围绕“板块运动何时启动?”的问题，我们从超大陆研究、板块运动的地质学标志和热动力学数据模拟等3方面的进展介绍了国际地学界对这一问题的不同认识(陆松年等, 2016)。在分析各种不同观点的基础上，倾向性地认为地球板块构造不是在一个特定时期出现的独立全球“事件”，即不是一个等时的重大热-构造事件的认识。但从新太古代开始，地球上已出现具有板块水平运动特征的俯冲作用。由于地幔温度的差异，早期的板块运动缺少深俯冲形成的高压和超高压变质记录，而从新元古代开始，出现与现代板块一致的动力学机制。因此，赞同大致以新元古代作为“原板块样式(proto-style plate tectonics)”和“现代样式(modern-style plate tectonics)”板块运动的转换时间。近些年，国、内外同行围绕板块运动启动时间继续进行着探索。本文参阅公开发表的部分成果，进一步介绍板块运动启动前“岩浆洋”和“停滞盖”研究的新进展，并再次讨论有关板块运动启动时间的不同认识和观点。

“板块构造何时在地球上开始?”是地球科学界自“板块构造”提出以来一直争论不休的问题之一。板块构造学于1968年提出(Le Pichon，1968；Morgan，1968；McKenzie，1969)，证明板块构造活动的主要论据是造山带内是否有蛇绿岩(Dewey and Bird, 1971)、蓝片岩、增生杂岩、高压-超高压变质作用(包括柯石英和金刚石的出现)、锆石地球化学数据，以及其他特征作为已经因大陆碰撞而消失的大洋板块构造运动的遗迹(Wilde et al. , 2001; Harrison et al. , 2005; Stern, 2005; Furnes et al. , 2007; Hamilton, 2011; Hopkins and Mojzsis, 2015; Komiya et al. , 2015)，这些证据主要来自前寒武纪地球。然而高压-超高压变质作用可能不是板块构造的有力证据，因为蓝片岩和超高压变质作用在地球历史中分别是800Ma和600Ma以来的典型特征，而蛇绿岩的定义则取决于岩石组合(Maruyama et al. , 1989)，因此板块构造何时、何地和如何开始活动仍未解决。板块构造的样式一直在随着时间的推移而变化，其特征在早期和现代地球之间可能有所不同(Komiya et al. , 1999; Maruyama et al. , 2007)。这些特征还表明，早期地球的温度高于现今地球时，一定发生过板片熔融。因此，大多数关于板块构造开始时间的证据都来自于冥古宙锆石。这些冥古宙锆石中的矿物包裹体和氧同位素表明它们可能来自更古老的TTG岩浆，表明板块构造开始于冥古宙时期(Wilde et al. , 2001)。

在解释地球板块运动启动问题的过程中，一些学者从更大空间和时间尺度探索了太阳系类地行星(planetoids)及地球历史中动力体制的演变过程和特点，到2015年，人类经过50多年的努力，利用太阳系“类地行星”的图像推断了它们的构造活动状态。根据这些图像资料分析，硅酸盐质行星体在它的生命期由于冷却和岩石圈增厚似乎经历过几种构造样式(Stern et al. , 2018)。这些构造样式包括岩浆洋、多种类型停滞盖，以及板块构造(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 太阳系中大型硅酸盐行星体的岩浆构造样式可能的演化模式(据Stern, 2016) Fig. 1 Possible evolution of magma to tectonic styles for a large silicate body by using large silicate bodies in our Solar System as examples (after Stern, 2016)

由于早期强烈的增生、分异、撞击和放射性，硅酸盐质行星开始变热，炽热的年轻行星随着时间的推移慢慢冷却，而这种缓慢冷却反映在岩石圈缓慢增厚(Anderson，1995)。岩石圈厚度是由1200~1300℃等温线的深度决定，而等温线会随着地球的冷却而加深。其下在软流圈中发现了又热又弱的橄榄岩。作为冷却和渐进的岩石圈增厚的结果，硅酸盐质行星可能会经历几种岩浆构造样式，而板块构造仅是其中之一。图 1所示的行星构造样式序列只是建议(Stern, 2016)，与来自其他行星，如月球、木卫一、金星及地球现在的构造相一致。当然，一颗刚刚被增生的行星可能有非常短暂时期存在的岩浆洋(Elkins-Tanton，2008)。

理论和观测表明，在行星的早期演化中，以及在许多早期增生的小行星(planetesimals)中存在岩浆池或岩浆洋(magma ponds or oceans)。巨大增生撞击过程中普遍存在明显的融化现象，表明硅酸盐和金属物质可以通过多次岩浆洋的发育，然后才能在一个星球上形成固态物质。这是一种新的发展过程，因此，岩浆洋的形成和凝固强烈地影响着最早的星体成分和挥发分含量。

硅酸盐类行星由于增生、分异、撞击和放射性活动，使星体变热，产生熔融，形成“岩浆洋”。足够大的硅酸盐体很可能有过寿命很短的岩浆洋，尽管岩浆洋可能仅仅存在于岩浆洋大部分凝固前的几百万年，并且地壳能够形成固态的行星表面(Abe, 1997; Solomatov, 2007; Elkins-Tanton, 2012)。太阳系内部存在岩浆洋的证据大致分为四类：第一，样品的一些成分和矿物学特征表明早期存在广泛的硅酸盐熔融和随后的分离结晶，月球、火星和灶神星(Vesta)就是这种情况；第二，样品的结晶年龄可能接近初级行星形成的年龄范围，~ 4.4Ga及之前，表明增生热和辐射热产生融化的可能性更大；第三，地壳和地幔岩石中的¹⁸²W和¹⁴²W含量可以暗示早期的地核形成仅需要较短的增生时间尺度，这可能对火星尤其正确；第四，行星地幔中亲铁元素的含量被认为是由地核与地核形成后的增生条件所决定，岩浆洋环境中的地核形成为元素在金属和硅酸盐之间的平衡分配提供了制约。Ringwood (1966)提出，亲铁元素V、Cr和Mn在岩浆洋底部以还原形式进入地核，从而可以确定它们的地幔丰度。这个模型要求金属-硅酸盐平衡发生在液态岩浆洋的底部，由于分配行为依赖于压力和温度，岩浆洋的深度将决定元素的地幔丰度(Righter et al. , 1997; Righter and Drake, 1999; Righter and Chabot, 2011)。

Taylor and Norman (1992)提出岩浆洋可以用两个标准来定义。首先，岩浆在流变性上表现为液体，具有足够小的结晶分数，使晶体悬浮在液体中，而不是熔融成网络状(network)。其次，岩浆覆盖了天体的很大部分，可能超过10%(相当于月球上60km深的岩浆洋，或地球上230km深的岩浆洋)。这些岩浆洋是由短寿命同位素的辐射热在行星上产生的，也可能在更大的行星深处形成。

推测的岩浆洋结晶产物，如铁质斜长岩和被认为分别代表岩浆洋漂浮堆积物和岩浆洋凝固残留物的富K和富P堆积物，其~4.35Ga年龄得到了确认。在¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd与¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd等时线图上成线性排列，表明这些物质来自于4336_-32⁺³¹Ma的样品。根据收集分析样品的地理范围和计算得出的样品深度，估计此时处于同位素平衡状态的月球的最小比例为其总体积的1%~3%。月球的大部分被熔化到数百千米深处的情景需要在4.34Ga的地幔和地壳岩石之间产生观测到的Sm-Nd同位素平衡(Borg et al. , 2019)。在此基础上，对岩浆洋结晶产物如铁质斜长岩套岩和富K、REE、P堆积岩的年龄进行了研究，认为它们分别代表了岩浆洋的漂浮堆积和岩浆洋凝固的最后遗迹。

已分异和未分异的小行星半径都在几万米到几十万米之间，在约10万年内可能有内部岩浆洋，图 2显示了从小行星到胚胎再到行星的增生过程，岩浆洋可能形成过多次，且熔融程度不一。人们普遍认为，岩浆洋是行星演化最早阶段的重大事件，对确定行星的初始成分和结构具有很大的影响。

图 2

Fig. 2

图 2 小行星到胚胎再到行星的分异和增生示意图(据Elkins-Tanton, 2012) Fig. 2 Differentiation and proliferation of planetesimal, embryo to planet (after Elkins-Tanton, 2012)

在岩浆洋阶段以后，硅酸盐星球可能有两种构造模型：停滞盖构造和板块构造。停滞盖构造(O'Neilland Debaille, 2014; Stern et al. , 2018)是一个单一的围绕全球的板块，星体基本完全是岩石圈，或者它是热的和软弱的，像现代金星岩石圈。图 1中中部的三个阶段是停滞盖构造的变化形态——热管(heat-pipe)、滴状及柱状体(drips and plumes)、拆沉及上涌流(delamination and upwelling)。

停滞盖构造从不稳定到稳定都可能存在，它们的序列对应于增厚的岩石圈，厚度大致随时间而增加。非常不稳定的停滞盖形成于冥古宙岩浆洋之后，直至地壳的出现。增厚的地壳随时间而演化直至停滞盖构造不稳定样式的“热管”构造。热管停滞盖是基于木星(Jupiter)的观察。热管导致岩浆从地壳底部(基本没有地幔岩石圈)上升，伴随着冷的地壳的俯冲。这种状态很像地球冥古宙早期，在岩浆洋以后形成大型硅酸盐星体。由于增厚的初始火山地壳，块状玄武岩的堆积足够厚，造成下沉至约40km的深度，形成重的榴辉岩，与Rayleigh-Taylor的水滴“drips”相似。当冷却继续，地幔岩石圈在原始地幔底部开始生长。强岩石圈需要大规模的拆沉，因此循环的水滴和拆沉区被广阔的地幔上涌或者柱体所覆盖。增厚的岩石圈及大规模地幔上涌需要岩石圈断裂使岩浆喷出。伴随大规模岩石圈拆沉，星体连续冷却，岩石圈连续增厚，这很像金星的停滞盖以众多活动的地幔柱和周期从300~500Ma的火山喷发占优势。

滴状体和板片(slab)似乎伴随大量火成活动和变形，像现代金星一样。在岩石圈增厚这一阶段，星球的进一步冷却将导致火星呈现现代构造样式，几乎完全是一种稳定的停滞盖。仅有一些地幔柱从内部到表层连续过渡，只是质量和能量都很小。一个独立的上升地幔柱在同一地点喷出的熔岩在数亿年期间形成巨大的塔西斯(Tharsis)火山。

当这些最后的地幔柱出现时，构造样式转变为停滞盖的最后阶段，以水星和月球最为典型。它们有超厚、超稳定的岩石圈。在月球上约20亿年没有火山活动。因此从热管到超稳的停滞盖的演化包括从活跃的幼年到构造岩浆熄灭的星球演变过程。

板块构造启动前的构造体制目前仍然是未知的，部分学者根据地球化学、地质和构造，到古地磁，以及模拟方法和行星科学等数据研究进展，提出停滞盖状构造一词来概括各种设想的体制。由O'Neill和Roberts组稿的特刊介绍了当前盖层构造领域的研究概况，从详细的野外解释到全球概念模型、数据汇编和来自模拟的见解，提供了对前寒武纪地球和盖层构造动力学的独特见解。有兴趣的读者可参阅地学前缘英文版2018年第9期有关“Lid tectonics”特刊。

Korenaga (2013)总结了地球板块构造开始运行的10种不同观点(图 3)，它们的时间范围从 > 4.2Ga到0.85Ga。认为板块构造始于冥古宙的有1种、始于始-古太古代的有3种、始于中-新太古代的有4种、始于新元古代的有2种。此外，还有一些学者提出板块构造是从古元古代才启动，因此有关板块运动启动时间至少有11种不同认识。

图 3

Fig. 3

图 3 从地球历史时期的生命事件与关于板块启动时间的建议(据Korenaga, 2013; Kutschera and Niklas, 2004) Fig. 3 Life events in the earth's historical period and suggestions on the time of plate initiation (after Korenaga, 2013; Kutschera and Niklas, 2004)

作者在“关于板块运动启动时间的争论”一文(陆松年等，2016)中已对古元古代及新元古代板块运动启动的观点做过介绍，在此不做进一步赘述，本节仅重点介绍板块运动启动于地球早期冥古宙-太古宙的地质学证据及特点。

大多数研究人员认为地球自4.567Ga诞生以来一直被海洋和大气覆盖。然而最近的研究则对此有了新的认识，Maruyama and Ebisuzaki (2017)将发生在冥古宙时期的后重轰炸事件(LHB: Late Heavy Bombardment)重新定义为生命元素巨变撞击事件(ABEL Bombardment: The Advent of Bio-Element Bombardment)，并提出这是早期地球进化为生命行星的最重要事件。冥古宙早期以干燥的岩石星球为特征，没有海洋和大气。这一时期出现还原性行星非常重要，当还原性物质和氧化性物质混合时即可出现新陈代谢作用，可导致生命的出现。中期从整个地球历史上最重要的事件开始，那就是由木星、土星和另外一个已经消失的气体巨星对小行星带的引力扰动引起的碳质球粒陨石撞击生物元素的出现。通过地球上水组分的积累，第一次出现了原始海洋，启动了地球上的板块构造，这一事件被称为生命元素巨变撞击。在这一重大事件之后，地球进入冥古宙晚期，并随着板块构造驱动的全球物质循环而出现了生命。此外，ABEL撞击可能是板块构造活动的触发器，也可能启动了生命出现时的新陈代谢作用。在重新定义这一重大事件的基础上，Maruyama et al. (2017, 2018)将冥古宙划分为3个时期，即早期(4.567~4.37Ga)，从干地球形成时代到生命元素巨变撞击事件；中期(4.37~4.20Ga)，ABEL撞击时期；以及后期(4.20~4.0Ga), ABEL撞击后和生命出现时期。

Maruyama and Ebisuzaki(2017)则讨论了地球早期形成的两阶段模型(图 4)。他们提出4567Ma时的地球是干的星球，没有大气圈和大洋；后来生命元素如C、H、O、N在4370~4200Ma生命元素巨变撞击事件期间大量形成。这种两阶段的地球形成模型称为生命元素巨变模型(ABEL Model)。

图 4

Fig. 4

图 4 地球历史中从停滞盖构造到板块构造形成的图解模型(据Maruyama and Ebisuzaki, 2017) (a)4.567Ga层状构造在4.53Ga岩浆洋的固化后具停滞盖构造，直到4.37Ga ABEL撞击；(b)4.37Ga由于ABEL撞击形成的初始撞击构造延续至4.20Ga，包括巨大规模的小行星产生的惊人的冲击波、破裂的刚化大陆壳和3000~10000km直径的撞击坑；(c)ABEL撞击导致大洋岩石圈的形成和榴辉岩化导致板块构造的启动；(d)从停滞盖过渡到板块构造，最终ABEL撞击导致了板块构造的形成 Fig. 4 Schematic model of the history of Earth from stagnant lid to plate tectonics (after Maruyama and Ebisuzaki, 2017)

除上述作者外，Ernst (2017)也认为板块运动启动于冥古时期，他将地史演化过程中地球动力学划分为4阶段(图 5)，即前板块阶段(约4.5~4.4Ga)、小板块阶段(约4.4~2.7Ga)、超大陆阶段(约2.7~1.0Ga，原板块)和威尔逊-现代板块演化阶段(1.0~0.0Ga)。他认为汇聚陆壳边缘的成因和缝合至少在大陆碎块中保存的4.0Ga的原始大陆开始已造成浅俯冲(Ernst, 2017)。拼接的太古宙残留洋和钙碱性弧带以及硅铝质大陆的碰撞-增生支持板块构造的运行。显生宙阿尔卑斯山和太平洋汇聚带是地球早期花岗岩-绿岩带和英云闪长质片麻岩地体中板块构造的相似物。根据这些地质关系和翻转地幔的热演化，原作者认为原始板块构造作用从约4.4Ga岩浆洋的冷凝开始己经参与了地球的演化。

图 5

Fig. 5

图 5 地球壳幔系统过渡阶段演化的示意图(据Ernst, 2017) Fig. 5 Schematic, transitional stages in evolution of the terrestrial crust-mantle system (after Ernst, 2017)

板块运动启动于冥古宙时期的假设主要来自地球早期锆石矿物学的研究成果，而更多的学者则是从太古宙地质露头中寻找板块运动的遗迹，提出太古宙不同时期板块运动启动的证据。由于始-古太古地质体主要出露在几个很古老克拉通的变质基底中，如格陵兰、西澳大利亚、南非、北美等地，因此，从这些古老克拉通变质基底中陆续产生了一些新的成果以及与前人传统观点不同的认识。

格陵兰伊苏阿(Isua)表壳岩带是全球时代最老的表壳岩(Nutman et al. , 1984)，分为两套构造地层单位：未分异的斜长角闪岩(UA)和加本斯酋长(Garbenschiefer)斜长角闪岩(GA)(Polat et al. , 2002)。UA中包含了典型的彭罗斯型蛇绿岩岩石组合，而GA则主要由未成熟岛弧的火山碎屑岩和火山岩组成。两套单位的地球化学特征差异很大，UA中的枕状熔岩和岩墙显示与西阿尔卑斯山-亚平宁山脉(Alps-Apennines)蛇绿岩中和大火成岩型的(与)加勒比地区(Caribbean)有关的蛇绿岩中典型的MORB地球化学特征。GA则以岛弧拉斑玄武岩和类玻安岩为特征，岩浆演化可与地中海地区SSZ型蛇绿岩对比。Furnes et al. (2009)认为UA单元与海底扩张期原始至分异的地幔熔融有关，受到低到中等俯冲作用影响，而稍晚时期形成的GA单元中岛弧拉斑玄武岩和类玻安岩则与受到俯冲作用强烈影响的亏损和含水地幔熔融有关。原作者认为伊苏阿表壳岩带中UA和GA分别是SSZ型蛇绿岩早期和晚期的产物，表明显生宙板块运动过程在3800Ma的始太古代已经运行。

此外，西格陵兰南部的Ivisaartoq绿岩带包括各类变质、变形的玄武岩、橄榄岩、蛇纹石化超基性岩、辉长岩、富硫化物的硅质层和少量硅质碎屑沉积岩。这些岩类在2963~3075Ma期间至少经历过两个阶段的钙-硅质交代和多期变形。交代作用较弱的枕状玄武岩、橄榄岩、辉长岩和闪长岩具富LREE、近水平的HREE和HFSE(特别是Nd)亏损的痕量元素模式，指示俯冲带的地球化学特征。超基性岩枕和堆晶岩呈现明显的ε_Nd(t)正值，从+1.3至+5.0，符合强烈亏损的地幔源特征。Ivisaartoq绿岩带与显生宙弧前蛇绿岩地质特征的相似性指示西格陵兰Ivisaartoq绿岩带代表了古太古代上俯冲带(SSZ)型洋壳的存在。西格陵兰具有洋壳特征的蛇绿岩的存在，指示了板块运动过程中洋板块的消亡和陆壳的形成，说明在地球演化过程中，某些地区从古太古代已进入板块机制(Polat et al. , 2011)。

西澳皮尔巴拉(Pilbara)克拉通是世界上太古宙地质体保存最好的地质单元之一，岩石记录从古太古代至新太古代。如果板块构造运动过程从太古宙启动，皮尔巴拉克拉通则是研究这一过程最好的野外实验室。

东皮尔巴拉古太古代岩石构成克拉通的古陆核，3520~3250Ma基性和中性火山岩的地球化学特征指示与现代俯冲过程差异较大，而与地幔柱背景更相似。但其中有些层序表现出与现代俯冲带岩浆作用的地球化学特征相吻合。西皮尔巴拉克拉通与东皮尔巴拉克拉通的岩石地层、地球化学和构造样式存在明显反差。从西皮尔巴拉克拉通以及赋存德格雷(De Grey)超群的盆地提供了与现代俯冲过程相似的有力证据。覆盖在古老的东克拉通陆核的西和北部边缘的西部火山岩地层形成带状，岩浆既源于亏损地幔源，又同时具有富集的地球化学双重特征，因此不能用地壳混染来进行解释。重要的是该区具有的与现代俯冲过程相似的证据。尽管地球化学不是唯一可信的证据，但它也来自其他几个独立的地质学证据，包括线状岩浆的和构造组构、外来绿岩带的存在，以及广泛发育的同位素特征上与初生地壳更接近的地质体。这些综合特征沿3120Ma东皮尔巴拉的西北缘出现，最可能位于洋内弧的构造背景。其后该地体增生到东皮尔巴拉陆核之上，形成2970~2950Ma的德格雷(De Grey)超群玄武岩-高镁闪长岩套。东皮尔巴拉广泛存在的中太古代组合显示了板块构造过程，与现代汇聚大陆边缘特征十分相似，指示3120Ma的具现代洋弧特征的西皮尔巴拉，于2.97Ga拼贴(俯冲)至东皮尔巴拉的西北缘，并在东、西皮尔巴拉之间形成时代稍晚的盆地沉积(Mallina basin)，表明现代样式的板块俯冲作用的诞生至少从中太古代业已启动(Smithies et al. , 2007)。

近年来，Gerya et al. (2015)通过金星上的地貌图像研究，认为在金星上存在幔柱诱导类似俯冲构造的现象，并进而推测前寒武纪早期地球上的幔柱活动造成了板块运动最初启动所需的条件。Gerya et al. (2015)提出板块构造之前的构造活动可能形成类似金星的停滞盖，如岩石圈分层、滴状构造，“板内”岩石圈伸展或地幔柱上升流等。那些能量很大的地幔热柱柱头所提供的能量弱化了其上部的岩石圈，造成岩石圈边缘被撕裂，随后，水则开始蔓延至整个岩石圈并起到润滑效果，进而引发俯冲。这样的地幔柱很可能就存在于更热的太古宙早期地幔中，而且可能产生了厚大的洋底岩浆高原，造成全球板块构造的启动。前寒武纪时期几次非常强烈的地幔活动对应于地球初生地壳形成的高峰期，其中最大的一次是在太古宙早期从停滞盖构造向板块构造过渡时的构造活动，可能主导了地壳的地球动力学过程。在一些太古宙绿岩带从以地幔柱为主到岩浆弧的地壳生长过程则提供了地幔柱活动与俯冲有关的地质学证据。另外，Tang et al. (2016)基于对镁元素相关的微量元素的比值分析，认为太古宙~3.0Ga上地壳由镁铁质向长英质的过渡标志着板块运动的开始。

板块运动始于新太古代有较多的岩石学和地球化学证据，文献中越来越多地报道了全球一些重要克拉通上存在新太古代板块运动的地质记录。俯冲带是板块运动存在的重要证据，其岩浆作用的产物包括岛弧拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩、玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩组合、玻安岩、苦橄岩、硅质高镁玄武岩、埃达克岩、高镁玄武岩和富铌玄武岩等(Polat and Kerrich, 2006；Li et al. ，2013；Manikyamba et al. ，2015)。伊豆-小笠原-马里亚纳前弧中包括玻安岩在内的岩浆岩组合的研究成果也引起中国前寒武地质研究工作者的高度重视。在中国华北克拉通各个陆块内(阴山、冀辽、陕豫皖、渤海东及鲁西陆块等)的新太古代地质体中发现了越来越多的与板块运动有关的岩石学和构造方面的证据，如从阴山陆块色尔腾山岩群中识别出的富Nb玄武岩和高镁安山岩等两类具有特殊构造意义的岩石，指示洋内弧岩石组合的存在(陈亮，2007)。在鲁西新太古代硅质高镁玄武告的鉴别(Peng et al. ，2013)，以及山西五台山新太古代高镁安山岩(张永忠等，2012)的识别等均为中国华北克拉通新太古代板块运动的启动提供了重要信息(Kusky et al. ，2016)。

Zhai and Peng(2020)认为尽管地球上最古老的岩石在约4.0Ga，甚至约4.4Ga前已经形成，但板块构造的启动要年轻得多。并根据对华北克拉通的研究提出了板块构造三阶段演化模型，即初始板块构造阶段、早期板块构造阶段和现代板块构造阶段。初始板块阶段是穿时的，约发生于3.0 (2.7)~2.5Ga时期。在多个微大陆生长后，通过周边绿岩带拼接形成超级克拉通，在绿岩带中发育了含条带状铁建造(BIF)的火山-沉积序列。洋盆的下沉很可能是由于条带状铁建造(BIF)高密度和负浮力而引起。BIF的下沉导致地壳尺度的绿岩带俯冲，造成低级至中级变质作用。与此同时，广泛的下地壳的深熔作用导致华北最终的克拉通化。早期板块构造发生于约2.0~1.85Ga，以线性构造带的出现为标志，部分经历了高压麻粒岩到(超)高温麻粒岩。密度相对较高的岩石甚至可能经历了从麻粒岩相向榴辉岩相转变的变质作用，代表陆壳下沉到下地壳。现代板块构造的过程在新元古代晚期出现，以刚性为代表，岩石圈在流变性较弱的软流圈上运动，出现了以蓝片岩和榴辉岩相为标志的深俯冲作用。

一些学者强调变质作用在研究板块活动中的重要意义，如Zheng and Zhao(2020)指出板块边缘的动力状态和热状态共同决定了区域变质作用的性质。这两个变量在地球历史上是长期演化的，记录在变质相系全球分布随时间的变化中，从而导致两种范式的板块构造。现代型板块构造(modern-style plate tectonics)是从新元古代以来发展起来的，当时板块边缘足够坚硬，可以进行冷俯冲；而古板块构造(ancient-style plate tectonics)是从太古宙以来发展起来的，当时板块边缘具有足够的韧性，可以进行热俯冲。这种差异主要是由太古宙比显生宙更高的地幔温度决定的。

地球是太阳系所有行星中唯一具有正在活动的板块构造系统，其特点是既有海洋，又有广泛分布的花岗岩大陆。在启动和运行板块构造的各种因素中，最关键的是水的存在。大洋的活动触发了板块构造的活动，促进了海沟洋板块的俯冲和TTG(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)岩浆的产生。地球是在4.567Ga形成后的几百万年内通过广泛增生而形成的干燥还原性行星。在这一时期结束时，地球在干燥条件下出现了被称为岩浆洋的大范围熔融，岩浆洋之后出现了“停滞盖”构造。这是一个单一的、围绕全球的板块，基本由岩石圈组成。在停滞盖破坏前，曾发育热管、滴状及柱状体、拆沉及上涌流等构造形态。在生命元素巨变撞击的早期阶段，1000km宽的撞击体轰击了地球，摧毁了坚硬的大陆岩石圈——这一自地球形成以来一直在运转的停滞的盖层构造。由于巨大的撞击造成太平洋级陨石坑的巨大破坏，地史中第一次在地球表面产生了大洋岩石圈。冥古宙早期停滞的盖层构造遭到严重破坏，在地球上产生了由大洋和大陆组成的双模态岩石圈，使板块构造得以运行。生命元素巨变撞击引起原始陆壳上部和下部的榴辉岩化作用，使俯冲的启动产生了强烈的板片拉力，地球从停滞盖构造转向板块构造。

本文简略介绍前板块构造的“岩浆洋”和“停滞盖”构造的定义及特点，以及触发板块构造启动的撞击作用，特别是生命元素巨变撞击事件的重要意义，但地学界对这一事件的意义仍有不同认识和评价。因而，除介绍板块运动启动于冥古宙时期的认识外，还根据地球上不同地点保存的太古宙的岩石组合和地球化学等信息，介绍板块运动于始-古太古代和中-新太古代等不同时期启动的地质学证据。由于广泛而强烈的撞击及其它地质作用，板块运动初期的地质记录难以保存，因此板块何时、何地及如何启动仍然在不断争论和探索中。由于作者知识水平的制约，很难对板块运动何时启动等如此重大科学问题进一步详细论述，在列举的参考文献中也难免挂一漏万，深望读者见谅。