豫西熊耳山北岭金矿区马家河组安山岩地球化学特征及其地质意义

2019-06-05李肖龙申硕果黄丹峰程国安

岩石矿物学杂志 2019年3期

李肖龙，申硕果，黄丹峰，李敏，叶萍，茹朋，程国安

(1. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083； 2. 河南省地质调查院河南省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室，河南郑州 450001； 3. 河南省岩石矿物测试中心，河南郑州 450012； 4. 河南省地质科学研究所，河南郑州 450001)

熊耳山地区处于华北陆块南缘，区内构造运动频繁，岩浆活动强烈，成矿地质条件极其优越，是我国重要的金多金属矿产区。北岭金矿位于熊耳山地区东南部，是上世纪90年代发现并探明的金矿床。马家河组安山岩不仅是熊耳山地区中元古代早期火山岩的重要组成部分，还是北岭金矿最重要的赋矿围岩。目前马家河组安山岩的研究工作相对比较薄弱，多作为熊耳群研究的一小部分，零散分布于其中(河南省地质科学研究所， 1992[注]河南省地质科学研究所. 1992. 熊耳群地质环境演化及含矿性研究(报告). 1～196.；赵太平等， 1994， 2002， 2007)。例如，河南省地质科学研究所(1992)❶在开展熊耳群地质环境演化及含矿性研究时，测试或收集了包括10件采自河南宜阳、洛宁、栾川以及山西垣曲等地的马家河组安山岩、玄武安山岩样品的42件熊耳群火山岩样品地球化学数据，显示熊耳群火山岩属于富钾拉斑系列，SiO2含量间隙很窄，兼具火山弧和大陆裂谷型溢流的双重性；赵太平等(1998)分析了嵩县黄庄附近的马家河组沉积夹层中薄层灰岩的碳、氧稳定同位素，结果表明灰岩出现在海相环境，即熊耳群形成晚期处于海相环境。国内外火山岩研究的热点之一便是安山岩(陈越等，2010)，研究结果证实安山岩不但可以形成于不同的构造环境中，其形成机制也比较复杂(Byerlyetal., 1976; Robyn, 1979; Byersetal., 1983; Dungan and Davidson, 2004; Parman and Grove, 2004; Tatsumietal., 2008; 桑隆康等， 2012；王勤等，2015)。对马家河组安山岩开展针对性研究，不但有助于整个熊耳群的研究，也有助于华北陆块南缘岩石圈、构造体制研究，同时为区内找矿提供帮助。本文以马家河组安山岩为研究对象，开展岩石学、地球化学特征研究，探讨构造环境、岩石属性等，在约束安山岩岩石成因的同时，为该区域在中新元古代的构造演化以及北岭金矿的研究提供帮助。

1 地质概况

熊耳山地区位于华北克拉通南缘，紧邻北秦岭造山带(吴发富等， 2012；李厚民等， 2012; Dengetal., 2014)(图1a)。区内古老变质地层发育，构造运动频繁，岩浆活动尤其是燕山晚期酸性岩浆活动强烈(李国平， 2013)。该区地层具有稳定陆块的双层结构。基底为新太古代太华群，是一套以片麻岩为主的中深变质岩系(侯红星等，2014)，同位素年代学研究结果表明其形成年龄为2 900～2 200 Ma(Kroneretal., 1988; 张宗清等， 1994；薛良伟等， 1995；倪志耀等， 2003; Chenetal., 2008)，盖层为中元古界熊耳群和中新元古界官道口群、栾川群等。其中熊耳群是一套中基性-中酸性的火山岩系，与下伏地层太华群呈角度不整合或断层接触，主要岩性为玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩和流纹岩等，形成年龄跨度大(2 400～1 400 Ma)(范宏瑞等， 1994；胡受奚等， 1997；任富根等， 2002；陈衍景等， 2004；赵太平， 2004; Wangetal., 2011)，是该区重要的赋矿层位。区内褶皱构造不发育，构造以断裂为主，近东西向、北东向、近南北向、北西向4组断裂十分醒目，以前两组为主，其中近东西向的区域性马超营断裂是最重要的控岩控矿构造(Hanetal., 2009; 贾玉杰等，2013)，次一级的北东向断裂为成矿提供了有利的容矿空间，与金多金属矿床的形成和分布有着极为密切的关系(张元厚等， 2006)。该区岩浆活动强烈，具有长期性、多期性的特点(王卫星等， 2010a， 2010b； Wangetal., 2012;吴发富等，2012)。其中新太古代岩浆活动主要形成中基性-酸性火山岩及TTG岩系，中元古代熊耳期岩浆活动以中基性-中酸性火山喷发为主要特点，燕山期大规模的酸性岩浆侵入最为显著，是本区岩浆活动的又一高峰，不但形成花山、五丈山、合峪等花岗岩基，还派生出众多小型隐爆角砾岩筒、花岗闪长岩株(脉)、花岗斑岩等(张宗清等，2006；韩以贵，2007；叶会寿等，2008；郭波等，2009；高昕宇等，2010； Maoetal., 2010; 肖娥等， 2012；卢仁等， 2013)。

图 1 豫西大地构造简图(a)(据庞振山等， 2006)和北岭金矿区地质简图(b)Fig.1 Tectonic sketch map of western Henan Province (a， after Pang Zhenshan et al., 2006) and geological map of the Beiling gold deposit (b)1—第四系； 2—官道口群龙家园组； 3—官道口群高山河组上段； 4—官道口群高山河组中段； 5—官道口群高山河组下段； 6—熊耳群马家河组； 7—断层； 8—含金构造蚀变带； 9—断裂带； 10—产状1—Quaternary sediments; 2—Longjiayuan Formation of the Guandaokou Group; 3—upper Gaoshanhe Formation of the Guandaokou Group; 4—mid-dle Gaoshanhe Formation of the Guandaokou Group; 5—lower Gaoshanhe Formation of the Guandaokou Group; 6—Majiahe Formation of the Xiong’er Group; 7—fault; 8—auriferous structural altered zones; 9—fracture zone; 10—attitude

北岭金矿位于熊耳山地区东南部，矿区出露地层主要有第四系、官道口群龙家园组和高山河组、熊耳群马家河组(图1b)。其中龙家园组岩性主要为硅质条带状结晶白云岩，夹厚层状结晶白云岩；高山河组分为上、中、下3段，上段岩性主要为石英砂岩和粘土岩互层，中段岩性主要为辉石粗面岩、粗面斑岩及蚀变安山岩，下段岩性主要为石英砂岩夹粘土岩；马家河组岩性主要为(杏仁状)安山岩、(杏仁状)玄武安山岩、玄武粗安岩、粗安岩等，各岩石类型之间为整合接触，为一套富钾的火山熔岩。矿区地层整体呈单斜产出，倾向南西为主，其次为北西，倾角多在40°以下。矿区构造以断裂构造为主，褶皱构造仅在南部一带见到一小型背斜。断裂构造比较复杂，大大小小共计50余条，分为近东西向、北西向、北东向及近南北向4组，并具有多期活动特征；其中北西向断裂构造是主要的含矿构造，规模最大的含金蚀变带F881即由北西到南东贯穿全区。矿区内岩浆活动主要为熊耳期的火山喷发，形成一套中基性火山熔岩。

2 岩石学特征

马家河组是熊耳群的组成部分。熊耳群是华北克拉通南缘(豫西地区)的第1盖层，其分布范围广(横跨豫、晋、陕3省)、厚度大(厚1 000～6 000 m，最厚可达8 000 m)，自下而上分为大古石组、许山组、鸡蛋坪组和马家河组(谢良鲜等， 2014)。其中只有大古石组为一套河湖相含砾砂岩、泥岩，其余皆以熔岩为主(赵太平等， 2002)。

北岭一带马家河组变形变质较弱，岩性主要为(杏仁状)安山岩、(杏仁状)玄武安山岩及玄武粗安岩、粗安岩等，主要岩性介绍如下：

玄武安山岩呈深灰绿色，无斑晶，具填间结构(图2a)，块状构造。主要由斜长石(80%±)、辉石(单斜辉石)(8%±)及火山玻璃(12%±)等组成。其中斜长石呈板条状，长轴大小为0.3～1.4 mm，杂乱分布，其搭成的格架中充填褐色火山玻璃及辉石，形成填间结构，少数斜长石晶体被绿泥石及绿帘石交代；辉石多呈他形粒状，大小为0.2～0.4 mm，部分呈纤柱状，与粒状辉石一起充填在斜长石格架中，可见被绿泥石或绿帘石交代。

图 2 马家河组岩石镜下照片Fig. 2 Microscopic images of the rocks in the Majiahe Formationa—玄武安山岩，具填间结构(+)； b—杏仁状安山岩，具交织结构和杏仁状构造(+)； c—杏仁状玄武安山岩，具填间结构(+)； d—杏仁状玄武安山岩的杏仁体中心为粒状石英，中层为粒状钠长石，外层为垂直杏仁壁生长的绿泥石(+)； Q—石英； Pl—斜长石； Px—辉石； Ab—钠长石； Ch—绿泥石a—intersertal texture in basaltic andesite (+); b—pilotaxitic texture and amygdaloidal structure in amygdaloidal andesite (+); c—intersertal texture in amygdaloidal basaltic andesite (+); d—granular quartz (core), granular albite (middle), chlorite (outer) of amygdaloid body in amygda-loidal basaltic andesite (+); Q—quartz; Pl—plagioclase; Px—pyroxene; Ab—albite; Ch—chlorite

杏仁状安山岩呈绿色，无斑晶，具交织结构，杏仁状构造(图2b)。主要由斜长石(85%±)、铁质矿物(3%±)及杏仁体(12%±)等组成。其中斜长石多呈板条状，长轴大小为0.05～0.60 mm，半定向分布，形成交织结构；铁质矿物主要为褐铁矿及少量黄铁矿；杏仁体呈不规则状、次圆状等，杂乱分布，大小为0.6～10 mm，多充填隐晶状玉髓或玉髓与钾长石集合体，少数充填粒状方解石及铁质矿物。

杏仁状玄武安山岩呈深灰绿色，无斑晶，多数为填间结构(图2c)，个别为间隐结构、间隐-填间结构，杏仁状构造。岩石矿物成分主要为斜长石(65%～75%)，其次为火山玻璃(10%～15%)和辉石(2%～7%)，杏仁体含量多为2%～3%，局部多者为10%～15%。其中斜长石呈板条状，长轴大小为0.1～1.2 mm，杂乱分布，其搭成的格架中充填褐色火山玻璃及辉石，形成填间结构，少数晶体被绿泥石、绿帘石或碳酸盐矿物交代；辉石多呈半自形-他形粒状，个别呈纤维状，粒径为0.05～0.50 mm，可见绿泥石或绿帘石交代。杏仁体呈不规则状、次圆状，大小不等，小者0.2～1.8 mm，大者4～12 mm，充填粒状石英、方解石、钠长石、鳞片状绿泥石、隐晶状玉髓等，有的杏仁体中心为粒状石英，中层为粒状钠长石，外层为垂直于杏仁壁生长的绿泥石(图2d)。

3 样品采集及分析测试

所有马家河组研究样品均采自北岭金矿地下坑道内的新鲜岩石，岩性包括玄武安山岩、杏仁状安山岩、杏仁状玄武安山岩等。采样位置避开断裂破碎带、矿化蚀变带、各类接触带等。首先磨制光薄片，根据镜下观察结果，选择蚀变较弱、杏仁含量相对较少的7件代表性样品进行了全岩地球化学分析。

岩石全分析样品经无污染粉碎至200目后在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行主量元素和微量元素分析。其中主量元素使用XRF法测试(二价和三价铁使用化学法测定)，所用仪器为AxiosmAx 波长色散X射线荧光光谱仪，工作温度为23℃，相对湿度为34%，分析精度优于5%；微量元素采用ICP-MS测试，所用仪器为NexION 300D等离子体质谱仪，工作温度为21°，相对湿度为32%，分析精度总体优于5%。具体分析流程见相关文献(Quetal., 2004)。

4 分析结果

马家河组样品的主量元素、微量元素分析测试结果见表1。

表 1 北岭金矿区马家河组安山岩的主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析数据Table 1 Major elements (wB/%)and trace elements(wB/10-6)of andesites in the Majiahe Formation

续表 1 Continued Table 1

4.1 主量元素地球化学

马家河组安山岩样品的SiO2含量为51.19%～53.61%，平均为52.36%，表现出基性-中性过渡的特点，可能反映了岩浆的喷溢过程比较缓慢且经历了一定程度的结晶分异(田陟贤等， 2016)；TiO2含量为1.40%～1.62%，平均为1.48%；Al2O3含量为12.85%～14.58%，平均为13.39%，低于典型岛弧火山岩(17.1%～17.8%)(Hess, 1989; 王勤等， 2015)；MgO含量为2.24%～3.81%，平均为2.84%，Mg#值较小(29.85～40.14，平均为34.52)，远低于原生岩浆(68～75)(Wilson, 1989)，表明岩浆可能经历了一定程度的结晶分异(向坤鹏等， 2015)；FeO含量为4.50%～8.71%，平均为7.07%；TFe2O3含量为11.03%～13.31%，平均为12.46%；FeO/Fe2O3值为2.52～4.98，平均为4.21；P2O5含量为0.38%～0.45%，平均为0.41%；CaO含量为2.06%～4.35%，平均为3.26%，其值较低。马家河组安山岩具有富碱的特征(Na2O+K2O=6.06%～7.93%，平均为6.94%)，其中Na2O含量为1.73%～2.33%，平均为2.03%，K2O含量为4.11%～6.16%，平均为4.91%，K2O/Na2O值为1.84～3.48，平均为2.47，显示相对富钾贫钠的特征，这与前人关于熊耳群火山岩为高钾的认识一致(赵太平等，1995)。关于高钾的原因，孙枢等(1981, 1985)认为熊耳群形成于三叉裂谷构造环境，熊耳群火山岩中的中基性和酸性岩石并不是同源岩浆分异的产物，中基性岩石是幔源岩浆受相对富碱质(尤其是钾)的壳源物质的混合形成，而酸性岩石可能是大陆壳深熔产物；贾承造(1985)认为熊耳群火山岩的K2O、Na2O含量演化趋势和微量元素的不少特征类似于安第斯型活动大陆边缘，其K2O含量由南往北有升高的趋势；杨忆(1990)认为熊耳群火山岩在成岩后的某些地质作用下岩石的碱总量及钾碱比值有过增加；陈衍景等(1992)认为较高的K2O可能是区域性K2O异常造成的，该区域结晶基底内的火山岩K2O含量也明显高于其他地区的同类岩石；赵太平等(1996， 1999， 2002， 2007)认为同一地区随地层层位升高K2O含量具有螺旋式渐进上升的趋势。

4.2 稀土元素和微量元素地球化学

马家河组安山岩稀土元素总量(∑REE=154.60×10-6～200.60×10-6)相对较低，平均为183.09×10-6。轻、重稀土元素含量比值(LREE/HREE)为6.23～7.19，平均为6.62。(La/Yb)N为6.72～8.22，平均为7.31，表明轻稀土元素相对富集。(La/Sm)N为2.60～2.88，平均为2.73；(Gd/Yb)N为1.72～1.92，平均为1.81，表明轻稀土元素之间分馏程度相对较高，而重稀土元素之间分馏程度相对较低。δEu为0.83～1.02，平均为0.87，显示具有弱的Eu负异常，表明岩浆发生了程度较弱的斜长石分离结晶作用。δCe为0.94～0.99，平均为0.96，显示具有微弱的Ce负异常，表明岩石受后期蚀变或其他热事件的改造作用很小(Polat and Hofmann, 2003)。在稀土元素球粒陨石标准化图解(图3a)上配分曲线向右下倾斜，并且基本平行，显示同源岩浆演化的特征。

马家河组安山岩的大离子亲石元素(LILE)Rb的含量为96.3×10-6～222×10-6，平均为155.04×10-6；Sr的含量为288×10-6～664×10-6，平均为444.43×10-6；Ba的含量为739×10-6～3 086×10-6，平均为1 296×10-6。Rb/Sr值为0.15～0.59，平均为0.38，与地壳值(0.35)相当而高于地幔值(0.034)(Taylor and McLennan, 1995)。高场强元素(HFSE)Nb的含量为7.17×10-6～13.2×10-6，平均为8.89×10-6，高于岛弧拉斑玄武岩和洋脊拉斑玄武岩的Nb含量(分别为1.7×10-6～2.7×10-6和4.46×10-6)；Ta的含量为0.39×10-6～0.50×10-6，平均为0.44×10-6，同样高于岛弧拉斑玄武岩和洋脊拉斑玄武岩的Ta含量(分别为0.10×10-6～0.18×10-6和0.29×10-6)(转引自田陟贤等， 2013， 2016)；Zr的含量为50.5×10-6～85.5×10-6，平均为67.9×10-6,其值与钙碱性玄武岩(71×10-6)相当，高于岛弧拉斑玄武岩(40×10-6)；Hf的含量为2.01×10-6～3.28×10-6，平均为2.63×10-6，同样与钙碱性玄武岩(2.23×10-6)相当而高于岛弧拉斑玄武岩(1.17×10-6)。Nb/Ta值为17.62～28.27，平均为19.97，除去1个高值(样品590-9的28.27)外，平均值为18.58，远高于大陆地壳(13)，与原始地幔的Nb/Ta值相当(17)(Taylor and McLennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)。Zr/Hf值为23.89～26.91，平均为25.67，高于大陆地壳(11)而低于原始地幔(36)(Taylor and McLennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)。相容元素Cr的含量为116×10-6～129×10-6，平均为122.7×10-6；Ni的含量为28.8×10-6～35.9×10-6，平均为32.2×10-6。Cr和Ni的含量均远低于原生岩浆 (Cr含量为300×10-6～500×10-6, Ni含量为300×10-6～400×10-6)，代表岩浆为演化岩浆，可能经历了橄榄石和单斜辉石的分离结晶(向坤鹏等， 2015)。在微量元素原始地幔标准化图解(图3b)上，马家河组安山岩呈现出富集U、K、Pb、Nd等大离子亲石元素(LILE)而亏损Th、Nb、Ta、Ce、Zr、Ti等高场强元素(HFSE)的特征。与稀土元素配分曲线一样，马家河组安山岩样品在微量元素原始地幔标准化图上的形态特征基本一致，表明其为同源岩浆演化的产物。

图 3 马家河组安山岩稀土元素球粒陨石标准化图解(a，标准值据Boynton, 1984)和微量元素原始地幔标准化图解(b，标准值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns (a) (normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) ( normalization values after Sun and McDonough, 1989) of andesites in the Majiahe Formation

5 讨论

5.1 岩石成因

正如上文所述，马家河组安山岩样品具有相似的微量元素、稀土元素特征，表明其为同源岩浆演化的产物。安山岩根据物源可分为幔源、壳幔混源、壳源等3种类型(吴华英等， 2008)。虽然缺乏详细的Sr-Nd或Hf同位素数据，对准确限制马家河组安山岩的岩石成因等带来一定影响。但马家河组安山岩主量元素上具有较低的SiO2含量(51.19%～53.61%，平均为52.36%)，显示出幔源岩石的成分特征(王冠等， 2017)；Nb/Ta值除样品590-9(28.27)外平均为18.58，与原始地幔(17)相当，远高于大陆地壳(13)，可能反映了其幔源成因；Nd/Th值为19.50～24.07，平均为22.79，远高于壳源岩石(约为3)而与幔源岩石(大于15)相当(Beaetal., 2001)；Th/Nb值为0.13～0.22，平均为0.20，略高于原始地幔(0.12)而不同于陆壳(0.44)(牛贺才等， 2009)。在Nb-Zr图解(Gengetal., 2011)上，马家河组安山岩投在过渡型地幔及其附近(图4)。综合微量、稀土元素特征，认为马家河组安山岩为幔源。已有研究显示，镁铁质岩石一般起源于软流圈地幔或岩石圈地幔，区别在于起源于软流圈地幔的岩石相对原始地幔往往富集大离子亲石元素和高场强元素，而起源于岩石圈地幔的岩石往往富集大离子亲石元素和轻稀土元素，相对亏损高场强元素(Sklyarovetal., 2003; Zhao and Zhou, 2007)。马家河组安山岩在微量元素原始地幔标准化图解(图3b)上呈现出富集U、K、Pb、Nd等大离子亲石元素(LILE)而亏损Th、Nb、Ta、Ce、Zr、Ti等高场强元素(HFSE)的特征，显示源区应为岩石圈地幔。考虑到马家河组安山岩的Zr/Hf值为23.89～26.91，平均为25.67，低于原始地幔(36)而远高于大陆地壳(11)(Taylor and McLennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)，表明有陆壳物质的加入。负Nb异常亦指示可能有地壳物质参与了岩浆过程(Rollison, 1993)。但其La/Nb值为2.83～4.37，平均为3.82，远低于典型陆壳岩石(大于12)(转引自吴玉峰等， 2016)，表明陆壳物质的混染作用不明显。La/Sm值(4.13～4.58)均低于5，同样表明地壳物质混染不明显(Lassiter and DePaolo, 1997)。赵太平等(2002)通过对比熊耳群及下伏结晶基底的Nd同位素组成，认为熊耳群火山岩的地壳混染发生在岩浆源区，且混染作用影响不大，其地球化学特征是地幔源区性质的反映。

图 4 马家河组安山岩Nb-Zr图解(底图据Geng et al., 2011)Fig.4 Nb-Zr diagram of andesites in the Majiahe Formation (after Geng et al., 2011)

马家河组安山岩的Mg#值以及相容元素Cr、Ni的含量均低于原生岩浆的范围，表明岩浆可能为经历了结晶分异的演化岩浆。La/Sm值随La含量的变化情况可以示踪岩浆中微量元素的变化是受控于部分熔融还是结晶分异(赵振华， 1997)。马家河组安山岩样品的La/Sm值为4.13～4.58，平均为4.34，基本不随La含量变化，在La/Sm-La图解(图5a)上大致呈一条水平线，表明结晶分异是主要的控制因素。δEu为0.83～1.02，平均为0.87，显示弱的Eu负异常，表明岩浆发生了程度较弱的斜长石分离结晶作用。在Ni-Cr图解(图5b)上，马家河组安山岩呈现单斜辉石的分离结晶趋势，表明岩浆可能亦发生了单斜辉石的分离结晶作用。

根据以上地球化学特征，本文认为马家河组安山岩具有幔源岩浆的特征，并且其幔源区有陆壳物质的一定混染，在岩浆演化过程中经历了单斜辉石、斜长石等的分离结晶作用。

5.2 构造环境

关于熊耳群形成的构造环境，目前主要有以下认识：一种是形成于裂谷环境，甚至代表大陆裂解过程(孙枢等， 1985；杨忆， 1990； Zhaoetal., 2002；谢良鲜等， 2014)；一种是形成于活动大陆边缘(河南省地质局地质研究所和长春地质学院火山岩研究组， 1976；贾承造等， 1988；胡受奚等， 1988)；活动大陆边缘弧与裂谷并存(陈衍景等， 1992)。

马家河组安山岩高碱(全碱含量为6.06%～7.93%，平均为6.94%)，特别是富钾(K2O含量为4.11%～6.16%，平均为4.91%)，这可能暗示其为板内熔岩(吴国干等， 2005)。在微量元素原始地幔标准化图解中，自Ce至Lu各元素的含量下降很快，表现出裂谷火山岩的特征(李欢等， 2012)。马家河组安山岩富集U、K、Pb、Nd等大离子亲石元素(LILE)而亏损Th、Nb、Ta、Ce、Zr、Ti等高场强元素(HFSE)，这是岛弧岩浆作用的典型地球化学特征(陈越等， 2010)。但经历陆壳混染的板内岩浆岩也可以具有上述特征(马家河组安山岩的陆壳混染作用影响并不大)，这是因为大陆的横向增生主要是通过板块汇聚边缘的岩浆活动和岛弧碰撞来进行的，故岛弧岩浆和大陆地壳物质地球化学特征相似(Plank, 2005)。源区保留有俯冲组分的大陆裂谷火山岩同样也可以产生上述地球化学特征(赵太平等，2007)。马家河组安山岩轻重稀土元素分馏明显，其(La/Yb)N为6.72～8.22，平均为7.31，在稀土元素球粒陨石标准化图解上向右下倾斜，这种较高分异度的稀土元素特征不但不同于轻稀土元素亏损的洋中脊玄武岩，也不同于平坦型或弱分异的岛弧型拉斑玄武岩，而与一些大陆裂谷火山岩的特征比较形似(徐勇航等， 2007)。马家河组安山岩在Th/Ta-La/Yb图解上投在大陆溢流玄武岩区域(图6a)，在Nb/U-Nb图解上投在大陆玄武岩区域(图6b)，在Ti-Zr图解上投在板内玄武岩(图6c)，在Cr-Y图解上投在洋中脊玄武岩与板内玄武岩的共同区域(图6d)。河南省地质科学研究所(1992)[注]河南省地质科学研究所. 1992. 熊耳群地质环境演化及含矿性研究(报告). 1～196.通过研究马家河组沉积夹层的稀土元素和微量元素特征，认为熊耳群沉积岩的形成构造背景为被动大陆边缘。结合以上特征，笔者认为马家河组安山岩形成于拉张的大陆裂谷环境。

图 5 马家河组安山岩La/Sm-La图解(a，底图据Treuil and Joron, 1975)、Ni-Cr图解(b，底图转引自王苏珊等， 2017)Fig. 5 La/Sm-La (a, after Treuil and Joron, 1975) and Ni-Cr (b, after Wang Sushan et al., 2017) diagrams of andesites in the Majiahe Formation

图 6 马家河组安山岩Th/Ta-La/Yb(a， Condie, 1997)、Nb/U-Nb(b， Le Roex et al., 1989)、Ti-Zr(c， Pearce et al., 1981;Pearce, 1982)、Cr-Y(d， Pearce et al., 1981; Pearce, 1982)图解Fig. 6 Th/Ta-La/Yb (a, after Condie, 1997), Nb/U-Nb (b, after Le Roex et al., 1989), Ti-Zr (c, after Pearce et al., 1981; Pearce, 1982) and Cr-Y (d, after Pearce et al., 1981; Pearce, 1982) diagrams of andesites in the Majiahe Formation

赵太平等(2001)讨论了熊耳群的形成时代，认为熊耳期岩浆活动的时限大致为1.95～1.75 Ga，而不是1.85～1.40 Ga。He等(2009)对崤山地区马家河组下部安山岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得的年龄为1 778±6.5 Ma。崔敏利等(2010)选择崤山地区侵入到马家河组上部的石英闪长岩和花岗斑岩进行测年工作，其中挑选石英闪长岩中的斜锆石和锆石分别进行了SIMS U-Pb定年，结果分别为1 789±3.5 Ma和1 778±12 Ma，花岗斑岩中的锆石SIMS U-Pb定年结果为1 786.4±7.7 Ma，据此提出熊耳群火山岩形成时限为1 800～1 770 Ma，主体作用于1 780 Ma。整体来看，熊耳群火山岩的岩浆活动持续时间并不是很长，可能开始于1.95 Ga左右，这时的火山活动中心可能在豫西熊耳山地区。1.85～1.70 Ga华北克拉通处于伸展和裂解时期(邵济安等， 2002)，形成以崤山为中心，分别向西、东、北3个方向发展的三叉裂谷系。裂解早期形成熊耳群底部大古石组河湖相沉积岩，随着裂解活动的加强逐渐进入岩浆喷溢阶段，形成克拉通南缘巨厚的熊耳群火山岩。马家河组安山岩即是该时期的产物。