太古宙的洋－陆与古地理问题*

翟明国

1西北大学地质学系，大陆动力学国家重点实验室，陕西西安710069

2中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈国家重点实验室，北京100029

3中国科学院大学地球与行星科学学院，北京100049

1 概述

为了祝贺西北大学建校120周年，北京校友会地质分会决定在 《古地理学报》出版一个专辑，并给我命题作文 “太古宙的古地理问题”。这是一项不可能完成的任务。因为地球是先有洋还是先有陆、什么时期起海水宏量存在、什么时候有露出海面的陆地、太古宙时期的洋陆状态等等都还没有定论。古地理学研究地质历史时期地球表面的自然地理，既描述地球过去的大陆轮廓、纬度、地形起伏、气候、生物等，也对岩石圈、大气圈、生物圈和水圈历史面貌进行综合研究（图1－a），涉及古生态、古环境、古气候、古海洋以及古生物等方面，是一门综合性的地球科学（王鸿祯，1985；崔克信，1986；冯增昭等，1988；冯增昭，2016；陈洪德等，2017）。古地理学是地质学中与地理学结合最紧密的学科。除了地表环境的作用，如水、风、光照、温度等因素外，地质作用是造成地质历史时期地理环境变换的根本原因（图1－b），因此，古地理学的本质是研究地质时期自然环境的形成和发展演变的学科。主要研究内容有：重建古代地理环境面貌和古地理环境的演变，又可分为岩相古地理学和构造古地理学（冯增昭，2003）。先秦的古诗文有 “高岸为谷，深谷为陵”，讲到了地形起伏和大陆轮廓；东晋葛洪在 《神仙传》中写道：“东海三为桑田”，“天柱折，地倾东南”，讲到了地理环境变化是有 “力”来推动的，已经暗含了岩相古地理学和构造古地理学的雏形。而现代古地理学是地质学的支柱性学科，其交叉性和互补性很强，是研究地表过程、深部过程、资源和环境的基础。

图1 地表与圈层的地貌变化的表层环境（a）和洋陆汇聚过程的地质环境（b）（据Frisch et al.，2011；有修改）Fig.1 Geomorphic changes in the surface and deep layers（a）and geological setting of ocean-continent convergence（b）（modified from Frisch et al.，2011）

王成善等（2010）和何登发等（2020）强调在研究中的时间尺度（地质时代）和动态的应力变化（包括内、外动力以至深部的力）的综合结果。因此自然地理单元的演变就放在了区域构造和大地构造演变的框架内。活动论构造古地理思想是在地球系统科学的活动论、演化论、阶段论与转换论观念下的自然延伸。整体、动态、综合分析是活动论构造古地理研究的基本方法（Copeet al.，1992；Csontosa and Vörös，2004；Davidson and North，2009；刘少峰和王成善，2016）。这种研究思想在中国的古地理研究中已经有了很好的总结和实践（孙枢，2005a，2005b；邵龙义等，2019）。

地球的演化历史长达4.6 Ga，远远超出以往古地理学研究的时间尺度。地球是太阳系目前所知唯一有花岗岩陆壳的行星（白瑾等，1993；赵宗溥等，1993；Rudnick，1995；Taylor and McLennan，2009；Sleep，2015；Hawkesworthet al.，2020）。我们所知最早的陆壳岩石形成在～4.5－4.4 Ga之前（Wildeet al.，2001），它们目前只有推断来自陆壳岩石的碎屑锆石给予旁证。地球保留的陆壳岩石最古老的例子是来自加拿大奥卡斯塔的英云闪长质花岗岩，年龄大概在4.1－4.0 Ga（Harrisonet al.，2006；Harrison 2009）。在不少古陆块（克拉通）中能够见到的最古老的陆壳岩石是3.9－3.7 Ga（Nutmanet al.，1993，2007；Wanet al.，2005；O'Neilet al.，2007；Windley，2007），说明那个时期已经有一定规模的陆壳，并且由于出现含条带状硅铁建造和石英砂岩，还说明那时已经有宏观水的存在。此后陆壳发展到可能存在一个与现今大小近似的古老大陆（超级克拉通），时间大概在2.5 Ga，这就是太古宙和元古宙的界限。这篇文章

只能概括地介绍一下太古宙的大陆演化的概况，作为研究古老时期古地理的前期知识。

2 地球的圈层与陆壳

2.1 地球的陆壳

地球和其他类地行星一样是具有圈层的。但是作为地壳层，各个行星有所不同。离地球最近的月球被认为是一个与火星大小相似的星球曾与地球相撞，后来抛出的物质在地球的轨道上反复积累增生，从 而 形 成 月 球（Hartmann，1975；Sheareret al.，2006）。月球可以分为年龄约为4.5 Ga的斜长岩质月陆，和～4.0－2.0 Ga的玄武岩质的月洋，后者形成时代晚于月陆，是陨石撞击形成的大的陨石坑，被撞击后月幔部分熔融的岩浆形成了玄武岩海。早期的硅酸盐岩浆洋模式（图2）可以通过岩浆分异形成斜长岩质的月陆壳和超镁铁质上地幔（O'Neill，1991；Woodet al.，2006）。

图2 岩浆洋示意图（a）和模式图（b）Fig.2 Schematic diagram of magmatic ocean（a）and model（b）

然而这个模式对于地球并不适用。因为地球所知最早的陆壳成分是高钠的花岗质岩石（TTG）而不是斜长岩质岩石。目前根据实验岩石学和计算模拟的结果，似乎最早形成的地壳是玄武质才合理，这就造成理论和实际观察之间的矛盾，即著名的先有洋壳还是先有陆壳的 “洋陆之争”（翟明国，2012；沈其韩等，2016；赵国春和张国伟，2021）。

根据地球早期分异理论（Jordan，1975；Boydet al.，1985；Pollack，1986；Rudnick and Fountain，1995；King，2005），初始地壳（玄武岩壳）是原始地幔经过高程度部分熔融形成的，其易熔组分（硅、铝、钙、铁、全碱）喷出地表形成了地壳，而其难熔的橄榄岩部分就构成了岩石圈地幔。因此，前寒武纪大陆克拉通型岩石圈地幔应具有如下特征：①岩石圈年龄老、厚度大，通常大于200 km；②主要由难熔的金刚石－石榴石－尖晶石相方辉橄榄岩和贫单斜辉石的二辉橄榄岩组成，其中橄榄石具有高的镁橄榄石分子，故岩石圈地幔（约3.0 g／cm3）相对于下伏软流圈（约3.35 g／cm3）轻，这就是古老克拉通型岩石圈能够长期稳定存在的根本原因；③地温梯度低，即具有典型前寒武纪地盾区地温曲线；④在地球物理特征上具有高的波速Vp；⑤在同位素组成上具有相对富集的Sr-Nd同位素组成（Pearson，1999；Pearsonet al.，2002）。前寒武纪大陆岩石圈地幔通常都遭受过多期不同来源熔体交代作用的影响，这就是其同位素组成相对富集的主要原因，地幔交代作用主要发生在80～100 km深度。相反，典型大洋岩石圈地幔则具有完全不同的地质地球物理特征：①年龄新、厚度小，通常小于80 km；②主要由饱满的尖晶石相二辉橄榄岩组成，其中橄榄石具有低的镁橄榄石分子；③地温梯度高；④在地球物理特征上具有低的波速Vp；⑤在同位素组成上具有亏损的Sr-Nd同位素组成。

然而令人困惑的是，地球上发现最早的岩石都是TTG片麻岩而不是玄武质岩石，凡是认为有古老的洋壳岩石的报道和研究，都被质疑者提出了无法圆满回答的难题。TTG是英云闪长岩－奥长花岗岩－花岗闪长岩（Tonalite-Trondhejmite-Granodior-ite）这3种中酸性岩英文名字的首字母缩写。TTG片麻岩组合是指主要由英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩类岩石经过变质变形后形成的片麻岩。TTG主要以富钠的斜长石（钠长石／奥长石）和石英组成，含有少量的角闪石、黑云母和钾长石等。其岩石化学特征是75wt%＞SiO2＞64wt%；CaO的含量变化较大（1.5～4.5）wt%；K2O／Na2O＜0.5；mg＃＜45（mg＃＝Mg2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）×100）（Barker，1979）。进一步区分时，可按照Al2O3的含量分为高铝Al2O3（＞15wt%）和低铝（＜15wt%）2种类型（Barker and Arth，1976）。TTG具有微量元素高的（La／Yb）N（＞15）、Sr／Y（＞20）值，高的Sr含量（＞300μg／g），低的重稀土含量（Yb＜2μg／g），Eu／Eu*、Sr／Sr*值无异常或正异常，具有富集大离子亲石元素（Rb、Ba、Sr）和亏损高场强元素（如Nb、Ta、Ti）（Moyen and Martin，2012）。绝大多数太古宙的TTG片麻岩都具有正的εNd和εHf值（Kapyahoet al.，2006；Poucletet al.，2007；Liuet al.，2009；Guitreauet al.，2012）以及略高于地幔的δ18O同位素特征（Whalenet al.，2002；Binde-manet al.，2005）。这说明TTG片麻岩代表由地幔物质再生长出来的陆壳。因此，大陆地壳生长问题在很大程度上也就是TTG片麻岩地体的成因问题。

对早前寒武纪TTG片麻岩（又称灰色片麻岩）的研究有半个世纪的历史。全球出露的太古宙克拉通主要由TTG组成（图3），可以占到太古宙地壳体积的三分之二以上（Condie，1981；Jahn and Zhang，1984；Martin，1994；Windley，1995）。太古宙TTG片麻岩的成分不仅有一定的变化范围（Moyen，2011），而且随着时间的演化有一定的演变趋势（Zhai，2014）。从太古宙早期到晚期，TTG片麻岩的SiO2含量有降低的趋势，但CaO＋Na2O，MgO，mg＃，Sr，Ni，Cr和REE都有升高的特征，许多研究者都观察到了这样的演化 趋 势（Smithies，2000；Martin and Moyen，2002；Condie，2005；Martinet al.，2005，2010；Foley，2008）。

图3 地球大陆克拉通与造山带分布图（据翟明国等，2020；有修改）Fig.3 Distribution of cratones and orogenies（modified from Zhai et al.，2020）

2.2 陆壳的形成模式

实验岩石学已经证明TTG岩浆是不能直接从地幔中熔出，也很难从地幔熔出的科马提岩浆或玄武岩浆中分异出这么大体积的TTG成分的岩石。地幔橄榄岩的部分熔融只能形成玄武岩或者玄武安山质的岩石，即使是极低的部分熔融产生少量的长英质熔体，也很难获得TTG一样的微量元素特征（Jahn and Zhang，1984；Martin，1987）。因此唯一的可能是基性岩浆岩的二次熔融（Caroet al.，2003；Boyet and Carlson，2005；Kempet al.，2010）。这就必须假设地球是先存基性地壳，或者说是先有大洋，当然最初是没有水的 “干枯”大洋。这里放置的争论就是地球至今没有找到古老的大洋岩石，即使把存在争议的Isua表壳岩视为洋壳，它的年龄也只有3.8 Ga（Windley，2007；Kuskyet al.，2013），远比最古老的TTG岩石年轻。

对太古宙TTG片麻岩的岩石成因提出了许多模式，归纳起来主要有3种：（1）富水玄武岩浆的分离结晶（Arthet al.，1978；Barker，1979）；（2）太古宙硬砂岩的部分熔融（Arth and Hanson，1975）；（3）玄武质岩石在高压条件下有石榴子石作为残留相发生部分熔融（Drummond and Defant，1990；Rappet al.，1991；Wolf and Wyllie，1994；Xiong，2006；Nair and Chacko，2008）。玄武岩浆的分离结晶，不可能形成巨量的TTG片麻岩，也没有发现存在的相对数量比例的、由同一岩浆分异形成的其他类型的岩石（如：闪长质的岩石）；而且，如果是简单的分离结晶的话，那么应该会有比TTG片麻岩体积更大的超镁铁质残留相存在，这些都没有被发现。再假设这些残留相都以拆沉方式“沉入”地幔，但是地幔的演化曲线没有显示在地壳暴增阶段的地幔突变现象。对于硬砂岩等的部分熔融模式，虽然TTG的氧同位素（Whalenet al.，2002；Bindemanet al.，2005）以及流体活泼元素（Kamberet al.，2002；Kleinhannset al.，2003）显示出TTG有经过低温热水过程，但是仅仅是沉积物硬砂岩的部分熔融，很难产生TTG这么富钠的岩石类型。因此玄武质岩石在高压条件下部分熔融形成TTG是目前较为广泛接受的成因解释，例如，先存洋壳最初向洋底高原的俯冲，可能是形成最初的陆核的机制（图4），当陆壳长到足够大、至少是微陆块时，可能可以产生深达下地壳或壳－幔边界的洋壳俯冲。

图4 洋壳俯冲的TTG形成模式Fig.4 Model of TTG with oceanic crust subduction

2.3 高级区与绿岩带

玄武质岩石在高压条件下部分熔融形成TTG岩石的假说仍存在很大困难。主要包括：在各个克拉通都未找见能与TTG年龄相当或更古老的洋壳玄武岩、在TTG内或附近未找见基性岩高压下部分熔融的残留、未见到与俯冲带相关的高压变质岩石（蓝片岩－榴辉岩相）、未见到与可能的俯冲带相关的混杂岩和增生楔等（翟明国，2012）。一些研究者将太古宙时期的高级片麻岩区－绿岩带视为古老的洋－陆格局（Kusky and Zhai，2012），那么绿岩带就可以代表洋壳及其相关的岩石组合（图5）。

图5 高级区－绿岩带出露模式（据翟明国，2012；有修改）Fig.5 Pattern of high-grade regions and greenstone belts（modified from Zhai，2012）

高级片麻岩区是前寒武纪早期地壳的重要单元，成穹隆状，与绿岩－花岗岩带（低级区）一起，组成了克拉通的基底。高级区以发育高级区域变质岩石为特征，变质级别以麻粒岩相为主，部分为高角闪岩相。主要岩石单元包括：（1）高级变质表壳岩系，主要是基性－中酸性变质火山岩，砂质岩石、泥质岩石和碳酸盐岩石形成的片麻岩和大理岩，也包括一些高级变质的辉长岩－苏长岩岩床等；（2）变质侵入岩，主要是中酸性长英质片麻岩，典型组合是TTG 片麻岩，它们占高级区的～70%～80%，以及少量侵入其中的基性和超基性岩变质形成的麻粒岩、斜长角闪岩、石英闪长岩等（Windley，1995）。高级区的研究，是认识早期陆壳形成机理与过程的钥匙。过去30年来，其研究主要集中在对高级区形成构造背景及其与绿岩带的关系、高级区抬升出露机制、陆壳生长模式以及高级区中TTG质岩石和高级变质表壳岩的成因等方面的研究。

绿岩带由未变质或浅变质的火山－沉积岩系组成，它们常以向斜（形）出现在穹窿状高级区的周边。绿岩带与高级区之间的关系经常因强烈变形而难以确定，有些绿岩带以高级区为基底，因此通常认为绿岩带不代表原始地壳，下面还应有更古老的陆壳。绿岩带的地层序列可以分3段，自下而上为：（1）超镁铁质火山岩组合，底部为科马提岩和玄武岩，顶部为双峰式火山岩；（2）玄武岩－安山岩－流纹岩钙碱性火山岩组合；（3）沉积岩组合，底部为杂砂岩－条带状石英（硅）铁建造（BIF）－硅质岩－少量火山岩，顶部为页岩－碳酸盐岩。典型代表有南非巴伯顿绿岩带和津巴布韦绿岩带（图6），但二者BIF的发育程度不尽相同，前者BIF主要出现于绿岩带层序的上部沉积岩系中，而后者BIF广泛发育，既可出现在中下部火山岩系，也可发育于火山岩与沉积岩的过渡带和沉积岩系中。由此可见，绿岩带并不代表洋壳，和显生宙的蛇绿岩套也没有可比性。Zhai和Peng（2020）提出，太古宙特别是晚太古代，涉及到微陆块拼合和绿岩带俯冲，有微陆块、绿岩带和条带状铁建造3种地质体。微陆块是由洋底高原通过其周缘的洋壳俯冲形成的，绿岩带是微陆块周围边缘海的沉积壳（洋壳），与大洋中脊洋壳的组成和结构都不同。其上沉积的含条带状铁矿的火山－沉积岩建造。由于条带状石英－铁建造有较高的密度和负浮力，可以造成作为绿岩带的洋壳下沉并俯冲到洋底高原和微陆块之下的 “动力”，经历低级和中级变质作用，产生大规模的地壳部分熔融，进而导致洋底高原演化为单个的微陆块，以及单个微陆块相互拼贴并焊接形成的超级克拉通或克拉通群。

图6 南非巴伯顿绿岩带地层综合柱状图（据翟明国，2012；有修改）Fig.6 Comprehensive stratigraphic histogram of Barboton Greenstone Belt，South Africa（modified from Zhai，2012）

3 大陆生长与太古宙末的稳定大陆

3.1 陆壳多阶段生长

最早的基性地壳是如何形成的，是否有过全球性的基性地壳阶段查无实据。通过探测木卫一（Io）的资料表明，其表面存在十分活跃的火山活动，甚至存在超基性岩浆活动的迹象（McEwenet al.，1998；Williamset al.，2000），其地幔因强烈的潮汐加热而发生了大规模熔融并可能形成了全球性的浅部 “岩浆洋”（Khuranaet al.，2011；Schein-berget al.，2018），这种吸积过程控制了类地天体内部圈层结构的形成，形成了早期基性地壳（图7），称为热管构造（Moore and Webb，2013；Kan-kanamge and Moore，2016，2019；章清文和刘耘，2020）。基于热管构造的一个陆壳形成的新模型（Zhanget al.，2022），认为长英质陆壳形成于一个冷的、巨厚的、全球范围的、镁铁质的前驱体，这可能是冥古宙或原太古代最早的TTG岩石或陆壳的成因。虽然宏观水的存在，有利于TTG的熔出，但是什么时候有大量海水以及最初的陆壳什么时候出露海面，几乎没有证据（Dhuimeet al.，2015）。对于早期的地壳层认识，大致限于停滞盖层（如水星、金星、火星 和 月球等）（Baratouxet al.，2011；Sternet al.，2018；O′Neill and Zhang，2019）和活动盖层（如地球板块构造）两类。滞盖构造理论模式则认为（Piper，2013；Bèdard，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，可以解释TTG的形成和造成陆壳及大陆岩石圈地幔的局部与暂时的耦合。板块构造什么时候起作用是一直争论的问题（Abbottet al.，1994；Anderson，2001；Condie and Kröner，2008；Yin，2012）。

图7 假想的最初岩浆洋阶段出现的基性地壳Fig.7 Mafic crust of the hypothetical initial magmatic ocean stage

陆壳的多阶段生长（Genget al.，2012；Næraaet al.，2012；Condie and Kröner，2013；Nanceet al.，2013），大致可以分为下面几个阶段：零星的TTG岩石、古陆核、微陆块、大陆块、超级克拉通，它们大致对应的主要年代是：＞4.0 Ga；3.9－3.6 Ga；3.3－3.0 Ga；2.9－2.7 Ga；2.6－2.45 Ga（Wanet al.，2005；Zhai and Santosh，2011，2013；Zhai，2014），其中新太古代是陆壳的巨量生长期。

除了上文对最早的TTG岩石和古陆核形成的假说外，对于微陆块和大陆块的生长，构造研究多认为是围绕陆核环状增生的（Condie，1981，2005；Windley，1995），但增生机制的争论很大，洋壳俯冲与地幔柱模式是主要的假说（Gerya and Stöckhert，2006；Zhaoet al.，2006；Smartet al.，2016；Greberet al.，2017），其他构造，如重力沉降构造（sagduction）也引起关注（Lin，2005；Linet al.，2013；魏春景，2018）。从TTG岩石形成开始起，壳幔的物质循环以及早期TTG的重熔和交代作用就没有停止过，表现为富钠的片麻岩有钾质的交代以及局部变成富钾的花岗岩质岩石，它们的这种现象一般解释为活化或混合岩化。每一个阶段的陆壳增生事件，都有更多的钾质花岗岩的成分添加，它们的εNd和εHf值也由正值变为负值，这说明了有早期的陆壳岩石参与到壳慢的物质交换中。

3.2 板块构造的起始

地球是类地行星中唯一有板块构造的（Sleep，2000；Taylor and McLennan，2009；Hawkesworthet al.，2020）。板块构造何时启动，主要有以下几种认识。第1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2种观点认为板块构造始于太古宙的某一时间如3.8 Ga、3.3－3.0 Ga或2.9－2.7 Ga，对应于陆壳多阶段生长；或者认为起始于2.5 Ga（太古宙末期），对应于全球克拉通化。第3种观点认为板块构造始于2.0－1.8 Ga（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800－600 Ma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。第4种观点认为板块构造并不是在地球的某一时刻突然启动的（突变论），也不是从弱到强逐渐演化形成的（均变论），而是随着地球的降温过程发生阶段性地演化。具体可分为3个演化阶段：初始板块构造（Ⅰ阶 段，～2.7－2.5 Ga）、早期板块构造（Ⅱ阶段，～2.0－1.9 Ga）和现代板块构造（Ⅲ阶段，新元古代冰期之后）（Zhai and Peng，2020），这是受地球演化特别是岩石圈的阶段性演化控制的。

回顾一下地球的构造演化及其可能的板块起始时间的争论。（1）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4.4 Ga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50 mm／Ma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，由此推测，地球早期或许发生了类似的演化过程。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。3.8 Ga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（O'Neilet al.，2007；Windley，2007；Condie and Kröner，2008；Nanceet al.，2013；Geet al.，2018；Denget al.，2019）。特别是西格陵兰的古老地盾区，还存在约3.8－3.7 Ga的条带状石英铁建造（BIF）的沉积岩（Nutmanet al.，2007），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（Smartet al.，2016）、3.5 Ga古老页岩的代表性同位素（如C-N）或元素（如Ti）指标（Greberet al.，2017）等都指示在当时已发生陆壳的下沉或存在大规模陆壳。Næraa等（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3.2 Ga之前，锆石的εHf（t）值非常接近球粒陨石，而从3.2 Ga开始，锆石εHf（t）值开始强烈偏离并表现为显著的负漂。因此，他们推测地壳再循环起始于约3.2 Ga。

3.0－2.5 Ga特别是2.7－2.5 Ga时期，是陆壳增生速度最快和体积增加最多的时段（Zhai and Satosh，2011；Genget al.，2012；Condie and Kröner，2013；Wanet al.，2014a；Zhai，2014）。Dhuime等（2015）通过分析火成岩Sr-Nd同位素大数据，发现约3.0 Ga前，地壳成分为镁铁质，3.0 Ga之后，长英质地壳逐渐形成，一些研究者以此作为俯冲构造作用开始的依据。Tang等（2016）根据太古宙和后太古宙细粒沉积物Ni／Co值、Cr／Zn值的变化受控于陆壳从3.0 Ga前的镁铁质转变为2.5 Ga的长英质，推测全球板块构造应在3.0 Ga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27～25亿年，完全意义上的现代板块俯冲体制应在19～10亿年期间某个阶段。2.5 Ga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。2.5 Ga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2.5 Ga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。Brown等（2020）认为这个转换期可能从新太古代延续到古元古代（约2.3 Ga），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。古元古代带的高压麻粒岩－超高温麻粒岩相变质带是讨论板块起始的主要科学问题，其变质压力指示表壳岩石从地表最深下沉到～45－50 km的下地壳或壳幔边界，而后又抬升到上部地壳，但是它们的温压梯度显著高于显生宙碰撞造山带，暗含的动力学机制尚有继续研究的待解之谜。

3.3 克拉通化与太古宙／元古宙界限的内涵

大陆演化历史上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末，这就是太古宙与元古宙分界的本质。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”。“克拉通化”标志着大部分地台的基底内部的最终形成期，即地台体制的最终形成期。Nesbitt等（1982）把克拉通化解释为导致硅铝化地壳均一化、固结和加厚的过程，是一种把不成熟地壳变为成熟地壳的过程。上述对克拉通和克拉通化的解释都强调了地壳的形成、固化、分层及稳定化。赵宗溥等（1993）进一步明确了克拉通化过程中地壳发生的事情。他说，克拉通化包括由地幔派生的原地壳，发展为亏损最低熔组分而富难熔组分的麻粒岩相下地壳和富钾及放射性元素的花岗质上地壳的地质过程。这个论述告诉我们，最早的陆壳是由地幔派生的原地壳发展来的，并分成了麻粒岩相下地壳和花岗岩上地壳，完成了物质和结构分层，在地球化学上它们分别亏损最低熔组分／富难熔组分，以及富钾及放射性元素。克拉通化包含的地质过程包括变质、深熔、壳－幔相互作用和构造应力的转变等，内涵十分丰富。Windley（1995）论述克拉通化时指出：在太古宙末期的一个特定时期，不存在造山带活动，但是特征地存在稳定的和宽广的大陆，有岩墙群侵入和地台型、克拉通边缘型或被动陆缘型盆地沉积，代表大陆生长速率和面积、浮力都达到峰期。翟明国（2006，2011）明确定义“克拉通化就是稳定大陆形成的过程”，并总结了克拉通的3个地质标志：形成古陆接受地台盖层型沉积；出现广泛的基性岩墙群；广泛的基底活化和钾质花岗岩侵入。这些地质标志还有一个含义，就是克拉通化形成稳定的大陆之后，地球的演化进入长达200－300 Ma之久的静止期或间断期（uncon-formity：Condie，2004；Condie and Kröner，2008），从热体制和演化的角度告诉我们克拉通化有深厚的内涵需要挖掘。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，2003），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（图8）。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，2012），它们在后来的演化中会再进一步调整。

图8 ～2.5 Ga时期的新太古代末期超级克拉通（据Rogers and Santosh，2003；有修改）Fig.8 Super craton of the late Neoarchean in～2.5 Ga（modified from Rogers and Santosh，2003）

3.4 岩石圈演化关键期与地球环境

在大陆形成和演化中有2个关键期，即新太古代末—古元古代初和中元古代—新元古代早期，都表现地质活动的相对 “静寂”，期间壳幔进一步调整达到更加稳固和平衡（翟明国，2019；翟明国等，2020，2021）。国外一些研究者也已经关注到，如Brown等（2020）称它们为岩浆－构造转折期（HL）和超大陆支配期，Cawood（2020）称它们为2个过渡期（transit periods）。

3.4.1 新太古代末—古元古代初的岩石圈关键期

大陆的主要生长期在新太古代，几乎大陆的一半或更多以上是在2.8－2.7 Ga之间形成，并在～2.5 Ga停止（Condie and Kröner，2008），这就是新太古代末—古元古代初的岩石圈关键期。这个时期绿岩带的活动也很活跃，有大量的科马提岩喷出，其中玄武质科马提岩数量很多，也有相当多的钙碱性火山岩，不是典型的双峰式建造，与古太古代的橄榄质科马提岩—重稀土亏损型（F1）英安岩双峰式火山岩建造有很大差别。新太古代玄武质科马提岩指示地幔温度仍较高，但比橄榄质科马提熔出的温度略低，钙碱性的中酸性火山岩表明源区地壳的深度不需要那么大、成分也不需要是镁铁质，有明显的陆壳物质参与熔融，明确地展现了从钠质陆壳向钾质陆壳的演化趋势。但是科马提岩作为绿岩带的主要火山岩类型，仍说明地幔岩浆的温度达到 1500～1600℃，比现代高 150～250℃（Herzberget al.，2010）。早期的TTG岩石在新太古代演化中出现活化和部分熔融的现象，出现独立的黑云母花岗岩岩席和岩体。Moyen和van（2012）从地热梯度考虑认为此时新太古代末岩石圈厚度和现代相比是巨大的。多数学者将此期的构造机制解释为地幔柱（如 Zhaoet al.，2006；Moyen and Laurent，2018）。从物质成分来看，～2.5 Ga广泛的基底重熔和钾质花岗岩（属钙碱性花岗岩系）侵入，形成全球的成熟化花岗质上地壳（Genget al.，2012；Wanet al.，2014a；Liuet al.，2019a）。华北早期陆壳岩石主要由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，钾长石交代并形成不同类型混合岩的现象普遍存在，黑云母花岗岩成为标志性岩石，有人用 “白（～2.7 Ga，TTG）红（～2.5 Ga，钾质花岗岩）分明”描述这个变化（Jahn，1990）。华北克拉通南缘和东缘的研究表明（Shanet al.，2018；Zhouet al.，2018；Jiaet al.，2019），与2.7－2.8 Ga以及之前相比，～2.5 Ga的TTG片麻岩明显减少，钾质花岗岩明显增多，不仅侵入到高级区片麻岩中，也侵入到绿岩带地层中，混合岩化强烈，伟晶岩和细晶岩脉与围岩共同经受韧性变形，形成穿透性片麻理和片理以及不同类型的褶皱构造和穹隆构造。

3.4.2 地球的静寂期与大氧化事件

从全球构造来看，2.5－2.30 Ga之间是一个静寂期，即太古宙末超级克拉通形成之后，地球圈层间曾有一个短暂的平衡，没有强烈的地质记录。此后，在超级克拉通上发生有全球规模的裂谷活动即休伦裂谷。＞2.2 Ga的某个时候起，发生了氧的急剧升高，在2.2－1.9 Ga时达到与现代相近的富氧状态。Liou和Gou（2019）统计的～24亿年前的岩浆岩中Th／U值大幅降低可能是全球氧化事件的反映。大气自由氧含量从之前的＜1%PAL增至＞15%PAL（PAL＝Present Atmosphere Level；Chen and Tang，2016；Karhu and Holland，1996），可见充氧量之大、速度之快是空前的。大氧化事件（Great Oxidation Event，简为GOE）的概念强调这次事件的重要性，即23亿年左右大气成分由缺氧变为富氧。水－气系统充氧事件及相关变化表现出短时性、剧烈性和系统性，各大陆出现红层、蒸发岩（石膏、硼酸盐等）、磷块岩、冰碛岩，特别是大量发育苏必利尔湖型BIF铁矿（Huston and Log-an，2004），以及含叠层石的厚层碳酸盐和菱镁矿（Tang and Chen，2013），有机碳大量堆埋并形成石墨矿床。沉积物出现Eu亏损，并形成稀土－Nb－铁建造，碳酸盐碳同位素普遍正向漂移，以及S、N、Mo等同位素显著分馏（Schidlowski，1988）。毫无疑问，GOE是地球演化历史上最重大的地质事件之一，它是地球环境巨变的里程碑。关于GOE起因，有超级地幔柱－冰期活动或超级大陆裂解以及陨石撞击等认识。大氧化事件在地球上有许多表现。主要有：（1）全球性的水体和大气的氧逸度增高；（2）导致水圈中离子的价态、种类、活度的变化，也势必引起沉积物类型与性质的变化，如海水中二价铁离子的价态改变，形成大量的条带状硅铁建造沉积，以及沉积物中REE形式的改变等；（3）氧逸度的改变导致温度的改变；（4）促进生命的形成演化和生物圈的变化等。此外，还有一些问题需要继续研究，如（1）同位素示踪方法的研究和解析，特别是C，S，N，Mo，Cr，Fe等（Anbaret al.，2007）；（2）各种环境变化指标所揭示的不同现象出现的顺序、条件及其内在联系或因果关系；（3）生命爆发与GOE之间的因果关系；（4）成矿大爆发与GOE之间的内在联系，特别是元素在GOE期间及其前后的地球化学行为、源运储条件的变化；（5）后期构造热事件中GOE现象的变化程度，受控于变质地层的地质地球化学特征对GOE的记忆能力等。这些事件都导致一些重要的成矿作用（Tang and Chen，2013）。

4 华北的基底与克拉通盖层

华北克拉通的基底一般就是指古老的变质岩，它们经过强烈的地壳活化（花岗岩化）并被基性岩墙群侵入后趋于稳定，形成结晶基底（赵宗溥等，1993）。而盖层——我们在地壳演化的角度而言，是指与克拉通化事件相关的沉积岩系，它们盖在经过强烈变形和变质的基底之上，标志着克拉通化构造旋回的结束。世界上大多数古陆在新太古代的克拉通化之后，带着新太古代末的沉积盖层并静寂至今。而华北克拉通多灾多难，强烈叠加了古元古代变质作用（滹沱运动或吕梁运动，翟明国和彭澎，2007），因而有研究者提出华北古元古代活化（赵宗溥等，1993）或2次克拉通化（翟明国，2011）。第1次克拉通化是新太古代末的构造运动，然后被新太古代最晚期的沉积岩（青龙群等）覆盖；第2次克拉通化是古元古代的变质和岩浆活动，之后覆盖了长城系为代表的未变质的沉积岩系。它们在国际地层表中是古元古代末期地层，在中国地层表是中元古代地层。本文说的基底和盖层是第1种情况，指新太古代末的岩石地层单元。

4.1 华北克拉通的基底

华北克拉通最早期的陆壳记录是南缘的北秦岭草滩沟奥陶纪火山岩中发现了被捕获的冥古宙锆石（王洪亮等，2007；Diwuet al.，2013）。锆石核部年龄为40.8亿年，边部年龄37－38亿年，Hf模式年龄44亿年，表明锆石的形成年龄是44亿年，这些为理解早期陆壳形成提供了重要信息。鞍山地区发现有38亿年古老的片麻岩（Liuet al.，1992），它们还经历了后期的活化和改造（Wuet al.，2008），33－31亿年的改造是值得关注的。最近在冀东地区发现～3.8 Ga TTG岩石和冥古宙—始太古代最早期（4.02－3.9 Ga）碎屑锆石（万渝生等，2021a，2021b）。此外在华北南缘信阳附近的火山岩中发现酸性麻粒岩的包体，年龄为约36亿年（Zhenget al.，2004），说明华北比较多的存在冥古宙－原太古代的陆壳岩石（Liouet al.，2022）。

虽然华北的2.9－2.7 Ga的岩石露头有限，它们大多数都是TTG或花岗质片麻岩，而且经常表现为活化或混合岩化的岩石中的残留（Zhuet al.，2013；Wanet al.，2014b；Jiaet al.，2019；Liuet al.，2019b；Liou and Guo，2019）。鉴于华北克拉通（包括朝鲜半岛）的古老片麻岩中锆石的Hf同位素模式年龄的峰值在～2.7 Ga，鞍山等地区的BIF及共生的表壳岩受到～2.5 Ga的变质作用，并经受了～2.5 Ga的花岗岩的侵入和切割（万渝生等，2018），因此中国的BIF有多期，除～2.5 Ga的1期外，2.7 Ga也是重要的陆壳增生期和成矿期（Zhaiet al.，2020）。华北克拉通2.5 Ga的克拉通化事件非常典型，可以说是惊心动魄，不少作者都有深刻描述（如沈其韩，1992；白瑾等，1993；赵宗溥 等，1993；钱祥麟 等，2005；Zhaoet al.，2005；Wanet al.，2011；Genget al.，2012；万渝生等，2018）。华北克拉通化的地质现象可以总结如下：（1）在～2.6－2.5 Ga期间华北发育多条含BIF的绿岩带，它们围绕6个微陆块（高级区）分布；（2）有与绿岩带同期的深成片麻岩形成，多为花岗质，少量TTG质，说明有陆壳和洋壳物质的熔融；（3）所有的前寒武纪岩石包括新太古代的绿岩带，都经历了～2.52－2.51 Ga的变质作用；（4）大量的壳熔的花岗岩形成，它们广泛侵入古老的岩石中，年龄与变质时代相似；（5）基性岩墙群广泛发育（大多数在后期的变形中成为石香肠或透镜体群）；（6）盖层沉积岩系形成。作者已将该期克拉通化的构造体制解释为微陆块的拼合（翟明国，2011；Zhai，2014；Zhaiet al.，2020，2021），形成了统一的华北克拉通。

4.2 华北克拉通的盖层

4.2.1 太古代末克拉通盖层

克拉通化的标志是基底固结后发育广泛的沉积盖层。由于华北克拉通在古元古代以及显生宙都有强烈的构造运动，因此很难得到保存或识别。研究表明华北还局部保留浅变质的～2.5 Ga的沉积盖层，如在冀东出露的青龙群和在京北—冀北出露的部分原称为单塔子—红旗营子群的低级变质岩，可达绿片岩相－绿帘角闪岩相。它们的形成年代是2.51－2.49 Ga，晚于该区的新太古代末变质作用（Lüet al.，2012；Geet al.，2015）。青龙群是一套沉积火山岩系，底部是一套微弱混合岩化的变沉积砂页岩，经斜长角闪岩墙相隔后，是砾岩砂岩、双峰式火山岩夹变泥质岩互层，再向上是磁铁石英岩、变质砂页岩（变粒岩），此后被长城系不整合覆盖。火山岩包括低钾高钠拉斑玄武岩、英安岩或流纹岩。研究认为青龙群形成于克拉通化后的陆内裂谷。

4.2.2 古元古代沉积岩

全球的古元古代沉积岩发育于克拉通化之后的静寂期，即成铁纪和层侵纪，是与冰期和大氧化事件有关的全球裂谷事件（休伦裂谷）（Konhauseret al.，2009）。Chen和Tang（2016）总结了华北克拉通约2.3 Ga的环境突变事件，先后对华北南缘、辽吉、五台、中条等地区进行了沉积物稀土地球化学和元素地球化学研究，通过沉积物稀土地球化学氧化—还原模型以及软硬酸碱理论，提出除源岩的影响外，沉积环境是影响沉积物稀土特征的重要因素。辽东关门山组、五台滹沱群大石岭组、胶东含菱镁矿大石桥组、莱州含菱镁矿粉子山群张格庄组、南墅石墨矿荆山群、安徽霍邱铁矿以及河南嵩山群五指岭组的碳酸盐岩中，都得到碳酸盐岩碳同位素正异常。2.3 Ga前的沉积物形成于还原环境，之后的形成于较氧化环境，因此地球环境在2.3 Ga时由还原转化为氧化。华北地区在2.3 Ga后出现大量的碳酸盐类沉积、红层、磷块岩、石墨、叠层石等，是大氧化事件的物质表现，但是华北明显缺少BIF，山西的袁家村是一个可能的实例。Zhai等（2020）在解释 “为什么华北克拉通在古元古代大氧化事件的环境下，苏必利尔型的BIF铁矿相对较少，而菱镁矿等却特别富集”时，提出，华北在古元古代时期，处于相对较浅的海盆－湖环境，出现巨大的碳酸盐沉积（如菱镁矿）和含有机质的泥质岩（石墨），但是相对缺少BIFs，因为后者一般需要沉淀在400～600 m的相对较深的洋盆中。

图9 青龙群剖面图（a）和综合柱状图（b）（据Lüet al.，2012）Fig.9 Qinglong Group profile（a）and comprehensive histogram（b）（after Lüet al.，2012）

中国该期的以厚层富铝质泥岩为特征的沉积岩由于发生高级变质，富含石榴子石和夕线石并有石墨片麻岩夹层，它们经常与特定的岩石共存，成为一个典型岩群出现，被称为孔兹岩套（khondalite suite）。又由于它常与紫苏花岗岩类共生，也被称为紫苏花岗岩－孔兹岩 套（charnokite-khobdalite suite）。华北的孔兹岩套主要分布在山西北部和内蒙古，虽然变质变形强烈，仍可自下而上划分为：含夕线石和石榴石片麻岩－变粒岩段、石墨或黑云（透辉）斜长片麻岩段和大理岩－钙镁硅酸盐段（徐仲元等，2002；杨振升等，2008）。大青山群和集宁群的含孔兹岩的变质沉积岩的层序和地层对比格架（钟焱等，2016；Zhonget al.，2019）。其原岩序列可划分为3个沉积层序（S1—S3）（图10）。以贺兰山群为例，地层由完整的海平面升降旋回组成：沉积层序S1的第1－3层主体为高潮泥坪－潮间坪相，原岩序列中的泥质含量波动较大，对应相对海平面的上升阶段；第4层为原岩泥质含量较高的陆棚相，应视为最大海侵阶段沉积；第5－8层的泥质含量逐渐降低，为海平面下降阶段产物。沉积层序S2也可识别出完整的海平面升降旋回，其中第12、13层泥质含量最高，为最大海侵阶段产物；第18层的条带状混合岩是后期变质深熔—混合岩化的结果。沉积层序S2显示出海平面下降相对于上升阶段较为缓慢的特征。沉积层序S3由第22－28层组成，本层序的海平面下降阶段记录未能完好保存。S3的最大海泛面阶段由第25－28层组成，其中各层对应的沉积相在陆棚和潮下带之间波动，指示在此期间频繁的相对海平面升降变化。自西向东分布于贺兰山、大青山和集宁地区的孔兹岩系均由3个沉积层序S1、S2、S3组成，其中S1和S2代表了2个完整的海平面升降旋回，S3作为一个不完整的旋回记录在这3个地区的保存则略有差异。S1阶段早期，贺兰山地区应处于低潮坪—潮间带的过渡环境，大青山地区为低潮坪，而集宁地区则位于潮间带—高潮泥坪的过渡带中；在最大海侵阶段，上述地区则分别处于陆棚—潮下带过渡环境、潮下带以及低潮坪环境；在S1沉积过程的后期，随着海平面下降过程的持续，这些地区则分别位于低潮坪—潮间带过渡环境、潮间带—高潮泥坪过渡环境和高潮泥坪。S2的早期阶段的沉积记录仅在贺兰山地区保存，为潮间带—高潮泥坪环境，而大青山地区和集宁地区此时仍位于沉积基准面之上；在最大海侵阶段，集宁地区应为低潮坪—潮间带环境，大青山地区水体相对较深，位于潮下带内，而贺兰山地区则属于陆棚环境；在S2的后期，海平面下降使得上述地区分别处于潮间带、潮间带—低潮坪及低潮坪沉积环境。S3早期阶段，集宁及大青山地区仍为剥蚀区，贺兰山地区则位于潮间带—高潮泥坪环境；在最大海侵阶段，上述地区分别为潮下带、陆棚—潮下带以及陆棚环境；S3后期阶段，集宁地区为低潮坪—潮间带环境，大青山地区处于潮下带—低潮坪环境中，贺兰山地区则为水体最深的潮下带环境。综上所述，华北克拉通西部地区的古地理演化过程可以初步概括为：在S1—S3的沉积时期，自贺兰山地区、途经大青山地区，最终至集宁地区，沉积环境的水体深度呈逐渐变浅的趋势，指示了海侵方向。贺兰山地区的沉积记录保存的最为完整，是可能的沉降中心。

图10 贺兰山群（a1）、乌拉山群（a2）、集宁群（a3）变质沉积岩层位的沉积层序划分（S1、S2、S3）和地层对比格架（a）及其典型剖面地理位置（b）（据钟焱等，2016）Fig.10 Depositional sequence subdivisions（S1，S2，S3）and stratigraphic correlating frame of the Helanshan（a1），Wulashan（a2）and Jining（a3）Groups（a）and present locations of the typical sections（b）（after Zhong et al.，2016）

孔兹岩套的沉积时代大致限定在2.3－2.0 Ga，这个时期应在全球～2.5 Ga的克拉通化完成后、又经历了长 约2.0－1.5 Ga的静寂期（翟明国，2021）。这样漫长的时间几乎等于整个中生代，使得克拉通化的陆壳有足够长的时间经受风化。此外，新太古代的克拉通化的实质就是形成了稳定的下地壳／上地壳的分层，以及实现了地幔／地壳的耦合。这时在超级克拉通上分布着以长英质（花岗质）为主的成熟陆壳岩石，它们的长期风化提供了相对单一的富硅铝质物质。最后，含孔兹岩的沉积岩系的形成时代长达约0.3 Ga（～2.3－2.0 Ga），在如此长的时间段没有发生大的地质活动，很少火山岩喷发。稳定沉积构造环境有利于搬运和分选，必然导致沉积物有很好的成熟度（图11，据翟明国，2022）。

图11 古元古代孔兹岩系沉积岩形成模式（据翟明国，2022）Fig.11 Schematic diagram showing how Paleoprotero-zoic sedimentary rocks in kondalite suite were formed （after Zhai，2022）

5 华北克拉通的前寒武纪古地理研究

华北的古地理已经开展了很好的研究，如王鸿祯等（1990）《中国及邻区古生代生物古地理及全球古大陆再造》、冯增昭等（1990）《华北地台早古生代岩相古地理》和其他一些古地理、生物古地理、岩相古地理内容（郑和荣和胡宗全，2010；邵东波等，2019），它们系统地表达了对中国地壳在地质历史中的地理发展和构造演变基本过程的认识。华北对于前寒武纪岩相古地理的研究基本是集中在上新元古界的震旦系（埃迪卡拉系）。较早时很著名的研究是刘鸿允（1955a，1955b）的 “震旦亚界”古地理研究。他编制的中国古地理图，列有中国早震旦世、晚震旦世南华大冰期、陡山沱期及灯影期古地理岩相图各1幅，共计4幅，另还有1幅中国震旦纪古构造图。这几幅古地理图是在中国震旦系区域地层、震旦系划分与对比、地质年代、沉积物与沉积矿产、岩浆岩、冰川作用、古生物及古构造诸多方面系统而全面地研究的基础上完成的，是当时国内研究中最为详尽的。在相应的震旦系古构造－古地理岩相的说明中，论述了造山运动对构造古地理格局形成的关系，具体划分了不同的古地理相带，从时间上讨论了古地理变化，分析了古地理变化的原因。

华北的中—新元古代的研究有丰富的积累，特别是地层对比与地层柱的建立、层序地层学的进展（陈晋镳等，1980；李怀坤等，1995；邢裕盛等，1999；周洪瑞等，1999；柳永清等，2005；乔秀夫等，2007；尹崇玉等，2007；高林志等，2008；Penget al.，2010）。例如最重要的进展在下马岭组地层中发现北京西山下马岭组中部斑脱凝灰岩中，获得锆石SHRIMP加权平均年龄为（1370±11）Ma，并且在相关的地层中发现了岩床群，其年龄给地层厘定以佐证，使得下马岭组这个青白口群的关键地层单位明确划归为中元古界，暂定为待建系。在华北克拉通西北部的狼山—渣尔泰地区发现820－880 Ma的双峰式火山岩，并在山西、徐淮和朝鲜半岛的平南盆地的岩墙群，以及辽东半岛的沉积岩的矿物原位定年中得到验证，证实华北较普遍地存在新元古代拉伸系以及成冰系早期的地层，时代可能老于南缘的罗圈组。构造的研究表明，华北的中新元古代处于 “一拉到底”的伸展环境（苏文博，2014；翟明国等，2014），甚至提出1400－1300 Ma期间有地幔柱事件，推测对应于哥伦比亚大陆裂解（张拴宏和赵越，2018）。赵太平等（2019）总结了华北的中新元古代的地质构造、岩浆活动，特别是沉积层序、沉积间断、年代与地球化学等，提出建议将全球的古元古代和中元古代的界限放在18亿年。Zhang等（2016，2019）和王晓梅等（2021）认为燕辽盆地中元古界下马岭组有厚达250 m的富有机质烃源岩，主要形成于硫化厌氧和最小含氧带（OMZ）水体环境，沉积时限约为1400－1360 Ma。黑色页岩的研究结果表明，14亿年前富有机质页岩的生油气潜力与显生宙优质烃源岩相当，且明显受控于沉积时的海洋水体环境；硫化厌氧环境的沉积有机质，虽丰度略低（TOC为5%），但生油能力明显高于OMZ环境下的沉积有机质（TOC达12%），这说明厌氧环境不但有利于有机质富集，同时保存了对生油更加有效的富氢脂肪结构；尽管OMZ海洋初级生产力很高，在底层水有氧环境下也能够沉积高丰度的有机碳，但氧化作用使其生油潜力明显降低。研究证实，中元古代海洋环境的动态演化对沉积有机质的母源构成、生烃潜力和产物组成具有重要影响，为深入了解并探索中新元古界的烃源岩发育机制和油气资源潜力提供了一个重要窗口（贾承造，2017）。

上述研究说明，华北的中新元古代的沉积学和古地理学研究处于突破的前夜，而且它的进展，对于进一步理解全球的构造演化、地球环境演化及其二者相互依存的内在联系，会起到意想不到的重要作用。而对于古元古代的研究，则因为强烈的构造变动和变质作用，难度很大。但是古元古代是地球环境发生大变革的时期，是大氧化事件发生的时期，最令人关注的广泛区域性甚至全球意义的巨厚富铝泥岩—泥砂岩、白云岩与碳酸盐岩微生物（岩）、红层与黑色页岩、元素（同位素）漂移等地球化学异常事件和特殊的矿产等在此时期出现（陈衍景等，1996；赵振华，2010），它们在全球古大陆重建和古地理恢复方面的重要作用日渐凸显，是在早期大陆发展过程中最需要关注的时段。

太古宙时期的古地理研究是不具备条件的，至少在华北克拉通不具备条件。南美以及西澳大利亚，有完好的新太古代绿岩带出露，特别在西澳，发育很好的新太古代末—古元古代初的古风化面，是形成著名的 “红矿”的地区。印度的前寒武纪地区也有新太古代末的不整合面报道。因此在早期大陆演化的学术思想指导下，对早期洋－陆状态、大洋的水和大气氧的形成和状态研究，也会在将来的古气候、古海洋、古微生物、古生态以及古老的圈层构造的研究中放出异彩。

致谢本文是在西北大学校友会的指导下写成的。在成文过程中得到编辑部郑秀娟编审、中国地质大学（北京）何登发教授的鼓励和支持，以及我在中国科学院地质与地球物理研究所的学科组同行的帮助，特致谢意。我衷心祝贺西北大学建校120周年。地质学系创建于1939年，是全国最早的综合性大学地质学系之一，为国家培养了大批优秀人才。我在这里感谢母校的培养，并祝西北大学以及地质学系越办越好。