ISSN 1005-2518
CN 62-1112/TF
RSS  |  Email Alert

Gold Science and Technology >

2025 , Vol. 33 >Issue 3: 455 - 466

DOI: https://doi.org/10.11872/j.issn.1005-2518.2025.03.307

Mineral Exploration and Resource Evaluation

Apatite U-Pb Dating and Petrogeochemical Constraints on the Genesis of Lamprophyres in the Nianzha Gold Deposit in Renbu County， Tibet

  • Liang WANG , 1, 2 ,
  • Bailin CHEN 3
Expand
  • 1. Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China
  • 2. Civil-Military Integrated Geological Survey Center of China Geological Survey，Chengdu 610036，Sichuan，China
  • 3. Institute of Geomechanics，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100081，China

Received date: 2024-09-04

  Revised date: 2025-03-05

  Online published: 2025-07-10

Fold

Abstract

The Renbu Nianzha gold deposit，recently identified in Tibet，represents a significant independent rock gold deposit.Numerous lamprophyre veins have been identified within the mining area.However，their origin remains ambiguous.Consequently，this study undertook a comprehensive field investigation，collecting representative lamprophyre samples from the site to explore their petrogenesis through petrographic analysis，apatite U-Pb isotope dating，and geochemical characterization.Petrographic analysis reveals that the primary rock-forming minerals in the lamprophyres are biotite，plagioclase feldspar，and minor monoclinic pyroxene.The porphyritic minerals pre dominantly consist of biotite，while the matrix is composed of plagioclase feldspar and minor monoclinic pyroxene，classifying the rocks as mica-plagioclase lamprophyres.The TAS classification and K/（K+Na）-K/Al diagram indicate that these rocks belong to the calc-alkaline potassic series.They are characterized by an enrichment in large ion lithophile elements and light rare earth elements，a deficiency in high field strength elements and heavy rare earth elements，and a pronounced fractionation between light and heavy rare earth elements.The U-Pb dating of apatite within the lamprophyres yields an age of（19.9±1.2）Ma，sug-gesting formation during the early Miocene epoch.A comprehensive analysis indicates that the lamprophyre veins in the Nianzha gold mine area originated in a post-collisional extensional setting associated with the India-Eurasia continental interaction.These lamprophyres are hypothesized to have formed through partial melting of the Asian lithospheric mantle，which had been metasomatized by fluids bearing oceanic sediment charac-teristics，and subsequently ascended along regional deep-seated faults.Notably，the diagenetic age of the lamprophyres is significantly younger than the period of gold mineralization.

Key words： lamprophyre; apatite U-Pb chronology; rock geochemistry; Nianzha gold deposit; Tibet

Cite this article

Liang WANG , Bailin CHEN . Apatite U-Pb Dating and Petrogeochemical Constraints on the Genesis of Lamprophyres in the Nianzha Gold Deposit in Renbu County， Tibet[J]. Gold Science and Technology, 2025 , 33(3) : 455 -466 . DOI: 10.11872/j.issn.1005-2518.2025.03.307

煌斑岩为一系列富含水、二氧化碳等挥发分的具斑状结构的暗色超基性—中性浅成岩类，常以岩墙形式产出。目前，部分煌斑岩因含金刚石或与中低温热液型金成矿联系密切（Wyman et al.，2006；Müller et al.，2018）而备受关注。此外，煌斑岩对大陆岩石圈和软流圈地幔地球化学性质以及地球深部动力学过程研究具有重要的科学意义（Guo et al.，2004；Tappe et al.，2006；Abdelfadil et al.，2013；Ulrych et al.，2014；Pandey et al.，2017），已成为大陆岩石圈和软流圈地幔地球化学性质以及地球深部动力学演化追踪的重要“探针”（刘秉翔等，2021）。
西藏念扎金矿位于日喀则市仁布县境内，为雅鲁藏布江结合带新发现的大型独立岩金矿床，矿区内产出众多煌斑岩和花岗岩脉，且煌斑岩常出露于矿化蚀变带内或其附近（张雄等，2018，2019；赵晓燕等，2021）。然而，目前关于该矿床岩石成因及其与金成矿的关系尚不清楚。为此，本研究以念扎金矿区出露的煌斑岩作为重点研究对象，通过岩相学、磷灰石U-Pb同位素测年和岩石地球化学研究，对其成岩时代、源区特征、岩浆演化过程和成因进行探讨。

1 地质背景

西藏念扎金矿区位于雅鲁藏布蛇绿混杂岩带中段仁布构造混杂岩带北亚带（雄如—勇拉蛇绿构造混杂岩带）［图1（a）］。区内出露地层较简单，主要包括三叠系宋热组第一岩性段（T3 s 1），其次为下白垩统比马组（K1 b）和第四系（Q）。其中，三叠系宋热组分布于矿区南部，面积约为35 km2，岩性以细砂和粉砂质板岩为主，偶见绢云母板岩和炭质板岩。下白垩统比马组呈残留体状分布于矿区北侧，出露不全，岩石普遍受到区域变质作用的影响，厚度变化较大，岩性主要包括生物碎屑灰岩、大理岩化灰岩、大理岩和变砂岩等。岩浆岩主要分布于矿区北部，以大面积的灰白色中—细粒石英闪长岩为主，局部可见辉绿岩和辉长岩，并发育有石英、花岗岩和煌斑岩等岩墙。其中，靠近超基性岩片的闪长岩由于遭受强烈的热液蚀变，已成为主要的含矿岩石。区内变质岩以浅变质砂岩、板岩、千枚岩和结晶灰岩等低级变质岩系为主，其原岩主要为砂岩、泥岩沉积建造，少部分为斜长角闪岩。
图1 念扎金矿区大地构造位置（a）和矿区地质简图（b）

KS-库地缝合带；JS-金沙江缝合带；BNS-班公湖—怒江缝合带；IYS-印度河—雅鲁藏布江缝合带；STDS-藏南拆离系；MCT-主中央逆冲断层；MBT-主边界逆冲断层；THS-特提斯喜马拉雅沉积序列；HHM-高喜马拉雅变质岩；LHS-低喜马拉雅变沉积岩；1.第四系；2.下白垩统比马组；3.三叠系宋热组一段；4.闪长岩体；5.超基性岩；6.辉绿辉长岩脉；7.花岗岩脉；8.大理岩透镜体；9.煌斑岩脉；10.地质界线；11.断层；12.金矿体；13.采样位置

Fig.1 Geotectonic location（a） and geological map（b） of the Nianzha gold mine

区内构造线主要为近EW向，且SN、NW和NE向次级构造发育［图1（b）］。其中，NW向断层破碎带为主要含矿构造（F1、F2、F3和F4），而NE向为主要破矿构造（F6、F7、F8、F9），SN向构造（F10、F11、F12）具弱蚀变特征，偶见矿化显示。矿区南部构造活动强烈，三叠系中可见蛇纹石化辉橄岩片，具褪色蚀变和强烈的片理化特征，南部岩片则主要表现为蛇纹石化，未见明显的褪色蚀变和片理化现象。

2 样品采集与分析

本研究在念扎金矿区北侧闪长岩体内采集到适量具代表性的煌斑岩样品，其中4件样品（编号：NZ1、NZ2-1、NZ2-2和NZD07）用于岩石地球化学分析，1件样品（编号：NZ24-3）用于磷灰石U-Pb同位素测年。
岩石地球化学分析工作在中国地质调查局军民融合地质调查中心分析测试实验室完成。利用PW440/40型X-荧光分光光度计（XRF）和 PQMSICP-MS分别测定煌斑岩的主量元素、微量元素和稀土元素含量，2种方法的准确度均优于5%。煌斑岩中磷灰石单矿物的挑选和制靶工作在北京加里东能源技术开发有限公司完成，样品经过粉碎后，由人工挑选透明、晶型完好的矿物颗粒，随后制成靶。磷灰石矿物阴极发光（CL）显微图像和U-Pb同位素测试在中国地质大学（武汉）紧缺矿产资源勘查协同创新中心完成。测试过程采用美国产的ESL193nm激光剥蚀系统联合Agilent 7900型ICP-MS，采用激光剥蚀系统的激光束斑直径为50 μm，频率为10 Hz，能量密度为2 J/cm2，在流速为0.55 L/min的氦气环境下，对样品进行烧蚀，烧蚀产生的气溶胶在样品室外与流速为0.75 L/min的氩气进行混合后进入ICP-MS系统进行元素测定。使用Madagascar磷灰石标样校正207Pb/235U 和206Pb/238U（Thomson et al.，2009），SRM NIST 612磷灰石标样校正207Pb/206Pb，Otter Lake磷灰石标样作为监控样（Chew et al.，2011）。本研究采用the VizualAge DRS 程序还原U-Pb同位素年代学数据，绘制年龄谐和图（具体方法详见Petrus et al.，2012；Chew et al.，2014）。

3 结果分析

3.1 岩石学特征

矿区内煌斑岩呈NW（250°~300°）向脉状产出，宽度为0.2~1.6 m，呈灰色，具有斑状结构和块状构造。根据煌斑岩分布特征，可划分为3类：第1类煌斑岩分布于超基性岩片边部；第2类煌斑岩脉分布于三叠系中，呈顺层和穿层分布；第3类煌斑岩分布于闪长岩侵入体。由于第1类和第2类煌斑岩分布于矿区南侧，受构造蚀变影响明显，故本研究样品均采自闪长岩体内的第3类煌斑岩脉［图2（a）、2（b）］。
图2 念扎金矿区煌斑岩野外露头（a）~（b）和显微照片（c）~（f）

Bt-黑云母；Pl-斜长石

Fig.2 Field outcrops （a）~（b） and micrographs （c）~（f） of lamprophyre in the Nianzha gold mine

煌斑岩具有明显的斑状结构，斑晶含量为10%~15%，主要为黑云母，全自形—自形结构，黑云母斑晶长度为1.0~3.0 mm，少量黑云母呈散状分布，长度为0.5~1.0 mm。在正交偏光镜下可见波状消光，发育一组完全节理，可见节理弯曲。基质含量为85%~90%，主要为斜长石、单斜辉石和黑云母，斜长石长度一般为0.1~0.2 mm，多数为0.03~0.10 mm，少数杂乱分布长度为0.2~0.3 mm。斜长石呈半自形板状，单斜辉石呈半自形柱状［图2（c）~2（f）］。

3.2 岩石地球化学特征

3件煌斑岩样品的烧失量（LOI）为3.84%~4.96%，小于5%，1件样品（NZD07）的烧失量较大（8.09%）（表1）。煌斑岩的SiO2含量为51.14%~52.21%（平均值为51.75%），Na2O+K2O含量为7.64%~8.18%（平均值为 8.03%），MgO含量为7.88%~8.20%（平均值为8.05%），Al2O3含量为10.84%~13.16%（平均值为12.43%），TiO2含量为1.10%~1.26%（平均值为1.20%），Mg#值变化范围为69~74（平均值为71）（表1）。在TAS图解［图3（a）］中，研究区煌斑岩样品主体落在钙碱性（CAL）区域内，与区域上仁布县以南煌斑岩墙相似，属钙碱性煌斑岩系列。在nK/n（K+Na）-nK/nAl相关图解［图3（b）］中，所有样品均落于钾质煌斑岩范围，因此区内煌斑岩属钙碱性钾质岩系。
表1 念扎金矿区煌斑岩主量、微量和稀土元素分析结果

Table 1 Analysis results of major，trace and rare earth elements of lamprophyres in the Nianzha gold mine

样品编号 Al2O3 CaO Cr2O3 FeO K2O MgO MnO Na2O P2O5 SiO2 TFe2O3 TiO2 LOI Mg# Na2O+K2O K2O/Na2O
NZ1 13.16 4.81 0.05 4.86 5.76 8.20 0.12 2.42 0.94 52.21 7.26 1.23 3.84 67 8.18 1.57
NZ2-1 12.98 5.21 0.05 4.67 5.76 8.18 0.12 2.34 0.97 51.95 7.18 1.26 4.57 67 8.10 1.62
NZ2-2 12.72 5.22 0.05 4.71 6.35 7.95 0.11 1.83 0.94 51.68 7.11 1.22 4.96 67 8.18 2.29
NZD07 10.84 6.54 0.066 2.79 6.63 7.88 0.092 1.01 0.86 51.14 5.44 1.1 8.09 74 7.64 4.33
样品编号 Rb Ba Th Sr U Nb Ta Zr Hf Y Sc La Ce Pr Nd Sm
NZ1 395 2 798 109 932 10.8 23.2 1.38 540 12.0 22.0 15.1 123 289 38.0 143 22.2
NZ2-1 376 2 692 105 933 10.4 23.1 1.32 540 10.9 19.9 14.8 116 280 36.2 145 22.0
NZ2-2 470 2 636 110 1 078 11.7 21.7 1.29 540 13.4 21.8 15.0 109 269 34.7 141 20.4
NZD07 379 2 887 163 912 16.6 18.5 1.2 520 11.8 29.3 13.1 173 443 54.4 232 37.3
样品编号 Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣREE LREE HREE LREE/HREE LaN/YbN δEu δCe
NZ1 2.46 12.80 1.51 5.74 0.84 1.92 0.34 1.91 0.24 642.96 617.66 25.30 24.41 46.19 0.45 1.04
NZ2-1 2.37 12.50 1.37 5.06 0.77 1.99 0.31 1.70 0.21 625.48 601.57 23.91 25.16 48.95 0.44 1.06
NZ2-2 2.33 12.60 1.40 4.98 0.81 2.04 0.35 1.64 0.25 600.50 576.43 24.07 23.95 47.67 0.44 1.07
NZD07 5.44 23 2.58 8.39 1.13 3.27 0.35 2.18 0.28 986.32 945.14 41.18 22.95 56.92 0.57 1.12
图3 念扎金矿区煌斑岩的TAS岩石分类图（a）（底图据Rock，1991）和nK/n（K＋Na）-nK/nAl相关图解（b）（底图据路凤香等，1991）

注：仁布以南煌斑岩数据来自孙敏佳等（2024）；然巴煌斑岩数据来自Liu et al.（2021）；甲村煌斑岩数据来自Jarquin et al.（2024）

Fig.3 TAS rock classification diagram（a）（base map after Rock，1991） and nK/n（K+Na）-nK/nAl correlation diagram（b）（base map after Lu et al.，1991） of lamprophyres in the Nianzha gold mine

煌斑岩的ΣREE含量为601×10-6~986×10-6、LREE/HREE比值为23.0~25.2、δCe为1.04~1.12、δEu为0.44~0.57、（La/Yb）比值为46.19~56.92。所有煌斑岩样品的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线分布形态一致，均向右倾斜［图4（a）］，显示轻稀土元素分馏明显。所有煌斑岩样品的原始地幔标准化微量元素曲线具有一致的分布形态，整体向右倾斜，富集大离子亲石元素（如：Rb含量为376×10-6~470×10-6、Ba含量为2 636×10-6~2 798×10-6、Th含量为105×10-6~163×10-6、U含量为10.4×10-6~16.6×10-6），亏损高场强元素（如：Nb含量为18.5×10-6~23.3×10-6、Ta含量为1.20×10-6~1.38×10-6、Ti含量为6 593×10-6~7 312×10-6、Zr含量为520×10-6~540×10-6、Hf含量为11.8×10-6~13.4×10-6）的地球化学特征。总体上，本研究的样品与区域上已报道的甲村、仁布县南和然巴地区出露的煌斑岩具有相似的稀土、微量元素配分特征，配分曲线位于拉萨地块超钾质岩分布区内［图4（b）］。
图4 念扎金矿区煌斑岩球粒陨石标准化配分模式图（a）（球粒陨石稀土含量据Taylor et al.，1985）和原始地幔标准化蛛网图（b）（原始地幔微量元素值据Sun et al.，1989）

注：仁布以南煌斑岩数据来自孙敏佳等（2024）；然巴煌斑岩数据来自Liu et al.（2021）；甲村煌斑岩数据来自Jarquin et al.（2024）

Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns（a）（chondrite-normalized REE values after Taylor et al.，1985） and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams（b）（primitive mantle-normalized trace element values after Sun et al.，1989） of the lamprophyres in the Nianzha gold mine

3.3 磷灰石的U-Pb定年

（1）磷灰石形态及阴极发光结构。念扎金矿区内煌斑岩样品中磷灰石矿物形态以柱状为主，柱体长70~150 μm，宽33~38 μm，磷灰石晶体晶质较均匀（图5）。在CL阴极发光图像上，颗粒没有明显的分带，表明其为岩浆成因的磷灰石，磷灰石的U含量（1.08×10-6~247.61×10-6）、Th含量（0.15×10-6~183.70×10-6）和Pb含量（6.43×10-6~99.79×10-6）相对较高，能够提供可靠的磷灰石结晶年龄。
图5 念扎金矿区煌斑岩中磷灰石U-Pb年龄Terra-Wansserburg图

Fig.5 Terra-Wansserburg diagram of apatite U-Pb age in lamprophyre of Nianzha gold deposit

（2）磷灰石年龄。磷灰石谐和年龄数据（图5）显示，本次所获得的磷灰石年龄数据点较集中（表2），年龄跨度较小，表明磷灰石的来源和成因较单一，获取的21颗磷灰石测点的下交点年龄为（19.9±1.2）Ma，其代表了煌斑岩的结晶年龄，表明煌斑岩岩脉形成于中新世，明显晚于念扎金矿的成矿时代［（43.7±0.5）Ma］（张雄等，2018）。
表2 念扎金矿区煌斑岩磷灰石U-Th-Pb分析结果

Table 2 Analysis results of apatite U-Th-Pb of the lamprophyres in the Nianzha gold mine

点号 含量/（×10-6） 同位素比值
Pb U Th Th/U 207Pb/235U 2s 206Pb/238U 2s Rho 238U/206Pb 2s 207Pb/206Pb 2s
NZ24-3-4 77.70 8.94 0.68 0.08 411.04 17.01 3.53 0.14 0.92 0.28 0.01 0.84 0.01
NZ24-3-5 6.43 37.59 3.35 0.09 8.03 0.36 0.07 0.00 0.57 14.13 0.50 0.82 0.03
NZ24-3-6 49.86 13.24 29.38 2.22 57.12 2.37 0.50 0.02 0.81 2.02 0.08 0.84 0.02
NZ24-3-7 12.40 15.71 14.70 0.94 37.52 1.44 0.32 0.01 0.79 3.10 0.11 0.84 0.02
NZ24-3-8 6.80 18.54 1.19 0.06 18.09 0.79 0.16 0.01 0.73 6.29 0.24 0.83 0.02
NZ24-3-10 12.90 19.99 114.51 5.73 29.93 1.12 0.26 0.01 0.78 3.82 0.13 0.83 0.02
NZ24-3-11 10.08 14.12 0.38 0.03 33.28 1.40 0.29 0.01 0.74 3.40 0.12 0.82 0.02
NZ24-3-12 99.79 1.08 0.15 0.14 4 758.00 275.45 40.92 2.34 0.96 0.02 0.00 0.84 0.01
NZ24-3-13 16.47 9.46 16.47 1.74 85.69 3.62 0.72 0.03 0.83 1.38 0.05 0.86 0.02
NZ24-3-14 14.92 18.34 111.19 6.06 39.46 1.53 0.33 0.01 0.78 3.00 0.10 0.86 0.02
NZ24-3-16 24.01 25.31 150.24 5.94 45.34 1.68 0.39 0.01 0.84 2.59 0.09 0.85 0.02
NZ24-3-17 18.09 22.08 122.58 5.55 38.37 1.45 0.33 0.01 0.82 3.02 0.11 0.84 0.02
NZ24-3-18 7.01 247.61 53.64 0.22 1.27 0.06 0.01 0.00 0.73 72.69 2.82 0.67 0.02
NZ24-3-20 28.86 27.80 183.70 6.61 50.25 1.99 0.42 0.02 0.86 2.36 0.09 0.86 0.02
NZ24-3-21 67.39 1.66 2.35 1.42 4 368.88 390.59 37.48 3.30 0.96 0.03 0.00 0.85 0.02
NZ24-3-22 6.77 33.46 2.37 0.07 9.63 0.45 0.09 0.00 0.60 11.76 0.44 0.82 0.03
NZ24-3-23 14.03 92.21 92.21 1.00 43.12 1.76 0.37 0.01 0.75 2.72 0.10 0.85 0.02
NZ24-3-24 8.48 11.53 69.59 6.04 37.12 1.59 0.31 0.01 0.71 3.21 0.12 0.86 0.03
NZ24-3-25 22.55 21.50 133.49 6.21 49.86 1.86 0.42 0.01 0.82 2.37 0.08 0.86 0.02
NZ24-3-26 34.46 29.91 147.71 4.94 55.84 1.98 0.48 0.02 0.83 2.10 0.07 0.85 0.01
NZ24-3-28 30.13 31.73 155.86 4.91 44.47 1.76 0.38 0.01 0.81 2.64 0.10 0.85 0.02

4 讨论

4.1 岩浆源区的性质

研究表明，大陆地壳中K2O含量平均值为3.4%，Na2O平均值为3.9%，据此可知K2O/Na2O比值为0.872（Taylor et al.，1985）。念扎金矿区内的煌斑岩属钾质类岩石，K2O含量为5.76%~6.63%，平均值为6.13%，Na2O含量为1.01%~2.42%，平均值为1.9%。K2O/Na2O比值为1.57~4.33，平均值为2.45，远高于大陆地壳的K2O/Na2O比值，指示区内煌斑岩的地幔源区可能以富钾（含金云母或角闪石）矿物为主。前人研究结果显示，根据煌斑岩样品中Rb、Ba、Sr相对含量和元素间比值，可判断其母岩浆地幔源区中是否存在角闪石或金云母（Furman et al.，1999）。这是因为这些元素在金云母和角闪石矿物相中具有不同的地球化学性质， Rb和Ba元素在金云母矿物相中的分配系数均大于1.0，分别为2.48和3.68，表现为相容性（Adam et al.， 1993； LaTourrette et al.，1995），而Rb、Sr和Ba元素在角闪石矿物相中的分配系数均小于1.0，分别为0.2、0.298和0.16，表现为较低的相容性（Adam et al.，1993；LaTourrette et al.，1995）。也就是说，与含金云母相地幔源区平衡的岩浆熔体通常具有相对低的Ba含量和Ba/Rb值，而源自含角闪石相地幔源区的熔体具有相对高的Ba含量和Ba/Rb比值。如：非洲大裂谷西支的基伍火山岩、中国辽东白云金矿煌斑岩和桂中都安—马上煌斑岩等，均源自含金云母相的岩石圈地幔（Furman et al.，1999；贾宏翔等，2020；唐远兰等，2021），这些基性岩类的Rb/Sr比值均大于0.1，Ba/Rb比值均小于20。同时，实验岩石学研究证实金云母和角闪石等挥发性矿物只能存在于岩石圈地幔中（Olafsson et al.，1983）。在本次研究中，念扎金矿区内煌斑岩具有较高的Rb/Sr比值和低Ba/Rb比值，其中Rb/Sr比值为0.41~0.45，大于0.1，Ba/Rb比值为3.49~4.74，小于20［图6（a）］，与源自含金云母相岩石圈地幔的煌斑岩相应微量元素比值相似，表明矿区内煌斑岩的母岩浆源自含金云母矿物相岩石圈地幔部分熔融。
图6 念扎金矿区煌斑岩Rb/Sr-Ba/Rb相关图解（a）和Dy/Yb-Dy相关图解（b）

注：底图据Miller et al.（1999）；仁布以南煌斑岩数据来自孙敏佳等（2024）；然巴煌斑岩数据来自Liu et al.（2021）；甲村煌斑岩数据来自Jarquin et al.（2024）

Fig.6 Rb/Sr-Ba/Rb correlation diagram（a） and Dy/Yb-Dy correlation diagram（b） of lamprophyres in the Nianzha gold mine

在岩石圈地幔发生部分熔融形成岩浆熔体过程中，重稀土元素Yb在橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和尖晶石矿物相的分配系数分别为0.023、0.1、0.4和0.0045，均小于1，而在石榴石矿物相中的分配系数为6.6，表现出截然不同的地球化学特性（Johnson，1998），因此地幔中石榴石矿物对岩浆熔体中Yb含量影响较大。通常，含石榴石相地幔部分熔融生成的岩浆熔体Dy/Yb比值在2.5以上，而含尖晶石相地幔部分熔融形成的岩浆熔体Dy/Yb比值几乎保持在1.5以下（Thirlwall et al.，1994；Miller et al.，1999；贾宏翔等，2020）。
本次获得的念扎金矿区内煌斑岩样品的La/Yb比值为46.19~56.92，Dy/Yb比值为3.17~4.10，整体变化范围较小。如图6（b）所示，样品落在石榴石二辉橄榄岩相地幔部分熔融曲线范围附近，与区域上仁布以南、甲村地区煌斑岩具有相似的地幔源区，指示念扎金矿区内煌斑岩的原始母岩浆由石榴石二辉橄榄岩相地幔低程度部分熔融形成。此外，由含石榴石相地幔源区形成的熔体，其重稀土球粒陨石标准化配分曲线较陡，而来自尖晶石相地幔源区的熔体，其重稀土球粒陨石标准化配分曲线相对平坦，而轻重稀土分馏相对较弱（Miller et al.，1999）。对照研究区煌斑岩稀土配分曲线［图4（a）］呈现陡倾斜形态，且轻重稀土元素分异程度中等，据此推测，其原始岩浆源区为含金云母的石榴石相二辉橄榄岩岩石圈地幔。

4.2 地壳混染

岩石圈地幔发生部分熔融形成的初始母岩浆，沿着深大断裂上升或侵位到地壳的过程中往往会受到地壳物质的同化混染（Mohr，1987），导致岩浆主量元素组成显著改变，而本次获得的念扎金矿区内煌斑岩样品中SiO2、Al2O3、K2O和Na2O等主量元素含量值相对集中，并未显示出很大的变化范围，说明区内煌斑岩母岩浆上升侵位过程中，并未遭受强烈的地壳混染作用。已有研究表明，原始地幔的Nb/Ta比值平均为17.8，Zr/Hf比值为36.3（Mc-Donough et al.，1995），而地壳Nb/Ta比值为12~13，Zr/Hf比值为11（Taylor et al.，1985）。本次获得念扎金矿区内煌斑岩Nb/Ta比值为16.81~17.50（均值为17.11），Zr/Hf比值为40.30~55.72（均值为47.64），与原始地幔相应元素比值接近。研究表明，煌斑岩中微量元素Nb/U比值可用于区分地壳物质对岩浆的混染作用（柴凤梅等，2007；贾丽琼等，2013；贾宏翔等，2020），其中，大洋中脊玄武岩（MORB）和洋岛玄武岩（OIB）具有一致的Nb/U比值，平均值为47±10（Hofmann et al.，1986）。上地壳中Nb元素含量为25×10-6， U元素含量为2.8×10-6，Nb/U比值约为8.9（Taylor et al.，1985）。全球大洋俯冲带沉积物中Nb元素平均值为8.94×10-6，U元素含量平均值为1.68，Nb/U比值约为5.32（Plank et al.，1998），俯冲带流体具有相对较低的Nb/U比值（0.22）（Ayers，1998）。本次获得的念扎金矿区煌斑岩Nb/U比值为1.15~2.22，该Nb/U值位于俯冲带流体和全球大洋俯冲带沉积物的Nb/U比值之间，远小于上地壳的Nb/U比值，指示地壳混染作用并不强烈，可能存在俯冲带流体的加入。

4.3 流体交代

一般由于俯冲带流体交代作用，岩石圈地幔发生部分熔融形成岩浆熔体，该岩浆熔体通常富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素，同时Ta-Nb-Ti元素呈现明显的负异常特征，因此不相容元素Ta-Nb-Ti负异常可指示具有俯冲带特征的构造背景（Rock，1991），
研究区煌斑岩样品稀土元素配分图中元素Nb-Ta曲线形态呈槽型， Ti元素曲线形态呈谷型，Nb、Ta和Ti均表现为相对亏损，具有典型的Ta-Nb-Ti负异常特征［图4（b）］，暗示其岩浆源区受俯冲带流体或俯冲带沉积物熔体交代作用，即在地壳混染作用不显著的情况下，流体交代作用引起岩石圈地幔中大离子亲石元素和轻稀土元素的富集。

4.4 构造环境与成岩机制

印度—欧亚大陆自始新世开始碰撞造山，先后经历了主碰撞、同碰撞和后碰撞伸展作用（侯增谦等，2006），在后碰撞伸展作用下，雅鲁藏布缝合带南北两侧形成大量的中新世后碰撞岩浆岩，形成时代为25~10 Ma。念扎矿区南部喜马拉雅地区中新世岩浆岩脉体年龄多集中在~10 Ma。如然巴地区超钾质煌斑岩形成于~13 Ma（40Ar-39Ar法）（Liu et al.，2021），仁布以南煌斑岩墙群形成于15~11 Ma（锆石U-Pb法）（孙敏佳等，2024），甲村煌斑岩脉形成于（13.1±0.1）Ma（Jarquin et al.，2024）。本次获得的念扎金矿区煌斑岩脉形成年龄为19.9 Ma，明显早于南部喜马拉雅地区的中新世脉体形成时代，但其与雅鲁藏布江缝合带北侧中新世后碰撞岩浆岩时代相近。
关于中新世后碰撞伸展背景的机制，目前主要有3种动力学模型：一是加厚岩石圈地幔的拆沉或对流减薄（Liu et al.，2014，2017）；二是俯冲的印度大陆岩石圈板片断离或回转（Guo et al.，2019；Kelly et al.，2020）；三是印度岩石圈的撕裂或侧向拆离（Chen et al.，2015；Li et al.，2018；Bian et al.，2020；Liu et al.，2020）。以上动力学模型均可促使大陆岩石圈地幔发生部分熔融。喜马拉雅地区然巴超钾质煌斑岩和仁布以南煌斑岩群的岩浆源区为富集的印度岩石圈地幔（Liu et al.，2021；孙敏佳等，2024），而雅鲁藏布江缝合带内及其北侧的后碰撞超钾质岩类源自中—南拉萨地块岩石圈地幔（Liu et al.，2021；Jarquin et al.，2024），即印度板块的断离或回卷，软流圈上涌导致亚洲岩石圈地幔熔融。结合煌斑岩年龄和地球化学特征，认为念扎金矿区煌斑岩岩浆源区源自亚洲岩石圈地幔熔融。
综上所述，念扎金矿区煌斑岩形成于早中新世（~19.9 Ma）印度—欧亚大陆碰撞后伸展环境，是具有大洋沉积物性质的流体交代亚洲岩石圈地幔（含金云母的石榴石相二辉橄榄岩），形成富集大离子亲石元素和轻稀土元素的岩浆，沿着区内深大断裂上涌形成。

5 结论

（1）西藏仁布念扎金矿区煌斑岩脉主要由黑云母、斜长石和少量单斜辉石等矿物组成，其中黑云母为主要斑晶矿物，斜长石和少量单斜辉石为基质矿物，据此判断念扎金矿煌斑岩脉为云斜煌斑岩，岩石地球化学表明其为钙碱性钾质煌斑岩系。
（2）通过LA-ICP-MS原位测试获得煌斑岩磷灰石U-Pb下交点年龄为（19.9±1.2）Ma，证实区内煌斑岩形成于早中新世，为金成矿后的基性岩浆活动产物。
（3）念扎金矿区内煌斑岩形成于早中新世后碰撞伸展环境，其成岩母岩浆为具有大洋沉积物性质的流体交代亚洲岩石圈地幔形成。

江西理工大学研发省内首台数字化智能选矿摇床

据2025年6月4日报道，江西理工大学高效矿冶装备及智能化团队成功研发出江西省内首台新型数字化智能选矿摇床，该设备可显著提升选矿效率，减少人工操作环节，同时降低能源消耗。

高效矿冶装备及智能化团队隶属江西理工大学机电工程学院，是江西理工大学在矿冶装备、智能化技术与资源利用领域的重点科研力量。该团队长期深耕矿冶技术创新研究，尤其在选矿智能化技术方面成果丰硕，积累了丰富的理论与实践经验。团队成员学术功底扎实，且与多家矿业企业保持着深度合作，曾多次荣获国家级和省级科技奖项。

传统摇床主要由床头、给矿槽、给水槽、床面、手轮调坡结构、精矿截取板和机架构成。目前，摇床操作高度依赖人工，工人需观察矿带后，凭借经验调整床面坡度以改变摇床分选状态，并手动将精矿截取板位置调整至矿带分离点，从而实现精矿与尾矿的分离。

与传统摇床不同，新型选矿摇床被赋予了“眼睛”和“大脑”。其中，机器视觉系统充当“眼睛”，替代人工观察任务。通过安装在精矿端上方的高清摄像头采集矿物分带图像，运用机器视觉技术快速识别并提取床面矿物分带特征，如矿带分离点位置、矿带分界线与精矿端的夹角以及矿带宽度等。同时，构建以矿物回收率最大化为目标的“矿带特征—控制参数”智能优化控制模型，该模型作为“大脑”替代人工经验，精准调整床面坡度和精矿截取板位置，实现矿物智能分选。

“目前，受床面水膜反射光线影响，机器视觉的矿带特征识别准确率约为85%，我们期望能将其提高到96%。”团队学生负责人廖阳表示。为何对矿带特征识别准确率要求如此严格？廖阳举例说明，过去赣南钨原矿纯度约为千分之一，历经长期开采，原矿纯度已降至万分之一，处理同吨位原矿收益降低。选矿越精准，越能避免钨矿资源浪费，同时为企业降低成本、提高效益，增强企业在行业内的竞争力。

目前，新型数字化智能选矿摇床已在实验室和矿山等场景完成测试，表现优异，性能指标稳定。该成果已获批国家发明专利一项，发表相关SCI论文3篇。团队指导老师刘惠中表示，这一创新成果不仅为矿业装备行业提供了更高效、更智能的解决方案，也为国内外选矿产业提供了技术参考，有力地推动了矿业行业向绿色、高效、智能化方向迈进。未来，团队将持续深化研究，推动选矿行业数字化转型，助力矿业行业实现可持续发展与升级。

中国有色网）

http://www.goldsci.ac.cn/article/2025/1005-2518/1005-2518-2025-33-3-455.shtml

References

Publishing order | Descend order by publishing year | Descend order by cited within
Abdelfadil K M， Romer R L， Seifert T，et al，2013.Calc-alkaline lamprophyres from Lusatia（Germany）：Evidence for a repeatedly enriched mantle source［J］.Chemical Geology，353：230-245.

Adam J， Green T H， Sie S H，1993.Proton microprobe determined partitioning of Rb，Sr，Ba，Y，Zr，Nb and Ta between experimentally produced amphiboles and silicate melts with variable F content［J］.Chemical Geology，109（1/2/3/4）：29-49.

Ayers J，1998.Trace element modeling of aqueous fluid-peridotite interaction in the mantle wedge of subduction zones［J］.Contributions to Mineralogy and Petrology，132（4）：390-404.

Bian S， Gong J F， Zuza A V，et al，2020.Late Pliocene onset of the Cona rift，eastern Himalaya，confirms eastward propagation of extension in Himalayan-Tibetan orogen［J］.Earth and Planetary Science Letters，544：116383.

Chai Fengmei， Abdukadir Parat， Zhang Zhaochong，et al，2007.Geochemistry of the lamprophyre dykes in the SW margin of the Tarim Block and their source region［J］.Geological Review，53（1）：11-21.

Chen L， Qin K Z， Li G M，et al，2015.Zircon U-Pb ages，geochemistry，and Sr-Nd-Pb-Hf isotopes of the Nuri intrusive rocks in the Gangdese area，southern Tibet：Constraints on timing，petrogenesis，and tectonic transformation［J］.Lithos，212：379-396.

Chew D M， Petrus J A， Kamber B S， 2014. U-Pb LA-ICPMS dating using accessory mineral standards with variable common Pb［J］. Chemical Geology， 363：185-199.

Chew D M， Sylvester P J， Tubrett M N，2011. U-Pb and Th-Pb dating of apatite by LA-ICPMS［J］. Chemical Geology， 280（1/2）：200-216.

Furman T， Graham D，1999.Erosion of lithospheric mantle beneath the east African Rift system：Geochemical evidence from the Kivu volcanic province［J］.Lithos，48（1/2/3/4）：237-262.

Guo F， Fan W M， Wang Y J，et al，2004.Origin of Early Cretaceous calc-alkaline lamprophyres from the Sulu orogen in Eastern China：Implications for enrichment processes beneath continental collisional belt［J］.Lithos，78（3）：291-305.

Guo Z F， Wilson M，2019.Late Oligocene-Early Miocene transformation of postcollisional magmatism in Tibet［J］.Geology，47（8）：776-780.

Hofmann A W， Jochum K P， Seufert M，et al，1986.Nb and Pb in oceanic basalts：New constraints on mantle evolution［J］.Earth and Planetary Science Letters，79（1/2）：33-45.

Hou Zengqian， Mo Xuanxue， Yang Zhiming，et al，2006.Metallogeneses in the collisional orogen of the Qinghai-Tibet Plateau：Tectonic setting，tempo-spatial distribution and ore deposit types［J］.Geology in China，33（2）：340-351.

Jarquin E， Wang R， Sun W R，et al，2024.Impact of slab tearing along the Yadong-Gulu rift on Miocene alkaline volcanism from Lhasa terrane to the Himalayas， southern Tibet［J］.The Geological Society of America，136（5/6）：1950-1964.

Jia Hongxiang， Chen Renyi， Pang Zhenshan，et al，2022.Lamprophyre origin of the Baiyun gold deposit in Qingchengzi ore concentration area，eastern Liaoning Province：Constraints of geochronology，geochemistry and Pb，Hf isotopes［J］.Geology in China，49（5）：1605-1623.

Jia Liqiong， Mo Xuanxue， Dong Guochen，et al，2013.Genesis of lamprophyres from Machangqing，western Yunnan：Co-nstraints from geochemistry，geochronology and Sr-Nd-Pb-Hf isotopes［J］.Acta Petrologica Sinica，29（4）：1247-1260.

Johnson K T M，1998.Experimental determination of partition coefficients for rare earth and high-field-strength elements between clinopyroxene，garnet，and basaltic melt at high pressures［J］.Contributions to Mineralogy and Petrology，133（1）：60-68.

Kelly S， Beaumont C， Butler J P，2020.Inherited terrane properties explain enigmatic post-collisional Himalayan-Tibetan evolution［J］.Geology，48（1）：8-14.

LaTourrette T， Hervig R L， Holloway J R，1995.Trace element partitioning between amphibole，phlogopite，and basanite melt［J］.Earth and Planetary Science Letters，135（1/2/3/4）：13-30.

Li J T， Song X D，2018.Tearing of Indian mantle lithosphere from high-resolution seismic images and its implications for lithosphere coupling in southern Tibet［J］.Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America， 115（33）：8296-8300.

Liu Bingxiang， Zhang Zhaochong， Cheng Zhiguo，2021.Classification，characteristics and petrogenesis of lamprophyres：An overview［J］.Acta Geologica Sinica，95（2）：292-316.

Liu D， Zhao Z D， DePaolo D J，et al，2017.Potassic volcanic rocks and adakitic intrusions in southern Tibet：Insights into mantle-crust interaction and mass transfer from Indian plate［J］.Lithos，268/269/270/271：48-64.

Liu D， Zhao Z D， Zhu D C，et al，2014.Zircon xenocrysts in Tibetan ultrapotassic magmas：Imaging the deep crust through time［J］.Geology，42（1）：43-46.

Liu Z C， Wang J G， Liu X C，et al，2021.Middle Miocene ultrapotassic magmatism in the Himalaya：A response to mantle unrooting process beneath the orogen［J］.Terra Nova，33（3）：240-251.

Liu Z， Tian X B， Yuan X H，et al，2020.Complex structure of upper mantle beneath the Yadong-Gulu rift in Tibet revealed by S-to-P converted waves［J］.Earth and Planetary Science Letters，531：115954.

Lu Fengxiang， Shu Xiaoxin， Zhao Chonghe，1991.Suggestions on classification of lamprophyres［J］.Bulletin of Geological Science and Technology，10（Supp.1）：55-62.

McDonough W F， Sun S S，1995.The composition of the Earth［J］.Chemical Geology，120（3/4）：223-253.

Miller C， Schuster R， Klötzli U，et al，1999.Post-collisional potassic and ultrapotassic magmatism in SW Tibet：Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis［J］.Journal of Petrology，40（9）：1399-1424.

Mohr P A，1987.Crustal contamination in mafic sheets：A summary［J］.Geological Association of Canada Special Paper，34：75-80.

Müller D， Groves D I，2018.Tectonic Settings of Potassic Igneous Rocks［M］//Potassic Igneous Rocks and Associated Gold-Copper Mineralization.Cham：Springer International Publishing.

Olafsson M， Eggler D H，1983.Phase relations of amphibole，amphibole-carbonate，and phlogopite-carbonate peridotite：Petrologic constraints on the asthenosphere［J］.Earth and Planetary Science Letters，64（2）：305-315.

Pandey A， Chalapathi Rao N V， Pandit D，et al，2017.Subduction-tectonics in the evolution of the eastern Dharwar craton，southern India：Insights from the post-collisional calc-alkaline lamprophyres at the western margin of the Cuddapah Basin［J］.Precambrian Research，298：235-251.

Petrus J A， Kamber B S， 2012. Vizual age： A novel approach to laser ablation ICP-MS U-Pb geochemical data reduction［J］. Geostandards and Geoanalytical Research， 36（3）：247-270.

Plank T， Langmuir C H，1998.The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle［J］.Chemical Geology，145（3/4）：325-394.

Rock N M S，1987.The nature and origin of lamprophyres：An overview［J］.Geological Society of London Special Publications，30（1）：191-226.

Rock N M S，1991.Lamprophyres［M］.Blackie：Glasgow.

Sun Minjia， Wei Zhen， Liu Xiaoqiang，et al，2024.Genesis and tectonic significance of Miocene lamprophyres in the Tethys Himalaya［J］.Chinese Journal of Geology，59（4）：853-869.

Sun S S， McDonough W F，1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：Implications for mantle composition and processes［J］.Geological Society，London，Special Publications，42（1）：313-345.

Tang Yuanlan， Shi Yu， Wang Yongqiang，et al，2021.Genesis and tectonic significance of lamprophyre in Du’an-Mashan，central Guangxi［J］.Earth Science，46（6）：2083-2116.

Tappe S， Foley S F， Jenner G A，et al，2006.Genesis of ultramafic lamprophyres and carbonatites at Aillik Bay，Labrador：A consequence of incipient lithospheric thinning beneath the north Atlantic Craton［J］.Journal of Petrology，47（7）：1261-1315.

Taylor S R， McLennan S M，1985.The Continental Crust：Its Composition and Evolution［M］.Oxford：Blackwell Scientific Publication.

Thirlwall M F， Upton B G J， Jenkins C，1994.Interaction between continental lithosphere and the Iceland plume：Sr-Nd-Pb isotope geochemistry of Tertiary basalts，NE Greenland［J］.Journal of Petrology，35（3）：839-879.

Thomson S N， Gehrels G E， Cecil R，et al，2009.Exploring routine laser ablation multicollector ICP MS U-Pb dating of apatite［C］//AGU Fall Meeting Abstract，San Francisco，14-18 December，2009.

Ulrych J， Adamovič J， Krmíček L，et al，2014.Revision of Scheumann’s classification of melilitic lamprophyres and related melilitic rocks in light of new analytical data［J］.Journal of GEOsciences，59：3-22.

Wyman D A， Ayer J A， Conceição R V，et al，2006.Mantle processes in an Archean Orogen：Evidence from 2.67 Ga diamond-bearing lamprophyres and xenoliths［J］.Lithos，89（3/4）：300-328.

Zhang Xiong， Zhao Xiaoyan， Yang Zhusen，2019.Thermal history of Nianzha gold deposit：Constraints from zircon U-Pb，（U-Th）/He and apatite fission track geochronology［J］.Earth Science，44（6）：2039-2051.

Zhang Xiong， Zhao Xiaoyan， Yang Zhusen，et al，2018.Ar-Ar dating on muscovite of Nianzha orogenic gold deposit in Yurlung-Zangbo suture zone and its geological significance［J］.Mineral Exploration，9（5）：825-835.

Zhao Xiaoyan， Yang Zhusen， Zhang Xiong，et al，2021.Ore-forming fluid characteristics of orogenic gold deposits in the Indus-Yurlung Zangbo suture zone：Constraints from He-Ar isotope geochemistry［J］.Acta Geologica Sinica，95（2）：463-475.

柴凤梅，帕拉提·阿布都卡迪尔，张招崇，等，2007.塔里木板块西南缘钾质煌斑岩地球化学及源区特征［J］.地质论评，53（1）：11-21.

侯增谦，莫宣学，杨志明，等，2006.青藏高原碰撞造山带成矿作用：构造背景、时空分布和主要类型［J］.中国地质，33（2）：340-351.

贾宏翔，陈仁义，庞振山，等，2022.辽东青城子矿集区白云金矿床煌斑岩的岩石成因：年代学、地球化学与Pb、Hf同位素约束［J］.中国地质，49（5）：1605-1623.

贾丽琼，莫宣学，董国臣，等，2013.滇西马厂箐煌斑岩成因：地球化学、年代学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素约束［J］.岩石学报，29（4）：1247-1260.

刘秉翔，张招崇，程志国，2021.煌斑岩的分类、特征及成因［J］.地质学报，95（2）：292-316.

路凤香，舒小辛，赵崇贺，1991.有关煌斑岩分类的建议［J］.地质科技情报，10（增1）：55-62.

孙敏佳，魏震，刘晓强，等，2024.特提斯喜马拉雅中新世煌斑岩的成因及构造意义［J］.地质科学，59（4）：853-869.

唐远兰，时毓，王永强，等，2021.桂中都安—马山煌斑岩成因及其构造意义［J］.地球科学，46（6）：2083-2116.

张雄，赵晓燕，杨竹森，2019.念扎金矿床热历史：锆石U-Pb、（U-Th）/He及磷灰石裂变径迹年代学的制约［J］.地球科学，44（6）：2039-2051.

张雄，赵晓燕，杨竹森，等，2018.雅鲁藏布江缝合带念扎造山型金矿床白云母Ar-Ar年代学及其地质意义［J］.矿产勘查，9（5）：825-835.

赵晓燕，杨竹森，张雄，等，2021.雅鲁藏布江缝合带造山型金矿床成矿流体特征：来自He-Ar同位素的约束［J］.地质学报，95（2）：463-475.

Options
Outlines

/

〈 〉

Contact Us
Address: No.8 Tianshui Road, Lanzhou City, P.R.China
Postcode: 730000
Telephone: 0931-8277791
Email： hjkx@lzb.ac.cn
Journal Online
  • Current Issue
  • Online First
  • Archive
  • Advanced Search
  • Collections
  • Most Read行
  • Most Read
  • Most Cited
    • Wechat
    Visited
    Total visitors:
    Visitors of today: 　
    Now online:
    陇ICP备17001318号-1　 甘公网安备 62010202000672号