碳酸岩作为一种独特的火成岩类型，因其独特的地球化学特征和与多种战略性关键金属（如稀土元素、铌、磷和氟等）的密切关联而备受关注（Mariano, 1989）。目前，碳酸岩型矿床是全球REE和Nb的主要来源，其稀土储量为全球稀土储量的51.4%（Weng et al., 2015），是中国乃至全球稀土资源的主要类型（何宏平等, 2022）。例如，中国白云鄂博、攀西牦牛坪、山东微山、湖北庙垭以及美国的Mountain Pass、澳大利亚的Mt Weld、马 拉维的Tundulu、Kangankunde等，都是与碳酸岩有关的超大型或大型稀土矿床（宋文磊等, 2013）。全球90%以上的铌资源产自巴西的Araxá和Catalao I，矿床主要由碳酸岩岩体经风化作用形成（Williams-Jones et al., 2023）。

同时，碳酸岩是研究地球深部过程的重要载体。碳酸岩因Sr、Nd等不相容元素丰度较高，可以有效缓冲地壳物质混染，成为地幔研究的有效岩石之一（Keith, 1998；宋文磊等, 2012），其形成与地幔演化（Tilton et al., 1990；Dasgupta et al., 2009）、深部碳循环（Foley et al., 2017；许成等, 2017；刘勇胜等, 2019）等密切相关。

然而，由于碳酸岩岩浆具有极低的粘度和高挥发性，在侵位过程中容易发生结晶分异和岩浆期后热液蚀变，导致其初始岩浆组成和演化过程的信息难以完整保存。因此，如何准确还原碳酸岩的初始岩浆组成及其演化过程，一直是地质学研究中的关键问题之一。近年来，熔体包裹体研究方法在碳酸岩成岩成矿作用的研究中得到了广泛应用。熔体包裹体能够记录岩浆系统的物理化学信息，且相对封闭的特性使其能够避免后期蚀变的影响，从而为揭示碳酸岩的初始岩浆组成和演化过程提供了独特的优势。本文综述了碳酸岩的基本特征、熔体包裹体的研究方法及其在碳酸岩成岩成矿作用中的研究进展，重点探讨了熔体包裹体在碳酸岩初始岩浆组成、成因机制、不混溶作用以及成矿过程中的关键作用，旨在为深入理解碳酸岩的地质过程和资源潜力提供新的视角和理论依据。

碳酸岩一般指由地幔派生的碳酸盐质岩浆所形成的岩石。以往研究对碳酸岩定义中碳酸盐矿物含量界限从70%（Kresten, 1983）、50%（Streckeisen, 1979）到30%（Mitchell, 2005）不等，SiO₂含量上限为20%（Le Maitre, 2002）。根据岩石中主要碳酸盐矿物种类可将碳酸岩分为：方解石碳酸岩、白云石碳酸岩、铁质碳酸岩（如菱铁矿和铁白云石）和钠质碳酸岩（如菱钠钙石等）。当主要碳酸盐矿物类型不易被识别时，碳酸岩还可根据其全岩化学成分分为钙质碳酸岩、镁质碳酸岩、含铁钙质碳酸岩和铁质碳酸岩，它们分别对应上述矿物学分类中的方解石碳酸岩、白云石碳酸岩、菱铁矿，或磁铁矿方解石碳酸岩和菱铁矿碳酸岩（Gittins et al., 1997）。

碳酸岩至少形成于30亿年前（如陵兰西部Tupertalik的碳酸岩），在三分之二的地球历史里，都连续稳定的产生了碳酸岩质的岩浆，但在过去的700 Ma年里，碳酸岩的出现率显著增加（Keller et al., 2012）。最新统计显示，全球已报道的碳酸岩达609处（Humphreys-Williams et al., 2021）。碳酸岩在空间上与克拉通边缘联系紧密，多出现在现代或古代裂谷附近（如东非裂谷），造山带也有较多碳酸岩产出（如喜马拉雅和秦岭造山带），极少数出现在大洋岩石圈背景下（Humphreys-Williams et al., 2021）。已知碳酸岩的产出有76%与碱性岩石有关，这些碱性岩包括霞石岩、响岩、正长岩、黄长石岩、煌斑岩和碱性辉石岩等（Woolley et al., 2008）。碳酸岩与碱性岩在空间、时间上关系密切，矿物学和地球化学等方面也表明它们密切的成因关系（图1）。

由前述矿物学分类可知，碳酸岩的主量元素成分变化很大，总体富集CaO、MgO、BaO，但SiO₂和碱质含量较低。深成岩和喷出岩中的平均w（K₂O+Na₂O）分别为0.6%和0.7%），但Oldoinyo Lengai钠质碳酸岩中碱质总量高达约40%（Keller et al., 2012）。碳酸岩通常富集Ba、Sr、Nb、Th、U、LREE等不相容元素，亏损Rb、K、Hf、Ti等元素（Chakhmouradian, 2006）。这些元素的富集大多受控于碳酸岩中的特定矿物，如独居石、磷灰石控制P、REE的配分；钙钛矿控制Ti、Nb、REE的配分；烧绿石控制Nb、Ta的配分。在一些碳酸岩中，稀土含量极高（≥10%），主要赋存在多种稀土矿物（如黄菱锶铈矿、氟碳钙铈矿、氟碳铈矿和独居石）中，它们多是在岩浆结晶或岩浆期后热液作用过程中形成的。

以往放射性（如Sr、Nd）和非传统稳定（如Li、Mg、Ca）同位素研究工作均已证实，碳酸岩源自地幔物质，部分碳酸岩的物质来源还与俯冲循环的地壳物质相关（Bell et al., 2002；Halama et al., 2008；Li et al., 2016；Tappe et al., 2017；Sun et al., 2021）。高温高压实验岩石学和熔体包裹体的研究表明，碳酸岩熔体的成因主要有3种，包括由含碳地幔源区的极低程度部分熔融直接产生（Wyllie et al., 1975；Wallace et al., 1988；Dalton et al., 1998）、由富CO₂碱性硅酸岩熔体的液态不混溶产生（Koster, 1975；Freestone et al., 1980；Kjarsgaard, 1988；Brooker et al., 2010）和由富CO₂碱性硅酸岩熔体的分离结晶作用形成（Lee et al., 1994；Mitchell, 2005；Tappe et al., 2017）。

由于碳酸岩岩浆粘度很低且极富挥发分，很容易发生结晶分异作用和岩浆期后热液蚀变。因此，地表观察到的大部分碳酸岩很可能只是从碳酸岩岩浆中结晶出来的堆晶体，并不能代表碳酸岩初始熔体成分（Xu et al., 2008）。同时，强烈的岩浆期后热液流体对已固结碳酸岩进行交代、叠加和蚀变，掩盖了其真实的岩浆组成（Smith et al., 2015）。初始岩浆组成及其演化研究，更多的需要借助高温高压模拟实验和熔体包裹体手段进行实验岩石学在这方面发挥了重要作用（宋文磊等, 2012），但也存在着一定局限性，比如实验条件较自然过程大大简化，实验时间较自然过程短等，其模拟条件与真实地质过程有较大差距（周金城等, 2005）。结合熔体包裹体研究，可以弥补模拟实验中的一些不足。熔体包裹体是岩浆结晶过程中矿物在生长阶段捕获的很小体积的高温熔体，记录了矿物形成时周围岩浆介质的物理化学信息。相比于全岩，熔体包裹体被寄主矿物捕获后形成了一个封闭体系，很大程度上不受寄主矿物以外岩浆演化过程中冷却、结晶、减压、混合、脱气等作用和后期蚀变的影响，可以准确记录岩浆系统特定演化阶段的信息，具有更高的可信度和直观性（Kent, 2008;任钟元等, 2018）。因此，对碳酸岩中熔体包裹体的研究是揭示其成岩成矿作用的重要手段。以往的研究发现，碳酸岩熔体包裹体主要出现在一些岩浆成因的矿物中，例如磷灰石、磁铁矿、钙钛矿、黄长石、霞石和碳酸盐矿物等（Guzmics et al., 2012；Chen et al., 2013）。因此，在碳酸岩研究中应多关注这些矿物的产出特征，及其中是否发育各种包裹体。

随着现代测试分析技术（空间分辨率和精度）的不断提高，熔体包裹体的研究方式已从传统的高温热台研究，转向更精细复杂的元素和同位素地球化学研究。在熔体包裹体研究过程中，细致的岩相学观察是基础，可以确定熔体包裹体的产出特征并观察包裹体被捕获后的变化（Sorby et al., 1858）。对未打开的包裹体，可以先用拉曼光谱（LRS）对其中的固、液和气相物质进行初始测定。打开的包裹体通常使用电子探针（EMPA）、激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）和粒子诱发X射线荧光分析（PIXE）进行主量、微量元素组成分析（李霓等, 2018）。包裹体中的挥发分含量可用EPMA和傅里叶变换红外光谱法（FTIR）分析，同位素的分析主要使用激光剥蚀多接收电感耦合等离子体质谱仪（LA-MC-ICP-MS）和离子探针（SIMS）等。

早期部分岩石学家认为，碳酸岩的全岩成分可以代表碳酸岩母岩浆的组成（Barker et al., 1989；Woolley, 1989；Hoernle et al., 2002；Gwalani et al., 2010）。然而，与高温高压实验研究确定的碳酸盐熔体成分相比（Wallace et al., 1988；Kjarsgaard et al., 1995；Kjarsgaard, 1998），天然产出碳酸岩的全岩成分大多缺乏碱质。并且，前文提到的钠质碳酸岩（Oldoinyo Lengai火山）熔岩是富碱的（w（Na₂O+K₂O）为25%~44%）（Wallace et al., 1988；Kjarsgaard et al., 1995；Lee et al., 1998）。此外，碳酸岩体周围常见霓长岩化作用（Le Bas et al., 1981），这也表明碳酸岩岩浆在凝固之前含有较高浓度的碱质，随后在岩浆侵位过程中碱质随流体进入围岩，导致周围岩石的霓长岩化作用（Walter et al., 2021）。大量岩石学、矿物学和地球化学研究也表明，地表观察到的碳酸岩全岩成分并不能代表初始熔体成分（Bailey, 1993；Gittins et al., 2003；Zurevinski et al., 2004；Mitchell, 2005），需要借助碳酸岩早期结晶矿物捕获的熔体包裹体来揭示其初始熔体组成。

例如熔体包裹体研究表明，在东格陵兰的Gardiner和俄罗斯的Kovdor地区的超基性碱性-碳酸岩杂岩体中，早期结晶的橄榄石包裹体中含有方解石和Na-Ca碳酸盐等矿物，表明2个杂岩体的原始熔体为含CO₂碱性超基性岩熔体（Veksler et al., 1998）。俄罗斯西伯利亚极地地区的Krestovskiy碱性岩-碳酸岩杂岩体，从岩石化学成分、矿物组成、包裹体成分可以看出，母岩浆富含Ca、Mg、K、Na和S（Panina, 2005）。Chen等（2013）认为，加拿大Oka碳酸岩-碱性杂岩体方解石碳酸岩中磁铁矿内包裹体的矿物组合可以代表碳酸岩的初始岩浆组分，包裹体中的固体相包括多种碳酸盐矿物、卤化物、硫化物及磷酸盐、磁铁矿、硅酸盐的混合物。特别的是，黄碳锶铈石、石盐、硫铁钾矿、氟镁钠石、方钠石、Na-K-Ca碳酸盐等富碱矿物的大量出现（图2a~d），表明杂岩体来自富Na、K、Cl、F、S、Sr、REE的碳酸岩熔体，并且与Oldoinyo Lengai的钠质碳酸岩中的矿物组合很相似。最近，Kiseeva等（2024）在西格陵兰岛Majuagaa地区金伯利岩的石榴石异剥橄榄岩捕掳体中也发现了碱性碳酸盐熔体。该捕虏体的尖晶石中含有丰富的由白云石、方解石、蛇纹石、尖晶石、磷灰石和金云母组成的“熔池”，这些矿物组合代表了残留的已结晶碳酸岩熔体。其中，主要由碳酸盐、碱性碳酸盐、方镁石/水镁石以及少量卤化物、钾硫化物、磷灰石、金云母等组成的熔体包裹体，是克拉通深部地幔中存在碱性碳酸盐熔体的直接证据。

对一些贫碱的碳酸岩或硅酸岩中保存的早期熔体包裹体的成分研究表明，碳酸岩的初始熔体是普遍富碱（Na和K）的，与唯一正在喷发的Oldoinyo Lengai碳酸岩熔岩相一致。地表绝大部分碳酸岩贫碱的主要原因是，碳酸岩岩浆在侵位过程中出溶的富碱流体与围岩发生霓长岩化。

据熔体包裹体中的化学成分估算，大多数形成碳酸岩侵入岩的熔体中碱质含量为8%~10%（Dawson et al., 1990；Panina, 2005；Mitchell, 2009；Chen et al., 2013；Guzmics et al., 2015），这与Oldoinyo Lengai钠质碳酸岩高达约40%的碱质含量相差甚远。碱质含量的差异导致钠质碳酸岩的成因争议不断。Weidendorfer等（2017）通过高温高压模拟实验显示，在地壳压力下，含碳霞石质岩浆经历48%方解石、12%磷灰石和2%单斜辉石的分离结晶后，形成了富碱的碳酸盐熔体。这表明，中等碱度含量的钙质碳酸盐熔体通过分离结晶作用可以演化为钠质碳酸盐熔体。早前的实验岩石学工作也发现（Lee et al., 1998），初始的富CO₂碱性硅酸盐岩浆通过分离结晶作用到达硅酸盐-碳酸盐液相边界时，岩浆会沉淀碳酸盐矿物形成碳酸岩，且其组成将向更富碱的方向演化。这一熔体演化过程被包裹体记录并得到证实，Veksler等（1998）在俄罗斯科拉半岛Kovdor地区的超基性碱性-碳酸岩杂岩体内的橄榄石、单斜辉石、黄长石和钙钛矿中发现大量已结晶的熔体包裹体。橄榄岩中橄榄石斑晶含有较多呈负晶产出的原生包裹体，包裹体内含大量磁铁矿、透辉石、金云母、钠钙碳酸盐矿物。磁铁橄磷岩中橄榄石内包裹体子矿物相为白云石、Na-Ca碳酸盐、碳酸钠镁石（Na₂Mg（CO₃）₂）、磷碳镁钠石（Na₃Mg（PO₄）（CO₃））和铁镁云母。辉岩中单斜辉石的包裹体含Na-Ca碳酸盐、金云母、钠硫酸盐和白钨矿。随着岩浆结晶，岩石类型结晶演化序列方向如下：苦橄岩→橄榄岩→辉岩→黄长岩/霓霞岩→碳酸岩，相应岩性中的包裹体均一温度也表现出与结晶顺序一致的趋势，包裹体成分向更富Na-K-Ca和Na-Mg的碳酸盐熔体演化。晚期残余的碳酸盐熔体则高度富碱，碱质的富集主要源自于分离结晶作用。对上述包裹体再加热，研究发现碳酸盐化霞石质岩浆是Kovdor碱性杂岩体的初始岩浆成分。随着岩浆分离结晶作用的进行，包裹体内出现大量金云母和角闪石，残余熔体向斜硅钙石黄长石质演化。由于黄长石不稳定，其消失促使熔体向方解石液相区演化，形成大量方解石的沉淀；持续的分离结晶作用导致单斜辉石-霞石方解石碳酸岩的产生，之后岩浆进一步演化形成堆晶的镁橄榄石-磁铁矿-磷灰石-金云母碳酸岩和白云石碳酸岩（图3）。

Chayka等（2021）对俄罗斯西伯利亚地区Guli、Tagna侵入碳酸岩中包裹体的研究支持了上述中等碱度含量的碳酸盐熔体通过结晶分异形成钠质碳酸岩的观点，包裹体主要发现于磷灰石和磁铁矿当中。碳酸岩中先结晶的磷灰石内的包裹体捕获的熔体是岩浆早期阶段的熔体（700~800℃），碳酸钠钙石、菱钠钙石-碳酸钾钙石等固溶体是其主要组成（图4a~d、g）；晚结晶的磁铁矿中包裹体则是堆晶阶段捕获的熔体（600~700℃），相对于磷灰石包裹体含有更多的钠质矿物（碳钠镁石和菱钠镁石等）（图4e、f、h）。通过对这些包裹体进行再加热-冷却实验显示，随着结晶分异作用的进行，熔体从中等碱性的钙质碳酸盐过渡到以“方解石CaCO₃+熔体=霞石（Na，K）₂Ca₂（CO₃）₃”包晶为主的熔体组成，熔体的碱质含量不断增加，最终向Oldoinyo Lengai熔岩成分转变。

Guzmics等（2019）提出了另一种钠质碳酸岩的成因模型，认为其形成与霞石岩浆演化相关而非钙质碳酸岩分离结晶。研究人员在坦桑尼亚东非裂谷Kerimasi碱性岩-碳酸岩火山霞石岩的霞石生长环带中发现的包裹体内存在三相不混溶现象（图5a~e）：霞石熔体、富氟碳酸盐熔体和碱性碳酸盐流体共存。Oldoinyo Lengai钠质碳酸岩组成与这些熔体相明显不同，其形成并不直接源于上述某个熔体相。随着岩浆演化，出溶后的碱性碳酸盐流体和富氟碳酸盐熔体会发生两相混合作用，从而生成与Oldoinyo Lengai成分相似的钠质碳酸盐熔体。同时，这一过程中的F显著富集于碳酸盐熔体中，高达14%的氟浓度会抑制方解石沉淀，因此，钠质碳酸盐熔体无法通过方解石的结晶分异形成。该研究表明，与霞石岩共生的富卤素碳酸盐熔体和碱性碳酸盐流体可能普遍存在，但因其在随后岩浆演化中无法保存而被忽略。

由前文可知，虽然碳酸岩初始熔体富碱已被普遍接受，但是对类似Oldoinyo Lengai熔岩强烈富碱的原因仍然存在着不同的认识。多数学者通过研究熔体包裹体的成分演化特征后认为，碱质的富集主要源于碳酸岩岩浆中大量贫碱矿物（如碳酸盐矿物、磷灰石和磁铁矿等）的结晶分异作用。一些实验岩石学的相关系研究，也支持分离结晶对碱质的富集作用。然而，也有学者认为是碱性岩岩浆派生出的碱性流体加入到碳酸盐熔体中导致其富碱。

Rankin等（1974）在肯尼亚西部的Usaki地区的碳酸岩-霓霞岩杂岩体内，通过对磷灰石包裹体的研究，发现了呈不混溶状态存在的碳酸盐和硅酸盐两相熔体。这一发现从地质观测角度最早提出了碳酸岩的液态不混溶作用，用于解释碱性硅酸岩和碳酸岩之间的成因联系。之后，不混溶成因得到了更多熔体包裹体和许多合成体系实验模拟的证实。以往的研究表明，碳酸盐熔体与硅酸盐熔体不混溶现象存在于多种地质环境中，特别是侵入（Dawson et al., 1973；Kogarko et al., 1991）及喷出的碱性岩（Kjarsgaard et al., 1991；Macdonald et al., 1993；Bailey et al., 2005；2006）中；此外，在上地幔橄榄岩和榴辉岩包体中（Pyle et al., 1994；Church et al., 1995；Rosatelli et al., 2007）也发现了类似证据。

合成和天然碱性系统的实验研究（Freestone et al., 1980；Kjarsgaard, 1988；Brooker et al., 1990；Brooker, 1998；Andreeva et al., 1998；1999）表明，硅酸盐-碳酸盐液态不混溶发生在很宽的压力-温度范围内，并受初始硅酸盐熔体的成分、挥发分含量（主要是CO₂，也包括F、Cl、S）和氧逸度影响。Guzmics等（2011）对坦桑尼亚Kerimasi地区碳酸岩中的磁铁矿和磷灰石中的熔体包裹体进行研究，认为包裹体中硅酸盐熔体Si/Al比值可能反映了熔体演变过程中不混溶区间的变化，随着岩浆演化，硅酸盐熔体中的Si/Al比值降低，同时伴随着碱性元素的增加，而促进了硅酸盐和碳酸盐组分的分离。这一结论与实验岩石学的观察一致，Lee等（1998）的实验证明，不混溶的硅酸盐-碳酸盐熔体的Si/Al比率的降低会缩小不混溶区间并导致熔体向富碱端员移动。硅酸盐-碳酸盐熔体体系的碱度增加对混溶区间的范围也产生了类似的影响，因此，许多学者认为不混溶作用只发生于富碱组分中（Kjarsgaard et al., 1995；Mitchell, 2009），并不能解释地表最多出露的钙质碳酸岩的成因。

德国Laacher See火山在1950年喷发了碳酸岩-响岩岩浆，形成一套保存完好的碱性硅酸岩和钙质碳酸岩岩石组合类型（Berndt et al., 2022）。Berndt等（2022）在杂岩体蓝方石斑晶的包裹体内发现了不混溶的硅酸盐-碳酸盐熔体（图6a~c）。碳酸盐熔体的w（CaO）在12.7%~52.4%之间、w（Na₂O+K₂O）平均为4.2%，硅酸盐熔体w（CaO）也高达5.5%，w（Na₂O+K₂O）在10.3%~15%之间。整体来看，不混溶的碳酸盐熔体成分为钙质、低-中等碱度，还含有较高的SiO₂、Al₂O₃、F和Cl。这一观察结果与Kjarsgaard（1998）的实验结果高度吻合，该实验通过富CaO的霞石岩经历液态不混溶作用，成功产生了低-中度碱性、富钙质碳酸盐熔体。上述结果表明，天然钙质碳酸岩的初始熔体也可以由富CO₂的碱性硅不饱和岩浆经过液态不混溶形成。

以往对熔体包裹体和高温高压实验的研究表明，碳酸盐-硅酸盐液态不混溶作用是碳酸岩的重要成因之一，并且不混溶作用主要发生在富碱的岩浆体系中，这很难解释最常见的贫碱钙质碳酸岩的成因。最近，在德国Laacher See杂岩体的蓝方石斑晶中发现与硅酸盐熔体不混溶的碳酸岩熔体组成为钙质且具低-中等碱度，为这种钙质碳酸岩也可以经过不混溶作用形成提供了关键的证据。

Panina等（2005；2008）在俄罗斯Krestovskiy地区的橄榄石-黄长石和橄榄石-钙镁橄榄石岩中发现了具有多种类型的碳酸盐-盐类（磷酸盐、硫酸盐、氯化物等）熔体不混溶现象的原生包裹体。熔体包裹体的显微测温表明，钙钛矿核部和黄长石中的包裹体在1230~1250℃出现了硅酸盐-碳酸盐液态不混溶；其次，钙钛矿边缘包裹体（图7a）在1190~1200℃除了有碳酸盐-硅酸盐不混溶之外，还出现了多相碳酸盐-盐类熔体不混溶现象（图7b~h）；随后，在黄长石、钙镁橄榄石和石榴子石中发现同源的原生碳酸盐-盐类熔体包裹体，均一化温度为780~980℃。根据熔体成分差异，盐类熔体包裹体分为6种类型：超碱性碳酸盐熔体、碱性硫酸盐熔体（CaO/（Na₂O+K₂O）≤1）、中度碱性碳酸盐熔体、碱性磷酸盐熔体（CaO/（Na₂O+K₂O）>1）、碱性卤化物熔体和钙质碳酸盐熔体包裹体。其中，上述部分盐类熔体包裹体在800~840℃出现碳酸盐-盐类不混溶现象。硅酸盐熔体与含碳酸盐的盐类熔体不混溶作用，同样被视为蒙古国Mushugai-Khuduk碱性岩-碳酸岩杂岩体中含磷岩石形成的重要机制。Andreeva等（1998；1999）研究了包裹体的测温和成分，认为从硅酸盐熔体中经不混溶作用分离出碳酸盐、磷酸盐和硫酸盐熔体形成了Mushugai-Khuduk的含碳酸岩碱性杂岩体。Suk（2001；2003）的高温高压模拟实验也支持了上述多相不混溶现象。该实验研究了磷、硫和卤化物对似长石硅酸盐熔体体系中的硅酸盐-碳酸盐液态不混溶作用的影响。在实验过程中，Suk（2001；2003）确定了所得盐类熔体（碳酸盐、磷酸盐、氟化物、氯化物和硫酸盐）的液相不均匀性，这表明盐类熔体在与硅酸盐熔体分离后又发生了进一步的不混溶作用，从而形成更加多样化的产物。

Guzmics等（2011；2012）发现坦桑尼亚Kerimasi地区钙质碳酸岩的岩浆演化早期阶段（900~1000℃）存在3相液态不混溶，包括：① 富含Ca、P、S和含碱的碳酸盐熔体；② 富含Mg和Fe的过碱性硅酸盐熔体以及③ C-O-H-S-碱质流体。Kerimasi地区另一种以单斜辉石和霞石为主的黄长岩类杂岩体在岩浆演化早期阶段（大约1100℃）也存在3种互不相溶的熔体（图8a~e）包括：① 含碱、MgO且富CaO、FeO的硅酸盐熔体；② 含碱、F且富CaO、P₂O₅的碳酸盐熔体和③ Cu-Fe硫化物熔体（0.5~1.0 GPa）。不混溶阶段形成的碳酸盐熔体，极有可能是Kerimasi地区及其他地方发现的钙质碳酸岩的母熔体。

通过对熔体包裹体的研究，Panina等（2008）总结了具有复杂岩性组合的碳酸岩-碱性岩杂岩体的成因模式（图9）。在地幔深部最初形成的碳酸盐化碱性硅酸盐岩浆富含CO₂、碱质、卤化物、硫、磷等挥发性成分，这些成分也可能作为地幔交代作用的媒介。由于早期高镁矿物的结晶和分异作用，这些岩浆持续富集二氧化碳、碱质和其他挥发分，累积的挥发分将促发碳酸盐-硅酸盐两相液态不混溶，并伴随着元素在两相间的分配。随后，硅酸盐熔体与碳酸盐熔体在空间上分离并在缓慢冷却过程中独自演化。随着温度和压力的降低，碳酸盐熔体再次变得不均匀，并通过盐类熔体不混溶作用进一步分离成化学成分更简单的多相盐类熔体。这些经历了演化过程后的多类型熔体最终形成各种类型的碳酸岩，例如钙质白云岩、碱性硫酸盐、碱性磷酸盐和碱性卤化物等岩石。可见，多相不混溶作用也可能在碳酸岩形成过程中普遍存在，在很大程度上影响着碳酸岩的成岩成矿过程。

从上述内容可以看出，近年来，关于碳酸岩体系中多相硅酸盐和盐类（碳酸盐、磷酸盐、硫酸盐和氟化物）熔体包裹体的研究取得了显著进展。前述工作表明，除碳酸盐-硅酸盐液态不混溶外，深源初始碳酸盐化碱性硅酸盐岩浆在缓慢冷却结晶过程中还会发生碳酸盐-硅酸盐-盐类、碳酸盐-盐类熔体等多相不混溶作用，这使得碳酸岩的岩石学和矿物学特征相较于共生的碱性岩更加复杂且多样。

上述熔体包裹体研究表明，很多碳酸岩可以通过不混溶作用形成。在液态不混溶发生的同时，岩浆体系中许多主要和次要组分也会在两相间进行重新分配，影响2类岩石的地球化学组成和成矿潜力。对俄罗斯Krestovskiy地区碳酸岩-碱性杂岩体中熔体包裹体的研究表明（Panina, 2005），与初始熔体的组成相比，由不混溶作用形成的硅酸盐熔体富Si、Al，贫Ca、碱金属；碳酸盐熔体显示高碱高Ca，但贫Si，同时含有大量的S、P、Sr、Ba和卤素元素。Guzmics等（2008a；2008b）对匈牙利跨多瑙河中部山脉晚白垩纪煌斑岩中的单斜辉石-磷灰石-钾长石-金云母捕虏体（CAKP）进行研究，分析了熔体包裹体内共存的碳酸盐与硅酸盐两相熔体的元素组成。研究结果显示，U、Th、Pb、Nb、Ta、P、Sr、Y、REE进入含P的碳酸盐熔体，而Cs、Rb、Na、Li、K、B、Al、Zr、Hf则更倾向于硅酸盐熔体（Guzmics et al., 2008b）（图10）。通过Veksler等（1998）在T=965~1015℃、P=0.084~0.094 GPa以及Prowatke等（2007）在T=1510℃、P=1.05 Pa条件下，得到的不混溶碳酸盐和硅酸盐熔体间的元素配分系数（D）对比，表明了磷对熔体之间微量元素分配有影响。

Guzmics等（2015） 对东非裂谷坦桑尼亚Kerimasi地区的黄长石岩及钙质碳酸岩中赋存于霞石、磷灰石和磁铁矿的熔融包裹体开展研究 （图11），发现Li、Na、Pb、Ca、Sr、Ba、B、所有REE（Sc除外）、U、V、Nb、Ta、P、Mo、W、S被分配到碳酸盐熔体中，而Mg、Mn、Fe、Co、Cu、Zn、Al、Sc、Ti、Hf、Zr则进入到硅酸盐熔体中。K和Rb在碳酸盐熔体和硅酸盐熔体之间的分配系数接近1。同时，结合以往高温高压实验结果，Guzmics等（2015）认为，Ca、S（如SO₄²⁻）、P（如PO₄³⁻）被优先分配到碳酸盐熔体中，可能会促进Nb、Ta、Pb和除Sc以外的所有REE也分配到该相中。钙质碳酸岩岩浆通过液态不混溶富集的P和S促进REE进入碳酸盐熔体。通过将Guzmics等（2015）的熔体包裹体测试结果与Martin等人（Martin et al., 2012; 2013）（代表Kerimasi熔体）、Veksler等人（Veksler et al., 2012）（代表Oldoinyo Lengai熔体）的熔体测试结果比较发现：碱金属的分布较为一致；Mg、Mn、Fe、Co、Cu、Zn、Si、Hf、Zr、Ti分配到硅酸盐熔体中；Ca、Sr、Ba、Mo、W分配到碳酸盐熔体中；LREE相对于HREE、Y更易进入到碳酸盐熔体中；而Pb的分配系差异较大，可能与SO₄²⁻有关，硫酸盐分配到碳酸盐熔体中可能会诱导Pb也分配到同一熔体中。Guzmics等（2015）测得的REE配分结果与Veksler等（2012）的硅酸盐-碳酸盐实验结果显示出相反的分布，可能与Ca和P有关，稀土元素在磷酸盐熔体中具有很强的相容性，因此，在Kerimasi熔体中，稀土元素、Ca和P倾向富集在碳酸盐熔体中。由此可见，不混溶作用有利于REE等关键金属成矿元素在碳酸岩岩浆中的预富集，有助于提高其最终成矿潜力。

以上对熔体包裹体中不混溶的碳酸盐和硅酸盐熔体成分的研究表明，元素在不混溶两相间发生明显的分异。值得注意的是，不管是天然熔体包裹体，还是实验岩石学研究，一些元素的配分系数会存在矛盾。例如，Panina（2005）、Guzmics等（2008a；2008b）对碱质以及Veksler等（1998）、Martin等（2012）、Martin等（2013）对REE在两相间的配分就得出相反的结论。这一方面主要是由于体系组分（如是否富挥发分）和温度压力等条件对配分系数有着非常大的影响；另一方面，熔体包裹体样品会存在自然体系是否达到平衡以及受后生、次生作用影响等因素导致配分系数的偏差；此外，大多时候也缺少准确对应的温度、压力、氧逸度等条件的限制。实验体系可以更加精确地确定温压、压力等物理化学条件变化对配分系数的影响，但实验体系在物质组成上相对于天然体系过于简化，容易忽略少量组分对体系的影响。因此，在解决与碳酸岩成岩成矿相关的具体地质过程中，应选择与被研究体系物理和化学性质最接近条件下测定的配分系数。可见，未来仍需要更多的天然和实验证据来揭示影响元素配分行为的关键因素。

磷灰石与碳酸岩及碱性岩常常相伴产出，经常形成具有经济价值的磷矿床，两者在成因上也密切相关。磷酸盐是碳酸岩中的重要成分之一，模拟实验表明在碳酸盐熔体中，P₂O₅的溶解度介于5%~24%（Baker et al., 1992；Ryabchikov et al., 1993；Guzmics et al., 2008a；2008b）。与磷灰石相关的碳酸岩及碱性岩中熔体包裹体，为探明碳酸岩-碱性岩体系中大量磷灰石的成矿过程提供了最直接的证据。

Isakova等（2015）对俄罗斯Guli超基性-碱性-碳酸岩杂岩体中含磷灰石霓霞岩、磁铁矿-金云母-磷灰石的包裹体进行了研究，原生碳酸盐-盐类和碳酸盐熔体包裹体主要赋存于磷灰石和石榴石中。碳酸盐-盐类熔体包裹体富碱、富Ca（w（CaO）≈30%~40%），含P、Sr、SO₃、F和少量的Mg、Fe、Ba、Si，包裹体均一温度为850~970ºC；碳酸盐熔体包裹体富Ca（w（CaO）≈54%~67%），含有少量Mg、Fe、Sr、Na、P，均一温度为840~860ºC。单斜辉石中存在少量硅酸盐为主的熔体包裹体，为富Ca富碱的镁铁质-超镁铁质熔体，成分上与富含盐类、Ba、Sr的黄长石-暗色霞石岩相似。根据上述包裹体信息，Isakova等（2015）的研究指出，Guli碳酸岩的磷灰石矿床，是在850~970ºC下由霓霞岩与碳酸岩脉中所捕获的富P的碱性碳酸盐-盐类熔体结晶而成。这种熔体的生成，源于单斜辉石结晶末期的富碱富P的硅酸盐与碳酸盐熔体直接发生的不混溶作用。同时，这种空间上独立的碳酸盐-盐类熔体中碱质、S、F和CO₂的存在有助于P在相对低温下赋存于碳酸盐熔体中，从而形成磷灰石矿床。

Panina等（2016）通过熔体包裹体研究，揭示了俄罗斯东西伯利亚北部Maimecha-Kotui省最大的磷灰石矿床的成因。该地区超基性-碱性-碳酸岩杂岩体中，外接触带中的含霞石霓石岩和霓霞岩脉最为富P。霓霞岩的霞石中主要为硅酸盐-盐类熔体包裹体，磷灰石中主要含有碱性硫酸盐-碳酸盐、少量碳酸盐和偶见的硅酸盐熔体包裹体。含霞石霓石岩中的磷灰石也含有原生碱性硫酸盐-碳酸盐包裹体（图12a~d）。包裹体分析数据显示，早期霞石从均一的霞石质岩浆中结晶（1100~1200ºC），此时，岩浆富SO₃、Cl、CO₂和H₂O。随着温度的降低，由于熔体不混溶的发生，熔体成分变得不均一，出现了硅酸盐、碱质硫酸盐-碳酸盐和碳酸盐熔体三相不混溶，并伴随Ca、SO₃、Cl、大部分的P、碱质及CO₂分配进入碳酸盐-盐类熔体，最后磷灰石从这种熔体中晶出形成矿化。

这些熔体包裹体研究表明，碳酸岩磷矿化磷灰石熔体包裹体中除硅酸盐和碳酸盐熔体外，还普遍存在不混溶的磷酸盐和（碱性）硫酸盐等盐类熔体。这表明由多相液态不混溶作用产生的富P和（或）S的碳酸盐熔体广泛参与碳酸岩型磷灰石成矿。

碳酸岩稀土矿床具高的品位，大的规模和低的放射性元素（U和Th）含量的特征，是全球最重要的稀土矿床类型（Mariano et al., 2012）。中国是世界最大的稀土资源国，约98%稀土资源来自碳酸岩型稀土矿床（谢玉玲等, 2020）。碳酸岩稀土矿床根据矿化类型可以划分为岩浆型、热液型和风化壳型（Mariano, 1989）。目前，开采和研究的大多数稀土成矿以热液型为主。学者们普遍认为，热液流体从碳酸岩岩浆中的萃取和迁移是REE的主要矿化机制（范宏瑞等, 2001；Doroshkevich et al., 2009；李建康等, 2009；Xie et al., 2015；刘琰等, 2017）。近年来的矿物学证据表明，许多热液矿化是源于流体对已有富REE矿物的交代蚀变，REE是被再次活化、迁移和沉淀的（Wall et al., 1996；Chakhmouradian et al., 2012；Downes et al., 2014；Trofanenko et al., 2014；Song et al., 2018）。这表明，流体作用可能更有利于稀土矿床品位和规模的提高，而碳酸岩岩浆过程对REE的富集很可能是其形成具有经济价值稀土矿床的前提，甚至起着关键作用，然而这一过程长期被忽视。成矿碳酸岩极富挥发分，这导致岩浆期后广泛发育的热液蚀变掩盖了早期的岩浆演化信息。如上所述，碳酸岩岩浆过程涉及碳酸盐-硅酸盐液态不混溶作用、分离结晶作用和盐类熔体与碳酸盐熔体的不混溶作用。近些年对熔体包裹体的研究表明，相对与碳酸盐-硅酸盐不混溶和分离结晶作用，磷酸盐、硫酸盐、氟化物和氯化物等盐类熔体的不混溶作用对稀土成矿具有关键作用（Andreeva et al., 2003；Andreeva, 2014；Feng et al., 2020）。

俄罗斯西伯利亚南部Belaya Zima杂岩体由霓霞岩-霞石岩和碳酸岩组成，并发育了REE和Nb矿化。研究人员在该碳酸岩的镁橄榄石、磁铁矿中找到了与REE、Nb等关键金属成矿元素相关的熔体包裹体（Andreeva, 2014）。橄榄石和磁铁矿中的熔体包裹体为多矿物集合体，子矿物以碳酸盐（方解石和白云石）为主，并且存在蛇纹石，其含水量高（8%~12%）（图13a、b）。此外，橄榄石子矿物中还有金云母、磁铁矿，少量Mg、Na碳酸盐-磷酸盐（磷钠镁石）、Sr、REE碳酸盐（菱锶矿和碳酸锶铈矿），磷灰石，锰铁矿和含铌钛铁矿。研究人员对橄榄石中的熔体包裹体进行了再加热-淬火实验，淬火后包裹体形成了均一且罕见的盐类熔体玻璃和气泡，该熔体成分富CaO、MgO、Na₂O、K₂O、FeO、MnO、SrO、BaO、P₂O₅、REE、Nb、F、Cl等组分（图13c）。上述结果表明，包裹体中REE、Nb等关键金属矿物与Ca、Mg碳酸盐和含磷矿物等稳定共生，碳酸盐熔体整体向富集关键金属的方向演化从而沉淀金属矿物形成矿化。这不同于以往对稀土成矿主要源于热液作用的认识，证实矿化也可以通过岩浆过程富集。此外，前文提到Andreeva等（2003）报道了蒙古国Mushgai-Khudag稀土成矿碳酸岩中多相盐类熔体共存，包括磷酸盐-碳酸盐熔体、磷酸盐-硫酸盐熔体和氟化物-硫酸盐熔体等，并认为由硅酸盐-盐类熔体不混溶作用形成了富REE、Ca、F、S的碳酸盐-磷酸盐熔体是形成稀土矿化的主要原因。

川西牦牛坪稀土矿床是世界级的稀土矿床，稀土氧化物平均含量为2.89%（Xie et al., 2008），总储量达1.2 Mt（施泽民, 1993）。矿床位于川西的扬子陆块边缘，与新生代碳酸岩-碱性杂岩体有关。Xie等（2009）根据矿脉穿切关系和矿物组合特征，确认5个矿化阶段为碳酸岩阶段、伟晶岩阶段、重晶石-氟碳铈矿阶段、晚期方解石阶段和表生氧化阶段。其中，伟晶岩和重晶石-氟碳铈矿阶段为主要成矿期。萤石、石英、氟碳铈矿、重晶石、方解石中发育了熔体、熔-流体、富CO₂流体和富水流体等多种类型包裹体（图14a~f）。对这些包裹体的研究表明，成矿流体可能源自碳酸岩熔体和流体的不混溶作用，初始流体为高温（600~850°C）、高压（>350 MPa）和高密度的超临界正岩浆流体，富含硫酸盐等多组分（如K、Na、Ca、Ba、Sr和REE）。Xie等（2015）进一步研究认为，在碳酸岩熔体演化过程中，硫酸盐熔体、CO₂的出溶导致残余熔体及流体中稀土元素的强烈富集，随后CO₂、H₂O的相分离作用导致大量稀土元素沉淀矿化。

Feng等（2020）在位于蒙古国南部的Ulgii Khiid碳酸岩的磷灰石中发现了极富REE的熔体包裹体（图15a）。除了独居石和氟碳铈矿等稀土矿物，这些包裹体中还含有1个富稀土的磷酸盐熔体相（w（REO）约为50%）（图15b、c）。对这些包裹体的再加热-淬火实验生成了不混溶的富REE（w（REO）>20%）磷酸盐熔体和2类贫REE的硅酸盐熔体。实验结果表明，随着贫REE以及P的碳酸盐、硅酸盐和氧化物矿物的结晶分异，同时伴随着温度降低，碳酸盐熔体中REE达到饱和形成稀土矿物以及一个不混溶的富稀土磷酸盐熔体；该磷酸盐熔体与碳酸盐熔体分离并迁移形成极富稀土的磷灰石，导致最后残余的碳酸盐熔体因贫稀土而不成矿。该研究一方面表明在碳酸岩岩浆体系中，分离结晶作用有利于REE在岩浆过程中的富集；另一方面，磷酸盐熔体对稀土具有非常强的萃取能力，它在体系中的演化行为控制着碳酸岩是否可以形成稀土矿床。例如，全球第二大的Mt Pass岩浆型稀土矿床和第三大的牦牛坪热液型稀土矿床都相对贫磷，表明它们的初始岩浆并没有达到磷酸盐饱和，从而没有经历富REE磷酸盐的分离作用，使得REE能够保存进入到残余岩浆（如Mt Pass）或热液流体（如牦牛坪）中成矿。

以上对于稀土成矿作用的熔-流体包裹体研究表明，碳酸岩体系中REE的富集机制是源于经典的熔体-流体不混溶作用派生的热液出溶模式还是磷酸盐、硫酸盐等盐类熔体与碳酸盐熔体的不混溶作用仍存在着争论。这主要是由于大多数稀土矿床都经历了强烈的岩浆期后热液蚀变，早期岩浆和元素演化信息保存较少，相应研究工作也较少。然而，越来越多的研究表明，碳酸岩岩浆演化过程很可能是导致REE在残余熔体或流体中富集成矿的主要因素，因此，需要开展更多岩浆成矿作用阶段熔体包裹体的研究工作。

（1）碳酸岩熔体可以由富CO₂碱性硅酸岩熔体的分离结晶形成，也可以通过该体系中碳酸盐-硅酸盐液态不混溶作用形成。

（2）碳酸岩初始熔体普遍富碱，地表碳酸岩贫碱的特征主要源自于其在侵位过程中的脱碱（霓长岩化）作用。天然钠质碳酸岩中碱质的过度富集机制是由于分离结晶还是熔体-富碱流体的不混溶作用仍存在着争论。

（3）除常见的碳酸盐-硅酸盐液态不混溶作用外，碳酸盐-多相盐类熔体的不混溶作用是形成碳酸岩岩性多样化的重要原因，也影响碳酸岩的全岩地球化学特征和成矿潜力。

（4）从本文总结的碳酸岩-碱性岩杂岩体的熔体包裹体研究可以看出，碳酸岩岩浆的相分离远比之前由实验室相图得出的规律要复杂得多。可见，由于熔体包裹体在被寄主矿物捕获之后的相对封闭性，运用熔体包裹体的研究技术手段可以从很大程度上避免碳酸岩岩浆期后热液蚀变造成的影响，揭示早期碳酸岩成岩成矿作用的关键信息。

尽管熔体包裹体是研究碳酸岩成岩成矿作用最为直接有效的手段之一，但也存在一些研究岩浆熔体包裹体的普遍问题（王蝶等, 2017）。例如，熔体包裹体通常较为细小，许多仅有几十微米甚至几微米大小，对其观测存在一定困难；碳酸岩体系由于粘度较低，许多熔体包裹体结晶化程度高，包裹体成分不均匀情况较多；由于以往分析技术的限制，对包裹体中挥发分含量的演化检测很少；一些熔体包裹体在被捕获后由于岩浆在储存、上升、喷发和淬火过程中发生的物理化学变化通常会造其成分变化（如结晶、挥发分的扩散和与寄主矿物的组分交换等），需要根据实际情况对测定的成分进行校正；此外，对熔体包裹体研究相对耗时耗力，在一定程度上也制约了其广泛应用。虽然存在上述问题，但随着对熔体包裹体的系统的研究和测试方法的进步，如超高分辨率场发射扫描电镜（FSEM）和聚焦离子束-透射电镜（FIB-TEM）、高分辨率的元素和同位素测试技术（如SIMS和NanoSIMS等）、同步辐射X射线荧光光谱（SR-XRF）等，显微-超显微分析测技术的应用极大地推动了对微小包体的深入研究。总之，熔体包裹体研究在探究碳酸岩熔体组成并反演岩浆演化和成矿过程具有非常大的优势，值得未来相关工作重点关注。

致 谢 感谢审稿专家的宝贵的修改意见和建议。

图1碳酸岩与各类碱性岩共生关系统计图（修改自Woolley et al., 2008）

Fig. 1 Schematic diagram of the paragenetic relationship between carbonatite and alkaline rocks (modified from Woolley et al., 2008)

图2加拿大Oka杂岩体富方解石碳酸岩磁铁矿内包裹体背散射图像（修改自Chen et al., 2013） a.包裹体内为黄碳锶钠石、氟镁钠石、钙钛矿、金云母、钠钾钙碳酸盐和石盐等矿物组合；b.包裹体内含有单斜辉石、钙钛矿、方钠石和金云母；c.包裹体内含有磷灰石、石盐和钠钾钙碳酸盐矿物；d.包裹体内矿物为方解石、磁黄铁矿和钠钾钙碳酸盐

Fig. 2 Backscatter electron images of melt inclusions within magnetite in calcite-rich carbonatite from the Oka complex in Canada(modified from Chen et al., 2013) a. The inclusion consists of a mineral assemblage including burbankite, neighborite, perovskite, phlogopite, sodium-potassium-calcium carbonate, and halite; b. The inclusion contains clinopyroxene, perovskite, sodalite, and phlogopite; c. The inclusion contains apatite, halite, and sodium- potassium-calcium carbonate minerals; d. The inclusion is composed of calcite, pyrrhotite, and sodium-potassium-calcium carbonate

图3俄罗斯Kovdor碱性-碳酸岩杂岩体熔体演化过程相关系图（修改自Veksler et al., 1998）

Fig. 3 Hypothetical trend of the melt evolution in Kovdor alkaline-carbonatite complexes, Russia (modified from Veksler et al., 1998)

图4俄罗斯西伯利亚Guli、Tagna碳酸岩磷灰石和磁铁矿中的多相熔体包裹体（修改自Chayka et al., 2021） a、b. Guli碳酸岩磷灰石包裹体图像；c. Tagna碳酸岩磷灰石包裹体背散射图像；d. Guli碳酸岩磷灰石包裹体背散射图像；e. Guli碳酸岩磁铁矿包裹体背散射图像；f. Tagna磁铁矿包裹体；g. Guli磷灰石包裹体背散射图像，700℃淬火；h. Guli磁铁矿包裹体背散射图像，600℃淬火

Fig. 4 Multiphase melt inclusions in apatite and magnetite from the Guli and Tagna carbonatites, Russia (modified from Chayka et al., 2021) a, b. Image of inclusions in apatite from the Guli carbonatite; c. Backscattered image of inclusions in apatite from the Tagna carbonatite; d. Backscattered image of inclusions in apatite from the Guli carbonatite; e. Backscattered image of inclusions in magnetite from the Guli carbonatite; f. Inclusions in magnetite from theTagna carbonatite；g. Backscattered image of inclusions in apatite from the Guli carbonatite, quenched at 700℃; h. Backscattered image of inclusions in magnetite from the Guli carbonatite, quenched at 600℃

图6德国Laacher See碳酸岩-响岩质杂岩体蓝方石中硅酸盐-碳酸盐不混溶的熔体包裹体（修改自Berndt et al.，2022） a.蓝方石背散射图像显示其内含有多个熔体包裹体；b、c.图a中单个熔体包裹体背散射图像，显示碳酸盐熔体和硅酸盐熔体不混溶

Fig. 6 Silicate-carbonate immiscible melt inclusions in hauyne from the Laacher See carbonatite-phonolitic complex in Germany(modified from Berndt et al.，2022) a. The backscattered image of hauyne shows that it contains multiple melt inclusions; b，c. Backscattered images of individual melt inclusions in Fig.a, showing immiscibility between carbonate melt and silicate melt

图8坦桑尼亚Kerimasi黄长石类岩石中熔融包裹体特征（修改自Guzmics et al., 2012） a.黄长石岩矿物学背散射电子图像；b.钙钛矿中熔体包裹体背散射电子图像；c.为b放大的单个多相熔体包裹体二次电子图像；d、e.为钙钛矿熔体包裹体加热至1050℃淬火后的包裹体背散射电子图像，黑色区域的空洞表示暴露前熔体包裹体内先前流体相的位置

Fig. 8 Characteristics of melt inclusions in Kerimasi melilitite, Tanzania (modified from Guzmics et al., 2012) a. Back-scattered electron image of mineralogy of melilitite; b. Back-scattered electron image of melt inclusions in perovskite; c. Secondary electron image of a single multiphase melt inclusion enlarged from Fig.b; d，e. Back-scattered electron images of melt inclusions in perovskite after heating melt inclusions to 1050°C and quenching, the voids in the black areas indicate the positions of the previous fluid phases inside the melt inclusions before exposure

图9碳酸岩-碱性岩体系深部岩浆在地壳中缓慢冷却、结晶过程中经历两相碳酸盐-硅酸盐液态不混溶和多相碳酸盐-盐类液态不混溶作用流程图（修改自Panina et al., 2008）

Fig. 9 Flow chart illustrating the mechanism of two-phase carbonate-silicate liquid immiscibility and polyphase carbonate-salt liquid immiscibility in deep-seated magmas during their slow cooling and crystallization in the Earth’s crust (modified from Panina et al., 2008)

图11坦桑尼亚Kerimasi黄长石岩霞石熔体包裹体中不混溶的碳酸盐和硅酸盐熔体元素配分图（修改自Guzmics et al., 2015） 元素沿横坐标排列，首先是离子电荷递增（1+，2+，…），其次离子半径递增

Fig. 11  Element partition coefficients between immiscible carbonate and silicate melts in nepheline-hosted melt inclusions from the Kerimasi melilitite, Tanzania (modified from Guzmics et al., 2015) The elements are arranged along the x-axis, first in order of increasing ionic charge (1+, 2+, …), and then in order of increasing ionic radius

图12俄罗斯东西伯利亚北部Magan地区碱性岩-碳酸岩杂岩体磷灰石矿床中熔体包裹体透射光图像（修改自Panina et al., 2016） a、b.霓石岩磷灰石中碱性硫酸盐-碳酸盐熔体包裹体；c.霓石岩磷灰石中碱性硫酸盐-碳酸盐熔体包裹体，内含菱形方解石晶体；d.外接触带霓石岩磷灰石中碱性硫酸盐-碳酸盐包裹体

Fig. 12 Transmitted-light photomicrographs of melt inclusions in apatite ores from the alkaline-carbonate complex in the Magan massif, northern East Siberia, Russia (modified from Panina et al., 2016) a,b. Apatite in aegirinite containing alkaline sulfate-carbonate melt inclusions; c. Apatite in aegirinite containing alkaline sulfate-carbonate melt inclusions with rhombic calcite crystals inside; d. Apatite in aegirinite occurred in the outer contact zone containing alkaline sulfate-carbonate inclusions

图13俄罗斯东萨彦地区Belaya Zima地块碱性碳酸岩杂岩体熔体包裹体（修改自Andreeva, 2014） a.透射光下，镁橄榄石中的熔体包裹体；b.磁铁矿中的熔体包裹体，背散射图像；c.透射光下，镁橄榄石中的熔体包裹体

Fig. 13 Melt inclusions in carbonatite of the Belaya Zima alkaline carbonatite complex from the East Sayan, Russia (modified from Andreeva, 2014) a. Melt inclusions in forsterite under transmitted light; b. Melt inclusions in magnetite, backscattered image; c. Melt inclusions in forsterite under transmitted light

图14中国四川牦牛坪稀土矿床熔体包裹体显微照片（修改自Xie et al., 2009） a、b.萤石中的熔体包裹体；c~f.萤石中的熔体-流体包裹体

Fig. 14 Microphotographs of melt inclusions in the Maoniuping rare earth deposit, Sichuan, China (modified from Xie et al., 2009) a, b. Melt inclusions in fluorite; c~f. Melt-fluid inclusions in fluorite

图15蒙古国Ulgii Khiid碳酸岩磷灰石熔体包裹体(修改自Feng et al., 2020） a.熔体包裹体在磷灰石内随机分布；b、c.磷灰石熔体包裹体背散射图像 ，含方解石、透辉石、金云母、独居石、氟碳钙铈矿、磁铁矿、黄铁矿等子矿物以及磷酸盐熔体

Fig. 15 Apatite-hosted melt inclusions in Ulgii Khiid carbonatites (modified from Feng et al., 2019) a. Apatite-hosted melt inclusions distribute randomly; b，c. BSE images of exposed melt inclusions in apatites from Ulgii Khiid carbonatites showing varied assemblage of calcite, diopside, phlogopite, monazite, parisite, magnetite, pyrite daughter minerals, as well as a phosphate melt

图5东非坦桑尼亚Kerimasi碱性岩-碳酸岩火山霞石中熔体包裹体显微照片和熔体、流体组成拉曼鉴定图像（修改自Guzmics et al., 2019） a~c. 850℃ Kerimasi霞石熔体和流体包裹体显微照片：a.霞石的一个生长带中同时存在熔体和流体包裹体；b.包含硅酸盐熔体、碳酸盐熔和流体气泡的熔体包裹体；c.包含硅酸盐熔体和流体气泡的熔体包裹体；d、e.包裹体拉曼鉴定图像和聚焦离子束扫描电子显微镜（FIB-SEM）图像

Fig. 5  Photomicrographs of nepheline-hosted melt and fluid inclusions and Raman image of fluid bubble from Kerimasi volcano of Tanzania, East Africa(modified from Guzmics et al., 2019) a~c. Photomicrographs of run products in nepheline-hosted melt and fluid inclusions quenched from 850℃：a. Coexisting melt and fluid inclusions in one growth zone of nepheline; b. Melt inclusion containing quenched silicate melt, carbonate melt, and a fluid bubble; c. Melt inclusion containing quenched silicate melt and a fluid bubble; d，e. Raman image of fluid bubble before exposure by focused ion beam-scanning electron microscopy（FIB-SEM）

图7俄罗斯Krestovskiy碱性杂岩体中钙钛矿斑晶中的硅酸盐-盐类熔体包裹体（修改自Panina, 2005） a.钙钛矿边缘的硅酸盐-盐类熔体包裹体；b.磁铁矿中多相碳酸盐-盐类熔体包裹体；c.钙钛矿斑晶核部包裹体加热到1170℃显示出硅酸盐-碳酸盐液态不混溶；d~g.钙钛矿斑晶边缘的硅酸盐-盐类熔体包裹体（d和f为未加热的包裹体，e为加热到1100℃的包裹体，g为加热到1050℃的包裹体）；h.钙钛矿斑晶边缘加热到1030°C的硅酸盐-碳酸盐-盐类三相液态不混溶包裹体；i、j.为钙钛矿斑晶边缘加热到1050℃的硅酸盐-碳酸盐-盐类多相不混溶包裹体

Fig. 7 Silicate-salt inclusions in perovskite phenocryst from the Krestovskiy alkaline complex, Russia (modified from Panina, 2005) a. Silicate-salt melt inclusions at the rim of perovskite; b. Multiphase carbonate-salt melt inclusions in magnetite; c. Inclusions in the core of perovskite phenocrysts heated to 1170°C showing two-phase silicate-carbonate liquid immiscibility; d~g. Silicate-salt melt inclusions at the rim of perovskite phenocrysts(d, f are unheated inclusions, e is an inclusion heated to 1100°C, g is an inclusion heated to 1050°C); h. Three-phase silicate-carbonate-salt liquid immiscibility melt inclusions at the rim of perovskite phenocrysts heated to 1030°C; i, j. Multiphase silicate-carbonate-salt liquid immiscibility melt inclusions at the rim of perovskite phenocrysts heated to 1050°C

图10匈牙利跨多瑙河中部山脉晚白垩纪煌斑岩CAKP捕虏体内碳酸岩包裹体中2种分离熔体之间的元素配系数 （修改自Guzmics et al., 2008b） 熔体包裹体捕获温度为1120℃，P=3.8~2.2 GPa.；磷灰石中的碳酸岩包裹体（n=48）的平均成分除以钾长石中的碳酸岩包裹体平均成分（n=20）；SD误差由误差棒表示；元素沿横坐标排列，首先是离子电荷递增（1+，2+，…），其次离子半径递增

Fig. 10  Element partition coefficients between two separated melts in carbonatite melt inclusions within the CAKP xenoliths of Late Cretaceous lamprophyres from the Central Transdanubian mountains, Hungary (modified from Guzmics et al., 2008b) The entrapment temperature of the melt inclusions is 1120°C,P=3.8~2.2 GPa; The average composition of the carbonatite inclusions in apatite (n=48) is normalized to the average composition of the carbonatite inclusions in K-feldspar(n=20). The error bars represent the standard deviation (SD) of the measurements. The elements are arranged along the x-axis, first in increasing order of ionic charge (1+, 2+, …), and then in increasing order of ionic radius

参考文献