各个大陆的克拉通化时间有差别，但大都发生在新太古代。2.5Ga作为太古宙与元古宙的界限，标志着在这个界限前后，地质记录发生了巨大的变化。可以说，克拉通化是地球演化历史上最伟大的事件，甚至没有“之一”。它的内涵是固体地球稳定的圈层基本形成、地壳与地幔耦合并在地壳内也出现了上下地壳的分层、固体圈层与大气和水圈层基本耦合(翟明国, 2011)，代表一个时代的结束和另一个时代的开启。克拉通化事件还被推测是超级克拉通或克拉通群的形成(Rogers and Santosh, 2009)，这约束的是超级克拉通大陆的规模。据研究，新太古代末超级克拉通的规模与Pangea超大陆相当。当然，超级克拉通与现在大陆仍有差别，由于当时的地幔和地壳的地热梯度比现代高，地壳或岩石圈的厚度比现代厚(Moyen and Van Hunen, 2012)，它们在后来的演化中再进一步调整。

在克拉通化之后，地球的构造演化停滞(unconformity)了2～3亿年，此后地球被全球性裂谷和冰期充斥，出现大氧化事件，接着演绎了环境剧变与生命演化的史诗。克拉通化的机制是需要进一步探讨的。克拉通化的标志是稳定的克拉通盖层沉积、镁铁质岩墙群、大量的壳熔花岗岩出现，以及相对应的以相容元素与难熔的不相容元素的分离等为标志的圈层稳定与耦合(赵宗溥, 1993; Windley, 1995; 翟明国, 2011)。这里需要强调的是，岩石圈在这个时期的状态、组成、结构、厚度、以及地热梯度等等的研究，对于克拉通化是如何实现的，以及为板块构造的启动创造了怎样的条件，一定是至关重要的。在基金委资助的“大陆地壳演化与早期板块构造”项目中，将新太古代2.7Ga至古元古代末期的1.8Ga这个时间段，称为地球演化特别是约束板块构造启动的“关键期”。

3 华北克拉通的研究进展与构造模式

华北克拉通虽然不大，但是历史悠久并且早前寒武纪地质演化的记录齐全，构造叠加强烈，信息量很大，一些成果具有代表性。在讨论大陆演化和早期板块构造时，华北克拉通的例子值得认真分析和思考。下面对华北克拉通新太古代和古元古代两次构造转折的研究做简单介绍。

3.1 新太古代

华北克拉通新太古代地质的研究在：1)当时是否存在蛇绿岩；以及2)期间强烈的地壳生长与活化等两个方面表现突出，在年代学、地球化学和变质作用方面进展很快，积累了丰富的资料。

(1)克拉通化与构造演化的研究简史

华北克拉通的太古宙杂岩出露广泛，岩石类型多样、变质复杂、变形强烈、矿产丰富，新中国建立以来至“文化大革命”期间都涌现出很多重要成果。1981年改革开放初期，在“科学的春天”来临之际，中国召开的第一个大型国际会议就是“国际前寒武纪地壳演化学术讨论会”，国际著名学者齐聚北京，对于前寒武纪地质、新理论和研究方法都展开了热烈的讨论。程裕祺和张寿广(1982)提出华北在太古宙末期经历了麻粒岩相和角闪岩相两次区域变质和广泛的混合岩化作用，是华北克拉通化的主导机制；笔者曾对华北克拉通太古宙含BIF建造的太古宙火山沉积岩系统研究并以鞍山为例，提出了高级区代表岛弧的根部，绿岩带代表弧后盆地的岛弧连续增生构造模式，提出板块构造在太古宙已经是支配构造体制(Zhai and Windley, 1990; Zhaietal., 1990)。1993年，赵宗溥先生等提出华北经历了两次克拉通化，以垂直构造为主的陆壳结晶基底抬升与掀斜模式为主导(赵宗溥, 1993)。同年，白瑾等(1993)提出华北原地台破裂后在太古宙末期重新焊接。钱祥麟(1994)提出华北克拉通是下地壳水平状剪切和板底垫托导致的陆壳垂直增生成陆。伍家善等(1998)提出吉-辽-鲁岛弧带拼接东部陆块与西部、南部陆块的拼合模式。Kuskyetal. (2001)提出华北冀东遵化地区有～2.5Ga的新太古代东湾子蛇绿岩(图11)，并存在大洋地幔的残片。这个报道引起国内外的广泛关注和争论(Zhaietal., 2002; Kusky and Li, 2003; Zhaoetal., 2010)，核心问题是如何识别古老蛇绿岩、如何定年以及是否能确定在华北克拉通存在一个太古宙板块构造的实例。2002年北京召开彭罗斯会议之际，多名国际著名前寒武纪地质学家又共同考察了遵化地区，进行了热烈的野外和会议讨论。虽然分歧依旧存在，但是东湾子蛇绿岩的争论，推动了中国乃至世界的早前寒武纪地质的研究(Kusky and Zhai, 2012; Kuskyetal., 2018)。Zhaoetal. (1998, 2005)注意到华北中部存在高压麻粒岩地体，提出可能早已存在的东、西两个古陆，从2.5Ga起开始俯冲，最终在1.85～1.8Ga拼合形成华北克拉通。笔者等(Zhai, 2004, 2014; 翟明国, 2011; Zhai and Santosh, 2011, 2013)根据地质学、岩石学和变质作用最新的观察和数据资料，改变了对华北克拉通岛弧连续增生的成因看法(Zhai and Windley, 1990)，提出古老微陆块(高级区)在ca.2.6～2.5Ga拼合并由绿岩带焊接的穹隆-龙骨模式。一些研究陆续提出华北新太古代不同地区微陆块拼合及其方式(Santoshetal., 2016; Chenetal., 2016; Pengetal., 2013; Shanetal., 2019; Tangetal., 2016a; Wang and Liu, 2012; Wangetal., 2017; Yangetal., 2016)，板块构造和非板块的构造模式都被考虑和论证。朝鲜半岛的太古宙基底以及与华北克拉通的联系也被研究并引起关注(Zhaoetal., 2006, 2020; 吴福元等, 2016; Zhaietal., 2019)。

图11 华北克拉通中部蛇绿岩带及构造模式图(据Kusky and Zhai, 2012)

图12 华北克拉通前板块-始板块(Ⅰ)、早期板块(Ⅱ)和现代板块构造(Ⅲ)演化示意图(据Zhai and Peng, 2020)

(2)太古宙岩石学、地球化学和年代学研究

近年来华北克拉通太古宙的研究积累了大量的岩石学、地球化学和同位素年代学资料(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)，已经有了系统的梳理和讨论(Gengetal., 2006, 2012; Liuetal., 2002, 2019, 2009; Wanetal., 2011, 2012, 2016)，华北克拉通可能是世界上数据积累最多的古老陆块。

图13 华北克拉通太古宙正片麻岩类的An-Ab-Or图解(a)和εHf对207Pb/206Pb年龄图解(据Zhai et al., 2020)

图14 华北太古宙绿岩带中玄武质表壳岩的Nb/Th-La/Sm图解(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b)(据Zhai et al., 2020)

图15 冀东麻粒岩的P-T条件与轨迹(a, 据魏春景, 2018)和华北克拉通几个典型新太古代末变质岩的P-T条件与轨迹(b,据Zhai et al., 2020)

华北一些沉积岩石中冥古宙的碎屑锆石以及华北南缘奥陶纪火山岩中冥古宙继承锆石的发现，以及华北南缘麻粒岩包体中的始太古代岩浆锆石的发现(Zhengetal., 2004)，暗示华北曾有或在深部陆壳中可能还保留有冥古宙岩石和始太古代岩石。鞍山地区38亿年的TTG片麻岩经历了后期的活化和改造，类似年龄的碎屑锆石在多处发现，也说明古太古代的古老岩石可能在华北的分布比以前推测的更广。具有明确洋壳性质的早前寒武纪岩石在华北至今不能确定，绿岩带中的岩石组合不具有现代洋壳的性质，这与世界上其它古老地块上的表壳岩层的洋壳之争是一样的(翟明国, 1991a, 2012)。即便如此，华北克拉通最早的TTG仍有可能是古老大洋高原岩石部分熔融产生的(图12a; Zhai and Peng, 2020)。已有的研究表明华北的陆壳最主要的生长期是2.9～2.7Ga的新太古代，并形成了由绿岩带分割和连接的若干微陆块(图12b)，随后在2.6～2.5Ga的新太古代晚期经历了强烈的地壳活化和变质作用。华北的克拉通化总体结束于～2.5Ga，局部地区最后稳定在～2.45Ga。华北早期陆壳的演化明确地展现了从钠质陆壳向钾质陆壳的演化趋势。早期的陆壳岩石主要由TTG岩石组成，它们在后期演化中出现活化和部分熔融的现象，钾长石交代和形成不同类型混合岩的现象普遍存在。2.7Ga之后，除了混合岩化更加强烈和普遍外，黑云母花岗岩(被古元古代叠加改造为片麻岩)成为岩席和岩体出现的比例大增。正片麻岩类的长石分类图解和εHf对207Pb/206Pb年龄的图解体现出这种演化趋势(图13)。绿岩带中表壳岩的研究显示，2.7Ga之前的火山岩是以拉斑玄武岩为主，夹有科马提岩和英安岩，钙碱性火山岩很少；在2.6～2.5Ga的火山中，钙碱性火山岩比例增大(图14)，出现一些安山岩和安山质流纹岩。深成岩和表壳岩都表明华北克拉通的陆壳成熟化在太古宙末有一个跳跃式发展，表明壳幔作用以及陆壳岩石的深部循环增强。一些研究还详细地对比了华北克拉通东部、西部和中部的早前寒武纪岩石和显生宙的沉积岩以及现代河沙的锆石。研究结果显示，东、西部(包括鄂尔多斯盆地基底)和中部的太古宙岩石的岩浆锆石、变质锆石和碎屑锆石都具有相似的年代学信息和同位素地球化学信息以及演化趋势，没有明确证据指示它们在2.5Ga或1.9～1.8Ga之前分属不同的陆块(Gengetal., 2012; Wanetal., 2016; Zhangetal., 2015)。

(3)新太古代末变质作用

华北高级区和绿岩带两个基本的地质单元都经历了多期变质，而且经历了多期的基底岩石活化。Jahn (1990)曾经将华北描述为，含BIF的表壳岩成为“小船般的”残片漂浮在花岗岩海中，用以形容基底活化(混合岩化)的强烈程度。高级区岩石普遍发生了麻粒岩相变质作用和深熔作用，局部经历了高角闪岩相变质作用；绿岩带普遍发生角闪岩相变质作用，局部麻粒岩相以及局部绿片岩相变质作用。这两种变质地质体都经历了一期强烈的角闪岩相退变质作用阶段(沈其韩等, 1992)。另外，早古元古代的麻粒岩相-角闪岩的变质作用非常强烈，造成许多变质岩区都有不同程度的叠加，这就使得华北克拉通的变质作用研究的难度很大。近几年来，新太古代末期变质，也就是和克拉通化以及超级克拉通形成有关的变质作用研究进展很大，为建立新太古代末的构造体制提供了很多依据。

详细的微区岩相学和矿物学的工作为变质作用定年提供了可能。原位微区的锆石和其它变质矿物的定年工作能够确定华北克拉通普遍发生了新太古代末的变质作用，变质年龄在主要ca.2.54～2.46Ga之间(Luetal., 2017, 2020; Baietal., 2015; Xieetal., 2014; Chenetal., 2017; Dengetal., 2016; Duanetal., 2017; 刘平华等, 2011; Wuetal., 2013; Yang and Wei, 2017; Liu and Wei, 2020)。这些变质岩石出露在华北克拉通的边缘和内部，包括了通常所称的东部、西部和中部。从地质体上讲，包括了高级区和绿岩带，从岩石类型上讲，包括了岩浆岩(片麻岩类与基性麻粒岩或斜长角闪岩)和沉积岩，还有紫苏花岗岩(一般认为其成因是与麻粒岩相关的深熔作用的产物)。新太古代末的变质作用可以确认，遗留的问题是这期变质作用仍可以分出峰期和退变质不同阶段。即便ca.2.54～2.46Ga的变质时代所代表的变质期次已经有不少讨论，但进一步的研究仍有很大的余地。

魏春景(2018)对冀东麻粒岩的变质作用和P-T-t轨迹进行了全面总结(图15a)。太平寨卵形域中的基性麻粒岩以中粒二辉麻粒岩为主，有些样品的角闪石周围出现叠加变质形成微粒矿物组合，个别样品中也可见辉石周围发育石榴石冠状体，形成“红眼圈”结构。利用稀土元素温度计确定二辉麻粒岩的峰期达到了～1000℃的超高温条件，麻粒岩中的锆石仅记录新太古代末期变质年龄(～2.50Ga)，与周围TTG质岩石的结晶时间近于相同。洒河桥线性带中的基性麻粒岩以细粒高压麻粒岩组合为主，偶见中粒二辉麻粒岩残留，其峰期P-T条件分别为800～860℃/1.0～1.2GPa和950～1070℃/1.0GPa；麻粒岩中锆石主体记录新太古代末期变质年龄，但出现少量古元古代变质锆石(1.97～1.83Ga)，石榴石-全岩Lu-Hf等时线年龄为1.77～1.78Ga。由此推测太平寨和洒河桥地区都经历了新太古代末期超高温麻粒岩相变质作用，在古元古代晚期又遭受了高压麻粒岩相变质作用的差异性叠加。相平衡模拟构建麻粒岩P-T轨迹为逆时针型，包括3个阶段：低压加热至超高温(AG-Ⅰ)；近等温升压至压力峰期(～1.1GPa)(AG-Ⅱ)；和峰后降压降温至固相线(AG-Ⅲa)以及在亚固相线下的降温降压过程(AG-Ⅲb)。洒河桥泥砂质麻粒岩的峰期变质条件和时代均与二辉麻粒岩一致。魏春景(2018)对此变质过程的解释是太古宙克拉通的形成受太古宙特有的垂直构造体制控制，与太古宙之后线性造山带的构造体制完全不同。除麻粒岩相的深成岩之外，麻粒岩相表壳岩也普遍经历超高温变质作用，指示岩石受到后续地幔极高温岩浆喷发并被埋深加热，或者受到下部TTG质岩浆海的加热，被加热的岩石(总伴有BIF铁矿层)被破碎并在密度驱动下沉入岩浆海深部，达到下地壳深度。

冀东蒌子山-老李家的泥质麻粒岩得到顺时针的P-T轨迹(Luetal., 2017)，变质矿物组合和反应与羊崖山的很相似(Liu and Wei, 2020)，后者被解释为逆时针型。Liu and Wei (2020)指出超高温变质峰期前有升压过程，之后经历了降压冷却阶段。冀东的曹庄表壳岩被认为是麻粒岩相变质(闫月华等, 1991)和角闪岩相变质(Liu and Wei, 2020)，变质P-T轨迹是顺时针型。迁安穹隆的超高温麻粒岩具有逆时针型P-T轨迹，穹隆边部的表壳岩(主要是角闪岩相)，被解释为沉落机制(sagduction, Yang and Wei, 2017; 魏春景, 2018; Liu and Wei, 2020)。华北其它几个主要的绿岩带，表壳岩的变质多在角闪岩相，并且具有顺时针型的P-T轨迹(图15b)。Zhaietal. (2020)最近对华北的～2.5Ga的变质作用的研究提出以下几点总结：①绿岩带表壳岩大多经受了角闪岩相变质作用，少量是绿片岩相或麻粒岩相变质作用；②高级区的深成岩和表壳岩大多经受麻粒岩相变质作用，少量角闪岩相变质作用，超高温的变质条件可能是普遍现象，伴随着深熔形成紫苏花岗岩；③绿岩带的变质岩基本都具有顺时针型P-T轨迹，高级区的变质岩大多具有逆时针型P-T轨迹，其中部分表壳岩具有顺时针型P-T轨迹；④绿岩带和高级区的变质岩多数可识别出峰期前的升压和峰期后的降压反应，变质时代大致限定在ca.2.54～2.48Ga，其中部分太古宙麻粒岩有明显的古元古代变质作用的叠加；⑤虽然绿岩带的总体变质温度和压力相对于高级区的变质岩都略低，特别是变质温度，但二者都处于中压变质相系。

对于华北克拉通在新太古代末的克拉通化(图12c, d)，Zhai and Peng (2020)提出始板块构造(Eo-plate tectonics)，以期与古元古代早期板块构造(Early plate tectonics)和新元古代之后的现代板块构造(Modern plate tectonics)区别。具体是：始板块构造发生于太古宙晚期的2.7～2.5Ga，在陆壳大规模形成之后，微陆块通过围绕它们的绿岩带焊接(weld)形成超级克拉通或克拉通群。微陆块是环绕洋底高原通过洋壳的俯冲形成的，绿岩带是微陆块之间的靠近洋底高原的浅海或边缘海，沉积物是含BIF的火山-沉积岩建造。造成洋壳有限下沉的原因是BIF相对于微陆块具有较高的密度和负浮力，华北南缘的新太古代BIF的密度达3.6～3.8g/cm3，可高于大别山柯石英榴辉岩(李一良, 个人交流)。绿岩带的下沉机制是受BIF的拖拽，绿岩带经历了浅-中级变质，具有顺时针型P-T轨迹；微陆块边缘也被拖拽下沉，经受逆掩推覆和板底垫托，有逆时针和顺时针型两种P-T轨迹(图15b)，并普遍经历高温甚至超高温变质作用。下地壳有广泛的部分熔融，大量钾质(钙碱质)花岗岩熔出，形成稳定的克拉通(图12d)。

3.2 古元古代

二十世纪九十年代初，王仁民等(1991)、翟明国(1991b)、翟明国等(1992)分别在恒山和怀安地区发现高压麻粒岩的残渣(熔融残留包体)和高压麻粒岩地体。在金巍和李树勋(1996)报道超高温变质矿物之后，郭敬辉等(2006)确定超高温变质作用在华北大面积存在。为了与太古宙高级区的中压麻粒岩以及Carswell and O’Brien (1993)定义的石榴石麻粒岩或高压麻粒岩相区别，这两类麻粒岩，即HT-HP和UHT(压力也一般大于1.0GPa)被称为高级麻粒岩(翟明国, 2009; Zhouetal., 2017)，迅速引起国内外的广泛关注。在2002年国际著名地质学家联名的“Precambrian High-Pressure-High-Temperature Granulites: A key to Understanding the Lower Crust and Reconstruction of Precambrian Plate Tectonics”建议书中，华北高温高压麻粒岩地体的发现被认为是几十年来前寒武纪地质研究中最重要的发现。

(1)高级麻粒岩及其变质作用

华北克拉通早前寒武纪石英拉斑玄武质成分的麻粒岩中石榴石的发现，指示变质压力大于1.0GPa，随后退变榴辉岩的发现(翟明国等, 1995)，限定了高压麻粒岩的变质压力和温度达到麻粒岩和榴辉岩的转换相。麻粒岩相变质的富铝变质岩和紫苏花岗岩中含假蓝宝石和尖晶石等矿物包体或组合，指示至少温度高达900℃甚至1000℃以上。特别是近年来随着测试仪器精度的提高和研究理念的变化，在变质矿物、变质结构、微细的矿物和流体包裹体、全岩与单矿物的原位微细的结构、成分的分析进展很快(Jiaoetal., 2011; 王浩铮等, 2015; Zouetal., 2018, 2020; Jiao and Guo, 2020)。另外一个醒目的研究方向是，变质作用期次的划分和精确的年代学测定的进展(Jiaoetal., 2020a, b; Zouetal., 2020)，这样就可以限定不同变质阶段的年龄。华北的高级麻粒岩有三种类型(翟明国, 2009)，即含石榴石的镁铁质麻粒岩，变沉积岩和超镁铁质麻粒岩。镁铁质麻粒岩的原岩主要是基性岩墙或小的基性侵入体(Guoetal., 2002; Zhaoetal., 2001; 王洛娟等, 2011; Qian and Wei, 2016; Liuetal., 2013a; Zhaoetal., 2015)，它们可以侵入太古宙的TTG片麻岩，也可以侵入泥质为主的变质沉积岩(俗称孔兹岩系)或与后者经构造作用的调整以互层状产出(Guoetal., 2012; Jiao and Guo, 2011; Jiaoetal., 2013; Santoshetal., 2007, 2009; Zhangetal., 2014; Wuetal., 2016)。变质的沉积岩系以泥质岩、碎屑岩，以及厚层的大理岩为主，没有或少见火山岩。少量的超镁铁质岩以透镜体群出现，透镜体最大单个长轴甚至可达1km(翟明国, 2009; 刘平华等, 2011; Zhouetal., 2017)。前两种分布广泛，第三种目前仅在胶北地体中发现，在世界其它地区也鲜见出露。三种麻粒岩都可以确定出三期变质，即压力最高的峰期变质，等温或温度略有增高的中压麻粒岩相变质以及角闪岩相变质等，具有明确的顺时针型P-T轨迹(图16a)。第二期和第三期变质都有部分熔融现象，第一期退变的部分熔融产物的代表性岩石为紫苏花岗岩或含石榴石黑云母花岗岩，它们可由初始的熔融细脉、团块发展成花岗岩脉、岩株或小岩体。第二期退变的部分熔融以广泛的混合岩化为代表，伟晶岩和细晶岩脉发育，可切穿区域片麻理或形成新的穿透性片麻理。华北克拉通不同地区的三类麻粒岩的变质时代大致相同，均为1980～1900Ma，1890～1820Ma以及1800Ma(图16b)(Zhouetal., 2017)。变质的地热梯度为14～28℃/km(平均21℃/km)，都属于中压变质相系的范围。这个地热梯度与现代大陆造山带相比，要高得多(图16c)。高级麻粒岩的抬升速率要比显生宙碰撞造山带慢的多(图16d)，甚至比显生宙的一些沉积盆地的抬升还要慢，主要原因是在较高的地热梯度下，下插的麻粒岩片的密度与下地壳围岩密度相差不多，它们在变质程度和塑性程度及粘滞度也都相似。这为我们讨论古元古代的构造机制和动力学过程提供了重要的依据。

图16 变质的基性麻粒岩与泥质麻粒岩的温压条件与PT途径(a)、变质年龄图解(b)、变质温压梯度(c)和抬升速率图解(d)(据Zhou et al., 2017)

(2)两种高级麻粒岩的成因联系与全球表现

早期的研究认为以基性麻粒岩为代表的高压麻粒岩主要出露于华北克拉通的中部，以泥质麻粒岩为代表的高温麻粒岩主要出露在华北克拉通的西北部；变质程度上曾认为泥质麻粒岩是中压高温-超高温，比高压基性麻粒岩温度略高；变质时代上认为泥质麻粒岩带的变质时代是～1.9Ga，高压基性麻粒岩的变质时代是1.85～1.8Ga。翟明国和彭澎(2007)将华北克拉通的古元古代事件分成早期的裂谷事件和晚期的挤压事件之后，提出高级麻粒岩特别是孔兹岩系，是沿着晋-冀-豫、集宁和胶-辽-吉三个活动带分布的。近年来的研究也揭示高级麻粒岩的分布要广泛的多，它们从西往东，经密云，过承德、辽西、辽北到朝鲜半岛的狼林地块和京畿地块；从北向南，由吉南，过胶东和冀东，到安徽霍邱、凤阳；在华北南缘，东从安徽五河向西到登封和陕西境内小秦岭地区，然后向北与赞皇地区相连。此外在覆盖的鄂尔多斯盆地的钻井岩心中，也发现了孔兹岩系(Gouetal., 2016)。古元古代的高级麻粒岩的分布与产出状态成为解开它们的成因和构造意义的关键。它们是出露比显生宙造山带宽度大得多的泛造山带？或者像钱祥麟(1994)推测的，古元古代的孔兹岩系曾经是华北克拉通的面状盖层，盖在TTG片麻岩之上。它们经因某种构造遭受高级变质作用，处于下地壳的一个层位上；后来在显生宙的构造运动中，抬升到地表，现在的出露状态受抬升面和抬升构造的影响，有些还没有出露地表，被晚期的岩石覆盖，有些已经被剥蚀，露出TTG片麻岩基底？或者揭示了其它的构造？在2019年部分中国学者组织参与的华北南缘前寒武纪岩石的野外会议上，上述疑问已经被提出。

三种主要的高级麻粒岩类型，特别是基性麻粒岩和孔兹岩系有没有成因联系，详细的地质填图和岩石露头与构造解析(Zhangetal., 2014; Wangetal., 2016; Wuetal., 2016; Zhouetal., 2017)揭示高压基性麻粒岩作为岩墙，侵入到TTG片麻岩基底以及含碳质的沉积岩系中。在峰期变质之前，上述岩石已经共生在一起，它们共同经历了从峰期变质以及此后的两期变质作用和多期构造变形，并在后来的地质构造中被抬到地表(图17)，变质作用的研究和变质年代学的研究结果与构造分析一致。在胶北出露的超镁铁质岩，因为构造变形，形成透镜体群，其长轴与区域TTG片麻岩和孔兹岩的片麻理及片理一致。在冀东、辽西和豫南，一些太古宙的岩石，包括在高级区和绿岩带中的，都识别出古元古代麻粒岩变质事件的影响。它们表现为两种形式，一种是在太古宙岩石的变质矿物和结构中识别出后期变质的叠加，另一种是太古宙深成岩和变质岩被年龄约1.8Ga的岩墙侵入，岩墙的边部出现辉石被石榴石包围的冠状变质结构。TTG片麻岩的变质叠加的显示较弱，有些可以被变质锆石记录下来。在胶北2.9～2.7Ga的片麻岩地体中，一些斜长角闪岩的透镜体或变形的岩墙，核部发现石榴石甚至辉石的残留，表明它们曾经是石榴辉石麻粒岩；部分样品得出ca.1.9～1.85Ga的锆石年龄，与泥质麻粒岩一致。

图17 TTG、HP基性麻粒岩、HT-UHT泥质麻粒岩(孔兹岩系)的空间关系图(a)及剖面图(b)(据Wang et al., 2016; Zhou et al., 2017)

古元古代高级麻粒岩相变质岩在其它古老的克拉通也有相当广泛的分布，在印度、巴西、西伯利亚、北欧、苏格兰等地都有报道(Condie, 2002; Zhaoetal., 2002)，有些显示线性的出露特点，如北美最大的古元古代 Trans-Hudson 造山带(Corriganetal., 2009)；有些表现出某些碰撞造山特征，如北欧的 Lapland-Kola 造山带出现了榴辉岩(Mintsetal., 2010; Slabunovetal., 2011; Lietal., 2017b; Liuetal., 2017)；但更多的是发育高压-高温甚至超高温(UHT)麻粒岩相变质岩石(翟明国, 2009; Kelsey and Hand, 2015; Brownetal., 2020a)。华北的古元古代的高级麻粒岩带在朝鲜半岛南、北侧也有广泛发育(Zhaoetal., 2006, 2020; 赵磊等, 2016; Ohetal., 2019; Santoshetal., 2018; Leeetal., 2017)，甚至延续到日本的西北部(Tsutsumietal., 2003; Wakita, 2013; Kimuraetal., 2019)。对华北与东北亚的对比研究、以及全球的古元古代的联系和构造意义，已经引起许多研究者的关注。

(3)古元古代早期板块构造

对于华北的古元古代构造模式有多种，除Zhaoetal. (1998, 2005)的东西陆块拼合模式外，Kusky and Li (2003)提出华北克拉通沿华北北缘的内蒙-冀北造山带与北面的陆块拼合，Santoshetal. (2007)提出华北中部活动带双向俯冲等等，这些模式都有一定的影响。对碰撞和抬升的细节也有一些讨论(Guoetal., 2012)。Zhai and Peng (2020)提出早期板块构造的概念，认为它以古老克拉通发育活动带为标志，活动带具有线性分布特征，部分地层和基底发生高压麻粒岩相或高温超高温麻粒岩相变质作用，表现出降压的变质过程，部分达麻粒岩-榴辉岩转换相。他们强调了华北高级麻粒岩的温压梯度偏高(21～26℃/km)，属于中压变质相系，这导致俯冲的岩片具有一定的塑性和偏高的浮力，因此它们的俯冲深度不可能太深。在中国华北以及世界上其它的古元古代的变质带中，都没有发现和确定有地幔岩石的残片，俯冲陆壳岩石曾下沉到下地壳的下部约40～50km(图12f-h)，地幔岩石没有参与俯冲和碰撞过程。另一方面，Zhai and Peng (2020)等提出早期板块的俯冲速度不可能太快。虽然有榴辉岩的报道，但没有柯石英榴辉岩等超高压变质矿物，没有蓝片岩相变质岩。这些都限定了俯冲岩片没有下插到岩石圈深度甚至地幔深度，因此不会出现俯冲岩石圈在软流圈界面上滑动的现象和地质特征。图12中显示有来自地幔的岩浆底侵和岩墙群活动，以及强烈的陆壳活化，这是地幔与下地壳都比较热的标志。由于俯冲的陆壳与麻粒岩相的TTG为主的围岩之间的密度相近，抬升速率慢，宽度大，形成宽大的泛造山变质带。早期板块模式与现代板块构造模式在驱动力和构造过程上仍有本质差别。

(4)板块构造的起源

从以上的讨论，特别是结合图12，Zhai and Peng (2020)提出板块构造并不是在地球的某一时刻突然启动的，也不是从弱到强渐次启动的(secular)，而是阶段性构造机制的变化和演化，核心控制因素是“热”。在图12中，a-b即陆核形成和陆壳生长并形成微陆块之前，地球上主要是高级区(微陆块)和绿岩带(洋底高原边缘海和微陆块之间小洋盆)的地质格局。地幔柱、滞盖构造和其它垂向构造为主控机制。地球的板块俯冲样式随地幔温度的降低发生过重要的转变。在地球的早期，其构造样式以滞(留)盖型(Stagnant-lid)垂向构造体制为主，板块俯冲(或下冲)作用多呈短暂的、间歇性的俯冲(Episodic subduction)样式。随着地幔温度的逐渐降低，板块俯冲的样式才转变成现在的持续性的俯冲(Continuous subduction)，表现为大洋板块沿汇聚型板块边界持续性地循环至地幔中(Moyen and Van Hunen, 2012; Sobolev and Brown, 2019; 李曙光, 2019)。b-c显示的始板块构造，已经明确了横向运动和洋陆的相互作用，但是含BIF岩层的下沉是主要原因，没有地幔对流和洋脊扩张等机制起主导作用的表现。

需要强调的是，在～2.5Ga的克拉通化和超级克拉通(群)形成后，始板块构造(Eo-platetectonics)并没有继续进行，而是被一个长达2～3亿年的构造静寂期取代了(Condie, 2001)。这个时期地球发生了重大的变化，即地幔的活动引起全球裂谷和冰期事件(休伦裂谷-休伦冰期)，并导致大氧化事件，以苏必利尔型BIF、红层、碳质沉积、碳酸盐省等特殊沉积建造，使地球在生命演化史上演出划时代一幕(Schidlowski, 2001; Lyons and Reinhard, 2009)。华北的大氧化事件期间的地质研究相对薄弱(Tang and Chen, 2013; Chen and Tang, 2016; Pengetal., 2017)。在休伦裂谷基础上超级克拉通的破裂(层侵纪Rhyacian)导致了全球性的活动带造山事件(造山纪Orosirian)。华北克拉通与此相对应的是滹沱(吕梁)运动，Zhai (2004)称之为古元古代裂谷-俯冲-碰撞事件，其机制就是上面讨论的早期板块构造后发生的元古代板块构造(Brown, 2008)。

在这里还要强调的是，早期板块构造和相应的造山事件发生后，地球仍然没有表现出显生宙的地幔对流、洋中脊扩张和俯冲带发育的造山过程，说明现代板块构造的机制还没有主导地球的运动。图12h显示出，在早期板块构造驱动的岩浆-变质作用结束后，地球出现了约1.0Gyr的漫长的历史时代，被称为地球演化的调整期或地球环境的无聊期(the boring billion, 赵宗溥, 1993; Holland, 2006; Prokophetal., 2004; Cawood and Hawkesworth, 2014)。在这约10亿年的时间内，华北克拉通发生了多期地幔活动，表现出相应的岩浆活动(岩墙群或火山岩)和裂谷，这个时期还出现了全球的雪球事件和新元古代氧化事件，是岩石圈进一步的调整的过程。直至大约750Ma之后，岩石圈调整到与现在相似的结构与状态，从南华裂谷为代表的罗迪尼亚裂解，可能开启了现代板块构造机制的动力学体系(Zhaietal., 2015)。

4 展望与建议

可以预期在较长的时间内，大陆演化与早期板块构造仍将是地球科学的学科前沿与热点。“地球的板块构造与大陆”在2008年3月美国国家研究理事会历时数年完成的《地球的起源和演化：变化行星的研究问题》被列为10个重大科学研究问题中的第五个问题。《Science》杂志在最近庆祝创刊125周年之际，提出了125个挑战性科学问题，关于宇宙和地球的问题占16%，其中“地球内部如何运行”排名第十。

(1)在今后研究中建议强调基础地质工作与先进的分析手段和仪器平台、数据库与数值模拟工作紧密结合，已有的大量基础地质资料的系统性整理(数字化程度不够高)与国内外新的数据的收集并重。学科的交叉在早前寒武纪的地质研究中至关重要。

(2)加强大陆地壳的形成与生长(generation and growth)的研究：(i)对冥古宙至早太古代之前的地质资料积累较少，研究难度大，但却是与行星对比研究结合最紧密的课题；(ii)3.0～2.9Ga之前的大陆生长方式；(iii)新太古代陆壳生长达到峰值的壳幔交换以及热、地幔水等的作用。

(3)大陆多阶段演化、物质和结构、壳幔的物质循环等研究是探索大陆岩石圈在何时以及如何构建的必要手段和路径。现代岩石圈的形成是现代板块构造启动的基础和必要充分条件，对此的认识与研究还相当薄弱。应当加强地球两个关键时段新太古代-古元古代和新元古代中-晚期的研究工作，与其相应的是早期板块构造和现代板块构造启动时的岩石圈组成、结构与状态，包括大陆岩石圈的规模以及与大洋岩石圈的关系、物质成分与结构、圈层状态与界面、物理性质、以及流体与热的状态和传导方式等。

(4)两个关键静寂期及相应的两个地球环境事件(大氧化事件和新元古代雪球与氧化事件)的原因、内涵与机制、以及在这两个时期早期生命跳跃变化的环境背景支撑的研究。两个静寂期实质上是地球构造演化历史中两个转换期(transit period, Brownetal., 2020a)，至今的研究对它们的了解甚少，但其沉积建造的记录十分丰富。

(5)古老大洋的遗迹、熔融残留等的识别，以及古老大洋的组成、结构、性质和状态以及它们随地质时代的演化的研究。目前对古大洋的了解比大陆的研究肤浅得多，研究难度也大得多。

(6)研究已经表明地球有一个动态的进化的过程(图18, Cawood，2020a)。 地质学家要深刻理解“evolution”一词蕴藏的进化含义。达尔文曾说生命进化life evolution来源于莱伊尔mineral evolution的灵感启发。板块构造是地球演化到某个阶段的产物，是现代地球科学的leading science，它也必将随着地球热状态的演化逐渐变冷，并在将来某一天消亡。“现在是过去的钥匙”的研究理念需要完善与更新，代之以地球进化Earth evolution的理论思维。早期板块构造的研究不仅对理解地球的过去是关键的，对于理解现代的大陆构造，以及未来地球都是不可替代的。

图18 地球随地质时代的演化图解(据Cawood, 2020a)

(7)作者还建议，在研究中努力“证实”的同时要注意发现问题和发现差别，特别提倡“证伪”，这将为认识未知打开一扇创新之门。推陈出新，不囿前说，不迷信、不盲从、不轻率，是需要踏实和勇气的。

致谢本文致谢国家自然科学基金重大项目“大陆地壳演化与早期板块构造”(项目号41890834)的主要骨干成员的帮助，课题组的部分研究生帮助绘制了文中的图件; 赵国春院士和赵振华研究员对文章进行了评审给出了很好的修改意见；在此一并感谢。