对于所有样品，现代U，TH和K浓度均用于计算及时的总岩石热量。每个放射性同位素（40K，232，235U和238U）及其各自的衰减常数用于计算每个岩石的热量产生。这种基于样本的计算对于获得古细菌组成中的热量产生的清晰图像至关重要，因为岩石和随着时间的推移在岩石和k之间的分布而变化。为了保持一致性，我们计算了每个岩石样品在2.8 GA下的产生功能，然后编译了这些值（图2A – D）。

　　To determine the sample-based heat production of Archaean crustal rocks and sediments, we compiled modern (that is, measured) concentrations of U, Th, K (in ppm) and major elements (in wt% oxide; SiO2, CaO, TiO2, Al2O3, FeOT, MgO, Na2O, K2O, in which FeOT corresponds to total Fe) from published whole-rock compilations.每个样品的主要元素组成用于定义一个统计框架，使我们能够计算特定岩性的热量产量的平均值和中位数。

　　对于古细菌岩石，我们从两个来源汇编了全岩体组成（图2）：Ref的Archaean TTG“灰色片麻岩”的组成。29与参考文献中的大量古生地壳岩石组合结合在一起。60（来自其补充材料的文件“ AAD5513-TANG.MM.DATAbase.S2.XLSX”）。对连接的数据集进行了过滤，以删除部分分析（未报告U，TH或K或主要元素的值的分析），将设置设置的样品降低为6,691个样本，我们为其计算热量产量值。非归一化主要元素数据的主要成分分析（PCA）表明，大多数组成方差（73％;扩展数据图1A，b）由岩浆分化的经典指数（SIO2和MGO浓度）解释。我们为PCA使用非归一化数据，反映了我们对组成方差的绝对（不是相对）的兴趣；所有PCA计算均使用MATLAB的“ Princomp”函数进行。扩展数据图1C显示，骨料数据集定义了热量产生和全岩SIO2浓度之间的宽阔正相关，正如Plutonic Rocks61所期望的那样。相关性定义了明显的分组阈值60-65 wt％SIO2，将高-SIO2（n = 2,046）与低sio2（4,645）组成分开，我们用来计算热量产生的人口统计数据（主要文本）；这些数据定义的分布在图2中绘制。每个组的示例性主要元素组成显示为扩展数据上的平方标记图1b，c，并在阶段平衡计算中使用。

　　使用参考文献的成分数据库确定古细菌岩石的热量产量。30。对具有一组主要元素的岩石样品和u，th和k浓度的岩石样品进行过滤，其沉积年龄超过2.5 ga（n = 269）。我们在非归一化数据集上执行了PCA，发现两个轴占组成方差的80％以上。第一轴（x1;扩展数据图2a）将富含SIO2的组成（轨迹）与富含Feo和Al2O3（镁铁质沉积物和页岩）的人分开。第二轴（x2）将铝质与铁质沉积物组成分开。这些轴定义了三个明显的末端成员：硅质碎屑，页岩和镁铁质沉积物组成，在其中聚集数据形成混合阵列之间。散装岩石的热量产生向页岩末端成员增加（扩展数据图2B）。为了计算热量产生，我们根据与每个最终成员沉积物组成的正交距离对数据进行了分配（即，X1与X2结构的“臂”与样品对齐的“臂”与x2结构）。然后，我们分别计算出三个分组中每一个，分别是硅质，页岩和镁铁质沉积物的人口统计。图2显示了这些数据的分布。

　　从三个来源汇总了晚期天生花岗岩样品的组成：（1）植物花岗岩15（n = 84）；（2）kaapvaal花岗岩数据库2（n = 51）;（3）一个奴隶克拉顿花岗岩数据库16,21（n = 109）。用U，TH和K2O测量结果进行分析的过滤将数据库从奴隶和Kaapvaal的样品套件和84个Peralumunit的古细菌样品中降低到159个花岗岩样品。报告的（现代）U，Th和K2O值用于计算每个岩石分析以2.8 GA的热产率，并在图2中绘制了这些值。

　　使用参考文献的汇编以类似的方式计算出牙齿颗粒与异种套件的古细菌岩石的热量产量。45。在这些样品中，有36个定质异种石具有U，Th和K2O值，而Archaean颗粒地形的441个化合物具有所有三个值，可以准确计算2.8 GA的热量产量。

　　现代大陆壳的热量产量及时基于参考文献的计算。20谁使用了参考文献的现代上层大陆地壳的组成。62。

　　熔化对热进化的潜热的影响取决于温度（T），压力（P）和熔体分数（X）之间的关系。由于在任何给定的P – T条件下的平衡熔体分数都受到易熔矿物的可用性和组成的控制，因此我们计算了上述每个组合物的t（p）X –x关系。

　　使用Theriak-Domino v.11.03.2020计算阶段关系，从https://titan.minpet.unibas.unibas.ch/minpet/minpet/theriak/theruser.html（参考文献63）结合了2011年霍兰德和鲍威尔热力动物数据库（DS62 2012年2月6日）的2011年版本64;后处理是在MATLAB中进行的。相位关系和岩石性能在4至16 kbar和600和1,200°C之间计算。

　　扩展数据表1中介绍了相位平衡计算的批量组成。对于地壳组成（高-SI和低-SI；扩展数据图1），XFE3+（XFE3+= Fe3+/（Fe3+/（Fe2++Fe3+））根据报道的富丽堂皇的Archaean Theanean Theean Theean Theean Theean Theean theean theean theroleiite（Eat eate）的含量（Fe2++fe3+）。65与一般假设一致，即古细菌表面环境比当代XFE3+通常超过0.3左右的水热改变的现代环境（例如，参考文献66）。对于沉积物组成，将Fe2O3设置为0.1 mol％，我们假设在流体饱和条件下发生融化。因此，调整了散装岩石H2O浓度，以便在10 kbar处的固体中存在最小的游离H2O；采用了这种方法，以确保在P – T范围内在流体饱和的固相物中启动熔化。

　　所有计算均在NA2O-CAO-K2O-FEO-MGO-SIO2-H2O-TIO2-O（NCKFMASHTO）子系统中进行。由于大多数组成和不确定性对相关矿物相之间MN混合的能量学的MNO浓度低，因此未考虑MN对相关关系的影响。此外，MN对相位关系的主要结果是将石榴石稳定至低级P – T条件67。这种影响预计会对上索斯阶段关系产生较小的影响。对于富含二氧化硅的组合物（高-SI，硅质碎屑，页岩和古细菌页岩；扩展数据表1）使用以下活动 - 键合模型：硅酸盐熔融68,69；斜长石长石70;epidote64;氯酸盐，氯酸盐，生物岩，石榴石和邻苯二烯68；白色云母68,71，磁铁矿和Ilmenite72。对于镁铁质组成（低si和镁铁质沉积物；扩展数据表1）我们使用以下活性 - 重点配方：镁铁质熔体，闪石和clinopyroxene73;氯酸盐，石榴石和正pyroxene68;Plagioclase70;Olivine64;尖晶石74;磁铁矿和Ilmenite72;epidote64;白云母68,71。在所有计算中都考虑了以下纯相：H2O，albite，Quartz，kyanite，sillimanite，金黄色，sphene，clinosoisite和zoisite。

　　扩展数据图3显示了考虑到所有散装组合物在10 kbar时温度分数的变化。假设在潮湿的固相物处的饱和度最小，所有组合物的固体温度在约620至720°C之间，但熔体馏分在肥沃的页岩和其余岩石类型之间的700°C以上差异。两种页岩组合物的曲线的特征在于由肌科植物脱水融化反应引起的DX/DT小于800°C的突然增加。预计我们的示例性古老的页岩组合物将产生约0.3的熔体分数约800°C。这种熔体生育能力与剩余的沉积物组成以及高和低Si散装组合物相反，这些组合物的特征在于小于800°C下的熔体级数小于0.2。预测，宽阔的玄武岩低SI成分将在升高的温度下产生大量熔体，介于约1,000至1,150°C之间，而TTG样高SI散装在较低的温度下，在较大的温度范围内产生最大的融化，左右的温度范围较大，大约在850-1,100-1,100°C左右。请注意，镁铁质沉积物和高-SI组成在超过900°C下产生的熔融曲线广泛相似。最后，硅质碎屑组成是考虑的最少肥沃体积组成，在1,200°C下的熔体分数仅为0.6，因为在所有相组合中石英的占主导地位。

　　为了检查可变H2O浓度对熔体生育能力的影响，我们为低SI和高SI组成构建了曲线。两种组合物的固体温度分别从小于650°C到超过850°C的饱和和“干燥”熔融场景的范围。对于“湿”熔化，我们使用的H2O浓度在10 kbar时最小化了系统（湿熔线，扩展数据图4）；对于干熔化，我们采用了H2O的值，从而导致固相温度约为800°C。H2O浓度降低将导致在较高温度下熔化的发作。

　　我们注意到，这些T – X关系和熔融曲线是矿物相和硅酸盐熔体之间连续和不连续反应的结果。有兴趣的读者参考参考文献。68,75分别详细讨论了上索属条件下的毛状和TTG组成的相位关系。

　　我们沿垂直柱通过岩石圈建模传导和放射热产生24,76,77,78,79。瞬态热场由：

　　温度是时间，ρ是密度，CP是热容量，k为热导率，l是熔化的潜热，x是熔体分数，a是放射性热生产力。不考虑对流（侵蚀）和下甲基甲莫属反应对热场的影响。我们使用温度依赖的导热率和热容量值，因为这对深壳的热演化产生了重要的绝缘作用。对于地壳深度，我们使用参考文献的参数化。81，而参考文献。82用于岩石圈地幔。假设L的值为320 kJ kg-1，并且在上面得出的岩性特异性T – X参数化中，则模拟了熔体产生的能量。对于地壳密度和地幔密度，假定2,800和3,300 kg M -3的值。在模型运行之间，地壳热量的产生变化，但所有计算均使用0.006μWM -3用于地幔岩石圈83中的热量产生。模型结构域的上表面始终在0°C的所有时间保持，并且模型域的底部保持在恒温下，该温度由初始地热和假定的岩石圈厚度定义。使用分层岩石圈的稳态配方计算出初始（预抗）地热，分别具有1.4和0.006μWM-3的地壳和地幔热量，以及13 MW M-2的MOHO热通量（参考文献84）。我们假设初始地壳地热的恒定导热率为1.8 W m-1 k-1，以避免使用参考温度依赖性电导率模型计算出的不合理的冷地热。81。公式（1）使用显式有限差方案进行数值集成。

　　我们假设地壳增厚是通过将可变厚度的单个推力板瞬时埋在包含地壳和地幔岩石圈的大陆截面上的（扩展数据）。这种增厚的配置与沿现代收敛边缘观察到的构型相似，例如，喜马拉雅85号和安第斯山脉（例如，参考文献86；有关更多详细信息和示例，请参见参考文献77） - 在包括沉积物（包括沉积物）中，沿着合同缺陷在包括沉积物中的低级岩石。在我们的计算中，我们考虑了厚度可变的厚度和热量产生的沉积层的热效应（扩展数据图9和10）。在推动推力板上进行了扩展，最初的“锯牙”地热响应于传导和放射原性加热而演变。我们不考虑地壳增厚过程中加热的影响，也不考虑时间依赖性地幔热通量的影响。

　　沉积岩石中的放射热产生由沉积物沉积时的沉积年龄和无线电浓度控制。对于平均现代组成的沉积物，相对于现代沉积物，前一种参数将热量产量的近似增加约为2（2.8 ga）。

　　扩展数据图6显示了针对页岩沉积和“非碎片”沉积物组成的沉积物年龄绘制的U，Th和K2O的测量浓度，如参考文献的汇编所定义。30。该图表明，所有碎屑沉积物中的K2O浓度都大致从峰值大约在2 GA下降低。页岩中的U浓度似乎遵循类似的趋势，尽管现代的黑色页岩浓度范围范围为20 ppm。碎屑沉积物中的thor浓度从3-2 GA左右增加，此后数据被高度分散。A consequence of these secular variations in radioelement concentrations is that shales deposited between 2 and 2.5 Ga have elevated heat production relative to Phanerozoic shale compositions (Extended Data Fig. 7—the median heat production for Phanerozoic shales is 1.81 μW m−3 (Q1 = 1.47 μW m−3, Q3 = 2.8 μW m−3) compared to 2.76 μW m−3 for古细菌页岩（Q1 =1.85μWM -3，Q3 =3.75μWM -3））。

　　Neoarchaean/Neoarchaean/元古代仓的铀富集在大气中广泛同时氧化为87,88。氧化风化的开始预计将溶解为移动U（VI）配合物89，将大陆U通量增加到海洋盆地90。在大约2.5 Ga之前，U可能被固定在暴露的花岗岩和碎屑矿物相中的斜长石中，例如铀矿，黄铁矿和岩石矿物质，在浅海洋沉积物中91,92。

　　在这里，我们提供了几个古细菌的地质历史的显着详细信息，我们提出的模型为此提供了一种可行的机制来解释新学院内壁内融化和花岗岩形成。

　　该克拉顿包含一些全球已知的最广泛的古细菌沉积序列。许多以前的工人总结了一般地质7,42,93,94,95。Neoarchaean的记录是由厚厚的Tholeiitic海底火山序列（KAM组）定义的，这些序列（KAM组）爆发到地下室片麻岩和覆盖组砂岩，带状铁层和砾岩的薄包装上。镁铁质火山岩产生了一个厚厚的1-6公里厚度的挤压包装，该包装是通过计算的火山阶段继承的。主要的沉积岩序列包含两个不同的浊积材料，这些包裹沉积在2.66至2.61 GA之间（参考文献93）。对于这些岩石而存在有限的地球化学分析，但在某些地区，包装包括超过5 km的层间砂岩，粉砂和黑色板岩96。下层异形的异种石套件（与Lac de Gras kimberlite田地，东部奴隶”的绝大多数占主导地位，以镁铁质颗粒为主导，但包含大量的发质颗粒颗粒34,42,97。这些颗粒异形石记录的峰值压力为0.8-1.2 GPA，表明它们是从金伯利特火山粉（MA）（MA）的金伯利特火山中的莫霍人深处采购的，将它们带到了地面。沉积物颗粒具有难治性成分，表明它们经历了大量的熔体损失。它们的热生产率约为0.29μWM -3（参考文献34）。变质锆石的生长发生在奴隶克拉顿异科希岩中，几个间隔在2.64至2.51 GA（参考文献42）之间，与2.62–2.58 GA GARITE-BLOOM在奴隶省的pl柱时期重叠。因此，在奴隶省的新学院岩石主义是由热量产生驱动的，这是合理的，因为在克拉通的新学院组装期间，将沉积物添加到下层地壳中是合理的。

　　这个克拉顿是最大的，最大的暴露，最深入的古怪克拉顿。克拉通被细分为通常由断层绑定的东西向趋势省份，定义了一种横向结构，该结构被用来主张增生造口过程，该过程将上级省缝合到目前的配置98。在非常大的pikwitonei颗粒状地形岩石层（2.68 ga（参考文献99）中，都记录了一个（超高）高温变质，其中包含米至公里尺度的带或割草机，尽管大多数地层占主导地位，但大多数地层占主导地位。邻近的北北北北北北岩包含一个沉淀的历史，可追溯到约3.0 GA（参考文献100），尽管通常直到2.7 Ga。在克拉顿的其他部分，通常才能找到经典的楔形沉积物，但沉积发生在2.72和2.68 GA，而GRANITOID MAGATISS质量落后于20-40 MA。这通常与保留101的变质相吻合。

　　这种克拉顿由两个古细胞核（圭亚那和古普雷盾）形成，由亚马逊式的克拉托尼亚盆地隔开。在整个Craton中，TTG岩浆症发生在3至2.89 GA左右，并通过对Sanukitoid和Natatectic Granites的埋入，直到大约2.84 ga。

　　该craton是经典的花岗岩绿石cratonic结构，其中二元花岗岩省侵入了较旧的玄武岩上张力套件。与其他克拉通相比，Pilbara craton的保存非常出色，变形和侵蚀有限 - 在深层地壳中，它提供了一个出色的窗口，但具有较差的变质记录。Pilbara的古代/中间历史由羽毛垂直过程占主导地位103,104，该过程建造了东比尔巴拉地座。高达9-18公里的地层学是由火成岩和沉积岩的组合开发的。直到3.0 GA（参考文献105）左右，在Pilbara中没有记录高级变质序列，除了围绕Granite plutons 104的接触变质外，才发生明显的页岩沉积。

　　这种克拉顿跨越了波罗的海盾牌（芬兰东北部和俄罗斯邻近）的约40万公里，并由晚期Archaean TTG片麻岩，绿岩带，diorite-to-Granite Plutons和Migmatitic savenerents主导。TTG花岗岩的扩增发生在2.95至2.75 GA之间，然后在圣氨岩岩浆阶段，最终在Biotite中和两米卡花岗岩在2.75至2.63 Ma之间（参见参考文献2,106）。形成两栖石paragneisses原始石材的质量和页岩的沉积发生在2.71至2.69 Ma之间，随后迅速地进行了区域性两极石和颗粒岩质的变质，从2.7到2.63 GA（参考107,108）。

　　与从奴隶克拉顿相比，这种craton包含了较老的地壳和地幔根，如大量研究所表明的那样，将上一次古老的岩浆事件限制为3.1 GA（参考文献109），这显然是由于中内抗溶解的融合在中间大陆大陆块中的内抗融化所致。在此时间之后，大陆块或构造层稳定，并提供了管道，以侵蚀和沉积大型沉积盆地，例如Witwatersrand盆地为2.7 GA。在Vredefort Fight事件期间暴露了一个大型，几乎完整的横截面，即近距离的Kaapvaal Croust，2.0 GA（RefRef。110）。对拟议的假设重要的是，事实是，Vredefort撞击暴露的大量中层下皮是沉积的。裸露的岩石包括含sapphirine的颗粒，层间的羊卷片间，长英晶型肉眼和帕拉加尼斯35,43。这种暴露的较低地壳的详细映射和地质学为在3.1 GA左右的craton中预先存在的镁铁质和长英质下壳融化提供了大量融化（约40％）的证据。但是，地球人数研究限制了地壳 - 甲壳耦合的年龄在3.09至3.07 ga之间。35认为，在3.08 ga处的热重新加工程度与当时存在深，凉爽的地幔根的存在不一致，因为根部将有可能阻碍热传递。因此，地壳和地幔可能是独立汇总的。我们提出的机制，其中库内熔化是由放射热递送到下层地壳中驱动的，这是对沉积岩石的推动，为独立地层和凝聚的可行替代品提供了可行的替代方法。该模型从Kaapvaal Craton那里获得了强有力的支持， 为此，有明确的证据表明，在3.1 GA的花岗岩侵入物增加之前，在下层地壳中存在大量残留的沉积物岩石（参考文献35,43）。确实，裁判。44援引了一个可比的模型，以解释来自南极洲东部的Grunehogna craton中暴露的3.1 Ga peraluminous花岗岩岩石的锆石HF和O-同位素趋势 - 被解释为大量时期Kaapvaal craton lithosphere的一部分。

　　这是五个cratonic盾牌中最大的盾牌，它们共同形成了半岛印度，包括西部盾牌（3.3-2.7 GA）和一个年轻的东部盾牌（3.0-2.5 GA）。西部盾牌由绿岩带覆盖的TTG片麻岩主导。相比之下，在东部盾牌中，绿岩带很少见，那里的古细菌（2.6-2.5 ga）花岗岩侵入了较老的TTG（2.9-2.7 GA）片麻岩（参考文献111,112及其中的参考文献）。东部和西部盾牌的合并约束至2.7 GA。根据metavolcanic Horizo​​ns的年龄，DHARWAR超组的上岩石上的岩石上岩石被固定在2.9至2.72 GA之间。Biotite和两毫卡花岗岩分配在2.54至2.51 GA之间，同时使用区域闪石 - 到2.51–2.52 GA（参考文献113,114）。

　　This craton spans around 1.7 million km2 across northeastern China, Inner Mongolia and North Korea and is formed from a mosaic of microblocks that amalgamated before 2.5 Ga. Predominant lithologies vary considerably between microblocks but all rocks with ages more than 2.5 Ga are affected by Neoarchaean metamorphism and were intruded by 2.5–2.45 Ga granitic bodies.在整个Craton中，TTG纯化发生在2.75至2.55 GA之间。在短时间内（2.55–2.52 ga）扩展了圣硫酸盐，该时间与Biotite和两米卡花岗岩（2.55–2.44 GA）重叠。元地区颗粒保留了沿顺时针压力 - 温度路径将近地面岩石掺入下层地壳中的证据，在2.49的峰值条件下达到最终（中国东北部的Qingyuan Terrane;例如，craton craton;例如，115），参考文献115）和2.52 GA（Yinshan Block，Yinshan Block，Yinshan Block，中国西部blocks block of Chine Craton craton craton craton craton; 116;

　　在此处提出的机制中，围内分化和craton稳定是通过沉积岩石中产生的放射热促进的。一个明显的预测是，过时的（即沉积物）有望在Neoarchaean Rock记录中占主导地位。然而，新科学花岗岩的汇编表明，这种细胞的花岗岩属于大多数craton的I型，金属含量，融化的（例如，参考文献15）。有几个因素将这种观察结果与沉积物驱动的地壳分化调和：

　　扩展数据图。9和10显示了沉积物衍生的（S型或过滤）的数量以及地壳衍生的（I型或金属含量）的花岗岩熔体，这些花岗岩熔体用于地壳水合状态，沉积物组成，层厚度和埋葬深度的各种组合。熔体数量是通过熔融柱的垂直整合（例如，图3）来计算的，并表示为圆形标记，半径为50 MYR后产生的熔体总km。对这些结果的目视检查表明，纯TTG或基底壳的增厚（对应于0 km的层厚度）会产生最小的熔体（湿熔化的湿熔化，扩展数据图9；干熔化的扩展数据小于1.5 km，用于干燥的数据，扩展数据图10），此类熔化仅限于30 km的深度。页岩（页岩和古老的页岩组成）是由于富含云母的相位关系而导致的最肥沃的沉积物组成，在与湿固体近端的温度下导致特征性陡峭的DT/DX熔融曲线（扩展数据图5）。相比之下，植物沉积物的埋葬会产生最小的熔体分数，这是小于800°C的浅dt/dx熔融曲线的综合结果（扩展数据图4）和低放射热产生（图2和扩展数据图2）。

　　扩展数据图。9和10还表明，埋入深层地壳中的埋葬会刺激来自相邻TTG和玄武岩岩石的花岗岩熔体的产生。例如，与15 km的古细菌页岩（3.4μWM-3）相比，将30 km的干燥TTG（高SI组成）增厚约为0.3 km的I型Granitoid熔体（金属含量）约为1 km。这种熔体的刺激主要是由于沉积物层中产生的放射热的向下传导而发生的，这种效果可能可能导致岩石下岩石圈地幔的熔体产生。这种效果仅限于页岩成分；埋葬硅质碎屑和镁铁质的沉积物组成都不会刺激相邻TTG的熔化（扩展数据图9，左列，第一行和第三行），因为这些沉积物没有与宿主TTG组成相比显着升高的热量产量。