山西五台群变质砂岩的物源和构造环境

2022-02-17沙启舟张华锋孙继超

岩石矿物学杂志 2022年1期

沙启舟，张华锋，孙继超，童英

(1. 中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083； 2. 中国地质科学院地质研究所，北京离子探针中心，北京 100037)

沉积地球化学方法是研究砂岩、硅质岩等沉积岩物源以及沉积构造环境等问题的有力工具(Bhatia， 1983； Bhatia and Crook， 1986； Condie， 1986； Murrayetal., 1991； McLennanetal., 1993； Murray， 1994； Fralick and Kronberg， 1997； Lietal., 2005；闫臻等， 2007；张聪等， 2017)。对于遭受过不同程度变质作用的沉积岩来说，其化学成分相对于原岩必然会发生程度不等的变化，采用活动元素示踪沉积物源的方法势必产生较大的不确定性，而不活动元素及其比值常常能够保持稳定而具有重要的判别价值(Fralick and Kronberg， 1997)。已有的大量研究显示，在岩相学和矿物学研究基础上，利用沉积地球化学分析方法可以获得变质沉积岩可靠的物源和形成的构造环境等重要信息(McLennanetal., 1993； Fedoetal., 1995； Jahn and Condie， 1995； Fralick and Kronberg， 1997； Lietal., 2005； Yanetal., 2006， 2012)。

五台杂岩是华北克拉通新太古代典型的花岗绿岩带，经历新太古代-古元古代多期岩浆-变质热事件，是深入认识地球早期地壳形成、保存和演化的绝佳场所。前人对五台杂岩的形成时代、物质来源和构造环境等方面进行了较为丰富的研究(如Liuetal., 2004； Wildeetal., 2004， 2005； Lietal., 2008；万渝生等， 2010；钱加慧等， 2013；陈雪等， 2015； Liuetal., 2016a， 2016b)，但对五台杂岩形成的大地构造环境仍有不同看法，包括大洋岛弧(白瑾，1986；李继亮等， 1990； Wangetal., 1996； Liu S Wetal., 2004； Liu C Hetal., 2016a)、活动大陆边缘(Guanetal., 2002； Zhaoetal., 2007)和弧前或弧间盆地(Lietal., 2008；钱加慧等， 2013)。Liu 等(2004)通过对五台杂岩中的钙碱性花岗岩的地球化学和Nd同位素研究，提出五台杂岩的起源与演化独立于阜平杂岩，形成于大洋岛弧环境，代表发育于俯冲带上盘大洋岛弧中的年轻组合。Li等(2008)通过五台群变质沉积岩岩石地球化学、Nd同位素和锆石U-Pb年龄提出五台群变质沉积岩形成于弧前盆地或弧间盆地中。钱家慧等(2013)通过五台群石榴云母片岩的岩石地球化学研究，支持五台杂岩形成于岛弧环境的认识并进一步推测五台群沉积于弧前或弧间环境。最近，Liu 等(2016a， 2016b)对五台群玄武岩和变质沉积岩进行了同位素定年、岩石地球化学和Nd同位素的研究，提出五台群应形成于洋内弧盆地。

值得注意的是，前人重点研究的是五台群变质沉积岩中的大套片岩(Lietal., 2008；钱加慧等， 2013； Liuetal., 2016a)，缺乏对变质砂岩的有关研究。最近，笔者从五台杂岩的酸性片岩中识别出一套呈透镜状分布的变质砂岩，对其进行沉积物源与构造环境的研究势必会为深入理解本区新太古代末地壳演化提供重要参考。因此，本文对该变质砂岩进行了岩石地球化学分析，利用沉积地球化学方法并配合岩相学特征厘定其岩石类型，并分析其物质来源和源区风化特征，探讨了其形成的构造环境。

1 地质背景

五台杂岩位于华北克拉通中北部的五台地区(图1)，主要由新太古代TTG变质侵入岩、火山岩以及变质表壳岩组成。其中变质沉积岩统称为五台群，其上不整合覆盖有古元古代滹沱群变质沉积岩(白瑾， 1986；李继亮等， 1990；苗培森等， 1999)。五台杂岩与阜平杂岩以龙泉关韧性剪切带为界，与恒山杂岩以滹沱河为界(白瑾， 1986；李江海等， 1991；田永清， 1991； Zhangetal., 2009；图1)。

图 1 五台地区地质简图(据张少颖等， 2017)Fig. 1 Geological map of Wutai area (after Zhang Shaoying et al., 2017)

根据岩石组合和变质程度的差别，五台群自下而上分为3个亚群：石咀亚群、台怀亚群、高凡亚群(白瑾， 1986)。石咀亚群主要由变质玄武岩、安山岩、英安岩、砂岩、粉砂岩、页岩、条带状含铁建造(BIF)和少量灰岩组成，变质程度达到角闪岩相。变质火山-沉积岩的地球化学特征和年代学特征表明，石咀亚群的主要沉积时代为2.53 Ga，属新太古代 (王凯怡等， 2000； Wildeetal., 2004； Lietal.,2008；陈雪等， 2015)，具有弧前或弧内盆地沉积特征(王凯怡等， 2000； Polatetal., 2005； Lietal., 2008；钱家慧等， 2013)。 Liu 等(2016a)则认为石咀亚群应形成于洋内弧盆地。台怀亚群包含基底变质砾岩、绢云母片岩、绿泥石-石英片岩、橄榄岩、拉斑玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩和少量变质碎屑沉积岩，还有一些变质辉长岩和变质超镁铁质岩侵入体，绿片岩相变质。锆石定年结果显示该亚群形成于2.55～2.52 Ga(Liuetal., 1985； Wildeetal., 2004； Liuetal., 2016b)。Wang等(2004)提出该亚群形成于由岛弧玄武岩、弧后盆地玄武岩和洋中脊玄武岩组成的弧后构造环境。Liu 等 (2016a)根据台怀亚群中的黑云长石石英片岩和变质砾岩中获得最年轻锆石年龄2 513 Ma和2 523 Ma，提出该亚群应形成于洋内弧盆地。高凡亚群以变质砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩为主，夹少量酸性到基性火山岩，低绿片岩相变质。根据从长英质片岩、绢云绿泥石英岩和变质凝灰岩获得的锆石年龄，前人将高凡亚群限定在2 350～2 150 Ma之间(Wildeetal., 2004； Liuetal., 2016a； Pengetal., 2017)。万渝生等(2010)从石英岩中获得最年轻碎屑锆石年龄为2.47±0.03 Ga，认为其沉积于古元古代早期。变质粉砂岩的鲍马层序和旋回层理，指示高凡亚群形成于深水浊流沉积环境(白瑾， 1986)。

滹沱群位于五台群西南，主要由碎屑岩和碳酸盐岩组成，绿片岩相变质。滹沱群与下伏五台群、五台花岗岩类和阜平杂岩为不整合接触关系。基于碎屑岩的碎屑锆石U-Pb年龄和Lu-Hf同位素数据， Liu等(2011)提出滹沱群在2.1 Ga后沉积于弧后盆地；另一种观点则认为滹沱群沉积岩及其基性火山岩形成于陆内裂谷环境(杜利林等， 2010； Duetal., 2015)。

区内还发育大量的花岗质岩石(图1)，与五台群多呈构造接触，包括2.56～2.52 Ga的强变形TTG岩系(Liuetal., 1985； Wildeetal., 1997， 2005； Liuetal., 2004； Wangetal., 2004)、2.18～2.08 Ga的弱变形正长斑岩(Wildeetal., 1997， 2005； Duetal., 2013；杜利林等， 2018)和1.8 Ga侵入的未变形花岗岩(白瑾等， 1992)，另外，还发育有多期基性岩墙，时代从元古宙延续至中生代(Pengetal., 2005； Houetal., 2006； Wangetal., 2008)。

2 样品特征与分析方法

2.1 样品特征

新近发现的变质砂岩位于山西省五台县白云村叶腊石矿附近，归属于五台群中部台怀亚群,呈透镜状产出，整体为东西走向，变质砂岩被滹沱群变质底砾岩不整合覆盖(图2)。变质砂岩呈灰白-灰绿色，块状构造，变余细砂状结构，露头上清楚记录了两期变形，局部在表面可见绢云母化(图3a、3b)。层理清晰，发育暗色条带。变质砂岩主要由碎屑和粘土质胶结物组成(图3c、3d、3e、3f)。碎屑约占岩石总量的90%(体积分数，下同)，颗粒细小，主要由石英和长石组成，石英在碎屑中约占70%～75%，主要为棱角状，可见定向拉长，直径约为1～3 mm；长石在碎屑中约占15%～20%，直径约为1～2 mm。胶结物和重结晶矿物约占变质砂岩总含量的8%～10%，胶结物为微细粒泥质，主要由石英和粘土矿物组成，重结晶矿物为绿泥石和绢云母。

图 2 五台地区地层分布(据孙继超， 2018)Fig. 2 Stratigraphic distribution in Wutai area (after Sun Jichao, 2018)

图 3 五台群变质砂岩野外及显微特征Fig. 3 Field and microscopic characteristics of metamorphosed sandstones of Wutai Groupa、b—砂粒的定向排列； c、d—石英定向拉长(+)； e—流动构造和眼球状构造(+)； f—石英和绢云母组成的杂基(+)；矿物缩写据Whitney and Evans (2010)： Qtz—石英； Ser—绢云母 a, b—orientation arrange of sands； c, d—directional lengthening of quartzes(+)； e—flow structures and orbicular structures(+)； f—matrix formed by quartzes and sericites(+)； mineral abbreviations after Whitney and Evans (2010): Qtz—quartz； Ser—sericite

2.2 分析方法

样品的主、微量元素分析实验在加拿大温哥华Acme分析实验室完成，Sc元素在澳实分析检测(广州)有限公司完成。准确称取0.02 g样品粉末，与 1.5 g LiBO2助熔剂共同放置于石墨坩埚内充分混合，然后在马弗炉上加热15 min，加热温度为1 050℃。然后取去离子水和ACS级别纯度的硝酸所配置单5%浓度的HNO3100 mL，提取熔融后的混合物并倒入其中，摇晃2 h使其充分溶解，之后取其中的一部分置入聚丙烯分析试管内，主量元素通过采用X射线荧光光谱的方法(XRF)进行分析，微量元素采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)分析。主量元素的分析精度为0.01%，微量元素的分析精度为10-7～10-6，其中稀土元素分析精度为5×10-8～5×10-7。

3 结果

变质砂岩主量元素含量变化较大， SiO2含量范围为64.51%～71.80%(平均68.24%)， TiO2含量范围为0.32%～0.68%(平均0.56%)， Al2O3含量范围为14.25%～17.12%(平均15.74%)， Fe2O3T含量范围为3.19%～7.07%(平均4.30%)， MgO含量范围为0.14%～2.73%(平均1.22%)， CaO含量范围为0.25%～2.86%(平均0.62%)， Na2O含量范围为1.02%～6.11%(平均3.68%)， K2O含量范围为0.12%～3.62%(平均2.14%)， P2O5含量范围为0.08%～0.22%(平均0.15%)(表1)。样品的SiO2、Al2O3、P2O5与大陆上地壳(后太古代澳大利亚页岩PAAS)(Taylor and McLennan， 1985)相近， TiO2、Fe2O3T、MgO、CaO、P2O5含量偏低，而Na2O含量偏高。变质砂岩的SiO2/Al2O3值为3.98～4.73(平均4.35)，低于石英砂岩(86.73)和长石砂岩(8.86)，与杂砂岩(4.94)相近，表明成熟度较低，沉积物成分较复杂(Pettijohnetal., 1972)，与岩相学观察相一致。TiO2-SiO2变质岩原岩恢复图解中，除3个数据点落入变质岩浆岩区，大都位于变质沉积岩区，原始沉积物可能含有火成来源的碎屑(Winchester and Max， 1982， 1984)。

变质砂岩的稀土元素总量较低(57×10-6～153×10-6)，轻稀土元素相对富集，轻重稀土元素分馏明显[LREE/HREE值为4.5～14.0， (La/Yb)N为5.3～15.8)](图4a)。(La/Sm)N为3.4～4.6， (Gd/Yb)N为1.2～2.4，轻稀土元素分馏程度大于重稀土元素。Eu、Ce异常不明显(δEu=0.80～1.12， δCe=0.80～1.15)。La的含量为12×10-6～33×10-6， La/Yb值范围为7.4～22.0。不同样品之间同一元素的含量相近并表现出了相似的配分模式(图4a)。所有样品的稀土元素配分趋势与后太古代澳大利亚页岩(PAAS)(Taylor and McLennan， 1985)十分接近，只是略微亏损重稀土元素，暗示本文变质砂岩物源以大陆上地壳物质为主。

表 1 五台群变质砂岩的主量元素(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析结果Table 1 Major(wB/%) and trace(wB/10-6) elements of the metamorphic sandstones from the Wutai Group

从变质砂岩的PAAS标准化微量元素蛛网图(图4b)可以看出，各元素含量均与大陆地壳平均含量接近，只略微亏损Th、Nb、Ta，含量范围分别为1.8×10-6～7.4×10-6、2.7×10-6～6.4 ×10-6、0.30×10-6～0.50×10-6。大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba的含量变化较大，普遍低于PAAS的成分，分别为3×10-6～141×10-6、40×10-6～679×10-6。Sr的含量为92×10-6～278×10-6。Rb/Sr值为0.03～1.13，大部分低于PAAS(Rb/Sr=0.8)，说明变质砂岩受到风化作用的影响较小(McLennanetal., 1993)。部分大离子亲石元素(LILE)与K2O具有良好的协变关系(Rb与K2O的相关系数r=0.97， Ba与K2O的相关系数r=0.81)，说明粘土矿物控制了这些元素的含量(Bhat and Ghosh， 2001)。

图 4 五台群变质砂岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，标准化数值据Sun and MacDonough， 1989)和PAAS标准化微量元素配分图(b，标准化数值据Taylor and McLennan， 1985)Fig. 4 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a, Sun and MacDonough, 1989) and PAAS-normalized spider diagrams (b, Taylor and McLennan, 1985) of the metamorphosed sandstones of the Wutai Group

4 讨论

4.1 原岩性质

变质岩原岩恢复是一个相对复杂的过程，应结合野外地质产状、变形特征、岩石组合、岩相学、变余结构特征、地球化学成分等方面进行综合判断。五台群变质砂岩明显遭受过多期变质-变形作用影响，虽然其原有的完整沉积组构等鉴别特征受到一定程度的改造，但变质砂岩受到风化作用的影响较小，可以借助其岩石地球化学帮助进行有效的原岩恢复。

从野外和镜下可以看出所有变质砂岩原岩均为杂砂岩，从碎屑沉积岩微量元素判别图解来看，虽然前人的五台群变沉积岩数据变化范围较大，但本次研究的样品均集中在杂砂岩或杂砂岩与页岩过渡区域(图5)，进一步支持本文样品的原岩为杂砂岩，与镜下观察一致(图3)。主量元素分类图显示本文样品多数仍能够保持原岩特征，说明成岩后的变质变形作用对其影响较弱，这与其后期变质程度较弱相适应，表明此变质砂岩的岩石地球化学组成仍然保持相对稳定，其惰性元素及比值能够为物源与沉积的构造环境判别提供可靠约束。

图 5 五台群变质砂岩Fe2O3T/K2O-SiO2/Al2O3图解(Herron, 1988；五台群变质沉积岩据Li et al., 2008；钱加慧等， 2013； Liu et al., 2016a)Fig. 5 Fe2O3T/K2O-SiO2/Al2O3 diagram of the metamorphosed sandstones of the Wutai Group (Herron, 1988; date of the metamorphosed sedimentary of the Wutai Group from Li et al., 2008; Qian Jiahui et al., 2013; Liu et al., 2016a)

4.2 砂岩的物质来源

碎屑沉积岩的岩石化学组成主要受源岩成分、化学风化、分选、成岩作用等多因素的影响，在应用于物质来源判别时需要十分小心。如，在基于主量元素的F1-F2物源判别图解中，本文研究的变质砂岩样品主要落入长英质火成岩来源，少量落入中性火成岩来源(图6a)，与其惰性微量元素比值判别物源的结果基本一致。

图 6 五台群变质砂岩物源判别图Fig. 6 Provenance diagrams for the metamorphosed sandstones of the Wutai Groupa—F1-F2来源图解(据Bhatia and Crook， 1986； Roser and Korsch， 1988； F1、F2表达式见表1)； b—La/Th-Hf图解(据Floyed and Leveridge， 1987)； c—La/Yb-ΣREE图解(据Allegre and Michard， 1974)； d—La/Yb-ΣREE图解(据王仁民等， 1986)； e—Th/La-Sm/La图解(据Plank, 2005)； f—Zr/Hf-Y/Ho图解(岩浆岩据Liu et al., 2004； Wang et al., 2004； Polat et al., 2005； Liu et al., 2016b及未发表数据；五台群变质沉积岩据Li et al., 2008；钱加慧等， 2013； Liu et al., 2016a)a—F1-F2 diagram (Bhatia and Crook, 1986； Roser and Korsch, 1988)； b—La/Th-Hf diagram (Floyed and Leveridge, 1987)； c—La/Yb-ΣREE diagram (Allegre and Michard, 1974)； d—La/Yb-ΣREE diagram (Wang Renmin et al., 1986)； e—Th/La-Sm/La diagram (Plank, 2005)； f—Zr/Hf-Y/Ho diagram (date of magmatism from Liu et al., 2004； Wang et al., 2004； Polat et al., 2005； Liu et al., 2016b and unpublished data； data of the metamorphic sedimentary of the Wutai Group from Li et al., 2008； Qian Jiahui et al., 2013； Liu et al., 2016a)

REE和高场强元素(如Zr、Hf、Sc、Y、Th等)在水中的溶解度很小，不易受风化和蚀变的影响，特别是惰性元素对，其比值一般不会发生解耦，对于沉积岩的物源和构造环境判别等方面具有重要的指示意义(Nance and Taylor， 1976； Taylor and McLennan， 1985； Bhatia and Crook， 1986； Feng and Kerrich， 1990； Fralick and Kronberg， 1997)。在La/Th-Hf图解(图6b)、La/Yb-∑REE图解(图6c)和La/Yb-∑REE 图解(图6d)中，五台群变质砂岩大部分落入长英质、基性岩混合区和沉积岩区/砂质岩和杂砂岩区。将五台群变质砂岩以及前人获得的五台群变质沉积岩数据(Lietal., 2008；钱加慧等， 2013； Liuetal., 2016a)与五台地区出露的花岗岩类和变质火山岩(Liuetal., 2004； Wangetal., 2004； Polatetal., 2005； Liuetal., 2016b及未发表数据)的不活动元素比值进行比较，结果显示Th/La值和Sm/La值在各类岩石中相对集中，稳定性好。五台群变质砂岩的Th/La值范围为0.11～0.48， Sm/La值范围为0.14～0.19(图6e)，总体上与五台地区酸性火山岩(Th/La=0.10～0.97和Sm/La=0.10～0.27)非常相似，而与酸性侵入岩(Th/La=0.02～2.31和Sm/La=0.05～0.23)、中性岩(Th/La=0.09～0.76和Sm/La=0.17～0.40)和基性岩(Th/La=0.02～0.26和Sm/La=0.16～1.79)区别明显。同时，变质砂岩Zr/Hf值范围为33～43， Y/Ho值范围为25～31，也与五台地区酸性火山岩(Zr/Hf=33～42和Y/Ho=21～31)高度吻合，明显区别于其它物源特征(图6f)，这些岩石地球化学特征表明变质砂岩的碎屑沉积物主要来自于酸性火山岩，而不是酸性侵入岩和中基性火山岩。

4.3 源区风化特征

变质沉积岩受到风化、成岩、变质等地质作用的影响，失去了原有的组构特征，通常需要借助地球化学特征来分析其源区物质组成、风化程度和构造环境(Nesbitt and Young， 1982； Taylor and McLennan， 1985； McLennanetal., 1993； Fedoetal., 1995； Bhat and Ghosh， 2001； Jooetal., 2005)，包括化学蚀变指数(CIA)、化学风化指数(CIW)、斜长石蚀变指数(PIA)(Nesbitt and Young， 1982； Harnois， 1988； Fedoetal., 1995)等。在计算CIA和PIA指数时，其公式中CaO*的计算方法为CaO*=CaO-5 P2O5/3，如果计算后的CaO*高于Na2O，则CaO*取Na2O的数值进行CIA和PIA指数的计算，如果计算后的CaO*低于Na2O，则使用计算后的CaO*数值(McLennanetal., 1993； Fedoetal., 1995)，如样品L4-D07计算后的CaO*=2.73，低于该样品Na2O数值(5.79)，则使用CaO*=2.73计算CIA和PIA指数，其余变质砂岩CaO含量均低于1%，且无明显的碳酸盐化，因此，这些变质砂岩的CaO含量可以作为硅酸盐中CaO的近似含量。

化学蚀变指数CIA和化学风化指数CIW可以测量碎屑沉积岩源区物质受风化影响的程度(Nesbitt and Young， 1982； Fedoetal., 1995； Harnois， 1988)。通常情况下，岩石风化程度越高， CIA指数越高，未经历风化的岩浆岩CIA指数小于50，太古宙上地壳平均CIA指数为45，强烈风化的沉积岩产生高岭石、三水铝石等残余粘土矿物， CIA指数接近100。五台群变质砂岩的CIA指数为60～76(表1)， CIW指数为63～91(表1)。对比后太古代澳大利亚页岩(PAAS)(Taylor and McLennan, 1985)、北美页岩(NASC)(Grometetal.,1984)和前寒武纪克拉通页岩(ASC)(Condie, 1993)的CIA指数(分别为79、73和81)和CIW指数(分别为89、88和94)，结果表明，五台群变质砂岩的源区物质相对经历了弱到中等的风化作用。该特征与大量石英颗粒呈棱角状的形态特征吻合。另外，斜长石蚀变指数PIA指数常用来单独指示斜长石的风化程度，新鲜岩石的PIA指数为50，富含粘土矿物(如高岭石、伊利石和蒙脱石等)的岩石PIA指数可达100(Fedoetal., 1995)。五台群变质砂岩的PIA指数为61～89(表1)，表明五台群变质砂岩的粘土矿物含量相差较大，与镜下观察中胶结物主要为石英和粘土矿物相符(图3f)，说明本文变质砂岩的源区物质只经历了中等程度的风化作用。上述特征表明组成五台群砂岩的物质主要为近源风化碎屑物，经历近距离的搬运并快速沉积而成。

综上所述，五台群变质砂岩主要来源于五台地区变质酸性火山岩的风化物沉积而成。

4.4 砂岩的构造环境及意义

某些惰性微量元素的含量及其比值能够用于沉积岩的大地构造环境判别并划分出几个典型的构造环境，如大洋岛弧、大陆弧、活动大陆边缘、被动大陆边缘(Bhatia， 1983； Bhatia and Crook， 1986； McLennan and Taylor， 1991)。五台群变质砂岩的La、Ce、∑REE含量接近大陆边缘弧，且相关的微量元素比值也与大陆边缘弧一致或相似(如Eu/ Eu*、Rb/Sr、Zr/Th、La/Sc、Zr/Hf)(表2)。实际上，除了惰性微量元素外，多个微量元素三元图解和微量元素对图解也都给出相一致的结果，如在Th-Sc-Zr/10、La-Th-Sc图中(图7c、7d)，五台群变质砂岩落在大陆边缘弧区域；在Ti/Zr-La/Sc图中(图7e)，虽有部分样品落入活动大陆边缘区域，但主要落入大陆边缘弧区域；在Th-Hf-Co判别图解中，则全部落入与弧相关的杂砂岩区域(图7f)，进一步说明本文砂岩应形成于具有大陆边缘弧特征的构造环境之中。另外，由于前述的风化作用对岩石地化影响较小，利用主量元素图解，如在TiO2-(Fe2O3T+MgO)和Al2O3/SiO2-(Fe2O3T+MgO)的构造环境判别图解中，五台群变质砂岩也都与大陆边缘弧砂岩特征一致(图7a、7b)。

表 2 五台群变质砂岩与其他构造背景变质砂岩的地球化学参数对比Table 2 Comparation of geochemical parameters between the metamorphic sandstones from Wutai Group and different tectonic settings

图 7 五台群变质砂岩构造环境判别图解(底图据Condie， 1986； Bhatia and Crook， 1986；五台群变质沉积岩据Li et al., 2008；钱加慧等， 2013； Liu et al., 2016a)Fig. 7 Tectonic setting discriminant diagrams for the metamorphic sandstones of the Wutai Group (after Condie, 1986； Bhatia and Crook, 1986； data of the metamorphosed sedimentary of the Wutai Group from Li et al., 2008； Qian Jiahui et al., 2013； Liu et al., 2016a)

五台群中的石咀亚群和台怀亚群的最大沉积年龄为2 535～2 516 Ma(Liuetal., 2016a)。Li等(2008)获得的石咀亚群变质沉积岩碎屑锆石年龄集中于～2.53 Ga。陈雪等(2015)通过对石咀亚群片麻状花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年研究，推定五台群的沉积上限年龄约为2.5 Ga。本文研究显示五台群台怀亚群中的变质砂岩原岩沉积于大陆边缘弧环境，暗示五台群地层参与华北克拉通化过程的时间应晚于2.5 Ga，这从前人对本区其它方面的研究中也可见一斑(Wangetal., 2010)。五台群形成之后，经历了2.3～2.2 Ga或2.5～2.2 Ga和1.95～1.80 Ga两期变质(Wangetal., 2010)。不整合覆盖于五台杂岩之上的滹沱群，其初始沉积时代为～2.2 Ga(Duetal., 2015)，而五台群的变形历史比滹沱群至少多一期(Lietal., 2010)，说明五台群形成之后和滹沱群形成之前本区发生过变质变形作用，因此有理由推测五台群在2.5～2.3(2.2)Ga期间发生过变质变形作用(Wangetal., 2010； Zhai and Santosh， 2011； Liuetal., 2020)，与早期的克拉通化过程有关。而本文的砂岩正是在此期间发生了第一次变质变形作用。其后，本区进入古元古代中期的陆内裂谷阶段并接受滹沱群的沉积覆盖及古元古代末期克拉通化作用引起的共同变质变形作用。