李圻，宋昊,2，陈友良,2，余中美，李巨初，聂睿

（1.成都理工大学地球科学学院，四川 成都 610059；2.地学核技术四川省重点实验室，四川 成都 610059；3.核工业二八〇研究所，四川 广汉 618300）

碱性侵入岩相关的矿床经常富集大量高场强元素（HFSE），具有较高的经济价值和开发利用潜力。其中，碱性侵入岩型铀矿含有较多稀土和稀有金属元素，配合适当的选冶工艺，可将该类矿床中的铀作为稀土、稀有金属开采选冶时的副产品综合利用［1］。所以，富稀土和稀有金属的碱性侵入岩型铀矿有着巨大的价值和潜力。

南格陵兰的伊利马萨克（Ilímaussaq）杂岩体蕴含着世界级的铀-稀土（REE）资源。自19 世纪初被发现以来，前人针对该岩体开展了大量地质勘探和基础研究工作，并发现多个铀-稀土-稀有金属矿床，如北部科瓦内湾（Kvanefjeld）、2 号带、3 号带和南部克林勒纳（Kringlerne）。其中，仅该岩体北部科瓦内湾地区共探获1 113 万t 稀土氧化物（TREO）、26.9 万t 氧化铀（U3O8）和224 万t锌［2］，还伴生大量Zr、Nb、Ta 等稀有金属，具有资源量大、有用组分富集等特点。该岩体其他部位也有放射性矿物和稀土矿物的富集，同样具有较大的成矿潜力。此外，伊利马萨克杂岩体发育有完整且高度分异的岩浆演化序列，对研究碱性岩浆演化和相关铀矿床成因有着重要意义。

笔者根据该碱性杂岩体的最新勘探和研究进展，对南格陵兰的伊利马萨克杂岩体地质特征、成矿作用等进行介绍和讨论，期望为更多同类型铀矿床找矿勘查工作提供参考。

1 区域地质

图1 南格陵兰区域矿产地质图（据参考文献［5］修改）Fig.1 Regional geological map of the South Greenland

伊利马萨克杂岩体铀-多金属矿田位于南格陵兰铀成矿省，其大地构造位置为古-中元古代凯蒂利德（Ketilidian）造山带（图1）。凯蒂利德造山带自北向南可以分为3个构造单元，即北部边缘带、中部中央带和南部碎屑岩带。区内岩浆活动主要发生于凯蒂利德造山期（1 850～1 830 Ma和1 800～1 780 Ma）和加达尔期（1 330～1 150 Ma）［3-4］。

边缘带宽70 km，主要由古-中太古代花岗闪长片麻岩和其下部的古-中元古代变质沉积-火山岩地层组成，并发育古元古代花岗岩和中元古代碱性杂岩体和古-中元古代和中生代脉岩［3-4］。

中央带宽100～150 km，主要为凯蒂利德期花岗岩-闪长岩，即尤莉安娜霍布（Julianehab）花岗岩（约1 850～1 780 Ma）和加达尔期侵入岩及沉积岩。其中，凯蒂利德期岩石包括：早期片麻状花岗闪长岩（±1 850 Ma），岩石受韧性剪切而强烈变形，边部见变质沉积岩捕虏体；晚期花岗岩（±1 750 Ma）主要为粗粒弱片麻状石英二长岩-花岗闪长岩；随机分布的中-基性脉岩。加达尔期岩石主要包括：埃里克峡湾（Eriksfjord）组，主要为一套陆源碎屑岩，覆盖于凯蒂利德期花岗岩之上，并受后期玄武岩和火山碎屑岩覆盖；岩基状碱性杂岩体和各类脉岩，主要为石英正长岩、正长岩和霞石正长岩，它们侵入于凯蒂利德期花岗岩和加达尔期沉积建造中，如伊利马萨克杂岩体（（1 168±21）Ma）和莫茨费尔特（Motzfeldt）杂岩体（（1 130±31）Ma）［3］。

碎屑岩带主要由古元古代变质沉积-火山岩及后期侵入岩组成。其下部单元主要为变质细碎屑岩，上部为变质砂岩、变质基性火山岩及火山碎屑岩。二者受后期的后造山花岗岩（1 833 Ma）和古-中元古代环斑花岗岩（1 740 Ma）侵入［3］。

2 杂岩体岩性特征

伊利马萨克杂岩体是加达尔期最晚一期岩浆侵入形成的椭圆形岩基，北东-南西方向长约8 km，北西-南东方向长约18 km，出露面积约150 km2。岩体侵入于凯蒂利德期花岗质围岩和埃里克峡湾组火山-沉积岩建造内，其北部出露部分被认为是该岩体的顶部，底部位于杂岩体的南部，与下部埃里克峡湾组不整合接触（图2a）。杂岩体主要侵入相由早到晚可分为：辉石正长岩相（图2b-A）、碱性花岗岩-石英正长岩相（图2b-B）和过碱性霞石正长岩相（图2b-C～M）［3-7］。

辉石正长岩相为杂岩体最老的岩石单元，主要出露于岩体南部和西北部。接触带附近的辉石正长岩呈细粒状，其粒度向钠质岩增大。其主要矿物为条纹长石、铁橄榄石、富钙辉石、铁钛氧化物和角闪石，还含有少量霞石、黑云母、磷灰石、锆石等副矿物。

碱性花岗岩和石英正长岩主要发育于杂岩体顶部，其主要由碱性长石、石英、钠闪石、霓石组成，并含有少量锆石、烧绿石、闪锌矿、萤石等副矿物。该岩石多与其他岩石呈侵入接触，其为碱性岩浆上侵初期同化大量高SiO2大陆地壳的产物［7-10］。

过碱性霞石正长岩为杂岩体最主要的岩石类型，又被称为钠质岩。其自上而下细分为：霞石正长岩系列、异霞正长岩系列和条带状霞石正长岩系列［6，11］（图2b）。

霞石正长岩系列主要位于辉石正长岩内侧，从上至下依次为流霞正长岩-方钠流霞正长岩-方钠霞石正长岩。岩石具粗粒结构，主要矿物为霞石、正长石、方钠石和异性石，含少量铁镁质矿物，且其多发育钠质交代。此外，还存在一定数量的萤石、磁黄铁矿、闪锌矿和方铅矿等副矿物。

异霞正长岩系列位于钠质岩系列的中部（图2b），厚约350 m，主要出露于杂岩体南东部分和北-北西部。其常侵入到顶部霞石正长岩内部和岩体边缘，接触部位形成富含捕虏体的混杂带，但其未侵入到底部系列岩石中。如图2b所示，其上部主要为富钠铁闪石异霞正长岩，下部为富霓石异霞正长岩，中间为二者互层。多数异霞正长岩呈细粒结构，部分为中-粗粒结构，且多发育强定向构造；其下部产状较为平缓，边部向上侵入形成的较陡的岩枝和岩脉。异霞正长岩主要矿物为钠铁闪石、霓石、钠长石、微斜长石、霞石、异性石及大量复杂副矿物（如方钠石、独居石、磷硅稀土矿、瑙云母、脆云母等）。岩体局部含有一些特殊的异霞正长岩，如瑙云母异霞正长岩、球状异霞正长岩、水硅钠钛矿异霞正长岩等［12-15］。

条带霞石正长岩系列为钠质岩最主要部分，其自下至上分为层状条带霞石正长岩、弱层状条带霞石正长岩和过渡带条带霞石正长岩3 个亚层（图2b）。其中层状条带霞石正长岩厚度超过200 m，由29 个平均厚度为8 m 的韵律层组成［6］，相邻韵律层界线截然，但同一韵律层内呈渐变关系。每个韵律层由下部黑色富钠铁闪石层、中部红色富异性石层和上部白色富碱性长石-霞石层3 个渐变层组成，这主要为岩浆结晶分异和幕式侵入的结果［6］。岩石主要由碱性长石、霞石、钠铁闪石、异性石和少量萤石、磁黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等副矿物组成。其上部为弱层状条带霞石正长岩，该部分分层不明显，成分接近条带霞石正长岩，向上变为过渡带条带霞石正长岩。

伊利马萨克杂岩体及其围岩内还发育有大量脉岩，成分主要为基性-中酸性及响岩质岩石。此外，辉石正长岩和钠质岩之间发育一伟晶岩带，由中细粒霞石正长岩质岩石和伟晶岩网脉组成，其在杂岩体南部呈环状分布，且多位于杂岩体的下部（图2）。

3 铀矿化特征

区内主要的铀矿床为岩体北部的科瓦内湾矿床、2号带及3号带（图2a）。其中，科瓦内湾矿床位于杂岩体西北部，其资源量最大，矿化发育于异霞正长岩内，呈多个层状和岩枝状产出，铀含量向深部降低，且在局部（捕虏体边部、接触带）富集。2号带位于该岩体中西部，3号带位于岩体东北缘，二者矿化发育于近地表的异霞正长岩内。这3个矿床在深部或连续为同一层状含矿异霞正长岩［2-3］。

杂岩体富集REE、U、Th、Zr、Nb和Ta等高场强元素，但是铀在不同岩性中富集程度不同，铀含量由斑霞正长岩—流霞正长岩—闪霞方钠正长岩—条带霞石正长岩—异霞正长岩呈现出持续富集的趋势［6］。不同种类异霞正长岩的铀含量也有所差异：晚期蚀变异霞正长岩局部铀含量可达0.1%，中-粗粒异霞正长岩因含有更多的磷硅稀土矿（＞15%）而具有较高的铀含量，围岩和捕虏体接触带附近异霞正长岩铀含量甚至可达3%［16］。此外，其他富异性石岩石（如条带霞石正长岩）也含有一定的铀。

该岩体主要铀矿化类型可分为3类［17］：细粒异霞正长岩型矿化，含磷硅稀土矿、独居石且伴有磷稀土矿和异性石，铀含量为（200～600）×10-6；中-粗粒异霞正长岩型矿化，含铀矿物分布均匀，主要为磷硅稀土矿、独居石、磷稀土矿和钍石，铀含量为（100～600）×10-6，平均为575×10-6，主要分布于杂岩体顶部、围岩以及受强烈同化混染的捕虏体边部，如科瓦内湾矿床；含磷硅稀土矿或含Nb、B矿物的后期热液脉型矿化，局部富集，但其铀含量低，工业价值较低。

图2 伊利马萨克碱性杂岩体地质图（a）及剖面示意图（b）（据参考文献［11］修改）Fig.2 Geological map（a）and profile map（b）of the Ilímaussaq alkaline complex

岩体中主要的含铀矿物为磷硅稀土矿、异性石、独居石、铈磷灰石、铀钍石、烧绿石和基性异性石等（表1）［18］。其中，磷硅稀土矿为岩体北部矿床的主要目标矿物，是一种复杂的富钠磷硅酸盐矿物，通常具有较高的铀含量，且为易选冶矿物；广泛分布于该区异霞正长岩中，其赋存的铀占科瓦内湾矿床中铀资源量的一半以上［19］；类型较多，多呈自形细粒状，发育包含结构、交代结构、反应边结构、嵌晶结构等，其中发育反应边结构者边部具有更低的U、Th和更高的REE［20］（图3）。基性异性石族矿物存在于多数异霞正长岩内，通常位于其他矿物边缘，部分包裹于钠铁闪石和磷硅稀土矿内部。异性石、烧绿石和独居石也贡献了一部分铀资源量［3，18-21］，岩体南部条带霞石正长岩脉和伟晶岩中发现富铀的烧绿石，含UO2约7.7%～17.79%［21］。

4 蚀变特征

杂岩体及其围岩广泛发育各种规模的蚀变作用，这些蚀变多由岩浆后期流体交代原生矿物形成，且蚀变作用在偏晚期岩石中更为发育。蚀变以碱性蚀变（钠化）为主，常见为钠长石化、霓石化、钠沸石化、方沸石化、方钠石化等［3，6，12，16，21］。岩石中橄榄石、辉石被钠铁闪石、霓石等矿物交代，原生富稀土磷灰石可部分蚀变为富钠和贫稀土的次生磷灰石［23］，原生长英质矿物被交代为钠长石、方沸石、霞石、钠沸石等［24］，异性石常被蚀变为钠长石、霓石、微斜长石、钠锆石、萤石、独居石、磷灰石和其他富稀土矿物的集合体［25］。

表1 伊利马萨克杂岩体主要含铀矿物Table 1 Main uraniferous minerals of the Ilímaussaq complex

图3 异霞正长岩镜下照片（a）及磷硅稀土矿背散射图像（b）（据参考文献［22］修改）Fig.3 Thin section of lujavrite（a）and BSE image of steenstrupine（b）

值得注意的是，蚀变作用虽然导致矿物变化和HFSE 发生矿物尺度的迁移，但并未导致全岩HFSE 发生明显变化，仅表现为矿物相的转变。如：部分烧绿石经蚀变后，边部铀含量降低，但矿石整体铀含量未发生明显变化［21］；磷硅稀土矿部分蚀变为独居石（Ce）、磷钇矿（Y）和铀钍石（U、Th）集合体，而岩石铀含量也未发生改变。

5 成矿物理化学条件

熔/流体包裹体研究表明，辉石正长岩结晶温度超过950 ℃，异霞正长岩结晶温度从750～800 ℃到400～450 ℃，早期到晚期岩浆结晶温度逐渐降低并向热液阶段演化。岩体中方钠石熔/流体包裹体压力为0.3～0.4 GPa，对应的结晶深度至少为10～12 km［6，24，26］。

橄榄石-辉石的Fe-Ti 含量研究指示该杂岩体岩浆呈还原性［6］。此外，该岩体部分岩石中发现微细粒浸染状分布的沥青质物质［27］，且杂岩体中方钠石原生包裹体成分为以甲烷为主的烃类，次生流体包裹体除烃类外还含有一定量的水溶液［6］。这指示其岩浆呈强还原性且不含水，到后期部分氧化而出现含水流体［24，26］。由于该阶段岩浆含有较多的碱质，且具有极低的氧逸度和含水量，烃类不易氧化为CO2，而使熔体中缺乏碳酸盐成分缓冲其酸碱度，因此熔体有较高的pH 值。岩浆极低的氧逸度和含水量导致其具有较高的pH 值而抑制了HFSE 的迁移，并使熔体含有较高浓度的HFSE［28］。

6 岩浆性质与演化

伊利马萨克杂岩体从早到晚可划分3 个期次：辉石正长岩期、碱性花岗岩期、钠质岩期。其中，钠质岩期岩浆分异最为彻底，其首先分异出顶部斑霞正长岩、流霞正长岩和方钠霞石正长岩，然后进一步分异为条带霞石正长岩和异霞正长岩。

伊利马萨克岩浆侵入演化过程中，岩浆整体由偏铝质向富钠质的过碱性岩浆演化，每一期岩浆都在岩浆房内分异和演化，且形成相应的矿物和岩石（图4）。此外，一些晚期异霞正长岩、蚀变捕虏体边缘、伟晶岩和热液脉内发育“过钠质”矿物组合，暗示存在比钠质岩演化程度高的“过钠质”流体。相较于早期钠质岩，此类岩石富含瑙云母、脆云母和磷硅稀土矿等富钠和挥发分（F、Cl 和OH－）的矿物，还常含有较多稀土及其他稀有元素（如Be、Nb 等）。杂岩体演化的最后阶段，甚至形成了一些水溶性矿物，如天然碱。

前人针对伊利马萨克杂岩体开展了大量年代学工作［29-34］，目前普遍认为其形成于约（1 160±5）Ma（表2，图5），为加达尔期（1 330～1 150 Ma）杂岩体中最年轻的一个岩体，且侵入持续时间较短，可能仅为800～

500 Ma［33］。

图4 伊利马萨克杂岩体矿物生成顺序Fig.4 Paragenetic sequence of the Ilímaussaq complex

表2 伊利马萨克杂岩体同位素年龄结果Table 2 Isotopic dating results of the Ilímaussaq complex

表2（续）

图5 伊利马萨克杂岩体年龄Fig.5 Isotopic ages of the Ilímaussaq complex

7 成矿物质来源

伊利马萨克杂岩体大量的同位素研究指示其岩浆来源为同一个同位素均一的地幔源区部分熔融形成的橄榄岩-玄武岩质岩浆，并伴有一定程度的地壳物质混染（表3，图6）［29，32，34，35］。碱性花岗岩εNd较其他岩性更低（图6b），指示其可能有更强的混染作用或其他岩浆加入。此外，南格陵兰太古宙-中元古代地壳相对富集U、Nb、Ta 及REE 等元素［4］，且其地壳演化伴有强烈的壳幔相互作用，中元古代富F 碱性岩浆同化了地壳岩石，同时高的挥发分和碱性使成矿元素富集于岩浆中，形成了初始含矿岩浆。

表3 伊利马萨克杂岩体各岩性Sr-Nd 同位素数据Table 3 The Sr-Nd isotopic data of the Ilímaussaq complex

图6 伊利马萨克杂岩体87Sr/86Sr-εNd（a）和εNd（b）图解Fig.6 Diagram of εNd-87Sr/86Sr（a）and εNd（b）of the Ilímaussaq comple x

8 成矿作用及成矿模式

伊利马萨克杂岩体内铀-稀土-稀有金属矿床为典型的岩浆矿床，杂岩体内部不同尺度的层状单元对应不同的岩浆侵入事件和相应的岩浆分异过程［35］。杂岩体晚期岩石中铀、钍含量较早期岩石高，自早到晚呈现出明显上升趋势［3］，这可能是因为在结晶分异过程中铀残留于熔体中并于晚期结晶。从早期到晚期，岩石中挥发分及钠含量也呈现出上升趋势，这也被认为和钠质岩浆结晶分异有关。此外，条带霞石正长岩和异霞正长岩为渐变关系，且条带霞石正长岩中存在异霞正长岩捕虏体，所以二者可能近于同时结晶，但具有较长的结晶时间，部分较早固结的异霞正长岩落入下部岩浆，而上部未固结的异霞正长岩浆得以继续分异形成多种岩石类型。富HFSE 和挥发分的碱性岩浆经多次的幕式侵入、结晶分异和交代作用［35］，最终形成了伊利马萨克杂岩体内的铀-稀土-稀有金属矿化。其形成过程总结如下：

1 400～1 200 Ma，凯蒂利德中央带发育东北东-西南西向裂谷，并伴随强烈的构造活动和岩浆作用［4］，裂谷化导致该区地幔发生部分熔融，形成偏铝质岩浆；该岩浆向上运移，与围岩发生同化混染并初步富集U、REE 等元素［35，38］（图7a）。该母岩浆继续演化并发生3 期主要的侵入事件（图7b-d），其中辉石正长岩岩浆较早侵入（图7b），随后为碱性花岗质岩浆（图7c）和钠质岩浆（图7d）；每一期岩浆侵位均包含多次岩浆补给和分异，并伴有一定的同化混染，岩浆成分向着富钠质及HFSE 的碱性-过碱性岩浆演化。钠质岩期的岩浆侵位到浅部岩浆房后进一步分异形成上部的层状斑霞正长岩、流霞正长岩和方钠霞石正长岩和下部的残余钠质岩浆（图7e）；残余钠质岩浆在下部岩浆幕式补给下进一步分异和结晶，形成中部的更富挥发分及U、REE 等HFSE 的异霞正长岩和下部条带霞石正长岩，且一部分更晚期结晶的异霞正长岩岩浆沿裂隙侵入到上覆岩石中，并结晶形成岩脉、岩枝、岩床等（图7f）。

图7 伊利马萨克杂岩体演化及成矿模式图（据参考文献［39］修改）Fig.7 Magmatism process and metallogenic model for the Ilímaussaq complex

9 结论

1）格陵兰伊利马萨克杂岩体主要由辉石正长岩、过碱性花岗岩和钠质岩组成，其形成于（1 160±5）Ma，物质来源为地幔部分熔融形成的岩浆，并伴有一部分地壳物质混入。

2）铀和其他HFSE 富集和矿化主要分布于钠质岩中，且铀矿化主要产于岩体中部的异霞正长岩内，主要产铀矿物为磷硅稀土矿、异性石及独居石等含铀副矿物。

3）伊利马萨克杂岩体相关矿床属于岩浆矿床，其成矿作用主要为岩浆结晶分异作用，并有部分交代作用，多次岩浆侵入和高度的岩浆分异使残余岩浆中富集了大量F、Cl 及相关HFSE，并最终形成相关矿化。