2. 河北地质大学资源学院, 石家庄 050031;
3. 山东省物化探勘查院, 济南 250013;
4. 山东省第八地质矿产勘查院, 山东 日照 276826;
5. 山东省鲁南地质工程勘察院, 山东 济宁 272100;
6. 山东理工大学资源与环境工程学院, 山东 淄博 255000;
7. 山东省地质调查院, 济南 250013
2. College of Resources, Hebei University of Geosciences, Shijiazhuang 050031, China;
3. Shandong Institute of Geophysical and Geochemical Exploration, Jinan 250013, China;
4. No.8 Shandong Provincial Exploration Institute of Geology and Mineral Resources, Rizhao 276826, Shandong, China;
5. Lunan Institute of Geology and Engineering Investigation of Shandong, Jining 272100, Shandong, China;
6. College of Resources and Environmental Engineering, Shandong University of Technology, Zibo 255000, Shandong, China;
7. Shandong Institute of Geological Survey, Jinan 250013, China
0 引言
华北克拉通由西部地块和东部地块组成，二者于1.85 Ga左右发生碰撞作用[1-3]后，经历了中元古代、新元古代和古生代(1.7~0.2 Ga)的长期克拉通稳定发展阶段[4-6]。中生代以来，华北克拉通活化，经受了广泛的改造、破坏[7]，岩浆活动和构造作用异常强烈，断陷盆地大范围发育，同时产生了大量金属矿产和油气资源。晚中生代是华北克拉通构造转折的关键时期，其主要表现是：构造动力体制经历了从特提斯构造域向滨太平洋构造域的转换[7-9]；构造格架由南、北排列转换为东、西分异[10]；侏罗纪—早白垩世早期的早燕山运动为强挤压陆内造山期，而早白垩世晚期—晚白垩世的晚燕山运动则为主伸展垮塌期[11]。构造变形体制转变导致中国东部中生代古地貌格局和地质环境发生重大变迁，为我们认识大陆的形成演化提供了重要理论依据。我国地质学家通过深入研究，先后提出了“燕山运动”[12]、“地台活化”[13]、“岩石圈减薄”或“去根”[14]、“克拉通破坏”[6-7, 15]等理论认识。
鲁东地区位于华北克拉通南缘与大别—苏鲁造山带东北段的结合位置，晚中生代构造、岩浆活动强烈，是研究华北东部晚中生代构造动力体制转换和克拉通破坏过程的理想场所。前人[16-19]对鲁东中生代岩浆活动和构造运动进行了较多研究，尤其是对与胶东金矿成矿有关的构造-岩浆作用过程进行了大量研究，并对岩浆岩的成因、形成的大地构造背景和断裂构造的性质、演化等分别进行了深入探讨，同时注意到了早白垩世伸展作用及岩石圈减薄对胶东岩浆、构造活动的重要影响。但对岩浆活动与构造运动的有机联系研究较少，对岩浆序列的划分尚不够完善，还没有清晰地阐明岩浆与构造产生的统一动力学机制。本文基于野外区域地质调查对胶东复杂岩浆序列的系统划分和深部勘查对断裂构造深部形态的新认识，结合大量前人研究成果，通过分析鲁东晚中生代岩浆活动及构造运动特点，建立了二者的成生联系，提出了热隆-伸展构造认识，探讨了这一构造过程的区域动力学背景及其与胶东大规模成矿的关系。
1 区域地质背景鲁东西北部和中部地区属于华北克拉通，由胶北地块(或称胶北隆起)和胶莱盆地组成；鲁东东部和鲁东南地区分别被称为威海地块和胶南地块(地体、隆起)，二者均属于大别—苏鲁造山带(图 1)。
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| 图 1 鲁东地区区域地质略图 Figure 1 Regional geological map of eastern Shandong Province |
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胶北地块为一个由稳定的前寒武纪结晶基底和活化的中—新生代地质体构成的新、老复合地质单元。前寒武纪基底变质岩系主体为太古宙TTG质花岗岩和古元古代孔兹岩系。太古宙TTG质花岗岩包括中太古代十八盘片麻岩套、新太古代早期栖霞片麻岩套和新太古代晚期谭格庄片麻岩套、官道片麻岩套，中太古代唐家庄岩群、新太古代胶东岩群和中太古代—新太古代基性-超基性岩组合零星分布于TTG质花岗岩中；古元古代孔兹岩系包括荆山群和粉子山群，二者均是含有高铝片岩、大理岩和石墨岩系的变质地层；但荆山群的变质程度为麻粒岩相，粉子山群主要为角闪岩相，它们是古元古代胶辽活动带的重要组成部分，其内常有顺层贯入的古元古代基性-超基性侵入体(莱州基性-超基性岩组合)、花岗岩类侵入体(大柳行花岗岩)；在胶北地块北部零星分布有中元古代以变质碎屑岩为主的芝罘群及新元古代浅变质的蓬莱群。中生代以大量发育侏罗纪和白垩纪花岗岩类侵入岩为特点：前者主要包括玲珑型花岗岩，少量文登型花岗岩和垛崮山型花岗闪长岩；后者以伟德山型花岗岩为主，另有部分郭家岭型花岗闪长岩、崂山型花岗岩和雨山型花岗斑岩。新生代除在栖霞、蓬莱一带零星分布有玄武岩(分别属新近纪临朐群和第四纪史家沟组)及龙口、平度一带的盆地中隐伏的古近纪五图群外，其余均是沿山间盆地、河流和沿海分布的第四纪松散沉积物。
胶莱盆地为白垩纪陆相盆地，由3个构造层组成：下部为由绿色、杂色河湖相碎屑岩系组成的早白垩世早期莱阳群；中部为由基性、中性和酸性火山岩组成的早白垩世晚期青山群；上部为由红色河湖相碎屑岩系组成的晚白垩世—古新世王氏群。
胶南地块和威海地块前寒武纪变质岩系主要由新元古代含超高压榴辉岩的花岗质片麻岩(荣成片麻岩套、月季山片麻岩套和铁山片麻岩套)组成，另有少量古元古代变质表壳岩(胶南表壳岩)和中元古代基性-超基性岩组合(海阳所组合)。中生代地质组成与胶北地块相似，但有零星分布的晚三叠世侵入岩，如：石岛一带的正长岩类和正长花岗岩类；昆嵛山南坡柳林庄和胶南夏河城一带的闪长岩类，以往的区域地质调查中也将其归属为晚三叠世[20]，其主要依据是K-Ar年龄，但尚需进一步确认；另外，也有少量白垩纪大店型正长岩。新生代地质组成为第四纪松散沉积物。
鲁东地区中生代断裂构造发育，大致构成以NNE走向的沂沭断裂带(郯庐断裂的山东段)为轴线，向NE发散SW收敛的构造组合格局。鲁东最发育的一组断裂是NE—NNE走向断裂，其次为近EW—NEE走向断裂。NE—NNE向断裂发育的条数多、密度大，是胶东金矿的主要控矿构造。EW—NEE向断裂地表出露比较零星，连续性较差。华北克拉通(胶北地块)和大别—苏鲁造山带(胶南地块和威海地块)的结合带被NE向断裂和中生代花岗岩叠加，大致位于牟平—即墨断裂和五莲—青岛断裂一线。
2 岩浆热隆作用鲁东地区晚中生代岩浆活动强烈，有一定规模的侵入岩体有46个，出露总面积近9 000 km2，占鲁东陆域面积的近1/4。侵入岩体常集中分布，构成岩浆热隆中心：侏罗纪有玲珑和昆嵛山—鹊山2个，白垩纪较多，胶北地块有艾山—郭家岭和海阳2个，威海地块有伟德山—三佛山1个，胶南地块有崂山—大珠山、日照—河山和大山3个。侵入岩的岩石类型复杂(图 2)，成岩物质来源和过程多样，构成了不同的侵入岩组合类型，反映了不同的大地构造背景。
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| a.玲珑型花岗岩(具片麻状构造)；b.郭家岭型花岗闪长岩(似斑状结构)；c.伟德山型花岗岩(似斑状结构)；d.伟德山型花岗岩(含闪长质包体)。 图 2 鲁东晚中生代花岗岩类典型岩石照片 Figure 2 Photographs of the late Mesozoic granitoid in eastern Shandong Province |
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垛崮山型花岗闪长岩分布于昆嵛山—鹊山热隆中心的南部，出露总面积约140 km2，由花岗闪长岩类侵入岩组成，呈中粒、中细粒、似斑状结构，弱片麻状构造，锆石SHRIMP U-Pb同位素年龄为(161±1)Ma[21]。具有高铝、低镁的岩石化学特征，属钠质花岗岩，为钙碱性岩系列和高钾钙碱性岩系列[20]。微量元素中，Sr、Ba质量分数高(分别为(871~965)×10-6和(2 000~2 280)×10-6)，Y、Yb质量分数低(分别为(9.08~11.71)×10-6和(0.83~1.24)×10-6)[20]。垛崮山花岗闪长岩中普遍含绿帘石，是在自由空间中结晶的岩浆型矿物，结晶的最小压力为8×10-8 Pa[22]，反映岩体形成深度为25~30 km。地球化学特征显示，石榴石+角闪石为垛崮山型花岗闪长岩岩浆源区的残留相矿物，暗示岩浆源区可能是以高压麻粒岩相至榴辉岩相为特征的基性下地壳，指示地壳厚度＞40 km[23]。
玲珑型花岗岩典型岩体包括玲珑岩体、昆嵛山岩体、鹊山岩体和毕郭岩体等，岩体分布集中，分别构成玲珑热隆中心和昆嵛山—鹊山热隆中心，岩体分布面积总计约3 948 km2。主要岩性为不同结构、构造或特征矿物的二长花岗岩类，早期侵入体以片麻状含石榴二长花岗岩为主(图 2a)，晚期侵入体则主要为块状淡色二长花岗岩。玲珑岩体19个样品的锆石SHRIMP、LA-ICPMS和40Ar-39Ar同位素年龄为(164±2)~(144±3)Ma[24-30]；昆嵛山和鹊山岩体6个样品的锆石SHRIMP和LA-ICPMS同位素年龄中，除1个年龄数据明显偏小((130±9) Ma)外，其他5个样品的同位素年龄为(160±3)~(140±4)Ma[21, 27-28, 31]。该类型花岗岩具有高铝、低镁的岩石化学特征，属钾质花岗岩，高钾钙碱性岩系列(图 3a)。其微量元素质量分数显示了高Ba、Sr(图 3b)(Ba质量分数为(860~2 036)×10-6，Sr质量分数为(425~561)×10-6)和低Y、Yb(Y质量分数为(3.09~25.40)×10-6，Yb质量分数为(0.42~4.22)×10-6)的特点[20]。对玲珑岩体样品进行的稳定同位素测试结果表明，花岗岩的87Sr/86Sr值为0.710~0.718，属于地壳部分熔融花岗岩类；石英的δ18O值为7.47、8.71、9.21、10.43[20]，主要属正常δ18O花岗岩类。地球化学特征指示玲珑花岗岩系陆壳重熔的S型花岗岩。
文登型花岗岩典型岩体包括文登岩体和栾家河岩体，二者分别位于昆嵛山—鹊山热隆中心和玲珑热隆中心附近，总面积约427 km2。主要岩性为各种结构(细粒似斑状、中粒似斑状、粗粒似斑状及之间的过渡结构)的二长花岗岩。文登型花岗岩5个样品的锆石LA-ICPMS同位素年龄为(167±3)~(149±2)Ma[40-41]。岩石中普遍含白云母，宏观特征指示其具S型花岗岩特点。Al/(Al-Na-K-2Ca)值为6~36，均大于0，平均值为14[20]，也显示S型花岗岩特征。岩体中有少量包体，除岩体边部的围岩捕虏体外，内部主要为细粒富云包体。富云包体直径一般为10~15 cm，小者5 cm左右，可分为3种类型：其一呈棱角状，与寄主岩界面清晰；其二呈扁豆状，内部云母定向明显；其三为不规则状，具多级相变特征。多数包体边部被小范围细粒花岗岩包围，向外侧变为含斑中粗粒花岗岩，包体成分相当于富黑云斜长变粒岩、二长片麻岩。包体的上述特征指示其来源于大陆硅铝壳，为部分熔融的残留物。因此，认为文登型花岗岩岩浆来源于陆壳，系陆壳重熔的S型花岗岩类。
2.2 白垩纪壳幔混合源花岗岩郭家岭型花岗闪长岩主要分布于胶东西北部，构成艾山—郭家岭热隆中心。自西向东主要侵入岩体包括：仓上、上庄、北截、丛家、曲家、郭家岭、范家店和泽头等岩体，分布总面积大致514 km2，主要由二长闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩等岩性组成，具似斑状结构(图 2b)。郭家岭型花岗闪长岩常与金矿密切伴生，被部分地质工作者认为是胶东金矿的直接矿源岩[42]。锆石SHRIMP和LA-ICPMS法测定的岩浆侵位时代为(130.0±3.0)~(125.4±2.2)Ma[26, 29, 43-45]。岩石化学成分属钠质花岗岩，以高钾钙碱岩系列为主，个别样品投点于橄榄安粗岩系列(图 3a)。微量元素w(Sr)多大于700×10-6，w(Ba)多大于500×10-6[20]，属高Ba、Sr花岗岩，w(Sr)高于玲珑型花岗岩(图 3b)。87Sr/86Sr值为0.702 8~0.716 0，变化范围较大，指示岩浆可能来自不同的源区；δ18O值为9.4‰~11.5‰，主要属高δ18O值花岗岩类，暗示岩浆源区壳源成分较多[20]。花岗岩中普遍含有微粒闪长岩包体，详细的岩石学、地球化学及副矿物组合研究表明，包体来自于幔源源区[42]。因此认为，郭家岭型花岗闪长岩是由壳、幔混合岩浆经历结晶分异形成，属I型花岗岩。
伟德山型花岗岩在胶东的前寒武纪变质岩系隆起区广泛分布，形成一些规模较大的复式岩基。重要的侵入岩体有伟德山、院格庄、南宿、牙山、艾山、龙王山、三佛山、海阳、大山、板泉、团林、石汪崖、铁镢山－藏马山、桥子山、老营顶、韩村、石臼所、大场和石场等岩体，各岩体大致呈NE向串珠状分布。白垩纪艾山—郭家岭、海阳、伟德山—三佛山、崂山—大珠山、日照—河山和大山热隆中心全部或主要由伟德山型花岗岩组成。伟德山型花岗岩的出露总面积大致2 662 km2，主要岩石类型有闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩，岩石常具似斑状结构(图 2c)。对伟德山、三佛山、艾山、牙山、院格庄、海阳、五莲、大店等岩体进行锆石SHRIMP、LA-ICPMS和TIMS年龄测试，获得的20个年龄值范围为(126±3)~(108±2)Ma[19, 21, 40, 46-47]。本文采自伟德山岩体(伟1—伟5)、艾山岩体(艾1—艾4)和南宿岩体(南1、南2)共11个样品，送至核工业地质分析测试研究中心进行了主元素和微量元素测试(表 1)。本文和前人测试的主元素化学成分，投点介于钠质花岗岩和钾质花岗岩之间，多倾向于为前者，属高钾钙碱性岩系列和橄榄安粗岩系列(图 3a)。微量元素w(Ba)为(960~3 033)×10-6(表 1)，位于高Ba花岗岩类范畴；w(Rb)高于玲珑和郭家岭型花岗岩，部分样品投点于低Ba-Sr花岗岩区及附近，显示向低Ba-Sr花岗岩过渡特点(图 3b)。地球化学特征总体反映伟德山花岗岩为幔源和壳源混合成因，属I型花岗岩。岩体中分布有丰富的具有岩浆结构的微粒闪长质包体(图 2d)，包体中常有与寄主花岗岩特征相似的斑杂状花岗质成分及钾长石大斑晶，指示岩浆形成过程中存在幔源和壳源岩浆的机械和化学混合作用[48]。
| 样品 | SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | 烧失量 | 总量 | Rb | Sr | Ba |
| 伟1 | 59.68 | 0.64 | 16.19 | 5.73 | 3.46 | 0.08 | 3.74 | 5.07 | 3.73 | 3.26 | 0.31 | 1.49 | 103.38 | 98 | 819 | 1 600 |
| 伟2 | 67.93 | 0.33 | 14.98 | 3.39 | 2.12 | 0.05 | 1.64 | 2.56 | 3.60 | 4.71 | 0.15 | 0.56 | 102.02 | 130 | 607 | 1 756 |
| 伟3 | 67.60 | 0.26 | 15.96 | 2.83 | 1.41 | 0.05 | 0.60 | 1.53 | 4.87 | 5.15 | 0.13 | 0.52 | 100.91 | 152 | 503 | 3 033 |
| 伟4 | 64.06 | 0.49 | 15.95 | 4.40 | 3.36 | 0.06 | 2.52 | 3.76 | 3.97 | 3.95 | 0.23 | 0.52 | 103.27 | 112 | 685 | 1 312 |
| 伟5 | 66.54 | 0.43 | 15.68 | 3.95 | 2.01 | 0.05 | 1.16 | 2.75 | 3.46 | 4.78 | 0.20 | 0.50 | 101.50 | 139 | 327 | 1 500 |
| 艾1 | 65.95 | 0.40 | 14.98 | 3.59 | 2.03 | 0.05 | 1.70 | 2.52 | 4.28 | 3.68 | 0.21 | 2.56 | 101.95 | 112 | 709 | 1 077 |
| 艾2 | 67.21 | 0.39 | 15.39 | 3.58 | 1.83 | 0.06 | 1.60 | 3.10 | 4.12 | 3.46 | 0.20 | 0.78 | 101.72 | 83 | 756 | 964 |
| 艾3 | 70.52 | 0.21 | 15.52 | 2.18 | 0.93 | 0.03 | 0.41 | 1.99 | 4.14 | 3.83 | 0.06 | 1.03 | 100.85 | 103 | 928 | 2 116 |
| 艾4 | 72.71 | 0.17 | 14.26 | 1.8 | 1.46 | 0.03 | 0.39 | 1.08 | 3.95 | 4.84 | 0.06 | 0.70 | 101.45 | 180 | 357 | 960 |
| 南1 | 71.37 | 0.26 | 14.39 | 2.26 | 1.84 | 0.03 | 0.80 | 1.76 | 3.79 | 4.78 | 0.12 | 0.33 | 101.74 | 163 | 573 | 1 403 |
| 南2 | 70.91 | 0.27 | 14.75 | 1.98 | 1.30 | 0.03 | 0.52 | 1.83 | 3.91 | 4.29 | 0.08 | 1.35 | 101.22 | 138 | 537 | 1 798 |
| 注：主量元素质量分数单位为%；微量元素质量分数单位为10-6。 | ||||||||||||||||
大店型石英正长岩岩体规模一般较小，主要有大店、白旄、王家野疃、独单山及老山等岩体，分布于大山热隆中心西部，面积约140 km2，为正长岩-石英正长岩系列侵入岩。化学成分为钾质花岗岩，属橄榄安粗岩系列和高钾钙碱性岩系列，富碱、贫钙；相对富集Zr、Hf、Nb、Y等高场强元素和Rb、U、Th等大离子亲石元素，而亏损大离子亲石元素Ba、Sr和过渡元素Cr、Ni[20]。显示了A型花岗岩地球化学特征。
崂山型花岗岩主要有崂山、河山、大珠山、小珠山、龙须岛、招虎山及大泽山等岩体，分布于崂山—大珠山和日照—河山热隆中心，出露总面积约1 327 km2。其为二长花岗岩-正长花岗岩-碱长花岗岩系列侵入岩，碱长花岗岩中常含有碱性暗色矿物钠闪石和霓石。5件样品的锆石SHRIMP和单矿物40Ar-39Ar同位素年龄值为(120.00±2.00)~(107.04±2.14)Ma[40, 49-50]。岩石化学成分明显富硅、碱，钙的质量分数低(SiO2、K2O+Na2O和CaO的质量分数范围分别为70.43%~76.65%、8.19%~11.44%和0.22%~1.77%)[20]，显示了A型花岗岩的典型特征，属钾质花岗岩，高钾钙碱性岩系列和橄榄安粗岩系列(图 3a)。微量元素显示了低Ba、高Rb的低Ba、Sr花岗岩特点，明显不同于侏罗纪的高Ba、Sr花岗岩(图 3b)。崂山型花岗岩的早期阶段侵入岩岩石类型主要是正长花岗岩，属A2型花岗岩类；而晚期阶段侵入岩中多含有钠闪石、霓石等碱性矿物，属A1型花岗岩[20]。岩石中δ18O质量分数为6.6‰~8.8‰，属正常类型δ18O花岗岩类；87Sr/86Sr值为0.706 7~0.708 3，与玄武岩源区岩浆岩相似[35, 51]。与苏州、山海关、魁歧、碾子山等地区A型花岗岩比较，崂山型花岗岩的εNd值较低、εSr(t)值较高，具有富集地幔特征，显示了与胶东早前寒武纪基底岩石良好的渊源关系[20]，指示岩浆起源于下地壳基底变质岩的部分熔融。
2.4 白垩纪脉岩鲁东地区白垩纪脉岩非常发育，岩脉宽一般数米至数百米，长百余米至数千米，走向NE至NS。脉岩多与中生代侵入岩相伴产出，分布于侵入岩内及附近围岩中。脉岩常常按岩性、时代、地域、产状形成规律性组合，据此将其命名为三大脉岩带：玲珑—招风顶脉岩带，主要分布于胶北地块玲珑岩体中，胶南地块夏河城岩体及其附近也有少量分布；巨山—龙门口脉岩带，在鲁东地区广泛分布，主要分布于伟德山型花岗岩和郭家岭型花岗岩中及附近区域；崂山—大珠山脉岩带，主要分布于苏鲁超高压变质带与胶莱盆地接合部位附近，与崂山花岗岩、大店石英正长岩相伴分布。脉岩的岩石类型多样，基性、中性、酸性脉岩均有。9件脉岩样品的锆石SHRIMP、LA-ICPMS和40Ar-39Ar同位素年龄范围为(121.6±1.7)~(114.0±2.0)Ma[26, 52-56]。巨山－龙门口脉岩带的海阳郭城地区脉岩和鲁东北金矿田中脉岩研究表明，其岩石化学富Mg、Fe、Al、K和碱，属钾质钙碱性岩系列；微量元素和稀土元素中，LILE和LREE相对富集，HFSE相对亏损，Ti的质量分数低，显示了与大陆弧钙碱性玄武岩相似的地球化学特征[57-58]，指示其形成于陆弧构造环境(图 4)。对胶西北金矿床中暗色脉岩的C、O同位素研究表明，其中方解石的δ13CPDB，方解石、δ18OSMOW，方解石和δ18OSMOW，全岩质量分数分别为-0.9‰~0.9‰、7.1‰~11.6‰和5.8‰~10.6‰，大部分样品的δ18OSMOW，方解石、δ18OSMOW，全岩值不大于10‰，说明这些暗色脉岩为深源岩浆成因，其初始岩浆具有同源性质[59]。同位素地球化学指示，胶东的煌斑岩来源于EMⅡ型富集岩石圈地幔[60]。
鲁东晚侏罗世花岗岩类为地壳重熔S型花岗岩，岩石中常有明显的片麻状构造(图 2a)，它们与围岩呈较和谐顺层侵入接触关系，接触处二者片麻理协调一致。二者之间经常可见很宽大的交互带(可达数千米宽)，花岗岩中有许多变质岩包体，变质岩中则有大量顺层贯入的花岗岩脉。通常认为，S型花岗岩是在挤压构造环境下，地壳强烈缩短增厚而发生深熔作用的产物[61]。鲁东晚侏罗世S型花岗岩的大量发育，指示该地区在晚侏罗世发生了重要的构造挤压缩短变形和地壳增厚事件。该期岩浆活动在华北克拉通东部普遍发育，如辽东地区出露的典型岩体有黑沟、小黑山岩体等，侵入岩体年龄集中于180~155 Ma，以花岗闪长岩、二长花岗岩为主，大部分岩体片麻状结构发育[62-63]；在燕山东部地区，晚侏罗世侵入岩则以花岗岩为主，侵入时代集中于165~138 Ma[64-65]；在燕山西部地区，出露于云蒙山地区的侏罗纪岩体时代为160~141 Ma；在郯庐断裂西侧蚌埠隆起区的荆山岩体是典型的片麻状花岗岩体，以含石榴子石片麻状花岗岩为主，侵位年龄为(160.2±1.3)Ma[66]。
鲁东白垩纪花岗岩类和脉岩的地球化学特征总体显示大陆弧特征，说明当时处于太平洋板块向欧亚板块俯冲的大陆弧位置。花岗岩体大致呈NE向串珠状展布，单个岩体大部分呈近EW向展布，也有呈NE向或近SN向展布者，常常沿区域断裂构造分布或受其控制，岩体与围岩呈明显的切割式侵入接触关系，且常表现为挤入围岩强力定位的特点，许多岩体有明显的环带状侵入体分布规律，岩石中常有充分生长的大斑晶(图 2b、c)。这些特征指示，白垩纪花岗岩形成时总体处于伸展构造环境。另外，A型花岗岩一般被认为是岩石圈拉张减薄的产物。鲁东地区早白垩世A型花岗岩规模大，在崂山型花岗岩的晚期出现含钠闪石的强碱性A1型花岗岩，不仅发生广泛的岩浆侵位，而且在胶莱盆地中同期出现强烈的火山喷发，因此认为鲁东早白垩世处于大陆弧强烈的拉张构造环境。
鲁东地区140 Ma以前形成的高锶花岗岩具有加厚地壳特征[23, 36]，根据地球化学特征推测昆嵛山岩体的源区残留固相相当于石榴石角闪岩至榴辉岩，反映地壳厚度大于40 km[23]，而其后在早白垩世130~110 Ma出现大量指示地壳减薄的壳幔混合花岗岩和幔源中基性脉岩。地球物理资料则显示，鲁东地区现今地壳的厚度为30~34 km，反映加厚的侏罗纪地壳现已明显减薄[67-68]。前人研究表明，玲珑岩体侵位压力为4.5×10-8 Pa[69]或(3.0~4.0)×10-8Pa[70]，采用岩浆岩绿帘石压力计计算的侵位深度为10~15 km[71]；采用角闪石全铝压力计，计算郭家岭岩体侵位深度为(13.0±1.6) km[72]，而早白垩世的艾山、海阳、牙山、三佛山、伟德山等岩体侵位深度则普遍小于3.5 km[71]。海阳和牙山岩体侵入莱阳盆地莱阳群底部，也反映了它们侵位较浅的特点[20]。从侵入体之间的接触关系来看，早白垩世艾山岩体侵入玲珑型花岗岩和郭家岭型花岗闪长岩，三佛山岩体侵入垛崮型花岗闪长岩和玲珑型花岗岩。这表明早白垩世伟德山型花岗岩侵位时，侏罗纪玲珑型花岗岩、垛崮型花岗闪长岩和早白垩世郭家岭型花岗闪长岩发生了强烈抬升剥蚀。玲珑型花岗岩从140~110 Ma的30 Ma间，隆升剥蚀最小达7km；郭家岭岩体在约10 Ma内，隆升剥蚀量达10 km左右[72]。而110 Ma前至今，地壳隆升剥蚀量最大4 km[72]。可见，鲁东地区早白垩世(140~110 Ma)期间，在大规模岩浆活动的同时，发生了强烈的地壳隆升事件。
3 伸展构造华北东部早白垩世伸展构造表现为双峰式火山活动[73]、沿郯庐断裂带的裂陷作用[74-75]、辽东地区和大别山地区变质核杂岩[76-77]、“A”型花岗岩[78]等。鲁东地区伸展构造也非常发育。
3.1 断陷盆地和火山活动胶莱盆地是鲁东地区最大的中生代盆地，叠加于华北克拉通与苏鲁造山带之间，构成与基底隆起的耦合关系。除此以外，尚有龙口盆地、臧家庄盆地、俚岛盆地、桃村盆地、中楼盆地、莒南盆地、临沭盆地等小规模盆地，单个盆地仅几十平方公里，叠加于隆起区之上。这些盆地的一侧或多侧边部受张性断裂控制，显示了伸展断陷盆地特征。
胶莱盆地西界为郯庐断裂，东缘为牟平—即墨断裂，南侧受五莲—青岛断裂控制，北界有门村—平度断裂和金刚口断裂，盆地的部分边界为剥蚀边界。盆地的东、西两侧为右行走滑断裂，南、北边界断裂具正断层性质，是一个具有走滑拉分盆地性质的菱形裂陷盆地。盆地的形成经历了多期次、多阶段、不同构造-热体制的构造引张和伸展过程，是一个伸展型叠合盆地。其演化历史可分为3个主要阶段，即在莱阳期NE—NEE向断陷盆地之上叠加了青山期裂谷盆地，王氏期近EW向坳陷盆地叠加于前两期盆地之上。
早白垩世莱阳期断陷盆地阶段 NW-SE向伸展作用控制了盆地的发育，盆地内形成了一套相变复杂、分布广泛的河湖相沉积——莱阳群，其中有少量火山物质，地层最大厚度达14 373 m。莱阳群中2个火山岩样品的同位素年龄为(129.7±1.7)和(129.4±2.3)Ma[73]。盆地发展的早期，沿苏鲁造山带北缘形成五莲—乳山断陷槽，有诸城和桃村2个沉积沉降中心，桃村地区沉积最大厚度达3 000余m，诸城凹陷沉积厚度为300余m；中期盆地扩大，莱阳凹陷与海阳凹陷连为一体，沿五莲—海阳形成一个规模巨大的湖盆，为湖盆发育的鼎盛期，湖盆沉积厚度整体达1 000余m；晚期高密一带发生沉降，形成新的沉积沉降中心，沉积厚度达3 000余m，高密凹陷与诸城凹陷等连为一体，同时胶莱盆地南部中楼一带强烈沉陷，形成拉分盆地，沉积厚度达近万米，中楼盆地与胶莱盆地连为一体，胶莱盆地规模达到最大[51](图 5)。
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| 图 5 胶莱盆地莱阳晚期沉积岩相古地理 Figure 5 Sedimentary facies and inferred paleogeographic of late period of Laiyang Group in the Jiaolai basin |
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早白垩世青山期裂谷盆地阶段 该阶段盆地伸展作用的主要特点是，沿沂沭断裂带发生引张裂陷，形成狭长展布的沂沭裂谷系。受沂沭裂谷影响，沿五莲—青岛、即墨—万第和莱西—莱阳发生强烈的火山活动，形成厚达9 000余m的巨厚火山喷发岩带，使前期断陷盆地转化为裂谷型火山盆地。火山盆地的规模明显小于莱阳期断陷盆地。17个火山岩样品的同位素年龄为(123.6±3.1)~(98.0±1.0)Ma[73, 79-82]。火山喷发早期的岩石组合为玄武岩-安山岩-英安岩组合和玄武粗安岩-粗安岩-粗面岩组合，晚期为流纹岩-粗面岩组合，具有双峰式火山岩组合特点。岩石化学成分以富钾为特征，属高钾钙碱性岩和橄榄安粗岩系列(图 3a)。地球化学特征指示其形成于弧后拉张活动大陆边缘环境[20]。
晚白垩世王氏期坳陷盆地阶段 胶莱盆地发生近南北向拉伸，形成坳陷盆地，沉积了一套最大厚度达6 944 m的干旱—半干旱环境下的河流湖相物质，顶部出现基性火山岩，火山岩的同位素年龄值是(73.2±0.3)Ma[83]。盆地沿诸城—胶州—莱阳一带发育，形成胶州、莱阳、桃村3个沉积沉降中心，盆地面积约相当于莱阳期断陷盆地面积的1/2，相对于青山期的伸展和沉降作用明显增大。
3.2 变质核杂岩变质核杂岩是华北晚中生代岩石圈伸展与减薄的重要产物。华北东部的变质核杂岩和伸展穹窿主要有：医巫闾山变质核杂岩、岫岩岩浆穹窿、古道岭岩浆穹窿、辽南变质核杂岩等。鲁东地区前人研究较多的是玲珑、鹊山和昆嵛山变质核杂岩[84-85]，这几个变质核杂岩核部主体是侏罗纪玲珑型花岗岩，内部有少量郭家岭型花岗闪长岩或伟德山型花岗岩，周边被早前寒武纪变质岩系或中生代沉积地层围限。
玲珑变质核杂岩的东、西两侧分别被招平断裂与焦家断裂两条拆离断层所围限，上盘为早前寒武纪栖霞片麻岩套和荆山群、粉子山群；南、北两侧分别被平度—门村断裂和黄山馆断裂切割，上盘为中—新生代沉积岩系。变质核杂岩的核部主体由侏罗纪玲珑花岗岩基组成，局部有白垩纪郭家岭型花岗闪长岩、伟德山型花岗岩和崂山型正长花岗岩，总面积约2 183 km2。玲珑岩基平面形态呈NE向延伸的板状，重力异常反演模拟显示其为一南厚北薄的席状岩基，最大厚度小于10 km，西北部最薄位置现存的厚度不及1 km[86]。也有人提出玲珑岩基属于伸展穹窿，而非变质核杂岩[87]。无论何种认识，大家公认的事实是：玲珑岩基的出露是早白垩世NW—SE向区域性伸展的结果。玲珑岩基在晚侏罗世侵位后并没有立即出露地表，而是在早白垩世区域伸展中，由于伟德山型花岗岩的强烈岩浆热隆，地壳快速抬升才隆升与剥露的。在白垩纪壳幔混合花岗岩隆升和幔源基性脉岩上侵的同时，在其上部和外围产生了拆离断层、铲式正断层和正断层等，它们共同构成了热隆-伸展构造(图 6)。
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| 图 6 玲珑岩基热隆-伸展构造剖面示意图 Figure 6 Schematic section showing the thermal upwelling-extension structures in the Linglong area |
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沂沭裂谷 沂沭断裂带是郯庐断裂的山东段，在山东境内长达330 km，宽20~60 km，断裂总体走向10°~25°，平均18°左右。断裂带由4条主干断裂带及其所夹持的“二堑夹一垒”所组成，控制了中—新生代伸展盆地，指示其经历过强烈的伸展活动[88]，为一条区域伸展隆起背景上形成的狭长裂谷，切割深，发育演化期长。其演化可为3个阶段：1)左行平移阶段，郯庐断裂带中生代时经历过巨大的左行平移[89-91]。沂沭断裂的左行平移活动发生于侏罗纪—早白垩世[92]，在沂沭断裂带西侧产生侏罗纪—白垩纪盆地，东侧则开始产生中楼、莒南、临沭和胶莱盆地。靠近沂沭断裂带的中楼盆地莱阳群厚近万米，以湖泊相沉积为主，普遍含火山岩、火山碎屑岩，并以酸性岩为主，见有海相碳酸盐夹层，为深水快速堆积；胶莱盆地则由山麓洪积相、河流相→湖泊相→河流相(冲洪积相)组成，上部出现火山物质，但不含熔岩。左行平移运动在沂沭断裂带内形成了许多显著的构造形迹，如新元古代土门群至古生界的断片、牵引褶皱、汞丹山地垒上的压扭性盆地等。2)张扭裂谷阶段，发生于早白垩世晚期至古近纪，控制形成了一系列断陷盆地[88]，断裂深切达上地幔，引发大规模火山喷发；之后，由于地壳沉陷，在火山岩台地基础上形成了地堑内的坳陷盆地。由于火山作用后物源丰富，沉积建造特征表现为浅水、近源、快速堆积的特点。3)右行平移阶段，从始新世中期开始，郯庐断裂带多次受压，兼有小幅度右滑运动。断裂带内及附近新生代盆地内古近系和新近系之间存在明显的角度不整合关系，而且除渤海湾盆地之外，新近系在大多数盆地内厚度很薄，范围较小，表明沂沭断裂带附近盆地或构造单元在新近纪开始受压反转[93]。
铲式正断层和高角度正断层 近年来，在鲁东地区施工的深部金矿找矿钻探工程揭示，鲁东西北部的招平、焦家、三山岛等较大规模的金矿控矿断裂均具有浅陡深缓的铲式断裂特征，而且呈现陡、缓相间的阶梯状变化规律[34, 94-95]。如在受招平断裂北段的破头青断裂控制的玲珑金矿田171号脉中，120勘探线上的钻探工程证实，控矿断裂在-500 m以浅深度段倾角较陡，为42°左右，-1 000~-500 m深度段倾角变缓，为20°左右，-1 250~-1 000 m深度段倾角变陡，为38°左右，之后倾角又变缓，大约为28°，总体呈铲式、阶梯状展布[95]，为铲式正断层断层。
胶莱盆地南缘的五莲—青岛断裂也是一条倾角上陡下缓的铲式断层，断裂走向NE，地表倾角60°~85°。穿越断裂的深反射地震剖面显示，断裂向深部延伸倾角明显变缓[96]。断裂上盘为胶莱盆地的白垩纪沉积地层，断裂下盘为胶南地块的前寒武纪变质岩系，胶南地块沿这条断裂隆升被剥露出地表。这条断裂实际是一条隆起边缘的拆离断层。
位于威海地块西缘的金牛山断裂带是鲁东典型的高角度陡倾正断层，由4条近平行和大致等间距排列的主断层组成，走向15°左右，断裂带全长60 km，宽15 km，断层间距2~4 km。断层倾向主体向E，局部倾向NW，倾角60°~85°，已施工的钻探工程深度将近2 000 m，发现断裂一直以大倾角向深部延展。断裂显示明显张性特征，构造岩有碎裂岩、角砾岩，沿断裂带贯入煌斑岩、石英脉等脉岩。沿该断裂带已经发现许多金矿床，构成著名的金牛山金矿带(牟乳成矿带)。
深部拆离系统 通过二维地震勘探和典型地震剖面的构造解释，揭示胶莱盆地深部有两个低角度拆离系统：一个位于诸城凹陷深部，称为南部拆离系统；另一个位于高密凹陷和莱阳凹陷深部，称为北部拆离系统[97]。南部拆离系统表现为一组向南缓倾、连续的地震反射面，深8~10 km，倾角约5°。EW走向的百尺河断裂向下延伸与该拆离面交汇。该深层拆离构造控制了北深、南浅不对称诸城凹陷的剖面形态，其北缘位于柴沟地垒之下，向南延伸于胶南地块之下，是一个大型的向南缓倾的拆离构造。北部拆离系统由一系列北倾的铲式断层组成，控制了高密凹陷和莱阳凹陷不对称的伸展构造样式。在莱阳凹陷，北倾的南部边界断层(五龙村断裂)和东倾的西部边界断层在深部汇合到同一个拆离面，向东终止在NNE向东陡山断裂带西侧[97]。
4 讨论 4.1 热隆-伸展构造的活动时间胶东中生代岩浆活动强烈，阶段性明显，岩浆活动的时代较好地指示了热隆-伸展构造的发生时代。本文收集了侏罗纪—白垩纪93个测试精度较高的SHRIMP锆石U-Pb、LA-ICPMS锆石U-Pb和40Ar-39Ar同位素年龄数据，其年龄值为167~73 Ma。统计分析(图 7)表明，年龄数据形成2个集中的区域，167~140和130~98 Ma，峰值分别为157和114 Ma，后者又可细分为130~125和123~113 Ma 2个集中区，指示胶东晚中生代岩浆活动集中于晚侏罗世和早白垩世中晚期。进一步分析表明：侏罗纪垛崮山型、玲珑型和文登型3种花岗岩类大致同时形成；而白垩纪岩浆岩除郭家岭型花岗闪长岩形成于早白垩世中期、王氏群火山岩形成于晚白垩世晚期外，其余大部分集中形成于早白垩世晚期126~98 Ma内，形成了同一时间段内深成岩浆、浅成岩浆和地表火山同时产生、集中爆发的地质景观。鉴于侏罗纪花岗岩具有挤压构造环境特点，而白垩纪岩浆岩指示了明显的伸展构造背景，因此认为鲁东伸展构造的活动时间为130~98 Ma，峰期为114 Ma左右。
鲁东地区拆离断层、正断层、裂谷、变质核杂岩、伸展断陷盆等伸展构造与白垩纪岩浆岩、地壳快速隆升同时发生，说明它们之间是有机联系的。鲁东地区发育多个岩浆热隆中心，岩浆热隆的同时，在其周边和上部产生伸展构造。本文将其统称为热隆-伸展构造。
穿过胶南地块的深反射地震剖面揭示了热隆-伸展构造的典型特征(图 8)。剖面位置为诸城大寨－胶南泊里，由中国地质科学院地质研究所在大陆科学钻探选址过程中实施[96]，泊里附近区域主要特点是上地壳的弯窿状弧形反射明显，弧形反射的核部伴有半透明反射体，可能是地壳二次熔融所产生的花岗岩基，现为铁镢山—藏马山岩体和夏河城岩体(属崂山—大珠山热隆中心)。在其下的Moho面下方有大约10 km厚的强反射层，反射面上隆，可能为软流圈上隆一次熔融的玄武岩席。剖面北西段有多组向北倾斜的反射，其中最清晰的反射与胶莱盆地与胶南地块的边界正断层——五莲－青岛断裂位置吻合。剖面东南段则出现向南倾斜的正断层。可见，胶南地块地壳上部扇形上隆构造区显然是一个与燕山期岩浆活动有关的伸展构造，为鲁东地区热隆-伸展构造的典型范例。图 8中向北倾斜的反射体AA起始于江苏涟水县高沟镇，向北西倾斜下插，到山东泊里深部时穿过莫霍面插入上地幔，可能为地壳深部保留的三叠纪扬子板块向苏鲁超高压变质带和华北板块俯冲的痕迹。
鲁东晚中生代强烈的岩浆活动和复杂的岩浆岩类型指示其经历了剧烈的热隆-伸展构造运动和壳幔相互作用过程。岩浆活动的规律性非常明显，从早期到晚期，岩石化学成分由高钾钙碱性岩系列向橄榄安粗岩系列演化，微量元素由高Ba、Sr花岗岩向低Ba、Sr花岗岩演化，稀土元素由无或弱正铕异常向显著负铕异常演化[20]，岩浆岩成因由S型向I型、A型演化。这说明，该地区地壳经历了早期挤压增厚到晚期伸展减薄的转换过程，岩浆来源逐步加深，岩体侵位深度渐趋变浅。鲁东晚侏罗世玲珑型花岗岩是典型的S型花岗岩，指示了大陆地壳增厚构造环境；早白垩世郭家岭型和伟德山型I型花岗岩，被认为主要是来自富集岩石圈地幔的基性岩浆与陆壳物质混合的产物[39, 42, 48]，与鲁东大陆弧巨厚的大陆岩石圈地幔在中生代发生拆沉有关[63]；早白垩世晚期崂山型花岗岩属A型花岗岩类，指示了岩石圈拉张减薄的构造环境。
热隆-伸展构造具有普遍性。欧亚大陆东部晚中生代伸展构造十分显著，表现为大量发育的变质核杂岩、同构造岩浆岩、拆离断层等伸展成因的穹窿和地堑-半地堑盆地，它们实际上构成了广泛的热隆-伸展构造区域。热隆-伸展构造绝大多数发育在岩石圈薄弱带之上，如中亚造山带、阴山—燕山陆内造山带、秦岭—大别—苏鲁超高压造山带，少数发育在“破坏了”的克拉通之上，如西山穹窿、紫荆关穹窿和华南内陆穹窿体系[98]，这些伸展构造主要指示了大区域上的NW—SE方向的伸展[76, 99-100]。华北东部的伸展穹窿，如医巫闾山变质核杂岩、岫岩岩浆穹窿、辽南变质核杂岩、玲珑变质核杂岩及胶南拆离断层带，其拆离断层和上叠半地堑盆地位于穹窿的NW侧，拆离断层岩石变形具有上部向NW的剪切变形特征[98]。
造山作用是地壳局部受力导致岩石急剧变形而大规模隆起形成山脉的运动。其速度快、幅度大、范围广，常引起地势高低的巨大变化。褶皱、断裂、岩浆活动和变质作用是造山运动的主要标志。鲁东热隆-伸展构造以广泛的岩浆活动、变质核杂岩和断裂构造为标志，造成了地壳隆升、盆地沉陷等地貌形态的巨大变化，显然是一次强烈的造山事件，本文称之为热隆-伸展造山作用。按照上文郭家岭岩体的隆升剥蚀量估算，胶北地块在120 Ma左右的隆升速率达1 mm/a；而用磷灰石裂变径迹法计算的喜马拉雅造山带花岗岩5.7 Ma以来的相对抬升与剥蚀速率为0.526 mm/a[101]；苏鲁超高压变质带片麻岩锆石微区SHRIMP U-Pb定年结果表明，该变质带晚三叠世的抬升速率为5.6 km/Ma[102]。可见，胶北地块在晚中生代的隆升速率高于喜马拉雅造山带5.7 Ma以来的隆升速率，低于苏鲁造山带晚三叠世的隆升速率，指示胶北地块的热隆-伸展造山作用相对比较强烈。
4.3 热隆-伸展构造与大规模成矿作用胶东是我国最重要的金成矿区，在较短时期内发生了大范围、爆发式以金为主的金属矿成矿作用。近年来的胶东地区深部找矿实践揭示出，岩浆热隆及伸展拆离构造为金矿成矿提供了有利条件，宋明春等[103]据此提出了胶东型金矿“热隆-伸展”成矿理论。
胶东大规模岩浆活动之时正是金矿成矿之期，金矿的形成与岩浆活动密切相关。根据与金矿的时空关系，可将胶东地区岩浆岩分为赋矿岩浆岩和成矿期岩浆岩。赋矿岩浆岩主要包括玲珑型花岗岩、郭家岭型花岗岩和部分中-基性脉岩。许多研究者认为，赋矿的玲珑型花岗岩和郭家岭型花岗岩为金矿成矿的直接矿源岩，尤其是认为郭家岭花岗岩与金矿成矿关系密切[26, 45]；也有研究者认为金矿与中-基性脉岩有成因联系[57, 104]。伟德山型花岗岩、崂山型花岗岩、青山群火山岩和大量脉岩的同位素年龄与金矿的成矿时代一致，属成矿期岩浆岩类。宋明春等[103]研究认为，胶东金矿的形成与伟德山型花岗岩及其相关脉岩、火山岩有关，它们在金成矿中起到了“热机”作用，造成围岩中的金活化，并将地幔中的金携带上来，为成矿提供了部分物质来源。胶东东部栖霞—威海一带发育的铜、铅-锌、钼(钨)等有色金属矿床，主要分布于伟德山型花岗岩的内、外接触带中，其成矿时代与伟德山型花岗岩的成岩时代及金矿同位素年龄一致[47]，为与伟德山型花岗岩岩浆活动有关的斑岩-矽卡岩-热液型矿床[105]。总之，胶东金及有色金属矿床成矿与岩浆活动密切相关。
热隆-伸展作用产生的断裂构造系统为胶东金矿定位提供了有利空间。胶东金矿均受断裂构造控制，在胶西北成矿小区，三山岛、焦家、玲珑和大尹格庄等金矿田分别受三山岛、焦家、招平3条主干断裂控制。3条断裂均为地表倾角陡、深部倾角缓的铲式断裂，构成大致沿早前寒武纪变质岩系(上盘)与侏罗纪玲珑花岗岩(下盘)分布的大型伸展构造带[103]。在栖蓬福成矿小区，金矿分别受切层的脆性断裂、裂隙和顺层的层间滑脱拆离带控制。在牟乳成矿小区，硫化物石英脉型金矿的主要控矿断裂(金牛山断裂)倾角60°~85°，属高角度正断层；蚀变角砾岩型金矿和蚀变砾岩型金矿受控于胶莱盆地边缘的盆缘正断层[106]。胶东金矿主要控矿断裂以张性为主，兼具走滑性质，这些控矿断裂为热隆-伸展构造的重要组成部分。
4.4 热隆-伸展构造的动力学机制我国老一辈科学家早就认识到华北地区在侏罗纪和白垩纪期间发生了广泛的构造运动，称之为“燕山运动”或“地台活化”，认为这是一次强烈的地壳运动，其驱动力在地壳中[11-13]。板块构造理论把人们的视野扩大到岩石圈及更深圈层。按照板块构造观点，可将地壳的隆升机制大致归纳为3种：板块碰撞，如青藏高原的隆升；板块俯冲，如中北美高原的形成[107-108]；板内构造，地幔柱[109-110]、地幔上涌[111]或岩浆底垫作用[112]引起地壳大规模隆升剥蚀，如非洲和冰岛高原的抬升。许多地质学家将华北大规模区域伸展构造的动力机制归结为古太平洋或伊泽奈崎板块俯冲导致板内或弧后扩张[113-117]，或俯冲的古太平洋或伊泽奈崎板块后撤引起加厚地壳垮塌而形成[118]。这种模式较好地解释了郯庐断裂附近的伸展构造，却难以解释几乎垂直于俯冲带展布的华北北部向NW延伸至俄罗斯贝加尔湖南侧的伸展构造及华北南缘和秦岭—大别造山带NW—SE向的伸展构造[98]。也有研究者认为，大别—苏鲁造山带中生代岩浆岩与华南陆块俯冲/折返之后的碰撞后造山带构造跨塌有关[119]。但这种认识显然难以解释白垩纪花岗岩类在中国东部的广泛发育，而不是仅沿大别—苏鲁造山带分布。因此，笔者认为鲁东白垩纪地壳隆升与大陆弧及板内构造活动密切相关，太平洋板块俯冲、华北克拉通下地壳拆沉[71]、岩石圈巨量减薄[18, 120-123]引起的壳幔相互作用、克拉通破坏是产生热隆-伸展构造的主要原因。
对于华北克拉通破坏的机制，一直存在很大争议。朱日祥等[7]认为，太平洋板块俯冲导致的地幔非稳态流动是华北克拉通东部破坏的主因；也有人认为，华北克拉通破坏是燕山运动的产物。董树文等[11]将“燕山运动”定义为周邻板块向亚洲大陆汇聚引起的广泛的多向陆内造山与陆内变形，将其分为3个时期，认为135~100 Ma的伸展垮塌与岩石圈减薄期应是燕山运动主变形时期岩石圈增厚的后续效应，中晚侏罗世板块汇聚和多向挤压变形导致中国东部岩石圈增厚，诱发了白垩纪华北克拉通岩石圈减薄和克拉通破坏。本文认为，华北克拉通破坏可能与太平洋板块俯冲有关，燕山运动也是其重要的诱因。
区域上，华北克拉通处于古亚洲洋、特提斯洋和太平洋三大构造域交接的中心区域，于中晚侏罗世产生多向挤压汇聚的板块动力学格局[11]，在鲁东地区形成以沂沭断裂为代表的左行走滑构造带和以玲珑型花岗岩为代表的指示地壳增厚的S型花岗岩。早白垩世，大规模岩浆事件与地壳快速抬升同时出现，成为指示深部岩石圈拆沉和软流圈地幔上涌的重要信号。岩石圈拆沉引起软流圈上涌及岩浆板底垫托，导致软流圈运动与岩石圈运动不协调、壳幔物质强烈交换，产生巨量岩浆活动、大规模流体作用和地壳结构受到强烈改造，形成热隆-伸展构造(图 9)。岩石圈拆沉、地壳减薄和克拉通破坏3种紧密联系的发生于不同构造层次上的地质作用过程，是引起早白垩世热隆-伸展造山的根本原因。鲁东地区由以伟德山型花岗岩为标志的强烈的岩浆热隆作用、以胶莱盆地为典型的伸展断陷盆地、以焦家断裂为代表的铲式正断层、以玲珑变质核杂岩为主的变质核杂岩系统和爆发式成矿事件构成的热隆-伸展造山作用，是深部岩石圈拆沉、地壳减薄的浅部响应，揭示了华北克拉通岩石圈性质和厚度变化的过程，为华北克拉通破坏提供了有力的地质学证据。
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| 图 9 热隆-伸展构造形成模式图 Figure 9 Schematic section showing formation model of thermal upwelling-extension structures |
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1) 鲁东地区晚中生代岩浆侵入活动主要包括侏罗纪陆壳重熔S型花岗岩，白垩纪壳幔混合I型花岗岩、碱质A型花岗岩和脉岩，共形成8个岩浆热隆中心。从早期到晚期，花岗岩类岩石化学成分由高钾钙碱性岩系列向橄榄安粗岩系列演化，微量元素由高Ba、Sr花岗岩向低Ba、Sr花岗岩演化，稀土元素由无或弱正铕异常向显著负铕异常演化，岩浆岩成因由S型向I型、A型演化。高Ba、Sr的郭家岭和伟德山型花岗岩主要是来自富集岩石圈地幔的基性岩浆与陆壳物质混合的产物，与巨厚的大陆岩石圈地幔拆沉有关；低Ba、Sr的崂山型花岗岩属A型花岗岩，指示了岩石圈强烈拉张减薄的构造环境。伴随岩浆活动发生了显著的地壳隆升事件。
2) 鲁东地区伸展构造主要有以胶莱盆地为典型的伸展断陷盆地、以玲珑变质核杂岩为主的变质核杂岩系统、以沂沭断裂为骨干的裂谷系、以焦家断裂为代表的铲式正断层、以金牛山断裂带为例证的高角度正断层和胶莱盆地内部的深部拆离系统。鲁东伸展构造的活动时间为130~98 Ma，峰期在114 Ma左右。
3) 拆离断层、正断层、裂谷、变质核杂岩、伸展断陷盆地等伸展构造与白垩纪岩浆活动、地壳快速隆升同时发生，构成了鲁东地区热隆-伸展构造。这种构造在欧亚大陆东部广泛发育，代表了一次强烈的造山事件，其被称为热隆-伸展造山作用。
4) 热隆-伸展造山作用是太平洋板块俯冲与燕山运动后续效应联合作用的产物，形成于燕山运动岩石圈增厚主变形时期之后的伸展垮塌与岩石圈减薄期。热隆-伸展构造为胶东大规模成矿提供了有利条件。岩石圈拆沉、地壳减薄和克拉通破坏是引起早白垩世热隆-伸展构造的根本原因。
致谢: 本文是在鲁东地区区域地质调查成果的基础上撰写的，感谢区调项目、成果的参与者对鲁东地区区域地质研究和本文的贡献。审稿专家提出的宝贵、建设性修改意见对提高本文质量发挥了重要作用，谨表衷心感谢！| [1] | Zhao G C, Sun M, Wilde S A, et al. Late Archean to Paleoproterozoic Evolution of the North China Craton:Key Issues Revisited[J]. Precambrian Research, 2005, 136: 177-202. DOI:10.1016/j.precamres.2004.10.002 |
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