胶东大尹格庄金矿床成矿流体特征与演化

2020-08-1223

岩石学报 2020年6期

1. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 1000832. 中国地质调查局成都地质调查中心，成都 6100813. 山东省第六地质矿产勘查院，威海 2642094. 招金矿业股份有限公司大尹格庄金矿，招远 2654131.

胶东是我国最重要的金矿集区(Dengetal., 2003)，已探明金资源储量超过4500吨(宋明春, 2015; Songetal., 2015; Dengetal., 2020b)，黄金年产量达全国1/4。胶东金矿集区地处华北克拉通东南缘，被认为是形成明显晚于赋矿围岩的巨型金富集成矿地区之一(杨立强等, 2020)。近年来大量精细成矿年代学研究表明，胶东金矿集区约120Ma的成矿年龄较区域变质作用晚近二十亿年(Yangetal., 2014; Goldfarbetal., 2019; Dengetal., 2020a)，且产出环境和成矿动力学背景独具特色，吸引了国内外广大研究者的关注(Fanetal., 2003; Goldfarb and Santosh, 2014; Goldfarb and Groves, 2015; Lietal., 2015; Deng and Wang, 2016; Groves and Santosh, 2016; Yangetal., 2016b; Saietal., 2020)。

图1 胶东构造地质与金矿分布简图(据Yang et al., 2016b修改)Fig.1 Simplified geological map of the Jiaodong gold province showing the distribution of major fault zones, Precambrian metamorphic rocks, Mesozoic granitoid intrusions, sedimentary rocks and gold deposits (modified after Yang et al., 2016b)

胶东金矿集区内近90%的金资源量赋存于胶西北地区，区内已探明金矿床几乎全部受控于郯庐断裂的NE-NNE向次级断裂系统(杨立强等, 2014)，主要的控矿断裂自西向东依次为三山岛断裂带、焦家断裂带和招平断裂带。前人已对胶东金矿集区开展了大量找矿勘查和成矿理论研究工作，主要聚焦矿床地质特征、成矿年代学、成矿流体特征、成矿物质来源和成矿动力学等方面(Dengetal., 2015a; Yangetal., 2017)，取得丰硕勘查和科研成果，为揭示胶东金矿集区更贴近客观地质事实的成因模式提供了大量数据资料和不同思路(Dengetal., 2015b; Grovesetal., 2020)。

大尹格庄金矿床位于胶西北招平断裂带中段，已探明金资源量逾170吨(张良等, 2014)，是典型的蚀变岩型金矿床。前人对该矿床开展了包裹体测温、包裹体成分等成矿流体特征方面的初步研究(Yangetal., 2009; 刘育等, 2014; Chaietal., 2019)。然而，关于成矿流体来源与演化等关键科学问题尚未查明，阻碍了对该矿床成因模式的进一步探讨。Yangetal. (2009)通过流体包裹体显微测温和包裹体成分揭示大尹格庄金矿床金成矿流体属于中低温(140～360℃)，早阶段为CO2-H2O-K2SO4流体系统，逐渐演化成CO2-H2O-NaCl系统，晚阶段大气水大量混入；刘育等(2014)分析了不同成矿阶段流体包裹体成分，认为沸腾作用是导致金沉淀的重要因素，成矿流体主要为变质水；Yuanetal. (2019)通过菱铁矿和晚阶段方解石的碳氧同位素研究，认为成矿流体来源于深部幔源岩浆，并于晚期与大气水混合。上述认识存在争议的原因很可能是不同研究者均仅针对某一成矿阶段产物的碳氧或氢氧同位素进行讨论，缺少对整个成矿过程的多种同位素约束。本研究在详实的野外地质调查基础上，就成矿流体来源与演化这一问题开展早、主阶段石英中流体包裹体的C-H-O同位素研究，分析和总结同位素组成的变化规律，结合区域成矿背景和矿床地质特征，揭示大尹格庄金矿床成矿流体来源与演化过程。

1 区域地质背景

胶东金矿集区位于华北克拉通东南缘，西以郯庐断裂为界，东与太平洋俯冲板片相邻。以五莲-青岛-烟台深大断裂为界，胶东可分为西北部的胶北地体和东南部的苏鲁地体两个前寒武构造单元。胶北地体又可分为北部的胶北隆起和南部的胶莱盆地，其中胶东内近90%金资源量赋存于胶北地体中(图1, Yangetal., 2016a)。

胶北隆起区内出露地层主要有太古宇胶东群(图1, Tangetal., 2007)、下元古界荆山群和粉子山群(董春艳等, 2011; Tametal., 2011; 刘平华等, 2011; 谢士稳等, 2014)以及上元古界蓬莱群(Faureetal., 2004; 初航等, 2011)。胶东群主要由角闪岩相区域变质岩组成，常见岩性有斜长角闪岩、黑云片麻岩和变粒岩；荆山群和粉子山群主要由钙镁质碳酸盐岩和超基性-基性-中酸性火山岩经角闪岩相区域变质作用形成，推测与胶东群呈不整合或断层接触(陈光远等, 1993)；蓬莱群主要岩性为变质石英砂岩夹变质粉砂岩(初航等, 2011)。

胶东地区中生代岩浆作用十分发育，主要包括玲珑岩体、郭家岭岩体和艾山岩体等。形成于165～150Ma的玲珑复式岩体呈带状分布于焦家断裂和招平断裂之间(Jiangetal., 2012; Yangetal., 2012; 郭林楠等, 2014)，主要岩性为黑云母花岗岩(赛盛勋等, 2016)。郭家岭岩体主要岩性为花岗闪长岩和石英二长岩(刘跃等, 2014; 耿科等, 2016)，侵位于变质基底或玲珑岩体之中，LA-ICP-MS测定的锆石U-Pb年龄为132～123Ma(刘跃等, 2014)。艾山岩体侵位于郭家岭岩体中，岩性为正长花岗岩和二长花岗岩，Gossetal. (2010)报导了该岩体中的锆石U-Pb年龄为118～110Ma。玲珑岩体和郭家岭岩体是主要的容矿地质体(Dengetal., 2018)。此外，区域内还发育有煌斑岩、辉绿岩等大量基性岩脉(Dengetal., 2017)。

图2 大尹格庄金矿地质简图(据Yang et al., 2009修改)Fig.2 Simplified geological map of the Dayingezhuang goldfield (modified after Yang et al., 2009)

胶东金矿集区内主要的构造格架为NNE-NE向断裂系统和EW向褶皱或韧性剪切带(图2, Dengetal., 2019)。EW向构造带自太古宙便有一系列构造活动，而在中新生代活动更为强烈(Dengetal., 2019)。NNE-NE向断裂带被认为是郯庐断裂的次级断裂系统，包括三山岛断裂、焦家断裂和招平断裂等及其次级断裂，区域内金矿床分布严格受控于这些断裂(杨立强等, 2014; Deng and Wang, 2016; Qiuetal., 2019)。大尹格庄金矿床位于胶东胶西北招平断裂带中段。区内主要控矿断裂为招平断裂，沿胶东群变质基底岩石和玲珑岩体的接触带展布，主断裂中段走向10°～20°，倾向南东，倾角往深部逐渐变缓。该断裂带及其次级断裂控制着大尹格庄金矿床、夏甸金矿床等大型、超大型金矿床的产出。

图3 大尹格庄金矿床矿体地质图(a)及地质剖面示意图(b)Fig.3 Sketch geological map of the plan view (a) and geological cross-section map (b) of the Dayingezhuang gold deposit

2 矿床地质特征

大尹格庄金矿床位于招平断裂带中段。矿区内出露地层是太古宙胶东群和古元古代荆山群禄格庄组变质岩(图2)。胶东群岩性以黑云斜长变粒岩、斜长角闪岩为主，分布在招平断裂带上盘，少部分以捕虏体形式分布在下盘花岗岩中。古元古代荆山群禄格庄组主要由黑云片岩组成，分布在矿区中、东部，与围岩呈断裂构造或韧性变形构造接触，呈断块状、条带状分布。矿区内花岗岩分布十分广泛，主要为玲珑二长花岗岩和黑云母花岗岩。玲珑花岗岩是大尹格庄金矿床的主要赋矿围岩，分布在招平断裂带的下盘。此外，区内不同类型脉岩十分发育(图2)，主要有辉绿玢岩、煌斑岩、闪长玢岩、石英闪长玢岩、闪长煌斑岩脉等，走向NNE分布在下盘玲珑花岗岩中。脉岩与矿化关系较为复杂，早期脉岩受到不同程度蚀变，甚至形成矿体，晚期脉岩切穿矿体或矿脉。

矿区内构造主要为断层，褶皱不发育。主要的断层包括NNE向招平主断裂及其次级断裂和近EW走向的大尹格庄断裂(图2)。招平断裂带走向约20°，倾向南东，自浅部往深倾角从58°逐渐变为近20°。该断层下盘的玲珑黑云母花岗岩普遍发育有黄铁绢英岩化，是大尹格庄金矿床主要的控矿断裂，控制着矿体的规模、产状、形态、品位(图3a)。大尹格庄断裂走向约280°，倾向北东，倾角约43°～60°，由破碎岩、角砾岩和断层泥组成，错断招平断裂(图3a)。

图4 大尹格庄金矿床主要地质体及手标本照片(a)招平主断裂破碎带中发育有绢云母、石英等蚀变矿物；(b) Ⅱ号矿体绢英岩化蚀变带；(c) Ⅱ号矿体金矿石；(d)钾化蚀变带；(e) Ⅰ号矿体绢英岩化蚀变带；(f) Ⅰ号矿体金银矿石Fig.4 Dominant ore-hosting rocks and associated alteration and mineralization of the Dayingezhuang gold deposit

大尹格庄金矿床内热液蚀变较强，发育于招平断裂带的下盘(图4)。热液蚀变类型主要有钾长石化、绢英岩化、碳酸盐化、硅化等(图3b)。大尹格庄断裂下盘蚀变带相对较窄而上盘蚀变带则较厚。根据矿体赋存位置及地质特征可将大尹格庄金矿床分为两个主要矿体。Ⅰ号矿体金资源量占总量的34%，赋存于招平断裂下盘和大尹格庄断裂下盘，走向18°～28°，倾角19°～42°，沿走向最大长度990m，最小长度450m，具北东侧伏的特征。矿体呈脉状、似层状，沿走向和倾向呈舒缓波状延伸，矿石类型为黄铁绢英岩化碎裂岩和黄铁绢英岩。Ⅱ号矿体相对Ⅰ号矿体更为厚大，金资源量占总储量超过60%，走向18°～51°，倾角28°～53°，沿走向最大长度1057m，最小长度260m。两个矿体主要的金属矿物均为黄铁矿、方铅矿、闪锌矿和黄铜矿等(图5)，黄铁矿是主要的载金矿物，但Ⅰ号矿体银品位和Pb、Zn硫化物含量很高，这一矿物学特征不同于Ⅱ号矿体(张良等, 2014; 张瑞忠等, 2016)。

图5 大尹格庄金矿床矿石的显微镜下照片(a)绢英岩化蚀变；(b)半自形黄铁矿；(c)金存在于黄铁矿集合体中；(d)金分布于自形黄铁矿的石英脉中；(e)金分布于自形黄铁矿裂隙中；(f)金与黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿共生；(g)含金方铅矿脉穿插闪锌矿；(h)方铅矿发生强烈变形；(i)晚期黄铁矿与方解石共生. 矿物缩写：Q-石英；Ser-绢云母；Py-黄铁矿；Au-金矿物；Ccp-黄铜矿；Sp-闪锌矿；Gn-方铅矿；Cc-方解石Fig.5 Photomicrographs under transmitted light and reflected light of ore-hosting rocks from the Dayingezhuang gold deposit

根据脉体穿插关系和矿物共生组合，可将金的热液成矿过程分为四个阶段(图6)：黄铁矿-绢云母-石英阶段(Ⅰ)、石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)、石英-多金属硫化物阶段(Ⅲ)和石英-方解石-黄铁矿阶段(Ⅳ)。Ⅰ阶段主要矿物为石英、绢云母和少量黄铁矿。石英以乳白色居多，呈半自形或他形，可见有韧性变形和脆性变形。自形-半自形黄铁矿呈浸染状分布在石英和绢云母中。该阶段有少量的金发育，为成矿早阶段。Ⅱ阶段主要以石英黄铁矿细脉、网脉或浸染状黄铁矿形式分布在绢英岩或钾化花岗岩中，主要矿物有黄铁矿、石英和少量绢云母等。石英多呈白色或烟灰色，脆性变形普遍发育。黄铁矿常以自形-半自形立方体或集合体的形式分布。可见金较多，分布在黄铁矿裂隙内或被包裹在石英和黄铁矿中。Ⅲ阶段发育有黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、石英和少量绢云母，石英多呈烟灰色，自形-半自形结构，常伴有脆性变形。黄铁矿多以他形集合体形式存在，方铅矿、闪锌矿等贱金属硫化物广泛发育，稍晚于黄铁矿形成。Ⅲ阶段与Ⅱ阶段是金的成矿主阶段。金常发育于黄铁矿裂隙内或被包裹于黄铁矿颗粒中，也可见有金颗粒与方铅矿脉密切共生。Ⅳ阶段主要由石英、方解石和少量黄铁矿组成，石英多呈白色，自形或半自形。金含量较少，为成矿晚阶段。

图6 大尹格庄金矿床矿物共生组合及生成顺序Fig.6 Paragenesis of ore minerals from the Dayingezhuang gold deposit

3 样品采集与分析方法

本次研究在对大尹格庄金矿床进行详细的野外地质调查和成矿阶段划分的基础上，系统采集了不同成矿阶段、不同矿化样式(石英脉型、蚀变岩型)的样品26件，分别挑选石英单矿物进行碳、氢、氧同位素分析测试。

C-H-O同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈构造演化国家重点实验室完成，首先将所选样品进行粉碎、粗选和清洗，在显微镜下选取40～60目石英单矿物，使其纯度达到99%以上。石英内流体包裹体氢和矿物氧同位素测试使用质谱型号为MAT-252。流体包裹体中水的氢同位素分析采用锌还原法，把分选的单矿物在105℃以下烘干后，在真空系统中逐步加热抽走部分次生包裹体的水，加热至600℃使其中的包裹体热爆，释放的水通过收集、冷凝和纯化处理，然后用锌置换出水中的氢，对获得的H2进行质谱分析。石英的氧同位素则采用BrF5法，首先用BrF5在500～550℃条件下与石英矿物反应15小时，然后用液氮将产生的O2纯化，最后在700℃将O2转变为CO2并用于质谱分析。氢、氧同位素的分析精度分别是±1%和±0.2%。流体包裹体的氧同位素是根据寄主矿物石英的氧同位素，利用石英-水之间氧同位素平衡分馏方程1000lnα石英-水=3.38×106T-2-3.40(Claytonetal., 1972)，计算得到与石英达到分馏平衡的流体δ18O水值。流体包裹体的碳、氧同位素测试方法为：把分选的单矿物在105℃以下烘干后，在高于矿样均一温度200～250℃的条件下爆裂释放包裹体中的气体，然后用液氮-酒精的逐步冷凝纯化，提取出其中CO2，然后对CO2进行质谱分析，使用质谱型号MAT-253。

4 测试结果

4.1 氢-氧同位素特征

14件样品的δD值为-84.4‰～-68.4‰，δ18OV-SMOW为7.34‰～12.66‰(表1)。流体的氢同位素即为寄主矿物石英中水的氢同位素，氧同位素则需根据石英的氧同位素和不同成矿阶段的成矿温度计算。流体包裹体均一温度为成矿温度的下限，故可近似取各成矿Ⅰ阶段的流体包裹体最高均一温度作为成矿温度，大尹格庄金矿床成矿主阶段普遍存在流体不混溶(Yangetal., 2014; 刘育等, 2014)，而平衡温度更接近于成矿温度(Hagemann and Lüders, 2003)；通过流体包裹体均一温度测试，已得到大尹格庄金矿床成矿Ⅰ-Ⅲ阶段的成矿温度分别为350℃、280℃、180℃(Yangetal., 2009; 刘育等，2014)。

成矿Ⅰ阶段流体的δD为-84.4‰～-68.4‰，平均为-75.8±8.6‰(n=6)，δ18O为2.04‰～7.36‰，平均为5.0±3.1‰(n=6)；成矿Ⅱ阶段流体的δD为-78.6‰～-69.8‰，平均为-71.8±6.8‰(n=5)，δ18O为-0.31‰～4.16‰，平均为2.6±2.8‰(n=5)；成矿Ⅲ阶段流体的δD为-72.0‰～-81.4‰，平均为-76.7±4.7‰(n=4)，δ18O为-3.47‰～-1.25‰，平均为-2.1±1.3‰(n=4)。

表1 大尹格庄金矿床D-O同位素分析结果(‰)

表2 大尹格庄金矿床流体包裹体C-O同位素分析结果(‰)

4.2 碳-氧同位素特征

流体包裹体的碳-氧同位素组成列于表2中，成矿Ⅰ阶段中，δ13CPDB值在-6.19‰～-3.74‰之间，而δ18OSMOW在-0.63‰～2.26‰之间；成矿Ⅱ阶段中，δ13CPDB值在-9.92‰～-5.15‰之间，而δ18OSMOW在0.75‰～3.27‰之间；成矿Ⅲ阶段中，δ13CPDB值在-12.68‰～-11.33‰之间，而δ18OSMOW在2.17‰～3.87‰之间。

5 讨论

5.1 大尹格庄金矿床碳、氢、氧同位素组成特征

氢氧同位素示踪是用于研究成矿流体来源最常用的手段之一，前人利用该方法有效限定了多种成因矿床的成矿流体来源(Yangetal., 2009; Qiuetal., 2016, 2017)。前人对胶东地区的氢氧同位素进行了大量研究，对主要岩石和流体的氢氧同位素地球化学背景有了较为成熟的认识。陈振胜等(1995)对胶东群黑云变粒岩、斜长角闪岩和斜长片麻岩样品进行氢氧同位素测试，给出的胶东群氧同位素地球化学背景值范围是5.1‰～11.3‰，氢同位素地球化学背景值为-96‰～-81‰之间；毛景文等(2005)通过测定玲珑花岗岩和郭家岭花岗岩闪长岩中黑云母的氢同位素组成得到它们的氢同位素范围分别是-72±11‰和-102±15‰，而氧同位素分别是～7‰和10.1±0.4‰(林文蔚和殷秀兰, 1998; 张理刚等, 1994)。胶东群变质水是指达到同位素分馏平衡的水，而岩浆水指高温岩浆达到热力学平衡的水，前人也通过对已有数据的计算得出可靠的背景数值(张理刚, 1994, 1995; 毛景文等, 2005)；胶东地区中生代大气降水氢氧同位素背景值也依据测试和大气降水方程计算得出(Craig, 1961; 张理刚等, 1995)。

表3 胶东金矿集区主要岩石和流体的氢氧同位素地球化学背景

本研究中氢氧同位素组成分析结果可以看出，在研究区内，只有胶东群氧同位素接近于大尹格庄金矿床石英氧同位素(表3)，富铁、镁元素的围岩容易与含H2S的成矿流体发生水岩反应，大尹格庄金矿床围绕断裂、节理等流体通道发育强烈的热液蚀变。因此，在成矿过程中，成矿流体可能与围岩发生过一定的同位素和物质交换。

大尹格庄金矿流体包裹体的δ13CCO2值介于-17.69‰～-3.74‰之间，与自然界碳同位素组成比对，总体上明显高于有机质(平均-27‰, Schidlowski, 1998)，低于海相碳酸盐的δ13C范围(平均值-3‰～2‰, Hoefs, 1997)，结合该矿床产出的地质背景，可以排除成矿流体中碳的有机来源和海相碳酸盐来源的可能性；与此同时，流体包裹体的δ13CCO2值与大气CO2(约-8‰, Schidlowski, 1998; -11‰～-7‰, Hoefs, 1997)、大气水CO2(-20‰～-9‰, Hoefs, 1997)的碳同位素，与火成岩/岩浆系统(-30‰～-3‰, Hoefs, 1997)、地壳(约-7‰, Faure, 1986)、地幔(-7‰～-5‰, Hoefs, 1997)的δ13C范围接近或重叠，表明流体中的碳可能由上述碳储库中的一种或几种碳源提供。

图7 大尹格庄金矿床δ13CCO2-δ18OSMOW投图(底图据刘建明等,1998修编)Fig.7 Plot of δ13CCO2 vs. δ18OSMOW for the Dayingezhuang gold deposit (base map modified after Liu et al., 1998)

图8 大尹格庄金矿床热液黄铁矿δ34S直方图(a)和大尹格庄金矿床硫同位素组成与主要相关地质体比较(b)数据来自张瑞忠等(2016)；相关地质体硫同位素数据引自杨立强等(2014)Fig.8 Histogram of δ34S values of hydrothermal pyrites from the Dayingezhuang gold deposit (a) and comparison of sulfur isotopic compositions at the Dayingezhuang gold deposit and related major geologic bodies (b)Data from Zhang et al. (2016). The ranges of major geologic bodies from Yang et al. (2014)

图9 大尹格庄金矿床Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ阶段流体氢氧同位素组成(底图据郭林楠等,2014修编)A代表胶东群变质水和大气水混合的区域；B代表玲珑花岗岩原始岩浆水和大气水混合的区域；C代表郭家岭花岗闪长岩原始岩浆水与大气水混合的区域Fig.9 The H-O compositions of ore-fluid in stagesⅠ, Ⅱ, Ⅲ (base map modified after Guo et al., 2014)Area A means metamorphic water of the Jiaodong Group mixed with meteoric water; Area B means magmatic water of the Linglong granite mixed with meteoric water; and Area C means magmatic water of the Guojialing granite mixed with meteoric water

Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个成矿阶段的包裹体δ13CCO2平均值分别为-5.68‰、-7.92‰、-9.43‰，对应的δ18OCO2平均值分别为0.80‰、2.22‰、2.32‰，即从成矿的高温阶段到低温阶段，δ13CCO2平均值逐渐降低，而δ18OCO2平均值逐渐增高(图7)，这可能反映了从成矿的早阶段到晚阶段，矿物中的流体包裹体记录了不同来源流体的信息，或者某一成矿阶段的流体以某一储库为主导。结合自然界各个碳储库的碳同位素特征，在大尹格庄金矿床成矿的早阶段，流体中的碳可能主要来自地幔或地壳(δ13C=-7‰～-5‰, Hoefs, 1997和-7‰, Faure, 1986)，故流体的δ13CCO2值相对较高，集中在-7‰～-3‰；而在成矿的晚阶段，大气水CO2(δ13CCO2=-11‰～-7‰和-20‰～-9‰, Hoefs, 1997)的混入可能相对增多，导致流体的δ13CCO2值逐渐降低。但是，流体中δ18OCO2值的变化趋势与H-O同位素相矛盾，这可能是由于成矿过程中流体-围岩反应等导致矿石中氧同位素组成不断变化导致的，但更可能的原因是：流体包裹体中的气相物质有水蒸气、CO2、CO、SO2、SO3、H2S、O2、H2、N2、CH4和惰性气体(Yangetal., 2009)。其中水蒸气占大部分，其次是二氧化碳，在分析H-O同位素时，使用的流体中水的氧同位素，而分析C-O同位素时，使用的是从包裹体中提取的CO2的氧同位素。

从流体包裹体的C-O同位素组成图上(图7)可以发现，包裹体的碳氧同位素组成基本介于大气CO2、大气水CO2、地幔CO2和造山型金矿床等多种碳储库之间，表明矿物中捕获的流体包裹体可能反映了不同来源的流体。

5.2 成矿流体来源与演化过程

张瑞忠等(2016)对大尹格庄金矿床热液黄铁矿进行研究并测得成矿期δ34S的值在4.58‰到7.54‰之间，且不同成矿阶段无明显硫同位素组成的变化(图8a)，这与区域内其他矿床的硫同位素特征类似，指示了大尹格庄金矿床的硫源跟胶东绝大多数金矿床来源于同一储库。黄铁矿δ34S值的范围与胶东群变质岩、玲珑花岗岩、郭家岭花岗闪长岩、区域内中基性脉岩的δ34S相重叠，而仅与荆山群变质岩几乎不重叠(图8b)。但有关硫同位素研究无法解释这些地质体是否被后期热液改造过，其全岩硫同位素能否代表原始岩石中硫同位素的比值(Goldfarb and Groves, 2015; Qiuetal., 2020)。因此，仅就硫同位素并不能解决流体来源的问题。

对本次研究得到的氢氧同位素进行Taylor投图可以看出(图9; Taylor, 1974)，早阶段(Ⅰ阶段)成矿流体的18OH2O变化于2‰～9‰，δD变化于-105‰～-70‰。Ⅱ阶段成矿流体的18OH2O变化于-1‰～6‰，δD变化于-100‰～-60‰；Ⅲ阶段成矿流体的18OH2O变化于-7‰～-1‰，δD变化于-85‰～-70‰。与早阶段相比，中晚阶段的流体明显向大气降水线漂移，与前人在胶东金矿集区内其他金矿床得出的数据结果类似(Guoetal., 2017)。前人研究认为，相对较轻的δD水可能表明深部岩浆热液与大气水的混合是胶东金成矿的流体来源(Yangetal., 2009)。但是，目前基于石英中流体包裹体的氢同位素研究无法避免次生包裹体的影响。流体包裹体岩相学、石英阴极发光表明，胶东金矿床内的成矿期石英普遍遭受晚中生代韧-脆性变形(Guoetal., 2017, 2020)，且石英中发育有大量的次生水溶液包裹体(Weietal., 2019)。而胶东中生代成矿期和成矿期后经历了多次构造变形改造(杨立强等, 2014; Dengetal., 2018)，可能引起次生包裹体的产生和叠加，从而影响了氢氧同位素组成的结果。

综上所述，控矿断裂带持续的强烈构造活动使石英发生变形而诱发次生包裹体的产生与叠加，从而使氢氧同位素组成出现向胶东中生代大气水飘移的现象，但大气水并不为金成矿作用做出贡献。大尹格庄金矿床成矿流体属于中低温、中低盐度流体体系(Yangetal., 2009)，从早阶段到晚阶段温度逐渐降低，且包裹体中富含CH4、H2S等还原性气体(刘育等, 2014)，结合胶东金矿床相对重硫的同位素特征，因此，变质热液模型更具说服力。胶东中生代成矿作用滞后于区域变质作用近二十亿年(Dengetal., 2020a)，使胶东群变质水无法为大规模成矿提供足够的成矿物质和流体。结合区域成矿背景，大量的H2O-CO2-CH4流体可能与俯冲古太平洋板块的脱水、脱碳作用有关(Goldfarb and Santosh, 2014)。大尹格庄金矿床成矿期普遍存在脆性变形活动，相似的矿物共生组合和地球化学特征，均表明大尹格庄金矿床属于造山型金矿床(Goldfarbetal., 2019)。