较早一段时间，国外学者把产于变质地体中、受构造控制的脉型金矿床称作“中温热液金矿床（mesothermal gold deposits）”。而Lindgren（1933）则主要根据矿床的形成温度将热液金矿床分为浅成低温热液型（epithermal）、中温热液型（mesothermal）及高温热液型（hypothermal），并认为中温热液金矿床的形成深度介于1.2～4.5km范围内，温度为200～300℃。但随着找矿勘查和研究工作的成果积累，发现热液脉型金矿床的成矿深度应远大于上述范围，成矿可在2～20km范围、温度在150～700℃范围发生（Nesbitt et al.，1986；Barnicot et al.，1991；Groves，1993）。而且，该类型矿床金属元素组合、成矿流体特征和地球动力学背景均较为相似，在时空上均与挤压增生构造环境有关（Kerrich et al.，1990，1994，2001；Groves et al.，1993，1998；Goldfarb et al.，1998，2001），矿床形成于汇聚板块边缘的增生体和碰撞造山带的挤压和转换挤压变形环境中。Groves et al.（1998）根据长期以来积累的资料，着眼于其形成的构造背景和成矿作用，将该类矿床统一命名为“造山型金矿床”（orogenic gold deposits）。
“造山型金矿床”系指产于区域上各个时代变质地体中、在时间和空间上与增生构造有关的脉型金矿床系列，矿床形成于增生（accretionary）或碰撞（collisional）造山带的会聚板块边界上的挤压和扭压作用过程中。此概念包括了以往的脉型金矿、中温或中深金矿、浊积岩型金矿、板岩带中的脉型金矿、绿岩带型金矿和剪切带型金矿等。
根据研究，造山型金矿床可形成于自地表向下（2～3）km～（15～20）km的深度区间，并且由浅表至深处，依次发育Hg、Hg-Sb，Au-Sb（浅成相）、Au-As-Sb-Te（中成相）和Au-As（深成相）的组分分带。
造山型金矿（Groves et al.，1998）的概念，强调了成矿作用发生的汇聚板块边界动力学背景，提出了成矿作用在不同深度的元素组合变化，强调了成矿深度的影响，从而突破了以 Lindgren（1933）为代表的强调温度范围的矿床分类。结合成矿温度、根据成矿深度，造山型金矿床划分成三个亚类：即浅成（epizonal，＜6km，150～300℃）、中成（mesozonal，6～12km，300～475℃）和深成（hypozonal，＞12km，＞475℃）。但应注意的是，这不对应于Lindgren（1922，1933）关于热液矿床浅成低温（epithermal）、中温（mesothermal）和高温（hypothermal）的矿床分类。
国内，刘连登等（1999）参考国际按成矿温度的划分方案，结合野外实践，提出了国内金矿成矿深度划分方案，即浅成的（epizonal，近地表至1.5km）、中深的（mesozonal，3～5km）和深成的（hypozonal，5～10km）三大类，并认为中深成金矿是我国最重要的金矿。
3.1.3.1 胶东地区金矿床成因类型
从典型矿床研究可以看出，胶东地区产出的各金矿床间尽管具体特征有所差异，但总体特征具有高度一致性：
1）地质构造背景一致。胶东西部地区三条成矿带与胶东东部牟乳成矿带虽为分界断裂桃村断裂所隔开，但同处于中生代晚期向环太平洋构造域转化时段汇聚型板块边缘，受到扬子板块与华北板块的碰撞造山和古太平洋板块向欧亚大陆俯冲的影响。无论中深成的金矿，还是浅成的金锑矿，矿床均定位于由上述构造运动所形成的各级韧、脆性断裂构造系统中，成矿为压扭或挤压环境，是中生代燕山晚期早阶段韧脆性断裂构造成矿系统的一部分。
2）围岩与古老变质地层都有或多或少的联系。矿区范围内常见太古宙-古元古代地层包体，或者直接赋存其中；老地层普遍经受了绿片岩相—低角闪岩相变质变形改造。
3）赋矿构造性质与矿化类型、矿化规模向匹配。由深部向浅部，由主断裂构造向次级构造，断裂性质由韧性逐渐向韧脆性、再脆性变化，而矿化也由大规模的交代作用为主，逐渐向小规模的充填作用为主，从而形成了深部主构造带多赋存蚀变岩型（焦家式）矿体，而远离主矿带、较浅层次则逐渐变为石英脉型（玲珑式、盘马式、金牛山式）矿体，随深度的变浅，元素组合也相应发生变化，逐渐形成了深部金为主、中深部金为主+少量多金属、浅部金锑的分带，硫化物含量以中深成矿床较多，如金牛山式，但一般不会超过15%，个别矿区金属硫化物含量过高可能是受晚期多金属成矿期叠加影响而造成的。
4）矿体严格受断裂构造控制。矿体形态、规模、产状受赋矿构造控制明显，单矿体形态较简单，多呈脉状、透镜状、似层状产出，常平行斜列式分布。
5）矿石矿物组合较为简单。通常以黄铁矿为主，少量磁黄铁矿、毒砂、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等，金矿物主要为自然金、银金矿，碲化物、自然铂、自然镍等多矿区出现；蚀变矿物主要为石英、绢云母、钾长石、黑云母、方解石、白云石、铁白云石、菱铁矿等。
6）成矿流体含CO2较多（≥5%），为中性-弱酸性的中-低温（118.8～459.3℃）、中低盐度（2.62%～9.18%）、低密度（0.66～0.98g/cm3）的H2O-CO2±CH4±N2±H2S体系类型，成矿流体具有明显的不混溶和混合特征。
7）含金石英脉δ18O值为8.4‰～17.9‰，δDV-SMOW值为-71.9‰～-85.3‰，金属硫化物样品δ34S值的变化范围为+3.7 ‰～+6.4‰，成矿流体、成矿物质以幔源为主，有岩浆水、大气降水的加入，成矿物质少部分可能来源于地壳。
典型矿床章节中已述及，胶东地区独立的金成矿作用主要定位于胶东西部的三山岛断裂带、焦家断裂带、招平断裂带、栖霞断裂带，以及胶东东部的牟乳断裂带之内，分别形成了含金破碎带蚀变岩型、含金（黄铁矿化）（多金属硫化物）石英脉型，以及低温热液脉状蚀变岩型矿床，其中栖霞断裂带内的盘马式金矿曾因为其赋存于太古宙变质岩系内而被认为是变质热液型，形成于元古宙（徐景奎等，1991；赵伦山等，1993）；岔夼式金锑矿为新发现矿点，研究工作尚较少；其他矿床式目前基本上已统一了认识，认为为受中生代造山后伸展体制下壳幔强烈作用制约的中高温热液脉型矿床，幔源物质广泛参与了成矿（孙丰月，1992；孙丰月等，1995；张连昌等，2002；毛景文等，2003；李碧乐等，2010）。根据前述本区金矿床特征，分析认为，该区金矿床（点）成矿作用、成矿时代主要与中生代伊泽奈奇板块向欧亚板块俯冲碰撞和燕山晚期幔源岩浆活动等造山过程有密切的成因联系，矿床的流体包裹体特征、成矿物化条件等与造山型金矿一致，而且在产出构造环境、矿体特征、控矿构造、围岩蚀变、矿物组成和矿床地球化学等方面与造山型金矿床极为相似，因此，笔者认为胶东地区大多数金矿床（点）均为典型的造山型金矿床。
3.1.3.2 胶东金矿与国内外典型造山型金矿对比
本次研究选取了同为华北板块南缘的东昆仑、西秦岭地区和经典造山型金矿理论起源区澳大利亚的维多利亚金矿进行对比分析（表3.11）。结果显示，不同成矿带矿床在成矿构造位置上均处于造山带环境，区域次级韧-脆性断裂构造系统控矿，不同程度地有侵入岩的活动，同时矿体均主要呈脉状、似层状、透镜状等产出，有相似的矿物元素组合、蚀变类型、成矿流体特征等。胶东地区金矿与同处于华北板块南缘的西秦岭造山带金矿尤其相似。
表3.11 胶东金矿床与其他地区造山型金矿特征对比
续表
同时，胶东地区金矿床表现出一些独特性：①胶东地区为夹持于北东向郯庐大断裂、五莲-荣成断裂和太平洋与欧亚俯冲带之间的一个菱形地带，经历了复杂的演化历史，具有复杂的造山作用和岩石圈减薄地幔物质上涌等动力学背景；②胶东地区金矿成矿较为集中，呈现出集中“爆发式”成矿的特点，在短短的10Ma（125～115Ma）年间堆积了不少于2000t金属量，使之一跃成为举世瞩目的重要金的矿集区；③胶西北中地壳不连续面基础上发育起的缓倾斜构造带（目前剥蚀出露为三条近平行的北东向共轭断裂），控制了本区最主要的破碎带蚀变岩型金矿床，赋存了目前80%以上的金金属量；④除与西秦岭、东昆仑地区一样都发现了不少代表着深部来源的碲化物、铂族矿物外，胶东地区还发现了单质镍等矿物；⑤成矿时代上，胶东地区金矿集中处于燕山晚期早阶段，而东昆仑地区为印支期成矿，西秦岭地区为印支期—燕山期、维多利亚地区金成矿则主要为加里东期，部分矿床持续到华力西期。
3.1.3.3 胶东地区造山型金矿区域成矿模式
通过对胶东地区金矿床形成的大地构造环境、成矿地质背景、矿床特征、成矿过程及成矿作用等综合分析研究，结合该区地球动力学演化历史分析，初步建立了胶东地区的金矿区域成矿模式（图3.18）。
图3.18 胶东地区金矿区域成矿模式图
（据孙丰月等，1995）
1—前寒武系；2—玲珑型花岗岩；3—郭家岭型花岗岩；4—煌斑岩脉；5—下地壳；6—岩石圈上地幔；7—赋矿断裂构造；8—现代地表
研究区横跨华北板块东南缘和苏鲁造山带，西以郯庐断裂为边界，东临太平洋。该区早前寒武纪-古生代地层分为两部分，以桃村断裂为界，西部属华北板块东南缘、东部属扬子板块北缘，但同处于相似的构造背景中，均经历了太古宙陆壳形成、古元古代陆缘-边缘海、浅海沉积，以及后期的多期深俯冲构造变形变质作用，中生代三叠纪晚期完成最终拼贴，共同进入滨太平洋构造域演化阶段。伊泽奈奇板块的俯冲使得该区进入活动大陆边缘演化阶段，加剧了该区壳幔深处的相互作用，控制了该区后期的动力学环境。燕山晚期，伊泽奈奇冷的洋壳的快速NWW向俯冲，引发地幔强烈对流，岩石圈大规模拆沉，壳幔强烈作用，幔源C-H-O流体、壳幔混合岩浆底侵，地温梯度不断增高，前期断裂及韧性剪切带又一次活化，幔源高密度C-H-O流体携带着大量金等成矿物质快速上升，在下地壳不断发生分异，产生的钙碱性“类岩浆”和相对富金富硅碱质C-H-O流体不断上升，同时加热、驱动大气水大规模、远距离、深层次迁移，不断萃取地层、岩石中的成矿物质，当幔源成矿流体运移至相应构造空间后，由于构造性质（韧性→韧脆性→脆性）及含矿流体物化条件的转变，流体发生不混溶及沸腾作用，发生阶段性沉淀，形成金（锑）矿床（图3.19），不同深度由于受大气水影响作用不同而在流体、物质来源上有所差异。
图3.19 幔源C-H-O流体演化及成岩成矿模式图
（据孙丰月等，1995）
3.1.3.4 胶东地区造山型金矿连续成矿模式
胶东地区中生代造山型金矿成矿总体上来看时间上高度集中，但由于成矿后经历了复杂的碰撞造山、洋陆俯冲作用，构造体制不断发生变化，使得处于不同地段的矿床定位构造条件不一，遭受剥蚀程度也有较大差异。目前已发现的该类矿床，成矿元素组合的成矿深度差异较大，主要表现为，从中成（焦家式、玲珑式、盘马式、“金牛山式”）→浅成（岔夼金锑）不同成矿深度的特点，成矿元素组合也由中成（金、银）→浅成（锑、金）变化，反映在地壳剖面上为不同深度连续成矿；成矿深度由深到浅也从416℃甚至更高逐渐变化到109.9℃左右，成矿压力逐渐降低，成矿流体来源由深源流体为主逐渐向大气降水增多变化。
根据Groves et al.（1998）对造山型金矿的分类，结合太古宙脉状金矿床成矿的地壳连续成矿模式（Groves et al.，1993），笔者提出并建立了胶东地区造山型金矿从浅成（epizonal）金矿到中深成（mesozonal）金矿的地壳连续成矿模式（表3.12；图3.20）。可以看出，胶东地区金矿成矿深度绝大多数在4～12.7km范围，集中在6.3～9.5km（孙丰月等，2000），属于Groves等提出的造山带型金矿中成深度范围；岔夼金锑矿成矿深度浅，为约2.16km，为浅成矿床。通常情况下，成矿深度越大，矿化的垂向连续延伸也越大，这对指导金矿深部找矿具有重要意义，且与胶东地区金矿深度实际情况是吻合的。如招远夏甸金矿，钻探在超过1000m金矿化程度仍较好；招远台上金矿沿倾斜延深金矿化已经超过1200m，尚未尖灭；三山岛成矿带倾斜延深已过3km，仍可见宽阔的连续蚀变带，且金矿化依然存在。这也与世界上其他地方中成脉状金矿特点是一致的。地壳连续成矿模式的建立对深部找矿工作具有重要的指导意义。
表3.12 造山型金矿成矿特征对比
图3.20 胶东造山型金矿地壳连续成矿模式图
（底图据Groves et al.，1998）