关于胶东地区花岗岩成岩构造背景，国内学者所做工作很多（郭春影，2009；郭敬辉，2001，2005；张田等，2007；张华锋等，2006；宋明春等，2000，2003；王来明等，2005；金秉福，1997，1998；杨敏之等，2006；杨进辉等，2003；罗镇宽等，2002；孙丰月等，1995；林景仟等，1992；姚凤良等，1990；匡永生等，2012；丁正江等，2013；邱检生等，2001，2004；Ling et al.，2009；凌文黎等，2006），此处结合笔者所做的工作作一简要探讨。
2.9.1.1 印支期侵入岩
成岩时代总体上为220～205Ma，主要出露于胶东东部地区。据王来明等（2005）研究，在QAP图解（图2.16）上，柳林庄超单元、文登超单元、宁津所超单元，投点分别落于岛弧花岗岩类与大陆裂谷花岗岩之间，大陆弧花岗岩类附近和大陆的造陆抬升花岗岩类与大陆裂谷花岗岩类之间。在R1-R2图解（图2.17）中，柳林庄超单元投点落入碰撞后的抬升区，其他两者主要投点于造山晚期花岗岩区。说明，印支期侵入岩的形成主要与板块碰撞有关的造山晚期—造山后地壳向稳定环境转换背景有关。
图2.16 中生代花岗岩类QAP实际矿物成分图解
（据王来明等，2005）
IAG—岛弧花岗岩类；CAG—大陆弧花岗岩类；CCG—大陆碰撞花岗岩类；POG—碰撞后花岗岩类；RRG—与大陆裂谷有关的花岗类；CEUG—大陆的造陆抬升花岗岩类；OP—大洋斜长花岗岩类；
图2.17 中生代花岗岩各单元平均值R1-R2图解
（据王来明等，2005）
1—地幔分离；2—板块碰撞前的；3—碰撞后的抬升；4—造山晚期的；5—非造山期的；6—同碰撞期的；7—造山期后的
2.9.1.2 燕山期侵入岩
（1）玲珑花岗岩和郭家岭花岗闪长岩
玲珑花岗岩成岩时代大致为160～140Ma，郭家岭花岗岩成岩时代大致为135～126Ma。
玲珑花岗岩与郭家岭花岗闪长岩的微量元素、稀土元素研究表明，微量元素以Ba、Rb、K、Th、Sr高度富集，Nb、P、Ti明显亏损为特点，与活动大陆边缘地幔楔由于受到来自俯冲板片的流体作用而发生部分熔融的岩浆作用方式（W.Marjorie，1989）十分接近，说明本地区以中基性火山喷发为主的胶东群原岩是由地幔楔的分熔岩浆形成的；活动性元素除了Ba、Th、K外，Sr也明显富集，说明源区除了钾长石外，还有大量的斜长石进入熔体，是岩浆分熔程度较高的表现；高场强元素Ce、Zr、Hf、Sm含量高，说明较难熔的各种副矿物已经熔融；原始地幔标准化图谱均呈右倾轻稀土富集型（丁正江等，2013；图 2.18），明显不同于幔源岩石，说明源区有橄榄石的残留（McKenzie and O'Nions，1991），暗示其岩浆来源并非正常的原始地幔或亏损地幔；铕异常不明显，δEu值表明在成岩过程中斜长石的分离结晶不显著。
图2.18 胶东玲珑、郭家岭花岗岩REE配分型式和微量元素蛛网图
（初始地幔值据Sun and McDonough，1989；丁正江等，2013）实心方形代表玲珑花岗岩；空心方形代表郭家岭花岗岩
在Nb-Y和Rb-（Y+Nb）图上（Pearce et al.，1984），玲珑花岗岩和郭家岭花岗岩落入火山弧花岗岩区域（图2.19），说明这些花岗岩形成于活动陆缘环境，其构造环境应与太平洋板块俯冲有关。在R1-R2 图解中，玲珑花岗岩落入同碰撞（S 型）花岗岩到造山晚期花岗岩的范围内（图2.20），显示了玲珑花岗岩产出背景从挤压环境到拉张环境的转换；郭家岭花岗岩成分点则落在了造山晚期花岗岩范围内。
图2.19 花岗岩微量元素构造环境图
（据丁正江等，2013；底图据Pearce，1984）
VAG—火山弧花岗岩；ORG—洋中脊花岗岩；WPG—板内花岗岩；Syn-COLG—同碰撞花岗岩；空心为郭家岭花岗岩；实心为玲珑花岗岩
图2.20 花岗岩R1-R2图解
（底图据Batchelor等，1985）
1—地幔斜长花岗岩；2—破坏性活动板块边缘（板块碰撞前）花岗岩；3—板块碰撞后隆起期花岗岩；4—造山晚期花岗岩；5—非造山区A型花岗岩；6—同碰撞（S型）花岗岩；7—造山期后A型花岗岩；实心方形代表玲珑花岗岩；空心方形代表郭家岭花岗岩
总的来看，玲珑花岗岩的源岩是多源的，主要是先存的花岗质岩石，其次才是前寒武纪变质岩中的中酸性岩石或同时代的的花岗岩类，包括比胶东岩群更古老的硅铝壳；其形成的构造背景为从挤压环境到拉张环境的转换环境（苗来成等，1998；张娟，2011）。
郭家岭型为壳幔混合源岩体，形成于洋壳俯冲地壳增生向垮塌转换期。孙丰月等（1995）指出，幔源C-H-O流体分异，一部分形成含金量较高的煌斑岩，另一部分含金量偏低的岩浆岩与胶东群变质岩的熔融体混合，然后上侵形成郭家岭型岩体。郭家岭型花岗岩浆侵入后期，大量携带金成矿物质的幔源流体上升并发生不同的分异，结果是在合适的条件下流体中的金沉淀富集成矿。郭家岭型岩体与金矿床是部分同源的，二者具成因关系，可能为成矿提供了热液（孙丰月等，1995）。
（2）伟德山花岗岩
在QAP和R1-R2环境判别图解上，成分投点大致在大陆弧花岗岩与大陆裂谷花岗岩区之间（图2.16）及同碰撞花岗岩和造山晚期花岗岩范围中（图2.17），结合区域成矿作用特征，伟德山超单元应为与大洋板块俯冲有关的大陆弧花岗岩。
2.9.1.3 青山期火山岩
主要形成于122～98Ma，为一套酸性火山岩，多数高钾钙碱性系列，碱度率较低。在里特曼-戈蒂里构造环境判别图解（图2.21）中，投点落入B区者占多数，少部分落入C区，接近A区，表明火山岩形成于弱造山环境，非典型造山带火山岩或岛弧型火山岩，形成环境应为活动大陆边缘型（王来明等，2005）。说明该时期可能正处于裴荣富等（2008）提出的，受西太平洋古陆和亚洲大陆碰撞影响，在110±5Ma中国东部由挤压或挤压剪切为主转为拉张或拉张剪切为主的说法是一致的。
图2.21 中新生代火山岩里特曼-戈蒂里图解
（据宋明春等，2003）
A—非造山带地区火山岩；B—造山带及岛弧地区火山岩；C—A、B区派生的碱性岩；1—新生代火山岩；2—晚白垩世火山岩；3—早白垩世火山岩
由上述分析可以看出（表2.3），玲珑花岗岩，主要形成于板块俯冲挤压向伸展转换时期，可能与扬子板块和华北板块的碰撞造山关系更大些，成岩时代为160～140Ma，该时期主要形成了邢家山斑岩-矽卡岩型钼钨矿床；郭家岭花岗岩，形成于胶东地区强烈伸展和岩石圈拆沉时期，郭家岭花岗岩的上升为后期幔源流体上升开辟了通道，其成岩时代为135～126Ma，该期主要发育了香夼斑岩-矽卡岩型铅锌铜矿化和王家庄中低温热液脉型铜锌矿化；之后大规模金矿形成时期岩石圈拆沉达到顶峰，时代大致为125～115Ma；伟德山花岗岩，形成于后续持续伸展时期，成岩时代大致为115～110Ma，伴生了斑岩-矽卡岩型铜钼矿化，另一期伸展高峰期为卡林型金矿形成期，时代大约为100～90Ma。总体上，与太平洋发展演化过程中的156.6Ma、137Ma、97Ma增生期及其中间期相对应，表明古太平洋板块的俯冲控制着本区构造岩浆活动的发生、发展及演化。
表2.3 中生代主要成岩作用构造背景一览表
（据姚凤良等，1990；林景仟等，1992；孙丰月等，1995；金秉福，1997，1998；宋明春等，2000，2003；郭敬辉，2001，2005；邱检生等，2001，2004；罗镇宽等，2002；杨进辉等，2003；王来明等，2005；杨敏之等，2006；张华锋等，2006；凌文黎等，2006；张田等，2007；Ling et al.，2009；郭春影，2009；匡永生等，2012；丁正江等，2013）