华北南缘中元古界高山河群 碎屑锆石U-Pb年代学及其地质意义*

王 淼 周洪瑞 张 恒

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 100037

华北克拉通是全球中—新元古界发育最好的地区之一，地层分布广泛，研究历史悠久。至20世纪末，华北克拉通中—新元古界基本地层层序、年代地层框架已经建立(邢裕盛，1996；陈晋镳，1999；项礼文等，1999)。其中燕辽地区为标准剖面所在地，研究程度相对成熟，地层年龄数据丰富，而华北克拉通南缘、西南缘等区域的研究还相对薄弱，由于缺少古生物化石和同位素年龄资料，导致对华北克拉通南部中—新元古代地层的具体时代归属以及如何与华北克拉通中—北部地区进行对比，一直没有统一的认识(周洪瑞等，1998；高林志等，2008a，2008b，2009；苏文博，2014；谭聪等，2019)。

锆石是各类岩石中常见的副矿物，在各种外力地质作用过程中具有较强的抗风化性和抗干扰性；并且锆石的U-Th-Pb同位素体系具有较高的封闭温度(Cherniaketal.， 1997；Cherniak and Watson，2001；胡国辉等，2012)，在成岩过程和低级变质作用中能够保持自身的稳定，保留其原始的地质信息。因此，在缺乏喷出岩夹层和可靠古生物记录的地层中，可以根据单颗最年轻碎屑锆石的谐和年龄或者同批次多颗最年轻碎屑锆石组的加权平均年龄来限制沉积地层的最大沉积年龄。 同时，根据大量碎屑锆石年龄值的统计分析与锆石微量元素特征，可以确定沉积地层的物质来源、恢复区域古地理格局和揭示陆壳演化历史等(Sircombe and Freeman，1999；Cawood and Nemchin，2001；Wilde，2001)。

文中依据采集于豫西灵宝福地剖面高山河群碎屑岩样品，通过碎屑锆石U-Pb年代学和锆石微量元素特征分析，试图对豫西地区中元古代沉积地层的时代归属、物质来源、区域古地理格局和大地构造演化历史等地质问题进行探讨。

1 区域地质背景

图 1 豫西地区中—新元古界地层分布图(据河南省地质矿产厅，1997，有修改)Fig.1 Map showing distribution of the Meso-Neoproterozoic strata in western Henan Province (modified from Henan Bureau of Geology and Mineral Resources, 1997)

华北克拉通构造演化复杂，岩石类型多样，后期改造强烈，是中国最大最古老的克拉通(Zhai，2011)。研究区位于华北克拉通南缘的河南省境内(图 1)。河南省地质矿产厅(1997)将河南省中—新元古代地层划分为3个地层小区，分别是渑池—确山地层小区、嵩萁地层小区和熊耳山地层小区，其以洛南—栾川—确山—固始深大断裂带为界，南侧为扬子陆块边缘区。研究区灵宝福地属于熊耳山地层小区，前寒武纪地层广泛发育： 新太古宇—古元古界发育有TTG片麻岩登封群和太华群；中元古代至新元古代地层自下而上为熊耳群、高山河群、官道口群(包括龙家园组、巡检司组、杜关组和冯家湾组)、栾川群(包括白术沟组、三川组、南泥湖组、煤窑沟组、大红口组和鱼库组)和陶湾群(包括三岔口组、风脉庙组和秋木沟组)。

高山河群创名于洛南县以北的高山河村，可进一步划分为鳖盖子组、二道河组和陈家涧组。研究区的高山河群总厚度为548im，可分为3段： 下部为紫红色或灰色砾岩、石英砂岩及岩屑石英砂岩，夹粉砂岩、页岩；中部为紫红色厚层石英砂岩及钙质石英砂岩，局部夹薄层灰绿色粉砂岩、页岩；上部为灰白色、灰黄色石英砂岩与粉砂岩、页岩薄互层。高山河群不整合于熊耳群火山岩之上，与上覆龙家园组呈平行不整合接触(图 2-e)。

a—紫红色岩屑石英砂岩；b—灰紫色粉砂岩；c—岩屑石英砂岩(0730-2)，正交偏光；d—粉砂岩(0730-5)，正交偏光；e—高山河群柱状图图 2 豫西灵宝福地剖面高山河群样品岩石学特征和剖面柱状图Fig.2 Petrology characteristics of samples and lithological column of the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province

2 样品采集与分析

采样点位于河南省灵宝福地剖面高山河群的下部(图 1；图 2-e)。样品(样品号0730-2)采于灵宝福地村大路旁，采样点坐标为N34°20′43.63″，E110°57′46.143″，岩性为紫红色与棕褐色细粒岩屑石英砂岩(图 2-a)。

碎屑颗粒使用偏光显微镜栅格结点计数法人工统计，将粒径大于50iμm的碎屑颗粒作为骨架成分统计，小于50iμm的颗粒视为基质。为了降低误差，每个样品所统计的总颗粒数不少于400。共对3件高山河群样品进行了碎屑颗粒统计。

锆石的分选由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。锆石的制靶和透射光及阴极发光(CL)照相由北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb同位素定年和微量元素含量测试在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学微区分析室完成： 激光剥蚀系统为美国Coherent公司的GeoLasPro193准分子固体进样系统，ICP-MS为美国ThermoFisher公司的XSeries2型四极杆等离子体质谱。测试过程中，激光束斑直径为32iμm，频率为6 Hz。测试完成后，采用Andersen(2002)方法(ComPbCorr#3-151程序)进行普通铅校正，所得数据通过软件ICPMSDataCal(Liuetal.， 2010)进行后期处理，年龄计算和谐和图的绘制采用Isoplot3.0完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同Pei等(2017)。文中将谐和度大于90%的分析点视为谐和年龄，加权平均年龄计算和年龄频谱图绘制只采用具有谐和年龄的锆石。由于本次研究的地层年龄大于1000iMa，因此谐和年龄采用207Pb/206Pb 年龄。

3 分析结果

3.1 岩石学特征

高山河群细粒岩屑石英砂岩(样品号0730-2)主要由石英组成，含量为86%；长石与岩屑含量相对较少，分别为4%与10%；杂基含量较少，且部分被方解石交代。碎屑颗粒粒径为0.25～0.05imm，磨圆度较好，呈次圆状，分选中等。钙质与硅质胶结，硅质胶结物次生加大于石英颗粒之上，致使磨圆较好的原始石英颗粒因次生加大作用而呈假的“棱角状与次棱角状”(图 2-c左下角附图)。高山河群粉砂岩(样品号0730-5)呈灰紫色(图 2-b)，石英含量约占70%，长石含量3%，岩屑含量13%；颗粒磨圆度较好，呈次圆状与次棱角状，碎屑颗粒分选好。富含呈层分布的有机质(图 2-d)。

综上所述： 研究剖面的高山河群岩屑石英砂岩与粉砂岩碎屑颗粒分选性好，磨圆度较高，多呈次圆状，说明沉积物是经过一定距离的搬运后在较强的水动力环境下沉积而成。

3.2 碎屑锆石U-Pb年龄特征

a—CL 图像及测年数据；b—Th/U-年龄图；c—U-Pb 年龄谐和曲线图；d—年龄频率分布直方图图 3 豫西灵宝福地剖面高山河群岩屑石英砂岩(样品0730-2)碎屑锆石测年图解Fig.3 Dating results of lithic quartz sandstone(sample No.0730-2)from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province

对高山河群细粒岩屑石英砂岩样品(样品号0730-2)的82颗碎屑锆石进行了U-Pb年代学测试，共有76颗得到了比较谐和的年龄。锆石多以无色、淡棕色为主，大小不等，粒径最小为85iμm，最大达到230iμm，大多数介于90～180iμm之间；形状多以短柱状为主，少部分为长柱状，偶见碎片与不规则状，外形多呈圆状和次圆状(图 3-a)。阴极发光(CL)影像显示锆石形态主要有3类： (1)锆石颗粒发育密集清晰的振荡环带，表明具有岩浆锆石的性质(点7、63、68、80)；(2)锆石内部均一，无明显结构，属于变质成因的锆石(点12、26)；(3)锆石显示核边结构，核部具均一或者振荡环带结构，边部出现亮黑色狭窄的增生边(点20、53)，暗示了不同成因锆石的后期生长，但大多增生边由于宽度太窄，难以进行测试，所以分析点选取该类锆石颗粒的核部。笔者采集的样品中，岩浆锆石占多数，变质成因锆石其次，不同成因锆石极少。

谐和锆石的Th和U含量分别为20～278 μg/g和31～403 μg/g(表 1)，Th/U值变化范围为0.13～1.25(图 3-b；表 1)。Th/U值小于0.4的锆石共有18颗，约占到全体分析点的26%，其中有14颗锆石的阴极发光(CL)影像显示锆石内部均一，无明显的结构，指示为变质锆石成因。这18颗锆石的207Pb/206Pb 年龄主要集中于1850iMa左右与2400—2600iMa这2个年龄区段(图 3-b)，可以推测这2个年龄段所对应的地质时期均可能发生强烈的变质作用(由后文分析可知，该2个时间段分别对应于华北克拉通的大规模陆壳增生地质事件和碰撞造山地质事件)。

在分析的82个点中，大部分测点落在谐和曲线上或者附近，只有少数点远离谐和曲线(图 3-c)。剔除谐和度在90%以下的6个点(19、21、30、48、61、72)，对剩下的76个点进行年龄统计。锆石的207Pb/206Pb 年龄介于1685—2751iMa之间，可以分为4个年龄段： 1685—936iMa(n=21)、2118—2195iMa(n=8)、2279—2301iMa(n=3)、2412—2580iMa(n=30)。对应年龄频率图中形成4个年龄主峰(图 3-d)，根据加权平均求得这些年龄主峰值分别为： 1845±20iMa(MSWD=1.10，n=21)；2153±30iMa(MSWD=0.45，n=8)；2292±45iMa(MSWD=0.105，n=3)；2495±18iMa(MSWD=1.3，n=30)。其中1685—1936iMa(n=21)年龄段中除了有1845±20iMa的年龄加权平均主峰值外，还有1个次一级的年龄峰，峰值为1749±55iMa(MSWD=0.0094，n=3)；而单颗年龄最小的碎屑锆石207Pb/206Pb 年龄值为1685±39iMa。

a—豫西高山河群与云梦山组碎屑锆石年龄频率对比图；b—高山河群锆石年龄区间分布图；c—云梦山组锆石年龄区间分布图图 4 豫西高山河群与云梦山组碎屑锆石年龄及其分布区间对比Fig.4 Ages and distribution comparison diagram of detrital zircons between the Yunmengshan Formation and the Gaoshanhe Group in western Henan Province

4 讨论

4.1 物源区分析

高山河群碎屑锆石年龄可分为4组。

1)2700iMa左右的碎屑锆石。该时期的碎屑锆石在高山河群所占比例较少，仅占到总数的6%(图 4-b)。该时期被认为是华北克拉发生大规模陆壳生长的时期(Wuetal.， 2005；胡波等，2013)，在华北克拉通中出现的该时期地质体相对比较有限，但在阜平、五台、鲁西、河南鲁山等地区广泛发育TTG质片麻岩、基性火山岩以及少量表壳岩石(第五春荣等，2008)。高山河群2700iMa年龄段的碎屑锆石可能是对这次大规模陆壳生长地质事件的反映。

2)2500iMa左右的碎屑锆石。该时期碎屑锆石数量占39%(图 4-b)，是最为聚集的年龄区段，指示高山河群的物源区主要以2500iMa左右的地质体为主。该时期的岩石记录在华北克拉通广泛存在，占到整个太古代出露基底的85%，主要为TTG质片麻岩、壳源花岗岩以及少量的表壳岩石(第五春荣等，2008)。2500iMa是华北克拉通发生陆壳增生及克拉通化的重要时期，且该次地质事件不是孤立的，而是与瑞芬、北美及其他相邻大陆克拉通相关的全球范围的重大地质事件(翟明国，2010)。在豫西嵩山地区发现较多的该时期地质体，如嵩山地区分布的嵩山群石英岩和路家沟钾长花岗岩都可以为高山河群提供沉积物质(胡国辉等，2012)。

3)2400—2000iMa的碎屑锆石。该时期的锆石呈现双峰的形式(图 3-d)，集中于2000—2200iMa与2200—2400iMa这2个年龄区间，分别占到总体的16%与8%。在该时期，华北克拉通经历了1次陆内拉伸裂谷事件，并在华北北缘、东缘和中部形成了丰镇、胶辽和晋豫3个裂谷带(翟明国等，2004；Zhaietal.， 2010)。已有该时期具有伸展性质的基性岩墙、裂谷型火山岩和壳源A型花岗岩的报道(Pengetal.， 2005；Wilde and Zhao，2005；胡波等，2013)。该时期的地质体在华北南缘周边地区发现较多，如太华群变质的中—基性火山岩、鲁山和中条山地区的花岗岩等大量2100iMa左右的地质体(胡国辉等，2012；李猛等，2013)，它们都可以成为高山河群的物质源区。

4)1950—1700iMa的碎屑锆石。在丰镇、胶辽和晋豫3个裂谷带形成之后的1950—1800iMa，这些裂谷带又发生碰撞造山，被称为丰镇、胶辽和晋豫活动带(翟明国等，2004；翟明国和彭澎，2007；Zhaietal.， 2010；Zhai，2011)。在1950—1800iMa，华北克拉通发生的大规模变质事件及与变质作用有关的花岗岩和伟晶岩脉的侵入，是对该碰撞造山作用的指示(胡波等，2013)。该时期碎屑锆石在高山河群所占比例也较为显著，达到31%(图 4-b)，表明高山河群的源区物质同样也以1950—1700iMa左右的地质体为主。

高山河群与汝阳群均不整合于熊耳群之上，且在高山河群底部和汝阳群底部的云梦山组中均夹有1层与熊耳群岩性相似的火山岩夹层，可以推测高山河群和汝阳群云梦山组为等时地层。为了了解沉积盆地该时期的构造古地理特征，选取“同时异位”的灵宝福地剖面的高山河群与鲁山下汤剖面的云梦山组进行碎屑锆石年龄频率对比。由年龄频率对比图(图 4-a)可以看出： (1)高山河群与云梦山组具有相似的年龄谱，都具有1850iMa左右、2300iMa左右和2500iMa左右的3个明显的年龄峰，但3个年龄峰在高山河群与云梦山组中所占比重却有着明显的差异，2500iMa年龄峰锆石的百分含量在高山河群比云梦山组显著增多，而1850iMa年龄峰锆石的百分含量则相对减少。(2)2150iMa年龄谱峰只在高山河群出现，而云梦山组未显示该年龄峰。

在豫西嵩山地区发现较多的2500iMa的地质体，如嵩山地区分布的嵩山群石英岩、路家沟钾长花岗岩和鲁山耐庄岩组片麻岩(胡国辉等，2012)，但在高山河群与云梦山组碎屑锆石年龄频率对比图(图 4-a)中，离嵩山地区较近的鲁山下汤剖面的云梦山组中年龄2500iMa锆石百分含量少，反而远离嵩山地区的灵宝福地剖面高山河群中年龄2500iMa的锆石百分含量较多，故可以推测豫西地区不仅在东北部的嵩山地区存在2500iMa的地质体，还应在豫西地区的西侧存在2500iMa的地质体，后者以往的报道较少。

Belousova等(2002)对不同成因岩浆岩中锆石的微量元素含量进行分析，用锆石微量元素的二维密度分布投影构建了岩性判别图解。对高山河群唯一显示2170iMa峰值年龄段的锆石微量元素进行投影(图 5)，可知2170iMa峰值年龄段的锆石在图 5-a主要落在基性岩与正长伟晶岩中；图 5-b中只有部分落在了岩性判别区域内，但总体趋势是远离花岗岩类；在图 5-c中同样只有部分落在了岩性判别区域内，总体趋势也是远离花岗岩类；在图 5-d中则主要落在金伯利岩与碳酸岩中，部分落在基性岩的周边。因此，推断2170iMa峰值年龄段的锆石主要来自中—基性的岩浆岩。根据前文述及的 2300—2000iMa 的碎屑锆石在华北南缘的分布特征，表明 2170iMa峰值年龄段的锆石源区可能主要对应于华北南缘发育的太华群变质的中—基性火山岩。

花岗岩类中： 1—细晶岩；2—浅色花岗岩；3—花岗闪长岩和英云闪长岩图 5 豫西灵宝福地剖面高山河群2170iMa年龄段碎屑锆石微量元素岩性判别图解(底图据文献 Belousova et al.， 2002)Fig.5 Detrital zircons lithological discrimination diagrams of trace elements of 2170iMa age group from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province(base maps after Belousova et al.， 2002)

4.2 地层时代归属

前人曾依据在河南省灵宝朱阳镇侵入到高山河群的小河花岗岩岩体K-Ar法全岩年龄值868iMa(胡云绪和付嘉媛，1982)与陕西省洛南高山河群绢云母板岩Rb-Sr等时线年龄1394iMa(李钦仲等，1985)，将高山河群的形成时代划分在900—1400iMa范围内，属中元古代“传统”的蓟县纪。受早期测年方法局限性的限制，前人在高山河群获得的同位素年龄的可信度已受到质疑。苏文博等(2012)、汪校锋(2015)、李承东等(2017)和彭楠等(2018)在与高山河群相对应的汝阳群之上的洛峪口组凝灰岩中测得锆石U-Pb年龄分别为1611±8iMa、1640±16iMa、1638±10iMa和1639±3iMa(表 2)。这一精确的年龄值将原先广泛认为的中元古界蓟县系汝阳群的时代推至中元古代长城纪，颠覆了前人对该地区的诸多认识(李猛等，2013)，因此再将与汝阳群对应的高山河群归于中元古代“传统”的蓟县纪就显得不尽合理。

表 2 华北克拉通中—新元古代地层划分对比表
Table 2 Comparison chart of the Meso-Neoproterozoic strata of the North China Craton

碎屑锆石是源区岩石经风化、剥蚀、搬运之后沉积在相邻盆地地层中的，因而沉积地层的沉积年龄不可能大于沉积地层中最年轻碎屑锆石的年龄值，即最年轻碎屑锆石的年龄值可以为地层沉积的最大年龄提供约束(张航川等，2018)。笔者通过对高山河群底部的岩屑石英砂岩碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年龄测定，在高山河群获得年龄最小的单颗碎屑锆石207Pb/206Pb 年龄为1685±39iMa。谭聪等(2019)在甘肃省华亭县马峡镇高山群底部获得锆石U-Pb同位素数据中207Pb/206Pb 年龄最小的一组锆石共有6颗，其207Pb/206Pb 年龄加权平均值为1680±55iMa(MSWD=0.066，n=6)(图 6-a)。笔者在河南省鲁山县大黑潭沟剖面获得与高山河群相对应的汝阳群底部云梦山组碎屑锆石年龄最小的一组共4颗，其207Pb/206Pb 年龄加权平均值为1658±63iMa(MSWD=0.064n=4)(王淼等，2020)(图 6-b)。同时结合高山河群不整合覆盖在熊耳群之上，新的定年结果显示熊耳群形成于古元古代1800—1750iMa(赵太平等，2004，2007)。从而限制了高山河群最早的沉积年龄应不早于1700iMa。根据张恒等(2019)在河南省栾川九里沟—三川剖面龙家园组底部凝灰岩中获得的锆石U-Pb同位素年龄1594±12iMa(表 2)，笔者推断豫西地区高山河群形成时限可能为1600—1700iMa，对应于中元古代长城纪的中晚期(属国际地层年表的“固结纪”)。值得注意的是， 华北板块北部燕辽地区的蓟县剖面长城系底部的常州沟组底界年龄小于1673iMa(李怀坤等，2011)，与文中获得的高山河群最大底界年龄1685iMa大致相同，因此华北板块北部燕辽地区与华北板块南部豫西地区在长城纪沉积地层的底界年龄具有很好的对应关系(表 2)。

图 6 甘肃华亭县高山河群最年轻6颗锆石年龄加权平均图(a)和豫西鲁山县云梦山组 最年轻4颗锆石年龄加权平均图(b)(数据据谭聪等，2019；王淼等，2020)Fig.6 Diagrams of weighted average age of the youngest zircons of the Gaoshanhe Group in Huating County, Gansu Province (a) and the Yunmengshan Formation in Lushan County, western Henan Province(b)(Data after Tan et al.， 2019;Wang et al.， 2020)

4.3 早期生命演化研究

20世纪80年代，胡云绪和付嘉媛(1982)在陕西洛南县石门至陈耳沟一带的高山河群中发现丰富的微古植物群，其以个体大、纹饰复杂、具核和规则网的较高级类型相伴出现为特征，表明高山河群沉积时期真核生物已相当繁盛。李文厚(1987)在陕西洛南县北部高山河村的高山河群下部地层中发现了数量丰富的可能蠕形动物实体化石和遗迹化石，这可能是目前世界上发现的最古老的后生动物实体化石。华洪等(1995)在该高山河村遗迹化石中发现新的遗迹类型—犁沟迹，证实了中元古代已经出现了可能的原始节肢动物。然而限于当时缺乏精确的同位素测年资料，对在高山河群发现的微古植物群和可能蠕形动物的出现时代未达到明确的认识。然而，随着目前洛峪口组和龙家园组时代的精确测定，加之本文对高山河群形成时代的限定，表明高山河群中形态复杂的真核生物群应形成于1594—1685iMa，即中元古代长城纪的中晚期。把过去一些一直认为仅属于新元古代的真核生物群出现的时代向前推移到1.6iGa之前，并且高山河群中的真核生物个体大、形态复杂，是进化到较高级类型的微化石群体，因此完全可以推测，在更古老的地层中应有更原始的微体化石出现。如果能在进一步的深入研究中有所斩获的话，这不仅对前寒武纪地层的时代划分和沉积环境的确定有着重要的实际价值，而且对于探讨地球上生命的起源和演化有着极其重要的意义。

4.4 地层形成环境与大地构造意义

①：0730-1；②：0730-3；③：0730-4图 7 豫西灵宝福地剖面高山河群砂岩粒度概率累积图Fig.7 Cumulative probability diagram of sandstone from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province

图 8 豫西灵宝福地剖面高山河群K2O/Na2O-SiO2 构造环境判别图(底图据Roser和Korsch，1986； 数据部分据胡国辉等，2012)Fig.8 Discrimination plot of various tectonic settings in line with K2O/Na2O-SiO2 of sandstone from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province(base map after Roser and Korsch，1986;data partly after Hu et al.， 2012)

高山河群岩屑石英砂岩中碎屑颗粒分选性好，磨圆度较高，多呈次圆状，在沉积地层中可见冲洗交错层理、羽状交错层理及对称波痕。在粒度概率累积图(图 7)中： 高山河群0730-1由跳跃和悬浮2个次总体组成，缺乏牵引总体；以跳跃总体为主，占95%～97%，分选好，且跳跃总体存在“双跳跃”现象；“T”截点为突变，反映海岸环境前滨亚相双向水流的沉积特征。0730-3与0730-4样品主要由跳跃和悬浮2个次总体组成，牵引总体含量较少，以跳跃总体为主，占89%～91%，且分选好，“S”与“T”截点均为突变，指示海岸环境临滨亚相沿岸砂坝的沉积特征。因此，高山河群沉积环境为滨浅海。

构造环境不仅可以控制沉积岩的物质来源，而且也决定了沉积岩化学物质从风化剥蚀到固结成岩过程中在地表的相对停留时间，进而决定了化学元素的分馏程度，因此分析保存在沉积岩中的地球化学特征已成为判别大地构造背景的有效途径。利用Roser和Korsch(1986)的砂岩K2O/Na2O-SiO2构造环境判别图(图 8)，推测高山河群沉积时期构造背景为被动大陆边缘性质。

综上，高山河群代表被动大陆边缘性质的滨浅海沉积。

综上，根据熊耳群火山岩及其对应锆石的地球化学特征和熊耳期盆地动力学性质，并结合高山河群沉积相特征和沉积盆地构造属性，认为熊耳群形成于与“岛弧”共生的拉张性质的弧后盆地，其上覆的高山河群为弧后盆地靠近大陆一侧的具有被动大陆边缘性质的滨浅海沉积。

5 结论

1)通过对豫西灵宝福地地区高山河群碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素年代学研究，获得的年龄最小(年轻)单颗碎屑锆石年龄值为1685±39iMa，从而限制了高山河群最早沉积年龄不早于1700iMa。结合洛峪口组(1611—1640iMa)和覆盖在高山河群之上的龙家园组年代学标定(1581±14iMa)，表明高山河群的形成时限可能为1700—1600iMa，对应于中元古代长城纪中晚期，属国际地质年表的“固结纪”。

2)高山河群中碎屑锆石年龄频谱图中的年龄峰值1845iMa、2153iMa、2292iMa和2495iMa对应华北克拉通古元古代重要的地质事件发生的时间，这些重要地质事件所形成的地质体为高山河群提供碎屑物质，其中1850iMa和2500iMa峰值年龄段的地质体为高山河群的主要物源区。灵宝福地剖面高山河群比鲁山下汤剖面云梦山组具有更多2500iMa年龄区段的锆石含量，表明在豫西地区的西侧存在以往报道较少的2500iMa的地质体。只在高山河群出现的2153iMa峰值年龄段地质体可能对应于太华群变质的中—基性火山岩。

3)高山河群中个体大、形态复杂的真核生物群形成于1638—1685iMa，而更原始的真核生物可能出现在更古老的地层中，因此对其进一步深入研究，对探讨地球上生命的起源和演化有着极其重要的意义。

4)根据熊耳群火山岩及其对应锆石的地球化学特征和熊耳期盆地动力学性质，并结合高山河群沉积相特征和沉积盆地构造属性，认为熊耳群形成于与“岛弧”共生的拉张性质的弧后盆地地区，而其上覆的高山河群为弧后盆地靠近大陆一侧的具有被动大陆边缘性质的滨浅海沉积。