胶西北金矿成矿地质条件

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胶东金矿集中区位于华北板块东南缘，毗邻大别－苏鲁造山带
。特殊的大地构造位置造就了胶东地区得天独厚的成矿地质条件:既有广泛分布的太古宙—古元古代克拉通化的变质基底岩系 ，亦有不同构造－岩浆期的岩浆侵入活动
，还有中生代以来颇为发育的以NNE、NE向为主的不同方位 、序次的脆性断裂构造等等，这种三位一体的地质条件 ，为胶东金成矿提供了有利的地质背景。太古宙含较多幔源物质的变质岩系和侏罗纪壳源重熔型花岗岩———玲珑花岗岩构成了胶东金矿的矿源岩系，早白垩世岩浆活动成为含金流体活化的热源
，广泛发育的断裂构造为金矿运移
、富集提供了通道和空间 。

一、矿源岩系

(一)太古宙花岗－绿岩组合

胶东太古宙花岗－绿岩带由唐家庄岩群 、胶东岩群和官地洼变基性－超基性岩组合
、马连庄基性－超基性岩组合、栖霞片麻岩套 、西朱崔含紫苏英云闪长质片麻岩等地质单元组成
。该套太古宙变质基底岩系(广义的胶东群)被认为是胶东金矿的原生矿源岩系(李士先等，2007)。

从胶东地区与金矿有关的主要地质单元金丰度值(表3－1)可看出 ，广义的原胶东群(花岗－绿岩组合)金丰度值为1.67×10－9
，胶东岩群为1.88×10－9，其他前寒武纪地质单元的金丰度值为1.22～2.58×10－9 ，金丰度值均低于金在地壳中的平均含量4.0×10－9(黎彤
，1997) 。

表3－1胶东与金矿有关的主要地质单元金平均丰度值一览表

金在岩石中有两种赋存形式:一是具亲铁、亲铜
、亲钾性易活化的金，二是具惰性不易活化的金。易活化的金在地质构造活动过程中 ，热液作用使其从岩石中活化、萃取出来
，迁移 、富集;不易活化者，则难以释放而残留于岩石中
。研究认为 ，在胶东地区普通岩石中测试的正是这部分难以激活的剩余金
，不能代表岩石形成时的原始金丰度。从物质不灭定律和有其物必有其源的角度看，原始变质基底金含量特别是易活化金含量颇丰 ，多已被后期热液活化
、萃取，搬运、迁移而富集成矿
，故经历了多期构造岩浆活化改造的太古宙花岗绿岩组合中的金丰度值低 。因此，不能因太古宙变质基底岩系中金丰度值低而否定其原始矿源岩系的性质
。

胶东绿岩带中有较多的幔源超镁铁质－铁镁质岩石 ，一般认为地幔中金元素比较富集
，因此，由这种岩石组成的太古宙古陆核和陆壳富金 ，为金的成矿提供了最初的物质来源。

栖霞片麻岩套TTG质花岗岩系是胶东地区太古宙规模最大的岩浆活动事件
，亦是胶东地区具重要意义的一次岩浆侵入活动 。岩浆侵入致使处于塑性－半塑性的原始陆核 、陆壳物质被冲碎
、解体，分散为规模不等、形态各异的残留包体
。TTG岩系在侵位过程中 ，活化 、萃取原始陆核
、陆壳金质与其自身携带的金元素融于一体
，完成了胶东地区原始金质的首次积累。以栖霞片麻岩套TTG岩系为主体的太古宙变质基底岩系的发生、形成和演化过程，是胶东金矿形成的建造基础 ，是矿源岩系得以逐步演化成矿的物质渊源 。

(二)玲珑花岗岩

玲珑花岗岩是胶东地区最发育的侵入岩之一
，亦是与金成矿密切相关而备受关注的侵入岩，被称为金矿成矿的衍生矿源岩系(李士先等 ，2007)
。玲珑花岗岩地球化学特征以高Sr低Y为特点，相似于埃达克岩
，然而，其以常具较明显的负铕异常和Al2O3含量一般不超过15%而区别于埃达克岩。多数研究者认为玲珑花岗岩属于陆壳重熔型花岗岩(宋明春等 ，2009)
，是由基底岩系组成的陆壳部分熔融形成的 。以往研究表明，玲珑花岗岩的锆石组成十分复杂 ，导致其同位素年龄变化范围很大
，前人对其形成时代的认识差异较大
。现在多数人倾向于认为其形成于侏罗纪，其同位素组成复杂 ，主要原因是玲珑花岗岩是由不同时代的基底岩系部分熔融形成
，其内保留了大量基底岩系的年龄信息。含金颇丰的由太古宙花岗－绿岩带组成的下地壳被交代 、重熔和发生壳幔物质的强烈置换，在低压
、高温条件下金质活化 ，形成了金显著富集的重熔型花岗岩———玲珑花岗岩 。

二、热源

近年来的研究表明
，胶东金矿成矿时代为早白垩世，大致形成于120Ma左右 ，这一年龄数据恰与胶东地区早白垩世大规模岩浆活动的时代相吻合。大规模岩浆活动产生的热量引起了地壳较浅部流体活动，流体从富金围岩中萃取金元素
，由高压区向低压区迁移，在适宜的位置富集成矿
。

胶东地区早白垩世花岗岩类侵入岩主要有郭家岭花岗岩和伟德山花岗岩。郭家岭花岗岩被认为是与金矿关系最密切的花岗岩 ，是金矿的直接矿源岩
，也是造成含矿流体迁移 、萃取的主要原因(李士先等，2007) 。来自上地幔的以中基性成分为主的岩浆和下地壳“衍生矿源岩 ”大比例混熔形成的中酸性岩浆 ，沿EW向构造带以热气球膨胀方式主动侵位
，在结晶分异过程中，来自地幔的热流携带的成矿组分和挥发分 ，交代熔融“原生矿源岩
”和“衍生矿源岩”系;岩浆成岩过程中
，在侵入体内分异出含矿流体，并与大气降水混合 ，携带被活化、萃取的金质形成了一个新的岩浆－流体－成矿系统
，金质与挥发分
、碱质(K、Na等元素)等形成易熔配合物进入流体相，在温度 、压力等物化条件影响下 ，含矿热液由高能向低能部位迁移，在成矿有利空间沉淀富集成矿(李士先等
，2007)
。

伟德山花岗岩同位素年龄集中于127～105Ma年龄段。其地球化学特点与郭家岭花岗岩具有相似性，其成因也是由壳源酸性岩浆与幔源基性岩浆混合形成 。伟德山花岗岩是胶东地区中生代最发育的侵入岩 ，尤其在胶东东部沿海一带大量分布
，胶西北地区虽然大规模侵入体不多，但是发育大量同时期的中酸性岩脉 ，说明该地区剥蚀较浅
，大规模花岗岩体尚未出露
。伟德山花岗岩的形成时代与金矿成矿时间吻合，该期岩浆活动规模大
、强度高、热量高 ，足以引起上部岩层中大规模的流体活动。因此
，我们认为，伟德山花岗岩岩浆活动是引起成矿流体活化的重要热源 。

三 、控矿构造

控制胶西北金矿的断裂系统 ，最具决定意义的是NNE—NE向弧形控矿断裂系统
，它直接控制了该区特大型
、大型金矿床及大部分中小型金矿床
。

(一)三山岛断裂带

位于渤海之滨的莱州市三山岛—仓上—潘家屋子一线，其大部分地段被第四系覆盖。断裂陆地出露长12km ，带宽20～400m;总体走向40°～50°，三山岛—新立段走向40°
，从新立向南西以80°走向延入渤海，跨海后在仓北以10°～20°走向延至仓南 。从仓南以85°走向往南西延长2km ，逐渐转为45°
，至潘家屋子延入渤海;倾向南东，倾角30°～40° ，局部可达80°(图3－2)
。断裂平面上呈“S ”形
，形态不规则，膨缩现象明显 ，其下盘多发育与其走向平行或呈“入
”字形相交的分支构造;剖面上呈铲状
，浅部倾角陡、深部明显变缓。断裂发育于玲珑花岗岩与栖霞片麻岩套接触带和内接触带，沿断裂带具强烈的绢英岩化蚀变 。断裂具多期活动特点 ，成矿前为左行压扭
，成矿期为右行张扭，成矿后为左行压扭。断裂带主裂面明显 ，其内发育有10～50cm厚的灰黑色断层泥，位于断裂带中偏上部位
。带内构造岩发育
，蚀变分带明显，以主裂面为界 ，以下依次出现黄铁绢英岩质碎裂岩 、黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩
、黄铁绢英岩化花岗岩
，各带呈渐变关系;主断裂面以上，蚀变岩带较窄 ，蚀变分带不明显。

三山岛断裂由北向南控制三山岛、新立和仓上3处大至特大型破碎带蚀变岩型金矿 。

图3－2 三山岛断裂带地质图

(二)龙莱断裂带

包括龙口－莱州主干断裂和其上 、下盘伴生和派生的低序次断裂
，如寺庄段的寺庄支断裂
、邱家支断裂;焦家－朱宋段的侯家支断裂、河西支断裂 、望儿山支断裂、金华山－洼孙家支断裂等
。另有分布于这些支断裂之间和玲珑岩体内的以NE走向为主的更低序次的断裂或裂隙群。龙莱断裂带中段招远高家庄子以南金矿密集分布地段也称为焦家断裂带(图3－3) 。

1.主干断裂

龙口－莱州断裂北起龙口姚家，南至莱州市紫罗姬家一带
。断裂长约60km ，宽50～500m。走向总体呈NNE向
，但变化较大:从寺庄村沿NNE—NE走向延伸至高家庄子，过辛庄后拐向NE东向(75°左右)至水盘 ，从水盘沿25°方向进入龙口市境内;寺庄以南以170°走向延至徐村院村南 。断裂倾向北西
，倾角30°～50°，局部较可达78°
。断裂平面上呈“S”形 ，形态不规则，膨缩现象明显
，其下盘发育较多与其走向平行或呈“入 ”字形相交的分支构造;剖面上呈铲式，垂深1000m以下倾角最缓处为16°。断裂发育于早前寒武纪变质岩系与玲珑花岗岩
、郭家岭花岗岩接触部位或内接触带 ，断裂发育部位往往形成较厚的灰黑色断层泥和规模不等的破碎蚀变岩带 。断裂自南向北大致分为七段
。

寺庄段:发育于玲珑花岗岩内
，形成宽80～500m的破碎蚀变带，北段走向15° ，南段渐弯曲为走向325°
，倾向NW或SW，倾角30°～40° ，其上盘发育寺庄支断裂
，下盘发育邱家支断裂。此段赋存寺庄金矿床 。

图3－3 焦家断裂带地质图

马塘－新城段:东季以南断裂发育于马连庄组合变辉长岩与玲珑花岗岩接触部位，新城附近发育于玲珑花岗岩内部或与郭家岭花岗闪长岩接触带。破碎蚀变带宽80～200m
。总体走向40° ，平面上呈曲率较大的“S”形
，变化范围5°～40°;倾向NW，倾角25°～60° ，东季局部地段可达80°左右。此段赋存有焦家、新城 、马塘
、东季金矿床 。

新城－高家庄子段:发育于玲珑花岗岩与郭家岭花岗闪长岩接触部位，上盘发育埠后支断裂
，下盘为侯家支断裂、河西支断裂 、望儿山支断裂
。主干断裂与支断裂在平面上呈斜列分布的“入
”字形构造和菱形结环特征。

磁口－大宋家段:发育于马连庄组合变辉长岩与玲珑花岗岩接触带，走向由45°渐变为75°左右 ，倾向NW
，倾角30°左右，破碎蚀变带宽度变窄 ，尚未发现有金矿床赋存 。

大宋家－水盘段:断裂上盘为古近纪五图群的含砾长石砂岩
、含砾硬砂岩沉积岩系及太古宙马连庄组合变辉长岩
，下盘为玲珑花岗岩
。断裂走向60°～80°，倾向NW ，倾角30°～40°
，蚀变带宽100m左右，尚未发现有金矿床赋存。

水盘－姚家段:发育于马连庄组合变辉长岩与玲珑花岗岩及郭家岭花岗岩接触带 。断裂走向5°～0° ，姚家以北地段走向30°左右
，以南5°～10°;倾向NW，倾角30°～34°;破碎蚀变带宽40～120m
。姚家金矿床赋存其中。

姚家以北段:发育于郭家岭花岗岩内部 ，走向由30°渐变为50°左右，倾向NW
，倾角38°～50°，破碎蚀变带规模较小 。

主干断裂复杂的形状变化反映了应力场变化的复杂性 ，“入”字形构造和菱形结块构造为断裂左行张扭活动的结果
。初步认为
，断裂在初始形成时为右行压扭性质，继而转为左行张扭成矿 ，成矿后又发生一次右行压扭活动
，使矿体破碎或被切割。

2.望儿山支断裂

南起招远西曲城村北，经望儿山、上庄 ，于朱宋村北与焦家主干断裂交汇 。全长12km
，宽80～120m，总体走向35° ，倾向NW
，倾角30°～50°。断裂北段山后付家—朱宋村一带走向40°，付家以南走向近SN(5°～10°)
。主裂面较发育 ，由厚10～30cm的灰色断层泥组成。主裂面两侧黄铁绢英岩化碎裂岩 、黄铁绢英岩化花岗(闪长)质碎裂岩
、黄铁绢英岩化花岗(闪长)岩呈对称分布 。断裂发育于玲珑花岗岩内部或与郭家岭花岗岩接触带
。断裂在上庄、河东村附近出现分枝复合现象。沿断裂自南向北近等间距分布有望儿山 、付家
、河东、上庄 、陈家5处规模较大的金矿床 。

3.河西支断裂

北起河东村，经河西村南与侯家支断裂汇合
，再向南，于东季金矿床北部交汇于焦家断裂
。断裂长约2km ，宽30～60m;总体走向约50°
，倾向NW，倾角25°～50°。平面形态呈舒缓波状 。以黑色断层泥为标志的主断裂面 ，沿破碎带近底板发育
。断裂切割玲珑花岗岩、郭家岭花岗岩。在两种花岗岩接触带部位赋存有特大型河西金矿床 。

4.侯家支断裂

南端交汇于河西支断裂
，向北沿徐家疃东—西良一带展布，于朱宋村北汇合于焦家断裂
。断裂长6km ，宽20～100m
，走向40°，倾向NW ，倾角30°～40°。断层泥不发育
，无明显的构造主裂面 。断裂切割玲珑和郭家岭花岗岩，其南段有工业矿体赋存。

5.金华山－洼孙家支断裂

南起金华山 ，向东北经前孙家
、小诸流、洼孙家，于界河大宋家一带与焦家断裂交汇
。断裂长约12km
，宽0.5～20m，走向40°～50° ，倾向SE或NW
，倾角60°～72°。断裂南北两段发育于玲珑花岗岩内，中间段切割郭家岭花岗岩 。沿该断裂基本等间距分布有金华山 、前孙家
、山后冯家、后孙家 、洼孙家等中
、小型金矿床
。

6.埠后支断裂

发育于焦家断裂上盘的玲珑超花岗岩内 ，走向约50°
，倾向北西，倾角20°～35°。北从磁口村南由焦家断裂分出 ，经埠后、马埠庄子南
，在新城以北又交汇于焦家断裂，长约7km 。平面形态比较复杂 ，分枝复合
，膨胀夹缩特征发育
。沿断裂发育绢英岩化花岗质碎裂岩 、绢英岩化花岗岩。该断裂未见工业矿体赋存 。

7.寺庄支断裂

焦家断裂寺庄段上盘的分枝断裂
。北从朱郭李家东由焦家断裂分出，于寺庄矿区南又复合于焦家断裂 ，沿栖霞片麻岩套与玲珑花岗岩接触带展布。断裂长2.4km，宽70～200m;北段走向50°
，向南延伸偏转为330°，倾向NW或SW ，倾角20°～30° 。发育连续的主裂面及2～10cm厚的断层泥
。沿该断裂金矿化较差。

8.邱家支断裂

发育于焦家断裂下盘
，展布于玲珑花岗岩内 。自北向南出现三个分支，西侧分支控制长度700m ，宽20～80m
，走向5°，倾向NW ，倾角40°
，由花岗质碎裂岩
、碎裂状花岗岩组成，有工业矿体赋存;中间分支长度1700m ，宽30～120m
，走向15°～40°，倾向NW ，倾角40°～50°，由绢英岩化花岗质碎裂岩、绢英岩化碎裂状花岗岩组成;南侧分支长1200m
，宽10～100m，走向55° ，倾向NW
，倾角30°～40°，由绢英岩化花岗质碎裂岩组成。

该断裂主矿体赋存在主裂面下黄铁绢英岩质碎裂岩带和黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩带内 ，其产状与主裂面产状一致
。次级矿体赋存在黄铁绢英岩化花岗岩带内
，其走向与主断裂面一致，倾角陡立或反倾。断裂内主矿体往南西方向侧伏明显 ，沿倾斜方向具有尖灭再现的特点 。

9.焦家断裂带及其南延位置

人们通常把龙莱断裂带的朱宋－朱桥段习称为焦家断裂带
，该断裂是焦家金矿田的控矿构造
。由于在朱宋以北发现小涝洼小型金矿床，我们认为朱宋向北至高家庄子段属焦家断裂带的北延部分。焦家断裂带南段寺庄以南因第四系覆盖去向不明 ，因此前人对焦家断裂南延的位置争议较大 。有人认为
，焦家断裂在徐村院以南大致沿河道向南东方向转折;还有人认为，焦家断裂与徐村院西南方向的苗家断裂可以相接
。

2006年山东省地质六院在莱州市徐村院矿区开展了金矿普查工作 ，发现了受断裂构造控制的构造蚀变带，工程控制蚀变带长1700m
，宽160～360m。蚀变带走向350°，倾向W ，倾角34°～60°
，平面或剖面上呈舒缓波状延伸，发育于玲珑花岗岩中 。蚀变带发育较连续的主裂面 ，由厚0.05～0.60m的断层泥组成
。以主裂面为中心向两侧分别由绢英岩 、绢英岩质碎裂岩
、绢英岩化花岗质碎裂岩、绢英岩化花岗岩组成
，各类蚀变岩之间呈渐变关系，岩石蚀变不均匀 ，以主裂面为中心向两侧依次减弱
，其中绢英岩 、角砾岩、绢英岩化碎裂岩呈不连续带状分布。蚀变以硅化
、绢英岩化、绿泥石化 、碳酸盐化为主，局部见黄铁矿化
、方铅矿化 ，局部见金矿化 。从岩心观察
，沿断裂带的构造岩性分带、主裂面特点 、破碎带蚀变程度
、矿化类型等与北部相邻的焦家断裂寺庄段完全可以对比
。

通过对物探异常验证，在紫罗姬家工区揭露出的断裂蚀变带 ，钻孔内宽度可达150m，蚀变带由钾长石化绢英岩化花岗岩及绢英岩化花岗质碎裂岩组成
，局部为黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩，星散状黄铁矿、闪锌矿 、方铅矿分布于岩石中 ，岩石裂隙较为发育
，裂隙面偶见粉末状黄铁矿分布，局部地段具金矿化。在紫罗綦家地区开展的钻探工作 ，也发现了一定规模的断裂带
，与物探推测结果基本吻合，断裂分布于新太古界马连庄组合变辉长岩中 ，带宽80m
，走向50°～60°，倾向北西 ，倾角45°～50°
，断裂带岩性为绢英岩化变辉长岩及绢英岩化变辉长岩质碎裂岩
、绢英岩化变辉长岩，沿断裂带具一定的金矿化 。

在徐村院、紫罗姬家和綦家地区揭露的断裂构造特征与焦家断裂比较:断裂带分布部位一致 、断裂构造蚀变带地质特征基本相同
、空间位置基本对应、地球物理场均处于高磁场的马鞍部位 、矿化蚀变带的地球化学异常元素组合基本一致 ，因此认为，寺庄向南经徐村院至紫罗姬家的断裂应是焦家断裂带的南延段
，该断裂再向南经綦家后有继续沿南西方向延伸的趋势。徐村院西南方向分布的苗家断裂，其走向与焦家断裂一致 ，但倾向相反
，规模、蚀变矿化特征均与该带有较大差别，因此不可能是焦家断裂的南延
。根据物探和部分地质勘查资料分析 ，徐村院南现代河流经过的位置可能是NW向或NNW向的后期断裂构造。前人也有焦家带过寺庄后被NW向的后期断裂切割错位而去向不明的说法
，但根据招远界河
、淘金河、诸流河等来看，河流两侧的地质特征完全对应 ，未发现明显位移 。

总的认为
，焦家断裂带应为龙莱断裂带南段的高家庄子－紫罗姬家段，包括高家庄子－新城段 、新城－马塘段
、寺庄段及其南延部分 ，长度大于21km
，在前人所称的焦家断裂基础上向南北两端各延伸了3km
。焦家断裂带是著名的金成矿带，其南延段的确立 ，对进一步的勘查工作部署具有重要的指导作用。

焦家断裂带平均走向30°，倾向北西
，倾角29°～43°，总体沿栖霞片麻岩套与玲珑花岗岩的接触带分布 ，但有的地段发育在栖霞片麻岩套或穿切玲珑花岗岩与郭家岭花岗岩 。破碎蚀变带宽80～200m
，具明显而稳定的分带特征
。

焦家断裂带为金矿最密集的成矿构造带，特大型金矿焦家金矿、新城金矿及河东 、河西等其他15处大中型金矿均受该断裂或其旁侧次级断裂控制 ，主断裂与其下盘次级断裂上的矿床具有东西横向对应产出的规律。

(三)招平断裂

招远－平度断裂(简称招平断裂)平面上呈舒缓波状展布
，是胶西北S形断裂中规模最大的一条 。断裂南起平度城北宋戈庄附近，呈NNE走向 ，向北至南墅以北转为NE向
，经招远城后再转为NEE东向，延至龙口市颜家沟一带尖灭
。断裂走向变化较大 ，在招远城以南近于南北走向或15°左右
，经朱家嘴急转为45°～60°。断裂全长120km，宽150～200m ，倾向南东—东，倾角30°～70° 。断裂由主干断裂和次级断裂组成
。其中主干断裂北段的丁家庄子－大磨曲家地段习称为破头青断裂。

1.主干断裂

招平断裂多沿前寒武纪变质岩系与玲珑花岗岩的接触带分布
，主干断裂下盘均为玲珑花岗岩，上盘在平度市山旺—山后一带为荆山群禄格庄组 ，山后至招远新村
、大尹格庄至招城上盘均为栖霞片麻岩套;招城以北
，上盘为文登花岗岩，局部切割栖霞片麻岩套;断裂具稳定的主裂面 ，在其两侧由糜棱岩、碎裂岩 、碎裂状岩石组成
，构成破碎带 。

主干蚀变带规模大，蚀变岩类型齐全 ，组合分带完整。断裂沿倾向和走向上均成舒缓波状
，并且发育有较稳定的断层泥作为主裂面标志，以主裂面为界 ，上盘蚀变作用弱
，蚀变带狭窄，宽十余米 ，下盘蚀变作用强，蚀变带宽大
，数十米至几百米，并有明显的蚀变岩分带特征
。根据蚀变岩的空间分布
、蚀变岩特征和蚀变作用强度 ，分出四个蚀变岩带。自蚀变带中心向外依次为黄铁绢英岩化碎裂岩带、黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩带 、黄铁绢英岩化花岗岩带和钾长石化花岗岩带 。断裂构造岩非常发育
，包括角砾岩
、碎裂岩和碎裂状岩石，且有先期的韧性变形糜棱岩相伴产出
。以稳定的主裂面为中心 ，上、下两盘的构造岩呈带状分布
，并且破碎程度依次递减，下盘的构造岩较上盘发育。热液蚀变主要表现在下盘 ，上盘较弱
，下盘的热液蚀变自主裂面向外有依次减弱的趋势，蚀变类型有黄铁绢英岩化 、钾长石化、碳酸盐化
、绿泥石化 ，局部有金属硫化物和金银矿化 。其中黄铁绢英岩化是主要的蚀变
，与金矿化关系密切
。

招平断裂带是多次活动的产物，在成矿前至成矿过程中 ，其力学性质由右行压扭性斜冲，转为上盘斜落的左行张扭性
，使早期的紧闭断裂发展成为张启性断裂，从而为矿液的上移提供了通道 ，为金矿的富集、沉淀提供了最佳场所。后期又有左行压扭性活动
，形成以压扭性为主的左行断裂破碎带 。

招平断裂为胶西北又一重要的控矿断裂，既是金矿导矿构造 ，又是容矿构造
。该带已发现的金矿床(点)多达36个
，其中已探明资源储量的有15个，所有这些金矿床(点)均产于招平断裂带主干断裂蚀变岩带及其下盘派生或伴生的次级断裂蚀变岩带内 ，形成了一条北起玲珑金矿田
，南止平度山旺，走向北北东—北东的狭长金矿成矿带。断裂蚀变带的形态 、规模
、空间展布严格控制了矿床(点)的产出部位、规模大小和矿石类型 。特大型—大型金矿床有著名的玲珑金矿田及大尹格庄 、东风
、台上、夏甸等;另有山后 、张格庄
、石桥、南墅 、山旺等一批中小型金矿赋存在该断裂及其附近次级断裂中
。

纵观该带内金矿床 ，根据其成矿地质背景和成矿方式的不同分为两大类———蚀变岩型(焦家式)和石英脉型(玲珑式)。石英脉型金矿主要分布于该带北部玲珑金矿田
，矿脉产于破头青主干断裂下盘的次级断裂裂隙内;蚀变岩型金矿则主要赋存于主干断裂蚀变带及下盘伴生或派生的次级断裂蚀变带内，局部也有石英脉型和破碎带蚀变岩型的复合型金矿床产出 。

2.次级断裂

为招平断裂带主干断裂派生的低序次构造 ，构成玲珑帚状控矿构造，控制了玲珑金矿田的分布。次级断裂位于主干断裂北段破头青断裂的下盘
，分布面积约为50km2，内有9条走向NNE—NE向的主要弧形断裂构成 ，在平面上呈向北东收敛
，向南西撒开的帚状，其中长度大于50m的控矿断裂有300多条
。主要断裂长达千米至数千米 ，宽度1～20m不等
，走向由80°渐转为30°左右，倾向北西 ，倾角50°～90°
，由内旋层到外旋层逐渐变陡，每条断裂的中间段均明显向南东凸曲 ，断裂间隔由北东向南西逐渐增大
，这些主要断裂控制了矿田的主要矿体。次级断裂蚀变带规模小，蚀变岩类型相对简单 ，分带性不明显 。矿床类型主要为石英脉型金矿床，如欧家夼
、玲珑、大开头 、九曲、双顶
、东风、108号脉等金矿床(点)
。

(四)大庄子－吉戈庄断裂系

在平度北部的石埠镇与张舍镇荆山群分布区
，20世纪末发现了大庄子金矿(又称黑羊山金矿)和吉戈庄金矿，形成了胶东西部的一个新的重要成矿区(带)。该区金矿明显受大庄子断裂 、宝落断裂
、张舍－马戈庄断裂、东石岭－前楼 、吉戈庄等一系列NNE向或NE向断裂控制 。该区由于大面积第四系覆盖 ，断裂规模及组合规律不清
，据工程揭露情况看，几条主要断裂的特征如下:

大庄子断裂带 ，矿区范围主要有3条断裂
，1号断裂位于大庄子村东，断续出露长约3km ，围岩为荆山群
，地表矿化蚀变带宽40～60m，主要由硅化
、绢云母化、绢英岩化构造角砾岩和碎裂岩组成 ，金矿化主要发育在角砾间隙的胶结物中
，为网脉状和细脉浸染状矿化，矿化富集与硅化关密切 ，多数角砾被挤压呈构造透镜体状，角砾成分主要是构造片岩 、片麻岩
、糜棱岩和角闪质岩石
。

2号断裂位于大庄子村北
，为一组平行分布的NNE向压扭性断裂，断裂产状:10°～15°∠70°。沿断裂形成一个长约700m ，宽约150m的矿脉带群 。矿体由含金多金属硫化物石英脉组成
，部分由含矿的硅化碎裂岩组成
。矿石矿物组合与玲珑式金矿类同，主要金属矿物有黄铁矿 ，次要有方铅矿
，闪锌矿及少量黄铜矿，矿石呈块状构造及条带状构造。脉石矿物主要有石英、绢云母 。为石英脉型金矿
。

在1号和2号断裂之间 ，尚有数条NE—NEE向的规模不大的压扭性断裂
，控制金品位较高的含金石英脉体。

吉戈庄断裂，位于吉戈庄村北 ，发育在荆山群变质岩中
，控制长度为1.5km，由两条相距十余米的破碎角砾岩带组成 ，宽6～20m，走向40°
，倾向北西，倾角47°～60° ，显压性特征 。

宝落断裂
，位于吉戈庄断裂下盘，控制长度为2km ，宽10～50m
，总体走向5°～20°，倾向北西 ，倾角60°～65°。断裂为一破碎角砾岩带
，角砾为荆山群中的变粒岩和斜长角闪岩及石英脉等，断裂表现为压扭性特征
。它是吉戈庄金矿最主要的控矿断裂。

大庄子－吉戈庄断裂系统的控矿构造有两种类型:主要控矿构造在荆山群内顺层产出 ，构成层间滑动构造
，其内产出的金矿床有人称为层间滑动角砾岩型金矿，并认为与胶莱盆地东北缘蓬家夼金矿相似(邹为雷等 ，2001);在主断层下盘发育的反倾高角度次级断裂，走向45°～60°
，倾向北西，倾角40°～60° ，呈左行雁行状排列
，其内充填石英脉型金矿，是以往民采的主要对象 。

中生代陆相盆地与盆岭构造

能
。根据农交网查询显示：2023年莱阳市最新拆迁村名单有龙旺庄街道涉及的农村集体经济组织：北姜格庄村 、北龙旺庄村
、北曲格庄村、洞仙庄村 、纪格庄村、南龙旺庄村
、南曲格庄村、倪家店村 、堑头村
、乔家泊村、西陡山村。所以 ，莱阳龙旺庄街道办事处西陡山村能拆迁 。

越来越多的地质事实表明
，晚侏罗世前后东亚地区的构造变形体制发生了重大转折，构造活动从晚侏罗世以前强烈的陆内挤压造山和地壳增厚作用演变到早白垩世以来强烈的陆内引张裂陷和岩石圈减薄作用 ，这种构造体制的转折过程与太平洋板块向亚洲大陆的俯冲作用紧密相关
。早白垩世是中国东部强烈的伸展变形和裂谷作用时期
，形成了广泛发育的裂陷盆地和伸展盆山耦合系统。山东省中生代形成了一系列受构造控制的陆相盆地，构成盆岭相间的构造格局（图6.33） 。

图6.33 山东省中生代盆地与断裂构造略图

Fig.6.33 Simplified geological map of Shandong province showing the Mesozoic faults and basins

1—邹平盆地；2—临朐盆地；3—肥城盆地；4—莱芜盆地；5—鲁村盆地；6—南麻盆地；7—大汶口盆地；8—汶东盆地；9—蒙阴盆地；10—汶上宁阳盆地；11—泗水盆地；12—平邑盆地；13—金乡鱼台盆地；14—滕州盆地；15—成武盆地；16—单东盆地；17—陶庄盆地；18—韩庄盆地；19—昌邑盆地；20—寒亭盆地；21—马站盆地；22—苏村盆地；23—郯城盆地；24—龙口盆地；25—臧家庄盆地；26—俚岛盆地；27—桃村盆地；28—胶莱盆地；29—中楼盆地；30—安丘—莒县盆地；31—莒南盆地；32—临沭盆地；33—灵山岛盆地；34—德州—莘县盆地；35—济阳盆地；36—沾化盆地；37—昌乐盆地；38—东明盆地

6.3.1 中生代盆地类型及基本特征

山东省中生代盆地主要形成于侏罗纪—白垩纪 ，是与岩石圈伸展减薄作用有关的裂陷盆地
，仅有少量三叠纪盆地为陆内坳陷盆地
。根据盆地的原型几何特征和展布规律，将裂陷盆地归纳为下列3种类型：

1）泛裂陷型盆地系。由一系列单个断陷盆地组成 ，形成区域上广泛分布的裂陷盆地群，典型的如蒙阴裂陷盆地群 。断陷盆地系中
，单个断陷盆地往往规模较小 、延伸短
、断陷深、相互隔离和分布不连续，断陷形态以不对称半地堑为主
。

蒙阴裂陷盆地群由肥城盆地 、莱芜盆地
、鲁村盆地、南麻盆地 、大汶口盆地
、汶东盆地、蒙阴盆地 、泗水盆地、平邑盆地等组成 ，分布于沂沭断裂西侧
，总体呈NW—SE向长条形或弧形，与沂沭断裂共同组成牵引“入 ”字型构造格局。控盆断裂位于盆地北缘 ，盆内地层由南向北逐层上叠 。断裂和地层相向倾斜
，断裂倾角65°～75°，地层倾角10°～25° ，下部地层倾角略大于上部地层倾角
，形成前断后超式单侧断陷盆地。盆地内主要发育淄博群三台组（红色岩系）
、莱阳群、青山群，盆地形成始于侏罗纪 ，白垩纪为盆地裂陷活动的主期
。由于主控断裂的走向差异可划为两种类型：莱芜型
，平面上呈三角形，剖面上呈箕型 ，是由NNW走向和NE走向断裂交叉控制而形成的；平邑型，总体呈长轴状展布
，三角形部分不发育，主要与NW走向断裂有关。

2）狭窄型裂陷盆地系 。这类裂陷盆地的显著特征是平面上呈线形展布 、剖面上受断裂控制 ，由对称地堑和地垒组成
，其发育与岩石圈断裂有关
。沂沭裂谷系属于这一类盆地系，裂谷由西侧的苏村地堑
、东侧的莒县地堑（安丘—莒县盆地）和中部的汞丹山凸起组成二堑夹一垒构造格局。裂谷长大于500km ，宽15～50km
，其长宽比与东非裂谷系相似[203] 。地堑内沉积了一套早白垩世河湖相砂砾岩系（大盛群）、高钾火山喷发岩（青山群）和晚白垩世河湖相砂砾岩系（王氏群）
。地堑内盆地主要包括马站盆地 、苏村盆地
、郯城盆地、昌邑盆地 、寒亭盆地和安丘莒县盆地。

（3）菱形状裂陷盆地系 。这类盆地平面形态往往呈菱形，四周受断裂控制 ，其发育与主干断裂走滑活动密切相关
，具有走滑拉分盆地性质
。以鲁东地区的胶莱盆地
、中楼盆地较为典型，其他尚有临朐盆地、邹平盆地 、金乡鱼台盆地
、滕州盆地、沾化盆地等 ，可分为以下三种类型。

济宁型盆地：受控于棋盘格状构造系
，盆地形态常呈长方形，沉积了山麓相淄博群及湖泊相莱阳群 ，很少见火山物质，是相对宁静的沉积盆地 。

邹平型盆地：继承了印支期的盆地格局
，盆地总体形态呈“U
”形（现在形态），可能与南北向断裂及齐广断裂活动有关
。是中生代地层发育较齐全的盆地 ，盆地内发育三叠纪石千峰群
，侏罗纪淄博群 、白垩纪莱阳群及青山群，各组的厚度较大 ，淄博期以范围不大的湖泊相沉积为主
，莱阳期也以湖泊相为主，晚期有火山活动 ，青山期发育大量的火山岩。

中楼型盆地
，位于沂沭断裂带旁侧，为被沂沭断裂带、船坊断裂
、中楼断裂、大长远-清平峪断裂控制的局限盆地 。盆地大致呈菱形 ，由莱阳群及青山群组成
，莱阳群沉积厚度大，是胶莱盆地同期沉积的3～4倍 ，盆地中常见滑塌构造 、鲍马序列等。盆地边缘常见强烈火山活动形成的火山碎屑岩及巨厚的山前洪积扇等沉积物，沉积物成分成熟度及结构成熟度低
，具深水
、近源、快速堆积的特点
。

鲁东中生代盆地与鲁西构造特点不同，控盆断裂位于盆地南缘 ，盆内地层具有由北向南逐层上叠和南断北超的特点。

6.3.2 中生代沉积-构造古地理演化

通过岩石地层和层序地层研究分析
，可以将山东省中生代陆相盆地沉积-构造古地理发展演化分为五个阶段，分别与五个二级层序对应 。由于沂沭断裂带对山东省中生代沉积的控制作用 ，这五个阶段在各个盆地发育是很不相同的
，并且各个盆地的发育主要受区域性构造控制，大地构造位置和区域性断裂的规模造成了盆地间演化阶段和地层序列的差异
。

（1）三叠纪沉积阶段

石千峰群沉积期区内整体处于抬升剥蚀状态 ，仅在聊城和章丘—淄博一带继承了二叠纪石盒子组沉积期的地貌格局
，经历了一次湖扩与湖退沉积过程，形成了一套浅湖相—滨湖相沉积的泥岩及砂 、泥岩组合。该阶段较二叠纪石盒子组沉积期 ，湖泊范围明显缩少
，至末期，这种格局基本消失 ，几乎全部进入了剥蚀阶段 。

二马营组沉积期沉积仅发育于聊城西侧，范围很局限
，其他地区均处在剥蚀阶段，该地区由于地形抬升与下降差异较大 ，使原湖盆地貌保存下来
，形成了一套红色湖相砂
、泥岩沉积
。

从晚古生代至早白垩纪岩相古地理演化特征看，山东省鲁西地区自晚石炭世至三叠纪 ，经历了一次完整的海侵-海退
，并进一步转化为陆相盆地沉积的过程，这一过程海水大致从南面入侵 ，自北部退出
，地壳抬升亦是南部先抬升，至三叠纪 ，几乎全部进入抬升剥蚀阶段
，仅在聊城—淄博一带形成小范围的湖相沉积，中三叠世以后 ，全区进入了抬升剥蚀阶段。

（2）侏罗纪沉积阶段

古生代末华北地台抬升，经历了三叠纪4千余万年的风化剥蚀后
，至侏罗纪山东的古地形呈现准平原地貌 。三叠纪时鲁东滨太平洋构造岩浆活动带受南北向挤压，苏鲁折返带隆升 ，古生代沉积盖层被剥蚀殆尽
。侏罗纪时鲁东地区基底全部出露
，地表整体显刚性特征，发育断裂构造。而鲁西地壳表面还保留了千余米厚的古生代地层 ，在构造运动影响下
，产生断裂构造和宽缓的褶曲，在这些断裂和褶曲的低洼部位形成侏罗纪的盆地 ，发生沉积作用 。

鲁西滨太平洋前陆坳陷带侏罗纪主要沉积区在其边缘地带
，早期沉积发生在济阳坳陷的东北部东营和南侧的周村一带，形成两个主要的沉积中心
。当时地形高差较小 ，沉积物以细碎屑为主
，并且河流流域小，很快就进入盆地中心汇聚成湖泊。故此时沉积的坊子组以细碎屑为主并多为还原色调 ，此时的植物群属亚热带类型 。此时其他的一些小盆地局部也有沉积，如寒亭盆地和蒙阴盆地
，但规模很小，尤其是后者 ，可能仅达现代大型水库级别。晚期随地形的进一步夷平和地壳活动引起变形
，沉积范围向南扩展，在现今的聊城、菏泽 、滕州一带形成新的沉积区
。因这些地区地形基本夷平 ，无大的起伏
，故没有明显的沉积中心（湖盆），以广泛的河流相沉积为主（三台组） ，并且气候变干燥。三台组的砂砾岩旋回性结构和砾石成分的复杂性说明此时地壳活动比较频繁
，为下一阶段构造演化的前奏期 。据研究，东营一带的沉积物粒度明显比淄博三台山一带和鲁西南粗 ，这除了说明因地壳变形北部地势抬高外
，也可能反映河流的流向是自北东向南西方向
。此时气候比早期明显干燥，植物类型以蕨类为主 ，在蒙阴盆地三台组中发现的恐龙足印化石说明此时鲁西已有恐龙生存。

（3）早白垩世莱阳群沉积阶段

在郯庐断裂走滑作用影响下，具拉分盆地性质的胶莱盆地开始形成
，早期沉积（瓦屋夼组）首先发育在盆地东北部，随沉降加剧沉积作用逐渐向南西方向扩展 。该阶段胶莱盆地有海阳和诸城两个主要的沉降中心 ，湖盆发育好
、地层序列完整（图6.34）
。而其他盆地则是以河流作用为主
，地层序列变化较大。该阶段后期，随沉降作用减弱 ，湖盆渐被淤塞
，变为以广泛的河流冲积作用为特征，仅在局部残存水体中形成小型湖泊 。由于拉伸作用产生的刚性断裂局部切穿地壳 ，发生火山作用
，所以晚期地层中火山物质多，局部甚至形成巨厚的火山岩系
。此时在沂沭断裂东侧莒南中楼一带有一火山活动中心 ，早期沉积作用不发育
，晚期因断裂深切造成较大规模的中基性火山物质喷发，随喷发物质增多对地壳压力加大 ，形成一局部沉降中心，引起海水侵入
，形成一局部海湾，继而沉积了巨厚的浊积岩系列 ，但随着沉降减弱和沉积物充填
，海水很快退出（图6.35）。

图6.34 胶莱盆地莱阳期早期沉积岩相古地理[10]

Fig.6.34 Sedimentary facies and inferred paleogeographic map of the Laiyang basin（the early Laiyang episode）[10]

K1l—莱阳群林寺山组；K1z—莱阳群止凤山组

该阶段鲁西地区的地貌形态没有发生大的变化，未形成大规模盆地和沉积作用 ，在侏罗纪沉积阶段的基础上各盆地继续发生沉积作用
，因盆地规模都较小，所以湖盆演化阶段多不完整 ，地层序列差异也较大 。

（4）早白垩世青山群、大盛群沉积阶段

随着莱阳期湖泊演化的结束
，各个盆地逐渐被填平
。随后地壳拉张，断裂活动增强 ，爆发大规模的火山活动。此时胶莱盆地火山活动主要发生在盆地中心部位
，沿近东西向基底断裂发生，形成莱阳 、即墨
、胶州、诸城几个活动中心 ，另外在臧家庄和俚岛盆地也有小型火山活动中心 。鲁西地区和沂沭断裂带内在前期盆地中也发生火山活动，与鲁东地区不同的是这些盆地规模小
，断裂比较紧闭，在地幔岩浆上升过程中大多数未与地壳发生重熔 ，形成新的岩浆房
，故火山喷出物质为中基性，很少发生酸性火山物质喷发。沂沭断裂带在经过早期的火山活动之后发生剧烈沉降 ，形成裂谷
，沉积了巨厚的湖泊 、河流相地层（大盛群），同时在鲁东、鲁西火山岩盆地中火山喷发间隙也有河流沉积作用 ，沉积一些正常碎屑岩夹层
。

图6.35 胶莱盆地莱阳期晚期沉积岩相古地理[10]

Fig.6.35 Sedimentary facies and inferred paleogeographic map of the Laiyang basin（the late Laiyang episode）[10]

K1d—莱阳群杜村组；K1q—莱阳群曲格庄组； —莱阳群城山后组；K1m—莱阳群马连坡组；K1f—莱阳群法家莹组

（5）晚白垩世王氏群沉积阶段

经过早白垩世大规模火山活动
，早期地壳中积累的能量被释放，火山喷发物加大了盆地载荷 ，大型盆地（如胶莱盆地）又进入新的比较稳定的沉降阶段
，而一些小型盆地则因已被填满，又不具备大盆地重新沉降的机制 ，故多停止沉积，进入剥蚀阶段。该阶段沉积盆地具有由南东向北西方向迁移的特点
，早期（林家庄-辛格庄期）沉积区由鲁东延入沂沭断裂带，晚期（红土崖-金岗口期）沉积即越过断裂带进入鲁西和渤海湾盆地区 。由于此阶段盆地沉降规模较小 ，并受到来自东南方向掀斜作用的影响
，所以沉降幅度较小，湖泊沉积不太发育 ，以分布广泛
、相变频繁的河流沉积作用为主
。

该阶段气候比较干热
，属亚热带-温带气候，季节性降雨明显 ，故河流沉积多发育粗-细旋回韵律
，岩层呈氧化色，层理厚度大。此时地貌形态表现为盆地周围高山耸立 ，由青山群火山岩形成的山体为盆地沉积提供了充足的物源
，盆地内河流发育，并有小型湖泊（多由河流裁弯取直形成） 。

6.3.3 胶莱盆地地层格架和盆地演化

6.3.3.1 胶莱盆地年代地层格架

根据胶莱盆地各地层单位形成时代和沂沭裂谷及鲁西部分中生代盆地地层单位形成时代建立的山东省白垩纪年代地层格架如图6.36所示 ，地层断面切取方向为北东—南西向
。

图6.36 山东省白垩纪年代地层格架[10]

Fig.6.36 The Cretaceous Chrono-lithologic frame of Shandong province[10]

PrZ—前震旦纪变质基底；Z—震旦纪地层；Pz—古生代地层；J1-2f—淄博群坊子组；J2-3s—淄博群三台组；K1w—莱阳群瓦屋夼组；K1l—莱阳群林寺山组； —莱阳群止凤庄组；K1y—莱阳群杨家庄组； —莱阳群水南组；K1lw—莱阳群龙王庄组；K1d—莱阳群杜村组；K1q—莱阳群曲格庄组； —莱阳群城山后组；K1m—莱阳群马连坡组；K1f—莱阳群法家莹组；K1h—青山群后夼组；K1b—青山群八亩地组； —青山群石前庄组；K1fg—青山群方格庄组；K1x—大盛群小店组；K1dt—大盛群大土岭组；K1ml—大盛群马朗沟组；K1t—大盛群田家楼组；K1s—大盛群寺前村组；K1mt—大盛群孟疃组；K1lj—王氏群林家村组；K1-2x—王氏群辛格庄组；K2h—王氏群红土崖组；K2hs—王氏群红土崖组史家屯玄武岩段；K2j—王氏群金岗口组；PrK—前白垩纪；K1—早白垩世；K2—晚白垩世

白垩纪早期山东省沉积比较普遍，胶莱盆地沉积基底为前寒武系
，盆地规模大，沉积类型复杂。鲁西和沂沭断裂带内沉积基底为侏罗系 ，盆地多而规模小 。早期以河流、湖泊沉积为主
，晚期火山活动强烈，火山岩主要沿沂沭断裂和鲁西几个小盆地发育 ，沂沭裂谷开始形成
。

白垩纪中期沉积主要发生在胶莱盆地和沂沭断裂带内
，鲁西蒙阴盆地有少量火山活动。早期火山作用仍很强烈，胶莱盆地以火山岩系为主 ，沂沭断裂带则剧烈沉降形成裂谷系沉积 。晚期胶莱盆地火山作用减弱并逐渐停止
，进入第二期湖盆演化阶段，大量火山物质被搬运重新沉积 ，逐渐由河流沉积转为浅湖沉积
，形成第二期规模较大的湖盆
。据火山活动旋回及等时性分布，胶莱盆地北部湖泊发育较早 ，可能在方戈庄火山旋回活动时即已开始发育，而南部诸城一带相对较晚
，在方戈庄火山旋回活动结束后才开始发育。

晚白垩纪晚期中心向西迁移，胶莱盆地的范围可能扩展到沂沭断裂带东部地堑 ，在北部潍坊一带沉积盆地越过沂沭断裂带进入鲁西
，在临朐至高青一带形成新的沉积中心 。

6.3.3.2 胶莱盆地岩石地层格架

图6.37 胶莱盆地白垩纪岩石地层格架[10]

Fig.6.37 The Cretaceous litho-stratigraphic frame of the Jiaolai basin[10]

图中符号的说明同图6.35

根据地表地质及钻探资料综合分析，建立的胶莱盆地岩石地层格架如图6.37 ，图6.37a为近东西方向断面
，图6.37b为近南北方向断面。从图6.37a中可以看出，胶莱盆地的沉降中心在莱阳一带 ，地层厚度大 、地层单位多
，发育完整的湖泊演化序列
。东部乳山一带为古隆起，处于盆地边缘 ，西部早期的古隆起到后期随盆地规模扩大和沉降中心迁移也进入盆地范围。而图6.37b表示的盆地中部自北而南的断面则说明了高密以南的另一沉降中心的情况
，该沉降中心与莱阳沉降中心的差别是范围大而沉降速率小，湖泊演化序列不完整 ，以发育河流冲积扇为特征 。白垩纪时胶莱盆地内有多个凹陷和凸起，多沉降中心造成了莱阳群沉积相和地层序列的差异
。随着盆地演化发展
，微地貌作用越来越小，反映在地层序列上表现为渐趋一致 ，如王氏群的区域变化相对莱阳群小得多。

6.3.3.3 胶莱盆地构造格局

胶莱盆地西界为沂沭断裂
，总体走向呈NNE向（10°～25°）；盆地东界断裂为牟平-即墨断裂，总体走向呈45°；盆地南界为五莲-青岛断裂 ，走向由35°左右逐渐变为60°左右
，其南西端与沂沭断裂小角度斜交，北东端与牟即断裂有连接的趋势 。盆地北界为门村-平度断裂和金刚口断裂 ，走向北东东—北东向
，盆地部分边界为剥蚀边界
。盆地具有以沂沭断裂和牟即断裂为主剪切断裂（Y剪切），以五莲-青岛断裂为R剪切断裂 ，以平度断裂和五龙村断裂为R′剪切断裂的右行非对称性菱形盆地[204]的特点。

根据区域地质
、地球物理和石油钻探资料
，结合前人的划分方案[205～208]，将胶莱盆地划分为11个次级构造单元 ，分别是：海阳凹陷、牟（平）即（墨）断裂带 、莱阳凹陷
、大野头凸起、平度-夏格庄凹陷 、李党家-马山凸起
、高密-胶州凹陷、柴沟凸起 、诸城凹陷
、五莲凸起、中楼凹陷（图6.38，图6.39） 。

海阳凹陷：位于胶莱盆地东端
，主要由莱阳群组成，凹陷南部有少量青山群
。莱阳期中 、早期沉积沉降速度大 ，沉积物厚度达1500m
，莱阳期晚期凹陷逐渐变浅。凹陷被白垩纪花岗岩类侵入体侵入破坏 。

牟即断裂带：位于胶莱盆地东部，由一组NE向断裂组成 ，为岩浆强烈活动的裂陷构造带
，以发育青山期火山岩、潜火山岩
、密集脉岩为特征
。莱阳群总体分布于断裂带东侧及北段，在莱阳期中、早期为胶莱盆地的沉积沉降中心 ，沉积物厚度达6000余米。王氏期在断裂带东北段桃村附近形成较小的沉积沉降中心 。

莱阳凹陷：位于胶莱盆地东北部
，根据重 、磁资料解释，在莱西附近基底埋深达6000m ，向北东逐渐变浅
，一般深度为3000～5000m，东北部广泛出露莱阳群 ，西南部出露王氏群。莱阳群在盆地内发育较全，呈东厚西薄特点；青山群除东北部剥蚀缺失外
，其余地方均有分布，总体向南西倾 ，倾角15°左右；王氏群分布明显小于青山群
，且西南厚
、东北薄，向南西倾斜 ，最大厚度大于3700m
。

大野头凸起：位于胶莱盆地北部
，北为莱阳凹陷，南为平度-夏格庄凹陷。出露地层为古元古代粉子山群 ，构成复杂的多期褶皱 。

平度-夏格庄凹陷：总体呈NWW向延伸
，基底埋深5000～6000m，有平度和夏格庄两个沉降中心
。莱阳群垂直厚度约3200m。王氏群在夏庄附近呈NW向延伸的宽缓向斜 。凹陷内次级断裂较发育 ，东部以NE和NW向为主
，中西部主要发育NEE和EW向断裂，在平度附近受这两组断裂控制形成古近纪断陷盆地
。

李党庄-马山凸起：有人划为七级镇断裂[206] ，由一组密集排列的NW向断裂构造组成。深部为古老结晶基底组成的半地垒状隆起，向南以斜坡形式过渡到胶州凹陷 。基底埋深3000～4000m
，向北西方向基底逐渐抬起
。由于受NW向断裂长期活动抬升的影响，莱阳群沉积厚度小于200m。

柴沟凸起：位于胶莱盆地的中南部 ，介于高密凹陷与诸城凹陷之间
，北以胶州断裂为界，南以百尺河断裂为界 ，由一套粗碎屑的洪积相和河流相（杜村组）沉积物组成
，厚度可达到2000m以上 。断层未对地层沉积起控制作用，表现为强烈的后期改造特征 ，因此柴沟凸起的形成时期应为莱阳群沉积之后
。

图6.38 胶莱盆地次级构造分区图

（据吴智平等[209]
，王世称等[206]修改）

Fig.6.38 Subdivision of the tectonic units of the Jiaolai basin

（modified after Wu et al.[209]and Wang et al.[206]）

图6.39 胶莱盆地1616.0地震测线地质剖面图

（据吴智平等[209]修改）

Fig.6.39 Geological interpretation of the 1616.0 seismic crossing the Jiaolai basin

（modified after Wu et al.[209]）

E—古近纪地层；K2W—晚白垩世王氏群；K1Q—早白垩世青山群；K1L—早白垩世莱阳群；AnZ—前震旦纪基底

高密-胶州凹陷：北临李党庄-马山凸起，南接柴沟凸起。基底最大埋深约6000m ，莱阳群沉积厚度达3000余米
，王氏群沉积厚度1000余米 。莱阳期沉积沉降中心位于高密附近，王氏期沉积沉降中心位于胶州一带。

诸城凹陷：位于胶莱盆地西南部 ，呈南西宽东北窄的楔形
。北以百尺河断裂为界，西界为沂沭断裂带
，南与五莲凸起相接。百尺河断裂与沂沭断裂带交汇附近沉积厚度大，约7000m 。凹陷中白垩纪地层发育全、厚度大
。

五莲凸起：位于胶莱盆地西南缘 ，南以五莲-青岛断裂与胶南隆起分开。断裂以北中生界覆盖于胶辽陆块之上
，往南覆盖于苏鲁造山带之上 。凸起东南缘广泛出露莱阳群，向北西依次出露青山群 、莱阳群
。

中楼凹陷：位于五莲凸起之南 ，苏鲁造山带西缘
，沂沭断裂带东侧，沉积了巨厚的火山岩和浊积岩系 ，并有海相沉积夹层
，沉积最大厚度近万米。

6.3.3.4 胶莱盆地演化过程

胶莱盆地总体是一个受沂沭断裂
、青岛-日照断裂、牟（平）即（墨）断裂控制，具有走滑拉分盆地性质的菱形裂陷盆地 ，对其沉积沉降历史和盆地构造分析结果表明
，该盆地不是一个单一的断陷盆地，其形成经历了多期次 、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 。其演化历史可分为三个阶段，三个阶段盆地性质有差异
，空间分布不完全一致，后期盆地叠加在前期盆地之上 ，形成叠合盆地
。在莱阳期NE—NEE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。

1）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
。胶莱原型盆地上叠于苏鲁造山带和胶辽地块之上 ，早期（林寺山 、止凤庄组沉积期）沿苏鲁造山带北缘形成五莲-乳山断陷槽
，有诸城和桃村两个沉积沉降中心，桃村地区沉积最大厚度达3000余米 ，诸城凹陷沉积厚度为300余米（图6.34）；中期（水南组
、龙王庄组、杨家庄组沉积期）盆地扩大
，莱阳凹陷与海阳凹陷连为一体，沿五莲—海阳一带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1000余米（图6.40）；晚期（曲格庄组 、杜村组、法家茔组
、城山后组、马莲坡组沉积期）高密一带发生沉降，形成新的沉积沉降中心 ，沉积厚度3000余米，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（图6.35）。莱阳期沉积-沉降速率在空间上出现重大分异 ，沿断陷槽沉降速率为230～370m/Ma
，最大伸展量在36%～51%；而断陷槽北侧地区沉降速率明显减小，为60m/Ma ，伸展量9%～25%[210]
，反映了该阶段的动力学机制可能与苏鲁造山带增厚地壳的重力垮塌有关 。

2）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，形成巨厚的火山喷发岩带 ，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 。该期胶莱盆地沉降速率在36～60m/Ma，伸展量相对较小
，为7%～11%[210]
。岩石圈减薄和地幔上涌可能是盆地伸展的主要机理。

3）晚白垩世王氏期坳陷盆地阶段 。受沂沭断裂左行走滑运动影响，胶莱盆地发生NE向拉伸 ，形成具拉分盆地性质的坳陷盆地
，沉积王氏群
。诸城凹陷在早白垩世断陷盆地基础上，叠加了坳陷盆地 ，造成早期断陷沉积埋深。高密凹陷在原断陷斜坡基础上
，形成南北两个坳陷 。莱阳凹陷发生构造分异，东部山前店—蛇窝泊一带整体抬升 ，西部莱阳地区发生坳陷
。盆地沿诸城—高密—莱阳一带发育
，形成胶州
、莱阳、桃村三个沉积沉降中心，盆地面积约相当于莱阳期断陷盆地面积的一半。此时盆地内各坳陷的沉降速率在60～70m/Ma ，伸展量为20%～30%[210]
，相对于青山期伸展和沉降作用明显增大 。沂沭断裂的左行拉分作用控制了坳陷盆地的形成
。

图6.40 胶莱盆地莱阳期中期沉积岩相古地理[10]

Fig.6.40 Sedimentary facies and inferred paleogeographic map of the Laiyang basin

（middle Laiyang episode）[10]

—莱阳群止凤庄组；K1y—莱阳群杨家庄组； —莱阳群水南组；K1lw—莱阳群龙王庄组

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