板块构造理论是20世纪地质学最重要的突破，1912年德国科学家魏格纳提出大陆漂移假说，约半个世纪后美国海洋地质学家赫斯和海洋地球物理学家迪茨几乎同时提出海底扩张说, 1965年加拿大地球物理学家威尔逊首次使用“板块”一词, 1967～1968年美国地球物理学家摩根、英国地球物理学家麦肯齐、帕克和法国科学家皮雄相继论述了岩石圈板块构造运动，确立了板块构造综合模型。但是板块理论的有效范围一直存在争议，从地域尺度来说，板块理论提出的证据主要来自现在的洋底构造，无论是平顶山或是洋底磁异常条带，都是海洋中的现象，这就存在板块构造理论能否“登陆”的问题。
虽然板块构造理论在“登陆”过程中产生了很多问题，但是几十年来的研究证明，板块理论在研究陆地造山带中也有适用性。从时间尺度来说，板块构造是通过对现存构造现象进行总结，并根据“将今论古”的指导思想，将其运用到具体的构造演化过程中。而在地球的长期演化过程中，地球表面及内部的地质环境也一直持续地变化，当前的板块理论是否适用于地球演化的早期过程，板块构造的启动时间可以提前到什么时代，这些问题一直存在争议。地球早期的板块结构是研究这个问题的基础，只有认识到地球早期的板块结构，才能够讨论当时是否存在与现今类似的板块运动。
2017年9月22日，Brian F.Windley教授应邀在我所做了题为“Archean onset of plate tectonics: Hydrothermal vents in mid-oceanic ridges, OPS, rodingites, and VMS deposits”的前沿报告，从热液通道、OPS建造、异剥钙榴岩、块状硫化物沉积等方面分析对比了现存洋壳和太古宙绿岩带中的成分，对太古代板块结构这个问题给出的结论是：太古宙发育有与现今类似的洋壳特征，这对探讨板块构造的启动时间有着重要的意义。
要探讨板块构造启动时间，必须了解现在地球的地质环境和早期的地质环境的区别。现在的地球分为地壳、地幔和地核三个部分，而板块构造理论主要涉及地壳和地幔上部，地壳又分为陆壳和洋壳，陆壳主要由上部硅铝质地壳和下部的铁镁质地壳组成，而洋壳的物质成分都是铁镁质的。板块理论的主要观点是：洋中脊下热地幔物质上涌，扩张轴处形成新洋壳，老洋壳向两侧推移，随着洋壳的推移，密度大的洋壳开始向密度轻的陆壳下俯冲，大洋因为持续俯冲而逐渐消减，大洋消减结束后，大陆开始俯冲碰撞，拼合为一个整体，直到某个时期因为软流圈对流，陆壳拉张形成新的洋壳，又开始新一轮的演化过程，整个演化过程被称为威尔逊旋回（图1）。在这个过程中，陆壳中心的物质基本保持不变，可以记录长时间的地质演化历史，这部分稳定的地质单元被称为克拉通，而由于俯冲碰撞等地质活动，位于陆壳边界的位置一直有着新生物质加入，就构成了以古老克拉通地壳为核心、被新生边缘围绕的板块。
图1 威尔逊旋回
全球地壳可划分为六大板块: 太平洋板块、欧亚板块、非洲板块、美洲板块、印度洋板块（包括澳大利亚）和南极洲板块。有的将其划分为十二个板块: 太平洋板块、可可板块、纳兹卡板块、欧亚板块、菲律宾海板块、非洲板块、阿拉伯板块、北美板块、南美板块、加勒比板块、印度洋板块(包括澳大利亚)、南极洲板块。
正如前文所说，只有克拉通记录了古老的地质过程，即要寻找前寒武的地质环境，只能在克拉通里的古老地壳中寻找。根据多年研究，目前太古宙主要岩石构造单元分为高级区和绿岩带两部分，高级区主要由高级变质（麻粒岩-角闪岩相）岩石组成：TTG片麻岩、变辉长岩-斜长岩、变质表壳岩，而绿岩带主要是一种低级（或未变质）的沉积-火山岩。在野外，高级区岩石多呈现穹窿状，被绿岩带环绕。地质学家需要做的就是根据保留到现在的高级区和绿岩带去还原地球早期的地质结构。
在对太古代构造运动的研究中，主要研究对象为太古代的增生构造、岛弧岩浆、TTG演化，以及主要岩浆岩的同位素和地球化学特征。Windley教授指出，还有一种重要的研究方法可以运用到太古代构造运动的演化过程中，那就是对洋壳演化的分析，主要是从发育于洋中脊和弧后盆地的热液通道、OPS建造、异剥钙榴岩脉、块状硫化物沉积等方面入手，研究太古代的构造演化。
OPS（ocean plate stratigraphy）是大洋板块地层的缩写，主要是指洋壳的物质组成，从下到上主要包括橄榄岩、堆晶辉长岩、枕状玄武岩以及硅质岩等远洋沉积（图2）。OPS记录了洋壳从洋中脊形成到俯冲到海沟，最终就位到增生楔中的演化过程。值得注意的是，处于增生楔中的OPS由于在俯冲过程中受到了持续的挤压过程，不同成分会重复出现。由于OPS建造有着独特的岩石组合：枕状玄武岩，硅质岩，浊积岩等，可以用于判断太古宙是否存在成熟的洋壳。
图2 洋壳主要的物质组成
Komiya et al.通过对加拿大北部的Labrador地区发育的绿岩带进行研究[1]，通过详细的填图以及年代学、地球化学分析，认为该地区出露的基性-超基性岩体以及沉积岩与现今的OPS建造即为相似，并经历了强烈的逆冲作用，岩性上呈现条带状重复的现象（图3），其形成年代早于3.95 Ga，因此，Komiya等人认为早在3.95 Ga就存在了典型的洋壳，并经历了大规模的水平运动，也就是板块构造。
图3 Labrador地区的地层柱（Komiya et al.,2015）
热液通道是发育于洋中脊等地的现象，存在于现今的洋壳以及太古宙的洋壳中，但是现今存在的热液通道和太古宙发育的热液通道有着明显的不同，Shibuya et al.根据热液蚀变太古代玄武岩绿岩的岩石学特征，进行了相平衡的热力学计算，以估算太古代玄武岩海底热液系统中的高温（类似于350℃）热液流体的组成[2]。结果表明：高CO2条件下蚀变矿物中存在方解石，热液流体具有高碱性，预测在太古代亚热带热液系统中产生富SiO2，贫铁热液流体。碱性热液流体和弱酸性中性海水之间的化学反应混合区的特征是与现代热液系统相反的pH和化学极性，导致硅和铁的氧化物在海底上/下广泛沉淀。这种过程可能是导致大量非生物成因的硅质岩石和二氧化硅岩脉，硅化作用的发生以及主要由太古代海洋中的氧化还原化学引起的pH控制的带状铁生成的原因。这种高温碱性流体在早期的海洋地球化学过程和早期的生命演化中都具有重要的作用。而Nakamura and Kato同样对皮尔巴拉克拉通的Marble Bar研究，发现了太古代（3.46 Ga）受热液侵蚀的玄武岩，玄武岩分为玄武岩和辉绿岩，玄武岩又分为Ⅰ型（具有原始火成岩纹理）和Ⅱ型（由于强烈的热液蚀变而缺乏这些纹理）[3]。主要单斜辉石斑晶储集在部分钙长石样品中，并且斑晶石（绿泥石+绿帘石+钠长石+石英±阳起石）变质矿物组合表明，蚀变条件为典型的绿片岩相。在其他样品中，所有原生矿物完全被次生矿物所取代，I型和II型玄武岩（绿泥石+钾云母+石英+碳酸盐矿物±钠长石）的蚀变矿物组合特征是存在钾云母碳酸盐矿物和绿帘石、阳起石等Ca-Al硅酸盐矿物的缺乏，提示高CO2逸度的变化条件。玄武岩与辉绿岩之间蚀变矿物组合的差异可能是由于水岩比的差异所决定的，而这种差异又取决于它们的孔隙度。正是因为对这些蚀变玄武岩的研究，可以确定在太古代时期存在着与现今相似的热液通道，进而可以得出结论：在太古代，存在着与现今类似的洋壳结构（图4）。
图4 太古代洋壳结构（改自Nakamura and Kato，2004）
异剥钙榴岩化是指洋壳辉长岩和蛇纹石在变质过程中硅含量逐渐减少而钙含量逐渐增加的过程，新生成的富钙矿物主要有：方解石，绿帘石，黝帘石，钙长石，毛石，葡萄石，透辉石，硅灰石。异剥钙榴岩脉主要发育在慢速扩张的洋中脊，现今的弧后盆地（伍德拉克盆地）和蛇绿岩（喜马拉雅，土耳其，新西兰等），古生代的蛇绿岩（天山，Ballantrae，Lizard等），太古代的绿岩带（Abitibi，Barberton等）中。Anhaeusser认为异剥钙榴岩化的变质过程自太古宙以来并没有明显的变化，即现今对异剥钙榴岩化的控制因素可以用于分析太古宙时期发育的异剥钙榴岩[4]。因此，可以推论太古宙时期的异剥钙榴岩亦形成于洋中脊或者弧后盆地的环境中，如果能找到太古宙时期的异剥钙榴岩，就可以认为在太古宙时期有洋壳存在。Schandl et al.通过对加拿大Abitibi绿岩带的分析，认为Abitibi超基性岩体在2 633～2 617 Ma之间，进行了CO2交代作用之后，富碳酸盐岩组合白云母+/-绿泥石+金红石+部分替代了原来的岩石组合，这个异剥钙榴岩化的过程可以作为太古宙洋壳存在的证据[5]。
另一个可以作为判定太古宙洋壳结构的建造是块状硫化物沉积（volcanic-hosted massive sulphide deposits, VMS/VHMS）。块状硫化物沉积一般分布在现在的黑烟囱位置，而黑烟囱一般位于洋底的热液喷口和洋中脊的位置，图5显示了现今发育在洋中脊位置的黑烟囱和白烟囱位置的硫化物沉积的结构。Duck et al.对澳大利亚Pilbara距今3.24 Ga的块状硫化物沉积进行了详细的填图，从太古代沉积中分离出来保存完好的碳质物质，包括丝状微生物残留物[6]。碳质物质主要呈现线装和透镜状并平行于原始沉积层面发生，在光学显微镜下明显可见。透射电子显微镜（TEM）揭示了这种有机物质成束状的丝状和管状结构，与海底热液环境中记录的现代和更古老的微生物形式非常相似。总有机碳（TOC）的范围<1.0至2.3％，而反射率（％Ro）表示的丝状微生物束的热成熟度指示自3.24 Ga沉积之后的最大温度约90℃～100℃，这是保持其形态的一个因素。这些结果以及硫化物与有机质密切相关，暗示了一个发育良好的太古代沉积物寄主微生物群落，位于与活跃的海底热液活动中心相关的盆地环境中。与现今类似的微生物形式以及块状硫化物沉积证明太古宙时期存在了与现今类似的洋壳。
图5 现今发育在洋中脊的黑烟囱和白烟囱以及块状硫化物沉积结构图
参考文献
[1] Komiya T, Yamamoto S, Aoki S, et al. Geology of the Eoarchean,> 3.95 Ga, Nulliak supracrustal rocks in the Saglek Block, northern Labrador, Canada: The oldest geological evidence for plate tectonics[J]. Tectonophysics, 2015, 662: 40-66.[2] Shibuya T, Komiya T, Nakamura K, et al. Highly alkaline, high-temperature hydrothermal fluids in the early Archean ocean[J]. Precambrian Research, 2010, 182(3): 230-238.[3] Nakamura K, Kato Y. Carbonatization of oceanic crust by the seafloor hydrothermal activity and its significance as a CO2 sink in the Early Archean[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(22): 4595-4618.[4] Anhaeusser C R. Archean metallogeny in southern Africa[J]. Economic Geology, 1976, 71(1): 16-43.[5] Schandl E S, Gorton M P. Hydrothermal alteration and CO2 metasomatism (natural carbon sequestration) of komatiites in the south-western Abitibi greenstone belt[J]. The Canadian Mineralogist, 2012, 50(1): 129-146.[6] Duck L J, Glikson M, Golding S D, et al. Microbial remains and other carbonaceous forms from the 3.24 Ga Sulphur Springs black smoker deposit, Western Australia[J]. Precambrian Research, 2007, 154(3): 205-220.