山东省大地构造演化

区域大地构造~

在大地构造位置上，研究区位于华北克拉通（NCC）和中亚造山带（CAOB）东段（兴蒙造山带）的结合部位，属于二者过渡带华北克拉通北缘隆起带（程裕淇等，1994），或内蒙地轴（任纪舜等，1980）范围内；北界大致以白云鄂博-赤峰大断裂与兴蒙造山带为界，南界以赤城-平泉-承德-北票大断裂为界，其西段南部与鄂尔多斯坳陷相邻，东段南部与燕辽坳陷带毗邻。区内出露的地层主要为前寒武纪变质岩系。哈达门沟金矿区和金厂沟梁金矿区分别位于内蒙地轴的西段和中东段。结合前人的研究成果，对研究区的大地构造单元进行归纳分述。
一、中亚造山带（CAOB）
中亚造山带是一条位于西伯利亚板块与塔里木-华北克拉通之间的巨大的增生型造山带，宽800km左右（图2-1a）（Xiao et al.，2003；Jian et al.，2008，2010），其主要构造单元包括蛇绿岩套、岛弧、洋岛、增生楔和微陆块（Khain et al.，2003；Xiao et al.，2003 ；Jian et al.，2008，2010）。中亚造山带是古亚洲洋长期演化及其与相邻板块相互作用的产物，以古生代小型陆块与缝合带镶嵌、新生代山-盆耦合的地质构造格局为特征。古亚洲洋曾存在于西伯利亚、塔里木、华北克拉通之间，是包括了众多小洋盆和微陆块的多岛洋。古亚洲洋俯冲消减导致岩浆弧大量发育和陆壳显著增生，洋盆于古生代末（局部可能延至中生代初）闭合，然后西伯利亚与塔里木、华北克拉通之间发生碰撞造山作用，形成中亚造山带。由于大陆碰撞期间的强大挤压应力被两大陆之间的块体旋转、走滑、压剪、拉分等作用所消耗，因此，这种由多岛洋演化、闭合而形成的大陆造山带具有强增生、弱碰撞的特点，被称为增生型造山带（陈衍景，2009a，b）。兴蒙造山带位于西伯利亚和华北克拉通之间，属于巨型中亚造山带的东端（图2-1），其位于内蒙古的主体构造格架包括南部造山带、北部造山带和其间的索伦缝合带（Jian et al.，2008，2010）。
南部造山带（图2-1b）主要构造单元包括一处俯冲杂岩、一条蛇绿岩带和白乃庙岛弧链。前两者形成了温都尔庙俯冲增生杂岩（Xiao et al.，2003），其主体为浊流岩、滑塌混杂堆积和蓝片岩（胡骁等，1990）。蓝片岩中蓝闪石的40 Ar/39 Ar年龄为420～450 Ma（Jian et al.，2008）。蛇绿岩由几个向南俯冲的岩片所组成，呈东西向带状分布，长约200 km，宽约25 km，主要出露在图林凯地区（Jian et al.，2008）。白乃庙岛弧链以赤峰-白云鄂博断裂为界，与华北克拉通呈断层接触。主要为中奥陶-早志留世岛弧，主要岩性组合包括从钙-碱性拉斑玄武岩到少量的长英质熔岩，碱性玄武岩、杂砂岩、火山角砾岩、凝灰岩、花岗闪长岩和花岗岩类等，其向东延伸至林西—巴林右旗一带，向西可以延伸到包头一带（尚恒胜等，2003；陶继雄等，2005）。索伦缝合带（图2-1b）以索伦-林西二叠纪—早三叠世（约299～246 Ma）蛇绿岩为标志。这条缝合带标志着中亚造山带在内蒙古地区演化的结束（Xiao et al.，2003），并在构造上将南方造山带和北方造山带相分割（Sengör et al.，1993）。北方造山带（图2-1b）由南向北包括3个主要的地质单元：锡林浩特低P/T变质杂岩（Shi et al.，2003）、二道井俯冲增生杂岩（徐备等，1997）和白彦宝力道伸展的TTG侵入岩体（Chen et al.，2004）。北方造山带以北为贺根山蛇绿岩增生杂岩带，后者与乌里雅斯台陆缘相接（Xiao et al.，2003；Jian et al.，2008，2010）。

图2-1 研究区所处的大地构造背景示意图

二、华北克拉通（NCC）
过去也称 “华北地台” 或 “中朝地台”，呈倒三角形，面积大约150万km2，为具有太古宙和元古宙结晶基底的大陆克拉通，边界为断层和显生宙造山带。其北部以赤峰-白云鄂博深大断裂带与兴蒙造山带为界，南部以黑沟-栾川断裂与秦岭-大别造山带为界，西部为祁连造山带，东部为苏鲁造山带（Yang et al.，2003）（图2-1a）。华北克拉通是我国最古老的克拉通，存在大于3.8 Ga的古老岩石（Huang et al.，1986；刘敦一，1991 ；刘敦一等，2007；Liu et al.，1992；Song et al.，1996；Wanet al.，2005），在其漫长的地质演化过程中，华北克拉通经历了大于3.0 Ga陆核与微陆块的形成；2.7 ～2.9 Ga的陆壳增生；2.5 Ga的岩浆、变质作用与克拉通化；2.3～1.9 Ga的古元古代活动带；1.8 Ga的基底隆升与裂谷-非造山岩浆事件。中元古代是稳定环境下的拉伸阶段，沿陆块南北两缘形成三大裂谷系（燕辽、狼山-渣尔泰、熊耳山-西阳河）。从新元古代末到三叠纪，华北陆块处于稳定的状态，没有强烈的构造变动，接受了统一的盖层沉积，只有南北两缘受秦岭造山带和中亚造山带的影响，发生了一些构造变动和岩浆活动。中生代，华北克拉通则经历了强烈的中生代构造格局的转变和克拉通的破坏与重建；新生代，华北克拉通的东缘属于环太平洋构造带的一部分，华北克拉通再次出现强烈的构造运动和岩浆活动，即 “地台活化” 或 “板内运动”（翟明国，2010；李俊健等，2010）。
对华北克拉通基底微陆块的划分是一个极为复杂而争议甚多的问题，主要有以下观点：《中国大地构造及演化1：400万中国大地构造图说明书》（任纪舜等，1980）将华北陆块划分为10个二级构造单元，分别为阿拉善台隆、鄂尔多斯台褶带、鄂尔多斯台坳、内蒙地轴、山西断隆、燕山台褶带、华北断坳、胶辽台隆、鲁西断隆和豫西断隆。这个划分是后来各种不同划分方案的基础（李俊健等，2010）。程裕淇（1994）将华北陆块划分为10个三级构造单元：阿拉善隆起地块、华北北缘隆起带、燕辽中元古裂谷带、鄂尔多斯中生代坳陷盆地、鄂尔多斯新生代边缘地堑、山西隆起、华北南缘中元古代裂谷带、胶辽隆起、鲁淮断隆和华北新生代断陷盆地。白瑾等（1996）将华北陆块划分为渤海、辽吉、东胜、赤峰、临汾、济宁、阿拉善7个古陆块。伍家善等（1998）将华北陆块划分为胶辽、迁怀、晋冀、豫皖、蒙陕等5个独立的前寒武纪陆块。翟明国等（Zhai et al，2000）将华北克拉通划分为6个古陆块：胶辽陆块、迁怀陆块、阜平陆块、许昌陆块、集宁陆块和阿拉善陆块。邓晋福等（1999）将华北陆块划分为吉辽、燕辽、怀宣、胶辽、鲁西、沁水、太华、五准、鄂尔多斯和阿拉善等10个陆核区。赵国春等（2002）和赵国春（2009）将华北克拉通基底划分为东部陆块、西部陆块和中间带，其中西部陆块由其南部的鄂尔多斯陆块和北部的阴山陆块沿华北西部的孔兹岩带在古元古代（1.95 Ga左右）碰撞对接而成，在大约1.85 Ga时，东西陆块沿中部带发生碰撞拼合，形成现在的华北陆块结晶基底。李俊健等（2010）基于地块拼合的观点，将华北克拉通划分为辽吉、燕辽、阴山、晋冀、豫皖、鲁西、胶北、阿拉善等8个前寒武纪地块和鄂尔多斯、华北等两个中新生代盆地（图2i2）。这些观点都表明克拉通是由刚性小陆块拼合而成的，小陆块的构造拼合形成华北克拉通的主体。目前存在的分歧是陆块拼合的时代：一种认为小陆块的拼合发生在新太古代，即克拉通在新太古代就已克拉通化，古元古代只是在太古宙克拉通的基础上的裂解和再闭合（赵宗溥等，1993；白瑾等，1993；程裕祺，1994；陆松年等，1996；伍家善等，1998；翟明国，2004，2007；Zhai et al.，2000；Zhai，2004）。另一种认为华北克拉通在太古宙末还不是一个整体，直到古元古代末才由一些陆块和弧体碰撞拼合成统一的华北克拉通，即华北克拉通是吕梁运动才克拉通化的，形成裂谷或坳拉谷的时期在中元古代（卢良兆等，1992；贺高品等，1998；吴昌华等，1994；李江海等，2000；赵国春等，2002；赵国春，2009；Zhao et al.，2001a，b，2003）。持太古宙克拉通观点的学者认为晋蒙孔兹岩是太古宙（盆地或盖层）沉积形成的，仅胶辽孔兹岩是古元古代（裂谷）沉积作用的产物；持吕梁运动拼合成华北克拉通观点的学者则认为晋蒙、胶辽孔兹岩都是古元古代的陆缘沉积岩。

图2-2 华北克拉通几种代表性的构造划分方案

华北克拉通东部岩石圈减薄（破坏）已成为近十年来国内外研究的热门课题。山东蒙阴和辽宁复县金伯利岩中矿物包裹体显示在形成时（470 Ma左右）具有约200 km 厚的岩石圈（Fan et al.，1992；Menzies et al.，1993；路凤香等，2006），而新生代玄武岩中的幔源包体研究获得的岩石圈厚度为80～120 km（池际尚，1996），由此看来华北东部自早古生代以来发生过百余千米的岩石圈减薄。但关于岩石圈减薄的具体时间、减薄幅度、空间分布范围、机制及其构造控制因素，还存在分歧（吴福元等，2003，2008），主要包括：(1)岩石圈减薄与克拉通破坏发生的时间：韩宝福等（2004）认为三叠纪或更早时期华北克拉通就已经存在岩石圈减薄。许文良等（2006）认为，由于扬子克拉通向华北克拉通的俯冲导致了华北克拉通东缘加厚地壳的形成，加厚的榴辉岩可能很快就发生了拆沉，因此，华北克拉通的破坏可能从三叠纪就已开始。不少研究者提出华北岩石圈减薄和破坏的时间在空间上是不均匀的（徐义刚，2004；Zheng et al.，2007）。华北晚白垩世至新生代软流圈来源玄武岩就是岩石圈减薄的直接标志（路凤香等，2006），因而，岩石圈减薄的高峰期应在65 Ma之后的新生代。一种观点认为，整个侏罗—白垩纪都是克拉通破坏的时期，但另一种观点则认为，克拉通破坏只发生在侏罗—白垩纪的某一时段。徐义刚等（Xu et al.，2004；徐义刚，2006）认为华北克拉通破坏的高峰应在晚白垩世，而整个岩石圈的破坏过程持续时间超过100 Ma。Gao et al.（2004）认为华北克拉通破坏至少在中侏罗世已经开始。Yang et al.（2008）认为真正的岩石圈拆沉应发生在120～130 Ma之间。姜耀辉等（2005）根据辽东半岛的研究认为，华北克拉通应该存在两期岩石圈减薄，早期的岩石圈减薄可能在155 Ma之前已经开始，而120～130 Ma之间的早白垩世是减薄的峰期。翟明国（2010）认为华北克拉通中生代构造体制转折始于150～140 Ma，终于110～100 Ma，峰期是120 Ma。从上述讨论可以看出，关于中国东部岩石圈减薄的时间问题，目前尚未有定论。(2)岩石圈减薄的垂向幅度：基本上有两种观点，绝大多数人认为岩石圈减薄只发生在岩石圈地幔内部。如果减薄是均匀的，则现今的岩石圈地幔是由上部减薄后的残留和下部新生地幔组成（Menzies et al.，1993；Zheng et al.，2007）。第二种观点认为，减薄已涉及地壳，应是部分下地壳连同下部的岩石圈地幔一同被减薄（吴福元等，1999，2003；高山等，2003；邓晋福等，2003，2006）。(3)克拉通破坏的分布范围：大多数学者认为，克拉通破坏主要发生在太行山以东地区。其主要证据是西部的鄂尔多斯盆地在中新生代期间基本保持稳定，且岩浆活动微弱，地热梯度低（Gao et al.，2002；Zheng et al.，2007；Xu et al.，2008）。另外一种观点认为，华北克拉通的岩石圈减薄只是局限在周边的造山带范围内，而华北的腹地并未发生减薄。还有学者认为，尽管并无明确的反映岩石圈厚度变化的证据，岩石圈减薄和克拉通破坏应同样发育在我国东部的其他地区（Wu et al.，2005；Xu，2007；Zheng etal.，2006，2007）。(4)克拉通破坏机制：一种观点认为下部岩石圈地幔的拆沉导致了华北的岩石圈减薄，并用此模型来解释我国东部燕山期大规模岩浆活动的原因（邓晋福等，1994，1996；Gao et al.，2003；Xu et al.，2006；吴福元等，2000；Wu et al.，2006；Huang et al.，2007）。一种观点是热侵蚀（热-机械侵蚀）导致岩石圈减薄（Menzies et al.，1993；Menzies and Xu，1998；Griffin et al.，1998；Xu YG et al.，2008；Zheng et al.，2007），其他认识包括橄榄岩与熔体的相互作用（Zhang et al.，2007；张宏福等，2006；Tang et al.，2008）、机械拉张作用、岩浆提取作用（Chen et al .，2004）、岩石圈地幔水化模型（Niu，2005）等。(5)克拉通破坏的地球动力学：少数学者认为是印度板块同欧亚板块的碰撞引起的，也有认为是地幔柱的作用导致，还有人认为是扬子和华北板块的拼合（Gao etal.，2002）。多数人认为是太平洋板块俯冲的结果（Sun et al.，2007），一部分学者认为是多方位板块俯冲作用（Zhang et al.，2003；Zhai et al.，2007），从上述情况可以看出，目前对中国东部岩石圈减薄机制的认识还存在很多分歧，主要是对很多地质事实的认知程度有限（吴福元等，2003，2008）。
三、华北克拉通北缘
华北克拉通北缘系指 “内蒙地轴”（Huang，1945）或阴山-燕山山脉的范围。北侧以白云鄂博-赤峰-开原深断裂与兴蒙造山带为界，在其南侧和东南侧分别与鄂尔多斯坳陷带和燕山褶断带为界，向东延至黑山-昌黎大断裂带上，整个分布于内蒙台背斜东部及燕山沉陷带中。以北票-平泉-古北口-赤城-尚义-包头断裂为界，可分为北部的内蒙古隆起（即 “内蒙地轴”，Huang，1945）和南部燕山褶断带（Davis et al.，2001）（见图2-1b）。
有关华北克拉通北缘性质的论述较多（邵济安，1991；王荃等，1991；唐克东，1992；徐备等，1997；张拴宏等，2007；李锦轶等，2009；陈衍景等，2009；葛肖虹，1989），现摘录部分观点：李锦轶等（2009）认为华北克拉通北缘是一条经历了中元古代裂谷、早古生代弧陆碰撞、晚古生代晚期安第斯型大陆边缘，在侏罗纪中晚期叠加了与蒙古-鄂霍次克造山带有关的陆内逆冲叠覆，是具有复杂地质历史的造山系，不具有克拉通的构造属性，并建议把阴山-燕山及其以北的华北克拉通北缘地区，统称为阴山-燕山造山系，其演化历史包括早古生代晚期的弧陆碰撞造山、晚石炭世至二叠纪中期安第斯型俯冲造山、晚二叠世至中三叠世碰撞造山和中-晚侏罗世陆内造山。陈衍景等（2009）对华北板块北缘的性质也提出类似的观点，认为在1850 Ma华北克拉通完成终极克拉通化后，在1850～250 Ma期间，华北克拉通作为统一的大陆整体与其他板块相互作用，其地质演化受到板缘构造作用的影响。华北克拉通北缘，即内蒙地轴-燕山-辽吉地区，很大程度上表现为中亚造山带的特征。葛肖虹（1989）认为华北克拉通北部大陆边缘包括索伦-西拉木伦对接带以南，阴山-大青山以北的广大地区，并把阴山、燕山山脉的巨型构造带称为华北克拉通北缘的板内造山带，华北克拉通北部造山带与板内造山带同形成于一个完整的造山旋回。
总体上，华北克拉通北缘既具有华北克拉通的特点，又深受北部造山带的影响，在新元古代—古生代，相对克拉通内部，其表现出更大的活动性，在中生代，北缘和整个华北克拉通一样经历了强烈的中生代构造格局的转变和克拉通的破坏与重建；在新生代，华北克拉通北缘东部属于环太平洋构造带的一部分，与上述重大构造事件相对应，华北克拉通北缘出现大规模的金及多金属的成矿作用，形成了丰富多样的固体矿产资源（Nie et al.，1997a，b；Hart et al.，2002；翟明国，2010）。

根据前述区域地质构造特征，以及该区盛产的多金属、贵金属等矿产分布来看（图1-11），所有这些矿产在时空分布特征上与大地构造关系极为密切。不同的矿产资源受控于不同的大地构造格局或大地构造环境，不同的大地构造体制、格局、环境，形成不同的岩浆作用的矿产组合类型。
1.大陆裂谷体系成矿作用阶段
大陆裂谷体系以具双峰式海相火山沉积岩为特征，在此火山喷发的间歇期发生了强烈的火山喷气成矿作用，形成了研究区以清水沟—尕大坂一带铜、多金属矿床（点）为主的铁－铜－硫系列矿产（邬介人等，1998）。除此之外，还在铜、多金属矿体内或围岩中伴（共）生有金矿床（点）或金矿化，如郭米寺、尕大坂、下沟、弯阳河、下柳沟西山梁和拴羊沟等。
2.古板块构造演化成矿作用阶段
北祁连山大陆裂谷自晚寒武世逐渐向大洋裂谷演化，到早中奥陶世进入沟 弧－盆共同发展的板块构造演化阶段，大致沿黑河一带形成大洋裂谷系，生成洋中脊型蛇绿岩，其中产有岩浆作用成因的铬铁矿、铜镍矿和火山喷气－沉积成因的铁矿、铜（锌）矿、铅锌、多金属型矿床（点）等（玉石沟、阴凹槽等）。此后，在造山作用过程中，大洋中脊型蛇绿岩仰冲到托勒山北坡一带，形成与构造挤压相叠加的蛇绿岩杂岩有关的构造蚀变岩型金矿床（点），如川刺沟、红土沟、热水大坂、撒拉河等。
随着洋盆扩张，大洋板块冷却，逐渐致密，继而自SW往NE方向向华北大陆板块俯冲，由于俯冲作用诱发产生岛弧火山作用，形成与原大陆裂谷双峰式海相火山岩或含矿岩系相伴出露的早中奥陶世俯冲杂岩和岛弧火山岩系。岛弧火山活动驱动海底火山堆积物中的热卤水形成循环体系（邬介人等，1994、1996），并在岛弧火山作用所派生的酸性凝灰质沉积岩中形成块状硫化物及金的工业堆积（如二道沟、野马沟、大岔西岔、寺大隆、桦木沟、直河、银灿、浪力克等）。
由于俯冲作用引起的该火山岩带在区域上表现为韧性剪切构造十分发育，已知的原生金矿床（点）均受到韧性剪切带或构造蚀变带控制。金的化探异常也与该构造一致，呈带状分布。就目前掌握的资料来看，寒山金矿及青分岭（团结）金矿就产于该岛弧火山岩带中。结合寒山金矿的发现，在具找寻原生金矿前景的北祁连山中段（青海省境内）早古生代火山沉积岩区韧性剪切带或构造蚀变带，亦包括黑河以北已知的黄铁矿化强构造蚀变区段，获得找金工作的突破是大有希望的。

图1-11　北祁连山地区沟－弧－盆体系多金属、贵金属矿床（点）分布示意图（据夏林圻等，1998，修编）

Ⅰ—塔里木－中朝板块；Ⅱ—走廊弧后边缘海区；Ⅲ—北祁连山沟 弧－盆体系；Ⅳ—中祁连陆块。1洋盆扩张脊；2—弧后盆地扩张脊；3—裂谷岛弧或岛弧带；4—俯冲带；5—被动陆缘裂谷；6—深断裂、走滑断裂及构造分区；7—铜多金属（金）矿床（点）；8—金矿床（点）
由于俯冲作用的加强，在岛弧火山链的后方发生拉伸，形成弧后盆地，并发育弧后盆地扩张脊型蛇绿岩，这些蛇绿岩中的中基性火山岩内产有喷气火山成因的铜（金）、多金属矿床（点），如九个泉、石居里及北祁连山东段老虎山猪嘴哑巴等。
中—晚奥陶世时，由于古浪运动造成大洋盆地缩减，转化为残留洋盆；晚奥陶世时北祁连山是残留洋盆的演化时期。从早志留世开始，残留洋盆已转化为海盆，这一时期主要表现为残留海盆碎屑建造，而火山活动变得微弱。截至目前还未见有金矿方面的报道，仅在肃南一带发现了沉积型微细粒蓝辉铜矿矿床。
泥盆纪为碰撞造山带上升期，至今未见有这一时期形成的矿床。
从石炭纪开始，北祁连山造山带进入陆内造山阶段，该阶段的前期为上叠盆地期，从石炭纪延续到三叠纪，造成时空跨度都较大的滨浅海沼泽环境，为该期北祁连地区煤炭资源的成矿作用创造了条件。该阶段后为盆－山构造期，成矿作用以煤炭、石油、蒸发盐类及砂金为主。北祁连山火山岩带韧性剪切蚀变岩型金矿正是这种多阶段富集成矿作用的产物。
总之，北祁连山大地构造与古板块运动的演化历史和成矿信息告诉我们，北祁连山海相火山沉积岩地区有金成矿的良好环境和地质条件，有金来源的矿源层，具有金矿的潜资源优势。在此火山岩带内注意寻找有利于金元素活化、迁移、再富集的加里东期及其以后多阶段的地质事件叠加改造相对集中的区段（如构造破碎蚀变带、多期次的韧性、韧脆性剪切构造蚀变带、糜棱岩带、多期次岩浆侵入体相对集中区段等），坚信这一点，在以后地质研究与找矿实践中定会有新的突破。

山东陆块位于中国大陆地壳8个一级构造区(李锦轶，2004)中的中朝陆块的东南缘和中央造山区的东端，是在长期的地质演化过程中，由不同时代、不同性质、不同构造层次的地质块体互相拼贴组合而成的。山东省地质构造复杂、演化历史漫长，出现了一些在中国大陆上具有代表意义的地质现象:既有太古宙的稳定古老陆块，又有现代仍在活动的断裂构造带;既有古元古代活动带，又有大范围出露的超高压变质带;既有华北克拉通稳定的古生代陆表海沉积，又有中国东部岩石圈减薄形成的中生代盆岭构造、大规模岩浆活动、构造体制转折、大规模成矿作用等。这些地质现象，不仅记录了微陆块型古板块演化旋回的完整历史，也叠加了古亚洲构造域的扬子板块与华北板块挤压拼接和滨太平洋构造域的太平洋板块向欧亚板块俯冲两种动力学背景。多重地球动力学背景，导致了山东省大地构造演化的复杂历程。按照山东省不同时代地质构造特点，结合板块演化的地球动力学背景及中国构造演化阶段划分方案，将其演化过程划分为早前寒武纪、中新元古代、古生代和中新生代4个阶段。

一、早前寒武纪———不成熟陆壳向成熟陆壳转化和陆块碰撞拼合阶段

山东省早前寒武纪基底属华北克拉通基底的组成部分，由胶辽微陆块、渤鲁微陆块和迁淮微陆块三部分组成。地壳演化的主要特点是，由不成熟陆壳向成熟陆壳转化及各微陆块之间(包括与华北克拉通其他微陆块之间)的碰撞拼合，基底固结并逐渐克拉通化。

中太古代时(＞2.8Ga)，山东存在沂水和唐家庄2个古陆核。地壳初始发展阶段，原始地壳拉张，形成沂水岩群和唐家庄岩群火山沉积岩，其中有较多的富集大离子亲石元素的富铁拉斑玄武岩质基性火山岩，指示当时的大地构造环境类似于现代岛弧环境。中太古代末发生弧－弧或弧－陆碰撞，形成T₁T₂型钠质花岗岩，从而在本区形成一个非均匀的古老基底地壳，表现为不成熟的过渡型地壳，大地构造环境转化为大陆边缘环境。

新太古代是重要的地壳增生期。新太古代初期(2.8～2.7Ga)地壳拉张减薄，地幔物质上涌，形成科马提岩和枕状玄武岩，使地壳横向增生。泰山岩群底部的超镁铁质岩属于低钛的橄榄质科马提岩，镁铁质岩属于富铁拉斑玄武岩，泰山岩群下部保留的完好的具鬣刺构造的科马提岩和广泛的具枕状构造的玄武岩，指示新太古代初鲁西地区处于与地幔柱相关的大洋高原构造环境。新太古代中后期(2.7～2.56Ga)，随着洋盆消减，发生大规模(部分)熔融作用，大量TTG花岗岩类侵位，使地壳大幅度垂向增生。新太古代中期，出现洋内岛弧，形成山东境内最早期的TTG花岗岩系———蒙山片麻岩套和栖霞片麻岩套。新太古代晚期，转化为大陆化岛弧，在泰山地区形成第二期TTG花岗岩系(峄山花岗岩)。新太古代晚期的泰山岩群中上部岩石组合和胶东群也均显示了岛弧环境特点。说明新太古代经历了由大洋向岛弧的演化过程。新太古代末发生了强烈的变质变形作用，形成了高角闪岩相变质的基底岩系———花岗－绿岩地体，完成了山东陆块基底第一次克拉通化。

TTG质花岗岩是新太古代分布最为广泛的基底变质岩系，其形成和演化与太古宙构造环境的演化密切相关。山东新太古代TTG质花岗岩均为T₁T₂G₁组合，但鲁西第二期TTG花岗岩系G₁更加发育，且古元古代早期演化出大面积的二长花岗岩组合(G₂，傲徕山花岗岩)，指示新太古代早期为初始的不成熟陆壳组成，新太古代晚期开始向成熟陆壳转化，为半成熟陆壳组成。鲁西两期TTG岩系显示了从不成熟洋内岛弧向半成熟的大陆化岛弧转化的特点，代表了从初始的玄武质地壳转化为半成熟的大陆化地壳的演化过程。

古元古代时，鲁西地区与鲁东地区地质组成明显不同，前者以花岗岩类侵入体为主，后者以地层为主，两者形成的构造背景和演化过程也不相同。

鲁西古元古代的主要特点是发育了大量代表活动构造环境的大陆边缘花岗岩。古元古代初期(2.56～2.4Ga)，鲁西岛弧与西侧陆块发生拼贴、碰撞，太古宙基底褶皱变形，大量同碰撞陆壳重熔型花岗岩侵位，为G₁G₂型花岗岩类(傲徕山花岗岩、红门闪长岩)，代表成熟陆壳形成。稍后(2.4～2.1Ga)，具A₂型花岗岩特点的四海山花岗岩出现于造山期后环境，岩浆沿地壳张裂带侵位。陆块碰撞后的剪切作用和旋转运动，产生大量韧性剪切变形带。古元古代鲁西陆壳经历了一个碰撞挤压—伸展裂解的演化过程，完成了山东陆块基底第二次克拉通化。

鲁东古元古代的主要特点是发育了一套半稳定—较稳定构造环境下的滨、浅海相沉积建造。古元古代初期，由于西侧弧－陆碰撞，鲁东地区出现裂谷盆地。盆地边部构造活动较活跃，形成了含较多火山物质的粉子山群底部沉积岩系;盆地内大部分地区处于半稳定—稳定环境，形成长英质细碎屑岩和粘土质风化产物及钙镁质碳酸盐化学沉积三者的混杂沉积建造。古元古代晚期(2.1～1.9Ga)，鲁东裂谷盆地闭合，古元古代地层发生强烈变形，发生大量褶皱和韧性剪切变形构造，形成褶皱造山带。至此，始于新太古代的强烈的碰撞造山作用完全结束。

二、中－新元古代———大陆裂解与聚合阶段

中－新元古代时，山东陆块北(鲁西和鲁东北地区)属华北克拉通、南(鲁东南地区)为大别－苏鲁造山带，地壳经历了与罗迪尼亚超大陆演化有联系的裂解与聚合过程。

中元古代时，山东陆块出现两次裂解事件，第一次裂解事件发生于中元古代初期(1.84～1.72Ga)，主要标志是济宁裂谷和鲁西第一期基性岩墙群的形成，基性岩墙与济宁岩群中的酸性火山岩显示了双峰式岩浆岩特点;第二次裂解事件发生于中元古代晚期(1.20～1.05Ga)，主要标志是海阳所幔源岩浆杂岩和鲁西第二期基性岩墙群的形成。济宁岩群是一套形成于活动大陆边缘环境的浅变质火山－沉积建造;鲁西基性岩墙属亚碱性玄武岩和玄武安山岩系列，具弧火山和MORB双重地球化学属性，是古元古代弧－陆碰撞后伸展作用的结果;海阳所幔源岩浆杂岩具有裂谷岩浆组合的特点。

新元古代的地质事件是与罗迪尼亚超大陆聚合有关的陆－陆碰撞作用，形成了一条规模巨大的岩浆活动带、构造活动带和古地震活动带。新元古代早中期(0.9～0.73Ga)，以出现同碰撞的S型和I型花岗岩为特征，形成雄伟的碰撞造山带，在造山带北西侧———华北陆块南缘产生具前陆盆地性质的沂沭盆地。新元古代晚期(震旦纪)华北陆块与扬子陆块之间的挤压碰撞结束，地壳开始伸展减薄，形成产于造山后伸展环境的A型花岗岩和具后继盆地性质的蓬莱盆地及具上叠盆地性质的石桥盆地，伴随有强烈的地震活动。

苏鲁造山带主体由三种不同成因类型的新元古代花岗质片麻岩组成，岩石化学成分属于高钾钙碱性系列，相比而言，荣成片麻岩套碱质较低、贫钠，月季山片麻岩套相对富碱质、富钠、富铁镁、低硅，岚山头片麻岩套则富硅钾、贫铝铁镁。荣成岩套具有S型花岗岩的特点，月季山岩套具有I型花岗岩的特点，岚山头岩套具有A型花岗岩的特点。苏鲁造山带新元古代花岗质片麻岩构成了较完整的碰撞造山型花岗岩系列:陆陆碰撞主造山期，形成同碰撞双花岗岩，其中荣成岩套形成时间略早，深俯冲到地幔中遭受了超高压变质作用，而月季山岩套是在超高压岩片快速折返过程中形成的;碰撞造山后期地壳伸展，形成岚山头片麻岩套。岚山头片麻岩套早期为A2型花岗岩，晚期出现A1型花岗岩，A型花岗岩的出现指示苏鲁造山带构造体制从碰撞造山转向伸展塌陷。位于苏鲁造山带南侧石桥地区的朋河石组浅变质岩形成于震旦纪，构造叠覆于超高压变质岩之上，具有浊流沉积特征，构成了造山隆升阶段的上叠盆地。

三、古生代———海陆变迁阶段

古生代山东陆块北部(鲁西地区)属华北板块浅海台地，南部(鲁东北地区)为华北板块被动大陆边缘，最南侧(鲁东南地区)为与秦岭－大别洋沟通的三叉裂谷(大别－苏鲁裂谷)。

早古生代，突出特征是全域同步缓慢沉降，有小幅度差异升降。鲁西寒武系及中、下奥陶统总体以台地相及潮坪、潟湖相碳酸盐岩为主，早中寒武世有较多潮坪泥砂质沉积及少量滨海砂砾岩沉积，晚寒武世出现较多风暴沉积;早奥陶世早期地壳抬升，遭受剥蚀，形成马家沟组与三山子组之间的平行不整合，稍后，幔源岩浆侵入形成金伯利岩;中、下奥陶统为典型地台型沉积，马家沟组沉积期区内沉积相稳定，泥质极少，远离陆源区。怀远运动和地幔岩浆活动，可能与秦岭－大别洋壳向华北板块之下俯冲作用有关。早古生代晚期—晚古生代早期，受板块汇聚俯冲作用的影响，华北板块整体抬升剥蚀，表现为鲁西地区缺失晚奥陶世—泥盆纪沉积，形成加里东运动不整合面。

晚古生代，受板块碰撞影响华北板块逐渐抬升，海水退出，转化为陆相沉积。鲁西地区的晚古生代沉积始于晚石炭世，为一套准碳酸盐台地和三角洲—潮坪潟湖相的暗色砂泥岩、灰岩和煤层，晚石炭世华北板块与西伯利亚板块对接、碰撞，华北板块北部地区隆升，古地势北高南低，海水从东南方向入侵。早二叠世随着板块持续碰撞挤压，陆壳抬升，海水向北西退出，沉积了三角洲相砂、泥岩建造夹煤层，沉积厚度由晚石炭世的南厚北薄转化为北厚南薄。从中二叠世开始，板块挤压力加强，华北板块整体抬升，海水完全退出，鲁西地区沉积了河湖相沉积建造。

鲁东地区虽然没有古生代沉积盖层保留，但许多地质资料表明该地区古生代时同样被海水淹没。鲁西地区的沉积－构造古地理分析表明:早古生代海水在沂沭断裂带附近最深，向西逐渐变浅，海侵方向主要为南东方向，沉积物等厚线明显被沂沭断裂截切;晚古生代，沉积沉降中心虽然逐渐离开沂沭断裂，但沉积物等厚线仍然被沂沭断裂截切。上述现象说明，古生代时，沂沭断裂以东地区同鲁西地区一样为广袤的海水覆盖，且海水深度明显深于鲁西地区。研究认为，从新元古代开始，扬子和华北板块之间形成秦岭－大别洋(余和中等，2006)，鲁东南苏鲁造山带地区，是秦岭－大别造山带的东延，古生代期间是否形成大洋，目前尚无确切证据证实，但至少位于比较接近洋的位置。早古生代期间鲁东北地区很可能是华北板块东南缘的被动大陆边缘盆地，晚古生代早中期有明显的火山活动，为活动大陆边缘环境，晚期转化为前陆盆地。

四、中－新生代———构造体制转折和岩石圈减薄阶段

三叠纪以来华北板块和扬子板块结合，共同构成欧亚板块的组成部分，参与了欧亚板块与太平洋板块之间的相互作用，因此山东省中新生代构造单元属欧亚板块的滨太平洋构造域，可划分为滨太平洋前陆坳陷带和滨太平洋构造岩浆活动带，其下构造单元为受伸展构造体制控制的隆起、盆地和凸起、凹陷。

山东中新生代地壳演化，主要受控于古亚洲构造域的扬子板块与华北板块挤压拼接和滨太平洋构造域的太平洋板块向欧亚板块俯冲两种动力学背景。中生代早期受华北板块与扬子板块碰撞作用制约，表现为挤压构造体制;中生代中晚期受太平洋板块向欧亚板块俯冲作用制约，构造体制转换为伸展为主;新生代为继承中生代构造格局的扩张断陷和沉降。

三叠纪是由古亚洲构造体系向滨太平洋构造体系转化时期，地壳演化受扬子板块与华北板块间俯冲碰撞的影响，以整体挤压抬升为主。早中三叠世强烈的板块作用，造成陆壳加厚。晚三叠世，超高压变质岩折返过程中形成具后造山花岗岩特点的花岗岩类侵入岩。苏鲁造山带晚三叠世侵入岩同位素年龄为227～195Ma，有三种不同成因类型，岩石化学成分属于高钾钙碱性系列及碱性系列和钾玄岩系列，相比而言，柳林庄闪长岩贫钾、硅富镁、铁，文登花岗岩富硅，宁津所正长岩富钾。文登花岗岩具有S型花岗岩的特点，柳林庄闪长岩具有I型花岗岩的特点，宁津所正长岩具有A2型花岗岩的特点。来源于富集岩石圈地幔源区的A型花岗岩的出现，指示晚三叠世苏鲁造山带已经开始了后造山拉张作用。早中三叠世受板块碰撞远程效应的影响，在鲁西地块北缘产生挤压性陆相盆地，沉积了河湖相碎屑组合。晚三叠世受造山带根部岩石折返抬升的影响，盆地隆升，早中三叠世沉积物绝大部分被剥蚀，形成了中生代地层与古生代地层之间重要的不整合界面。

侏罗纪时，鲁东地区一方面受到华北与扬子板块后碰撞的挤压作用，另一方面受太平洋伊佐奈岐板块向NW方向运移的影响，呈现隆起剥蚀状态。同时，这种双重大地构造背景形成了具有碰撞后的抬升和大陆弧特点的高锶花岗岩。鲁西地区局部发生沉降，周村盆地、济阳坳陷、坊子盆地、蒙阴盆地等凹陷盆地开始产生，同时，形成了一套与大陆的造陆抬升有关的高镁辉长岩、闪长岩。早侏罗世末，沂沭断裂开始产生并发生左行平移运动。侏罗纪侵入岩同位素年龄介于176.2～142Ma，垛崮山高锶花岗岩为钠质花岗岩，具有高铝低镁的岩石化学特点和埃达克岩地球化学性质，来源于加厚的镁铁质下地壳;玲珑高锶花岗岩为过铝质花岗岩和钾质花岗岩，以具较明显的负铕异常和铝含量较低区别于埃达克岩，是陆壳重熔型花岗岩。鲁西高镁辉长岩、闪长岩的基性单元地球化学特点与原始玄武岩浆相似，其源区为EMⅠ型富集地幔。

白垩纪是中国东部构造体制转折的重要时期，表现为强烈的岩石圈减薄，构造岩浆活动非常活跃。在山东省则发育了与岩石圈减薄有关的大规模岩浆作用、大范围盆地断陷、高强度金矿成矿爆发、高速度地壳隆升、多期次幔源岩浆活动和多式样脆性断裂切割等地质构造事件。由于太平洋板块对欧亚板块由SSE向NNW俯冲，导致郯庐断裂发生大幅度左行平移，使原位于华北板块东南缘的胶北地块与位于华北板块内部的鲁西地块并置，沂沭断裂两侧伴生形成大量次级断裂，形成羽状断裂系统、棋盘格状断裂系统和多层次拆离滑脱构造系统;同时，产生大量断陷盆地，构成隆起与凹陷相间分布的盆山耦合格局。中晚白垩世时沂沭断裂发生强烈张裂活动，形成二堑夹一垒格局。在120Ma左右胶东地区发生了大规模金矿成矿作用，形成的金矿床具有区域集中、规模大、富集强度高和成矿期短的特点。

白垩纪形成具有与古太平洋板块俯冲有关的弧后拉张性质活动大陆边缘特点的火成岩组合，侵入岩同位素年龄介于139～96Ma和73.2～68Ma，早白垩世岩浆活动广泛而强烈，是山东境内最为强烈的岩浆活动期，且鲁西与鲁东岩浆活动的特点有明显差异，鲁东侵入岩规模大、侵位深度深、钾质含量高。晚白垩世岩浆活动迅速减弱，仅在胶莱盆地中出现少量来源于新生亏损岩石圈地幔的碱性玄武岩。鲁东早白垩世花岗岩类规模大，按照地球化学特点可分为两类:具I型花岗岩特点的高Ba、Sr花岗岩类和具A型花岗岩特点的富碱质花岗岩类，高Ba、Sr花岗岩类为壳幔混合源成因，岩石化学成分属钾玄岩系列，郭家岭花岗岩具埃达克岩地球化学特点，但K₂O含量明显偏高，Al₂O₃和MgO偏低，伟德山花岗岩的δ¹⁸O值低于郭家岭花岗岩，反映前者地幔组分高于后者;富碱质花岗岩，具有贫钙、富碱、负铕异常显著和Ba、Sr含量低的特点，早期为铝质A2型，晚期为强碱性的A1型花岗岩。山东早白垩世A型花岗岩规模大，出现强碱性的A1型花岗岩，除发生广泛的岩浆侵位外，还出现强烈的火山喷发，说明早白垩世岩石圈的拉张减薄达到峰期，同位素地球化学显示当时的地幔为富集岩石圈地幔。鲁西早白垩世侵入岩有:具I型花岗岩特点的高Mg闪长岩类、具S型花岗岩特点的高钾钙碱性花岗岩类和幔源碳酸岩，高Mg闪长岩类具富铝、镁贫硅、碱和高场强元素明显亏损的地球化学特征，原始岩浆来源于富集岩石圈地幔源区;高钾钙碱性花岗岩类是壳源侵入岩类;幔源碳酸岩具有稀土总量极高和不相容元素强烈富集特征，是富集岩石圈地幔极低程度部分熔融产物，显示了EMⅡ型富集地幔特征。早白垩世火山岩总体为高钾碱钙性岩系—橄榄安粗岩系，化学成分表现出一定的区域性差异，自鲁东区至鲁西区，火山岩平均化学成分基性程度增加，K₂O含量降低。晚白垩世玄武岩属高钛碱性玄武岩系列，具大陆板内玄武岩特征，岩浆来源于亏损的地幔源区。岩浆岩的元素－同位素综合示踪指示，由侏罗纪—白垩纪晚期地幔具有由EMⅠ型富集地幔向EMⅡ型富集地幔演变和由富集向亏损或由岩石圈向软流圈演变的趋势。中生代地幔的富集应与古太平洋板块俯冲引起的岩石圈大规模拆沉有关，古老地壳物质被拆沉而重循环进入地幔，导致地幔成分发生改变形成富集地幔。

中生代盆地的展布方向与主要控盆断裂方向一致，盆地中沉积了大量河湖相磨拉石建造和火山喷发－沉积建造，鲁西地区盆内地层具有由北向南逐层上叠和北断南超特点，鲁东地区盆地与之相反。盆地可划分为泛裂陷型、狭窄型裂陷、菱形裂陷三种类型，盆地演化经历了三叠纪—早中侏罗世挤压盆地、晚侏罗世—早白垩世断陷盆地、早白垩世裂谷盆地和晚白垩世裂陷盆地等阶段。

新生代构造格局具有明显的继承性和新生性双重特点，构造特征和动力学演化继承中生代构造特点。主要的地质事件是受断裂控制的新生代盆地和玄武岩喷发。

新生代盆地发展具有明显的阶段性，一般可分为古近纪、新近纪和第四纪三个演化阶段。在强烈坳陷区、斜坡及山间盆地等不同构造位置中发育不同的沉积序列:坳陷盆地内以细碎屑为主，发育济阳群;山间盆地中沉积含粗碎屑较多的堆积物，发育官庄群;而在斜坡地区则发育五图群。受陆相沉积环境影响，盆地中地层相变非常大，自盆地外部往内部碎屑岩粒度逐渐变细。含膏盐、岩盐沉积是新生代盆地的共同特点，在裂谷坳陷中还发育丰富的油气资源。新生代以来，太平洋板块由早期的NW向转为向西俯冲于欧亚板块之下，所产生的弧后拉张效应使渤海湾地区产生巨大的拉张应力场，同时郯庐断裂中段产生强烈拉张，这些共同的作用导致了渤海湾大型断陷盆地的形成。济阳坳陷新生代盆地继承中生代断陷盆地发育，古近纪，伸展断陷作用形成半地堑盆地;新近纪，盆地以区域性坳陷沉积为主，原来的生长断层不再活动;第四纪，山东整体处于截凸填坳的均一化过程，局部有缓慢的隆升，伴随着泰山的隆起，济阳坳陷和济宁坳陷成为统一的第四纪坳陷盆地。

新生代玄武岩属钠质碱性玄武岩类，岩浆来源于亏损的软流圈地幔，并有部分岩石圈地幔的混染，形成于强烈的伸展拉张构造环境。

第四纪地壳以差异性升降运动为主，新构造运动塑造了山东省现代地形地貌和水系特征。活断层主要表现对早期构造继承性改造，单条断裂整体活动性差，活断层主要集中分布在沂沭断裂带、兰考－聊城断裂带、牟平－即墨断裂带附近。

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山东省大地构造演化视频