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1. 中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室，北京 1000832. 中國地質調查局成都地質調查中心，成都 6100813. 山東省第六地質礦產勘查院，威海 2642094. 招金礦業(yè)股份有限公司大尹格莊金礦，招遠 2654131.

膠東是我國最重要的金礦集區(qū)(Dengetal., 2003)，已探明金資源儲量超過4500噸(宋明春, 2015; Songetal., 2015; Dengetal., 2020b)，黃金年產量達全國1/4。膠東金礦集區(qū)地處華北克拉通東南緣，被認為是形成明顯晚于賦礦圍巖的巨型金富集成礦地區(qū)之一(楊立強等, 2020)。近年來大量精細成礦年代學研究表明，膠東金礦集區(qū)約120Ma的成礦年齡較區(qū)域變質作用晚近二十億年(Yangetal., 2014; Goldfarbetal., 2019; Dengetal., 2020a)，且產出環(huán)境和成礦動力學背景獨具特色，吸引了國內外廣大研究者的關注(Fanetal., 2003; Goldfarb and Santosh, 2014; Goldfarb and Groves, 2015; Lietal., 2015; Deng and Wang, 2016; Groves and Santosh, 2016; Yangetal., 2016b; Saietal., 2020)。

圖1 膠東構造地質與金礦分布簡圖(據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)

膠東金礦集區(qū)內近90%的金資源量賦存于膠西北地區(qū)，區(qū)內已探明金礦床幾乎全部受控于郯廬斷裂的NE-NNE向次級斷裂系統(tǒng)(楊立強等, 2014)，主要的控礦斷裂自西向東依次為三山島斷裂帶、焦家斷裂帶和招平斷裂帶。前人已對膠東金礦集區(qū)開展了大量找礦勘查和成礦理論研究工作，主要聚焦礦床地質特征、成礦年代學、成礦流體特征、成礦物質來源和成礦動力學等方面(Dengetal., 2015a; Yangetal., 2017)，取得豐碩勘查和科研成果，為揭示膠東金礦集區(qū)更貼近客觀地質事實的成因模式提供了大量數據資料和不同思路(Dengetal., 2015b; Grovesetal., 2020)。

大尹格莊金礦床位于膠西北招平斷裂帶中段，已探明金資源量逾170噸(張良等, 2014)，是典型的蝕變巖型金礦床。前人對該礦床開展了包裹體測溫、包裹體成分等成礦流體特征方面的初步研究(Yangetal., 2009; 劉育等, 2014; Chaietal., 2019)。然而，關于成礦流體來源與演化等關鍵科學問題尚未查明，阻礙了對該礦床成因模式的進一步探討。Yangetal. (2009)通過流體包裹體顯微測溫和包裹體成分揭示大尹格莊金礦床金成礦流體屬于中低溫(140～360℃)，早階段為CO2-H2O-K2SO4流體系統(tǒng)，逐漸演化成CO2-H2O-NaCl系統(tǒng)，晚階段大氣水大量混入；劉育等(2014)分析了不同成礦階段流體包裹體成分，認為沸騰作用是導致金沉淀的重要因素，成礦流體主要為變質水；Yuanetal. (2019)通過菱鐵礦和晚階段方解石的碳氧同位素研究，認為成礦流體來源于深部幔源巖漿，并于晚期與大氣水混合。上述認識存在爭議的原因很可能是不同研究者均僅針對某一成礦階段產物的碳氧或氫氧同位素進行討論，缺少對整個成礦過程的多種同位素約束。本研究在詳實的野外地質調查基礎上，就成礦流體來源與演化這一問題開展早、主階段石英中流體包裹體的C-H-O同位素研究，分析和總結同位素組成的變化規(guī)律，結合區(qū)域成礦背景和礦床地質特征，揭示大尹格莊金礦床成礦流體來源與演化過程。

1 區(qū)域地質背景

膠東金礦集區(qū)位于華北克拉通東南緣，西以郯廬斷裂為界，東與太平洋俯沖板片相鄰。以五蓮-青島-煙臺深大斷裂為界，膠東可分為西北部的膠北地體和東南部的蘇魯地體兩個前寒武構造單元。膠北地體又可分為北部的膠北隆起和南部的膠萊盆地，其中膠東內近90%金資源量賦存于膠北地體中(圖1, Yangetal., 2016a)。

膠北隆起區(qū)內出露地層主要有太古宇膠東群(圖1, Tangetal., 2007)、下元古界荊山群和粉子山群(董春艷等, 2011; Tametal., 2011; 劉平華等, 2011; 謝士穩(wěn)等, 2014)以及上元古界蓬萊群(Faureetal., 2004; 初航等, 2011)。膠東群主要由角閃巖相區(qū)域變質巖組成，常見巖性有斜長角閃巖、黑云片麻巖和變粒巖；荊山群和粉子山群主要由鈣鎂質碳酸鹽巖和超基性-基性-中酸性火山巖經角閃巖相區(qū)域變質作用形成，推測與膠東群呈不整合或斷層接觸(陳光遠等, 1993)；蓬萊群主要巖性為變質石英砂巖夾變質粉砂巖(初航等, 2011)。

膠東地區(qū)中生代巖漿作用十分發(fā)育，主要包括玲瓏巖體、郭家?guī)X巖體和艾山巖體等。形成于165～150Ma的玲瓏復式巖體呈帶狀分布于焦家斷裂和招平斷裂之間(Jiangetal., 2012; Yangetal., 2012; 郭林楠等, 2014)，主要巖性為黑云母花崗巖(賽盛勛等, 2016)。郭家?guī)X巖體主要巖性為花崗閃長巖和石英二長巖(劉躍等, 2014; 耿科等, 2016)，侵位于變質基底或玲瓏巖體之中，LA-ICP-MS測定的鋯石U-Pb年齡為132～123Ma(劉躍等, 2014)。艾山巖體侵位于郭家?guī)X巖體中，巖性為正長花崗巖和二長花崗巖，Gossetal. (2010)報導了該巖體中的鋯石U-Pb年齡為118～110Ma。玲瓏巖體和郭家?guī)X巖體是主要的容礦地質體(Dengetal., 2018)。此外，區(qū)域內還發(fā)育有煌斑巖、輝綠巖等大量基性巖脈(Dengetal., 2017)。

圖2 大尹格莊金礦地質簡圖(據Yang et al., 2009修改)Fig.2 Simplified geological map of the Dayingezhuang goldfield (modified after Yang et al., 2009)

膠東金礦集區(qū)內主要的構造格架為NNE-NE向斷裂系統(tǒng)和EW向褶皺或韌性剪切帶(圖2, Dengetal., 2019)。EW向構造帶自太古宙便有一系列構造活動，而在中新生代活動更為強烈(Dengetal., 2019)。NNE-NE向斷裂帶被認為是郯廬斷裂的次級斷裂系統(tǒng)，包括三山島斷裂、焦家斷裂和招平斷裂等及其次級斷裂，區(qū)域內金礦床分布嚴格受控于這些斷裂(楊立強等, 2014; Deng and Wang, 2016; Qiuetal., 2019)。大尹格莊金礦床位于膠東膠西北招平斷裂帶中段。區(qū)內主要控礦斷裂為招平斷裂，沿膠東群變質基底巖石和玲瓏巖體的接觸帶展布，主斷裂中段走向10°～20°，傾向南東，傾角往深部逐漸變緩。該斷裂帶及其次級斷裂控制著大尹格莊金礦床、夏甸金礦床等大型、超大型金礦床的產出。

圖3 大尹格莊金礦床礦體地質圖(a)及地質剖面示意圖(b)Fig.3 Sketch geological map of the plan view (a) and geological cross-section map (b) of the Dayingezhuang gold deposit

2 礦床地質特征

大尹格莊金礦床位于招平斷裂帶中段。礦區(qū)內出露地層是太古宙膠東群和古元古代荊山群祿格莊組變質巖(圖2)。膠東群巖性以黑云斜長變粒巖、斜長角閃巖為主，分布在招平斷裂帶上盤，少部分以捕虜體形式分布在下盤花崗巖中。古元古代荊山群祿格莊組主要由黑云片巖組成，分布在礦區(qū)中、東部，與圍巖呈斷裂構造或韌性變形構造接觸，呈斷塊狀、條帶狀分布。礦區(qū)內花崗巖分布十分廣泛，主要為玲瓏二長花崗巖和黑云母花崗巖。玲瓏花崗巖是大尹格莊金礦床的主要賦礦圍巖，分布在招平斷裂帶的下盤。此外，區(qū)內不同類型脈巖十分發(fā)育(圖2)，主要有輝綠玢巖、煌斑巖、閃長玢巖、石英閃長玢巖、閃長煌斑巖脈等，走向NNE分布在下盤玲瓏花崗巖中。脈巖與礦化關系較為復雜，早期脈巖受到不同程度蝕變，甚至形成礦體，晚期脈巖切穿礦體或礦脈。

礦區(qū)內構造主要為斷層，褶皺不發(fā)育。主要的斷層包括NNE向招平主斷裂及其次級斷裂和近EW走向的大尹格莊斷裂(圖2)。招平斷裂帶走向約20°，傾向南東，自淺部往深傾角從58°逐漸變?yōu)榻?0°。該斷層下盤的玲瓏黑云母花崗巖普遍發(fā)育有黃鐵絹英巖化，是大尹格莊金礦床主要的控礦斷裂，控制著礦體的規(guī)模、產狀、形態(tài)、品位(圖3a)。大尹格莊斷裂走向約280°，傾向北東，傾角約43°～60°，由破碎巖、角礫巖和斷層泥組成，錯斷招平斷裂(圖3a)。

圖4 大尹格莊金礦床主要地質體及手標本照片(a)招平主斷裂破碎帶中發(fā)育有絹云母、石英等蝕變礦物；(b) Ⅱ號礦體絹英巖化蝕變帶；(c) Ⅱ號礦體金礦石；(d)鉀化蝕變帶；(e) Ⅰ號礦體絹英巖化蝕變帶；(f) Ⅰ號礦體金銀礦石Fig.4 Dominant ore-hosting rocks and associated alteration and mineralization of the Dayingezhuang gold deposit

大尹格莊金礦床內熱液蝕變較強，發(fā)育于招平斷裂帶的下盤(圖4)。熱液蝕變類型主要有鉀長石化、絹英巖化、碳酸鹽化、硅化等(圖3b)。大尹格莊斷裂下盤蝕變帶相對較窄而上盤蝕變帶則較厚。根據礦體賦存位置及地質特征可將大尹格莊金礦床分為兩個主要礦體。Ⅰ號礦體金資源量占總量的34%，賦存于招平斷裂下盤和大尹格莊斷裂下盤，走向18°～28°，傾角19°～42°，沿走向最大長度990m，最小長度450m，具北東側伏的特征。礦體呈脈狀、似層狀，沿走向和傾向呈舒緩波狀延伸，礦石類型為黃鐵絹英巖化碎裂巖和黃鐵絹英巖。Ⅱ號礦體相對Ⅰ號礦體更為厚大，金資源量占總儲量超過60%，走向18°～51°，傾角28°～53°，沿走向最大長度1057m，最小長度260m。兩個礦體主要的金屬礦物均為黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦和黃銅礦等(圖5)，黃鐵礦是主要的載金礦物，但Ⅰ號礦體銀品位和Pb、Zn硫化物含量很高，這一礦物學特征不同于Ⅱ號礦體(張良等, 2014; 張瑞忠等, 2016)。

圖5 大尹格莊金礦床礦石的顯微鏡下照片(a)絹英巖化蝕變；(b)半自形黃鐵礦；(c)金存在于黃鐵礦集合體中；(d)金分布于自形黃鐵礦的石英脈中；(e)金分布于自形黃鐵礦裂隙中；(f)金與黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦共生；(g)含金方鉛礦脈穿插閃鋅礦；(h)方鉛礦發(fā)生強烈變形；(i)晚期黃鐵礦與方解石共生. 礦物縮寫：Q-石英；Ser-絹云母；Py-黃鐵礦；Au-金礦物；Ccp-黃銅礦；Sp-閃鋅礦；Gn-方鉛礦；Cc-方解石Fig.5 Photomicrographs under transmitted light and reflected light of ore-hosting rocks from the Dayingezhuang gold deposit

根據脈體穿插關系和礦物共生組合，可將金的熱液成礦過程分為四個階段(圖6)：黃鐵礦-絹云母-石英階段(Ⅰ)、石英-黃鐵礦階段(Ⅱ)、石英-多金屬硫化物階段(Ⅲ)和石英-方解石-黃鐵礦階段(Ⅳ)。Ⅰ階段主要礦物為石英、絹云母和少量黃鐵礦。石英以乳白色居多，呈半自形或他形，可見有韌性變形和脆性變形。自形-半自形黃鐵礦呈浸染狀分布在石英和絹云母中。該階段有少量的金發(fā)育，為成礦早階段。Ⅱ階段主要以石英黃鐵礦細脈、網脈或浸染狀黃鐵礦形式分布在絹英巖或鉀化花崗巖中，主要礦物有黃鐵礦、石英和少量絹云母等。石英多呈白色或煙灰色，脆性變形普遍發(fā)育。黃鐵礦常以自形-半自形立方體或集合體的形式分布?？梢娊疠^多，分布在黃鐵礦裂隙內或被包裹在石英和黃鐵礦中。Ⅲ階段發(fā)育有黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦、石英和少量絹云母，石英多呈煙灰色，自形-半自形結構，常伴有脆性變形。黃鐵礦多以他形集合體形式存在，方鉛礦、閃鋅礦等賤金屬硫化物廣泛發(fā)育，稍晚于黃鐵礦形成。Ⅲ階段與Ⅱ階段是金的成礦主階段。金常發(fā)育于黃鐵礦裂隙內或被包裹于黃鐵礦顆粒中，也可見有金顆粒與方鉛礦脈密切共生。Ⅳ階段主要由石英、方解石和少量黃鐵礦組成，石英多呈白色，自形或半自形。金含量較少，為成礦晚階段。

圖6 大尹格莊金礦床礦物共生組合及生成順序Fig.6 Paragenesis of ore minerals from the Dayingezhuang gold deposit

3 樣品采集與分析方法

本次研究在對大尹格莊金礦床進行詳細的野外地質調查和成礦階段劃分的基礎上，系統(tǒng)采集了不同成礦階段、不同礦化樣式(石英脈型、蝕變巖型)的樣品26件，分別挑選石英單礦物進行碳、氫、氧同位素分析測試。

C-H-O同位素測試在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈構造演化國家重點實驗室完成，首先將所選樣品進行粉碎、粗選和清洗，在顯微鏡下選取40～60目石英單礦物，使其純度達到99%以上。石英內流體包裹體氫和礦物氧同位素測試使用質譜型號為MAT-252。流體包裹體中水的氫同位素分析采用鋅還原法，把分選的單礦物在105℃以下烘干后，在真空系統(tǒng)中逐步加熱抽走部分次生包裹體的水，加熱至600℃使其中的包裹體熱爆，釋放的水通過收集、冷凝和純化處理，然后用鋅置換出水中的氫，對獲得的H2進行質譜分析。石英的氧同位素則采用BrF5法，首先用BrF5在500～550℃條件下與石英礦物反應15小時，然后用液氮將產生的O2純化，最后在700℃將O2轉變?yōu)镃O2并用于質譜分析。氫、氧同位素的分析精度分別是±1%和±0.2%。流體包裹體的氧同位素是根據寄主礦物石英的氧同位素，利用石英-水之間氧同位素平衡分餾方程1000lnα石英-水=3.38×106T-2-3.40(Claytonetal., 1972)，計算得到與石英達到分餾平衡的流體δ18O水值。流體包裹體的碳、氧同位素測試方法為：把分選的單礦物在105℃以下烘干后，在高于礦樣均一溫度200～250℃的條件下爆裂釋放包裹體中的氣體，然后用液氮-酒精的逐步冷凝純化，提取出其中CO2，然后對CO2進行質譜分析，使用質譜型號MAT-253。

4 測試結果

4.1 氫-氧同位素特征

14件樣品的δD值為-84.4‰～-68.4‰，δ18OV-SMOW為7.34‰～12.66‰(表1)。流體的氫同位素即為寄主礦物石英中水的氫同位素，氧同位素則需根據石英的氧同位素和不同成礦階段的成礦溫度計算。流體包裹體均一溫度為成礦溫度的下限，故可近似取各成礦Ⅰ階段的流體包裹體最高均一溫度作為成礦溫度，大尹格莊金礦床成礦主階段普遍存在流體不混溶(Yangetal., 2014; 劉育等, 2014)，而平衡溫度更接近于成礦溫度(Hagemann and Lüders, 2003)；通過流體包裹體均一溫度測試，已得到大尹格莊金礦床成礦Ⅰ-Ⅲ階段的成礦溫度分別為350℃、280℃、180℃(Yangetal., 2009; 劉育等，2014)。

成礦Ⅰ階段流體的δD為-84.4‰～-68.4‰，平均為-75.8±8.6‰(n=6)，δ18O為2.04‰～7.36‰，平均為5.0±3.1‰(n=6)；成礦Ⅱ階段流體的δD為-78.6‰～-69.8‰，平均為-71.8±6.8‰(n=5)，δ18O為-0.31‰～4.16‰，平均為2.6±2.8‰(n=5)；成礦Ⅲ階段流體的δD為-72.0‰～-81.4‰，平均為-76.7±4.7‰(n=4)，δ18O為-3.47‰～-1.25‰，平均為-2.1±1.3‰(n=4)。

表1 大尹格莊金礦床D-O同位素分析結果(‰)

表2 大尹格莊金礦床流體包裹體C-O同位素分析結果(‰)

4.2 碳-氧同位素特征

流體包裹體的碳-氧同位素組成列于表2中，成礦Ⅰ階段中，δ13CPDB值在-6.19‰～-3.74‰之間，而δ18OSMOW在-0.63‰～2.26‰之間；成礦Ⅱ階段中，δ13CPDB值在-9.92‰～-5.15‰之間，而δ18OSMOW在0.75‰～3.27‰之間；成礦Ⅲ階段中，δ13CPDB值在-12.68‰～-11.33‰之間，而δ18OSMOW在2.17‰～3.87‰之間。

5 討論

5.1 大尹格莊金礦床碳、氫、氧同位素組成特征

氫氧同位素示蹤是用于研究成礦流體來源最常用的手段之一，前人利用該方法有效限定了多種成因礦床的成礦流體來源(Yangetal., 2009; Qiuetal., 2016, 2017)。前人對膠東地區(qū)的氫氧同位素進行了大量研究，對主要巖石和流體的氫氧同位素地球化學背景有了較為成熟的認識。陳振勝等(1995)對膠東群黑云變粒巖、斜長角閃巖和斜長片麻巖樣品進行氫氧同位素測試，給出的膠東群氧同位素地球化學背景值范圍是5.1‰～11.3‰，氫同位素地球化學背景值為-96‰～-81‰之間；毛景文等(2005)通過測定玲瓏花崗巖和郭家?guī)X花崗巖閃長巖中黑云母的氫同位素組成得到它們的氫同位素范圍分別是-72±11‰和-102±15‰，而氧同位素分別是～7‰和10.1±0.4‰(林文蔚和殷秀蘭, 1998; 張理剛等, 1994)。膠東群變質水是指達到同位素分餾平衡的水，而巖漿水指高溫巖漿達到熱力學平衡的水，前人也通過對已有數據的計算得出可靠的背景數值(張理剛, 1994, 1995; 毛景文等, 2005)；膠東地區(qū)中生代大氣降水氫氧同位素背景值也依據測試和大氣降水方程計算得出(Craig, 1961; 張理剛等, 1995)。

表3 膠東金礦集區(qū)主要巖石和流體的氫氧同位素地球化學背景

本研究中氫氧同位素組成分析結果可以看出，在研究區(qū)內，只有膠東群氧同位素接近于大尹格莊金礦床石英氧同位素(表3)，富鐵、鎂元素的圍巖容易與含H2S的成礦流體發(fā)生水巖反應，大尹格莊金礦床圍繞斷裂、節(jié)理等流體通道發(fā)育強烈的熱液蝕變。因此，在成礦過程中，成礦流體可能與圍巖發(fā)生過一定的同位素和物質交換。

大尹格莊金礦流體包裹體的δ13CCO2值介于-17.69‰～-3.74‰之間，與自然界碳同位素組成比對，總體上明顯高于有機質(平均-27‰, Schidlowski, 1998)，低于海相碳酸鹽的δ13C范圍(平均值-3‰～2‰, Hoefs, 1997)，結合該礦床產出的地質背景，可以排除成礦流體中碳的有機來源和海相碳酸鹽來源的可能性；與此同時，流體包裹體的δ13CCO2值與大氣CO2(約-8‰, Schidlowski, 1998; -11‰～-7‰, Hoefs, 1997)、大氣水CO2(-20‰～-9‰, Hoefs, 1997)的碳同位素，與火成巖/巖漿系統(tǒng)(-30‰～-3‰, Hoefs, 1997)、地殼(約-7‰, Faure, 1986)、地幔(-7‰～-5‰, Hoefs, 1997)的δ13C范圍接近或重疊，表明流體中的碳可能由上述碳儲庫中的一種或幾種碳源提供。

圖7 大尹格莊金礦床δ13CCO2-δ18OSMOW投圖(底圖據劉建明等,1998修編)Fig.7 Plot of δ13CCO2 vs. δ18OSMOW for the Dayingezhuang gold deposit (base map modified after Liu et al., 1998)

圖8 大尹格莊金礦床熱液黃鐵礦δ34S直方圖(a)和大尹格莊金礦床硫同位素組成與主要相關地質體比較(b)數據來自張瑞忠等(2016)；相關地質體硫同位素數據引自楊立強等(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)

圖9 大尹格莊金礦床Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段流體氫氧同位素組成(底圖據郭林楠等,2014修編)A代表膠東群變質水和大氣水混合的區(qū)域；B代表玲瓏花崗巖原始巖漿水和大氣水混合的區(qū)域；C代表郭家?guī)X花崗閃長巖原始巖漿水與大氣水混合的區(qū)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三個成礦階段的包裹體δ13CCO2平均值分別為-5.68‰、-7.92‰、-9.43‰，對應的δ18OCO2平均值分別為0.80‰、2.22‰、2.32‰，即從成礦的高溫階段到低溫階段，δ13CCO2平均值逐漸降低，而δ18OCO2平均值逐漸增高(圖7)，這可能反映了從成礦的早階段到晚階段，礦物中的流體包裹體記錄了不同來源流體的信息，或者某一成礦階段的流體以某一儲庫為主導。結合自然界各個碳儲庫的碳同位素特征，在大尹格莊金礦床成礦的早階段，流體中的碳可能主要來自地幔或地殼(δ13C=-7‰～-5‰, Hoefs, 1997和-7‰, Faure, 1986)，故流體的δ13CCO2值相對較高，集中在-7‰～-3‰；而在成礦的晚階段，大氣水CO2(δ13CCO2=-11‰～-7‰和-20‰～-9‰, Hoefs, 1997)的混入可能相對增多，導致流體的δ13CCO2值逐漸降低。但是，流體中δ18OCO2值的變化趨勢與H-O同位素相矛盾，這可能是由于成礦過程中流體-圍巖反應等導致礦石中氧同位素組成不斷變化導致的，但更可能的原因是：流體包裹體中的氣相物質有水蒸氣、CO2、CO、SO2、SO3、H2S、O2、H2、N2、CH4和惰性氣體(Yangetal., 2009)。其中水蒸氣占大部分，其次是二氧化碳，在分析H-O同位素時，使用的流體中水的氧同位素，而分析C-O同位素時，使用的是從包裹體中提取的CO2的氧同位素。

從流體包裹體的C-O同位素組成圖上(圖7)可以發(fā)現，包裹體的碳氧同位素組成基本介于大氣CO2、大氣水CO2、地幔CO2和造山型金礦床等多種碳儲庫之間，表明礦物中捕獲的流體包裹體可能反映了不同來源的流體。

5.2 成礦流體來源與演化過程

張瑞忠等(2016)對大尹格莊金礦床熱液黃鐵礦進行研究并測得成礦期δ34S的值在4.58‰到7.54‰之間，且不同成礦階段無明顯硫同位素組成的變化(圖8a)，這與區(qū)域內其他礦床的硫同位素特征類似，指示了大尹格莊金礦床的硫源跟膠東絕大多數金礦床來源于同一儲庫。黃鐵礦δ34S值的范圍與膠東群變質巖、玲瓏花崗巖、郭家?guī)X花崗閃長巖、區(qū)域內中基性脈巖的δ34S相重疊，而僅與荊山群變質巖幾乎不重疊(圖8b)。但有關硫同位素研究無法解釋這些地質體是否被后期熱液改造過，其全巖硫同位素能否代表原始巖石中硫同位素的比值(Goldfarb and Groves, 2015; Qiuetal., 2020)。因此，僅就硫同位素并不能解決流體來源的問題。

對本次研究得到的氫氧同位素進行Taylor投圖可以看出(圖9; Taylor, 1974)，早階段(Ⅰ階段)成礦流體的18OH2O變化于2‰～9‰，δD變化于-105‰～-70‰。Ⅱ階段成礦流體的18OH2O變化于-1‰～6‰，δD變化于-100‰～-60‰；Ⅲ階段成礦流體的18OH2O變化于-7‰～-1‰，δD變化于-85‰～-70‰。與早階段相比，中晚階段的流體明顯向大氣降水線漂移，與前人在膠東金礦集區(qū)內其他金礦床得出的數據結果類似(Guoetal., 2017)。前人研究認為，相對較輕的δD水可能表明深部巖漿熱液與大氣水的混合是膠東金成礦的流體來源(Yangetal., 2009)。但是，目前基于石英中流體包裹體的氫同位素研究無法避免次生包裹體的影響。流體包裹體巖相學、石英陰極發(fā)光表明，膠東金礦床內的成礦期石英普遍遭受晚中生代韌-脆性變形(Guoetal., 2017, 2020)，且石英中發(fā)育有大量的次生水溶液包裹體(Weietal., 2019)。而膠東中生代成礦期和成礦期后經歷了多次構造變形改造(楊立強等, 2014; Dengetal., 2018)，可能引起次生包裹體的產生和疊加，從而影響了氫氧同位素組成的結果。

綜上所述，控礦斷裂帶持續(xù)的強烈構造活動使石英發(fā)生變形而誘發(fā)次生包裹體的產生與疊加，從而使氫氧同位素組成出現向膠東中生代大氣水飄移的現象，但大氣水并不為金成礦作用做出貢獻。大尹格莊金礦床成礦流體屬于中低溫、中低鹽度流體體系(Yangetal., 2009)，從早階段到晚階段溫度逐漸降低，且包裹體中富含CH4、H2S等還原性氣體(劉育等, 2014)，結合膠東金礦床相對重硫的同位素特征，因此，變質熱液模型更具說服力。膠東中生代成礦作用滯后于區(qū)域變質作用近二十億年(Dengetal., 2020a)，使膠東群變質水無法為大規(guī)模成礦提供足夠的成礦物質和流體。結合區(qū)域成礦背景，大量的H2O-CO2-CH4流體可能與俯沖古太平洋板塊的脫水、脫碳作用有關(Goldfarb and Santosh, 2014)。大尹格莊金礦床成礦期普遍存在脆性變形活動，相似的礦物共生組合和地球化學特征，均表明大尹格莊金礦床屬于造山型金礦床(Goldfarbetal., 2019)。

6 結論

(1)大尹格莊金礦床石英單礦物氫氧同位素組成向中生代大氣水漂移，并不是成礦流體與大氣降水混合的結果，而與中生代晚期的強烈構造活動誘發(fā)次生包裹體廣泛發(fā)育有關。

(2)多元同位素地球化學特征和成礦動力學背景顯示大尹格莊金礦床成礦流體來源是變質水，與俯沖古太平洋板塊的脫水、脫碳作用有關。

致謝研究工作得到中國地質大學(北京)鄧軍教授、楊立強教授和張靜教授的指導；兩位匿名審稿人給予了寶貴的修改意見；在此一并致以誠摯的謝意！