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0 引言
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江南造山带位于扬子板块与华夏板块的拼合部位，是中国南部构造转换的重要部位，经历了雪峰、加里东、印支、燕山等多期的构造活动，形成了不同时代的花岗岩及金属矿床，被誉为“雪峰—金山巨型金锑钨铅锌多金属成矿带”（丁道桂等， 2007；舒良树，2012；徐先兵等，2015；李三忠等， 2017；金巍等，2018）。雪峰、加里东期的钨矿床不多，见于桂北、滇东、湘南地区，如一洞、牛塘界、独石岭、落家冲钨锡矿床（毛景文等，2004；豆浩然等， 2018；杜云等，2022）。燕山期花岗岩分布广泛，与之相关的钨锡矿床和铅锌铜金矿床众多，如湘南地区的香花岭、柿竹园、芙蓉钨锡矿床与黄金洞、万古、沃溪金矿床，这个时期的成岩、成矿作用受到相关学者的高度重视和关注，成矿时代多集中于170～150 Ma（毛景文等，2007；李华芹等，2008；彭建堂等，2008；陈骏等，2014；张沛等，2019；陈文辉等， 2021；马收先等，2021；Mao et al.，2021）；而印支期花岗岩出露较少，且较为分散，对该时期的花岗岩成因、构造背景、成矿作用研究甚少。近年来，随着地质勘查及研究工作的深入，越来越多的数据显示，江南造山带存在一批印支期形成的金、锑、钨、铅锌矿床，如荷花坪铅锌矿床、古台山金锑矿床、龙山锑矿床、曹家坝钨矿床、长滩钨矿床、大溶溪钨矿床、铲子坪金矿床等（张龙升等，2014；Li et al.， 2018；Zhang et al.，2019；吕沅峻等，2021；彭建堂等，2021；王川等，2021；沈宏飞等，2022）。而对印支期花岗岩的成因背景目前存在较大争议，主要有 3种观点：一种认为其是陆壳碰撞挤压、地壳加厚重熔的产物（王岳军等，2002；陈卫锋等，2007；郭春丽等，2012）；部分学者认为其形成与古太平洋板块的俯冲作用有关，印支期花岗岩为岛弧岩浆作用的产物（Wang et al.，2007；Li et al.，2012）；还有一种观点认为形成于后碰撞构造环境，中上地壳岩石减压熔融向上侵位形成的产物（周新民，2003；柏道远等，2016；杜云等，2017）。
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崇阳坪花岗质岩体位于江南造山带南段，目前在该岩体及周边发现了上茶山、寨溪山、中村等一系列中—大型铜钨矿床，其中寨溪山钨矿床产于崇阳坪花岗质岩体内，矿床类型为石英脉型白钨矿床，提交钨资源量3.10万t（湖南省地质矿产勘查开发局四〇七队，2016①）。前人在寨溪山和周缘地区开展了矿产地质特征调查，同时对围岩蚀变、成矿规律进行了初步研究（苏康明等，2016；李永德等， 2017）。寨溪山钨矿区发育大量的花岗质岩体，钨矿与花岗岩关系密切，有关岩体的成因、形成环境以及成矿作用的研究较少。因此，本文对寨溪山钨矿区出露的细粒、中细粒、中细粒斑状黑云母二长花岗岩的地球化学特征进行了研究，探讨其成因、形成时代及动力学背景，以期为寨溪山钨矿床的成矿环境和矿床成因等方面提供基础地质信息，也为江南造山带印支期构造-岩浆热事件及成矿作用提供新的依据。
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1 区域地质背景
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江南造山带南段位于扬子板块与华夏板块的过渡地带，走向北东，是华南重要的金属成矿带。区内出露地层主要有青白口系、震旦系、寒武系、奥陶系、志留系等。其中，分布较广的为震旦系、寒武系和奥陶系，为一套浅变质的中细碎屑岩建造，岩性主要为砂岩、砂质板岩、板岩、硅质岩及少量灰岩等（湖南省地质矿产勘查开发局四〇七队，2016①）。
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区内构造发育，规模较大的断裂为北东向安化 —黎平深大断裂、罗翁—陇城断裂、城步—新化深大断裂及南北向铁山庙—武阳断裂（图1b），沿这些断裂及岩体与地层接触带附近分布有金、钨、铜、铅锌地球化学异常，显示了断裂对成矿的控制作用。
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区内侵入岩分布广泛，以酸性岩为主，从北向南依次为白马山、中华山、崇阳坪、瓦屋塘、苗儿山岩体（图1a），呈岩基、岩株、岩脉产出，它们沿铁山庙—武阳断裂、城步—新化深大断裂侵入，形成近南北向展布的、延伸长200 km的构造-岩浆岩-铜钨成矿带。岩性主要为黑云母二长花岗岩、花岗斑岩。岩体年龄统计显示存在 3 期活动高峰：425～400 Ma（王川等，2021）、225～210 Ma（李建华等， 2014；柏道远等，2016；杜云等，2017）、165～150 Ma （沈宏飞等，2022）。
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图1 江南造山带南段崇阳坪岩体位置图（a）和区域地质矿产简图（b）（据苏康明等，2016）
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2 矿区地质
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寨溪山矿区主要出露地层为上震旦统陡山沱组、留茶坡组，下寒武统小烟溪组，下奥陶统白水溪群，岩性主要为砂质板岩、白云岩、硅质板岩、炭质板岩及粉砂质板岩等（图2）。
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矿区侵入岩为崇阳坪花岗质岩体，岩性主要为细粒黑云母二长花岗岩、中细粒及中粒斑状黑云母二长花岗岩，它们受构造应力作用明显，具碎裂结构。中细粒黑云母二长花岗岩体主要呈弧形分布于矿区北部，出露面积约 7 km2，与中粒斑状黑云母二长花岗岩呈渐变过渡关系。中粒斑状黑云母二长花岗岩体分布于矿区中部，出露面积约 10 km2。中细粒斑状黑云母二长花岗岩体分布于矿区南部，出露面积约12 km2。钨矿化主要产于中细粒（斑状） 黑云母花岗岩中（图3a）。
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矿区分布钨矿化带 3 条（Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ），Ⅰ矿化带位于矿区北部苦梨树矿段中细粒黑云母花岗岩岩体与围岩的内接触带，走向长约 2100 m，宽 2～50 m；Ⅱ、Ⅲ矿化带位于矿区南部红岩矿段中细粒斑状黑云母花岗岩岩体与围岩的内接触带，走向长约 1700～2500 m，宽 20~100 m。主矿体长 1500~2600 m，厚 2.70~28.20 m，品位 0. 07 %~0.33 %。白钨矿主要富集在电气石石英细脉内及脉侧蚀变花岗岩中，浅部石英脉宽0.2~3. 0 cm，密度1~13条/m，白钨矿呈星点状分布（图3b），往深部细脉变粗，局部宽度达50 cm，白钨矿呈团块状分布（图3c、d），钻孔中揭露到厚28 m，品位0.18 %的工业矿体。目前提交钨资源量3.10万t。
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图2 寨溪山钨矿区地质简图
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a—苦梨树矿段；b—红岩矿段
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3 岩石学特征
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细粒黑云母二长花岗岩：灰白色，花岗结构，块状构造（图4a）。主要矿物有钾长石（32%）、石英 （30%±）、斜长石（26%±）、黑云母（11%±）。其中钾长石呈他形粒状，粒径为 0.2~2. 0 mm；斜长石呈半自形—自形板状，粒径为0.3~2. 0 mm；石英呈粒状，粒径多为0.2~2. 0 mm；黑云母呈片状，多被白云母、绿泥石交代残余，粒径为 0.2~1 mm（图4b）。副矿物主要有磷灰石、锆石、金红石、电气石等。
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中细粒黑云母二长花岗岩：灰白色，花岗结构，块状构造（图4c）。主要矿物有钾长石（40%±）、斜长石（18%±）、石英（34%±）、黑云母（3%±）。钾长石呈他形粒状，粒径多为 2~5 mm；斜长石呈半自形— 自形板状，粒径多为0.2~2. 0 mm；石英呈粒状，粒径多为 2~5 mm；黑云母呈片状（图4d）。副矿物以磷灰石、锆石等为主。
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中细粒斑状黑云母二长花岗岩：灰白色，似斑状结构，块状构造（图4e）。粒径大多 2~5 mm，斑晶主要为钾长石、斜长石、石英，斑晶含量为 7%±。斑晶中斜长石呈自形—半自形板状，表面弱绢云母化；钾长石呈半自形—他形粒状，具条纹；石英呈他形粒状，后期重结晶明显。基质含量较少，呈微细粒状分布于斑晶间（图4f）。副矿物以磷灰石、锆石、金红石、电气石等组成。
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4 样品与测试方法
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本文对细粒黑云母二长花岗岩（3 件）、中细粒黑云母二长花岗岩（3 件）、中细粒斑状黑云母二长花岗岩（4 件）样品进行主量元素和微量元素分析。细粒黑云母花岗岩样号 ZXS-1～ZXS-3，中细粒黑云母花岗岩样号 ZXS-6～ZXS-8，采自苦梨树矿段 ZK401 和 ZK001。中细粒斑状黑云母花岗岩样号 ZXS-9～ZXS-12，采自红岩矿段 HZK803 和 HZK001。
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图3 寨溪山矿区野外及钻孔岩心照片
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a—石英电气石脉主要分布于中细粒（斑状）黑云母花岗岩中；b—中细粒黑云母花岗岩内含浸染状白钨矿石英电气石脉；c—中细粒（斑状）黑云母花岗岩内的含团块状白钨矿石英电气石脉，细脉变粗，宽度约7 cm；d—中细粒（斑状）黑云母花岗岩内的含团块状白钨矿石英电气石脉，脉增宽处矿化好
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所分析的样品均是去除表皮风化物并洗净晾干后在玛瑙乳钵中粉碎成200目粉末样。主量元素采用 ME—XRF26 硅酸盐岩主微量精密分析—X 荧光光谱仪熔融法，在 X 荧光光谱仪 PANalytical Axios Max上测定，试样加入包含硝酸锂在内的助熔剂，充分混合后，高温熔融。熔融物倒入铂金模子形成扁平玻璃片后，再用 X 荧光光谱仪分析。准确度按“相对误差（RE）<5%”来控制，精密度按“相对偏差（RD）<5%”来控制，准确度 RE 与精密度 RD 的实际根据样品的含量的不同，如硅，一般<1%。稀土和微量元素分别采用 ME—MS81 和 ME—MS61 方法，在电感耦合等离子体质谱仪 Agilent 7700x 和 Pe+rkin Elmer Elan 9000 上测定，准确度按“相对误差（RE）<10%”来控制，精密度按“相对偏差（RD）<10%”来控制。岩石地球化学数据处理及作图采用 Geokit软件，原理与方法见路远发（2004）。
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5 分析结果
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5.1 主量元素特征
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细粒黑云母二长花岗岩的 SiO2 含量变化范围窄（69.3%～69.6%），TiO2 含量偏低（0.51%～0.52%），全碱含量高（7.14%～7.25%），且相对富钾（K2O/Na2O=1.52～1.58），Mg# 介于 14.95～15.30，铝饱和指数（A/CNK=1. 07）。中细粒黑云母二长花岗岩的 SiO2含量介于 71.30%～72.26%，全碱含量较高（7.52%～7.84%）且相对富钾（K2O/ Na2O=1.47～1.66），里特曼指数为 1.91～2.16，铝饱和指数较低（A/CNK=1. 06～1.10）。中细粒斑状黑云母二长花岗岩的 SiO2 含量变化于 72.30%～73.90%，全碱含量较高（7.56%～7.71%），且相对富钾（K2O/Na2O=1.63～1.71），里特曼指数为1.89～2. 01，铝饱和指数较低（A/CNK=0.99～1. 07）。F挥发分为 750×10-6～100×10-6 说明岩石中富含挥发分（表1）。在 AR-SiO2图上（图5），所有样品均落在碱性区域。K2O-SiO2图解上，所有样品均落在高钾钙碱性系列岩区（图5b）。在 K2O-Na2O图解中，样品点位于钾质-高钾质岩区（图5c）。所有样品在 A/CNK-A/NK 图解中均位于准铝质—弱过铝质岩区（图5d）。
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图4 寨溪山矿区花岗岩手标本及显微照片
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a—细粒黑云母二长花岗岩野外照片；b—细粒黑云母二长花岗岩显微镜下照片；c—中细粒黑云母二长花岗岩野外照片；d—中细粒黑云母二长花岗岩显微镜下照片；e—中细粒（斑状）黑云母二长花岗岩野外照片；f—中细粒（斑状）黑云母二长花岗岩显微镜下照片 Kfs—钾长石；Tur—电气石；Qtz—石英；Pl—斜长石；Bt—黑云母
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在哈克图解中，W 与 K2O、Na2O、F、Be呈正相关关系（图6），表明在花岗岩结晶分异过程中，随着岩浆中碱金属离子 K+、Na+ 以及 SiO2的增多，成矿元素 W不断富集。另外，样品B元素测试结果含量不多，但经过蚀变后的岩石明显富集 B 元素（李永德等， 2017），野外可见大量电气石，且电气石脉宽度一般与白钨矿含量成正比，同样表明挥发分含量越多，越有利于W的富集。
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5.2 微量和稀土元素特征
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岩体的稀土元素总量不高（表2），其中细粒黑云母二长岩的稀土总含量（ΣREE）介于162.56×10-6～167.30×10-6，中细粒黑云母二长岩 ΣREE 介于 66.29×10-6～178.60×10-6，中细粒斑状黑云母二长岩 ΣREE 介于 92.88×10-6～107.78×10-6，大多低于地壳岩浆岩平均值（164×10-6）。所有岩石富集轻稀土，LREE/HREE 分别为 9.47～9.63、4.59～8.71 和 5. 04～8.51。在稀土元素球粒陨石标准化分布曲线图上（图7a），均表现为轻稀土富集且轻稀土较重稀土分异显著的左陡右缓的右倾型。它们的δEu＜ 1，显示明显的负异常，表明在成岩过程中发生了强烈的结晶分异作用。
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图5 寨溪山钨矿区花岗岩体AR-SiO2图解（a，底图据Rickwood，1989）；SiO2-K2O图解（b，底图据Rollinson，1993）； Na2O-K2O图解（c，底图据Rollinson，1993）；A/CNK-A/NK图解（d，底图据Rollinson，1993）
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从表3 看出：岩体中主要微量元素为 W（0.9× 10-6~14.2×10-6，平均值 4. 0×10-6）；Sn（7×10-6~25× 10-6，平均值13.2×10-6）高于酸性岩及地壳克拉克值 （Taylor and Mclenann，1985）。所有样品的 K、Ba、 Cs、Rb、Pb、LREE 等大离子亲石元素（LILE）含量较高，Th、Nb、Ta、Zr、Yb、HREE、Ti 等高场强元素 （HFSE）的含量偏低。在微量元素原始地幔标准化图解上（图7b），所有样品显示了较为一致的曲线分布模式，即均体现了 Rb、Ce、Pb 和 Zr 相对富集，Ba、 Nb、Sr、P、Ti的强烈亏损。矿区出露的3种岩石具有一致的微量和稀土元素特征，指示了可能具有一致的源区。
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6 讨论
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6.1 岩石成因类型
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通常情况下，矿物学标志和 SiO2-P2O5、Th、Rb、铝指数 A/CNK 等指数是判别 I和 S型花岗岩的较为合理可靠的标志。I 型花岗岩普遍含黑云母、角闪石等镁铁质矿物，属准铝质—弱过铝质花岗岩。S 型花岗岩普遍出现白云母、堇青石、石榴子石等过铝质矿物，属过铝质花岗岩（周新民，2003）。
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寨溪山矿床花岗岩，在矿物学上有较高含量的黑云母，未见堇青石、白云母等典型的过铝质矿物。在化学组成上，SiO2含量为 69.3%～73.9%＜76%， K2O/Na2O值为1.47～1.71＞1，Na2O含量为2.81%～3.05 %＜3.2%，铝指数 A/CNK 值为 0.99～1.1≤ 1.1，属准铝质—弱过铝质花岗岩，以上特征兼具 I-S 型花岗岩的特征。在 SiO2-P2O5、Ce-P2O5、 Rb-Th、Rb-Y图解中（图8），大部分样品的变化趋势与I型花岗岩相似，一部分样品落在I-S过渡类型花岗岩区域。
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图6 寨溪山矿区花岗岩各元素相关性哈克图解
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矿区花岗岩富集 K、Ba、Cs、Rb、Pb、LREE 等大离子亲石元素（LILE），亏损 Th、Nb、Ta、Zr、Yb、 HREE、Ti 等高场强元素（HFSE），同样显示陆壳物质为岩浆的源岩（陈小明等，2002）；花岗岩的 Nb/U 比值为 1.60～3.18，Rb/Sr 为 2.14～4.48，Nb/Ta 为 6.67～10.33，这些值明显不同于地幔平均值 （Nb/U=47±10、Rb/Sr=0. 034、Nb/Ta=17.5±2. 0），而与地壳平均值（Nb/U=10、Rb/Sr=0.35、Nb/Ta=12.2） 相接近（Taylor and Mclenann.，1985）。在 Nb/Y-Th/ Y图解中（图9a），样品落在中下地壳区附近，指示其源岩极有可能来自中下地壳的部分熔融。矿区花岗岩具有较低的Rb/Ba和Rb/Sr比值，指示岩浆源区黏土含量不高（王川等，2021）。在 C/MF-A/MF 中 （图9b），样品点落在变质杂砂岩部分熔融与基性岩的部分熔融过渡区。这与江南造山带南段的白马山岩体、瓦屋塘岩体的成因类型一致，为 I 型花岗岩，通过全岩 Sr-Nd 同位素和锆石 Hf 同位素分析，白马山岩体、瓦屋塘岩体属于古老地壳物质重熔而成（李建华等，2014；柏道远等，2016）。
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注：TFe2O3为全铁含量；铝饱和指数A/CNK=Al2O3 /（CaO+Na2O+K2O）（摩尔比值）；Mg＃=Mg/（Mg+∑Fe2+）；σ=（Na2O+K2O）2 /（SiO2-43）；AR= （Al2O3+CaO+Na2O+K2O）/（Al2O3-CaO-Na2O-K2O）
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综上所述，寨溪山矿区花岗岩大部分属 I 型花岗岩，少量为I-S过渡类型，成岩物质主要来源于地壳变质杂砂岩和基性岩的部分熔融。
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6.2 岩体侵位时代和构造环境
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前人采集寨溪山矿区内的中细粒黑云母二长花岗岩进行了高精度的单颗粒锆石LA-ICP-MS U-Pb 测年，获得花岗岩侵位年龄为（214.2±1.7） Ma，表明花岗岩主要形成于晚三叠世中期（苏康明等， 2016）。
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扬子陆块与华夏陆块在820 Ma左右碰撞拼贴，形成“华南统一板块”，在中生代华南板块两侧的古特提斯洋闭合，南部印支板块与北部的华北板块分别与华南板块相继聚合。前人研究认为印支运动始于 270～260 Ma，印支板块向北运动与华南板块发生碰撞拼合，活动高峰为 260～243 Ma，随后进入伸展应力体制（周新民，2003；郭春丽等，2012；柏道远等，2016；杜云等，2017）。243～228 Ma时期的花岗岩为挤压环境下的同碰撞花岗岩，而 220～206 Ma 则转换为伸展环境下的后碰撞花岗岩（Wang et al.，2007）。寨溪山矿区花岗岩的年龄为（214.2± 1.7） Ma，推断其形成于碰撞挤压峰期之后的后碰撞构造环境。另外，矿区花岗岩富集 Rb、Ce、Pb 和 Zr等大离子亲石元素，亏损Nb、Sr、P、Ti等高场强元素，TiO2（0.28%～0.52%）低含量和轻稀土富集，低含量的Y、Nb、Yb，以上特征明显与板内花岗岩和岛弧花岗岩存在区别，而与火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩相似。花岗岩 REE 配分型式呈 LREE 富集型， LaN/YbN比值为3.6～10.2，平均为7.94，且δEu具明显的负异常，岩石结晶分异作用明显，A/CNK= 1. 06～1.10＞1. 05（火山弧花岗岩 A/CNK＜1. 05），这些特征明显区别于火山弧花岗岩（刘凯等， 2020）。在Y-Nb和（Y+Nb）-Rb构造判别图解中，样品落在火山弧花岗岩与同碰撞（Syn-COLG）过渡区域（图10）。在Rb-Hf-Ta图解中，有3个样品落在火山弧花岗岩与碰撞晚期—碰撞后期花岗岩的过渡区，其余 7 个样品则落在同碰撞花岗岩与碰撞晚期 —碰撞后期花岗岩的过渡区（图11）。前人研究指出图9中的大量同碰撞花岗岩其实属后碰撞环境下形成（肖庆辉等，2002），结合印支运动碰撞高峰与岩体形成的先后关系，上述判别图解应显示为后碰撞环境。
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图7 寨溪山矿区花岗岩稀土元素球粒陨石标准化模式图（a，球粒陨石数据据Taylor and Mclenann.，1985）和微量元素原始地幔标准化模式图（b，原始地幔数据据Sun and McDonough，1989）
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图8 寨溪山矿区花岗岩成因类型判别图解（底图据Li et al.，2007）
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晚三叠世进入造山峰期之后的挤压减弱、热— 应力松弛的后碰撞阶段，地壳岩石由于重力不稳发生垮塌以及受到热—应力松弛作用的影响，加厚的地壳岩石发生部分熔融，岩浆上侵形成崇阳坪花岗岩体。
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6.3 找矿前景
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寨溪山矿区花岗岩属于崇阳坪岩体，该岩体与白马山、中华山、瓦屋塘、苗儿山岩体沿着深大断裂呈串珠状展布，目前在这些岩体内及周围发现了大量的钨矿床（点）。近年来，随着研究程度的深入，发现这些钨矿床均形成于印支晚期，如杏枫山金钨矿（215.2 Ma）、曹家坝矽卡岩型钨矿床（206 Ma）、平滩钨矿（216 Ma），这些钨矿床的形成时代与花岗岩的形成年龄基本一致。空间上，这些钨矿床均分布在花岗岩体内。结合前人的研究，笔者认为钨成矿与岩浆岩密切相关（吕书君等，2019；逯永卓等， 2020），该区花岗岩具有良好的钨成矿潜力。
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图9 寨溪山矿区花岗岩Th/Y-Nb/Y图解（a，底图据Altherr et al.，2020）和A/MF-C/MF图解（b，底图据Altherr et al.， 2020）
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图10 寨溪山矿区花岗岩微量元素Nb-Y（a）和Rb-（Y+Nb）构造环境判别图解（b，底图据Pearce et al.，1984）
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图11 寨溪山矿区花岗岩Rb-Hf-Ta图解（底图据Harris et al.，1986）
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就产于崇阳坪岩体内的寨溪山钨矿床而言，从目前的勘查成果来看，浅部石英脉宽 0.2~3. 0 cm，密度1~13条/m，可见云英岩化，白钨矿星点状、团块状分布于脉内及两侧，在深部钻孔中揭露到厚 28 m，品位 0.18 %的工业矿体。矿体往边深部延伸稳定，找矿空间较大。另外，在矿区红岩矿段最低标高680 m处的民采老硐处可见宽10~50 cm的石英大脉，脉内见白钨矿，少量黑钨矿，大脉旁侧见石英电气石细脉。总体上，从地表浅部向下，显示出细脉变粗的趋势，甚至出现石英大脉型钨矿体，深部找矿潜力良好。
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7 结论
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（1）寨溪山矿区花岗岩大部分属 I型花岗岩，少量为I—S过渡类型，主要来源于地壳变质杂砂岩和基性岩的部分熔融。
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（2）寨溪山矿区中细粒黑云母花岗岩侵位年龄为（214.2±1.7） Ma，形成于晚三叠世，为印支晚期岩浆活动的产物。花岗岩可能形成于晚三叠世造山峰期之后的挤压减弱、应力松弛的后碰撞阶段，地壳岩石由于受到热应力松弛作用的影响，加厚地壳岩石发生部分熔融，岩浆上侵形成。
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（3）矿区花岗岩在时间、空间上与周缘的钨矿床密切相关，寨溪山钨矿床从地表浅部向下，细脉变粗、矿体延伸稳定，局部出现石英大脉型钨矿体，深部找矿潜力较大。
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注释
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① 湖南省地质矿产勘查开发局四〇七队.2016. 湖南省绥宁县寨溪山矿区钨矿普查报告[R].
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参考文献
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摘要
寨溪山钨矿床崇阳坪花岗岩体位于江南造山带南段，岩体主要由细粒黑云母二长花岗岩、中细粒黑云母二长花岗岩、中粒斑状黑云母二长花岗岩组成，钨矿化主要产于中细粒（斑状）黑云母花岗岩中。花岗岩具有较高含量的黑云母，A/CNK≤1. 1，属准铝质—弱过铝质花岗岩，显示较强的 Rb、Ce、Pb、Zr 正异常和 Ba、Nb、Sr、P、Ti负异常，岩石富集轻稀土，LREE/HREE为4. 59～9. 63，呈右倾型。结合岩石矿物学及元素地球化学特征，推断花岗岩为地壳变质杂砂岩和基性岩的部分熔融形成的I型花岗岩。可能形成于晚三叠世造山峰期之后的挤压减弱、应力松弛的后碰撞阶段，地壳岩石由于受到热应力松弛作用的影响，加厚地壳岩石发生部分熔融，岩浆上侵而成。江南造山带印支期花岗岩在时间、空间上与周缘的钨矿床基本一致，指示其具有良好的成矿潜力，寨溪山钨矿床从地表浅部向下，细脉变粗、矿体延伸稳定，局部出现石英大脉型钨矿体，深部找矿潜力良好。
Abstract
The Chongyangping granite is an important ore-forming rock unit in the Zhaixishan tungsten orefield in the southern part of the Jiangnan Orogen （South China）， and its comprises three main lithofacies： fine-grained biotite monzogranite， medium-fine-grained biotite monzogranite and medium-grained porphyry biotite monzogranite， and tungsten mineralization is genetically related to medium-grained porphyry biotite granite. The granite is remarkably enriched in Rb， Ce， Pb and Zr， slightly enriched in LREE （LREE/HREE = 4. 59-9. 63）， strongly depleted in Ba， Nb， Sr， P and Ti， and is metaluminous-peraluminous （A/CNK≤1. 1） high-K calcalkaline. Combined with the mineralogy and geochemical characteristics of the medium-grained porphyry biotite granite， we inferred that the causative magma was formed from partial melting of the meta-greywacke and metabasite under late Triassic post-orogenic extension setting. The geological and geochemical characteristics of the Indosinian Chongyangping granite is similar to those of contemporaneous tungsten mineralized granite in the southern part of Jiangnan Orogen， suggesting that the Chongyangping granite has good ore-forming potential. The thickness of W-bearing quartz veins in the Zhaixishan tungsten deposit gradually thickens from the surface to the depth， and large vein type orebodies appear in local sections， indicating that the deep area has better prospecting potential.
