萤石是被中国、美国与欧盟共同纳入战略性矿产的非金属资源，随着新能源、新材料和氟化工等行业对萤石需求的不断增加，其战略地位日益凸显（王吉平等，2018；金松等，2022；王春连等，2022）。近年来，在新疆阿尔金西段新发现并探明了卡尔恰尔超大型萤石矿床，单一型萤石矿床规模位居全国第一，深部和外围仍具有较大的资源潜力，打破了西部缺少萤石矿产的格局，已初步形成西部最重要的萤石矿产资源基地（吴益平等，2021；高永宝等，2023；赵辛敏等，2023a）。卡尔恰尔矿区具有工业价值的萤石方解石脉与花岗伟晶岩脉、碱长花岗岩密切伴生，萤石矿化在空间上与碱长花岗岩关系十分密切（高永宝等，2023；赵辛敏等，2023b），且区域上还有库木塔什、布拉克北、小白河沟等萤石矿床（点），均具有类似特殊的地质矿产特征，这也暗示了卡尔恰尔一带的萤石矿床可能具有与典型热液充填型单一脉状萤石矿床不同的成因机制。目前对于卡尔恰尔萤石矿床的成因、成矿机制及找矿预测方面已有初步研究和认识，主要包括2种观点：一种观点认为卡尔恰尔萤石矿是中奥陶世岩浆热液萃取变质杂岩中的F、Ca后，在断裂-裂隙构造的有利部位形成的充填-交代型萤石矿，矿区内帕夏拉依档二长花岗岩为萤石成矿提供了物质和流体来源（吴益平等，2021；2022）；另一种观点认为其是典型的热液充填-交代型萤石矿，矿区内碱长花岗岩是重要的控矿要素（高永宝等，2023；赵辛敏等，2023a；2023b）。

已有研究表明，卡尔恰尔萤石矿区控矿碱长花岗岩属于富氟岩体（w(F)>0.1%），是由深部幔源岩浆与其诱发的地壳物质部分熔融形成的长英质岩浆混合而成，为典型的A型花岗岩（高永宝等，2023；赵辛敏等，2023a），但对于伴生的方解石脉、花岗伟晶岩脉及其与萤石矿体的成因联系尚未开展研究。前人研究认为，卡尔恰尔萤石矿床成矿作用过程中可能经历了液态不混溶分异作用（吴益平等，2022；高永宝等，2023），但缺乏液态不混溶作用的基础地质资料和地球化学数据的支撑，对液态不混溶作用的机制、形成产物及其对于萤石矿成矿的制约尚未有过深入研究。富氟花岗质岩浆的液态不混溶是许多地区伟晶岩成岩成矿的重要机制，液态不混溶作用也普遍被用于讨论稀有金属及稀土元素的富集成矿（李建康等，2008a；2008b；顾雪祥等，2010；祝新友等，2012；廖芝华等，2019），但其对于萤石矿成矿的制约研究基本空白。实验岩石学成果显示，热液型萤石、钨、锡及稀有金属的成矿与其岩浆体系高度富集挥发分（H₂O、F、Li）有关，往往在岩浆-热液演化过程中出现液态不混溶分异（Keppler et al., 1991；Veksler et al., 2002a；2002b；Badanina et al., 2004; Dolejs et al., 2007; Costi et al., 2009；高永宝等，2023）。挥发分中F对硅酸盐-碳酸盐熔体的不混溶作用影响最为明显，而在碳酸盐-硅酸盐熔体不混溶作用之后，碳酸盐熔体和气水热液之间也可能出现不混溶作用，导致碱性组分和挥发分逐渐富集成矿(李建康等，2008a；2008b；Stepanov et al., 2023），因此，富氟花岗质岩浆的液态不混溶作用有可能是卡尔恰尔矿区内萤石富集成矿的原因。富氟花岗质岩浆液态不混溶分异的产物往往由于元素的分配、迁移和富集存在特定的结构构造特征及组分差异，并且可以捕获不均匀体系中的各类包裹体（王联魁等，1983；1999；2000a；2000b；卢焕章，2011），因此，本研究在对卡尔恰尔萤石矿进行系统野外调查基础上，开展岩石及矿物地球化学、矿物流体包裹体研究，尝试探究富氟碱长花岗岩体的液态不混溶作用和萤石矿的关系，进而为卡尔恰尔萤石矿床的成因研究提供新的证据，同时引入液态不混溶作用也有助于丰富区域萤石矿成矿理论。

卡尔恰尔萤石矿区位于青藏高原北部边缘，大地构造位置处于阿尔金造山带阿中地块，塔里木地块与柴达木地块接合部位（图1a）。区域地层及其主要岩石类型包括：古元古界阿尔金岩群黑云斜长片麻岩、斜长变粒岩、黑云石英片岩、大理岩、石英岩；蓟县系木孜萨依组绢云石英千枚岩、变质砂岩和结晶灰岩；金雁山组条带状薄—巨厚层灰岩、大理岩、白云岩；青白口系索尔库里群含钙泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、砂质灰岩、微晶灰岩、绢云石英千枚岩等。区域岩浆作用有多期次、多类型的特点，侵入时代及其岩石类型包括中元古代蓟县纪黑云二长-钾长花岗质片麻岩、新元古代青白口纪片麻状黑云二长花岗岩和片麻状黑云正长花岗岩、早古生代奥陶纪—志留纪中细粒黑云二长花岗岩和碱长花岗岩，其中以新元古代青白口纪和早古生代奥陶纪—志留纪岩浆活动最为强烈。区域构造以断裂为主，由北至南有卡尔恰尔-阔什断裂、盖吉勒断裂、约马克其-库兰勒格断裂、阿尔金南缘断裂。围绕区域深大断裂广泛分布次级断裂，主要以NE向—近EW向为主。区域萤石矿床受断裂控制作用明显（图1b）。

卡尔恰尔萤石矿区地层主要为古元古界阿尔金岩群，呈NEE向展布，倾向NW为主，倾角71°~88°。岩性主要为灰色黑云斜长片麻岩、黑云二长片麻岩、黑云斜长变粒岩、角闪二长片麻岩、黑云母石英片岩，夹白色大理岩。萤石矿（化）体主要分布于黑云母斜长片麻岩中，矿脉延伸方向与岩层走向基本一致。矿区侵入岩主要为青白口纪花岗闪长质片麻岩和中奥陶世碱长花岗岩，碱长花岗岩呈近EW轴向岩株状产出。岩脉主要为花岗伟晶岩脉、电气石花岗伟晶岩脉、碱长花岗岩脉、方解石脉等，呈NE向展布，脉体宽度2.5~14 m不等，其中萤石矿脉、碱长花岗岩脉密切共生，而花岗伟晶岩脉往往分布于萤石矿化带边缘或外围，表现出碱长花岗岩体→碱长花岗岩脉+萤石方解石脉→碱长花岗岩脉+花岗伟晶岩脉的空间分带特征（图1c）。

矿床位于卡尔恰尔—阔什断裂南侧，主要控矿断裂总体呈近EW向延伸，走向为87°~93°，东段变化为NE向，走向为55°~64°，断裂带宽为16~53 m，倾向NNE，倾角为73°~82°。该断裂系统对萤石矿体分布有明显的控制作用，近主构造带的次级断裂大量充填高角度产出的萤石方解石脉，是区内重要的赋矿构造，同时也是萤石矿化带的南部边界，碱长花岗岩亦沿此断裂带北部上盘侵入，显示其与区域断裂及萤石矿的密切时空关系。

卡尔恰尔萤石矿区萤石工业矿体均产于中奥陶世碱长花岗岩体与阿尔金岩群内外接触带（图2a），赋存于韧性剪切断裂北侧近EW—NE向裂隙构造带中，呈NE向—近EW向带状展布。矿体主要为萤石方解石脉（图2b、c），少量为萤石钾长石石英脉，多为复脉型矿脉，空间上密集成带分布，矿化带整体与构造带吻合，但内部矿体多沿规模不等、方向不一的裂隙充填，局部矿体呈囊状或不规则透镜状产出于碱长花岗岩中（图2d）。矿体长度为1710~4580 m，平均厚度为2.36~4.68 m，最大厚度为23.50 m，矿体延伸稳定，矿脉深部有收敛增厚趋势，沿倾向控制最大斜深907 m。矿石CaF₂品位33.05%~35.27%，平均33.91%。萤石主要呈紫黑色和紫色，少量呈淡绿色和白色。矿石中矿物成分简单，主要是萤石、方解石，少量石英，萤石矿物粒径为2~20 mm，萤石和方解石多彼此嵌连呈共结边或填隙状分布，分布较均匀（图2g）。矿石结构主要为伟晶结构、巨晶-粗晶结构、自形-半自形-他形粒状结构、碎裂结构、糜棱结构，矿石构造主要为团块状、角砾状、条带状构造，少数为条纹状构造。

卡尔恰尔萤石矿区碱长花岗岩为一套富氟花岗岩体，分布在矿区中南部，呈岩株、岩枝产出，近EW向展布，受断裂控制明显，侵入至古元古界阿尔金岩群（图2e），碱长花岗岩中可见大量围岩的捕虏体。富氟花岗岩岩石类型主要为肉红色中细粒碱长花岗岩（图2f），次为似斑状碱长花岗岩，岩体边部及外围可见大量NEE向展布的碱长花岗岩脉及花岗伟晶岩脉，其中碱长花岗岩脉集中分布于主岩体北侧，与萤石矿体紧密共生，而花岗伟晶岩脉多见于矿化带外围北侧及矿区南部，与碱长花岗岩脉共生，萤石工业矿体仅见少量的萤石钾长石石英脉。由各地质体空间展布特征来看，研究区具有碱长花岗岩体→碱长花岗岩脉+萤石方解石脉→碱长花岗岩脉+花岗伟晶岩脉的空间分带特征。

碱长花岗岩呈肉红色，具中细粒花岗结构、似斑状结构，主要由石英（25%）、碱性长石（65%）和斜长石（7%）组成，含少量黑云母（3%），矿物粒径0.5~4 mm（图2h）。石英呈他形粒状，表面干净，具波状消光，部分表面有裂纹，具动态重结晶，呈锯齿状镶嵌。斜长石呈他形板状，表面污浊，发育绢云母化和黏土化，可见聚片双晶和卡氏双晶。碱性长石呈他形板状和粒状，大部分为条纹长石，少量为格子双晶状微斜长石，部分表面污浊，黏土化。黑云母呈鳞片状，零散分布。

卡尔恰尔超大型萤石矿带内的碱长花岗岩高精度定年研究结果显示，研究区碱长花岗岩锆石U-Pb年龄为(455.8±2)Ma（赵辛敏等，2023a）；矿带内库木塔什萤石矿碱长花岗岩体锆石U-Pb年龄为(450.0±2.7)Ma（高永宝等，2023）；萤石方解石脉中磷灰石的LA-ICP-MS U-Pb年龄为(448±27)Ma（高永宝等，2024）。矿区北部帕夏拉依档沟一带二长花岗岩锆石U-Pb年龄为(460±4)Ma、正长花岗岩锆石U-Pb年龄为(455±3.6)Ma（张若愚等，2016；2018）。区域上卡尔恰尔-阔什断裂以西发育大规模花岗伟晶岩脉群，近年来，阿尔金中西段花岗伟晶岩的年代学研究成果显示，吐格曼一带含矿花岗伟晶岩锆石U-Pb年龄为(460±4)Ma、(459.9±3.7)Ma（徐兴旺等，2019；2020），含矿伟晶岩脉中铌钽铁矿U-Pb年龄为(472±8)Ma、锡石U-Pb年龄为(468±8.7)Ma、成矿黑云母二长花岗岩锆石U-Pb年龄为475~482 Ma（李杭等，2020；高永宝等，2023）。

关于上述花岗质岩石的构造环境研究表明其均形成于中-晚奥陶世阿中地块和柴达木地块由挤压造山转变成伸展构造背景。以上年代学信息表明，卡尔恰尔萤石矿区的碱长花岗岩、花岗伟晶岩脉及萤石方解石脉的成岩成矿年龄相差不大，结合三者密切共生的野外地质特征分析，它们可能是同源岩浆在一定条件下液态分离、多次侵入的产物（Barker ,1983；王联魁等，1999；王艳丽等，2013）。

为了研究卡尔恰尔萤石矿区岩矿石及矿物地球化学特征、成因联系及其成矿作用过程，在主矿体分布区域及外围采集碱长花岗岩（4件）、花岗伟晶岩（2件）和萤石方解石脉（3件）进行主量及微量元素测试分析。样品均采自地表新鲜露头，质量均大于1 kg。样品单矿物分选及主量、微量元素测试均在中化地质矿山总局中心实验室完成。其中，萤石方解石脉样品经过人工破碎后在双目镜下进行萤石和方解石的单矿物分选，分选后的矿物颗粒放入玛瑙研钵中，充分研磨至200目以下呈粉末状用于分析测试，分选后的萤石和方解石单矿物纯度超过99%。主量元素采用X荧光光谱仪（XRF）测定，分析误差低于2%。分析前先测定样品的烧失量(LOI)，将盛有样品的坩埚置于马弗炉中900℃灼烧数小时后冷却再称重。微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）测定，分析精度和准确度均优于5%。

采集3件萤石主矿体样品，2件碱长花岗岩脉和1件伟晶岩脉样品用于流体包裹体试验研究。其中萤石主矿体进行萤石、方解石矿物流体包裹体试验，碱长花岗岩及伟晶岩进行石英矿物包裹体试验。包裹体岩相学特征观察使用德国ZEISS偏光显微镜，包裹体均进行包裹体均一温度、盐度、冰点测定。测试单位为北京中科矿研检测技术有限公司，测试仪器为LINKAM THMS600型冷热台，试验温度为26℃，湿度为35%，测温范围为-196℃~600℃。部分包裹体进行了多次测温对比，以确保数据的准确性。

卡尔恰尔萤石矿区碱长花岗岩、花岗伟晶岩主量元素测试结果及相关特征参数见表1。由表1可知研究区碱长花岗岩w(F)为0.15%~0.48%（均值0.27%），具备富氟花岗岩的特征（赵辛敏等，2023a；高永宝等，2023），花岗伟晶岩中w(F)较低，为0.06%~0.07%。研究区碱长花岗岩与花岗伟晶岩主量元素成分整体差异不大，Al₂O₃、CaO、P₂O₅、FeO含量基本一致，显示碱长花岗岩与花岗伟晶岩化学成分具有相似性或继承性。花岗伟晶岩SiO₂、Na₂O略高于碱长花岗岩，而Fe₂O₃、TiO₂、K₂O等组分低于碱长花岗岩。碱长花岗岩的w(Na₂O+K₂O)值为8.55×10^-6~9.29×10^-6（均值8.91×10^-6），Na₂O/K₂O值为0.42~0.61（均值0.51），SiO₂/K₂O值为12.02~13.97（均值12.54）。花岗伟晶岩w(Na₂O+K₂O)值7.10×10^-6~8.26×10^-6（均值7.68×10^-6），较碱长花岗岩低；Na₂O/K₂O值为1.25~2.05（均值1.65），SiO₂/K₂O值为20.72~32.47（均值26.59），较碱长花岗岩明显增高。以上特征表明碱长花岗岩与花岗伟晶岩存在地球化学成分差异，暗示岩浆演化过程或者岩浆到热液的演化过程中，发生了SiO₂、K₂O、Na₂O的分离。

卡尔恰尔萤石矿区碱长花岗岩、花岗伟晶岩、萤石及方解石微量元素测试结果及相关特征参数见表2。各类岩矿石稀土元素总量∑REE值以方解石为最高，可达335.89×10^-6~414.28×10^-6（均值374.84×10^-6）；∑LREE/∑HREE值各类岩矿石均大于1，具备不同程度的轻稀土元素富集和重稀土元素亏损，碱长花岗岩（6.27~10.53）和萤石方解石脉（3.64~10.69）相近，花岗伟晶岩最大，为12.37~12.79（均值12.58）；（La/Yb）_N值同样以花岗伟晶岩最高，可达23.51~28.81（均值24.77），表现出最为明显的轻、重稀土元素分馏；各类岩矿石δEu值均小于1（0.14~0.57），均具负铕异常特征，其中以花岗伟晶岩最为明显，δEu值0.14~0.15。碱长花岗岩、花岗伟晶岩、萤石及方解石Sm/Nd值为0.16~0.29，比值差异不大。各类岩矿石稀土元素配分曲线均显示右倾且具不同程度的负铕异常（图3a），轻、重稀土元素发生不同程度的分馏但花岗伟晶岩右倾斜率最大，轻重稀土元素分馏最为明显，萤石方解石脉及碱长花岗岩相对较小，显然在岩浆-热液演化过程中发生了稀土元素迁移（邹灏等，2016）。

由表2可见，碱长花岗岩、花岗伟晶岩微量元素含量基本类似，显示出良好的亲缘性，萤石与方解石共生，微量元素含量差异不大，在相对上地壳元素丰度的富集程度图上也显示较为一致的元素分布特征（图3b）。萤石及方解石均不同程度富集Sr、Nb、Ta、Hf等，亏损Rb、Zr、Ba、Th，与碱长花岗岩和花岗伟晶岩相反。碱长花岗岩的Rb/Sr值和Sr/Ba值分别为1.70~5.39和0.21~0.30，花岗伟晶岩的Rb/Sr值和Sr/Ba值分别为1.27~3.37和0.36，萤石及方解石的Rb/Sr值和Sr/Ba值分别为＜0.01和21.18~81.26，各类岩矿石在两项指标上差异明显，花岗伟晶岩中w(Li)（26.62×10^-6~32.39×10^-6）明显高于碱长花岗岩（11.53×10^-6~19.72×10^-6）和萤石方解石脉（0.44×1^0-6~4.51×10^-6），表明部分碱土元素、稀有元素在岩浆-热液演化中发生分离。碱长花岗岩的Nb/Ta值（8.12~10.30）和Zr/Hf值（25.61~27.67）低于花岗伟晶岩的Nb/Ta值（17.92~60.00）和Zr/Hf值（36.03~36.94），萤石的Nb/Ta值（6.33~82.56）和Zr/Hf值（28.92~51.89）高于碱长花岗岩和花岗伟晶岩。

本次研究获得可供岩相学观察和显微测温的流体包裹体寄主矿物主要为石英、方解石、萤石。石英产于碱长花岗岩和花岗伟晶岩中，方解石和萤石均产于萤石矿体内。

萤石与方解石中流体包裹体十分发育，以星散状分布为主，少量成群成带分布，长轴长度6~50 μm，主要集中于6~20 μm，多为原生包裹体。包裹体形态多样，包括椭圆形、长方形、不规则多边形等，包裹体类型以透明无色、浅灰色的纯液相包裹体为主，无色—灰色的富液包裹体、深灰色的气体包裹体及含透明矿物子晶包裹体均有发育（图4a~f）。透明子矿物呈立方体状，棱角分明，由其镜下特征判断主要成分为石盐（图4b）。花岗伟晶岩中石英流体包裹体主要呈带状或星散状分布，以原生包裹体为主。长轴长度2~5 μm，包裹体形态多样，包括椭圆形、方形、长条形及不规则状等。包裹体类型以透明无色、浅灰色纯液相包裹体为主，其次为无色-灰色的气液两相包裹体，可见少量深灰色气相包裹体和含矿物子晶包裹体（图4g~i）。碱长花岗岩中石英流体包裹体较发育，主要为成群成带分布，包括原生包裹体和次生包裹体，长轴长度在2~6 μm。包裹体形态主要呈椭圆形或不规则状，包裹体类型主要为透明无色、浅灰色的纯液相包裹体和深灰色的气相包裹体，无色-灰色的气液两相包裹体发育较少（图4j~l）。

根据各类矿物中包裹体成因区分原生包裹体和次生包裹体，本研究对碱长花岗岩、花岗伟晶岩、萤石及方解石中原生包裹体进行均一温度及盐度测定，测试结果见表3。由表3可见，萤石及方解石矿物中包裹体均一温度为107~238℃，集中分布于107~160℃，盐度w(NaCl_eq)在1.05%~10.49%之间，分为1.05%~1.74%、6.45%~7.87%和10.36%~10.49%三个区间，其中萤石包裹体盐度w(NaCl_eq)集中分布于1.23%~1.74%。碱长花岗岩中包裹体均一温度变化于152~402℃，分为152~174℃、230~272℃及346~402℃三个区间，集中分布于152~272℃，暗示岩浆经历了长时间的演化，见有由固相长英质和气相组成的原生熔融包裹体，在加温至600℃仍未见相态的变化，盐度w(NaCl_eq)在0.18%~5.86%之间，集中分布于0.18%~3.06%。花岗伟晶岩中包裹体均一温度变化于189~245℃，盐度w(NaCl_eq)在2.77%~8.19%之间。由碱长花岗岩→花岗伟晶岩→萤石方解石脉，包裹体均一温度逐渐降低。碱长花岗岩和花岗伟晶岩包裹体均一温度分布于2~3个区间，萤石和方解石包裹体均一温度趋于集中（图5a），随着体系中温度的降低，二者盐度分布范围增大（图5b），表明其捕获于不均匀的体系之中。

（1）地质标志

液态不混溶作用的产物在岩矿石形态、结构、构造及其相互接触关系中可以表现出特殊的识别标志（王联魁等，1983；张德会，1988；彭省临，1995）。萤石方解石脉、花岗伟晶岩脉及碱长花岗岩与阿尔金岩群变质岩的接触界面清晰，为明显的侵入接触关系，但萤石方解石脉在碱长花岗岩中多呈规模不等的团块状、脉状产出，与碱长花岗岩脉接触界面无冷凝边（图6a）。碱长花岗岩中可见不规则状条带、韵律条带、萤石矿化囊包体（图6a、b），矿体表现为萤石方解石脉沿不同方向不同规模裂隙贯入的特征，均为富氟花岗岩发生不混溶作用的典型标志（李建康等，2008a）。碱长花岗岩中可见“眼球”状析离体，其边部见暗色矿物边（图6b），内部为萤石方解石脉、花岗伟晶岩脉或细晶岩脉，析离体附近岩石无裂隙、变形、碎裂、矿物定向排列或烘烤冷凝边，这表明不混溶作用发生期间，萤石方解石脉与母岩浆分离后，残余岩浆相对富集Fe-Mg组分，“眼球”状析离体是岩浆液态不混溶作用的结果（Keppler et al. ,1991；李建康等，2008a；王艳丽等，2016）。此外，花岗伟晶岩脉与碱长花岗岩接触界面无冷凝边或烘烤边，接触界面不规则，接触带碱长花岗岩粒度呈快速过渡状，见明显的流动构造，发育韵律条带，显示脉体侵入后发生了流动破坏（图6c），碱长花岗岩体边部见似伟晶岩-细晶岩紧密共生（图6d）。碱长花岗岩内部岩石露头中多见大小不等的萤石矿物集合体、萤石方解石细脉，边部多见不同规模的似伟晶岩团块或包体，花岗伟晶岩中同样可见萤石团块或包体，但无明显侵入特征（图6e）。部分花岗伟晶岩脉及石英脉露头可见大量格架状石英及刀片状石英（图6f），上述野外证据均表明岩浆向成矿热液演化阶段发生了液态不混溶作用。

（2）地球化学证据

研究表明富氟花岗质岩浆容易发生液态不混溶，而且挥发分中F对岩浆不混溶作用影响最为明显，地球化学标志能够更加有效地识别花岗质岩浆的液态不混溶作用（王联魁等，1999；李建康等，2008b；黄凡等，2012）。

富氟花岗质岩浆发生液态不混溶现象时，Al₂O₃、Na₂O和SiO₂、K₂O发生分离，富挥发分熔体均强烈富集Na及其他碱土元素，但亏损K及其他重稀碱元素（李建康等，2008a）。研究区内碱长花岗岩与花岗伟晶岩中的主量元素显示其发生了明显的K₂O、Na₂O分离。碱长花岗岩中w(K₂O)和w(Na₂O)分别为5.32%~6.13%（均值5.91%）和2.58%~3.18%（均值3.00%），花岗伟晶岩中w(K₂O)和w(Na₂O)分别为2.33%~3.67%（均值3.00%）和4.59%~4.77%（均值4.68%），花岗伟晶岩明显富Na，而碱长花岗岩明显富K，表明碱长花岗岩可能由于不混溶作用分离为成富硅酸盐相熔浆和富碱富挥发分熔体（Veksler et al., 2002a; Veksler, 2004）。研究表明花岗质岩浆中发生液态不混溶作用至少由富硅酸盐熔体和富碱熔体两个不混溶相组成，富碱熔体往往会发生碳酸盐-硅酸盐熔体的液态不混溶（Lee et al., 1994; 1988），大量的挥发分F、CO₂等元素又进入碳酸盐熔体发生液态分离后，在一定条件下可以结晶形成萤石方解石脉。

研究表明，稀土元素（REE）在岩浆演化过程中迁移能力受挥发分络合作用控制，轻稀土元素（LREE）因与F⁻、CO等配位体形成稳定络合物而优先迁移，尤其是在富挥发分流体中迁移能力更强，导致轻重稀土元素分馏（Veksler et al., 2005）。萤石方解石脉和花岗伟晶岩较碱长花岗岩更富集轻稀土元素（LREE），花岗伟晶岩的轻重稀土元素分馏最强烈，这种特征应该是岩浆液态不混溶过程中轻稀土元素（LREE）向富挥发分熔体迁移，后期富挥发分熔体发生硅酸盐-碳酸盐熔体分离期间重稀土元素主要迁移向碳酸盐熔体的结果。花岗伟晶岩的负铕异常最为明显（δEu值0.14~0.15），萤石及方解石（δEu值0.38~0.44）次之，碱长花岗岩（δEu值0.45~0.57）最弱。在花岗岩结晶分异过程中，负铕异常往往逐渐增大，即δEu逐渐减小，但研究区内明显不具备此类特征。δEu值具有明显的突变现象，这可能是由于晚阶段熔体通常比早、中阶段富集挥发分，容易与Eu结合为较稳定的气相络合物，与早阶段熔体构成δEu一大一小的互补格局，是液态不混溶作用的反映（王联魁等，1983；1999；2000a；2000b）。研究表明Y、Ho的分馏现象并不取决于流体来源，而是取决于流体的组成及其物理化学性质，萤石成矿过程中，同源同期形成的产物中La/Ho值与Y/Ho值具有相似性，其比值应趋近于一条直线（Bau et al.,1995）。在Y/Ho-La/Ho关系图（图7a）中，萤石的演化曲线近于水平，表明其为同源同期成矿，碱长花岗岩、花岗伟晶岩及方解石的演化趋势同样近于水平直线，也在一定程度上说明它们为同源同期岩浆演化后液态分离的产物。

卡尔恰尔萤石矿区各类岩矿石的Sm/Nd值比值差异不大（0.16~0.29），表明其为同源岩浆演化形成。F因其极强的活动性，易与部分碱土元素、稀土元素形成稳定络合物（刘金宇等，2024）。研究区萤石方解石脉中w(Sr)（均值535.83×10^-6）和w(Ba)（均值17.80×10^-6）相比碱长花岗岩（均值分别为156.15×10^-6和629.66×10^-6）及花岗伟晶岩（均值分别为238.00×10^-6和450.50×10^-6）具有明显的突变趋势，是富氟花岗质岩浆液态不混溶分离作用的指示标志（王联魁等，2000a）。在岩浆结晶分异过程中，Nb/Ta和Zr/Hf比值会随分异程度增强而降低，主要受控于矿物—熔体分配行为的差异（David et al., 2019），而在岩浆液态不混溶作用中由于Ta、Hf较Nb、Zr难溶于富挥发分熔体中，因此相对于原始熔体和富硅酸盐熔体，富挥发分熔体的Nb/Ta值、Zr/Hf值升高（王联魁等，2000a）。相比碱长花岗岩和花岗伟晶岩，研究区内萤石有Nb/Ta值、Zr/Hf值有明显的升高趋势（图7b），方解石Nb/Ta值有升高趋势，这与岩浆液态不混溶作用的微量元素地球化学标志相符，由此可见，由富氟花岗质岩浆向成矿热液的演化过程应该以液态不混溶作用为主（王联魁等，2000a；王艳丽等，2013）。

（3）流体包裹体证据

由碱长花岗岩演化至花岗伟晶岩及萤石方解石脉是早期岩浆阶段持续演化至晚期热液阶段的过程，而流体包裹体常常记录了热液矿床中流体来源、演化以及液态不混溶成矿作用过程的许多微观信息（顾雪祥等，2010；卢焕章，2011；张寿庭等，2014）。

从包裹体形态、分布特征及类型来看，碱长花岗岩、花岗伟晶岩及萤石方解石脉中均见多个类型的原生包裹体，特别是花岗伟晶岩和萤石方解石脉中多见气液两相包裹体、含子矿物包裹体等不同成分、不同气相充填度的包裹体，在同一矿物颗粒中各类原生包裹体的共生现象十分普遍，显示出流体的不混溶特征（顾雪祥等，2010）。由均一温度来看，碱长花岗岩中流体包裹体均一温度表现为152~174℃、230~272℃及346~402℃三个区间，共生的不同类型包裹体均一温度相近，表明此阶段岩浆向热液演化过程中曾发生了广泛的液态不混溶作用（李立兴等，2010）。碱长花岗岩中见有由固相长英质和气相组成的原生熔融包裹体，在加温至600℃仍未见相态的变化，表明它们是在高温的岩浆熔体中捕获的。由碱长花岗岩—花岗伟晶岩—萤石方解石，脉包裹体均一温度逐渐降低（图8a），碱长花岗岩和花岗伟晶岩包裹体均一温度分布于2~3个区间，而萤石方解石脉包裹体均一温度分布范围较为集中，显示岩浆热液演化过程中随着温度降低成矿物质逐渐富集。由包裹体盐度来看，由碱长花岗岩—花岗伟晶岩—萤石方解石脉盐度分布范围逐渐增大（图8b），各类矿物中气相包裹体较少，包裹体盐度不具备明显的盐度双峰分布（图5b），前人针对萤石中流体包裹体激光拉曼分析表明成矿热液气体组分以H₂O、CO₂、CH₄为主（吴益平等，2022），因此可以排除流体沸腾导致盐度分层的影响（Diamond，2003）。在包裹体均一温度-盐度关系图解（图8c）中，碱长花岗岩向花岗伟晶岩中演化线具备等温混合趋势，而二者向萤石方解石脉的演化线具备冷却趋势而非流体沸腾，反映了早期岩浆熔体中物质组分和物理化学状态接近一致。随着温度降低和挥发分的加入，液态不混溶作用导致了早期岩浆熔体向成矿热液的演化，后期热液演化过程中可能至少2种不同性质的流体混合，经历液态不混溶作用后形成至少2种富含挥发分的不混溶NaCl-H₂O热液。结合前文碱长花岗岩、花岗伟晶岩及萤石方解石脉具备同源同期演化成矿的地球化学指标，认为研究区内萤石矿沉淀可能包括液态不混溶和降温冷却2种密切相关的成矿机制(李敏等，2021)，在岩浆热液演化过程中始终有至少2种不同成分的流体或熔体存在。

上述野外地质标志、地球化学及流体包裹体证据表明卡尔恰尔萤石矿区富氟花岗质岩浆演化过程中，由于温度降低和挥发组分的加入发生了不混溶分离，成岩成矿经历了早期岩浆阶段至晚期热液阶段的演化过程，在此过程中液态不混溶作用是组分分离和成矿物质富集的重要机制。

（1）成矿作用过程

岩浆液态不混溶作用可以相对快速地富集成矿元素，对矿床形成有重要意义（侯通，2017；欧阳鑫等，2021）。与液态不混溶相关的成矿作用主要包括岩浆熔融体的不混溶分离，形成矿浆和硅酸盐熔浆（Naldrett, 1989）、各种成因的含矿气水热液由于减压沸腾而发生相分离，导致成矿物质的沉淀富集(Calagari, 2004)、岩浆结晶作用晚期硅酸盐熔体与H₂O、CO₂、F等挥发组分不混溶分离后形成含矿气水热液经交代-充填作用形成矿床（Cesare et al., 2007；刘金宇等，2024）。

卡尔恰尔萤石矿区由碱长花岗质岩浆向成矿热液的演化过程应该以液态不混溶作用为主，晚期萤石矿沉淀可能包括液态不混溶和降温冷却两种成矿机制。基于上述认识认为研究区碱长花岗质岩浆液态不混溶作用促使萤石成矿经历了2个阶段（图9）：第一阶段为碱长花岗质岩浆液态不混溶分异作用促使体系中成矿元素及后续加入的F等挥发分向其中一相熔体中不断迁移，完成了萤石矿成矿元素的第一步富集。该相熔体可能为形成花岗伟晶岩和萤石方解石脉的富挥发分过渡性熔体，富含Na₂O、CaO、挥发分F、CO₂和碱土元素Sr、Rb等；而另外一相残余硅酸盐熔体演化产物为富含萤石矿化囊包体的碱长花岗岩体和碱长花岗岩脉。该阶段也是岩浆向热液演化的重要阶段。由于挥发分中F对硅酸盐-碳酸盐熔体的不混溶作用影响最为明显，因此第二阶段随着温度降低，岩浆体系中由于F等挥发分的影响使过渡性熔体发生了碳酸盐—硅酸盐熔体的不混溶作用，碳酸盐熔体中Na、Ca等碱性组分和F、P、S、Cl、CO₂等挥发分呈逐渐富集的趋势，过渡性熔体也在此作用下分离为硅酸盐熔体和碳酸盐熔—流体，至此岩浆向成矿热液演化阶段完成，体系中可能存在2种以上的不混溶熔体和流体，后期碳酸盐熔—流体经流体出溶及水岩反应与围岩发生物质交换再次富集了Ca，随后冷却结晶形成了萤石方解石脉。含残余成矿元素的硅酸盐熔体则经冷却结晶形成为花岗伟晶岩脉和少量的萤石钾长石石英脉。上述液态不混溶分异过程可能是导致卡尔恰尔矿区内萤石矿富集成矿且表现为萤石方解石脉、花岗伟晶岩脉、碱长花岗岩脉密切共生的原因。

综上所述，在卡尔恰尔萤石矿床由岩浆演化至热液进而成矿过程中，可能先后经历了2种不同的液态不混溶作用，早期硅酸盐熔体与富含挥发分和碱土元素的过渡性熔体发生液态不混溶作用使成矿元素初步富集，晚期随着温度降低，硅酸盐熔体、碳酸盐熔体的不混溶和流体出溶作用则导致了萤石矿的沉淀富集。因此岩浆液态不混溶作用是研究区富氟碱长花岗质岩浆演化的主要机制，制约着岩浆晚期至热液阶段的岩浆分异演化和萤石富集成矿过程，液态不混溶作用对于矿床形成有重要贡献。

（2）找矿指示意义

从卡尔恰尔萤石矿区乃至整个卡尔恰尔超大型萤石矿带地表萤石矿脉出露情况看，萤石工业矿体主要产出于碱长花岗岩体集中分布区内。研究区中部矿体集中分布区表现为碱长花岗岩、萤石方解石脉为主，伟晶岩脉少量分布，而在矿脉带的南北两侧及西部，未见大面积的碱长花岗岩分布，但可见近于平行的碱长花岗岩脉和长英质伟晶岩脉分布。液态不混溶作用应该是富氟花岗岩体演化的主要机制，也是区内萤石方解石脉在构造裂隙成矿有利部位分富集成矿的重要原因，矿体的出露及分布与碱长花岗岩具有密切的时空联系。因此在卡尔恰尔萤石成矿带的找矿工作中，在大面积出露的碱长花岗岩体应注重地表找矿，而碱长花岗岩脉、伟晶岩脉的大面积分布区应侧重隐伏富氟花岗岩体的多手段综合识别，在此基础上开展萤石工业矿体的深部找矿。

（1）卡尔恰尔萤石矿区富氟碱长花岗质岩浆演化过程中发育液态不混溶作用，碱长花岗岩、花岗伟晶岩、萤石方解石脉密切共生是富氟花岗质岩浆液态不混溶演化的产物，液态不混溶作用制约着岩浆晚期至热液阶段的岩浆分异演化过程。

（2）卡尔恰尔萤石矿区富氟碱长花岗岩体的液态不混溶分异过程分为硅酸盐熔体与过渡性熔体不混溶和硅酸盐-碳酸盐熔体不混溶2个阶段，最终导致碱性组分和挥发分呈逐渐富集并形成含矿流体经交代-充填作用形成卡尔恰尔萤石矿床。

（3）在卡尔恰尔萤石成矿带的找矿工作中，在大面积出露的碱长花岗岩体应注重地表找矿，而碱长花岗岩脉、伟晶岩脉的大面积分布区应侧重隐伏富氟花岗岩体的多手段综合识别，在此基础上开展萤石工业矿体的深部找矿。

致 谢野外调查、室内研究及分析测试工作得到了中化地质矿山总局地质研究院卡尔恰尔萤石矿调查项目组和中化地质矿山总局中心实验室的大力支持，野外考察期间与高永宝研究员、刘明高级工程师、赵辛敏高级工程师进行了有益的探讨，给予作者很大启发，审稿专家对文章的修改提出诸多宝贵的意见和建议，在此一并表示感谢！