2013, Vol. 29
2. 大陆动力学国家重点实验室，西安 710127
2. State Key Laboratory of Continental Geodynamics, Northwest University, Xi'an 710127, China
以5.42亿年作为元古宙与显生宙的界限，在此之前约40亿年漫长的地质时代统称为前寒武纪，时代约占整个地球历史的90%。此后的地质时代，因为有大量的生物存在，被称为显生宙。地球上最古老的陆壳物质的是采自西澳大利亚Yiligarn地盾Jack Hills沉积砾岩的碎屑锆石，它的SHRIMP锆石U-Pb同位素年龄是44.04亿年(Wilde et al., 2001; Iizuka et al., 2006; Nemchin et al., 2006; Harrison, 2009)。同位素特征表明锆石是来自英云闪长质的岩石中。说明在约44亿年之前，地球上已经存在陆壳的物质-花岗岩组分的岩石。此外，地质学家还在加拿大克拉通上发现有年龄为约40.25~40.65亿年的英云闪长质岩石(Acasta gneiss), 这是目前最古老的岩石(Bowring and Williams, 1999)。地球上约38亿年的岩石有较多的出露，并且分布在不同的大陆上形成陆核。陆核是如何形成的，至今仍是疑案。此后太古宙和元古宙漫长的演化中，地球上发生了许多惊心动魄的故事，特别是巨量陆壳的形成、构造体制(从前板块构造-板块构造) 的转变，以及地球环境(从缺氧到富氧) 的剧变三大地质事件(图 1)。
|
图 1 地球前寒武纪演化中的三大地质事件 Fig. 1 Three important geological events in the Precambrian tectonic evolution |
克拉通可以简单地理解为长期稳定的古老陆块。地球在前寒武纪时期经历了陆壳的形成、生长和稳定化，经历了壳-幔和洋-陆的相互作用，终于在某一个地质阶段，形成了现今的固体地球圈层、稳定的(岩石圈) 壳幔结构和洋陆格局，即超级克拉通化。
华北克拉通演化历史复杂，几乎把早前寒武纪所有的重大地质事件都记录下来(图 2)。近二十年来，国际前寒武纪研究至少有两个研究焦点或热点是围绕华北展开的。一是~19亿年的高压基性麻粒岩的发现，因为它的变质压力可达1.2~1.5GPa，部分岩石达到榴辉岩-麻粒岩转换相。这个发现导致人们去思考是否在古元古代已经有了与现代板块构造相似的板块机制(翟明国等, 1992, 1995；Zhao et al., 1999)。另外一个是关于华北~25亿年的东湾子蛇绿岩的报道，晚太古代蛇绿岩的厘定是关于在太古宙是否存在与现代大洋相似的洋壳以及是否存在俯冲机制的问题，引起了很多质疑与讨论(Kusky et al., 2001; Li et al., 2002; Zhai et al., 2002; Zhao et al., 2007)。近年来，许多研究者非常关注华北克拉通25亿年地质事件所揭露出来的内涵(Geng et al., 2012; Wan et al., 2011; Ma et al., 2012；Lü et al., 2012)。25亿年是太古宙与元古宙的界限，并被推测此时形成了超级克拉通(Rogers and Santosh, 2003)。25年之后(2.5~2.25Ga) 的约2.5亿年的很长的地质时期内，全球处于地质构造运动的休止状态，被称为unconformity期，或假设曾是一个雪球地球(Condie and Kröner, 2008)。华北的25亿年地质事件-包括变质、变形、岩浆和地壳熔融-的表现强于许多克拉通，因此是研究太古宙/元古宙分界及其构造意义的理想地区(Zhai et al., 2011; 翟明国，2011)。
|
图 2 华北克拉通与全球其它克拉通重大地质事件对比图 Fig. 2 Diagram showing correlation of Precambrian crustal growth and tectonic evolution between the NCC and other cratons in the world |
地球现今还经历着很强的岩浆活动，而月球在大约在38.5~40亿年前就已经因为能量耗尽而变成了一个“死”的星球。死亡之前的月球岩浆和其它地质活动导致了月球高地的形成和月球的圈层结构的稳定(Jolliff et al., 2006)。之后的月海泛滥期应是陨石撞击的结果。因此人们认为月球是地球的老照片，可以从现在的月球，看到38.5~40亿年之前的地球。月壳的形成被假设是岩浆海模式，月核之外的未分异的硅酸盐岩浆由于分异作用形成了斜长岩月壳和富钛铁矿的月幔。月壳主要由斜长岩和辉长岩组成，即长石质高地(FHT)，而风暴洋地体(PKT) 即KREEP地体是由含高含量不相容元素(KREEP) 的镁质岩套和碱性岩套组成的。月球最古老的岩石是斜长岩，其Sm-Nd和U-Pb同位素年龄是4.51~4.56Ga，镁质-碱性岩套以及KREEP玄武岩的同位素年龄在3.85~4.49Ga之间(Jolliff et al., 2006)。月海玄武岩则是陨石冲击造成的月幔熔融事件，它们的年龄要年轻于月壳，并且也不具有大洋玄武岩的地球化学特征，没有证据曾经存在过海水。
2.1 陆壳的形成与生长根据地球上原始地幔的样品以及太阳系其它星球的陨石的定年，推测地球的年龄大约为45.6~46亿年，与月球的年龄相当。目前发现的地球上最古老的岩石不是斜长岩，而是TTG片麻岩。TTG是奥长花岗岩(trondhjemite)、英云闪长岩(tonalite)、花岗闪长岩(granodiorite) 的缩写，在地壳的早期形成中具有重要意义。在显生宙以来这种岩浆很少出现，类似的岩浆有埃达克岩，它与TTG仍有差别，数量也很少。对于TTG的成因也有岩浆海模式或岩浆分异的假说(Jordan, 1978; Kröner and Layer, 1992; Stevenson, 2008; Zhang and Guo, 2009)。加拿大克拉通的条带状英云闪长岩(Acasta gneiss) 获得约40.25~40.65亿年锆石U-Pb同位素年龄，这是目前最古老的岩石，出露面积约20km2。在前文中，已介绍过在西澳的Yiligarn地盾上的太古宙沉积砾岩中，发现有的碎屑锆石的U-Pb同位素年龄高达44.04亿年，并且它们的稳定同位素证实它们的母岩是TTG片麻岩，在约40亿年前还经历了变质作用，说明在44亿年之前，地球上已经存在TTG质的陆壳。而年龄约38~39亿年的TTG岩石则被报道在几乎所有的古老克拉通上，虽然它们的数量仍有限。比较著名的的是西格陵兰和苏格兰等地，古老的TTG片麻岩还共生有37~38亿年的沉积岩和基性火成岩。沉积岩中代表性的岩石组合是条带状硅铁建造(BIF)，它们是在有生物参与氧化条件环境形成的化学沉积岩，因此说明在38亿年前已有水的存在并在地质过程中发挥着重要作用。
然而地球上至今没有公认的大于10亿年的洋壳被发现。太古宙蛇绿岩的识别，是探讨在太古宙是否存在板块构造以及具体在那个时代开始有板块构造的主要依据之一，因此很多年来不少科学家致力于这一研究(参阅：Tim Kusky主编的书“Precambrian Ophiolites and Related Rocks”，2004)。被假设最早的蛇绿岩是西格陵兰的Isua表壳岩系(Furnes et al. 2007), 其中的基性岩石的同位素年龄是~3.8Ga。被假设的年龄大约在3.0~2.7Ga之间的蛇绿岩有3.0Ga的东西伯利亚阿尔丹地盾的Olondo蛇绿岩, 年龄大约在2.8Ga的东北俄罗斯Baltic地盾的Karelian SSZ型蛇绿岩, 以及2.7Ga的蛇绿岩如在加拿大的Slave克拉通、Zimbabwe克拉通(Puctel, 2004; Cocoran et al., 2004; Shchipansky et al., 2004; Kusky, 1989, 1998; Kusky and Kidd, 1992; Hofmann and Kusky, 2004)，以及2.5Ga的华北的遵化(东湾子) 蛇绿岩等(Kusky et al., 2001; Li et al., 2002)。所有上述的蛇绿岩无一例外都还存在很大争议，主要是和显生宙蛇绿岩在岩石组合、产状和地球化学特征等方面存在的差异。目前的资料似乎说明地球的陆壳形成早于洋壳。
作为最古老的TTG片麻岩在38亿年年前，很可能是形成了一些古陆核(Goodwin, 1996; Windley, 1995; Condie et al., 2001)。地幔的Nd同位素研究显示从古到现今是一个线性演化。然而，在在38亿年年前，地幔演化表现为强烈亏损，强烈亏损地幔的出现暗示地球在早期或者有过强烈的陆壳形成时期或者存在类似于月球的岩浆海式的陆壳形成过程。37.3亿年至太古宙末为过渡性地幔演化，反映存在亏损与非亏损或富集地幔储库混合。陆壳的巨量生长发生在29~25亿年的新太古代(图 3)，峰值约在27亿年(Condie and Kröner, 2008)。其中F代表陆壳形成时的TTG岩石，B代表在元古宙大陆裂解过程重熔改造的TTG岩石。据研究，25亿年前以TTG为主要成分的巨大陆壳，已经具有与Pangea泛大陆或现代大陆相当的规模(图 4，Rogers and Santosh, 2003)。早期陆核的形成，用岩浆演化模式尚可解释，但是对于新太古代全球的巨量陆壳的生长，很难用岩浆的分异来解释如此规模的TTG岩石可以从玄武质-科马提质岩浆中分异出来。
|
图 3 TTG片麻岩随时代的增长(据Condie and Kröner, 2008) 其中，F为陆壳生长的TTG岩石，B为与陆壳裂解过程重熔有关的TTG岩石 Fig. 3 TTG growth with geological time (after Condie and Kröner, 2008) |
|
图 4 太古宙末25亿年超级克拉通(据Rogers and Santosh, 2003) 各古陆块名称缩写见图中英文标注 Fig. 4 ~2.5Ga super-craton (after Rogers and Santosh, 2003) |
TTG代表的陆壳在英文中被称为初始陆壳(juvanile crust)。其含义就是从亏损地幔中经过某种地质过程形成的TTG岩石。这些TTG岩石仍然保持着一些地幔的同位素特征，例如亏损的Nd或者Hf同位素比值。早期地球也有一个与月球相似的岩浆海的模式是被普遍接受的假说(Stevenson, 2008; Zhang and Guo, 2009)，细节并不清楚，早期的TTG岩石形成以及新太古代的地幔柱构造都可以与其联系。由于地幔是不能直接通过部分熔融产生安山质-花岗质岩浆的，因此TTG岩浆的形成，一般被解释为由地幔中熔出的玄武质岩浆，经过二次熔融形成。而且，作为母岩的玄武岩应该是短寿命的(short-life)，同位素体系没有发生变化。如何使玄武岩部分熔融呢？将今论古，洋壳的俯冲是一个比较容易的选择，同时根据TTG岩石LREE和HREE分离、HREE相对亏损以及Eu无异常/正异常的特点，推断在熔融残留物中，有石榴子石、单斜辉石或角闪石，岩浆的堆晶相有较多的斜长石，从而进一步推断俯冲洋壳还应该是有较大深度的，达到了榴辉岩相或者含石榴石的角闪岩相。这样TTG片麻岩的成因就和埃达克岩很相似，TTG片麻岩在一些文章中就成了太古宙埃达克岩的同义词。然而这个解释仍存在很大的争议与不完善处。从岩石化学来看，TTG片麻岩总体上比埃达克岩的Mg#低，该值通常被考虑为地幔组分的参与程度。但是太古宙整体地球的温度较高，地热梯度高于显生宙，是必须考虑的因素。至今没有发现和证实有与现代洋壳相似的太古宙洋壳存在；没有在广泛分布的TTG片麻岩中发现残留的洋壳碎片，也没有任何洋壳熔融残留的榴辉岩或其它岩石的报道。较高的地热梯度，还使得洋壳的刚性程度低，难以俯冲到陆壳或仰冲盘洋壳之下，更难达到榴辉岩相深度。加厚地壳可以熔融出TTG岩石是一个折衷的说法，也是要求下地壳的基性岩石厚到一定程度，达到部分熔融所需的温压条件。但是什么机制导致地壳加厚，也是一个没有交代的问题。为此，地幔柱也应运而成为流行的模式(Condie and Kröner, 2008)。地幔柱构造解释巨量TTG片麻岩的形成(generation) 和生长(growth)，其依据之一是同时期大规模的岩浆活动，被称为大火山岩省，它们以绿岩带的形式广泛分布，岩石以高温的高程度熔融的科马提岩为代表。科马提岩和玄武岩的部分熔融是TTG片麻岩大量形成的机制。虽然这个假说很难证实，但是地球在早前寒武纪是比现今地球热得多则应该是有证据的。张旗和翟明国(2012)计算的太古宙地热梯度是现代的三倍，约20~50℃/km。在这样热的情况下，地壳的镁铁质-超镁铁质岩石发生部分熔融是可能的，而且熔出Mg#不太高的TTG质岩石需要的压力并不高, 有研究认为玄武质岩石在异常高温下的部分熔融出TTG岩浆不需要有石榴子石作为残留矿物。此外，在新太古代末之后，地球的主要机制由地幔柱机制向横向运动为主的机制转变，TTG片麻岩也不再大量出现，代之为地壳部分熔融的钙碱系列花岗质岩石(Breitkopf，1989；王仁民等，1997)。
图 4(Rogers and Santosh, 2003) 所示的是目前识别的25亿年的大陆，它们的面积与三叠纪的Pangea超大陆的面积基本相当。因此很多研究者认为在新太古代末，大陆的生长(growth) 已经基本结束。此后的地壳表现为洋陆的相互作用，它们基本是发生在古老大陆的边缘。洋陆或陆陆板块的边界，叫做造山带。大陆即是由克拉通与造山带构成的(图 5)。
|
图 5 大陆的克拉通与造山带分布图(据Kusky, 2004修改) Fig. 5 Distribution of cratons and orogenic belts in the world (after Kusky, 2004) |
在洋陆的相互作用中，有古老陆壳的消耗，也有新的陆壳形成，后者叫做陆壳增生(accretion)。根据现代地球物理的观测，每年在板块边界消耗的陆壳约为3.2km3/yr, 而每年在板块边界增生的陆壳约为3.2km3/yr，二者相当(图 6)。这似乎说明了当前陆壳的增生与消耗达到平衡(Scholl and Sterm, 2009)。
|
图 6 显生宙大陆壳的消耗与增生的观测与计算(据Scholl and Sterm, 2009) Fig. 6 Diagram showing the accretion volume and loss volume of present continental crust (after Scholl and Sterm, 2009) |
华北有若干古老的陆核，它们由花岗质片麻岩和变质的沉积砂岩中的约3.0~3.8Ga亿年的古老锆石来作为指示标志。最近，华北中部、南部和西部的元古宙变质沉积岩和显生宙沉积岩中不断有3.7~3.8Ga的碎屑锆石被报道，因此推测冥古宙晚期-太古宙早期的古老陆壳岩石在华北可能比原来想象的分布更广。在华北南缘的古生代火山碎屑岩中还发现有~4.1Ga的锆石，带有~3.9Ga的变质环带，是目前在中国发现的最古老的锆石之一(第五春荣等，2010)。
根据已有的地质资料，华北克拉通的陆壳的85%~90%是在早寒武纪形成的，绝大多数形成在中-晚太古代(Zhai and Santosh, 2011)。具有3.0~2.5Ga Sm-Nd的模式年龄的陆壳岩石约占78%，其中>3.0Ga的约占~15%， < 2.5Ga约占7%，巨量陆壳(~55%) 的形成应在2.7~2.9Ga之间(图 7)。Hf同位素模式年龄最主要的分布区间在2.6~3.0Ga，并且有2.82Ga的峰值，与Nd同位素的地质意义相似(Wu et al., 2008)。通过长英质片麻岩和火山岩的研究，全球陆壳的巨量增生在2.7~2.8Ga期间，主要的岩石类型是高钠的长英质片麻岩(TTG)，其次是镁铁质-超镁铁质火山岩。此次陆壳增生被推测与超级地幔柱事件相关。华北陆壳的增生与全球一致。
|
图 7 华北克拉通太古宙岩石的εNd(t)-t (Ga) 图解(a) 和tDM年龄分布图(b) Fig. 7 Diagrams of εNd(t)-t(Ga) (a) and tDM age frequency (b) of Archean rocks from the NCC |
太古宙的陆壳增生一般认为是围绕着古老陆核形成微陆块。华北的太古宙微陆块根据不同的研究者的划分约有10~5个，比较明确的7个太古宙微陆块是胶辽(JL)、许昌(XCH)、迁怀(QH)、鄂尔多斯(ER)、徐淮(XH)、集宁(JN)、和阿拉善微陆块(ALS)。华北克拉通新太古代末(约2.5~2.55Ga) 有很强的岩浆活动与地壳的活化，因此强烈的陆壳增生完成在新太古代末，即完成克拉通化(翟明国，2011)。华北克拉通化标志着现代规模的华北克拉通已基本形成。主要的克拉通化标志是：大量陆壳重熔花岗岩形成，侵入绿岩带和高级区，焊接了不同的微陆块以及岩石构造单元，并且同期发生了广泛的变质作用；约2.501~2.504Ga的未变质变形的超镁铁质-碱性岩墙侵入古老的变质岩中(Li et al., 2010)；浅变质的的约2.504~2.510Ga的裂谷型表壳岩作为盖层覆盖在古老的深变质基底之上(Lü et al., 2012)。
3 构造演化与体制转变月球的地质构造至今没有板块构造的标志出现。在月球圈层形成之前叫前酒海纪，约42~38.5亿年前月壳形成，即酒海纪，月球形成以斜长岩高地为主要形式的月壳，并在风暴洋区形成KREEP地体。此后月球的岩浆活动停止，出现的月海是陨石坑以及由陨石撞击引起月幔部分熔融形成的玄武岩。撞击构造是月球的基本构造。月球的演化没有进入板块构造，即在板块构造出现之前，月球因为能量耗尽，已经变成一个死亡的星球(欧阳自远, 2009, 学术报告)。地球的早期与月球已有很大的不同，至少在38亿年前就有大规模的水存在。38年已有广泛的TTG质陆壳和表壳岩(火山-沉积岩)。TTG片麻岩似乎不是以高地的形式存在，还没有证据曾有一个全球规模的陆壳覆盖全部地球表面。地球内部还赋存巨大的能量，仍处于生命的旺盛期。
在激烈地争论早前寒武纪是否存在板块构造中，Condie and Kröner (2008)提出板块构造的判别标志(图 8)，除了地球化学指标类似的岛弧地体外，几乎所有的指标都不支持在中元古代之前存在板块构造。其中两个最重要的指标是增生型造山带中的蛇绿岩，以及与俯冲-碰撞有关的变质作用。
|
图 8 地质演化时代与板块构造判别标志(据Condie and Kröner，2008) Fig. 8 Indicators of plate tectonics with geological time (after Condie and Kröner, 2008) |
地球的早前寒武纪壳层可以识别的地质单元有两个，即高级区与绿岩带，它们共同构成克拉通。高级区是以穹隆状出露的高级变质地体。主要的岩石有TTG片麻岩，变质的辉长岩，以及少量的变质的表壳岩，可以含有条带状硅铁建造(BIF)。虽然高级区是穹隆状，但是组成它们的岩石都经历了复杂的变形，常表现为多期叠加的紧闭褶皱。几乎所有的岩石都经历了麻粒岩相-高级角闪岩相的变质作用，所以称为高级区(high-grade region)。在克拉通中，高级区约占60%~70%，剩余的30%~40%是绿岩带。绿岩带主要有未变质的和弱变质的表壳岩组成，它们常常呈向斜状线性带围绕高级区分布。绿岩带的主要火山岩有超镁铁质的科马提岩，有玄武岩以及长英质火山岩(双峰式)，少量钙碱性火山岩，沉积岩有BIF、泥、砂质岩以及碳酸盐岩。一般将绿岩带分为超镁铁岩层(科马提为主，底部少量超基性岩)，双峰式火山岩层、沉积岩夹少量钙碱性火山岩层。其层序显然和显生宙蛇绿岩相差甚大。绿岩带常常被更晚期的花岗岩侵入，可能反映了绿岩带的形成与演化过程。花岗岩是钙碱性的，与绿岩带关系清楚，也可同时侵入高级区。绿岩带与高级区的关系始终争论不休。在某些克拉通可以看到绿岩带不整合于高级区之上，也有些克拉通绿岩带与高级区是构造接触，同位素年龄相当，谁老谁新以及原始的构造关系难以确定。
蛇绿岩成因一般解释为由洋中脊海底扩张作用而形成的大洋岩石圈的侵位形成。蛇绿岩与大洋岩石圈的演化有密切的关系，因此研究蛇绿岩的组成、成分及成因是了解大洋岩石圈结构、变化及动力学的主要途径。蛇绿岩(Penrose) 的代表层序自下而上是：橄榄岩、辉长岩、席状基性岩墙和基性熔岩以及海相沉积物，其中橄榄岩和辉长岩在层序上可以重复多次。而后的研究中，Perose (MORB) 型的大洋残片型蛇绿岩发现的很少，于是研究者划分出更多的蛇绿岩类型，如大洋岛型(OIB)，富集地幔型(EMORB)，洋-陆转换型(OCT)，俯冲带型(SSZ) 等(Dilek and Bobinson, 2003; Kusky，2004；史仁灯，2005)。俯冲带型蛇绿岩(SSZ) 强调俯冲作用。在洋陆俯冲过程中如果有弧后扩张和新的大洋岩石圈形成，或者洋内(intra-oceanic) 俯冲导致的弧前扩张形成的一套岩石组合即SSZ型蛇绿岩。与俯冲有关的蛇绿岩的提出，使得传统的Penrose蛇绿岩中最特征的标志岩石-席状岩墙群可能不发育。为解决这个困惑，不少研究者提出了不少方法来界定蛇绿岩，如Kusky (2004)列出判别表为蛇绿岩提出系列标志(Criteria)。
本文前面已经介绍了绿岩带的岩石组合与特征。综合现在的研究资料，无论用何种判别标志，对于太古宙以及古元古代早期，世界各地的绿岩带或活动带的岩石组合与蛇绿岩都相差甚远。作者长期思考这一问题，可能的原因有两个：一是早前寒武纪的大陆形成与生长，其机制完全和板块构造不同，高的地热梯度与频繁的、小规模的地幔柱构造很活跃，是支配性构造；二是绿岩带至少有一部分绿岩带可能代表了残留的早期洋壳，但那时的洋壳与现代洋壳在结构和地球化学性质上都不相同。对于早前寒武纪的海水来说，除了温度高之外，低的Eh值和高的Fe+2丰度是明显的特征之一。某些研究已经试图将太古宙的条带状铁矿(BIF)、科马提岩、緑岩带型块状硫化物矿床等岩石组合与显生宙的硅质岩、高镁安山岩、黑烟囱型矿床或岛弧矿床等组合去进行类比，已有文章发表，但是不管对那种岩石组合，都有许多相反的证据不予支持。Li et al. (2002)强调豆荚状铬铁矿只能形成在大洋的地幔环境，是厘定早前寒武纪蛇绿岩的重要证据，张旗等(2003)则认为铬铁矿可以形成在超镁铁质岩体和阿尔卑斯橄榄岩、地幔橄榄岩中，豆荚状铬铁矿非蛇绿岩所专有，铬铁矿的高镁或高铁的特征很可能更有鉴别意义。作者等(Zhai and Windley, 1990) 曾经根据在太古宙高级区与緑岩带都存在BIF，但是岩石组合、变质程度和构造变形具有差异，推测这两种地体的BIF及相关岩石组合分别代表了岛弧根部以及岛弧-弧后盆地的岩石建造，进而推测在晚太古代已经有了与现代机制类似而规模不同的板块构造。但是其后的研究，特别是BIF以及相关岩石的岩石性质和地球化学特征，仍不能得到令人信服的结论。Coward and Ries (1995)和Fowler et al.(2002)也提出BIF有多种源区，简单的推测它们的构造环境是困难的。
3.2 前寒武纪变质作用太古宙的岩石广泛经历了变质作用，其比例远远超过显生宙的岩石。太古宙的变质岩石还有很多特点，例如根据Bohlen (1987)、赵宗溥等(1993)、沈其韩等(1992)和Bucher and Frey (1994)的研究可以归纳为：一是高级变质的岩石很多，高温的麻粒岩相的岩石主要是早前寒武纪的岩石，显生宙较少；二是早前寒武纪的高级变质岩石呈面状分布，且常常伴生紫苏花岗岩的侵入和混合岩化；三是早前寒武纪的变质岩石没有高压变质岩，例如有关蓝片岩的报道最早也大致在10亿年及其以后。这些特点表现出早期地热梯度高的特点，以及可能的和显生宙不同的变质条件和变质机制。王仁民等(1989)的《变质岩石学》一书中，将此总结为前寒武纪变质作用的特殊性和时空演化差异与不可重复性。
早前寒武纪变质区(带) 与显生宙变质带的展布规律有截然不同的特点。在板块构造的理论格架中，变质带有规律地分布在板块的边缘。Miyashiro (1961, 1994) 最早提出了双变质带的概念，提出高压低温带分布在俯冲洋片的一侧，高温低压带分布在仰冲陆壳一侧。它们是严格地受着各自环境中变质温度、压力、流体和岩石的物质组成和物理性质的因素控制。后来的研究，发现洋壳可以俯冲到很大的深度，随着压力和温度的升高，由蓝片岩相，到榴辉岩相，甚至到含柯石英、金刚石等超高压矿物的榴辉岩相。而大陆一侧的变质作用可以随深度不同和构造部位的不同，变质成为绿片岩相、角闪岩相和麻粒岩相。80年代末期以来，人们关注到陆壳也可以俯冲到另一陆块之下，深俯冲到地幔深度，甚至达到300km以下(Liu et al., 2007)。对于陆-陆俯冲，变质带也是明确的。尽管俯冲的陆壳含水少，岩石的组成和物理性质有差异，但是双变质带仍然是可以识别的，俯冲侧与仰冲侧相比，仍然表现出高压中-高温和低压高温的特点。
早前寒武纪地区则表现为太古宙高级区(麻粒岩区) 与绿岩带共生的构造模式。即高级区是高级变质的区域，而绿岩带是非变质和低级变质区。图 9是俄罗斯Aldan地盾的高级区与绿岩带示意图，虚线表示了区内古老岩石的变形状态。其中穹窿状的是高级片麻岩区，由片麻岩和麻粒岩组成。穹窿外围绕的线状分布的岩石是绿岩带，它们是由未变质或低级变质的岩石组成。这样的变质区带的分布样式，和我们前面提到的板块构造的变质分带不同，或者说是完全相反。如果我们把早前寒武纪的绿岩带-高级区格局大致相对应于显生宙的造山带-陆块格局，那么早前寒武纪的绿岩带应对应于造山带，它们应经受强烈的变质作用，并表现出洋-陆或陆-陆形式的双变质带特征；高级区则应该没有或较少发生变质作用。这与现代板块构造机制的造山带与克拉通陆块的构造格局完全不同。后者是造山带呈线性的构造带位于两个陆块之间。造山带由与板块俯冲-碰撞有关的岩石组成，造山带内及其附近有与造山作用有关的花岗岩侵入。造山带的岩石发生变质作用，形成相应的变质带。早前寒武纪高级区内的岩石是面状的高级变质作用，温度高(700~850℃)，压力为中压为主。其麻粒岩地体的形成机制用板块构造无法解释，与TTG片麻岩的成因一起，是早前寒武纪岩石学领域两大疑案之一(赵宗溥等，1993)。
|
图 9 俄罗斯Aldan地盾的高级区与绿岩带分布图(据Salop, 1972) Fig. 9 Distribution of high-grade regions and greenstone belt in Aldan Shield (after Salop, 1972) |
1991年起，华北最早报道在早前寒武纪玄武质成分的麻粒岩中发现石榴石，石榴石在石英玄武质的变质岩石中形成独立矿物指示变质压力大于1.0GPa (王仁民等，1991；翟明国, 1991, 翟明国等, 1992；郭敬辉等，1993)。因此俗称的高压麻粒岩是含石榴石的基性麻粒岩，它们以透镜体或强烈变形的岩墙状出露于片麻岩中。在紫苏辉石消失全部变为石榴石-单斜辉石-石英-斜长石的组合时，压力比二辉石共存的压力更大。但是如果岩石的成分(或局部) 不均匀，即Al或Mg+Fe含量变化，都可能引起斜方辉石并不因压力升高而分解。因此将高压麻粒岩称为石榴麻粒岩相麻粒岩更确切(翟明国，2009)。另一种极端变质条件下的麻粒岩是温度高(HT)，甚至超高(UHT) 的麻粒岩相变质岩。HT-UHT麻粒岩主要是富铝的变质沉积岩系，俗称孔兹岩系，其中有含假蓝宝石和尖晶石等矿物组合，指示部分岩石的变质温度高于900~1000℃。这种岩石目前发现的都是前寒武纪形成的，除晚太古代外，集中在1.95~1.8Ga，~1.0Ga和~550Ma。它们都是变质的沉积岩(夕线石榴片麻岩-石墨片麻岩-大理岩等)。翟明国等(1995)还报道了退变榴辉岩，指出高压变质的压力和温度达到麻粒岩和榴辉岩的转换相，变质时代在19~19.2亿年，在18.5亿年发生了中压麻粒岩相退变质作用。此后华北克拉通内不同地点的高压麻粒岩露头不断被报道(如：耿元生和吉成林，1994；翟淳等，1995；李江海等，1998；刘文军等，1998；钟长汀，1999；魏春景等，2001；周喜文等，2004)，并被解释为与现代板块构造构造的陆-陆碰撞。这项研究引起了国际学界重视，于2002年在中国召开了题为““High-pressure and high-temperature granulites and reconstruction of Early Precambrian plate tectonics”为主题的国际Penrose (彭罗斯) 会议。国外如在加拿大(Baldwin et al., 2004)、苏格兰(Storey et al., 2005) 等前寒武纪地区也陆续报道了年龄在约18~8亿年的榴辉岩，虽然是否是真正的榴辉岩或变质作用的精确年代还存在争议，但是毕竟发现了在前寒武纪的相对高压的变质岩石，由此激发人们认为在19~18亿年前后出现板块构造的探讨。
高压麻粒岩的发现引起人们对早前寒武纪变质作用的重新思考，即除了变质岩温度高、压力偏低( < 1.0GPa) 的麻粒岩普遍分布外，还有>1.0~1.4GPa的变质岩石。此外UT-UHT的麻粒岩原岩是泥质岩。为此作者以及上述其他的很多研究者将原岩是表壳岩的麻粒岩都归结为代表了碰撞造山带，因为它们曾有一个从地表下沉到下地壳深度，而后又抬升到地表的过程(如Newton, 1988)，具有顺时针的PTt变质轨迹(吴昌华和钟长汀，1998；Zhao et al., 1999; Santosh et al., 2007), 部分超高温麻粒岩还有先降温再经历降压的“反-顺时针”的PT(counter-clockwise) 轨迹。
而后对变质作用的研究又发现了一些与现代造山作用不同的现象。如高压麻粒岩的变质压力虽然比大多数克拉通高级区的中压高温麻粒岩要高，但它们仍然属于中压变质相系，温压梯度是22~25℃/km，大大高于板块俯冲带变质岩的16℃/km。而折返速率前者是0.33~0.5mm/yr，又大大低于后者的3mm/yr至3~5cm/yr。这些数据本身还带来蠕变强度的巨大差异，给前寒武纪高压麻粒岩和UT-UHT麻粒岩能否具有足够的俯冲刚性带来极大的疑问。此外，高压麻粒岩和UT-UHT麻粒岩可能的面状分布等，变质过程的复杂性等都为它们可能代表碰撞造山带的构造解释造成麻烦。
虽然对高级变质岩石的研究还有很多争议和需要解决的问题，但是在古元古代末期-中元古代早期(1.95~1.80Ga) 期间华北的研究还有新的事实被揭示。例如，在华北克拉通内有三套古元古代的火山沉积岩系，它们分别分布在吉林-辽宁-山东、山西-河南、晋冀北部-内蒙中部。岩石总体都可以分为含双峰式火山岩-沉积岩的下部岩系和以变质泥质岩-蒸发岩(灰岩-白云岩) 的上部岩系，火山岩的年龄在2.20~1.95Ga，并在约1.9~1.8Ga发生了不止一期的变质作用，变质度可在绿片岩相-角闪岩相，局部与上述的HT-UHT岩石不好区分。火山沉积岩系呈线状的褶皱带，局部与基底似有不整合关系。变质作用有顺时针的PT轨迹记录。作者等(翟明国，2004；翟明国和彭澎，2007) 已将它们命名为胶辽活动带、晋豫活动带和丰镇活动带，其火山-沉积岩系分别是辽河群-粉子山群、滹沱群-中条群-吕梁群、二道洼群-上集宁群。早元古代活动带有下面几个特点：具线性展布特征、有复杂褶皱形态；活动带岩石发生变质；有与其相应的花岗岩侵入，以及类似于裂谷-岛弧的成矿作用(Pb-Zn，Cu)。这些特点与现代裂谷-岛弧-碰撞带有相似，而不同于太古宙的绿岩带-高级区的构造-变质格局。据此，作者等(翟明国，2011；Zhai and Santosh, 2011) 已经假设了华北克拉通初始的板块构造。即在太古宙克拉通化之后，又经过约2.5(2.45)~2.35(2.3) Ga的构造静寂期，华北克拉通发生了一次基底残留洋盆与陆内的拉伸-破裂事件，随后在1950~1900Ma期间，经历了一次挤压构造事件，导致了裂陷盆地的闭合，形成晋豫、胶辽和丰镇三个活动带，它们在分布状态、变形与变质方面，类似于现代陆-陆碰撞型的造山带(图 8，Zhai and Liu, 2003；翟明国，2011)，造成克拉通中部迁怀陆块，以及北部的集宁陆块和东部的胶辽陆块等在碰撞以及碰撞后基底掀翻，使下地壳岩石抬升，出露地表的下地壳由高级变质杂岩代表(翟明国，2009)。古元古代活动带显示了板块构造雏形的特点，在机理上类似，在规模上不同，是早前寒武纪垂直为主的构造机制向板块构造转变的重要阶段。对于古元古代的构造转变，在以前的文献也有描述，即古元古代活动带是规模小的现代板块构造俯冲碰撞带(Windley, 1995)，也被作为与太古宙地壳生长机制不同的元古宙陆壳增生的机制(图 10)。图 11是华北克拉通晋豫活动带古元古代的裂谷-俯冲-碰撞模式(Zhai et al., 2010)，解释了有限洋盆的俯冲以及碰撞过程。
|
图 10 古元古代活动带模式图(据Windley, 1995) Fig. 10 Tectonic model of Paleoproterozoic mobile belt (after Windley, 1995) |
|
图 11 晋豫活动带古元古代构造演化模式(据Zhai et al., 2010) Fig. 11 Tectonic model of Paleoproterozoic Jinyu mobile belt (after Zhai et al., 2010) |
地球在历史上最重大的地质环境事件，是从早期缺氧变成富氧。大气圈与固体圈层的耦合推测与超级克拉通的形成同步。而大气圈富氧的过程，据研究是在>2.2Ga前后开始，而在2.2~1.9Ga时达到与现代相近的富氧状态。这是一个氧的突变或剧变的过程，称为Jatulian事件或大氧化事件(Great Oxidation Event)，简称GOE (陈衍景等，1996；Ohmoto, 1997; Konhauser, 2009；赵振华，2010)。GOE发生在25亿年即太古宙与元古宙的分界之后。从全球构造来看，2.5~2.35Ga之间是一个静寂期，此后，推测在构造上有全球的超级克拉通裂解。>2.2Ga的某个时候起，发生了氧的急剧升高。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。
对于大氧化事件有不同的成因模型(Ohmoto, 1997; Konhauser, 2009)。如，Zahnele et al.(2006)提出，约2.4Ga前的地球大气圈中CH4降低，触发了O2连续增加。导致地球历史上一个转折点(重大时刻)，标志着地球开始了从未经历过的一系列主要化学变化，大陆氧化风化阶段及随后的海洋化学变化及多细胞生物出现。对于大氧化事件的时代，多认为从>2.2Ga甚至2.4Ga开始，在2.2~1.9Ga达到与现代大气氧含量相当的水平。在地球化学上，C同位素发生明显正向漂移(+0.8‰~+14.8‰)(Schidlowski et al., 1975)，沉积物REE组成突变(陈衍景等，1996)，δ15N比新太古代上升2‰(Godfrey and Falkowski, 2009)。对于大氧化事件的地质表现(图 12)，大约在2.3Ga期，发生浅水碳酸盐沉积与全球白云石发育，2.2~2.0(1.9) Ga苏必利尔湖型的BIF沉积是标志性沉积与成矿作用，而后发生黑色页岩沉积等。对此之前即2.33Ga之前，以前的研究多认为是在一个超级克拉通的大陆裂谷和雪球事件。将氧化的原因试图用对新元古代的雪球事件解释(图 13，Condie and Kröner, 2008)。
|
图 12 大氧化(Jatulian) 事件地质表现(据翟明国、陈衍景等, 2011, 全国矿床会议大会报告) Fig. 12 Geological phenomenons of Jatulian event |
|
图 13 环境突变期的构造事件示意图(据Condie and Kröner, 2008) Fig. 13 Diagrammatic sketch of Early Earth's environment-tectonic event (after Condie and Kröner, 2008) |
华北的大氧化事件的表现很强烈。代表性沉积岩石有吉林-辽宁的蒸发岩，发育巨厚的菱镁矿沉积，伴有大理岩和其它沉积岩；第二套代表性沉积岩石有普遍分布的石墨片麻岩及相关的巨厚大理岩和蒸发岩，即广泛的碳质页岩沉积。这些岩石有明显的C同位素正漂移以及REE和其它微量元素的特征反映了高氧逸度的沉积环境(Tang et al., 2012)。大石桥菱镁矿6件下伏白云岩地层样品的CaO/MgO摩尔比为0.87~0.94，δ13Ccarb和δ18Ocarb值分别为0.6‰~1.4‰(平均1.2‰，V-PDB标准) 和16.4‰~19.5‰(平均18.2‰，SMOW标准)；与世界正常海相碳酸盐岩地层相比，δ13Ccarb较高，而δ18Ocarb较低，表明原始沉积物具有类似于大氧化事件事件的δ13Ccarb正异常，δ13Ccarb可能高达4.2‰，但δ13Ccarb和δ18Ocarb值均在沉积之后的成岩或/和变质过程中显著降低。白云岩样品∑REE为0.988×10-6~2.744×10-4; Y/Ho比值平均为42.5±4.7；(La/La*)SN为1.075±0.317，(Gd/Gd*)SN为1.390±0.166，均为正异常，HREE富集。所有上述特征与现代海水REY (REE+Y) 的配分模式相似，记录了大氧化事件的海水特征。对辽宁省关门山地区辽河群关门山组白云岩的42件样品的δ13C介于3.5‰~5.9‰之间, 具有明显的正异常特征, δ18O值为15.4‰~24.8‰, 未遭受后期流体作用的35件样品的δ18O和δ13C明显高于受到流体作用的7件样品, 表明流体作用使碳酸盐岩δ18O和δ13C降低。在地质历史中, 以2.33~2.06Ga时期的全球性δ13Ccarb正漂移最强烈, 而辽河群强烈的δ13Ccarb正漂移现象指示辽河群沉积于2.33~2.06Ga之间(汤好书等，2009)。
值得指出的是，华北克拉通目前没有明确的重要的苏必利尔型湖的BIF沉积矿床被确定。丰富的BIF都是形成在太古宙，以新太古代为主，属于阿尔戈玛型，与绿岩带-高级区的演化有关。铁的物质来自太古宙风化的科马提岩或玄武岩，在海O18值水中因为火山活动引起的温度和氧化条件变化，特别是在细菌的参与下，导致铁的价态变化并沉积形成了条带状硅铁建造。据研究，我国鞍山的新太古代BIF的共生岩石主要是变质泥质岩和基性岩，后者具拉斑玄武岩的地化特征。弓长岭磁铁矿的δO18介于-5.04‰~+6.16‰，变化幅度为11.56‰，与钻孔深度无关。石英的δO18介于+5.22‰~+16.13‰之间，变化幅度达10.91‰，且含量偏低，用氧同位素温度计获得的变质温度与变质矿物计算的相当，可以说明变质作用改变了磁铁矿和石英中原始的氧同位素值。根据条带状铁矿稳定的石英与磁铁矿条带，可以推测变质作用对氧同位素的影响，仅限于磁铁矿和石英之间，没有和围岩发生交换。以此根据鞍山-本溪地区的BIF (全岩) 的δO18值和磁铁矿的体积百分含量用外推法，得到不含磁铁矿的石英(燧石) 的δO18值大概在16.7‰~22‰之间。西格陵兰Isua地区BIF的δO18最大值为20.4‰，说明鞍山与西格陵兰以至其它地区太古宙BIF的氧同位素值都相当，同时也与太古宙时期海水沉积时的δO18最大值相似。鞍山-本溪地区的BIF中没有原生硅酸盐相和硫化物相铁矿，仅在弓长岭有小型扁豆体菱铁矿出现在氧化物铁矿中，由此推断可能的沉积条件是6~8的中等pH值，Eh值为0~0.3的弱氧化环境，沉积深度为244~539m, (翟明国，1993)；深入海岸线可达37km浅-深海过渡的陆坡(Goodwin，1973)。华北没有成型的早元古代苏必利尔湖型的BIF，可能的解释是，此时华北的盆地比较浅，局部处于泻湖相-浅海相，海水深度低于200~250m，因此沉积了更多的蒸发盐类，而没有形成BIF。进一步的研究还有待深入。
3.5 华北克拉通古元古代末-新元古代持续裂谷事件经历了古元古代晚期的变质事件(吕梁运动或称中条运动) 之后，华北开始地台演化阶段，即，从此时起开始了裂古系的发育与演化。裂谷系可大致分为南、北两个在地表没有完全连接的裂陷槽和北缘、东缘各一个裂谷带。在华北的南部称为熊耳裂陷槽，熊耳群双峰式火山岩最古老的岩浆年龄约1800~1780Ma，向上的中新元古代地层有汝阳群、洛峪群等。华北北部的裂陷槽称为燕辽裂陷槽，主要由长城系、蓟县系和青白口系组成。主要的火山岩分布在长城系的团山子组和大红峪组，锆石U-Pb年龄在1680~1620Ma，晚于熊耳群的火山岩。其中与长城系有关的非造山侵入岩(斜长岩-奥长环班花岗岩-斑状花岗岩) 的同位素年龄在约1700~1670Ma。在原青白口系下马岭组的斑脱岩以及侵入下马岭组的基性岩席中，得到1300~1320Ma的锆石和斜锆石U-Pb同位素年龄。在华北以及北朝鲜的中-新元古代地层中，已经识别出~900Ma的基性岩墙。此外，对华北北缘的白云鄂博群、狼山-渣尔泰群和化德群的研究，证实在华北北缘的裂谷系与燕辽裂陷槽具有相同的层序与沉积历史。其中在渣尔泰群中识别出~820Ma的火山岩。在东缘裂谷的沉积岩中也有1400Ma和1300~1000Ma的碎屑锆石。
盆地分析似乎表明，华北克拉通与相邻大陆分离时间对应于大红峪组-高于庄组沉积时间，结束后开始蓟县系沉积，为1600Ma或为古-中元古代接替时间，也大致对应于Columbia超大陆裂解的时间。值得注意的是，华北克拉通自古元古代末至新元古代，经历了多期裂谷事件，但是期间没有块体拼合的构造事件的记录，这对于理解华北的中-晚元古代的演化历史以及对于理解该时期全球的构造具有意义。
与华北中-新元古代的裂谷活动以及相关的非造山岩浆活动有关，此期华北的中-北部形成了钛铁矿床、北缘形成REE-Nb铁矿以及南北缘都有Pb-Zn矿床分布。
本文还认为蓟县剖面由于长城系下部层位火山岩的缺失，不能构建古元古代末(约1800~1600Ma) 的完整层序，熊耳地区是必要的补充剖面。如果按照中国地层委员会的划分标准，从熊耳群到青白口群，厘定了中元古代层序；如果对照国际地层的划分标准，则熊耳群(长城系) 属古元古代，蓟县系-青白口系属中元古代。之上的南华系属新元古代，新元古代地层在华北的划分还有进一步工作的必要。西伯利亚的里菲系2-3段大致对应于华北的蓟县-青白口，4段对应于南华系，文德的时代应对应于震旦系，它们的古元古代末至中元古代早期的沉积在西西伯利亚地区很可能都是缺失的。
4 华北克拉通前寒武纪成矿系统前寒武纪占地质历史的85%以上，形成了大陆地壳的主体，蕴藏着丰富的矿产资源，一些重要矿产，如铁、金、铜、铅、锌、铀等的资源量远大于其它地质时代。这些矿产的成因类型独特，与重大地质事件密切相关，具有鲜明的时控性，许多矿产类型仅限于特定地质时代，此后不再出现或极为罕见(Zhai and Santosh, 2013)。例如条带状硅铁建造(BIF)，只形成在早前寒武纪，它的形成与贫氧条件下的氧化条件的快速升高以及由此引起的细菌活动有关。在中-晚太古代和古元古代是据统治地位的矿种，在新元古代的雪球事件中有少量重复，之后就再也没有出现过。
华北的BIF的特征前面已有讨论。也有一些前寒武纪的特征矿产，在华北不发育，如绿岩带型金矿和元古代的砾岩型铀金矿等，我在本文以及其它文章中(翟明国，2010) 认为它们是在华北的古元古代的裂谷-俯冲-碰撞事件和陆壳再造事件，以及华北中生代的岩石圈减薄等后期构造事件中被改造，因为它们的成矿温度都较低并且成矿元素易于迁移。而华北克拉通在古元古代末-新元古代的多期裂谷事件以及壳幔的相互作用，很可能是白云鄂博特大型稀土矿床的背景条件(Zhang et al., 2011；Zhai and Santosh, 文章评阅中)。
根据以上对华北克拉通的讨论，我们将华北克拉通的陆壳巨量增生、构造机制转折和地球环境剧变，以及古生代边缘造山事件和中生代岩石圈减薄再细化为6个比较重要的地质事件，它们是：新太古代陆壳巨量生长和克拉通化事件；古元代大氧化事件；古元古代裂谷-俯冲-碰撞事件(活动带)；古元古代末-新元古代持续多期裂谷事件；古生代边缘造山事件，和中生代克拉通破坏事件。相对应于上述地质事件，华北有6个重要的成矿系统，它们是：太古代BIF成矿系统；古元古代活动带型Cu-Pb-Zn成矿系统；古元古代大氧化条件下Mg-B成矿系统；中元古代REE-Fe和SEDEX型Pb-Zn系统；古生代造山带型Cu-Mo成矿系统；中生代陆内Au和Ag-Pb-Zn以及Mo成矿系统。
5 结语(1) 前寒武纪最重要的地质事件有陆壳的巨量增生、前板块机制/板块机制的构造转折、由缺氧到富氧的地球环境的剧变。
(2) 前寒武纪地质演化过程中形成了丰富的矿产资源，是地球最重要的成矿期之一。矿产资源的形成与地质事件有因果关系，即成矿背景受地质构造背景的控制。前寒武纪成矿具有时控性和不可重复性。
(3) 华北克拉通是全球最古老陆块之一，前寒武纪各阶段全球性重大地质事件几乎都被记录下来，并表现出一些特殊性。与全球其它克拉通相比，华北陆壳生长-稳定化过程具有多阶段特征，太古宙末-古元古代环境剧变记录复杂多样，古元古代与板块体制建立和超大陆演化相关的俯冲碰撞和伸展裂解等地质记录丰富，中-新元古代经历持续伸展并接受巨量裂谷沉积。
(4) 华北克拉通重大地质事件都伴随大规模成矿作用，形成了华北克拉通丰富的矿产资源和独特的优势矿种。
(5) 华北前寒武纪地质研究，不仅孕育着成矿理论的创新，更是实现找矿突破的迫切需求。
致谢 感谢“973”项目研究组的全体同事和学生，以及其他合作者和对此进行过交流与讨论的各位同仁；特别感谢王清晨研究员为本文和本专辑所付出的工作。| [] | Baldwin JA, Bowring SA, Williams ML, Williams IS. 2004. Eclogites of the Snowbird tectonic zone: Petrological and U-Pb geochronological evidence for Paleoproterozoic high-pressure metamorphism in the western Canadian Shield. Contributions to Mineralogy and Petrology, 147(5): 528–548. DOI:10.1007/s00410-004-0572-4 |
| [] | Bohlen SR. 1987. Pressure-temperature-time paths and a tectonic model for the evolution of granulites. The Journal of Geology, 95(5): 617–632. DOI:10.1086/629159 |
| [] | Bowring SA, Williams IS. 1999. Priscoan (4.00~4.03Ga) orthogneisses from northwestern Canada. Contribution to Mineralogy and Petrology, 134(1): 3–16. DOI:10.1007/s004100050465 |
| [] | Breitkopf JH. 1989. Geochemical evidence for magma source heterogeneity and activity of a mantle plume during advanced rifting in the southern Damara Orogen Namibia. Lithos, 23(1-2): 115–122. DOI:10.1016/0024-4937(89)90026-1 |
| [] | Bucher K, Frey M. 1994. Petrogenesis of Metamorphic Rocks. New York: Springer-Verlag: 100-103. |
| [] | Chen YJ, Yang QJ, Deng J, Ji HZ, Fu SG, Zhou XP, Lin Q. 1996. Important turning point: Proclaim of the Earth's 2300Ma geo-environment catastrophe and significance. Geology and Geochemistry(3): 106–124. |
| [] | Cocoran PL, Mueller WU and Kusky TM. 2004. Inferred ophiolites in the Archean Slave craton. In: Kusky TM (ed.). Precambrian Ophiolites and Related Rocks, Developments in Precambrian Geology 13. Amsterdam: Elsevier, 363-404 |
| [] | Condie KC, Des Marais DJ, Abbot D. 2001. Precambrian superplumes and supercontinents: A record in black shales, carbon isotopes and paleoclimates. Precambrian Res., 106(3-4): 239–260. DOI:10.1016/S0301-9268(00)00097-8 |
| [] | Condie KC, Kröner A. 2008. When did plate tectonics begin? Evidence from the geologic record. Geological Society of America Special Paper, 440: 281–294. |
| [] | Coward MP, Ries AC. 1995. Early Precambrian Processes. London: Geological Society of London: 295. |
| [] | Dilek and Robinson PT. 2003. Ophiolite in Earth history: Introduction. In: Dilek Y and Robinson PT (eds.). Ophiolite in Earth History. Geological Society of London, 218: 717 |
| [] | Diwu CR, Sun Y, Dong ZC, Wang HL, Chen DL, Chen L, Zhang H. 2010. In situ U-Pb geochronology of Hadean zircon xenocryst (4.1~3.9Ga) from the western of the northern Qinling orogenic belt. Acta Petrologica Sinica, 26(4): 1171–1174. |
| [] | Fowler CMR, Ebinger CJ, Hawkseworth CJ. 2002. The early Earth: Physical, chemical, and bilological development. London: Geological Society of London: 360. |
| [] | Furnes H, de-Wit MJ, Staudigel H, Rosing M, Muehlenbachs K. 2007. A vestige of Earth's oldest ophiolite. Science, 315(5819): 1704–1707. DOI:10.1126/science.1139170 |
| [] | Geng YS and Ji CL. 1994. Metamorphic evolution of garnet mafic granulite in the Tongyanghe region of Huai'an County, Hebei Province. In: Qian XL and Wang RM (eds.). Geological Evolution of the Granulite Terrain in North Part of the North China Craton. Beijing: Seismological Press, 89-99 (in Chinese with English abstract) |
| [] | Geng YS, Du LL, Ren LD. 2012. Growth and reworking of the Early Precambrian continental crust in the North China Craton: Constraints from zircon Hf isotopes. Gondwana Research, 21(2-3): 517–529. DOI:10.1016/j.gr.2011.07.006 |
| [] | Godfrey LV, Falkowski PG. 2009. The cycling and redox state of nitrogen in the Archaean ocean. Nature Geoscience, 2(10): 725–729. DOI:10.1038/ngeo633 |
| [] | Goodwin AM. 1973. Archean iron-formations and tectonic basins of the Canadian Shield. Econ. Geol., 68(7): 915–933. DOI:10.2113/gsecongeo.68.7.915 |
| [] | Goodwin AM. 1996. Principles of Precambrian Geology. London: Academic Press: 327-328. |
| [] | Guo JH, Zhai MG, Zhang YG, Li YG, Yan YH, Zhang WH. 1993. Early precambrian Manjinggou high-pressure granulite melange belt on the south edge of the Huaian complex, North China craton: Geological features, petrology and isotopic geochronology. Acta Petrologica Sinica, 9(4): 1–13. |
| [] | Harrison TM. 2009. The Hadean crust: Evidence from >4Ga zircons. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 37(1): 479–505. DOI:10.1146/annurev.earth.031208.100151 |
| [] | Hofmann A, Kusky TM. 2004. The Belingwe greenstone belt: Ensialic or oceanic? In: Kusky TM (ed.). Precambrian Ophiolites and Related Rocks, Developments in Precambrian Geology 13. Amsterdam: Elsevier: 487–538. |
| [] | Iizuka T, Horie K, Komiya T, Maruyama S, Hirata T, Hidaka H, Windley BF. 2006. 4.2Ga zircon xenocryst in an Acasta gneiss from northwestern Canada: Evidence for early continental crust. Geology, 34(4): 245–248. DOI:10.1130/G22124.1 |
| [] | Jolliff BL, Wieczorek MA, Shearer CK, Neal CR. 2006. New Views of the Moon. Virginia: Geological Society of America, 424-449: 577–582. |
| [] | Jordan TH. 1978. Composition and development of the continental tectosphere. Nature, 274(5671): 544–548. DOI:10.1038/274544a0 |
| [] | Konhauser K. 2009. Deepening the early oxygen debate. Nature Geoscience, 2(4): 241–242. DOI:10.1038/ngeo484 |
| [] | Kröner A, Layer PW. 1992. Crust formation and plate motion in the Early Archean. Science, 256(5062): 1405–1411. DOI:10.1126/science.256.5062.1405 |
| [] | Kusky TM. 1989. Accretion of the Archean slave province. Geology, 17(1): 63–67. DOI:10.1130/0091-7613(1989)017<0063:AOTASP>2.3.CO;2 |
| [] | Kusky TM, Kidd WSF. 1992. Remnants of an Archean oceanic plateau, Belingwe greenstone belt, Zimbabwe. Geology, 20(1): 43–46. DOI:10.1130/0091-7613(1992)020<0043:ROAAOP>2.3.CO;2 |
| [] | Kusky TM. 1998. Tectonic setting and terrane accretion of the Archean Zimbabwe craton. Geology, 26(2): 163–166. DOI:10.1130/0091-7613(1998)026<0163:TSATAO>2.3.CO;2 |
| [] | Kusky TM, Li JH, Tucker RD. 2001. The Archaean Dongwanzi ophiolite complex, North China craton: 2.505-billion-year-old oceanic crust and mantle. Science, 292(5519): 1142–1145. DOI:10.1126/science.1059426 |
| [] | Kusky TM. 2004. Precambrian Ophiolites and Related Rocks. Amsterdam: Elsevier: 13. |
| [] | Li JH, Zhai MG, Li YG, Zhang YG. 1998. The discovery of Neoarchean high pressure granulites in Luanping Chengde area, northern Hebei, and their tectono geological implication. Acta Petrologica Sinica, 14(1): 34–41. |
| [] | Li JH, Kusky TM, Huang X. 2002. Neoarchean podiform chromitites and harzburgite tectonite in ophiolitic melange, North China Craton remnants of Archean oceanic mantle. GSA Today, 12(7): 4–11. DOI:10.1130/1052-5173(2002)012<0004:APCAMT>2.0.CO;2 |
| [] | Li TS, Zhai MG, Peng P, Chen L, Guo JH. 2010. Ca.2.5 billion year old coeval ultramafic-mafic and syenitic dykes in eastern Hebei: Implications for cratonization of the North China Craton. Precambrian Research, 180(3-4): 143–155. DOI:10.1016/j.precamres.2010.04.001 |
| [] | Liu L, Zhang HW, Green Ⅱ, Jin Z, Bozhilov KN. 2007. Evidence of former stishovite in metamorphosed sediments, implying subduction to >350km. Earth and Planet Science Letter, 263(3-4): 180–191. DOI:10.1016/j.epsl.2007.08.010 |
| [] | Liu WJ, Zhai MG, Li YG. 1998. Metamorphism of the high-pressure basic granulites in Laixi, eastern Shandong, China. Acta Petrologica Sinica, 14(4): 449–459. |
| [] | Lü B, Zhai MG, Li TS, Peng P. 2012. Zircon U-Pb ages and geochemistry of the Qinglong volcano-sedimentary rock series in eastern Hebei: Implication for~2500Ma intra-continental rifting in the North China Craton. Precambrian Research, 208-211: 145–160. DOI:10.1016/j.precamres.2012.04.002 |
| [] | Ma MZ, Wan YS, Santosh M, Xu ZY, Xie HQ, Dong CY, Liu DY and CL. 2012. Decoding multiple tectonothermal events in zircons from single rocks samples: SHRIMP zircon U-Pb data from the Late Neoarchean rocks from Daqingshan, North China Craton. Gondwana Research, 22(3-4): 810–827. DOI:10.1016/j.gr.2012-02.020 |
| [] | Miyashiro A. 1961. Evolution of metamorphic belts. Journal of Petrology, 2(3): 277–311. DOI:10.1093/petrology/2.3.277 |
| [] | Miyashiro A. 1994. Metamorphic Petrology. London: University College London Press: 198-215. |
| [] | Nemchin AA, Pidgeon RT, Whitehouse MJ. 2006. Re-evaluation of the origin and evolution of >4.2Ga zircons from the Jack Hills metasedimentary rocks. Earth and Planetary Science Letters, 244(1-2): 218–233. DOI:10.1016/j.epsl.2006.01.054 |
| [] | Newton RC. 1988. The late Archaean high-grade terrain of south India and the deep structure of the Dharwar craton. In: Salibury MH and Fountain DM (eds.). Exposed Cross-Sections of the Continental Crust. Netherlands: Kluwer Academic Publishers, 305-326 |
| [] | Ohmoto H. 1997. When did the Earth's atmosphere become oxic?. The Geochemical News, 93(11-13): 26–27. |
| [] | Puctel IS. 2004. 3.0Ga Olondo greenstone belt in the Aldan Shield. In: Siberia E and Kusky TM (eds.). Precambrian Ophiolites and Related Rocks. Developments in Precambrian Geology 13. Amsterdam: Elsevier, 405-424 |
| [] | Rogers JJW, Santosh M. 2003. Supercontinents in Earth history. Gondwana Research, 6(3): 357–368. DOI:10.1016/S1342-937X(05)70993-X |
| [] | Salop LI. 1972. Two types of Precambrian structures: Gneisses, folded ovals and gneiss domes. Int. Geol. Rev., 14: 1209–1228. DOI:10.1080/00206817209475823 |
| [] | Santosh M, Tsunogaeb T, Li JH, Liu SJ. 2007. Discovery of sapphirine-bearing Mg-Al granulites in the North China Craton: Implications for Paleoproterozoic ultrahigh temperature metamorphism. Gondwana Res., 11(3): 263–285. DOI:10.1016/j.gr.2006.10.009 |
| [] | Schidlowski M, Echimann R, Junge CE. 1975. Precambrian sedimentary carbonates: Carbon and oxygen isotope geochemistry and implications for the terrestrial oxygen budge. Precambrian Res., 2(1): 1–69. DOI:10.1016/0301-9268(75)90018-2 |
| [] | Scholl D and Sterm B. 2009. Estimates annual additions and losses of continental crust during the Phanerozoic. Oral Report in Conference of Continental Dynamics. Xi'an: Northwest University |
| [] | Shchipansky AA, Samsonov AV, Bibikova EV, Barbarina Ⅱ, Komilov AN, Krylov KA, Slabunov AI, Bogina MM. 2004. 2.8Ga boninite-hosted partial suprasubduction zone ophiolite sequences from the North Karelian greenstone belt, NE Baltic Shield, Russia. In: Kusky TM (ed.). Precambrian Ophiolites and Related Rocks, Developments in Precambrian Geology 13. Amsterdam: Elsevier: 425–486. |
| [] | Shen QH, Xu HF, Zhang ZQ, Gao JF, Wu JS, Ji CL. 1992. Granulites of Early Precambrian in China. Beijing: Geological Publishing House: 105-109. |
| [] | Shi RD. 2005. Study advance of ophiolites: Problem and thinking. Geological Review, 51(6): 681–693. |
| [] | Stevenson DJ. 2008. A planetary perspective on the deep Earth. Nature, 451(7176): 261–265. DOI:10.1038/nature06582 |
| [] | Storey CD, Brewer TS, Temperley S. 2005. P-T conditions of Grenville-age eclogite facies metamorphism and amphibolite facies retrogression of the Glenelg-Attadale Inlier. NW Scotland. Geol. Mag., 142(5): 605–615. DOI:10.1017/S001675680500110X |
| [] | Tang HS, Wu G, Lai Y. 2009. The C-O isotope geochemistry and genesis of the Dashiqiao magnesite deposit, Liaoning Province, NE China. Acta Petrologica Sinica, 25(11): 3075–3093. |
| [] | Tang HS, Chen YJ, Santosh M, Zhong H, Yang T. 2012. REE geochemistry of carbonates from the Guanmenshan Formation, Liaohe Group, NE Sino-Korea Craton: Implication for seawater compositional change during the Great Oxidation Event. Precambrian Res., 227: 316–336. DOI:10.1016/j.precamres.2012.02.005 |
| [] | Wan YS, Liu DY, Wang W, Song TR, Kröner A, Dong CY, Zhou HY, Yin XY. 2011. Provenance of Meso-to Neoproterozoic cover sediments at the Ming Tombs, Beijing, North China Craton: An integrated study of U-Pb dating and Hf isotopic measurement of detrital zircons and whole-rock geochemistry. Gondwana Research, 20(1): 219–242. DOI:10.1016/j.gr.2011.02.009 |
| [] | Wang RM, You XD, Fu GQ. 1989. Metamorphic Petrology. Beijing: Geological Publishing House: 228-238. |
| [] | Wang RM, Chen ZZ, Chen F. 1991. Grey gneiss and high-pressure granulite: Geological implication. Acta Petrologica Sinica(4): 119–131. |
| [] | Wang RM, Chen ZZ, Lai XY. 1997. Tectonic regime change from plume to plate tectonics in North China Craton. Journal of Earth Science, 22(3): 317–321. |
| [] | Wei CJ, Zhang CG, Zhang AL, Wu TH, Li JH. 2001. Metamorphic P-T conditions and geological significance of high-pressure granulite from the Jianping complex, western Liaoning Province. Acta Petrologica Sinica, 17(2): 269–282. |
| [] | Wilde SA, Valley JW, Peck WH, Graham M. 2001. Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4Ga ago. Nature, 409(6817): 175–178. DOI:10.1038/35051550 |
| [] | Windley BF. 1995. The Evolving Continents. 3rd Edition. Chichester, England: John Wiley & Sons, 377-385: 459–462. |
| [] | Wu CH, Zhong CT. 1998. Early Proterozoic SW-NE collision model for the central part of the North China craton: Implications for tectonic regime of the khondalite downward into lower crust in Jin-Meng high grade regime. Progress in Precambrian Research, 21(3): 28–50. |
| [] | Wu FY, Zhang YB, Yang JH, Xie LW, Yang YH. 2008. Zircon U-Pb and Hf isotopic constraints on the Early Archean crustal evolution in Anshan of the North China Craton. Precambrian Research, 167(3-4): 339–362. DOI:10.1016/j.precamres.2008.10.002 |
| [] | Zahnele KJ, Claire MW, Cating DC. 2006. The loss of mass-indenpendent fractionation of sulfur due to a Palaeoproterozoic collapse of atmospheric methane. Geobiology, 4(4): 271–283. DOI:10.1111/gbi.2006.4.issue-4 |
| [] | Zhai C, Zhang QH, Wang JZ, Wang GZ. 1995. Discussion on composition and geotectonic of high-pressure granulites in southern Henan Province. Bulletin Mineralogy, Petrology and Geochemistry(3): 166–168. |
| [] | Zhai MG, Windley BF. 1990. The Archaean and Early Proterozoic banded iron formations of North China: Their characteristics geotectonic relations chemistry and implications for crustal growth. Precambrian Research, 48(3): 267–286. DOI:10.1016/0301-9268(90)90012-F |
| [] | Zhai MG. 1991. The main characteristics of granulites in North China and the orientation of further research on them. Acta Petrologica Sinica(4): 239–246. |
| [] | Zhai MG. 1993. Banded iron formations and gneisses in Anshan. In: Zhao ZP et al. (eds.). Precambrian Crustal Evolution of the Sino-Korean Paraplatform. Beijing: Science Press, 241-266 (in Chinese) |
| [] | Zhai MG, Guo JH, Yan YH, Li YG, Han XL. 1993. Discovery and preliminary study of Archaean high-pressure basic granulites in North China. Science in China (Series B), 36(11): 1402–1408. |
| [] | Zhai MG, Guo JH, Li JH, Yan YH, Li YG, Zhang WH. 1995. The discovery of Archaean retrograde eclogites in the North China craton. Chinese Science Bulletin, 40(17): 1590–1594. |
| [] | Zhai MG, Zhao GC, Zhang Q. 2002. Is the Dongwanzi complex an Archean ophiolite?. Science, 295(5557): 923. DOI:10.1126/science.295.5557.923a |
| [] | Zhai MG, Liu WJ. 2003. Palaeoproterozoic tectonic history of the North China craton: A review. Precambrian Research, 122(1-4): 183–199. DOI:10.1016/S0301-9268(02)00211-5 |
| [] | Zhai MG. 2004. 2.1~1.7Ga geological event group and its geological significance. Acta Petrologica Sinica, 20(6): 1343–1354. |
| [] | Zhai MG, Peng P. 2007. Paleoproterozoic events in the North China Craton. Acta Petrologica Sinica, 23(11): 2665–2682. |
| [] | Zhai MG. 2009. Two kinds of granulites (HT-HP and HT-UHT) in North China Craton: Their genetic relation and geotectonic implications. Acta Petrologica Sinica, 25(8): 1753–1771. |
| [] | Zhai MG. 2010. Tectonic evolution and metallogenesis of North China Craton. Mineral Deposit, 29(1): 24–36. |
| [] | Zhai MG, Li TS, Peng P, Hu B, Liu F, Zhang YB, Guo JH. 2010. Precambrian key tectonic events and evolution of the North China Craton. Geological Society Special Publications, 338(1): 235–262. DOI:10.1144/SP338.12 |
| [] | Zhai MG. 2011. Cratonization and the ancient North China continent: A summary and review. Science China (Earth Science), 54(8): 1110–1120. DOI:10.1007/s11430-011-4250-x |
| [] | Zhai MG, Santosh M. 2011. The Early Precambrian odyssey of the North China Craton: A synoptic overview. Gondwana Research, 20(1): 6–25. DOI:10.1016/j.gr.2011.02.005 |
| [] | Zhai MG and Santosh M. 2013. Metallogeny of the North China Craton: Link with secular changes in the evolving Earth. Gondwana Research, http://dx.doi.org/10.1016/j.gr.2013.02.007 https://www.researchgate.net/profile/M_Santosh/publication/235990960_GR_Focus_Review_Metallogeny_of_the_North_China_Craton_Link_with_secular_changes_in_the_evolving_Earth/links/00b7d515463896d27d000000.pdf?inViewer=0&pdfJsDownload=0&origin=publication_detail |
| [] | Zhang Q, Ni ZY, Zhai MG. 2003. Several issues about Archean ophiolites in eastern Hebei. Earth Science Frontiers, 10(4): 429–436. |
| [] | Zhang Q, Zhai MG. 2012. What is the Archean TTG?. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3446–3456. |
| [] | Zhang SH, Zhao Y, Santosh M. 2011. Mid-Mesoproterozoic bimodal magmatic rocks in the northern North China Craton: Implications for magmatism related to breakup of the Columbia supercontinent. Precambrian Research, 222-223: 339–367. DOI:10.1016/j.precamres.2011.06.003 |
| [] | Zhang YG, Guo GJ. 2009. Partitioning of Si and O between liquid iron and silicate melt: A two-phases ab-initio molecular dynamics study. Geophysical Research Letters, 36(18): L18305. DOI:10.1029/2009GL039751 |
| [] | Zhao GC, Cawood PA, Wilde SA, Sun M, Lu LZ. 1999. Thermal evolution of two textural types of mafic granulites in the North China craton: Evidence for both mantle plume and collisional tectonics. Geol. Mag., 136(3): 223–240. DOI:10.1017/S001675689900254X |
| [] | Zhao GC, Wilde SA, Li SZ, Sun M, Grant ML, Li XP. 2007. U-Pb zircon age constraints on the Dongwanzi ultramafic-mafic body, North China, confirm it is not an Archean ophiolite. Earth Planet. Sci. Lett., 255(1-2): 85–93. DOI:10.1016/j.epsl.2006.12.007 |
| [] | Zhao ZH. 2010. Banded iron formation and great oxidation event. Earth Science Frontiers, 17(2): 1–12. |
| [] | Zhao ZP, et al. 1993. Precambrian Crustal Evolution of the Sino-Korean Paraplatform. Beijing: Science Press: 391-392. |
| [] | Zhong CT. 1999. The geological features and origin of two-stages high-pressure basic granulite from the Shanxi-Hebei-Inner Mongolia terra in North China craton. Progress in Precambrian Research, 22(2): 53–58. |
| [] | Zhou XW, Wei CJ, Geng YS, Zhang LF. 2004. Discovery and geological significance of meta-pelite of high-pressure granulite facies in Qixia, northern Shandong. Chinese Science Bulletin, 49(14): 1424–1430. |
| [] | 陈衍景, 杨秋剑, 邓健, 季海章, 富士谷, 周小平, 林清. 1996. 地球演化的重要转折:2300Ma时地质环境灾变的揭示及其意义. 地质地球化学(3): 106–124. |
| [] | 第五春荣, 孙勇, 董增产, 王洪亮, 陈丹玲, 陈亮, 张红. 2010. 北秦岭西段冥古宙锆石(4.1~3.9Ga) 年代学新进展. 岩石学报, 26(4): 1171–1174. |
| [] | 耿元生, 吉成林. 1994.河北怀安东洋河地区石榴基性麻粒岩的变质演化.见:钱祥麟, 王仁民主编.华北部麻粒岩带地质演化, 北京:地震出版社, 89-99 |
| [] | 郭敬辉, 翟明国, 张毅刚, 李永刚, 阎月华, 张雯华. 1993. 怀安蔓菁沟早前寒武纪高压麻粒岩混杂岩带地质特征、岩石学和同位素年代学. 岩石学报, 9(4): 1–13. |
| [] | 李江海, 翟明国, 李永刚, 张毅刚. 1998. 冀北滦平-承德一带晚太古代高压麻粒岩的发现及其构造地质意义. 岩石学报, 14(1): 34–41. |
| [] | 刘文军, 翟明国, 李永刚. 1998. 胶东莱西地区高压基性麻粒岩的变质作用. 岩石学报, 14(4): 449–459. |
| [] | 沈其韩, 许惠芬, 张宗清, 等. 1992. 中国早前寒武纪麻粒岩. 北京: 地质出版社: 105-109. |
| [] | 史仁灯. 2005. 蛇绿岩研究进展、存在问题及思考. 地质论评, 51(6): 681–693. |
| [] | 汤好书, 武广, 赖勇. 2009. 辽宁大石桥菱镁矿床的碳氧同位素特征和成因. 岩石学报, 25(11): 3075–3093. |
| [] | 王仁民, 游振东, 富公勤. 1989. 变质岩石学. 北京: 地质出版社: 228-238. |
| [] | 王仁民, 陈珍珍, 陈飞. 1991. 恒山灰色片麻岩和高压麻粒岩及其地质意义. 岩石学报, 4: 119–131. |
| [] | 王仁民, 陈珍珍, 赖兴运. 1997. 华北太古宙从地幔柱体制向板构造块体制的转化. 地球科学, 22(3): 317–321. |
| [] | 魏春景, 张翠光, 张阿利, 伍天洪, 李江海. 2001. 辽西建平杂岩高压麻粒岩相变质作用的P-T条件及其地质意义. 岩石学报, 17(2): 269–282. |
| [] | 吴昌华, 钟长汀. 1998. 华北陆台中段吕梁期的SW-NE向碰撞-晋蒙高级区孔兹岩系进入下地壳的构造机制. 前寒武纪研究进展, 21(3): 28–50. |
| [] | 翟淳, 张清华, 王奖臻, 王国芝. 1995. 初论豫南高压麻粒岩的物质组成及其形成的构造环境. 矿物岩石地球化学通讯(3): 166–168. |
| [] | 翟明国. 1991. 华北麻粒岩相岩石的主要特征及今后研究中值得注意的几个问题. 岩石学报(4): 239–246. |
| [] | 翟明国, 郭敬辉, 闫月华, 李永刚, 韩秀伶. 1992. 中国华北太古宙高压基性麻粒岩的发现及初步研究. 中国科学(B辑)(12): 1325–1330. |
| [] | 翟明国. 1993.鞍山太古宙条带状铁建造及片麻岩.见:赵宗溥等著.中朝准地台前寒武纪地壳演化.北京:科学出版社, 241-266 |
| [] | 翟明国, 郭敬辉, 李江海, 阎月华, 李永刚, 张雯华. 1995. 华北克拉通发现退变榴辉岩. 科学通报, 40(17): 1590–1594. |
| [] | 翟明国. 2004. 华北克拉通21~17亿年地质事件群的分解和构造意义探讨. 岩石学报, 20(6): 1343–1354. |
| [] | 翟明国, 彭澎. 2007. 华北克拉通古元古代构造事件. 岩石学报, 23(11): 2665–2682. |
| [] | 翟明国. 2009. 华北克拉通两类早前寒武纪麻粒岩(HT-HP和HT-UHT) 及其相关问题. 岩石学报, 25(8): 1753–1771. |
| [] | 翟明国. 2010. 华北克拉通的形成演化与成矿作用. 矿床地质, 29(1): 24–36. |
| [] | 翟明国. 2011. 克拉通化与华北陆块的形成. 中国科学(地球科学), 41(8): 1037–1046. |
| [] | 张旗, 倪志耀, 翟明国. 2003. 关于冀东太古宙蛇绿岩的几个问题. 地学前缘, 10(4): 429–436. |
| [] | 张旗, 翟明国. 2012. 太古宙TTG岩石是什么含义?. 岩石学报, 28(11): 3446–3456. |
| [] | 赵振华. 2010. 条带状铁建造(BIF) 与地球大氧化事件. 地学前缘, 17(2): 1–12. |
| [] | 赵宗溥, 等. 1993. 中朝准地台前寒武纪地壳演化. 北京: 科学出版社: 391-392. |
| [] | 钟长汀. 1999. 晋冀蒙高级区两期高压麻粒岩的地质特征及成因. 前寒武纪研究进展, 22(2): 53–58. |
| [] | 周喜文, 魏春景, 耿元生, 张立飞. 2004. 胶北栖霞地区泥质高压麻粒岩的发现及其地质意义. 科学通报, 49(14): 1424–1430. |