朝鲜半岛平南盆地地质演化综述

彭澎 胡波 张志越 张艳斌 郭敬辉 翟明国PENG Peng**, HU Bo, ZHANG ZhiYue, ZHANG YanBin, GUO JingHui and ZHAI MingGuo

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

2. 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049

3. 长安大学地球科学与资源学院，西安 710054

1. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China

2. School of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

3. School of Earth Science and Resources, Chang’an University, Xi’an 710054, China

沉积岩不但记录了盆地沉积环境变化、沉积物源变化，同时也记录了区域重大构造-岩浆-热事件。平南盆地位于朝鲜半岛中部，分布面积～25000km2；该盆地基底以古元古代变质岩-岩浆岩系列为主，大地构造上属于华北克拉通(中朝克拉通)东部(Paeketal., 1996; 翟明国, 2016; 吴福元等, 2016)；盆地发育从中元古界到中生界，序列相对完整(图1、图2)。平南盆地是迄今所知全球少数发育上元古界下部地层的地区之一，盆地上元古界可以与邻区大连盆地和徐淮盆地进行对比(Choi and Kim, 1997; Parketal., 2001; Kim, 2010; Kwon, 2005; Huetal., 2012; 朴贤旭等, 2016a; 金明哲等, 2016; 杨正赫等, 2016; Sunetal., 2020)，这几个盆地都发育新元古代火山作用(拉斑-弱碱性系列岩床)，可能属于同一个裂谷系(Pengetal., 2011a, b)。

图1 中国东部-朝鲜半岛地质简图(中国部分参考中国地质地调查局, 2004，朝鲜部分参考Paek et al., 1996编绘)Fig.1 Simplified geological map of the eastern China and Korean Peninsula (local/provincial geological map of China from China Geological Survey (2004) and the geological map of Korea (DPR) from Paek et al., 1996)

图2 平南盆地地质简图(据Paek et al., 1996改编)及物源体系演化与盆地剖面示意图Fig.2 Simplified geological map (modified Paek et al., 1996) and sketched maps of provenance systems as well as a profile of the southern Pyongnam basin

平南盆地位于华北克拉通东缘，它是理解东缘地质演化的重要地质记录。该克拉通在三叠纪通过与华南的拼贴形成现今的东亚构造格局(Huangetal., 2018)。在此之前，该克拉通是否与其他克拉通相邻，其处于活动大陆边缘还是被动大陆边缘，是否发育过沟-弧-盆体系？本文拟综合已有的平南盆地碎屑岩碎屑锆石年龄数据以及碳酸盐岩碳氧同位素数据，并补充一些缺失的重要数据，全面分析盆地沉积物组成、沉积旋回以及物源演化，探讨沉积作用对区域岩浆-变质-构造事件的响应，从而提供回答以上问题的地质约束。

1 平南盆地地层格架

平南盆地中元古界-中生界从下至上分为黄海群(曾称黄海系，沉积时代：中元古代晚期)、祥原超群(曾称祥原系，上元古界下部，自下而上包括直岘群、祠堂隅群、默川群、灭岳山群等；由于直岘群与祠堂隅群之间为平行不整合，以这个不整合为界可以分为祥原超群下部和上部两部分)、燕滩群(曾作狗(岣/驹)岘系，上元古界上部)、黄州超群(曾称黄州系，寒武系-奥陶系，包括下部黄州群和上部法洞群)和平安超群(石炭系-下三叠统)等，不同地层单元之间均为平行不整合(Pengetal., 2011a; 杨正赫等, 2016; 朴贤旭等, 2016a, b; 金明哲等, 2016, 2018)；另外，盆地南部局部发育临津群(上泥盆统-下石炭统)，该地层与较老岩系呈角度不整合关系(李忠等, 2016; Zhangetal., 2018)，判断可能为构造推覆沉积岩片(理由见下)。根据接触关系，把相关地层自下而上划分为多个构造层序，分别为黄海群(S1)、祥原超群(S2)、燕滩群(S3)、黄州超群(S4)和平安超群(S5)等(图3)；另外，祥原超群或可以进一步划分为二个次级构造层序，分别为下部直岘群层序和上部祠堂隅群-默川群-灭岳山群层序，而临津群与其下地层之间的不整合关系如果能确认，则可能是介于黄州超群和平安超群中的另一个构造层序。

黄海群(S1)分布较为局限，主要分布于平南盆地南部瓮津-碧城-梨萝地区，临津江地区(靠近军事分界线)的分布还有待确认(Paeketal., 1996)；该地层已发生中-低级变质，依岩性可以分为三段，最下部是泥质片岩为主，中部以石英片岩为主，上部由酸性火山岩(石英斑岩和长石斑岩等)和基性火山岩(斜长角闪岩)、大理岩组成；推测地层厚度约为1200m(Kimetal., 2006, 2008)；与瓮津花岗岩均形成于～12.5亿年(朴贤旭等, 2016b)。

祥原超群(S2)分布范围广，自下而上包括直岘群、祠堂隅群、默川群、灭岳[恶]山群等(Paeketal., 1996)。直岘群是平南盆地中分布最广的地层之一，发生低级变质；南部较为发育，称为南部型，从下往上由长峰组砾岩-砂岩、五峰组泥质-石灰质片岩、长寿山组砂岩-砂质片岩、安心岭组泥灰岩组成，总厚度约3000m；北部出露较薄，称为北部型，包括遂安组、新城组、物金山组和桧仓组等，分别对应南部型各组(朴贤旭等, 2016a)。长峰组砾岩主要在平南盆地中南部地区，北部地区未见，但可见砂岩，主要由中细粒石英砂岩、石英长石砂岩组成，夹1～2m硅质千枚岩(Park, 2012)。长寿山组分布广，平南盆地南部地层厚，分层性好；北部薄，分层性差。盆地西南部长渊地区厚度尤其大，自下而上可以划分4个段，厚度达到850m，其中，第3段厚度为100m左右，含铁矿(Ryuetal., 1990; Park, 2012)。祠堂隅-默川-灭岳山群以碳酸盐岩为主。其中，祠堂隅群自下而上分为银积山组、德在山组和青石头组，分别对应盆地北部的内洞组、五峰山组和半天组，推测总厚度约1600～2200m(朴贤旭等, 2016a; Paeketal., 1996)：银积山组为白云岩，顶部有一层灰岩；德在山组为厚层白云岩；青石头组为白云岩和灰岩互层。默川群自下而上分为雪花山组、玉岘组和临山组，分别对应北部的新河组、马田组和燕山组，推测总厚度约1200～1500m(朴贤旭等, 2016a; Paeketal., 1996)：雪花山组为千枚岩，石英岩、石英片岩，夹灰岩；玉岘组为灰岩；临山组为千枚岩，石英岩夹灰岩。灭岳山群包括安昌组和斑石组，下部(安昌组)为白云质灰岩、白云岩，上部(斑石组)为千枚岩和钙质片岩，推测总厚度约1100～1400m(Paeketal., 1996)。

燕滩群(S3)与下伏灭岳山群角度不整合(Paeketal., 1996)；其下部为飞狼洞组，组成为钙质砾岩、页岩、钙质千枚岩和白云岩；上部为棱里组，组成为千枚岩、钙质千枚岩和少量细砂岩。燕滩群厚度变化较大，从不超过100m(桧仓郡)到近2000m不等(法洞郡)(Park, 2012; Paeketal., 1996)。

黄州超群(S4)包括黄州群与法洞群，平均厚度1200～1500m，局部可达3000m(Park, 2012; Paeketal., 1996)。黄州群自下而上包括坪山组、中和租、黑桥组和林村组，厚度变化从100余米到500m，其最下部层位为含磷硫化物的坪山组，它由黑色板岩、暗灰色含磷粉砂质板岩、含磷粉砂岩、暗灰色白云岩和灰岩组成，部分地区含有石煤与砂岩夹层；中和组由砂岩、粉砂岩、板岩和碳酸盐岩组成，底部有含磷粉砂岩，该砂岩层厚10～15m；黑桥组由细砂岩、页岩组成，含少量灰岩；林村组主要为灰岩和页岩。朝鲜地质报告认为坪山组和下伏燕滩群之间不存在不整合，与含有埃迪卡拉系化石的燕滩群为连续沉积(Kim and Ri, 1990; Paeketal., 1996)；不过，黄州群坪山组和中和组分别出现Hsuaspiscoreanicus带和Redlichiachinensis带，表明它们分别不早于寒武系第二统第三阶和第四阶；碳酸盐岩碳同位素全球对比判断支持该地层属于第二统，地层底部的含磷地层具有区域意义(金明哲等, 2018)。法洞群自下而上分为戊辰组、古丰组、新谷组、晚达组、上西里组、谷山组和月阳里组等组，厚度约1000m左右；其中，戊辰组主要为粘土质灰岩、含锰灰岩和层状灰岩；古丰组包含自下而上以白云岩、灰岩、白云岩、灰岩为主的四个岩性段；新谷组由白云岩夹少量灰岩组成；晚达组下段为灰岩，上段为白云岩；濉溪组下段主要为白云岩，夹少量泥岩、页岩和白云质灰岩；谷山组为细砂岩、页岩和灰岩组成；月阳里组主要为灰岩和少量泥岩、白云质灰岩组成(Paeketal., 1996)。Paeketal. (1996)指出濉溪组-月阳里组仅分布在法洞郡-黄州郡一带局部地区，时代当属上奥陶统-下志留统。综合前人根据古生物学和区域地层对比证据，以及新的碳同位素证据，推测黄州群属于寒武系第二统-苗岭统，而法洞群属于寒武系苗岭统-志留系(金明哲等, 2018)。

平安超群(S5)假整合在下伏地层(一般为法洞群晚达组)之上，与上覆中生界角度不整合接触，自下而上包括江东群和介川群，地层总厚度达1500m；江东群下部为页岩和细砂岩，中部为页岩、石英砂岩、灰岩和砂岩，上部为薄煤层、页岩、细砂岩夹灰岩，厚度150～230m；介川群斜洞组为主要含煤地层，下段为煤层、页岩、粉砂岩、砂岩，中段为煤层、页岩、砂岩，上段为富铝页岩和石英砂岩，厚度为120～150m；介川群中上部地层岩性主要为页岩、粉砂岩，下部含少量煤层，上部出现硅化木，整个岩性段可见不同粒度砂岩，厚度1000～1150m；根据相关化石研究，推测属中石炭统-下三叠统(Paeketal., 1996)。

临津群分布在平南盆地南缘，该地层分为东西两部分，分别位于开城-平康(临津江)一带和康翎-双桥里一带(Paeketal., 1996)；地层下部由浅海相粘土-碎屑沉积岩夹薄层陆相碎屑岩组成，上部由火山沉积岩夹陆源碎屑岩组成；自下而上被分为安峡组、扶压山组和朔宁组等3个组，总厚度有可能达3000m(金炳成, 2012; Zhangetal., 2018; Paeketal., 1996)。不过，这一地层层序及厚度都没有考虑构造叠置的存在。其中，安峡组主要由(钙质)片岩、(钙质)砾岩、(钙质)石英岩、灰岩等组成，顶部为灰岩，厚200～850m；扶压组整合于安峡组之上或者与其他地层构造接触，由页岩、粉砂岩、砂岩、石英岩以及含碳酸盐岩夹层的砾岩组成，厚800～1500m；朔宁组与下伏扶压组整合接触，由粉砂岩、粉砂质页岩、深灰色页岩、石英岩、红柱石十字石蓝晶石片岩和黑云母片岩等组成，厚度860～1630m；临津群火山岩包括扶压组上段和朔宁组下段薄层(几十厘米厚)石英斑岩，朔宁组下段斜长角闪岩，扶压组中段和上段细粒玄武质细碧岩(康翎附近)以及朔宁组中段和上段黑云母安山玢岩(金炳成, 2012)。临津群其岩石构成较复杂，横向及斜向岩相变化较大，其与相邻的岩石单元之间多为构造接触(部分地区与灭岳山群构造接触，部分地区与燕滩群、黄州群等构造接触)，局部表现出强烈的糜棱岩化，其变质程度从北向南有递增的趋势，可以分为未变质、绢云母-绿泥石、红柱石、十字石和蓝晶石带，属于中-低压变质相系(金炳成, 2012)；对于变质带的成因是否与中生代侵入岩有关或者与区域构造活动有关，尚需进一步工作。临津群的化石由松叶蕨类为代表的陆生植物和以钙质藻类、珊瑚类、腕足类、海百合类、介形虫类、双壳类及腹足类等为代表的陆棚浅海海洋动物等组成，其地质时代属中泥盆世吉维阶到晚泥盆世法门阶；其中，临津群产出的Leptophloeumrhombicum化石为晚泥盆世标准化石，Sycidiummelovar.pskowensis化石为中泥盆世吉维期标准化石(金炳成, 2012)。华北其他地区尚未见泥盆系地层，然而，华南克拉通尤其是长江下游区域上泥盆统较发育，称为五通组，由连续沉积构成，厚度薄，未见火山岩；其化石由腕足类、鱼类、双壳类、腹足类、叶肢介类、石松类、有节类及蕨类等组成(张国栋等, 1991)，与临津群似有所差异(金炳成, 2012)。

2 平南盆地地层沉积物源的变化

中国科学院和朝鲜国家科学院自1996年起开展中朝地质对比研究(翟明国, 2016)；平南盆地的地质演化的研究是其中的重点之一。通过合作，项目组获得了一系列代表性岩浆岩和沉积岩锆石U-Pb年龄数据(Huetal., 2012; 朴贤旭等, 2016a, b; 杨正赫等, 2016; 李忠等, 2016; Zhangetal., 2018)。上述数据的实验测试均完成于中国科学院地质与地球物理研究所(分析方法见杨正赫等, 2016)。我们对尚未进行分析的燕滩群飞狼洞组上部1件中粗粒石英砂岩(样品号1019NK1，38°38′51.6″N、126°00′31.0″E)和默川群上部燕山组1件粗粒石英砂岩样品(样品号1012NK1，38°38′51.6″N、126°00′31.0″E)进行了补充分析，相关分析方法参见Sunetal. (2020)。以上已发表的数据及本文新数据见电子版附表1。

综合已有碎屑锆石年龄数据，可以推测黄海群上部的最大沉积时代为～12.5亿年，而根据下部出露的火山岩，推测沉积时代为～12.5亿年，这说明整个地层沉积于12.5亿年前后(13～11亿年)(朴贤旭等, 2016b；图3)。直岘群最大沉积时代为约10亿年(Huetal., 2012; 杨正赫等, 2016；图3)，考虑到不整合其上的地层(祠堂隅群和默川群)均为～9亿年基性岩床所侵入(Pengetal., 2011a)，推测沉积时代落入10～9亿年之间。祠堂隅群不见砂岩出露，但根据上下地层时代，推测沉积时代应该为10～9亿年之间。默川群最大沉积时代为～10亿年(图3)，推测沉积时代介于10～9亿年之间。需要说明的是，基于与徐淮盆地地层的区域对比(Sunetal., 2020)，徐淮盆地基性岩床活动期次限定(～9.45亿年和～9.1亿年两期，分别侵入徐淮盆地地层上下两部分：Suetal., 2020)，祠堂隅群和默川群可能分别形成于～9.5亿年前后，该结论还需进一步工作。灭岳山群最大沉积时代为9.5亿年(图3)，因其未见岩床侵入，沉积时代推测为～9亿年前后。燕滩群(棱里组)碎屑锆石最大沉积时代为9亿年(图3)，推测沉积时代介于9～5.4亿年之间；结合碳同位素变化，推测其很可能为成冰纪末期-埃迪卡拉纪地层(金明哲等, 2016)。黄州超群碎屑锆石只能限定最大沉积时限为～10亿年，根据相关化石及碳同位素结果推测，沉积时代应该为寒武系(第二统第三阶)-奥陶系之间，部分可为下志留统(Paeketal., 1996)。临津群的最大沉积时代为4.2亿年，结合化石特征，推测沉积时代为上泥盆统-石炭系(Zhangetal., 2018; 李忠等, 2016; 金炳成, 2012)。

图3 平南盆地地层柱状图及代表性层组碎屑锆石年龄谱地层柱高度对应地层大致(最大)厚度. 平南盆地碎屑沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄数据来源见电子版附表1. 华北(中朝)克拉通和徐淮盆地中上元古界碎屑锆石数据来自左鹏飞等(2019)；朝鲜河沙碎屑锆石数据来自吴福元等(2016)Fig.3 Stratigraphic column and representative detrital zircon age histograms of the strata in the Pyongnam basin

对碎屑锆石代表的物源组成进行分析，可以得出如下结论(图3)：(1)从朝鲜主要河流河沙数据来看，19～18亿年为主要前寒武纪碎屑锆石年龄峰值，其来源包括岩浆锆石和变质锆石，其他物源均为次要(吴福元等, 2016)。(2)黄海群、祥原超群(直岘群-灭岳山群)以及燕滩群沉积物物源均以16.5～15亿年以及12～10亿年物源为主；黄海系-直岘群下部，19～18亿年的基底仍然是重要物源，应该是华北克拉通基底的岩石，～12.5亿年的物源可能来自盆地附近的花岗岩(如，翁津花岗岩：朴贤旭等, 2016b)，但直岘群上部-燕滩群，基底的贡献减弱。(3)黄州群物源以26～25亿和19～18亿年结晶基底物源为主，很可能来自华北(中朝)克拉通基底；16.5～14亿年和12～10亿年锆石的贡献减弱，鉴于其不整合在燕滩群之上，两个时段的物源也有可能来自下伏沉积岩系的剥蚀。(4)临津群的物源以10.5～8.5亿年和5～4亿年为主，其他峰值如～25亿年和～18亿年的贡献较弱。(5)平南盆地与徐淮盆地(中)上元古界碎屑锆石年龄峰值相似之处是都有16.5～15亿年和12～10亿年两组峰值，不同的是，徐淮盆地显示了27～25亿年、20～18亿年两组主要峰值和9.5～8.5亿年和8～7亿年碎屑锆石年龄次要峰值。(6)从华北(中朝)克拉通其它地区中上元古界碎屑锆石年龄峰值对比来看，27～25亿年，19～18亿年，16.5～14亿年和12～10亿年为主要峰值，平南盆地中上元古界碎屑锆石峰值基本相似，所不同的是，27～25亿年峰值相对较弱，从直岘群上部到上元古界，20～18亿年峰值相对较弱，这一特点也与区域内27～25亿年基底岩石年龄分布较少相对应(赵磊等, 2016)。

平南盆地地层自下而上碎屑锆石峰值有规律的变化，可能与地层沉积时基底出露的岩石年龄不同有关，也可能与沉积物质来源方向不同有关。从黄海群-直岘群下部，地层中20～18亿年的碎屑物质可能来源于盆地基底，这与狼林杂岩的年龄峰值及河沙锆石年龄数据一致。从直岘群长寿山组以上到燕滩群，碎屑锆石年龄峰值以16.5～15亿年以及12～10亿年物源为主，而20～18亿年的年龄较弱，原因可能是盆地周围存在尚未识别的单元提供物源，或者当时与基底克拉通相连的另一大陆或增生型造山带/大陆边缘弧提供了主要物源。而之后的寒武系碎屑锆石峰值又显示不同的特点，27～25亿年和20～18亿年的主要物源可能重新来自盆地基底。

3 平南盆地主要地层的碳同位素组成

综合近年发表的平南盆地地层碳-氧同位素数据(朴贤旭等, 2016a; 金明哲等, 2016, 2018)，结合双边合作新获得的祠堂隅群下部碳-氧同位素数据(见电子版附表2)，可以大致完整的呈现祥原超群-黄州超群碳同位素比值的变化。相关数据均在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素分析实验室完成，分析方法和数据精度可参见文献(朴贤旭等, 2016a)。前人对数据是否代表沉积岩原始同位素组成进行过讨论(朴贤旭等, 2016a; 金明哲等, 2016, 2018)。新采集的祠堂隅群下部地层氧同位素变化较小(δ18O为+6‰～+10‰，多为+7‰～+9‰)，而碳同位素数据变化较大，且碳氧同位素比值变化没有明显的相关性，判断可能代表原始沉积特征(附表2)。

祥原超群地层δ13C整体上以正值为主，只是在默川群上部出现明显的负值，δ13C小于-6‰，个别样品甚至达到-10‰(该值还有待进一步检验)(图4)，称为默川负漂移(朴贤旭等, 2016a)。新获得的祠堂隅群下部地层δ13C值变化范围在+2.5‰～+4.5‰之间。数据显示，直岘群到祠堂隅群下部，似乎存在一个δ13C值由弱负值(-1‰)到正值的变化(图4)。燕滩群样品δ13C也以正值为主，棱里组出现一系列负值，为-6‰～0左右，金明哲等(2016)认为代表了埃迪卡拉系与寒武系界线附近的负值，这一观点为朝鲜学界接受；不过，这个负值较大，结合地层时代，推测也有可能对应Gaskiers负漂移(图4)。黄州超群碳同位素δ13C值变化相对较小(-4‰～+4‰)，但波动相对较为频繁；金明哲等(2018)结合化石时代，推测可以识别出对应全球性MICE和SPICE正漂移和ROECE负漂移的相关事件(图4)。

图4 平南盆地代表性地层碳酸盐岩δ13C值变化图地层柱高度大致对应地层沉积时限. 数据来源见电子版附表2Fig.4 Variation of the δ13C values of carbonate samples of the representative strata in the Pyongnam basin

4 平南盆地沉积环境变化和区域地层对比

平南盆地地层在空间上分布范围存在变化，主要反映沉积盆地接受沉积的范围及保存沉积记录的范围；纵向上岩性及沉积相变化则记录了沉积环境的规律变化(图3、图5)。构造层序S1黄海群主要分布在平南盆地南部，地层分布呈北东-南西向狭长带状，沉积组合以泥质片岩和石英片岩为主，上部是中酸性和基性火山岩及大理岩，显示初始拉张局限盆地的特征(图1、图5)。因与基底为构造接触，黄海群未见底。构造层序S2直岘群长峰组为砾岩、砂岩；五峰组为泥质-石灰质，显示为滨海—滨-浅海过渡相沉积，沉积范围也扩大到北缘，平面形态为等轴状，但沉积中心仍在南缘，南陡北缓，碎屑物质可能主要来源于南侧的基底或另一陆地(或造山带)。直岘群长寿山组和安心岭组由砂岩-砂质片岩和泥灰岩，局部底部有底砾岩，砂质片岩和泥灰岩厚度变大，由滨浅海过渡带向浅海陆棚内坡转变，指示水体加深，平面上分布也更为广泛，指示盆地进一步沉降，碎屑物质可能主要来自另一陆地(或造山带)(图1、图5)，其顶界面可能对应最大海泛面(图4)。司堂群以碳酸盐岩为主，但是白云岩和灰岩互层，指示部分碳酸盐岩沉积时蒸发量很大，该群虽然总厚度达到1600～2200m，但单层厚度不厚，可能为泻湖相。默川群下部为变质的碎屑岩，有成熟度高的石英岩，也有粗细碎屑物混合的石英片岩、千枚岩，上部为细碎屑岩夹灰岩，为浅滩-潮坪泻湖相沉积。灭岳山群下部为白云质灰岩和白云岩，上部为厚度巨大的细碎屑岩(千枚岩和钙质片岩)，总体上是潮坪泻湖相-浅滩沉积环境。这三个群沉积时27～25亿年和20～18亿年基底物质的贡献更少，物源仍旧主要来自南部的另一陆地(或造山带)(图1、图5)。构造层序S3燕滩群的分布较为局限，在盆地的中部，主要由钙质砾岩、含砾灰岩、页岩、钙质千枚岩、白云岩和细砂岩组成，其中钙质砾岩和含砾灰岩被认为可能是冰碛砾岩(Paeketal., 1996)，单层厚度都不大，指示沉积环境为浅海相+冰水沉积，物源可能来自盆地内部早前沉积物的剥蚀(图1、图5)。构造层序S4黄州超群下部主要为黑色板岩、含磷粉砂岩与灰岩互层，底部为含磷砂岩，部分地区含有石煤与砂岩夹层，为潮坪泻湖相-沼泽沉积环境，底部含磷砂岩，与华北、塔里木克拉通普遍发育的寒武系底部含磷地层相似。黄州超群上部法洞群主要为灰岩、白云岩夹少量泥岩、页岩和白云质灰岩，灰岩和白云岩层交替沉积，指示为干旱蒸发量大的潮坪泻湖相环境，与华北克拉通普遍发育的寒武系-奥陶系沉积一致，此时的沉积中心转移到平南盆地北部，碎屑物质主要来源于北部和西部华北克拉通内部基底，表明此时平南盆地已与华北克拉通广泛海洋连为一体(图1、图5)。此后的构造层序S5平安超群的陆地沼泽-湖相沉积环境与华北整体的发展一致(李忠等, 2016; 图1、图5)。

图5 平南盆地地质演化示意图ABC对应图2中的剖面Fig.5 Sketched diagrams showing the evolution of the Pyongnam basin

平南盆地与邻区盆地的对比久受关注(Paeketal., 1996)。随着地层对比、化石对比和高精度锆石年代学工作的推进，越来越多的证据表明，平南盆地寒武系-下志留统(S4)以灰岩和白云岩主导的地层以及石炭系-下三叠统含煤系地层(S5)可以与邻区的盆地进行很好的对比(李忠等, 2016; 图6)。研究表明，燕辽裂谷系中青白口系中的下马岭组可能形成于14～12亿年之间(Zhangetal., 2009; 李怀坤等, 2009)，而整合或者假整合其上的长龙山组和景儿峪组地层时代尚不能准确进行限定。我们认为，青白口系碎屑锆石只能限定长龙山和景儿峪组最大沉积时限为～18亿年(Wanetal., 2011)，这与其他地区上元古界发育12～10亿年峰期(Huetal., 2012)的特点不同；这两套地层很可能不能与平南盆地上元古界地层进行对比，或不属于上元古界(图6)。从沉积时限上推测，熊耳裂谷系及燕辽裂谷系很可能不发育与平南盆地祥原超群(上元古界)可对比的沉积；相关地层碎屑锆石及岩性可以与大连盆地及徐淮(徐州)盆地地层进行对比(Pengetal., 2011a, b; Sunetal., 2020)：平南盆地祥原超群(S2)直岘群可能对应大连盆地的细河群和徐淮盆地的兰陵组-新兴组；祥原超群祠堂隅-默川-灭岳山群可能对应大连盆地的五行山-金县群和徐淮盆地的岠山-望山组(淮北群中上部)；燕滩群(S3)则对应大连盆地葛屯-大林子组(-碱厂组)和徐淮盆地的栏杆群(图6)。大连盆地、徐淮盆地以及熊耳裂谷系和燕辽裂谷系是否存在和黄海群(S1)，还不能确定。或许，黄海群(S1)与燕辽裂谷系中的长龙山-景儿峪组以及徐淮盆地中的刘老碑组地层可以对比(图6)，这尚需进一步研究。

图6 平南盆地与华北克拉通其他盆地地层对比简图(据彭澎, 2016改编)裂谷系位置见图1插图Fig.6 Comparison of stratigraphic column in the Pyongnam basin and the adjacent basins (revised after Peng, 2016)

5 构造演化意义

平南盆地的演化跨越超过10亿年(中元古代晚期-早三叠世)，连续沉积的时间累计可能达到5亿年(13～11亿年、10.0～9亿年、7～5.5亿年、5.2～4.3亿年、3.2～2.5亿年；图4、图6)。盆地沉积最大范围超过5万平方千米，最大沉积发生在祥原超群祠堂隅群时期(图2)，考虑到徐淮盆地、大连盆地可能为其同一个盆地(Pengetal., 2011a, b; Sunetal., 2020)，总的沉积范围超过15万平方千米，是东亚发育的主要新元古代早期盆地，因其所在位置位于华北(中朝)克拉通东南缘，盆地的演化能限定中元古代后期以来东南缘古地理演化。华北(中朝)克拉通东南缘与扬子克拉通连接形成现今东亚构造格局的主要事件发生在三叠纪(Huangetal., 2018)，在此之前，东南缘作为大陆边缘的时限、类型(活动大陆边缘、被动大陆边缘)以及曾经与其相邻的古大陆等问题是全面认识华北(中朝)克拉通构造演化，乃至认识全球构造格局具有重要意义。

平南盆地沉积物碎屑锆石峰值中，～25亿年和19～18亿年为华北(中朝)克拉通基底的典型特征(Wanetal., 2018)，其中19～18亿年的峰值更是朝鲜地区结晶基底的典型特征(吴福元等, 2016)。另外，～12.5亿年岩浆作用也在平南盆地内部或附近发育(朴贤旭等, 2016b)，也是区域重要事件。然而，其他峰值，如祥原超群(系)和燕滩群16.5～15亿年和12～10亿年的(碎屑岩浆锆石)年龄峰值不为华北(中朝)克拉通所常见：相关时代的岩石有，16.2亿年前后的基性岩墙和钾质流纹岩等；然而，因为这些岩石在华北(中朝)克拉通分布范围有限，形成的锆石含量很低，因此很难作为主要物源区。这可能说明，平南盆地祥原超群(系)和燕滩群存在华北(中朝)克拉通之外的物源。鉴于祥原超群(系)和燕滩群分布范围较广，不整合关系清楚(Paeketal., 1996)，而克拉通基底物源记录较弱，这些克拉通外物源经由克拉通内部方向进入盆地的可能性较小，而更可能是华北(中朝)克拉通东南缘曾经相邻的古陆(岛弧、造山带)提供物源。如果是洋内岛弧，则由于与大陆(克拉通)隔着弧后盆地，相关物质很难作为克拉通内部盆地的沉积物源。因此，我们更倾向于认为，沉积发生时，华北(中朝)克拉通东南缘曾经与某一发育同期岩浆作用(岛弧/造山带)的大陆相连，这一大陆在其后与华北裂离(如，华北-圣弗朗西斯科-刚果克拉通模型，Pengetal., 2011b; Cederbergetal., 2016; Chavesetal., 2019; Sunetal., 2020)；或者华北(中朝)克拉通曾经发育安第斯型大陆边缘弧(造山带)，但是这一大陆边缘弧没有保存下来(或仅有部分残留：如北秦岭造山带？)。在华北(中朝)克拉通以南的秦岭造山带中，发育10～8亿年的岩浆弧，它们可能是得以保存下来的洋内弧或者大陆边缘弧残片(Dongetal., 2015)，东南缘胶东的苏鲁造山带以及朝鲜半岛的同时期造山带(洪城-五台山造山带，Ohetal., 2006)是否保存边缘弧残片，这一假设还需要进一步论证。同时，需要注意的是，不少学者认为，朝鲜半岛南部基底同样与中朝克拉通存在亲缘性，探讨物源时，还有很多不确定的因素(翟明国, 2016; Paeketal., 1996)，需要更多的数据。

研究表明，华北(中朝)克拉通东南缘发育9.45～9亿年大火成岩省(岩墙群+岩床杂岩)(Pengetal., 2011a, b; Zhangetal., 2016)；平南盆地与大连、徐淮盆地则可能是这一岩浆活动的中心，并且可能是裂解中心(Pengetal., 2011a, b; Suetal., 2020; Sunetal., 2020)。需要注意的是，这三个盆地分布在郯庐断裂两侧，郯庐断裂是否存在大规模的走滑尚无结论，但一个直观的观测是，如果存在～500km的顺着断层的走滑，则这三个盆地基本上是并置的，更有可能构成了同一个盆地(图1)。平南盆地沉积物碎屑锆石来源跟徐淮盆地一样，也支持这一模式(Sunetal., 2020)。如果以上推测合理，则更可能说明，华北(中朝)克拉通东南缘曾经可能与某个大陆相邻，新元古代大火成岩省和裂谷盆地的发育，代表了相邻块体(克拉通)的裂离；这样的假说模型还得到了一些间接或者直接的地质学(Teixeiraetal., 2017; Chavesetal., 2019; Suetal., 2020; Sunetal., 2020)和古地磁学证据支持(Fuetal., 2015; Cederbergetal., 2016; Xuetal., 2017; D’Agrella-Filhoetal., 2020)。

研究认为，新元古代中期(主要是成冰纪)频繁发生碳同位素负漂移(如，Bitter Springs负漂移)，这被认为与Rodinia超大陆的裂解及其引发的冰期有关(Hilletal., 2000; Halversonetal., 2007a, b, 2010)；裂解过程的岩浆活动促使沉积物中赋存的甲烷被释放，而这些与细菌作用有关的甲烷通常富集12C，释放到大气中的甲烷被氧化后溶解在水体中，降低水体中δ13C值(Retallack and Jahren, 2008)。平南盆地以及地层可对比的徐淮盆地(史家组，Xiaoetal., 2014)、大连盆地(马家屯组，作者未发表)相应层位均记录相似的碳同位素负漂移，且发生时代均应为950～920Ma前后(图4)，早于已知的Bitter Springs等负漂移；而燕滩群棱里组的负漂移可能对应晚期的Gaskier负漂移(图4)。华北东南缘在9.5～9.0亿年发育岩浆活动(Pengetal., 2011a, b; Zhangetal., 2016; Suetal., 2020)，这可能支持默川群及相应地层中记录的碳同位素负漂移与岩浆活动本身或其引发的多期裂解-冰期事件有关；由于相关岩浆活动富铁，具有板内玄武岩特点，似乎指示裂解而非岛弧岩浆活动特点，这可能更支持华北东南缘在这一时期发育的不是弧岩浆活动；当然，不排除相应弧岩浆岩带未被保留的可能。总之，相关地质过程导致的碳同位素负漂移与Bitter Springs等代表的负漂移的成因有可能相似，为Rodinia超大陆早期裂解的响应；这一事件是否具有全球性，还需要进一步研究。

临津群碎屑锆石则显示9.5～8.5亿年和5～4亿年的(碎屑岩浆锆石)年龄峰值。华北发育9.2亿年前后的大型岩墙群和岩床群，除非还有同期花岗质岩石或者火山岩等更可能富含锆石的岩石存在，区内这期岩浆事件就有可能不是主要物源区。华北(中朝)克拉通5～4亿年的岩浆活动也并不发育(Xiaoetal., 2020)，也不一定能提供足够物源。考虑到临津群分布范围局限，与多组岩系呈现构造接触(金炳成, 2012)，相关物源均不具有华北(中朝)克拉通基底和岩浆岩的特征，推测有可能为外来岩片；华北(中朝)克拉通其他地区以不发育泥盆系为特征(李忠等, 2016)，考虑到其可能与扬子克拉通沉积可能相近(金炳成, 2012)，推测该地层不是平南盆地正常发育的序列，可能为华北与扬子克拉通拼贴时，构造推覆构造叠置的外来岩片。当然，临津群也有可能属于华北克拉通分布局部的泥盆-石炭系地层。

综上所述，平南盆地最早于～12.5亿年前后开始沉积，为一套火山碎屑岩系列(黄海群)，其中含有大量同沉积阶段形成的花岗岩作为物源(图3、图5)；该物源区可能为尚未识别或已经消失或与华北(中朝)克拉通相连古陆块上的活动大陆边缘/造山带岩浆活动。之后，沉积范围逐渐向内陆推进、扩大(祥原超群，图2、图5)，到9.45～9亿年期间，发育大量岩床侵位，该岩床对应克拉通内部的大石沟大火成岩省(Pengetal., 2011a)，同期可能还喷发火山岩(灭岳山群之上)，但没有保留下来，该期岩浆活动有可能对应华北(中朝)克拉通东南缘的一次裂解事件(Pengetal., 2011a; Fuetal., 2015; Cederbergetal., 2016; Xuetal., 2017; Teixeiraetal., 2017; Chavesetal., 2019; D’Agrella-Filhoetal., 2020; Sunetal., 2020)；其中，默川群记录的碳同位素负漂移可能对应裂解事件(图4，朴贤旭等, 2016a)。新元古代晚期，平南盆地中心发育燕滩群钙质碎屑岩沉积，其砂岩和钙质碎屑岩基质中的碎屑锆石可能直接来自盆地中更为古老的沉积物(图2、图6)；其中，棱里组对应的碳同位素负漂移可能对应全球Gaskiers负漂移(尚缺少有效的年龄限定；图4)，代表新元古代中晚期一系列裂解事件及雪球事件的响应(Hilletal., 2000; Halversonetal., 2007a, b, 2010)。寒武纪中晚期-奥陶纪甚或者志留纪中晚期，平南盆地接受稳定的碳酸盐岩沉积(黄州超群)，底部发育含磷砂岩、含磷粉砂岩，与华北(中朝)克拉通其他地区广泛发育的同时期地层可以对比(图6)。中石炭世-早三叠世，平南盆地北部发育碎屑岩沉积(平安超群，图2、图3、图5)，含多层煤系，其中朝鲜超大型煤矿如江东煤矿即形成于这一时期，相关地层与华北(中朝)克拉通其他地区可以对比(图6)。之后，平南盆地发生褶皱变形，岩石发生变质(Paeketal., 1996; 武昱东和侯泉林等, 2016; 李秋立等, 2016)。形成于泥盆纪-早石碳世的临津群可能在早三叠世之后由于构造活动叠置于平南盆地南部地层之上(图2、图5)。整个平南盆地晚侏罗世-早白垩世发育火山碎屑岩沉积(Paeketal., 1996)。

6 初步认识

综合平南盆地地层岩相变化、代表性碎屑岩地层物源分析以及部分碳酸盐岩地层碳同位素特征分析，结合已有研究成果，可以得到如下初步认识：

(1)平南盆地从～13亿年前后开始沉积，发育5个构造层序，先后发育13～11亿年黄海群含中酸性火山岩的火山碎屑岩地层，10～9.5亿年砂岩为特征的直岘群碎屑岩地层和 9.5～9亿年的以碳酸盐岩(灰岩、白云质灰岩)夹少量砂岩、砂板岩为特征的祠堂隅群、默川群和灭岳山群，7.0～5.4亿年的以含钙质碎屑岩和碳酸盐岩为特征的燕滩群，寒武系(第二统第三阶)-奥陶系灰岩、白云岩为特征的黄州超群，以及中石炭统-下三叠统含煤碎屑岩系为特征的平南超群组成；盆地演化跨度达10亿年，地层厚度累计达15000m；各构造层序之间为平行不整合。

(2)平南盆地中元古界以盆地基底为主要物源；上元古界下部以16.5～14亿年和12～10亿年岩浆岩物源为主，祠堂隅群沉积时，沉积范围最大，物源可能主要来自南侧基岩；上元古界上部以早期沉积的盆地沉积岩为主要物源；寒武系-奥陶系以及石炭系-下三叠统则以华北(中朝)克拉通基底及早期沉积物物源为主。推测平南盆地与徐淮盆地及大连盆地可以对比，它们在中生代之前可能相邻或者属于同一个盆地。根据这些盆地的沉积特征，进一步推测在新元古代早期及之前，华北曾经与一个发育16.5～14亿年以及12～10亿年岩浆岩的古陆(如，圣弗朗西斯科-刚果克拉通)，或较小可能性为造山带或岛弧(如，秦岭造山带中的残留弧)相邻(连)。临津群代表的泥盆系-下石炭统可能为构造叠置在平南盆地之上的地层。

(3)平南盆地记录了迄今所知新元古代最早的碳同位素负漂移(墨川群，默川负漂移，时代接近9.2亿年)和可能的埃迪卡拉系负漂移(Gaskier？燕滩群，～5.5亿年)；这些负漂移可能是对新元古代全球多次岩浆-裂解-冰期事件的响应。

致谢本文是中朝两国科学院地质学研究团队集体成果，朝鲜国家科学院地质研究所(平壤)作为主要合作者有重要贡献。第一作者与赵磊副研究员、祝禧艳副研究员、Ross N Mitchell研究员等就本课题进行过有益探讨，谨致谢忱。感谢中国地质科学院万渝生研究员等的邀稿和建设性意见；感谢侯泉林教授、李忠研究员等专家的审稿，纠正了不少错漏，使文章得到了明显改进。

谨以此文祝贺沈其韩先生百年华诞！