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地球的年龄大约为4.56 Ga，按地质演化历史被划分为冥古宙（＞4.0 Ga）、太古宙（4.0~2.5 Ga）、元古宙（2.5~0.54 Ga）和显生宙（＜0.54 Ga）。太古宙被进一步划分为始太古代（4.0~3.6 Ga）、古太古代（3.6~3.2 Ga）、中太古代（3.2~2.8 Ga）和新太古代（2.8~2.5 Ga）。冥古宙—太古宙占了地球形成演化历史的~45%。
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地球是已知的发育大规模长英质陆壳的唯一星球。总体上，冥古宙—太古宙物质记录存在随时代更新不断减少的变化规律。冥古宙—古太古代陆壳物质在世界范围内很少见，主要分布在格陵兰岛西南部、北美洲、非洲南部、澳大利亚西部、东欧、南极洲、印度，以及中国的塔里木和华北克拉通。＞3600 Ma的岩石仅占目前地壳体积的约百万分之一（主要分布在西格陵兰岛南部），而已知的冥古宙锆石颗粒总量不到一克（主要来自西澳大利亚的纳瑞尔山和杰克山）（Nutman and Bennett，2021）。
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越古老的物质（岩石和锆石），发现得越少。主要有两个原因，首先是它们本身形成就很少并难以保留下来。最早期的地球是一个大火球，地球的表面为巨大的岩浆海。随着温度降低，地球表面冷却成为铁镁质—超铁镁质固态岩石。一些铁镁质岩浆进一步结晶分异，或者铁镁质—超铁镁质固态岩石发生部分熔融，形成最古老以TTG（英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩）为主的中酸性陆壳岩石。但它们遭受强烈改造，包括陨石撞击、风化剥蚀、变质变形、熔融再造，经过几十亿年沧海桑田的变化，最古老物质难以保留下来。再就是，古老物质即使保留了下来，也很难寻找和鉴别。锆石是最重要的定年对象，但它们主要出现在中酸性岩石中，这给铁镁质—超铁镁质岩石的年代学研究带来困难。大多数冥古宙锆石的发现都实属偶然，而≥3.8 Ga岩石的发现几乎都经历了长期曲折过程。人们对最古老陆壳物质是如何形成的有不同的看法。任何古老陆壳物质（尤其是始太古代岩石和冥古宙锆石）的新发现都是对认识地球早期历史的重要贡献。
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全球范围存在35个较大规模的太古宙克拉通和一些较小的残片。克拉通为稳定的早前寒武纪大陆块体。一般认为，现今陆壳的70%~80%在太古宙晚期就已形成，它们主要分布于克拉通内（Cawood et al.，2022）。许多克拉通被年轻造山带所围绕，克拉通变质基底的构造线被造山带切割，表明它们是原来规模更大的克拉通肢解的产物。太古宙陆壳中，TTG占有极大比例，它们的形成演化在相当程度上反映了太古宙地质过程，确定其成因对限定早期陆壳形成方式和过程极为重要。TTG包括了不同类型岩石，地球化学组成也存在大的变化，它们可能具有不同的物源区和形成条件（Moyen and Martin，2011）。部分TTG岩石的源区岩石甚至可能是更早期的TTG岩石。此外，TTG岩石的组成特征取决于源区组成和形成条件及过程。在同一地区可以存在地球化学特征明显不同的TTG岩石，对它们的时空分布和相互关系开展研究，有助于深入了解其源区特征和形成过程，更好地限定构造环境（Smithies et al.，2021）。除TTG外，太古宙克拉通中还存在表壳岩和富钾花岗岩等类型岩石，它们也提供了陆壳形成演化的重要信息。
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有关冥古宙—太古宙陆壳形成演化，存在许多基础地质问题，包括最古老陆壳物质组成特征、陆壳巨量增生时期、TTG岩石成因、构造体制、克拉通化、成矿作用，等等。本文首先对全球冥古宙—太古宙陆壳基本特征进行总结，然后对上述问题进行了讨论。
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1 冥古宙—太古宙陆壳基本特征
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图1给出了全球各大陆冥古宙—太古宙陆壳形成演化历史，由各大陆不同克拉通资料综合而成。需要指出的是，即使在同一大陆，甚至同一克拉通内，不同地区之间的冥古宙—太古宙陆壳形成演化历史也可存在很大差异。另一方面，一些太古宙克拉通具有十分类似的形成演化历史（van Kranendonk，2019）。这些表明它们曾发生相互分离，是在太古宙陆壳形成演化的不同阶段甚至更晚时期才拼合到一起的。我们把全球冥古宙—太古宙陆壳形成演化历史划分为四个阶段：4.4~3.8 Ga、3.8~3.0 Ga、3.0~2.6 Ga和2.6~2.5 Ga。这一划分与国际地质年代表的划分方案并不一致，而是考虑到不同时代地壳物质的保留程度和地质发展的阶段性。≥3.8 Ga陆壳物质十分稀少，中太古代晚期—新太古代早期为全球陆壳巨量增生时期，新太古代晚期为全球范围克拉通化时期。
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1.1 4.4~3.8 Ga
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最古老地壳物质包括≥3.8 Ga岩石和≥3.9 Ga锆石。迄今全球只有大约20个地区发现≥3.9 Ga锆石（图2；万渝生等，2023a），遍布各个大陆，以碎屑锆石为主。它们通常存在于太古宙岩石，也有少量为元古宙—古生代（变质）碎屑沉积岩。由于内外生再循环的 “稀释作用”，特别是强烈广泛的壳内再循环作用使之遭受强烈破坏，最古老锆石十分稀少，一个地区一般仅发现1~2颗。如果它们存在于年轻的岩石中，则岩石中通常都有更年轻的太古宙碎屑锆石存在，反映了陆壳形成演化的继承性。西澳杰克山—纳瑞尔山是发现≥3.9 Ga锆石最多的地区，对其深入研究提供了地球最早期陆壳形成演化的重要信息（Harrison et al.，2017; Kemp et al.，2019）。中国冀东是第二多的地区，但碎屑锆石年龄主要集中在4.0~3.9 Ga之间（万渝生等，2021；颉颃强，未发表资料），表现出不同于西澳杰克山—纳瑞尔山的时代组成特征。最古老碎屑锆石普遍具有振荡环带，表明来自花岗质岩石物源区，~4.4 Ga碎屑锆石的发现表明花岗质陆壳岩石在地球形成之后约150~200 Ma就形成了（Wilde et al.，2001）。冥古宙锆石在全球各大陆的发现表明，冥古宙岩石所代表的原始陆核已有了一定或甚至相当的规模。最古老锆石普遍遭受后期改造，对其深入研究提供了地球最早期陆壳形成演化的重要信息（Harrison et al.，2017; Kemp et al.，2019）。
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迄今，全球有9个地区发现≥3.8 Ga岩石（图2；万渝生等，2023a）。它们具有如下特征：① 在大多数地区，最古老岩石的规模都很小，仅在格陵兰西南地区有大规模分布（＞1000 km2）。可能原因是该区很早就显示出克拉通化的稳定特征。② 发现的最古老岩石为4.0 Ga北美阿卡什塔片麻岩，其余地区大都为~3.8 Ga岩石。一种观点认为，出现这一现象的原因是月球上的最晚期大轰炸（3.92 Ga）也影响到了地球，强烈的陨石撞击使大轰炸之前的陆壳岩石难以保留下来，但是，对西澳大量最古老碎屑锆石的观察并未发现撞击作用的痕迹存在（Cavosie et al.，2019）。③ 最古老岩石以TTG岩石为主，存在少量闪长岩-辉长岩，还有富钾花岗岩存在。④ 与侵入岩相比，最古老表壳岩存在不多，仅在格陵兰西南、加拿大的努夫亚吉图克和萨格利克-希布伦被发现。它们主要由变质玄武岩-超基性岩组成，也有少量变质中酸性火山岩、变质碎屑沉积岩和变质化学沉积岩。在格陵兰西南地区，存在3.87 Ga条带状铁建造（BIF）。⑤ 由于时代古老，它们普遍遭受强烈变质变形，一些还记录了多期构造热事件改造。
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图1 全球各大陆冥古宙—太古宙地质演化
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Fig.1 Hadean-Archean geological evolution of various continents around the world
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图2 全球≥3.8 Ga岩石和≥3.9 Ga锆石分布
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Fig.2 Distribution of ≥3.8 Ga rocks and ≥3.9 Ga zircons around the world
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1.2 3.8~3.0 Ga
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3.8~3.0 Ga陆壳物质具有如下特征：① 与＞3.8 Ga岩石相比，3.8~3.0 Ga岩石在更多地区分布（图3），这一年龄的外来锆石和碎屑锆石也更广泛存在，既反映了陆壳规模逐渐增大的演化过程，也与遭受破坏的程度更低有关。② 冥古宙锆石和＞3.8 Ga岩石存在的地方，几乎都有3.8~3.0 Ga岩石与之共生，后者所占比例更大，表明了陆壳形成演化的继承性。③ TTG以英云闪长质岩石为主。一些花岗绿岩带中出现很好的穹隆-脊骨构造（例如，西澳的皮尔巴拉克拉通），TTG呈穹隆产出，表壳岩分布于TTG穹隆之间呈向型构造，遭受强烈变形。④ 表壳岩以玄武质岩石和超基性岩为主，岩石组合随时代变化。总体上，随时代更新，超基性岩和玄武质岩石比例降低，中酸性岩石和碎屑沉积岩比例增高。⑤ 壳源富钾花岗岩在3.8 Ga就开始形成，但规模很小。在3.4~3.0 Ga有较大规模分布（例如南非巴伯顿绿岩带周边、西澳皮尔巴拉克拉通、中国华北克拉通）。较大规模富钾花岗岩首次出现对于一个地区陆壳演化具有特别重要的意义，因为这反映了陆壳高的成熟度，为构造热事件产物，往往代表了早期陆壳演化的重要转折。只有陆壳规模和厚度足够大，才能为较大规模富钾花岗岩形成提供物质基础和形成条件。⑥ 在格陵兰西南和加拿大萨格利克-希布伦，~3.5 Ga基性岩墙群大规模分布，这是全球首次出现的基性大岩墙，表明那时地球上局部地区已存在刚性、厚度和规模巨大的陆壳。这可能是其仍能保留下来的重要原因。只有当陆壳规模巨大时，才不易被再循环进入地幔。在这个意义上，可把3.5 Ga作为全球一个重要的时代划分界线。⑦ 虽然镁铁质—超镁铁质杂岩在~3.8 Ga就已存在，但直到3.5 Ga，全球范围内仍无碱性-镁铁质-超镁铁质杂岩、碱性-斜长岩杂岩等岩石组合存在，表明在地球演化最早期阶段尚没有大规模陆壳物质再循环进入地幔以形成较大规模富集地幔。⑧ 在南非巴伯顿和西澳皮尔巴拉克拉通识别出地球上最古老的（3.47 Ga）大规模陨石撞击作用的沉积记录。
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1.3 3.0~2.6 Ga
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3.0~2.6 Ga陆壳物质具有如下特征：① 它们在全球广泛分布，几乎所有大陆和克拉通都存在（图3），在太古宙占有绝对的地位。普遍认为，大陆壳形成规模在太古宙晚期已占70%~80%以上，而中太古代晚期—新太古代早期为全球陆壳增生最重要时期。② 中太古代晚期—新太古代早期TTG和表壳岩构成典型花岗绿岩带。表壳岩以残片形式呈线状、不规则形状在TTG穹隆边部分布，构成向型构造。表壳岩主体已遭受剥蚀破坏。这与许多3.8~3.0 Ga表壳岩类似。只在一些克拉通内有较大规模表壳岩保留下来。③ TTG以英云闪长质岩石为主，奥长花岗质和花岗闪长质岩石次之。存在辉长-闪长岩岩浆作用，但通常不强。④ 绿岩带表壳岩仍以玄武质岩石为主。一些表壳岩几乎仅由玄武质岩石和科马提岩组成，枕状构造和鬣刺结构发育，缺乏更古老陆壳物质记录，可能代表了那时的洋壳（Thurston，1994; Dong Chunyan et al.，2021）。一些绿岩带中出现较大规模的安山质-英安质火山岩和碎屑沉积岩，被认为形成于岛弧构造环境（Percival et al.，2006）。⑤ 在一些地区，例如南非卡普瓦尔克拉通，出现了3.0 Ga盖层，仅发生低级变质作用。⑥~2.7 Ga为全球太古宙花岗绿岩带金矿重要成矿期，其形成与巨量地幔添加有关。虽然BIF在3.8 Ga就已存在，但在新太古代早期才开始较大规模形成。⑦ 存在多期变质作用，但变质程度一般不高，多为绿片岩相—角闪岩相。尽管壳源花岗岩在许多克拉通都存在，但总体上并不发育。⑧ 不同克拉通之间，一些显示极大的相似性（例如，皮尔巴拉克拉通与卡普瓦尔克拉通），一些显示较大的差异（例如，皮尔巴拉克拉通与伊尔岗克拉通）（Poujol et al.，2003; Nelson，2008）。
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图3 全球3.8~2.5 Ga岩石分布
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Fig.3 Distribution of 3.8~2.5 Ga rocks around the world
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1.4 2.6~2.5 Ga
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2.6~2.5 Ga陆壳物质具有如下特征：① 这一时期岩浆作用在全球一些克拉通存在（图3），但强度通常都不大，仅零星分布。新太古代晚期岩浆岩分布少，主要与它们本身形成不多有关。例外的是华北克拉通和印度克拉通，在这两个克拉通，新太古代晚期岩石分布规模比中太古代晚期—新太古代早期岩石明显更大。在东南极地区，新太古代晚期岩浆构造热事件也越来越多地被识别出来。② 一些地区，新太古代晚期沉积作用发育，并延续到古元古代早期，沉积作用跨越了太古宙—元古宙界线。例如南非卡普瓦尔克拉通的新太古代晚期—古元古代早期沉积的德兰士瓦超群（de Kock et al.，2012）和西澳皮尔巴拉南部的哈默斯利群（Trendall et al.，2004）。在它们沉积之前，有新太古代早期火山沉积岩系-碎屑沉积岩系沉积于古老变质基底之上，例如，卡普瓦尔克拉通的2.73~2.70 Ga文特斯多普超群沉积岩系（de Kock et al.，2012）和哈默斯利地区的2.78~2.69 Ga福特斯库群火山沉积岩系（Trendall，1983）。而在另一些地区，新太古代晚期火山沉积岩系发育，最为典型的是华北克拉通和印度克拉通。③ 侵入岩包括TTG、壳源花岗岩、赞岐岩和辉长-闪长岩。TTG中的花岗闪长岩占有相当的比例。④ 全球规模最大的BIF形成于这一时期，类型多为与碎屑沉积岩共生的苏必利尔型，而新太古代早期BIF多为与火山岩共生的阿尔戈马型。⑤ 变质作用在许多克拉通都不发育，但在华北克拉通和印度克拉通却十分发育。⑥ 不同地质作用在时间上显示出有序变化，通常首先是表壳岩形成，然后是TTG侵入，再就是变质变形和深熔作用，最后是富钾花岗岩形成。整个岩浆构造热事件主要发生在2.55~2.5 Ga时间范围内。
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2 讨论
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2.1 最古老陆壳物质组成特征
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万渝生等（2023a）对全球≥3.5 Ga花岗质岩石进行了地球化学组成统计分析。＞3.75 Ga TTG以英云闪长质-奥长花岗质岩石为主（图4a）。不同地区岩石类型存在差异。格陵兰西南主要为英云闪长质岩石（Nutman et al.，2021），中国鞍山主要为奥长花岗质岩石（Wan Yusheng et al.，2015; Wang Yafei et al.，2015），而花岗闪长质岩石主要存在于北美阿卡什塔和中国冀东地区（Reimink et al.，2014; Dong Chunyan et al.，2024），冀东地区还存在3.8 Ga奥长花岗岩和富钾花岗岩。3.75~3.5 Ga TTG以奥长花岗质岩石为主，出现更多富钾花岗质岩石（图4b）。＞3.5 Ga花岗质岩石大都为过铝质（图4c、d）。一些样品具有很高的A/NK和/或A/CNK值，可能与岩石遭受后期蚀变风化有关。在Sr/Y-Y和La/Yb-Yb图上，＞3.75 Ga和3.75~3.5 Ga花岗质岩石显示类似分布特征（图5a~d），Sr/Y和La/Yb比值分别普遍小于100和 50。部分TTG岩石具有高的Sr/Y和La/Yb比值。
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图4 ≥3.5 Ga花岗质岩石的An-Ab-Or图和A/NK-A/CNK 图（据万渝生等，2023a）
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Fig.4 Modal An-Ab-Or diagram and A/NK-A/CNK diagram for ≥3.5 Ga granitoidic rocks (after Wan Yusheng et al., 2023a)
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（a）、（c）—＞3.75 Ga花岗质岩石;（b）、（d）—3.75~3.5 Ga花岗质岩石
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(a) , (c) —＞3.75 Ga granitoidic rocks; (b) , (d) —3.75~3.5 Ga granitoidic rocks
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在εHf（t）-年龄图中，≥3.5 Ga花岗质岩石的岩浆锆石显示如下特征（图6a；万渝生等，2023a）：① 最古老的4.0 Ga阿卡什塔片麻岩岩浆锆石具有低于CHUR的εHf（t）值，来自更古老地壳物质再循环，而格陵兰西南的TTG岩石岩浆锆石普遍具有正的εHf（t）值，为新生陆壳。表明不同地区地壳形成起始时间是不同的。② 在一些地区，虽未发现≥3.8 Ga岩石，但年轻的岩浆锆石具有低的εHf（t）值，表明古老陆壳岩石在这些地区并非不存在，而是遭受了包括壳内再循环作用在内的强烈改造（Iizuka et al.，2009; Hoffmann and Kröner，2019; Wyche et al.，2019; Oliveira et al.，2020）。③ 尽管岩浆锆石的εHf（t）存在变化，但最低值普遍位于176Lu/177Hf为0.022的演化线附近，意味着下地壳铁镁质岩石是TTG岩石的重要物源区。④ εHf（t）值很高的岩浆锆石在一些地区被识别出来，被解释为异常亏损地幔源区在局部存在（Wang Yafei et al.，2015）。⑤ 大多数长英质火山岩与同时代花岗质岩石具有类似的岩浆锆石Hf同位素组成，显示同源性质。值得注意的是，除格陵兰西南地区外，其他地区的辉长-闪长岩的岩浆锆石普遍具有低的εHf（t）值，岩浆来自富集地幔源区或形成过程中受到陆壳物质强烈影响。
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图5 ≥3.5 Ga花岗质岩石的Sr/Y-Y图和La/Yb-Yb图（据万渝生等，2023a）
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Fig.5 Sr/Y-Y and La/Yb-Yb diagrams for ≥3.5 Ga granitoidic rocks (after Wan Yusheng et al., 2023a)
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（a）、（b）—＞3.75 Ga花岗质岩石;（c）、（d）—3.75~3.5 Ga花岗质岩石；阴影区—钾质花岗质岩石; 黑线—高压TTG; 灰线—中压TTG; 点线—低压TTG
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(a) , (b) —＞3.75 Ga granitoidic rocks; (c) , (d) —3.75~3.5 Ga granitoidic rocks; shaded area—potassic granitoid; black line—high-pressure TTG; gray line—medium-pressure TTG; dotted line—low-pressure TTG
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≥3.9 Ga碎屑-外来锆石主要来自西澳伊尔冈克拉通（图6b）。大多数锆石都具有负的εHf（t）值。随时代演化，εHf（t）值越来越低。相当多的数据点分布在176Lu/177Hf为0.01演化线附近，甚至低于0.01，是否在冥古宙—始太古代早期就已有了演化程度很高的壳源花岗质岩石存在，需要进一步研究。
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普遍认为，地球形成演化的最早期阶段曾经历过一个岩浆海事件，导致镁铁质—超镁铁质地壳形成。它们的Hf同位素组成接近球粒陨石或更为富集。Kemp et al.（2010）认为，由这样的初始镁铁质—超镁铁质地壳在不同时间发生部分熔融，形成年龄不同而Hf同位素组成类似的TTG岩石，在εHf（t）-年龄图上沿同一演化线分布。Hf同位素组成富集的古老TTG岩石和锆石在全球多个地区存在（Diwu Chunrong et al.，2013; Kröner et al.，2014; Reimink et al.，2016; Chaudhuri et al.，2018），与岩浆海事件形成全球性镁铁质—超镁铁质地壳的认识一致。然而，不同时代岩石和锆石的Hf同位素组成都存在很大变化（图6a、b），实际地质过程一定更为复杂。岩浆混合可能是Hf同位素组成存在大的变化的重要原因之一。此外，镁铁质—超镁铁质地壳可形成于太古宙不同时代，它们来自不同的地幔源区，Hf同位素组成也不相同。镁铁质—超镁铁质地壳形成越晚，以其作为源区的TTG通常具有越高的εHf（t）值。初始镁铁质地壳在地球早期阶段占有统治地位。随着时间演化，镁铁质—超镁铁质地壳被不断破坏而逐渐消失，长英质陆壳规模则逐渐增大。如果花岗质岩石来自更早期TTG岩石的再循环，则具有更为富集的Hf同位素组成（Hoffmann and Kröner，2019; Champion and Smithies，2019）。
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图6 锆石的εHf（t）-年龄图（据万渝生等，2023a）
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Fig.6 εHf (t) versus age diagram of zircons (after Wan Yusheng et al., 2023a)
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（a）—≥3.5 Ga岩石的岩浆锆石；（b）—≥3.5 Ga碎屑锆石和外来锆石；以4.5 Ga时的球粒陨石均一库为演化起点，图中数字0.022、0.015、0.01和0.002分别为下地壳、平均地壳、长英质地壳和锆石的 176Lu/177Hf值，176Lu/177Hf值不可能小于0
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(a) —magmatic zircons from ≥3.5 Ga rocks; (b) —≥3.5 Ga detrital and xenocrystic zircons; taking CHUR (chondrite uniform reservoir) at 4.5 Ga as the starting point of evolution, 0.022, 0.015, 0.01 and 0.002 are 176Lu/177Hf values of lower continental crust, average continental crust, felsic crust and zircon, respectively; the 176Lu/177Hf value cannot be lower than 0
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2.2 陆壳巨量增生
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陆壳规模增大和成熟度增高的主要过程包括：地幔提取玄武质岩浆形成基性地壳，基性地壳部分熔融形成TTG，TTG岩石通过壳内再循环形成富钾花岗岩（Moyen，2011）。质量相对较小的陆壳物质难以返回地幔，是陆壳得以保留的重要原因。有关陆壳增生时代，存在不同认识，从3.8 Ga之前陆壳就已基本形成到新元古代才大量形成的认识都有（图7； Cawood et al.，2013），不同研究者给出的地壳生长曲线差别很大，主要是对新生陆壳和壳内再循环的估算方法不同的缘故。但多认为在太古宙晚期陆壳规模达到了现今的70%~80%。全球范围内，中太古代以前岩石很少存在。后期俯冲作用可使陆壳物质返回地幔，由于不同时代古老陆壳物质回返地幔具有类似的随机性，回返地幔的比例应大致相同。所以，中太古代以前岩石很少存在的最主要原因看来是其本身就形成很少的缘故。中太古代晚期—新太古代早期花岗绿岩带广泛分布，它们几乎在所有克拉通都存在（图3），2.7 Ga左右存在一个高的岩浆锆石年龄峰值（图8），陆壳增生在冥古宙—太古宙不同时代都存在，并随时代有不断增强的趋势，但新太古代早期被认为是太古宙陆壳增生最重要时期（Condie，2000; Condie et al.，2009）。根据许多中太古代—新太古代早期岩石岩浆锆石具有低δ18O组成特征，结合其他相关资料，Wang Xiaolei et al.（2022）认为，大陆地壳的大量形成始于~3.2 Ga，在2.8~2.6 Ga达到峰值。
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华北克拉通陆壳巨量增生主要时期是新太古代晚期或中太古代晚期—新太古代早期？还存在较大争论。我们认为，中太古代晚期—新太古代早期为华北克拉通最重要的陆壳增生时期，主要证据包括：① 中太古代晚期—新太古代早期岩石在华北克拉通广泛分布，迄今已发现的地区在20个以上。② 新太古代晚期岩石的Nd-Hf同位素亏损地幔模式年龄主要分布在3.0~2.5 Ga，峰值为2.75~2.70 Ga。这表明了全球陆壳巨量增生的同时性（万渝生等，2022，2024）。与全球其他许多克拉通不同的是，华北克拉通叠加了新太古代晚期强烈岩浆构造热事件。
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图7 大陆地壳生长曲线（据Cawood et al.，2013）
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Fig.7 Continental crustal growth cuvers (after Cawood et al., 2013)
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1 —Goodwin, 1996; 2—Hurley and Rand, 1969; 3—Allégre and Rousseau, 1984; 4—Condie and Aster, 2010; 5—Belousova et al., 2010; 6—Taylor and McLennan, 1985; 7—Dhuime et al., 2012; 8—Armstrong, 1981
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图8 全球岩浆锆石年龄直方图（据Condie，2000）
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Fig.8 Age histogram of magma zircons worldewide (after Condie, 2000)
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中太古代晚期—新太古代早期这一全球性陆壳巨量增生事件对于地球早期不可逆演化具有重要意义，带来一系列效应，使得类似于现今板块构造体制的启动成为可能，也是BIF在新太古代晚期—古元古代早期大量形成的重要原因（万渝生等，2022）。后者表明内生和外生作用之间存在紧密联系。
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2.3 TTG岩石成因
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太古宙陆壳中，TTG占有极大比例，它们的形成演化在相当程度上反映了太古宙地质过程，所以，TTG 岩石成因与早期陆壳形成方式几乎成了同义语，与陆壳性质、成矿作用、板块构造什么时候启动等基础地质和理论问题密切联系。
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TTG岩石形成于玄武质岩石的部分熔融，包括：① 主体来自同时代亏损地幔来源玄武质岩石的部分熔融；② 来自同时代亏损地幔、但遭受陆壳物质影响的玄武质岩石的部分熔融，存在多种陆壳物质加入方式；③ 来自同时代未亏损地幔源区玄武质岩石的部分熔融；④ 早期亏损地幔源区玄武质岩石在后期发生部分熔融。TTG岩石形成于水化变质基性岩在石榴子石稳定域的部分熔融，这一认识得到了广泛的认同（Martin，1987; Rapp et al.，1991; 魏春景等，2017）。地球之所以不同于其他星球而陆壳广泛发育，最重要的原因之一就是地球上有大量水的存在。水以某种方式进入地球深部，导致基性岩发生部分熔融。如果物源区无水存在，难以导致基性岩大规模熔融。对熔融深度、物源区和构造环境等则存在不同认识。熔融深度从石榴角闪岩相（Foley et al.，2002）、榴辉岩相（Rapp et al.，2003; Moyen and Stevens，2006）到含金红石榴辉岩相（Xiong Xiaolin et al.，2009）。Moyen（2011）把TTG形成压力划分为低压、中压和高压三种类型，对应的岩浆形成压力分别为＜1.0 GPa、1.0~1.5 GPa和≥1.5 GPa，各占TTG总量的~20%、~60%和~20%。对于物源区和构造环境，早期研究多认为TTG来自俯冲板片的部分熔融，或洋底高原底部的部分熔融（Martin，1999; Smithies，2000; Martin et al.，2005）。随后的研究发现，N-MORB作为物源区无法解释TTG岩石大离子亲石元素的富集特征（Smithies et al.，2009; Martin et al.，2014），而洋底高原底部部分熔融则无法解释水的来源以及一些TTG需要的高压条件（Hastie and Fitton，2019）。所以，一些研究者用更为富集的玄武岩板片俯冲、岛弧岩石底部部分熔融、洋底高原俯冲等来解释TTG成因（Nagel et al.，2012; Martin et al.，2014; Ge Rongfeng et al，2018，2022）。另一些研究者则认为TTG岩石可能与板块俯冲无关，而是某种前板块构造体制下的产物。正是因为密度较轻的长英质陆壳存在，才诱发密度较大的大洋岩石圈向密度较小的大陆岩石圈之下俯冲而使板块构造得以启动（Brown et al.，2020; Hamilton，2020）。还有一些研究者则强调不同岩浆间的混合作用对TTG形成的重要性（Hernández-Montenegro et al.，2021）。此外，还有一些研究者认为结晶分异作用对TTG演化具有重要影响（Laurent et al.，2020; Smithies et al.，2021），特别是当TTG岩浆在中地壳层位以晶粥形式长期存在的情况下，结晶分异对TTG岩石包括轻重稀土元素分离程度在内的地球化学组成影响不可忽视（Kendrick et al.，2022; Rollinson，2022）。然而，总的来看，影响TTG岩石轻重稀土分异程度的最重要控制因素仍是基性岩发生部分熔融的压力条件和物源区岩石的组成特征。
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不同时代TTG的岩石类型和组成特征存在差异。＞3.5 Ga TTG以英云闪长质-奥长花岗质岩石为主，数据点大都分布在英云闪长岩区和奥长花岗岩区界线附近（图5a）。同一地区可存在不同类型TTG岩石。一些地区显示出独特性，以其中一种或两种TTG岩石为主（Reimink et al.，2014; Wan Yusheng et al.，2015; Wang Yafei et al.，2015；Nutman et al.，2021； Dong Chunyan et al.，2024）。大多数TTG岩石的Sr/Y比值小于100，La/Yb比值小于50，表明早期TTG岩石普遍形成于中—低压条件下，这在很大程度上反映了早期地球的高热状态. 在一些地区，部分TTG岩石具有高的Sr/Y和La/Yb比值，显示了物源区组成和形成条件的变化。值得注意的是，在一些地区，＞3.5 Ga花岗质岩石存在SiO2含量低、MgO和TFeO含量高的花岗闪长质岩石和英云闪长质岩石，它们稀土总量高，轻重稀土分异弱，存在较强负铕异常，组成特征与空间上共生的同时代闪长质岩石十分类似，前者很可能是后者进一步结晶分异作用的产物。组成特征和形成条件的多样性表明始太古代陆壳就已具有较高的演化程度。与＞3.5 Ga TTG岩石相比，年轻的太古宙TTG岩石具有更大的轻重稀土分异程度，它们就是所谓的典型TTG岩石。TTG岩石轻重稀土分异程度随时代增大反映了陆壳厚度不断增大、TTG形成深度不断增大的陆壳演化过程。一些克拉通TTG岩石类型也存在变化。例如，在华北克拉通，随时代演化，英云闪长岩和花岗闪长岩比例越来越高（万渝生等，2022，2024; Wan Yusheng et al.，2023b）。TTG被认为是钠质岩石，然而，花岗闪长岩实际上是较为富钾的岩石。与奥长花岗岩和英云闪长岩相比，花岗闪长岩稀土总量通常更高。在一个地区，花岗闪长岩总是形成于太古宙陆壳演化的较晚阶段，之后才有大量壳源富钾花岗岩形成。在南非巴伯顿绿岩带西南部，3.2 Ga 花岗闪长岩是该区首次出现相对富钾的花岗质岩石（Kamo and Davis，1994）。Clemens et al.（2006）认为这标志着巴伯顿地区的花岗质岩石从早期的TTG向晚期的GMS（花岗闪长岩-二长花岗岩-正长岩）转变。有证据表明，花岗闪长岩本身的形成也多有陆壳物质的影响存在。
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TTG岩石完全熔融需要很高的温度，由原有TTG发生完全熔融而形成的可能性不大。然而，一些奥长花岗质岩石具有非常高的SiO2含量和非常低的CaO含量，被认为是陆壳物质再循环作用的产物（Wan Yusheng et al.，2015）。类似的情况在南非和全球其他地区也存在，一些所谓的灰色片麻岩并不是典型的TTG岩石，而是陆壳物质再循环产物（Moyen，2011; Hoffmann and Kröner，2019）。
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2.4 构造体制
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地球是一个在不断发生变化的星球。控制地球演化的第一级控制因素是地球的热状态。地球的热状态不断降低是从前板块构造向板块构造转化的根本原因。板块构造体制表现出全球非等时性和渐变性的特征（Condie and Kröner，2008），这是由于地球热状态存在不均匀性和渐变性的缘故。初始板块构造、早期板块构造和现代板块构造的阶段划分，反映了不同时期板块的规模、板块俯冲深度、所形成岩石类型等方面的差异存在（Nutman et al.，2021）。随着以后时间的推移，板块构造也终将停止。
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最古老陆壳物质形成方式有陨石撞击、冰岛模式、岛弧岩浆作用、板底垫托、热管构造、深成软盖构造等不同解释（Kemp et al.，2010，2019; Marchi et al.，2014; Reimink et al.，2014; Kenny et al.，2016; Burnham and Berry，2017; Turner et al.，2020）。同一地区构造体制存在不同认识的现象也常常存在。例如，在格陵兰西南，始太古代表壳岩和TTG形成构造环境就有热管构造和板块俯冲的不同认识（Webb et al.，2020; Nutman et al.，2021）。
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太古宙陆壳形成演化的构造机制，特别是现今地球上占主导地位的板块构造机制是什么时候开始的，一直是早前寒武纪地质最重要的科学问题之一（Brown et al.，2020）。板块构造启动时间的认识从冥古宙到新元古代都有（图9; Palin et al.，2020）。出现这样现象的原因之一是不同学者对板块构造体制的定义不尽相同。如果板块构造体制只需要刚性块体、水平运动和俯冲作用存在，板块构造体制可能在太古宙中期就存在了。如果强调板块构造一定要有超高压变质、蛇绿岩标志，板块构造体制在太古宙之后才出现。现代板块构造的判别标志包括超高压变质、双变质带、转换断层和缝合带、碰撞造山带、增生造山带、古地磁、地球化学等（Condie and Kröner，2008），但其中许多在太古宙不存在或未得到普遍的证实。地球化学是常用的方法（Dien et al.，2020），但地球化学的解释又存在多解性。
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图9 板块构造启动时间（据Palin et al.，2020）
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Fig.9 Start time of plate tectonics (after Palin et al., 2020)
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对太古宙构造机制研究，近十几年来显现出两大发展趋势。一是大数据分析。对一个地区甚至全球资料进行综合分析，确定某些参数发生突变的时间，将其与构造机制转换相结合。例如，Dhuime et al.（2012）通过不同时期锆石Hf-O同位素大数据分析，指出地壳生长速率在~3.0 Ga存在突变，代表了板块构造启动时间。Tang Ming et al.（2016）和Smit and Mezger（2017）基于页岩Ni/Co、Cr/Zn、Cr/U等比值反演陆壳成分，认为大体在3.0~2.5 Ga左右，大陆地壳从镁铁质向长英质转化，推测板块构造大体在这个时间启动。Liu He et al.（2019）通过基性岩地球化学大数据分析，指出碱性玄武质岩浆作用在~2.1 Ga急剧增多，代表了连续俯冲作用的开始。Balica et al.（2020）对锆石微量元素大数据分析，指出地壳演化方式在~3.2 Ga存在突变。Dien et al.（2020）对幔源岩石同位素和元素比值大数据分析，也认为地幔不均一程度在3.2 Ga前后存在明显差异，代表了板块构造的启动。Huang Guangyu et al.（2022）对全球TTG岩石Ba含量进行大数据分析，认为俯冲作用在4.0 Ga就已在局部地区开始，而全球性板块构造出现在2.7 Ga之后。Ge Rongfeng et al.（2023）通过分析锆石中的氧逸度和H2O含量，认为在4.0~3.6 Ga岩浆中两者明显增加，标志着俯冲作用的开始。
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另一趋势是新技术的应用。Greber et al.（2017）通过不同时期页岩Ti同位素分析发现，3.5 Ga前后Ti同位素组成发生突变。他们根据岩浆演化过程中Ti同位素与SiO2的关系，推测这一突变代表3.5 Ga地壳已经演化为长英质，认为这代表了板块构造开始启动。André et al.（2019）对南非不同时期的太古宙早期TTG岩石进行了Si同位素分析，发现最古老的3.51 Ga TTG中已经存在重Si同位素组成特征，Deng Zhengbin et al.（2019a）对包括阿卡什塔片麻岩在内的全球早期TTG进行Si同位素分析，发现这些岩石具有重Si同位素组成特征，重Si同位素组成要求物源区存在燧石沉积或者在洋底发生硅化的洋壳，据此认为板块构造在3.51 Ga甚至4.0 Ga就已开始。太古宙早期洋底沉积物卷入TTG物源区的认识也得到锆石Si同位素研究的支持（Trail et al.，2018）。锆石Si同位素组成还受岩浆结晶过程制约，但与U-Pb定年和Hf-O同位素分析相结合，有利于对岩石成因进行综合约束，具有重要的应用前景（Guitreau et al.，2022）。多种同位素体系应用于同一地质体研究是近年来的发展方向。Antonelli et al.（2021）通过对Ca同位素分析，指出北美努夫亚吉图克地区＞3.8 Ga TTG岩石中的低δ44Ca特征需要碳酸盐化的沉积物参与到其源区。对澳大利亚和南非的古太古代—中太古代TTG岩石中岩浆锆石O同位素的分析也表明需要有地表物质加入到它们的物源区（Smithies et al.，2021; Wang Xiaolei et al.，2022）。
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可以看出，板块构造体制很早（3.2~3.0 Ga或者更早）就开始启动的认识主要来自于地球化学研究。这在相当程度上是由于后期改造，早期陆壳物质遭受强烈破坏而残缺不全的无奈之举。它们从两个角度来约束板块构造启动时间：① 地球化学示踪表明那时就有地表物质进入地壳深部，板块体制对此可很好地解释。然而，地球化学示踪本质上只能表明地表物质进入了地壳深部，并不能说明地表物质进入地壳深部的具体方式。例如，一些研究者认为这是地表镁铁质岩石在重力作用下发生“滴坠”（dripping）作用的结果（Smithies et al.，2021）。② 地球化学反演地壳组成等指标的变化，认为这种变化代表板块构造的开始。然而，对于反演的可靠性还存在不同的看法。例如Tang Ming et al.（2016）、Smit and Mezger（2017）和Greber et al.（2017）通过不同方法反演大陆地壳由镁铁质转变为长英质的时间，得到的结果存在明显差别。此外，这些指标的变化是否可以标志板块构造的开始也存在不确定性。
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还需指出的是，对于刚刚开始应用的新技术，许多方面的了解往往还比较有限，这也会带来解释上的争议。例如，对Ti同位素的认识，后续研究者认为钙碱性序列和拉斑序列中Ti同位素与SiO2的关系存在显著不同。认为沉积岩的Ti同位素不能有效反演物源岩的SiO2含量（Deng Zhengbin et al.，2019b）。再如，根据锆石Si和O同位素分析，4.0 Ga 阿卡什塔片麻岩的锆石Si同位素并不表现异常，前人得到的全岩Si同位素异常可能是后期扰动的结果。据此认为表壳岩循环作用是从3.8 Ga才开始的，而不是在 4.0 Ga之前已经开始了（Zhang Qing et al.，2023）。在利用新技术的成果及解释时，仍需采取审慎的态度。
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在中太古代晚期—新太古代早期，有地质证据表明在北美地区板块构造就已起作用（Blackburn，1980; Percival and Williams，1989），而在华北克拉通，那时可能是地幔柱和板底垫托在起作用（Wan Yusheng et al.，2015; Dong Chunyan et al.，2021）。中太古代晚期—新太古代早期陆壳巨量增生很可能是不同地质过程共同作用的结果。尽管中太古代晚期—新太古代早期陆壳巨量增生具体过程还不十分清楚，但这一过程带来了一系列重要效应，特别是陆壳规模明显增大和地球热状态明显降低。从这一角度看，新太古代晚期—古元古代早期很可能是全球性类似于现今板块构造体制得以启动的时期，但在板块规模、俯冲深度等方面与现代板块构造体制仍存在较大的差异。
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新太古代晚期岩浆作用主要分布于华北克拉通和印度克拉通，它们可能曾经同属于一个大的克拉通。新太古代晚期构造环境存在岛弧系统和地幔柱两种不同认识。如果为地幔柱作用，它可能叠加在了中太古代晚期—新太古代早期强烈构造岩浆热事件形成的超大陆之上。如果为岛弧岩浆作用，则~2.5 Ga TTG岩石发育的区域可能代表了新太古代早期两个大陆块之间的古老俯冲/碰撞带。不论哪种情况，一些克拉通可能代表了新太古代晚期曾经是统一大陆的不同分散残余，这与许多克拉通表现出的碎片特征一致（Bleeker，2003）。
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2.5 克拉通化
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克拉通化即克拉通的形成和稳定化过程，主要标志包括：① 大规模发育稳定的地台型沉积盖层，而缺乏造山带活动；② 基性岩墙群广泛侵入；③ 大规模壳源富钾花岗岩形成；④ 岩石圈形成并稳定，岩石圈地幔与下地壳岩浆岩在形成时代和物质组成上耦合（翟明国，2011；翟明国等，2021）。
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克拉通化时间在不同地区存在差异。在格陵兰西南地区，≥3.8 Ga岩石的总面积大于1000 km2，仅在努克地区，始太古代岩石分布范围就约为3000 km2。始太古代岩石包括表壳岩和侵入岩。花岗质岩石以英云闪长岩为主，形成时代包括3.89 Ga、3.87~3.84 Ga、 3.82~3.80 Ga、3.76~3.74 Ga、3.72~3.69 Ga和~3.67 Ga。它们普遍遭受强烈变质变形和深熔作用改造（Nutman et al.，2021）。3.65 Ga富铁岩套为岩浆混合成因，它们稀土总量高，轻重稀土分异不明显，存在强烈负铕异常。其酸性单元为眼球状花岗闪长岩-二长花岗岩，具有A型花岗岩特征，由基性岩浆底侵作用导致下地壳TTG岩石部分熔融形成（Nutman et al.，1984）。之后，大规模 3.51~3.46 Ga亚美利克基性岩墙群侵入。所以，格陵兰西南地区在始太古代时期就显示了克拉通化的基本特征。
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南部非洲的卡普瓦尔克拉通是全球规模最大的克拉通之一，局部在3.0 Ga就完成了克拉通化。位于卡普瓦尔克拉通中部呈南北向分布的科尔斯伯格磁异常线把其分为东侧的威特沃特斯兰德地块和西侧的金伯利地块。＞3.1 Ga古老岩石主要位于东部的威特沃特斯兰德地块。根据岩石形成时代，Poujol et al.（2003）把其划分为东部域、中部域和北部域等3个不同部分，东部域包括巴伯顿花岗绿岩带、其南部的一些小绿岩带以及覆盖其上的蓬戈拉超群；中部域包括约翰内斯堡穹隆，威特沃特斯兰德盆地和弗里德堡穹隆；北部域包括默奇森/吉亚尼/彼得斯堡花岗绿岩带。东部域是南部非洲古老岩石出露最多的地区，南部非洲最古老＞3.6 Ga岩石就发现于东部域著名的巴伯顿花岗绿岩带。中部域与东部域的演化历史大体类似，可概括如下：① 3.66~3.54 Ga发育早期TTG岩石作为绿岩带基底。② 在3.53~3.40 Ga发育绿岩带的主体，以基性—超基性岩为主，并伴随TTG岩石的侵入。随后可能还存在少量3.40~3.25 Ga的绿岩带火山岩。③ 在3.25~3.20 Ga发生较广泛的、程度不同的变质作用，同时形成大规模的TTG岩石，局部地区发育变碎屑沉积岩。④ 在3.1 Ga左右，东部域由克拉通化过程转化为陆内过程，发育大规模富钾花岗岩（Kamo and Davis，1994; Clemens et al.，2010; Murphy，2015）。⑤ 在3.08~2.75 Ga发育沉积盖层Pongola超群。⑥ 随后在2.86 Ga、2.77~2.64 Ga发育不同期次的岩浆侵入作用。①~④为古老基底形成及克拉通化阶段，3.1~3.0 Ga富钾花岗岩形成是克拉通化的重要标志。⑤~⑥为克拉通盖层沉积及伸展型岩浆作用阶段。在3.0~2.8 Ga时期，北部域形成年轻的花岗绿岩带，通过增生/拼贴方式形成完整的威特沃特斯兰德地块（Poujol et al.，2003; Schmitz et al.，2004）。在3.1~2.75 Ga时期，西部的金伯利地块发育不同时代的绿岩带，并在3.0~2.75 Ga与威特沃特斯兰德地块沿科尔斯伯格磁异常线拼贴，完成整个卡普瓦尔克拉通的克拉通化。2.73~2.70 Ga文特斯多普超群是卡普瓦尔完全克拉通化之后的统一盖层。之后，新太古代晚期—古元古代早期沉积德兰士瓦超群，它们分布在3个盆地内。德兰士瓦超群中多数岩石地层基本是水平的，变质程度非常低（de Kock et al.，2012）。
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全球克拉通化的主要时代为新太古代早中期（主要为2.7~2.6 Ga），包括北美、南美、格陵兰西南、阿尔丹、中非、南非、伊尔岗、皮尔巴拉等地区的克拉通。以全球规模最大的太古宙克拉通北美苏必利尔克拉通为例。它由一系列东-西向和北西-南东向地体组成，出露岩石主要为表壳岩和花岗质岩石。这些地体可分为古老的太古宙陆核（3.5~2.9 Ga，花岗质岩石为主）和形成于不同构造环境（岛弧、弧后盆地、前弧和陆内沉积盆地）相对年轻的火山沉积岩-碎屑沉积岩带（2.9~2.7 Ga）两个部分。古老陆核在2.72~2.68 Ga期间通过不连续的造山作用拼合形成苏必利尔克拉通，方式包括与板块构造相似的过程（Langford and Morin，1976; Blackburn，1980; Percival and Williams，1989）和/或不同地体之间的增生作用（Percival et al.，2006）。苏必利尔克拉通发育新太古代早中期（2.75~2.6 Ga）变质变形作用和壳源花岗岩。太古宙岩浆构造热事件在新太古代早中期就已基本结束，2.6~2.5 Ga岩浆构造热事件在苏必利尔克拉通不强。
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克拉通演化经历了花岗质岩浆作用从富钠向富钾的转变过程（Condie，1981; Moyen et al.，2003; Frost et al.，2006; Laurent et al.，2014）。转变的时间在不同克拉通不同，一些克拉通还存在多期次富钾花岗质岩浆作用，但全球大规模富钾花岗岩主要出现在新太古代。TTG岩浆作用具有多期次、持续时间长的特征，而之后的富钾花岗质岩浆作用的持续时间往往较短。全球范围内，新太古代晚期岩浆构造热事件并不发育，例外的是华北克拉通和印度克拉通。它们在新太古代晚期（~2.5 Ga）才完成克拉通化（Wiedenbeck et al.，1996; Jayananda et al.，2000; Zhai Mingguo and Santosh，2011; Wan Yusheng et al.，2015）。克拉通化的时代可以不同，但克拉通化过程基本一致。全球性克拉通化完成于新太古代中晚期，在地球形成演化历史中具有里程碑式的意义，这也是以2.5 Ga作为太古宙—元古宙界线的重要依据。在太古宙之后，地球的内外生环境和过程都发生了巨大的变化。
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全球地壳平均厚度为40 km，下地壳平均厚度为17 km（Rudnick and Funtain，1995）。克拉通下地壳是研究克拉通化的重要对象。确定克拉通下地壳的物质组成和时代，与上地壳之间是否存在互补性和一致性，对于认识克拉通化过程具有重要科学意义。相对于地表物质，这方面的研究明显薄弱，原因是下地壳物质难以达到地表。麻粒岩地体能否代表克拉通下地壳组成是存在争论的科学问题。麻粒岩地体在全球广泛分布，形成时代包括太古宙、元古宙、古生代、中生代和新生代，绝大多数形成于太古宙（Rudnick，1992）。对于早前寒武纪麻粒岩地体，它们一般在地质历史的早期就已折返到了中—上地壳，这在华北克拉通是十分清楚的。绝大多数麻粒岩地体可能代表了早期的下地壳，而不是现今的下地壳。太古宙克拉通年轻岩浆岩（主要为玄武岩）中的麻粒岩捕虏体代表了现今的克拉通地幔和下地壳，它们形成时代和组成将直接影响大陆地壳生长模式的认识。早期研究认为，壳-幔边界幔源基性岩浆作用导致上覆地壳发生麻粒岩相变质和区域性麻粒岩地体形成，麻粒岩捕虏体本身为岩浆板底垫托的产物（Bohlen and Mezger，1989; Rudnick and Gao，2014），麻粒岩捕虏体形成时代晚于麻粒岩地体，下地壳主要形成于元古宙—显生宙。最近的研究表明，尽管麻粒岩捕虏体的锆石年龄多为元古宙—显生宙，但也普遍存在太古宙锆石年龄，多期锆石年龄共存的现象十分普遍。特别重要的是，麻粒岩捕虏体的锆石Hf同位素模式年龄多为太古宙，全岩Nd同位素模式年龄也主要为太古宙，因此，太古宙基性下地壳在全球范围内广泛保存，时代上与地表麻粒岩地体基本一致（Zhao Lang et al.，2024）。在华北克拉通，基性麻粒岩捕虏体140~120 Ma锆石年龄代表的是太古宙下地壳在中生代的熔融事件（导致中生代中酸性火山岩和花岗质侵入岩形成），中生代幔源岩浆板底垫托主要起热源作用（Jiang Neng and Guo Jinghui，2010; Jiang Neng et al.，2011）。下地壳基性岩石很可能包括了太古宙玄武质岩石和中酸性陆壳在不同时代提取了长英质岩浆之后的熔融残余物，但两者的比例仍不清楚。克拉通地幔研究对于了解克拉通及克拉通化过程无疑具有重要意义，但这方面的研究更为薄弱。
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前面提到，富钾花岗岩广泛发育是克拉通化的重要标志。在华北克拉通，富钾花岗岩通常稍晚于同时代的表壳岩和TTG岩石，而与变质作用、深熔作用时间大致相同或稍晚一些（万渝生等，2024）。这也是其他一些克拉通具有的特征（Champion and Smithies，2019）。在无后期构造热事件叠加改造的地区，富钾花岗岩通常呈块状或仅显示弱变形。所以，富钾花岗岩形成于同一岩浆构造演化的最晚期阶段，克拉通已进入伸展构造体制。地壳抬升及减压熔融是富钾花岗岩形成的重要机制。许多地区发育同时代幔源岩浆岩给出了板底垫托、壳幔相互作用的直接证据。大规模壳源花岗岩形成要求巨大规模的陆壳基底存在，这是大规模、高强度壳内改造和再循环的必要条件。具有造山折返性质的强烈构造热事件导致大量富钾花岗岩浆形成并向上运移，成熟度得到提高，难熔物质进入中下地壳，壳内物质得到调整，力学稳定性得到增强，克拉通化得以完成。深部地壳部分熔融是导致壳内化学分异，达到力学上稳定的重要方式。
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有关富钾花岗岩物源区性质和形成过程仍存在不同认识。对于物源区，存在TTG、沉积岩和基性岩等不同认识，并可能存在不同熔体间的混合（Whalen et al.，2004; Patiño Douce，2005; Frost et al.，2006; Laurent et al.，2014; Moyen，2019）。但实验岩石学表明，仅由英云闪长质岩石部分熔融无法形成大规模富钾花岗岩（Watkins et al.，2007）。一些稳定同位素研究表明，太古宙富钾花岗岩形成显示物源区沉积岩的存在或加入（Li Ruiying et al.，2020），但大规模沉积岩的存在往往缺少野外证据的支持，沉积岩如何进入地壳深部成为花岗岩物源区的构造机制也不十分清楚。基性岩部分熔融形成大规模富钾花岗岩更是缺乏野外地质和实验证据。
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2.6 成矿作用
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太古宙矿产主要有BIF、绿岩型Au矿、块状硫化物（Ni-Cu-Zn）、与超基性岩相关的Cr-Ni、金刚石等。BIF为外生沉积作用产物，其余大都为内生成矿作用产物。然而，内生作用过程可极大地影响外生作用过程。这里对BIF作简要论述。
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BIF具有这样一些特征：① BIF在地质历史很早时期就出现，有确切定年资料的最早的BIF出现在格陵兰3.87 Ga 表壳岩中（Nutman et al.，2021），表明那时就已有海洋存在了。华北克拉通鞍山地区3.35 Ga陈台沟表壳岩中存在含铁燧石岩（Wan Yusheng et al.，2015）。早期BIF通常少而贫。巨量BIF铁矿形成于新太古代—古元古代（特别是新太古代晚期—古元古代早期），具有明显的时代限制性（Bekker et al.，2010）。② 根据矿物组合不同，可把BIF进一步划分为硅酸盐、氧化物和碳酸盐相，表明沉积环境存在差异。③ 与BIF共生的表壳岩包括变质玄武质岩石、变质科马提岩、变质中酸性火山岩、变质火山碎屑沉积岩和变质碎屑沉积岩。根据岩石组合可划分为两类，阿尔戈马型BIF的表壳岩以变质火山岩-火山碎屑沉积岩为主，苏比利尔型BIF的表壳岩以变质碎屑沉积岩为主。还存在两者之间的过渡型BIF。④ 阿尔戈马型BIF主要出现在新太古代早期及更早时期，苏比利尔型BIF主要出现在新太古代晚期—古元古代早期，沉积时间可跨越太古宙—元古宙界线。⑤ 根据岩石组合，苏比利尔型BIF无疑形成于陆壳基底之上。阿尔戈马型BIF的岩石组成以变质科马提岩、变质玄武岩、变质中酸性火山岩等变质火山岩为主，但许多地区BIF或多或少与陆壳碎屑沉积岩共生，被壳源花岗岩切割，BIF通常含一定数量Al2O3和TiO2等陆壳碎屑物质。它们也主要形成于陆壳基底之上或附近，包括大陆边缘或弧后盆地构造环境。⑥ BIF为化学沉积产物。形成海水深度不大。酸性-氧化条件有利于BIF铁矿形成。原始BIF的成层性表明它们形成于浪基面以下，而更年轻的粒状铁建造（granular iron formation）与之不同，形成于浅水环境（Klein，2005; Bekker et al.，2010）。⑦ BIF规模与形成环境稳定性有关。沉积环境越稳定，BIF规模就越大。阿尔戈马型BIF规模通常不大，单层厚度小，延伸不远。苏比利尔型BIF规模巨大，形成于克拉通化之后的稳定地台型沉积环境（Eriksson et al.，2006; van Kranendonk et al.，2012）。例如，南非德兰士瓦超群中的BIF（2.50~2.46 Ga）、西澳皮尔巴拉南部的哈默斯利 BIF（新太古代晚期—古元古代早期）等巨型BIF在沉积之前，变质基底就已成为了稳定化的克拉通。⑧ BIF形成是全球重大事件，既具有全球共性，也具有不同地区的个性，而个性主要反映在环境的稳定性差异等方面。⑨ BIF的变质程度存在很大差异，从低绿片岩相到麻粒岩相都存在。规模巨大的BIF变质程度都不高。
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BIF大规模形成对于地球早期生命和环境研究具有重要意义（Konhauser et al.，2017）。BIF形成的一级控制因素有两个（Wan Yusheng et al.，2016）。一是大量二价铁在大洋中广泛分布。早期的还原环境使铁以可溶解的二价铁形式存在。成矿物质进入大洋体系的方式多种多样，至少包括：① 科马提质-玄武质岩石中的铁质在海水中被直接溶解；② 科马提质-玄武质岩石中的铁质在外生风化作用过程中被带入大洋；③ 与火山作用相伴随的热液系统作用。溶解的二价铁可在大洋中长期存在，并不要求一定来自同时代的火山作用或火山热液系统。现在的地球被称为蓝色的星球，在那个时期，海洋中溶解了大量的二价铁，海水呈绿色，地球是绿色的星球。
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BIF形成的另一个一级控制因素是氧的存在。铁为变价元素，二价铁转变为三价铁是BIF沉积的必要条件，但对于铁价态变化的机制存在不同认识，主要方式有：① 通过紫外线辐射的光化学氧化（Cairns-Smith，1978）；② 自由氧氧化（Olson et al.，2013）；③ 微生物铁氧化（Widdel et al.，1993）。BIF在早期地质历史不同时期都存在。很可能，不同时期二价铁转变为三价铁的主要方式有所不同，在新太古代晚期—古元古代早期，BIF形成所需氧看来主要与造氧生物有关。BIF主要形成于新太古代晚期—古元古代早期的时代局限性，很大程度上与地球上氧的形成演化有关。
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新太古代晚期—古元古代早期BIF大量形成，很可能与中太古代晚期—新太古代早期陆壳巨量增生之间存在成因联系。从逻辑上讲，如果BIF大量形成与氧的突然大量增高有关，而氧的形成又与生物活动有关，那么问题就转化为了陆壳巨量增生是否促进了其后的生物“大爆发”。中太古代晚期—新太古代早期陆壳巨量增生对于生命形成和繁衍具有如下效应和作用：① 巨量陆壳增生意味着地幔物质的大量提取，能量的大量耗散，造成地球热状态快速降低。大陆区的地热梯度会进一步降低，地球表面和大气温度降低。海水温度降低到一定程度应是地球上生物大量形成繁衍的必要条件。如前所述，地球热状态快速降低也是新太古代晚期全球普遍克拉通的重要原因。② 地幔物质的大量提取提供了大量的基性—超基性岩（科马提岩），除提供大量成矿物质（Fe）外，还含有大量的Ni，而Ni是形成生命的酶介质催化剂的重要物质组成。③ 巨量陆壳增生导致大陆规模急剧增大，高山形成，使风化作用明显增强，导致大气CO2浓度降低。④ 巨量陆壳增生使大陆架发育，则有利于营养物质洋内循环、造氧生命昌盛，使大洋中广泛分布的二价铁氧化为三价铁，BIF大量沉积（Wan Yusheng et al.，2016; 万渝生，2018）。
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BIF中的磷灰石含有机碳，支持了生物与BIF形成之间存在联系的认识（Papineau et al.，2011）。生命最初形成于海洋环境，通过光合作用导致氧的形成。所以，海洋的氧化先于大气的氧化，而不是相反。海洋中的氧被二价铁消耗，进入大气圈的很少，大气氧浓度难以迅速增高。只有当海洋中以溶解形式存在的大多数二价铁被氧化而沉淀之后，大气氧才能迅速增高，出现所谓的大氧化事件（Bekker et al.，2004）。由于这一原因，虽然氧在海洋和大气圈之间的交换十分容易，大气也具有很大的流动性，但是，在海洋造氧生物造氧能力有限并主要用于铁的氧化的情况下，全球不同地区的早期海洋水体仍具有一定的差异性。这可能是不同地区BIF形成规模存在差异的另一重要原因。BIF大量形成是地球演化和内外生作用的结果，大氧化事件则是BIF事件后外生环境进一步演化的必然结果。
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大规模BIF需形成于稳定的环境，这得到地质观察的证实。在新太古代早期，主要形成阿尔戈马型BIF。频繁的火山作用使沉积环境动荡不安，不能形成含铁水体长期有效的循环系统，造氧生物也难以生存繁衍，BIF铁矿规模就小。在新太古代晚期-—古元古代早期，全球许多地区都完成了克拉通化，BIF沉积于稳定环境（Clout and Simonson，2005），这就是为什么全球规模超大型BIF主要形成于这一时期的重要原因。与之不同，华北克拉通新太古代晚期火山作用强烈，虽为 BIF提供成矿物质，但沉积环境动荡，很难形成像西澳、南非那样的超大型BIF铁矿。但存在相对稳定的地区，中国鞍本和冀东地区具有3.8 Ga以上的形成演化历史，陆壳相对稳定，这是它们形成更大规模BIF的原因，也能更好地保留（万渝生等，2012）。
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2.7 华北克拉通与其他克拉通对比
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华北克拉通与全球其他克拉通既有类似之处，也有自己的特征。它们太古宙地壳形成演化的异同点可简要概括如下：
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（1）与其他许多克拉通类似，华北克拉通存在冥古宙地壳形成演化历史。锆石年龄主要为4.1~4.0 Ga，表明冥古宙晚期陆壳物质已有较广泛分布。全球迄今共在9个地区发现＞3.8 Ga岩石，其中包括中国华北克拉通及邻区的4个地区，这在一定程度上可能与华北克拉通研究程度高有关。
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（2）在华北克拉通鞍山地区，几个古老杂岩具有类似的长期连续锆石年龄记录（3.8~3.1 Ga），地幔添加和壳内再循环作用都十分重要。每一杂岩规模不大，但杂岩的空间分布范围在25 km2以上。它们很可能为同一杂岩的不同残余部分，表明鞍山地区那时长期处于高热状态。这一现象在全球范围内也十分罕见，仅见于北美斯拉夫克拉通的阿卡什塔片麻岩区等少数地区。
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（3）与其他克拉通类似，中太古代晚期—新太古代早期为华北克拉通最重要的地幔添加和陆壳增生时期。这一全球性构造岩浆热事件对于早期地球演化具有里程碑意义，使地球进入一个新的历史演化阶段。
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（4）华北克拉通新太古代晚期构造岩浆热事件十分强烈，具有这一特征的克拉通仅包括印度克拉通等少数克拉通。所以，与全球大多数克拉通在新太古代早期已经克拉通化不同，华北克拉通和印度克拉通在新太古代晚期才初步克拉通化。
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（5）太古宙矿产主要有Au、Fe，还有块状硫化物（Ni-Cu-Zn）和与超基性岩相关的Cr-Ni。华北克拉通存在新太古代晚期Cu-Zn块状硫化物矿床。华北克拉通BIF形成时代主体为新太古代晚期，与全球BIF形成峰期时间相同。但是，由于华北克拉通新太古代晚期构造岩浆热事件强烈叠加，不可能形成超大型BIF铁矿。华北克拉通金矿大都赋存在太古宙绿岩带中，但金的主成矿期为中生代。与之不同，西澳、南非、北美、格陵兰存在太古宙绿岩型金矿。
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3 结论和展望
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全球不同克拉通太古宙陆壳形成演化既表现出相似之处，具有一些共同的特征，也显示了各自的独特之处而千姿百态。地球是一在不断发生演化的星球。控制地球演化的第一级控制因素是地球的热状态，还有就是地球上大量水的存在。地球的热状态不断降低是从前板块构造向板块构造转化的根本原因。由于地球热状态的不均匀性和渐变性，板块构造体制表现出全球非等时性和渐变性的特征。TTG构成太古宙克拉通的主体，总体上，TTG的轻重稀土分异程度随时代不断增大，反映了陆壳厚度不断增大的演化趋势。角闪石等的结晶分异可影响TTG岩石的轻重稀土分异程度，但这种影响是局部的。TTG应存在多种形成方式，从早期的非板块体制到后期的板块体制都可形成。不论什么构造体制，玄武质岩石物源区水的大量存在是大规模TTG岩石形成的必要条件。只有大量水能被带入玄武质物源区，才会有TTG岩石大规模形成。中太古代晚期—新太古代早期全球性陆壳巨量增生是板块构造、板底垫托（地幔柱）或两者共同作用的结果？仍需进一步确定。然而，陆壳巨量增生带来的一系列效应为新太古代晚期类似于现代板块构造体制的建立提供了可能。克拉通化的实质是克拉通内不同层圈达到物理、化学和力学上稳定和相互耦合，大量壳源富钾花岗岩形成是克拉通化的重要标志。不同克拉通发生克拉通化的时间不尽相同，但全球性的克拉通化在新太古代晚期基本结束，太古宙—元古宙这一关键转折期在地球的演化历史上具有里程碑式的意义。
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早期陆壳的形成和演化是固体地球科学领域最重要前沿之一，也是长期的热点。尽管已取得重要的进展，但几乎在所有基本科学问题上都存在不同的认识。重要原因是时代久远，早期陆壳物质普遍遭受不同程度后期改造而残缺不全，一些已面目全非。方法上，早期陆壳研究既有与其他地质科学相通的，也有自己的独特之处。今后需要注意以下方面：① 加强类地行星对比研究，这对了解地球早期地质过程特别重要；② 加强数值模拟研究，这是由早期陆壳物质十分匮乏所决定的；③ 建立大型综合数据平台，这是地球系统科学所要求的；④ 加强高温高压实验岩石学研究；⑤ 研究开发精度更高、空间和质量分辨率更高的微区原位分析实验设备，这是获得原创性成果的重要途径。研究视野放眼全球，相信经过长期不懈的努力，一定能够取得重大突破。
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致谢：本文得到国家自然科学基金重点项目（42130311）、国家自然科学基金联合基金项目（U2344210）、中国地质调查局地质调查项目（DD20221645，DD20230209）的支持。两位评审人的评审意见和建议对论文质量提高起了重要作用。深表谢意。
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谨以此文敬祝著名构造地质学家任纪舜院士90 华诞。
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摘要
地球是太阳系中唯一发育大规模长英质陆壳的星球。陆壳形成演化是一长期的过程。≥3.8 Ga岩石和≥3.9 Ga锆石迄今分别只在9个和大约20个地区被发现。随着时代演化，陆壳规模越来越大，表壳岩由以变质玄武岩、变质超基性岩为主转变为变质玄武岩、变质超基性岩、变质中酸性火山岩和变质碎屑沉积岩广泛发育。虽然BIF(条带状铁建造)在3.8 Ga以前就已存在，但其规模在新太古代晚期—古元古代早期才达到顶峰。TTG(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)构成太古宙克拉通的主体，它们的岩石类型和组成特征在3.8 Ga就显示出多样性。随时代演化，花岗闪长质岩石的比例逐渐增高。TTG的轻重稀土分异程度随时代不断增大，反映了陆壳厚度不断增大的演化趋势。中太古代晚期—新太古代早期发生了全球性的陆壳巨量增生，导致类似于现代板块构造体制在新太古代中晚期广泛发育。富钾花岗岩在新太古代中晚期大量形成，是太古宙基底克拉通化的重要标志。克拉通化的实质是克拉通内不同层圈达到物理、化学和力学上稳定和相互耦合。可把冥古宙—太古宙陆壳形成演化历史划分为四个阶段：4.4~3.8 Ga、3.8~3.0 Ga、3.0~2.6 Ga和2.6~2.5 Ga，大致分别代表了陆核形成、陆块发展和形成、克拉通化阶段。太古宙—元古宙关键转折期在地球的演化历史上具有里程碑意义。
Abstract
Earth is unique in our solar system for having developed a large-scale continental crust. The genesis and evolution of this crust is a protracted geological process spanning billions of years. Rocks older than 3.8 Ga and zircons older than 3.9 Ga have only been discovered in nine and twenty locations worldwide, respectively. Over geological time, the volume of the continental crust has steadily increased through a complex interaction of tectonic processes. Supracrustal rocks have evolved from mainly meta-basalt and meta-ultrabasic rocks to include meta-basalt, meta-ultrabasic rocks, meta-intermediate-acidic volcanic rocks, and meta-clastic sedimentary rocks. Although banded iron formations (BIFs) predate 3.8 Ga, their global distribution reached a peak during the late Neoarchean to early Paleoproterozoic. TTG rocks, the dominant constituents of Archean cratons, exhibit a remarkable diversity in rock types and compositions as early as 3.8 Ga. Over time, the proportion of granodioritic rocks within these cratons gradually increased. Simultaneously, the differentiation degree of light to heavy rare earth elements in TTG rocks increased, reflecting the progressive thickening of the continental crust. A period of significant continental growth occurred during the late Mesoarchean to early Neoarchean, resulting in the widespread development of plate tectonic regimes akin to those observed in the modern era by the late Neoarchean. This period witnessed the voluminous emplacement of K-rich granites, serving as a key indicator of Archean basement cratonization. The essence of cratonization is the physical, chemical, and mechanical stability, along with the intricate interconnectivity of different layers within the craton. The formation and evolution of the Hadean-Archean continental crust can be divided into four stages: 4.4~3.8 Ga, 3.8~3.0 Ga, 3.0~2.6 Ga, and 2.6~2.5 Ga. These stages roughly correspond to the formation of the continental nucleus, the development and formation of continental blocks, and cratonization, respectively. The vital transition phase from the Archean to the Proterozoic is of milestone significance in the evolutionary history of the Earth.
Keywords
Hadean-Archean ； crustal evolution ； TTG ； geochemistry ； tectonic regime
