一、绿岩带形成的构造模式
前述曾提到有关太古宙绿岩带形成的一些构造模式，它们既有固定论观点的模式，也有活动论观点的模式，现综述如下。
1.密度逆转模式
密度逆转模式是解释太古宙绿岩带发育的最早模式（Macgregor,1951;Eskola,1948;Gorman,1978）。该模式首先假定存在有古老硅铝壳。在这个硅铝壳的顶部喷发了绿岩火山岩，形成了以镁铁质为主的火山岩层序。因为这类火山岩比下伏的硅铝壳密度大，所以它们便向下沉降并置换英云闪长岩质片麻岩，而英云闪长岩质片麻岩呈底辟侵入体形式侵入绿岩带。绿岩带位于两底辟体的向斜脊部。
2.原始洋壳残体模式
A.Y.格里科森（1971）根据洋壳演化提出了这一模式，以后又进行了修改（A.Y.Glikson,1972、1976、1978）。他给出了一些证据，说明在花岗质岩石形成之前存在镁铁质－超镁铁质岩石组成的早期原始大洋型地壳（以下部绿岩带为代表）。原始洋壳下部的部分熔融产生了英云闪长岩－奥长花岗岩岩浆，这种岩浆上升和侵入下部绿岩带；以后又经历抬升和侵蚀，且英云闪长质下地壳的部分熔融产生了晚期的钾质花岗岩。
3.冲击模式
D.H.格林（1972）提出了这一独特的绿岩形成模式。按照这种模式，将绿岩带解释为类似于月海，地壳上巨大的冲击坑中先充填以超镁铁质－镁铁质熔岩，后经褶皱和英云闪长岩侵入。然而，这一模式存在明显缺陷：其一是大多数太古宙绿岩带年龄主要为2600～2700Ma，较月海冲击和其火山活动（＞3000Ma）要年轻；其二是在太古宙绿岩带中没有冲击作用形成的结构、构造和矿物组合。
4.裂谷模式
绿岩带形成的裂谷模式在许多研究者中享有声望，大洋和大陆裂谷都曾被提出作为绿岩建造的形成机制（K.C.Condie和Hunter,1976;D.I.Groves等，1978）。然而太古宙绿岩带形成在大洋中脊的模式遭到了很多麻烦，首先是绿岩序列中缺乏清晰的蛇绿岩。虽然Helmstaedt等（1976）曾报道过可能存在太古宙蛇绿岩，但其理由总不能完全令人信息（K.C.Condie,1989）。特别是，席状岩墙杂岩体和构造变形了的方辉橄榄岩在绿岩层序中还没有证据证明其存在。再看，几乎所有的绿岩玄武岩都显示出俯冲带的地球化学特征，而其中只有不到5%的玄武岩与现代大洋中脊玄武岩地球化学特征相类似（Condie,1988）。
与此相反，大陆裂谷模式却获得了较大的成功（图4-7a）（D.I.Groves和W.D.Batt,1984;Ayres和Thurston,1985）。支持这一模式的主要证据有：①一些绿岩层序中存在有大量流纹岩；（2）某些盆地型绿岩序列不整合覆于古老大陆壳之上；（3）绿岩带中发育双峰式火山岩；（4）同时代的绿岩带广泛分布在很大的地理范围内，暗示着复合大陆裂谷系统的存在；（5）一些科马提岩携带的锆石捕获晶年龄比绿岩火山岩形成年龄要早700Ma，指示了古老硅铝质基底的存在。但上述的某些证据不是大陆裂谷所独有的。在大陆边缘弧和古老大陆地壳中发现的大量流纹岩可能同样构成了大陆边缘弧系统中基底的一部分。虽然许多太古宙绿岩带火山岩成分是双峰式的，但几乎所有的这些火山岩也显示了俯冲带地球化学特征，包括相对于REE而言，Nb、Ta和Ti的亏损（Condie,1988）。关于大陆裂谷的另一个问题是该模式不能提供一种机制产生具有侵入绿岩带的，岛弧地球化学特征的，英云闪长岩和花岗闪长岩的“汪洋大海”（“vastseas”）。
图4-7 太古宙绿岩带形成的构造背景
（K.C.Condie,1989）
5.板块构造模式
绿岩序列同岛弧序列总的相似性，导出了许多解释花岗岩－绿岩地体的板块构造模式（K.C.Condie,1981;B.F.Windley,1984、1973;Tarney,1976;Anhaesser,1973）。支持这类模式的主要证据是：①绿岩带中所有的岩石（除科马提岩外）与现代岛弧岩石相类似；②绿岩带火山岩的化学成分，包括不相容元素的分布，与与现代岛弧火山岩特征相象；③俯冲带提供了一种形成花岗岩－绿岩地体中大量花岗质岩石的模式（机制）。
盆地型绿岩带中特征性的拉斑玄武岩、钙碱性火山岩和杂砂岩－浊积岩，与现代岛弧系中对应岩石具惊人的相似性（K.C.Condie,1989）。在太古宙绿岩带中的这类岩石可以形成在前弧、弧后或弧内盆地中。尤其显著地在绿岩火山岩中Nb、Ta和Ti对于REE的亏损，是源于俯冲带岩浆的特征。太古宙绿岩带和高级变质地体中的英云闪长岩和奥长花岗岩的地球化学研究表明，它们是源于镁铁质岩石的部分熔融形成的，角闪石和石榴子石残留在残余物中（P.Barker,1979;K.C.Condie,1981;Martin,1986）。这些镁铁质岩石可能是俯冲带中的俯冲镁铁质地壳（石榴角闪岩）。构造研究表明，不单单是岛弧地区，在绿岩带发育的早期阶段也是挤压力作用为主，这可用岛弧碰撞或弧后盆地的闭合来解释。该模式同样适用于苏必利尔省的线状火山岩和沉积岩带，这些带从西北向东南方向趋于年轻，这很容易用来自东南方向连续的岛弧碰撞来解释，结果导致了苏必利尔微大陆的增生。
对3500Ma的地台型绿岩带，具相对构造稳定的、宽阔的、浅水到陆上的环境，发育大量的海底火山作用，似乎找不到现代对应物。到目前为止，还没有证据表明地台型绿岩是发育在或靠近古老硅铝质地壳，他们也可能形成在时常抬升的小的海底玄武质海台（plateaus）之上。因为这些绿岩带中火山岩和深成侵入岩具俯冲带的地球化学特征，似乎表明玄武质海台的形成与俯冲作用有关。
虽然绿岩带形成的特定的构造环境模式仍相继被提出，但都显著的趋向于板块构造模式。总体上，太古宙岩石组合与现代岛弧产物间的总的相似性，比之它们之间的差异性重要得多。相对于现代而言，太古宙板块可能是较小的，洋中脊长度可能是较大的；但多数地质学家相信，板块构造的某些形式在3800Ma就已存在了（K.C.Condie,1989）。近年来，构造地体的研究被应用于前寒武纪地质研究领域，并取得了重大进展。如：Hoffman（1989）研究表明，加拿大地盾是由6个克拉通地体拼贴而成，仅其中苏必利尔克拉通地体内部，又划分出18个地体（Card,1986;Ciesielski,1989）；最近K.C.Condie（1994）也指出，可以认为大多数绿岩带是地体的组合，系由一个或多个绿岩地体拼贴而成，而苏必利尔绿岩带实际上是形成于不同构造环境的各种构造岩石组合拼贴起来的大杂烩（Thurston,1989）。
二、夹皮沟绿岩带的形成及演化
夹皮沟绿岩带原岩建造下部为镁铁质－超镁铁质火山岩和少量长英质火山岩，上部为火山碎屑岩和碎屑沉积岩。由于安山岩不发育，绿岩带下部火山岩组合具双峰式特点，而上部则出现成熟度较低的沉积岩。变质镁铁质火山岩稀土模式以平坦型为主，与TH1型拉斑玄武岩相近，轻、重稀土无明显的分馏。绿岩带斜长角闪岩的ISr值较低，其形成年龄与花岗片麻岩的tDM值一致。上述种种迹象均预示着夹皮沟绿岩带形成的古构造环境类似于活动大陆边缘裂谷/弧后盆地型火山－沉积盆地。其形成阶段大致分如下两个演化阶段。
1.扩张阶段，火山－沉积盆地形成，并堆积了具一定层序的原始绿岩，大致发生于新太古代（2800Ma士）。原始龙岗古陆块之下异常地幔的上涌作用，在上涌对流体之上产生热点（地幔柱），导致岩石圈上部古地壳减薄并出现裂陷，形成边缘海盆，大量拉斑玄武岩及长英质火山岩的喷发堆积，形成了原始绿岩带下部的火山岩层序，随着堆积与下陷作用的不断发生，裂陷两壁进一步上隆，为裂谷内碎屑沉积提供了丰富的物质来源，形成了原始绿岩带上部成熟度较低的碎屑沉积岩。
2.闭合、隆升阶段，大致发生于2600～2500Ma。由于古老微板块（古陆块）的聚合，伴随裂谷/弧后盆地的闭合，导致绿岩建造的构造埋藏、堆叠和变质变形；同时地壳增厚、地温增高，深部的镁铁质火山岩在上地幔热流作用下发生部分熔融，产生了同构造的奥长花岗岩－英云闪长岩－花岗闪长岩的底辟侵入，形成了花岗岩－绿岩带。由于陆－陆、弧－陆碰撞作用的加剧，深部地壳抬升至浅部，加之剥蚀作用，使之出露地表。据地球物理资料，在夹皮沟花岗岩－绿岩带与龙岗古陆块之间，存在一条明显的重力梯度带及磁场降低带，这是巨型韧性剪切带的象征；该带最初是新太古代末期陆－陆碰撞带，沿该带大量发育了2505Ma的钾质花岗岩侵入，构成了岩浆焊接带。
在经历上述两个演化阶段后，夹皮沟花岗岩－绿岩带才得以形成，并作为中朝板块的重要组成部分以侧向增生（拼贴）的方式镶嵌在其边缘。此后，本区又经历了一系列构造－岩浆热事件的改造，尤其是华力西期和燕山期，形成了大量壳源深熔花岗岩的侵入，并伴随强烈的金矿化叠加作用，总体上显示了活动大陆边缘的特点，这也是有别于国外绿岩带的一大特色。