位于山东半岛郊县以东的胶东金矿集区是中国最重要的黄金产区，全国年产量1/4的黄金产自该地区，已探明金资源储量超过4500 t(宋明春, 2015；Deng et al., 2020)。成矿模式对于矿床研究及深部外围找矿具有重要意义。胶东金矿的成矿模式，目前仍是争论的焦点，很长一段时间内胶东地区金矿被认为是与岩体侵入有关的热液矿床，属于造山型金矿(Goldfarb et al., 2001; 2005;2007;Mao et al., 2003)，也有部分学者认为其是陆内非造山型金矿(翟明国等，2004)，杨立强等(2014)则认为，胶东金矿不同于全球范围内已知的任何一种金矿类型，是一种新的独特的类型——“胶东型”金矿。

胶东地区金矿的矿化类型与典型的绿岩带型金矿床不同，其以中生代构造岩浆活化为特征，“破碎带蚀变岩型”与“玲珑式石英脉型”金矿为胶东地区典型的金矿类型(吕古贤等，2013；宋明春等，2014；杨立强等，2014；张炳林等，2017)。而大尹格庄金矿床是胶东半岛西北地区的特大型金矿床，作为典型的破碎带蚀变岩型金矿床(Deng et al., 2011；吕古贤等，2013；杨立强等，2014；张炳林等，2017；Liu et al., 2022)，是研究胶东地区金矿成矿模式的理想对象。目前，前人对该矿床的成矿大地构造背景、矿床地质特征、成矿时代、控矿构造、成矿流体来源等方面已经进行了较丰富的研究(徐金方，1991；李德秀等，2006；高帮飞等，2007；李子英等，2010；Deng et al., 2011；戴雪灵等，2011；刘庚寅等，2012；卢晶，2012；吕古贤等，2013；杨立强等，2014；张炳林等，2017；Chai et al., 2019a, b)，矿体主要赋存于招平断裂下盘的蚀变带中，矿床的形成和断裂活动密切相关，招平断裂与张性裂隙系统交汇部为热液活动提供了有利的空间，对金的富集沉淀有明显的控制作用，是主要的控矿和成矿部位(李子英等，2010；杨立强等，2014；张炳林等，2017；杨斌等，2020；解天赐等，2022)。但是，前人对金矿构造蚀变分带的构造物理和构造化学变化规律与成矿关系的研究较少，对于其构造蚀变分带成矿过程中地球化学元素迁移规律、古构造应力场分析的研究还很薄弱。构造物理和构造化学相结合、成矿环境与成矿过程相统一的研究，是探索矿床的形成和分布特征的重要方法，对于总结成矿规律具有重要意义。

本文选择胶东半岛西北地区大型破碎带蚀变岩型金矿——大尹格庄金矿床作为研究对象，系统研究大尹格庄金矿床不同构造蚀变岩带的物理化学特征，分析蚀变成矿过程中构造应力场与元素迁移的耦合关系，探讨成矿的构造物理化学环境，揭示金矿成矿规律。

1 矿区地质特征

大尹格庄金矿位于胶东半岛西北地区的招平断裂带中段，南起勾山水库，北至道头。区内出露的地层主要为太古宙胶东群变质岩和第四系沉积物(李德秀等，2006；高帮飞等，2007；李子英等，2010；Deng et al., 2011；刘庚寅等，2012；卢晶，2012；吕古贤等，2013；张炳林等，2017；Chai et al., 2019a, b)。矿床产在栾家河型花岗岩郭家店岩体与胶东群变质岩的接触带，玲珑花岗岩在矿区西部大面积出露，大量不同类型的脉岩分布于其中，脉岩类型以闪长玢岩为主，另外还发育伟晶岩、煌斑岩等。区内断裂、褶皱构造发育，招平断裂为本矿区的主要控矿、容矿构造(图 1)。矿床自围岩至矿体具有明显的构造蚀变分带，金矿体产出在招平断裂下盘，主要赋存在黄铁绢英岩带中，呈脉状、透镜状产出。

1.1 地层

区内出露的地层较简单，主要为太古宙胶东群和新生代第四系沉积物。矿区东部出露胶东群(Jiaodong Gr.)的3个组：唐家庄组(Ar₂)、林家寨组(Ar₃)和齐山组(Ar₃)，岩性主要为(石榴)黑云片岩、斜长角闪岩及黑云斜长变粒岩。粘土-半粘土质的沉积建造组成了胶东群的上部原岩，中基性及中酸性火山沉积建造则是其下部原岩。区内广泛分布第四系沉积物，呈层状覆盖在胶东群之上，厚1~10 m，由砂土、亚砂土、砂质粘土及含砾的砂土和混粒砂组成。

1.2 岩浆岩

区内分布最广泛的花岗岩为栾家河型花岗岩之郭家店岩体，岩体中可见胶东群残留体(徐金方，1991；罗镇宽等，2002；戴雪灵等，2011)，郭家店岩体主要由中粗粒二长花岗岩组成，岩体东侧与胶东群接触带上发育有多个大中型金矿，如大尹格庄金矿、夏甸金矿等。花岗岩整体呈黄褐色，新鲜面呈灰白色，主要分布于玲珑岩基的中部，中粗粒等粒结构，块状构造。矿物成分主要为石英、斜长石、钾长石、云母等，以及少量副矿物(锆石、褐帘石、磁铁矿、磷灰石、榍石等)(徐金方，1991)。郭家店中粗粒钾长花岗岩主体与胶东群呈侵入接触关系，在岩体东侧招平断裂处，郭家店岩体与胶东群呈断裂接触关系。此外，还发育少量岩脉，主要有闪长玢岩、煌斑岩、伟晶岩、少量石英脉等。

1.3 构造控矿特征

区内发育强烈的构造活动，主要控矿断裂有招(远)-平(度)断裂与大尹格庄断裂。招平断裂南北纵贯全区，总体走向20°，倾向SE，倾角较缓，破碎带宽40~78 m，最宽处可达140 m，为区内最主要的控矿断裂，在本矿区内被南沟断裂、南周家断裂及大尹格庄断裂3个次级断裂错断。矿区内断裂破碎带主要由糜棱岩、碎裂岩及少量断层泥、角砾岩等组成。断裂带的上部发育主裂面，南段较平直，北段呈蛇曲状，穿切玲珑杂岩体，主裂面之上具有明显的碳酸盐化，主裂面之下普遍发育强烈的黄铁绢英岩化蚀变。招平断裂具左行压扭性及多次序、多阶段活动特征，为早新华夏系断裂构造的主要组成部分。

位于大尹格庄村南的大尹格庄断裂地表走向280°，倾向NNE，倾角46°~59°，穿切招平断裂并将其错断, 在矿区内发育长约2200 m，东端隐没于第四系沉积物中。其上盘向西平移，水平断距约300 m。断裂带由断层泥、碎裂岩及角砾岩组成，少量黄铁绢英岩角砾/碎块分布其中。以上特征说明，大尹格庄断裂形成于招平断裂之后，在金成矿期或之前。

1.4 构造蚀变岩分带及岩石学特征

矿区内围岩蚀变发育，主要有黄铁绢英岩化、钾化、碳酸盐化及绿泥石化、硅化、高岭土化和褐铁矿化，并形成了明显的蚀变分带现象。本文自控矿断裂下盘，由矿体向外，对构造蚀变岩带进行了系统划分，并对各蚀变岩带及其岩石学特征、显微构造特征进行了详细的研究。

大尹格庄金矿床的构造蚀变带具有与主断裂带一致的产状及分布特征，断裂带中心蚀变最强，为黄铁绢英岩化碎裂岩，向两侧依次减弱，且两侧蚀变矿化不对称。断裂上盘蚀变带较窄，主要有黄铁绢英岩化斜长角闪岩质碎裂岩带、黄铁绢英岩化混合岩化斜长角闪岩带、混合岩化斜长角闪岩带。断裂下盘构造蚀变岩带发育完整，自招平断裂带主裂面下盘矿化中心向郭家店岩体方向，构造蚀变岩分带依次为：黄铁绢英岩化碎裂岩带→绢英岩化钾化花岗质蚀变岩带→强钾化花岗质蚀变岩带→弱钾化花岗质蚀变岩带(图 2)。金矿通常与黄铁绢英岩相伴生(吕古贤等，1998；李德秀等，2006；Deng et al., 2011；袁月蕾等，2013；张炳林等，2017)。

黄铁绢英岩化带：位于主断裂面附近，呈连续带状分布，为区内的主要蚀变带，金矿化最发育。主要为黄铁绢英岩质碎裂岩与黄铁绢英岩，还含有少量糜棱岩。岩石呈浅灰绿色，具(变余)碎裂结构、显微鳞片状花岗变晶结构，斑杂状构造。该带中矿物表现为强烈的破碎状态，主要由石英和绢云母组成，二者密切共生，还发育碳酸盐、黄铁矿、多金属硫化物等；石英发生重结晶，呈粒度小的粒状；绢云母主要呈鳞片状沿其他矿物颗粒间隙或矿物裂隙充填，形成集合体或呈脉状、网脉状。黄铁矿呈浸染状或细脉状分布(图版Ⅰ-a、b)。

绢英岩化钾化花岗质蚀变岩带：位于绢英岩化带与强钾化带之间，为二者的一个过渡带，与黄铁绢英岩化带相比，除主要矿物石英和绢云母外，还发育钾长石、斜长石等。

强钾化花岗质蚀变岩带：该带与上下2个蚀变带呈渐变过渡关系，呈不规则带状沿断裂走向分布。主要矿物组成为钾长石、石英、斜长石、绢云母、黑云母、碳酸盐类矿物，由于强钾化作用，岩石主要呈肉红色，钾长石交代斜长石，形成交代结构，具斜长石残留假象；石英发育明显的重结晶现象，具有较高含量的硅化石英，且发育较强的塑性流变特征；残留少量的黑云母(图版Ⅰ-c、d)。

弱钾化花岗质蚀变岩带：该带位于强钾化花岗质蚀变岩带和未蚀变的围岩之间，岩石蚀变较上带弱，呈淡肉红色，结构构造同原花岗岩一致，基本未变，矿物也主要由花岗岩矿物(石英、斜长石、钾长石、黑云母)组成，见弱钾化及轻微的绢云母化(图版Ⅰ-e、f)。

2 构造应力场分析

矿床的形成是一个复杂而且漫长的构造-物理-化学过程，是成矿物质在各种地质因素综合作用下的结果。而构造活动，尤其是成矿期构造应力场的制约在成矿过程中起着至关重要的作用。构造应力场不仅为流体的运移和聚集提供了动力，同时也为它们提供了通道和空间。因此，成矿构造应力场的研究，对探寻内生金属矿床的形成和分布规律具有重要意义(万天丰，1992；吕古贤等，1998；1999；Liu et al., 2004；袁月蕾等，2013)。

2.1 岩石应变测量

地质工作只能根据构造形迹(永久变形)恢复地质历史时期中较强的构造应力场，所依据的主要是塑性形变导致的永久变形，而不是弹性的或较弱的形变(Liu et al., 2004)。在不同的时间和空间，构造应力场的作用强度会有所不同。岩石应变既可以在野外岩石标本上实测，也可以在室内显微镜下统计测量。岩石中矿物颗粒的变形比值直接反映了构造应力的大小与构造运动的强烈程度(万天丰，1992)。

本文在野外地质、构造观察及实际测量的基础上，按照大尹格庄金矿构造蚀变岩分带选择各带中具有代表性的岩石标本(图 3)，一般选择石英和绢云母等矿物塑性变形明显的构造岩(图 4)。它们的变形轴比依次是$\alpha_1=\frac{b}{c}$，$\alpha_2=\frac{a}{b}$，$\alpha_3=\frac{a}{c}$。设各主变形面上的差应力是A=σ₁－σ₃，B=σ₂－σ₃，C=σ₁－σ₂。本文统计测量矿物颗粒的变形比，主要是为了说明从近矿构造蚀变岩到远矿围岩，各构造蚀变岩带应力大小与构造运动强烈程度的变化趋势。

本文岩石应变测量采用构造地质软件Straindesk 1.1。具体操作步骤为：在野外系统观测岩石形变的前提下，按照构造蚀变分带对符合测量条件的岩石进行样品采集。磨制薄片，每个样品均制备了ac和bc面2个薄片，且ac和bc面严格垂直，为了求得主应变，在样品制备时，选取具最大应变量的面为ac面。在显微镜下挑选ac面中石英发育动态重结晶的部位进行逐一照相，利用Straindesk 1.1软件导入照片，进行系统统计测量(图 5)，根据样品的观测情况，统计26~75个颗粒不等，之后取平均值，测量结果即为变形岩石石英动态重结晶颗粒的长短轴之比(表 1)。

2.2 岩石最大应变比统计结果

根据对大尹格庄金矿各构造蚀变岩带薄片的显微镜下观察，选取各蚀变岩带中动态重结晶较发育的薄片作为统计测算对象。由于弱钾长石化蚀变岩中石英变形较弱，统计较困难，所以只统计了石英塑性变形强烈的强钾化带、绢英岩化钾化带和绢英岩带，统计结果见表 1。

由表 1可以得出，大尹格庄金矿床的强钾化花岗质蚀变岩带的应变平均比值为3.559，其值大于绢英岩化钾化花岗岩带2.399，大于黄铁绢英岩化碎裂岩带2.313。由此可以得出，大尹各庄金矿床成矿早期，构造应力较大，构造运动比较强烈。而成矿期构造应力较小，是因为岩石碎裂产生应力释放，有利于金矿的形成和保存。

2.3 古构造差应力值测算

显微构造的估算方法为古构造应力值测算中比较常用的测算方法(刘瑞珣，1988；万天丰，1988；吕古贤等，1999；吕承训，2012)。而显微构造的估算方法中用得比较多的方法是，矿物重结晶颗粒大小测算方法和位错密度统计测算方法等。本文采用石英矿物的位错密度统计的测算方法恢复成矿期的构造应力场。根据单位面积内位错密度的数值，通过公式可估算位错形成时的构造应力(一般用差应力表述)的大小(McCormick et al., 1977；刘瑞珣，1988；万天丰，1988；吕承训，2012)。

石英位错密度统计测试在北京大学高倍透射电子显微镜实验中心完成。实验设备为LBS-2离子减薄仪和日立H9000投射电子显微镜。利用位错密度测试统计结果进行差应力换算，其中石英构造差应力计算的公式为：σ₁－σ₃=1.64×10^－4·ρ^0.66(刘瑞珣，1988)。位错密度ρ的单位为cm^-2；应力σ的单位为MPa。测算结果见表 2。

依据上述方法，计算出来的构造差应力值为较高的压力强度值。为了得到压力强度的密集区间众值，即应力众值，相当于成矿期间的构造应力，需要选定一定的系数进行换算。根据近年的研究，本文选用Liu et al.(2004)提出的挤压变形岩带系数0.618，古构造差应力值测算结果见表 3。

分析结果显示，强钾化花岗质蚀变岩带的构造差应力值最大，弱钾化花岗质蚀变岩带的差应力值最小，而位于主断裂下盘的黄铁绢英岩化碎裂岩带即矿体，差应力值较大，是由于矿体离断裂最近，因为主断裂的存在，产生了应力的释放。距离断裂由近及远，古构造差应力值总体上变化趋势为由大到小，即离控矿断裂近的蚀变岩带构造差应力值大，离断裂远的蚀变岩带构造差应力值小(图 6；表 3)。可见差应力值较大的区域，构造运动与热液活动强烈，岩石较破碎的蚀变岩带为矿化元素容易富集的部位。

3 岩石地球化学特征

构造地球化学主要是研究各种地质构造作用与地壳中化学元素的分配、迁移、分散与富集等关系的学科。它包括机械过程与化学过程两部分。构造既提供流体运移的通道和物质沉淀、富集的空间，又导致元素的重新分配与组合(涂光炽，1984)。

构造蚀变岩带形成过程和矿化作用伴随着物质组分的迁移与富集。研究构造蚀变矿化过程中化学元素组分的得失，有助于认识元素的地球化学性状，分析成矿环境与成矿过程，总结成矿规律(魏俊浩等，2000；Chen et al., 2001；张可清等，2002; 周国发，2009)。

大尹格庄金矿床的构造蚀变岩分带明显，依次为：黄铁绢英岩带→强钾化花岗质蚀变岩带→弱钾化花岗岩带→未蚀变花岗岩带。不同蚀变带具有不同的岩石地球化学特征。本文选取该矿床主断裂下盘的各构造蚀变岩带中的典型样品为研究对象，进行了主量和微量元素地球化学分析，研究构造蚀变带的地球化学分布特征、元素迁移演化规律等。

3.1 测试方法及结果

岩石主量和微量元素由澳实矿物实验室(广州) 测试, 全岩分析使用能量型X射线荧光光谱仪EDXRF进行检测, 采用X荧光光谱测试方法测试主量元素, 微量元素使用ME-MS61方法进行分析，检测范围为0.01% ~ 100%。测试结果见表 4。

3.2 主量元素迁移特征

在成矿热液改造围岩过程中，所形成的构造蚀变岩带由于受成矿热液的改造程度不同，岩石化学组分不同。

大尹格庄各构造蚀变岩带的主量元素分析结果(表 4)显示，各蚀变岩带岩石化学成分普遍富含SiO₂和Al₂O₃，二者总和占全岩成分的80%以上，其次是K₂O、Na₂O、CaO, MnO、P₂O₅和SrO含量最低，元素含量变化较大的是Fe₂O₃、K₂O、Na₂O和CaO，变化最小的是Al₂O₃。

根据表 4数据，应用质量平衡公式(张可清等，2002)，研究其地球化学元素的迁移分布规律：

$ T_{\mathrm{i}}=M_{\mathrm{id}}-M_{\mathrm{ip}}=W_{\mathrm{id}} \times M_{\mathrm{d}}-W_{\mathrm{ip}}=W_{\mathrm{id}} \times W_{\mathrm{jp}} / W_{\mathrm{jd}}-W_{\mathrm{ip}} $

(1)

式中：T_i为成分i在岩石发生物质变化过程中迁入或迁出原岩的总质量或总量(单位g或mol)；M_ip为元素i在原岩(改变前的岩石)中的总质量或总量(g或mol)；M_id为元素i在子岩(改变后的岩石)中的总质量或总量(g或mol)；M_d为子岩的总质量；原岩总质量假设为1，W_ip，W_id分别为原岩和子岩中i成分的质量分数；W_jp，W_jd分别为不活动成分j(即T_j = 0)在原岩和子岩中的质量分数。Al₂O₃和TiO₂在大部分热液矿床的蚀变中均可作为惰性组分(魏俊浩等，2000)，本文采用Al₂O₃作为本次计算的不活动元素组分。大尹格庄金矿不同蚀变阶段的地球化学元素的迁入迁出量见表 5和图 7。

分析结果显示，大尹格庄金矿各构造蚀变岩带主量元素迁移量各不相同(表 5；图 7)，不同蚀变带的元素变化如下：A阶段，即未蚀变花岗岩到弱钾化花岗岩阶段，Fe₂O₃、CaO、MgO、TiO₂、MnO、P₂O₅呈迁入状态，SiO₂呈迁出状态，挥发分大量迁入，其中Na₂O微弱富集，K₂O呈迁出状态，说明此阶段出现少量钠长石化蚀变；B阶段，即弱钾化花岗岩到强钾化花岗质蚀变岩阶段，K₂O、Fe₂O₃、MgO、MnO明显富集，挥发分H₂O和CO₂大量迁入，CaO、Na₂O呈明显迁出，说明此阶段钾长石化蚀变强烈；C阶段，即强钾化花岗质蚀变岩阶段到黄铁绢英岩阶段，K₂O、MnO、挥发分呈迁入状态，SiO₂、Fe₂O₃有显著带入，CaO、Na₂O、P₂O₅、TiO₂组分带出明显，此阶段硅化蚀变强烈，Fe₂O₃大量迁入，不断富集，与黄铁矿的聚集有关。

整体看，MnO基本上保持富集状态，SrO和BaO化合物组合的迁入迁出规律从A阶段到C阶段基本相似，呈迁出状态，挥发分从A到C阶段一直处于迁入状态；B、C阶段为主要蚀变、成矿阶段，Fe₂O₃一直处于迁入状态，与黄铁矿的聚集有关; Na₂O在A阶段处于迁入状态，在B、C阶段处于迁出状态，而K₂O正好与其相反，在A阶段呈迁出状态，在B、C阶段呈现迁入状态。

以上研究表明，成矿热液与围岩进行了强烈的反应，发生了大量的化学成分交换，导致各种化学组分大量迁入和迁出，这些是Au元素富集和沉淀的重要条件。与金矿化相关性最为密切的是K₂O和Fe₂O₃，Na₂O和K₂O的变化显示，成矿元素的运移与碱质交代有关，同时反映了Na₂O利于元素迁移，K₂O利于成矿元素沉淀的特点。

3.3 微量元素迁移特征

构造蚀变岩带形成过程也伴随着微量元素的迁移，从未蚀变花岗岩带到绢英岩带，微量元素的含量见表 6。

分析结果显示，大尹格庄金矿不同蚀变带的微量元素迁移特征如下(表 6；图 8)：①各构造蚀变岩带微量元素含量分布，从未蚀变花岗岩一直到绢英岩Au、Ag、Cu、Mn、Mo、Pb、Sn、W、Zn呈现增加的趋势；Ba的含量逐渐减少；As含量为先减后增，而Bi呈现先增后减的趋势，整体趋势为增加；Sb、Co、Ni整体没有明显的变化。②与Au呈正相关关系的元素有Ag、Bi、Cu、Mn、Mo、Pb、Sn、W、Zn。其中Au和Ag的相关性最高，在黄铁绢英岩中含量最高，形成矿体，在强钾化花岗岩突然减少，在弱钾和未蚀变花岗岩中趋于稳定。因此可以推断，成矿元素可能并不直接来源于中生代栾家河花岗岩，而是随着来源于深部的成矿热液沿断裂带灌入而形成矿化或矿体。Cu、Mn、Pb、W、Zn彼此呈正相关关系，与Au的相关性仅次于Ag，在绢英岩中含量最高，在钾化带和未蚀变花岗岩中含量少，其含量变化范围较小，说明在早期的钾长石化蚀变阶段并未引起与金相关的矿化微量元素发生大量的迁移和富集，而是在随后的黄铁绢英岩化蚀变阶段，成矿热液携带大量金属元素，与断裂上下盘的围岩发生交代蚀变，形成绢英岩化蚀变岩。③与Au呈负相关关系的元素有Ba，而As、Sb、Co、Ni与Au的相关性不明显。

从微量元素整体含量分析，微量元素中含量最高的是Ba和Mn，除Au和Ag外，含量最低的是Bi、Co、Ni、Sb和Sn，且含量变化较小。微量元素总体含量在未蚀变到弱钾化蚀变阶段变化小，而在强钾和绢英岩化蚀变阶段变化幅度较大。含量变化范围最大的元素除Au和Ag外，有Cu、Zn、Pb等，而且这些元素也是与成矿元素Au和Ag相关性最高的元素。

根据元素的迁移、富集规律，结合显微镜下岩石变形特征与构造差应力分析，发现在岩石塑性变形强烈，塑性叠加脆性阶段，也就是构造差应力值较大的构造蚀变岩带(绢英岩带和强钾化带)，微量元素含量变化较大；而岩石基本没有塑性变形，即在构造差应力值小的弱钾化带，元素含量基本没有变化或变化较小。说明构造应力对于元素的分配、运移具有强烈的控制作用，矿化较好的部位为塑性叠加脆性带，即黄铁绢英岩带。

4 大尹格庄金矿与玲珑金矿构造蚀变岩带特征

大尹格庄金矿床的构造蚀变岩分带依次为：黄铁绢英岩带→强钾化花岗质蚀变岩带→弱钾化花岗岩带→未蚀变花岗岩带，与玲珑金矿蚀变岩型构造蚀变岩带相似(绢英岩带、钾化花岗岩带(包括强钾化花岗岩带和弱钾化花岗岩带)和未蚀变花岗岩带)，为控矿规模较大的蚀变分带类型(周国发，2009；张炳林等，2017)。

2个矿床在不同蚀变分带的主量元素迁移特征方面，表现出相似的特征，即从未蚀变花岗岩—弱钾化花岗岩阶段，化学组分以迁入为主(如Fe₂O₃、CaO、MgO、TiO₂、MnO、P₂O₅)，SiO₂和K₂O迁出，从弱钾化花岗岩带—强钾化花岗岩带递变过程中，主量元素迁出组分和迁入组分量相当，而从强钾化花岗质蚀变岩阶段—黄铁绢英岩阶段，化学组分以迁出为主(周国发，2009；张炳林等，2017)，Fe₂O₃和挥发分(H₂O和CO₂)在各阶段一直处于迁入状态，说明成矿环境处于较开放的氧化环境，可能跟构造活动导致的张性空间引发的热液活动相关(李德秀等，2006；周国发，2009；Eilu et al., 2001；Chen et al., 2001；Deng et al., 2011；杨立强等，2014；张炳林等，2017)。

大尹格庄金矿与玲珑金矿不同蚀变带的微量元素迁移特征也较相似，从未蚀变花岗岩到弱钾化花岗岩带一直到绢英岩，Au一直处于迁入状态，在黄铁绢英岩中含量最高，形成矿体，与Au相关性最高的是Ag，其次为Cu、Zn、Pb等(周国发，2009；张炳林等，2017)，蚀变岩带更有利于成矿热液的运移，进而形成Au及相关元素的富集。

综上，大尹格庄金矿与玲珑金矿在成矿过程中，Si、Na、Ba、Sr等元素不断迁出，Au、Ag、Fe、Cu、Zn、Pb等元素迁入，金主要以Au(HS)^2-络合物的形式在成矿流体中运移(Chen et al., 2001；Eilu et al., 2001；杨立强等，2014；张炳林等，2017; Li et al., 2021)，当运移至断裂活动的张性空间，环境变为较开放的氧化环境，水岩反应发生使CO₂、H₂S从流体逸出，导致成矿流体Au(HS)^2-络合物不稳定分解，Fe形成黄铁矿(Fe迁入)(杨立强等，2014；张炳林等，2017；Li et al., 2019；2021)，同时金大量沉淀富集成矿(Chen et al., 2001；Eilu et al., 2001；杨立强等，2014；李伟等，2016；张炳林等，2017；Li et al., 2019；2021)。

5 大尹格庄金矿构造蚀变成矿的构造物理化学特征

构造活动过程中的构造应力会使压力、温度等物理化学条件发生改变，同时导致化学平衡过程发生变化，进而控制矿床分布及成矿元素富集过程(吕古贤等，2021)。通过对大尹各庄金矿床各构造蚀变岩带的构造应力场和岩石地球化学的研究，揭示由矿体到远矿蚀变围岩构造应力的变化趋势及岩石化学组分的迁移规律，进而总结成矿过程中构造应力场与岩石组分迁移的耦合关系，研究成矿时的构造物理化学环境。

大尹各庄金矿床成矿早期，构造应力较大，弱钾化花岗质蚀变岩带的差应力值最小，而成矿期构造应力较小，黄铁绢英岩化碎裂岩带(即矿体)构造差应力值较大，即由远矿蚀变围岩到金矿矿体(弱钾化花岗质蚀变岩带至黄铁绢英岩化碎裂岩带)，构造应力逐渐变小，而构造差应力值的变化趋势则由小到大。矿体所在部位距主断裂最近，由于主断裂的存在，强烈的构造运动使应力得到释放，产生了较大的构造空间和强烈的热液活动，导致成矿流体与围岩的反应增强，岩石组分发生迁移。同时成矿流体所处环境开放，温度和压力突然降低，Au(HS)^2-络合物分解使金在岩石较破碎的蚀变岩带富集成矿(杨立强等，2014；张炳林等，2017)，最终使构造差应力值较大的黄铁绢英岩化碎裂岩带成为矿化元素最易富集和保存的部位。

6 结论

(1) 胶西北大尹格庄金矿床断裂下盘构造蚀变分带模式为：由金矿矿体到远矿蚀变围岩依次为黄铁绢英岩质碎裂岩(金矿主要发育带)→绢英岩化钾化花岗质蚀变岩→强钾化花岗质蚀变岩→弱钾化花岗质蚀变岩。

(2) 大尹格庄金矿床由远矿蚀变围岩到矿体，古构造差应力值呈现由小到大的变化趋势，元素的迁移和富集规律总体为Si、Na、Ba、Sr呈迁出状态，K、Fe、Cu、Zn、Pb呈迁入状态，成矿元素Au一直处于迁入状态；在未蚀变到弱钾化阶段，元素总体含量变化幅度较小，而在强钾和绢英岩化阶段变化幅度较大。

(3) 大尹格庄金矿床在蚀变成矿过程中，各蚀变阶段岩石的构造物理化学环境呈现有规律的变化，构造应力对于元素分配具有控制作用，成矿过程中构造应力场与岩石组分迁移具有耦合关系。