彭澎 胡波 張志越 張艷斌 郭敬輝 翟明國PENG Peng**, HU Bo, ZHANG ZhiYue, ZHANG YanBin, GUO JingHui and ZHAI MingGuo

1. 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

2. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

3. 長安大學地球科學與資源學院，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

沉積巖不但記錄了盆地沉積環(huán)境變化、沉積物源變化，同時也記錄了區(qū)域重大構造-巖漿-熱事件。平南盆地位于朝鮮半島中部，分布面積～25000km2；該盆地基底以古元古代變質(zhì)巖-巖漿巖系列為主，大地構造上屬于華北克拉通(中朝克拉通)東部(Paeketal., 1996; 翟明國, 2016; 吳福元等, 2016)；盆地發(fā)育從中元古界到中生界，序列相對完整(圖1、圖2)。平南盆地是迄今所知全球少數(shù)發(fā)育上元古界下部地層的地區(qū)之一，盆地上元古界可以與鄰區(qū)大連盆地和徐淮盆地進行對比(Choi and Kim, 1997; Parketal., 2001; Kim, 2010; Kwon, 2005; Huetal., 2012; 樸賢旭等, 2016a; 金明哲等, 2016; 楊正赫等, 2016; Sunetal., 2020)，這幾個盆地都發(fā)育新元古代火山作用(拉斑-弱堿性系列巖床)，可能屬于同一個裂谷系(Pengetal., 2011a, b)。

圖1 中國東部-朝鮮半島地質(zhì)簡圖(中國部分參考中國地質(zhì)地調(diào)查局, 2004，朝鮮部分參考Paek et al., 1996編繪)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)

圖2 平南盆地地質(zhì)簡圖(據(jù)Paek et al., 1996改編)及物源體系演化與盆地剖面示意圖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

平南盆地位于華北克拉通東緣，它是理解東緣地質(zhì)演化的重要地質(zhì)記錄。該克拉通在三疊紀通過與華南的拼貼形成現(xiàn)今的東亞構造格局(Huangetal., 2018)。在此之前，該克拉通是否與其他克拉通相鄰，其處于活動大陸邊緣還是被動大陸邊緣，是否發(fā)育過溝-弧-盆體系？本文擬綜合已有的平南盆地碎屑巖碎屑鋯石年齡數(shù)據(jù)以及碳酸鹽巖碳氧同位素數(shù)據(jù)，并補充一些缺失的重要數(shù)據(jù)，全面分析盆地沉積物組成、沉積旋回以及物源演化，探討沉積作用對區(qū)域巖漿-變質(zhì)-構造事件的響應，從而提供回答以上問題的地質(zhì)約束。

1 平南盆地地層格架

平南盆地中元古界-中生界從下至上分為黃海群(曾稱黃海系，沉積時代：中元古代晚期)、祥原超群(曾稱祥原系，上元古界下部，自下而上包括直峴群、祠堂隅群、默川群、滅岳山群等；由于直峴群與祠堂隅群之間為平行不整合，以這個不整合為界可以分為祥原超群下部和上部兩部分)、燕灘群(曾作狗(岣/駒)峴系，上元古界上部)、黃州超群(曾稱黃州系，寒武系-奧陶系，包括下部黃州群和上部法洞群)和平安超群(石炭系-下三疊統(tǒng))等，不同地層單元之間均為平行不整合(Pengetal., 2011a; 楊正赫等, 2016; 樸賢旭等, 2016a, b; 金明哲等, 2016, 2018)；另外，盆地南部局部發(fā)育臨津群(上泥盆統(tǒng)-下石炭統(tǒng))，該地層與較老巖系呈角度不整合關系(李忠等, 2016; Zhangetal., 2018)，判斷可能為構造推覆沉積巖片(理由見下)。根據(jù)接觸關系，把相關地層自下而上劃分為多個構造層序，分別為黃海群(S1)、祥原超群(S2)、燕灘群(S3)、黃州超群(S4)和平安超群(S5)等(圖3)；另外，祥原超群或可以進一步劃分為二個次級構造層序，分別為下部直峴群層序和上部祠堂隅群-默川群-滅岳山群層序，而臨津群與其下地層之間的不整合關系如果能確認，則可能是介于黃州超群和平安超群中的另一個構造層序。

黃海群(S1)分布較為局限，主要分布于平南盆地南部甕津-碧城-梨蘿地區(qū)，臨津江地區(qū)(靠近軍事分界線)的分布還有待確認(Paeketal., 1996)；該地層已發(fā)生中-低級變質(zhì)，依巖性可以分為三段，最下部是泥質(zhì)片巖為主，中部以石英片巖為主，上部由酸性火山巖(石英斑巖和長石斑巖等)和基性火山巖(斜長角閃巖)、大理巖組成；推測地層厚度約為1200m(Kimetal., 2006, 2008)；與甕津花崗巖均形成于～12.5億年(樸賢旭等, 2016b)。

祥原超群(S2)分布范圍廣，自下而上包括直峴群、祠堂隅群、默川群、滅岳[惡]山群等(Paeketal., 1996)。直峴群是平南盆地中分布最廣的地層之一，發(fā)生低級變質(zhì)；南部較為發(fā)育，稱為南部型，從下往上由長峰組礫巖-砂巖、五峰組泥質(zhì)-石灰質(zhì)片巖、長壽山組砂巖-砂質(zhì)片巖、安心嶺組泥灰?guī)r組成，總厚度約3000m；北部出露較薄，稱為北部型，包括遂安組、新城組、物金山組和檜倉組等，分別對應南部型各組(樸賢旭等, 2016a)。長峰組礫巖主要在平南盆地中南部地區(qū)，北部地區(qū)未見，但可見砂巖，主要由中細粒石英砂巖、石英長石砂巖組成，夾1～2m硅質(zhì)千枚巖(Park, 2012)。長壽山組分布廣，平南盆地南部地層厚，分層性好；北部薄，分層性差。盆地西南部長淵地區(qū)厚度尤其大，自下而上可以劃分4個段，厚度達到850m，其中，第3段厚度為100m左右，含鐵礦(Ryuetal., 1990; Park, 2012)。祠堂隅-默川-滅岳山群以碳酸鹽巖為主。其中，祠堂隅群自下而上分為銀積山組、德在山組和青石頭組，分別對應盆地北部的內(nèi)洞組、五峰山組和半天組，推測總厚度約1600～2200m(樸賢旭等, 2016a; Paeketal., 1996)：銀積山組為白云巖，頂部有一層灰?guī)r；德在山組為厚層白云巖；青石頭組為白云巖和灰?guī)r互層。默川群自下而上分為雪花山組、玉峴組和臨山組，分別對應北部的新河組、馬田組和燕山組，推測總厚度約1200～1500m(樸賢旭等, 2016a; Paeketal., 1996)：雪花山組為千枚巖，石英巖、石英片巖，夾灰?guī)r；玉峴組為灰?guī)r；臨山組為千枚巖，石英巖夾灰?guī)r。滅岳山群包括安昌組和斑石組，下部(安昌組)為白云質(zhì)灰?guī)r、白云巖，上部(斑石組)為千枚巖和鈣質(zhì)片巖，推測總厚度約1100～1400m(Paeketal., 1996)。

燕灘群(S3)與下伏滅岳山群角度不整合(Paeketal., 1996)；其下部為飛狼洞組，組成為鈣質(zhì)礫巖、頁巖、鈣質(zhì)千枚巖和白云巖；上部為棱里組，組成為千枚巖、鈣質(zhì)千枚巖和少量細砂巖。燕灘群厚度變化較大，從不超過100m(檜倉郡)到近2000m不等(法洞郡)(Park, 2012; Paeketal., 1996)。

黃州超群(S4)包括黃州群與法洞群，平均厚度1200～1500m，局部可達3000m(Park, 2012; Paeketal., 1996)。黃州群自下而上包括坪山組、中和租、黑橋組和林村組，厚度變化從100余米到500m，其最下部層位為含磷硫化物的坪山組，它由黑色板巖、暗灰色含磷粉砂質(zhì)板巖、含磷粉砂巖、暗灰色白云巖和灰?guī)r組成，部分地區(qū)含有石煤與砂巖夾層；中和組由砂巖、粉砂巖、板巖和碳酸鹽巖組成，底部有含磷粉砂巖，該砂巖層厚10～15m；黑橋組由細砂巖、頁巖組成，含少量灰?guī)r；林村組主要為灰?guī)r和頁巖。朝鮮地質(zhì)報告認為坪山組和下伏燕灘群之間不存在不整合，與含有埃迪卡拉系化石的燕灘群為連續(xù)沉積(Kim and Ri, 1990; Paeketal., 1996)；不過，黃州群坪山組和中和組分別出現(xiàn)Hsuaspiscoreanicus帶和Redlichiachinensis帶，表明它們分別不早于寒武系第二統(tǒng)第三階和第四階；碳酸鹽巖碳同位素全球?qū)Ρ扰袛嘀С衷摰貙訉儆诘诙y(tǒng)，地層底部的含磷地層具有區(qū)域意義(金明哲等, 2018)。法洞群自下而上分為戊辰組、古豐組、新谷組、晚達組、上西里組、谷山組和月陽里組等組，厚度約1000m左右；其中，戊辰組主要為粘土質(zhì)灰?guī)r、含錳灰?guī)r和層狀灰?guī)r；古豐組包含自下而上以白云巖、灰?guī)r、白云巖、灰?guī)r為主的四個巖性段；新谷組由白云巖夾少量灰?guī)r組成；晚達組下段為灰?guī)r，上段為白云巖；濉溪組下段主要為白云巖，夾少量泥巖、頁巖和白云質(zhì)灰?guī)r；谷山組為細砂巖、頁巖和灰?guī)r組成；月陽里組主要為灰?guī)r和少量泥巖、白云質(zhì)灰?guī)r組成(Paeketal., 1996)。Paeketal. (1996)指出濉溪組-月陽里組僅分布在法洞郡-黃州郡一帶局部地區(qū)，時代當屬上奧陶統(tǒng)-下志留統(tǒng)。綜合前人根據(jù)古生物學和區(qū)域地層對比證據(jù)，以及新的碳同位素證據(jù)，推測黃州群屬于寒武系第二統(tǒng)-苗嶺統(tǒng)，而法洞群屬于寒武系苗嶺統(tǒng)-志留系(金明哲等, 2018)。

平安超群(S5)假整合在下伏地層(一般為法洞群晚達組)之上，與上覆中生界角度不整合接觸，自下而上包括江東群和介川群，地層總厚度達1500m；江東群下部為頁巖和細砂巖，中部為頁巖、石英砂巖、灰?guī)r和砂巖，上部為薄煤層、頁巖、細砂巖夾灰?guī)r，厚度150～230m；介川群斜洞組為主要含煤地層，下段為煤層、頁巖、粉砂巖、砂巖，中段為煤層、頁巖、砂巖，上段為富鋁頁巖和石英砂巖，厚度為120～150m；介川群中上部地層巖性主要為頁巖、粉砂巖，下部含少量煤層，上部出現(xiàn)硅化木，整個巖性段可見不同粒度砂巖，厚度1000～1150m；根據(jù)相關化石研究，推測屬中石炭統(tǒng)-下三疊統(tǒng)(Paeketal., 1996)。

臨津群分布在平南盆地南緣，該地層分為東西兩部分，分別位于開城-平康(臨津江)一帶和康翎-雙橋里一帶(Paeketal., 1996)；地層下部由淺海相粘土-碎屑沉積巖夾薄層陸相碎屑巖組成，上部由火山沉積巖夾陸源碎屑巖組成；自下而上被分為安峽組、扶壓山組和朔寧組等3個組，總厚度有可能達3000m(金炳成, 2012; Zhangetal., 2018; Paeketal., 1996)。不過，這一地層層序及厚度都沒有考慮構造疊置的存在。其中，安峽組主要由(鈣質(zhì))片巖、(鈣質(zhì))礫巖、(鈣質(zhì))石英巖、灰?guī)r等組成，頂部為灰?guī)r，厚200～850m；扶壓組整合于安峽組之上或者與其他地層構造接觸，由頁巖、粉砂巖、砂巖、石英巖以及含碳酸鹽巖夾層的礫巖組成，厚800～1500m；朔寧組與下伏扶壓組整合接觸，由粉砂巖、粉砂質(zhì)頁巖、深灰色頁巖、石英巖、紅柱石十字石藍晶石片巖和黑云母片巖等組成，厚度860～1630m；臨津群火山巖包括扶壓組上段和朔寧組下段薄層(幾十厘米厚)石英斑巖，朔寧組下段斜長角閃巖，扶壓組中段和上段細粒玄武質(zhì)細碧巖(康翎附近)以及朔寧組中段和上段黑云母安山玢巖(金炳成, 2012)。臨津群其巖石構成較復雜，橫向及斜向巖相變化較大，其與相鄰的巖石單元之間多為構造接觸(部分地區(qū)與滅岳山群構造接觸，部分地區(qū)與燕灘群、黃州群等構造接觸)，局部表現(xiàn)出強烈的糜棱巖化，其變質(zhì)程度從北向南有遞增的趨勢，可以分為未變質(zhì)、絹云母-綠泥石、紅柱石、十字石和藍晶石帶，屬于中-低壓變質(zhì)相系(金炳成, 2012)；對于變質(zhì)帶的成因是否與中生代侵入巖有關或者與區(qū)域構造活動有關，尚需進一步工作。臨津群的化石由松葉蕨類為代表的陸生植物和以鈣質(zhì)藻類、珊瑚類、腕足類、海百合類、介形蟲類、雙殼類及腹足類等為代表的陸棚淺海海洋動物等組成，其地質(zhì)時代屬中泥盆世吉維階到晚泥盆世法門階；其中，臨津群產(chǎn)出的Leptophloeumrhombicum化石為晚泥盆世標準化石，Sycidiummelovar.pskowensis化石為中泥盆世吉維期標準化石(金炳成, 2012)。華北其他地區(qū)尚未見泥盆系地層，然而，華南克拉通尤其是長江下游區(qū)域上泥盆統(tǒng)較發(fā)育，稱為五通組，由連續(xù)沉積構成，厚度薄，未見火山巖；其化石由腕足類、魚類、雙殼類、腹足類、葉肢介類、石松類、有節(jié)類及蕨類等組成(張國棟等, 1991)，與臨津群似有所差異(金炳成, 2012)。

2 平南盆地地層沉積物源的變化

中國科學院和朝鮮國家科學院自1996年起開展中朝地質(zhì)對比研究(翟明國, 2016)；平南盆地的地質(zhì)演化的研究是其中的重點之一。通過合作，項目組獲得了一系列代表性巖漿巖和沉積巖鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)(Huetal., 2012; 樸賢旭等, 2016a, b; 楊正赫等, 2016; 李忠等, 2016; Zhangetal., 2018)。上述數(shù)據(jù)的實驗測試均完成于中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所(分析方法見楊正赫等, 2016)。我們對尚未進行分析的燕灘群飛狼洞組上部1件中粗粒石英砂巖(樣品號1019NK1，38°38′51.6″N、126°00′31.0″E)和默川群上部燕山組1件粗粒石英砂巖樣品(樣品號1012NK1，38°38′51.6″N、126°00′31.0″E)進行了補充分析，相關分析方法參見Sunetal. (2020)。以上已發(fā)表的數(shù)據(jù)及本文新數(shù)據(jù)見電子版附表1。

綜合已有碎屑鋯石年齡數(shù)據(jù)，可以推測黃海群上部的最大沉積時代為～12.5億年，而根據(jù)下部出露的火山巖，推測沉積時代為～12.5億年，這說明整個地層沉積于12.5億年前后(13～11億年)(樸賢旭等, 2016b；圖3)。直峴群最大沉積時代為約10億年(Huetal., 2012; 楊正赫等, 2016；圖3)，考慮到不整合其上的地層(祠堂隅群和默川群)均為～9億年基性巖床所侵入(Pengetal., 2011a)，推測沉積時代落入10～9億年之間。祠堂隅群不見砂巖出露，但根據(jù)上下地層時代，推測沉積時代應該為10～9億年之間。默川群最大沉積時代為～10億年(圖3)，推測沉積時代介于10～9億年之間。需要說明的是，基于與徐淮盆地地層的區(qū)域?qū)Ρ?Sunetal., 2020)，徐淮盆地基性巖床活動期次限定(～9.45億年和～9.1億年兩期，分別侵入徐淮盆地地層上下兩部分：Suetal., 2020)，祠堂隅群和默川群可能分別形成于～9.5億年前后，該結(jié)論還需進一步工作。滅岳山群最大沉積時代為9.5億年(圖3)，因其未見巖床侵入，沉積時代推測為～9億年前后。燕灘群(棱里組)碎屑鋯石最大沉積時代為9億年(圖3)，推測沉積時代介于9～5.4億年之間；結(jié)合碳同位素變化，推測其很可能為成冰紀末期-埃迪卡拉紀地層(金明哲等, 2016)。黃州超群碎屑鋯石只能限定最大沉積時限為～10億年，根據(jù)相關化石及碳同位素結(jié)果推測，沉積時代應該為寒武系(第二統(tǒng)第三階)-奧陶系之間，部分可為下志留統(tǒng)(Paeketal., 1996)。臨津群的最大沉積時代為4.2億年，結(jié)合化石特征，推測沉積時代為上泥盆統(tǒng)-石炭系(Zhangetal., 2018; 李忠等, 2016; 金炳成, 2012)。

圖3 平南盆地地層柱狀圖及代表性層組碎屑鋯石年齡譜地層柱高度對應地層大致(最大)厚度. 平南盆地碎屑沉積巖碎屑鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)來源見電子版附表1. 華北(中朝)克拉通和徐淮盆地中上元古界碎屑鋯石數(shù)據(jù)來自左鵬飛等(2019)；朝鮮河沙碎屑鋯石數(shù)據(jù)來自吳福元等(2016)Fig.3 Stratigraphic column and representative detrital zircon age histograms of the strata in the Pyongnam basin

對碎屑鋯石代表的物源組成進行分析，可以得出如下結(jié)論(圖3)：(1)從朝鮮主要河流河沙數(shù)據(jù)來看，19～18億年為主要前寒武紀碎屑鋯石年齡峰值，其來源包括巖漿鋯石和變質(zhì)鋯石，其他物源均為次要(吳福元等, 2016)。(2)黃海群、祥原超群(直峴群-滅岳山群)以及燕灘群沉積物物源均以16.5～15億年以及12～10億年物源為主；黃海系-直峴群下部，19～18億年的基底仍然是重要物源，應該是華北克拉通基底的巖石，～12.5億年的物源可能來自盆地附近的花崗巖(如，翁津花崗巖：樸賢旭等, 2016b)，但直峴群上部-燕灘群，基底的貢獻減弱。(3)黃州群物源以26～25億和19～18億年結(jié)晶基底物源為主，很可能來自華北(中朝)克拉通基底；16.5～14億年和12～10億年鋯石的貢獻減弱，鑒于其不整合在燕灘群之上，兩個時段的物源也有可能來自下伏沉積巖系的剝蝕。(4)臨津群的物源以10.5～8.5億年和5～4億年為主，其他峰值如～25億年和～18億年的貢獻較弱。(5)平南盆地與徐淮盆地(中)上元古界碎屑鋯石年齡峰值相似之處是都有16.5～15億年和12～10億年兩組峰值，不同的是，徐淮盆地顯示了27～25億年、20～18億年兩組主要峰值和9.5～8.5億年和8～7億年碎屑鋯石年齡次要峰值。(6)從華北(中朝)克拉通其它地區(qū)中上元古界碎屑鋯石年齡峰值對比來看，27～25億年，19～18億年，16.5～14億年和12～10億年為主要峰值，平南盆地中上元古界碎屑鋯石峰值基本相似，所不同的是，27～25億年峰值相對較弱，從直峴群上部到上元古界，20～18億年峰值相對較弱，這一特點也與區(qū)域內(nèi)27～25億年基底巖石年齡分布較少相對應(趙磊等, 2016)。

平南盆地地層自下而上碎屑鋯石峰值有規(guī)律的變化，可能與地層沉積時基底出露的巖石年齡不同有關，也可能與沉積物質(zhì)來源方向不同有關。從黃海群-直峴群下部，地層中20～18億年的碎屑物質(zhì)可能來源于盆地基底，這與狼林雜巖的年齡峰值及河沙鋯石年齡數(shù)據(jù)一致。從直峴群長壽山組以上到燕灘群，碎屑鋯石年齡峰值以16.5～15億年以及12～10億年物源為主，而20～18億年的年齡較弱，原因可能是盆地周圍存在尚未識別的單元提供物源，或者當時與基底克拉通相連的另一大陸或增生型造山帶/大陸邊緣弧提供了主要物源。而之后的寒武系碎屑鋯石峰值又顯示不同的特點，27～25億年和20～18億年的主要物源可能重新來自盆地基底。

3 平南盆地主要地層的碳同位素組成

綜合近年發(fā)表的平南盆地地層碳-氧同位素數(shù)據(jù)(樸賢旭等, 2016a; 金明哲等, 2016, 2018)，結(jié)合雙邊合作新獲得的祠堂隅群下部碳-氧同位素數(shù)據(jù)(見電子版附表2)，可以大致完整的呈現(xiàn)祥原超群-黃州超群碳同位素比值的變化。相關數(shù)據(jù)均在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素分析實驗室完成，分析方法和數(shù)據(jù)精度可參見文獻(樸賢旭等, 2016a)。前人對數(shù)據(jù)是否代表沉積巖原始同位素組成進行過討論(樸賢旭等, 2016a; 金明哲等, 2016, 2018)。新采集的祠堂隅群下部地層氧同位素變化較小(δ18O為+6‰～+10‰，多為+7‰～+9‰)，而碳同位素數(shù)據(jù)變化較大，且碳氧同位素比值變化沒有明顯的相關性，判斷可能代表原始沉積特征(附表2)。

祥原超群地層δ13C整體上以正值為主，只是在默川群上部出現(xiàn)明顯的負值，δ13C小于-6‰，個別樣品甚至達到-10‰(該值還有待進一步檢驗)(圖4)，稱為默川負漂移(樸賢旭等, 2016a)。新獲得的祠堂隅群下部地層δ13C值變化范圍在+2.5‰～+4.5‰之間。數(shù)據(jù)顯示，直峴群到祠堂隅群下部，似乎存在一個δ13C值由弱負值(-1‰)到正值的變化(圖4)。燕灘群樣品δ13C也以正值為主，棱里組出現(xiàn)一系列負值，為-6‰～0左右，金明哲等(2016)認為代表了埃迪卡拉系與寒武系界線附近的負值，這一觀點為朝鮮學界接受；不過，這個負值較大，結(jié)合地層時代，推測也有可能對應Gaskiers負漂移(圖4)。黃州超群碳同位素δ13C值變化相對較小(-4‰～+4‰)，但波動相對較為頻繁；金明哲等(2018)結(jié)合化石時代，推測可以識別出對應全球性MICE和SPICE正漂移和ROECE負漂移的相關事件(圖4)。

圖4 平南盆地代表性地層碳酸鹽巖δ13C值變化圖地層柱高度大致對應地層沉積時限. 數(shù)據(jù)來源見電子版附表2Fig.4 Variation of the δ13C values of carbonate samples of the representative strata in the Pyongnam basin

4 平南盆地沉積環(huán)境變化和區(qū)域地層對比

平南盆地地層在空間上分布范圍存在變化，主要反映沉積盆地接受沉積的范圍及保存沉積記錄的范圍；縱向上巖性及沉積相變化則記錄了沉積環(huán)境的規(guī)律變化(圖3、圖5)。構造層序S1黃海群主要分布在平南盆地南部，地層分布呈北東-南西向狹長帶狀，沉積組合以泥質(zhì)片巖和石英片巖為主，上部是中酸性和基性火山巖及大理巖，顯示初始拉張局限盆地的特征(圖1、圖5)。因與基底為構造接觸，黃海群未見底。構造層序S2直峴群長峰組為礫巖、砂巖；五峰組為泥質(zhì)-石灰質(zhì)，顯示為濱海—濱-淺海過渡相沉積，沉積范圍也擴大到北緣，平面形態(tài)為等軸狀，但沉積中心仍在南緣，南陡北緩，碎屑物質(zhì)可能主要來源于南側(cè)的基底或另一陸地(或造山帶)。直峴群長壽山組和安心嶺組由砂巖-砂質(zhì)片巖和泥灰?guī)r，局部底部有底礫巖，砂質(zhì)片巖和泥灰?guī)r厚度變大，由濱淺海過渡帶向淺海陸棚內(nèi)坡轉(zhuǎn)變，指示水體加深，平面上分布也更為廣泛，指示盆地進一步沉降，碎屑物質(zhì)可能主要來自另一陸地(或造山帶)(圖1、圖5)，其頂界面可能對應最大海泛面(圖4)。司堂群以碳酸鹽巖為主，但是白云巖和灰?guī)r互層，指示部分碳酸鹽巖沉積時蒸發(fā)量很大，該群雖然總厚度達到1600～2200m，但單層厚度不厚，可能為瀉湖相。默川群下部為變質(zhì)的碎屑巖，有成熟度高的石英巖，也有粗細碎屑物混合的石英片巖、千枚巖，上部為細碎屑巖夾灰?guī)r，為淺灘-潮坪瀉湖相沉積。滅岳山群下部為白云質(zhì)灰?guī)r和白云巖，上部為厚度巨大的細碎屑巖(千枚巖和鈣質(zhì)片巖)，總體上是潮坪瀉湖相-淺灘沉積環(huán)境。這三個群沉積時27～25億年和20～18億年基底物質(zhì)的貢獻更少，物源仍舊主要來自南部的另一陸地(或造山帶)(圖1、圖5)。構造層序S3燕灘群的分布較為局限，在盆地的中部，主要由鈣質(zhì)礫巖、含礫灰?guī)r、頁巖、鈣質(zhì)千枚巖、白云巖和細砂巖組成，其中鈣質(zhì)礫巖和含礫灰?guī)r被認為可能是冰磧礫巖(Paeketal., 1996)，單層厚度都不大，指示沉積環(huán)境為淺海相+冰水沉積，物源可能來自盆地內(nèi)部早前沉積物的剝蝕(圖1、圖5)。構造層序S4黃州超群下部主要為黑色板巖、含磷粉砂巖與灰?guī)r互層，底部為含磷砂巖，部分地區(qū)含有石煤與砂巖夾層，為潮坪瀉湖相-沼澤沉積環(huán)境，底部含磷砂巖，與華北、塔里木克拉通普遍發(fā)育的寒武系底部含磷地層相似。黃州超群上部法洞群主要為灰?guī)r、白云巖夾少量泥巖、頁巖和白云質(zhì)灰?guī)r，灰?guī)r和白云巖層交替沉積，指示為干旱蒸發(fā)量大的潮坪瀉湖相環(huán)境，與華北克拉通普遍發(fā)育的寒武系-奧陶系沉積一致，此時的沉積中心轉(zhuǎn)移到平南盆地北部，碎屑物質(zhì)主要來源于北部和西部華北克拉通內(nèi)部基底，表明此時平南盆地已與華北克拉通廣泛海洋連為一體(圖1、圖5)。此后的構造層序S5平安超群的陸地沼澤-湖相沉積環(huán)境與華北整體的發(fā)展一致(李忠等, 2016; 圖1、圖5)。

圖5 平南盆地地質(zhì)演化示意圖ABC對應圖2中的剖面Fig.5 Sketched diagrams showing the evolution of the Pyongnam basin

平南盆地與鄰區(qū)盆地的對比久受關注(Paeketal., 1996)。隨著地層對比、化石對比和高精度鋯石年代學工作的推進，越來越多的證據(jù)表明，平南盆地寒武系-下志留統(tǒng)(S4)以灰?guī)r和白云巖主導的地層以及石炭系-下三疊統(tǒng)含煤系地層(S5)可以與鄰區(qū)的盆地進行很好的對比(李忠等, 2016; 圖6)。研究表明，燕遼裂谷系中青白口系中的下馬嶺組可能形成于14～12億年之間(Zhangetal., 2009; 李懷坤等, 2009)，而整合或者假整合其上的長龍山組和景兒峪組地層時代尚不能準確進行限定。我們認為，青白口系碎屑鋯石只能限定長龍山和景兒峪組最大沉積時限為～18億年(Wanetal., 2011)，這與其他地區(qū)上元古界發(fā)育12～10億年峰期(Huetal., 2012)的特點不同；這兩套地層很可能不能與平南盆地上元古界地層進行對比，或不屬于上元古界(圖6)。從沉積時限上推測，熊耳裂谷系及燕遼裂谷系很可能不發(fā)育與平南盆地祥原超群(上元古界)可對比的沉積；相關地層碎屑鋯石及巖性可以與大連盆地及徐淮(徐州)盆地地層進行對比(Pengetal., 2011a, b; Sunetal., 2020)：平南盆地祥原超群(S2)直峴群可能對應大連盆地的細河群和徐淮盆地的蘭陵組-新興組；祥原超群祠堂隅-默川-滅岳山群可能對應大連盆地的五行山-金縣群和徐淮盆地的岠山-望山組(淮北群中上部)；燕灘群(S3)則對應大連盆地葛屯-大林子組(-堿廠組)和徐淮盆地的欄桿群(圖6)。大連盆地、徐淮盆地以及熊耳裂谷系和燕遼裂谷系是否存在和黃海群(S1)，還不能確定?；蛟S，黃海群(S1)與燕遼裂谷系中的長龍山-景兒峪組以及徐淮盆地中的劉老碑組地層可以對比(圖6)，這尚需進一步研究。

圖6 平南盆地與華北克拉通其他盆地地層對比簡圖(據(jù)彭澎, 2016改編)裂谷系位置見圖1插圖Fig.6 Comparison of stratigraphic column in the Pyongnam basin and the adjacent basins (revised after Peng, 2016)

5 構造演化意義

平南盆地的演化跨越超過10億年(中元古代晚期-早三疊世)，連續(xù)沉積的時間累計可能達到5億年(13～11億年、10.0～9億年、7～5.5億年、5.2～4.3億年、3.2～2.5億年；圖4、圖6)。盆地沉積最大范圍超過5萬平方千米，最大沉積發(fā)生在祥原超群祠堂隅群時期(圖2)，考慮到徐淮盆地、大連盆地可能為其同一個盆地(Pengetal., 2011a, b; Sunetal., 2020)，總的沉積范圍超過15萬平方千米，是東亞發(fā)育的主要新元古代早期盆地，因其所在位置位于華北(中朝)克拉通東南緣，盆地的演化能限定中元古代后期以來東南緣古地理演化。華北(中朝)克拉通東南緣與揚子克拉通連接形成現(xiàn)今東亞構造格局的主要事件發(fā)生在三疊紀(Huangetal., 2018)，在此之前，東南緣作為大陸邊緣的時限、類型(活動大陸邊緣、被動大陸邊緣)以及曾經(jīng)與其相鄰的古大陸等問題是全面認識華北(中朝)克拉通構造演化，乃至認識全球構造格局具有重要意義。

平南盆地沉積物碎屑鋯石峰值中，～25億年和19～18億年為華北(中朝)克拉通基底的典型特征(Wanetal., 2018)，其中19～18億年的峰值更是朝鮮地區(qū)結(jié)晶基底的典型特征(吳福元等, 2016)。另外，～12.5億年巖漿作用也在平南盆地內(nèi)部或附近發(fā)育(樸賢旭等, 2016b)，也是區(qū)域重要事件。然而，其他峰值，如祥原超群(系)和燕灘群16.5～15億年和12～10億年的(碎屑巖漿鋯石)年齡峰值不為華北(中朝)克拉通所常見：相關時代的巖石有，16.2億年前后的基性巖墻和鉀質(zhì)流紋巖等；然而，因為這些巖石在華北(中朝)克拉通分布范圍有限，形成的鋯石含量很低，因此很難作為主要物源區(qū)。這可能說明，平南盆地祥原超群(系)和燕灘群存在華北(中朝)克拉通之外的物源。鑒于祥原超群(系)和燕灘群分布范圍較廣，不整合關系清楚(Paeketal., 1996)，而克拉通基底物源記錄較弱，這些克拉通外物源經(jīng)由克拉通內(nèi)部方向進入盆地的可能性較小，而更可能是華北(中朝)克拉通東南緣曾經(jīng)相鄰的古陸(島弧、造山帶)提供物源。如果是洋內(nèi)島弧，則由于與大陸(克拉通)隔著弧后盆地，相關物質(zhì)很難作為克拉通內(nèi)部盆地的沉積物源。因此，我們更傾向于認為，沉積發(fā)生時，華北(中朝)克拉通東南緣曾經(jīng)與某一發(fā)育同期巖漿作用(島弧/造山帶)的大陸相連，這一大陸在其后與華北裂離(如，華北-圣弗朗西斯科-剛果克拉通模型，Pengetal., 2011b; Cederbergetal., 2016; Chavesetal., 2019; Sunetal., 2020)；或者華北(中朝)克拉通曾經(jīng)發(fā)育安第斯型大陸邊緣弧(造山帶)，但是這一大陸邊緣弧沒有保存下來(或僅有部分殘留：如北秦嶺造山帶？)。在華北(中朝)克拉通以南的秦嶺造山帶中，發(fā)育10～8億年的巖漿弧，它們可能是得以保存下來的洋內(nèi)弧或者大陸邊緣弧殘片(Dongetal., 2015)，東南緣膠東的蘇魯造山帶以及朝鮮半島的同時期造山帶(洪城-五臺山造山帶，Ohetal., 2006)是否保存邊緣弧殘片，這一假設還需要進一步論證。同時，需要注意的是，不少學者認為，朝鮮半島南部基底同樣與中朝克拉通存在親緣性，探討物源時，還有很多不確定的因素(翟明國, 2016; Paeketal., 1996)，需要更多的數(shù)據(jù)。

研究表明，華北(中朝)克拉通東南緣發(fā)育9.45～9億年大火成巖省(巖墻群+巖床雜巖)(Pengetal., 2011a, b; Zhangetal., 2016)；平南盆地與大連、徐淮盆地則可能是這一巖漿活動的中心，并且可能是裂解中心(Pengetal., 2011a, b; Suetal., 2020; Sunetal., 2020)。需要注意的是，這三個盆地分布在郯廬斷裂兩側(cè)，郯廬斷裂是否存在大規(guī)模的走滑尚無結(jié)論，但一個直觀的觀測是，如果存在～500km的順著斷層的走滑，則這三個盆地基本上是并置的，更有可能構成了同一個盆地(圖1)。平南盆地沉積物碎屑鋯石來源跟徐淮盆地一樣，也支持這一模式(Sunetal., 2020)。如果以上推測合理，則更可能說明，華北(中朝)克拉通東南緣曾經(jīng)可能與某個大陸相鄰，新元古代大火成巖省和裂谷盆地的發(fā)育，代表了相鄰塊體(克拉通)的裂離；這樣的假說模型還得到了一些間接或者直接的地質(zhì)學(Teixeiraetal., 2017; Chavesetal., 2019; Suetal., 2020; Sunetal., 2020)和古地磁學證據(jù)支持(Fuetal., 2015; Cederbergetal., 2016; Xuetal., 2017; D’Agrella-Filhoetal., 2020)。

研究認為，新元古代中期(主要是成冰紀)頻繁發(fā)生碳同位素負漂移(如，Bitter Springs負漂移)，這被認為與Rodinia超大陸的裂解及其引發(fā)的冰期有關(Hilletal., 2000; Halversonetal., 2007a, b, 2010)；裂解過程的巖漿活動促使沉積物中賦存的甲烷被釋放，而這些與細菌作用有關的甲烷通常富集12C，釋放到大氣中的甲烷被氧化后溶解在水體中，降低水體中δ13C值(Retallack and Jahren, 2008)。平南盆地以及地層可對比的徐淮盆地(史家組，Xiaoetal., 2014)、大連盆地(馬家屯組，作者未發(fā)表)相應層位均記錄相似的碳同位素負漂移，且發(fā)生時代均應為950～920Ma前后(圖4)，早于已知的Bitter Springs等負漂移；而燕灘群棱里組的負漂移可能對應晚期的Gaskier負漂移(圖4)。華北東南緣在9.5～9.0億年發(fā)育巖漿活動(Pengetal., 2011a, b; Zhangetal., 2016; Suetal., 2020)，這可能支持默川群及相應地層中記錄的碳同位素負漂移與巖漿活動本身或其引發(fā)的多期裂解-冰期事件有關；由于相關巖漿活動富鐵，具有板內(nèi)玄武巖特點，似乎指示裂解而非島弧巖漿活動特點，這可能更支持華北東南緣在這一時期發(fā)育的不是弧巖漿活動；當然，不排除相應弧巖漿巖帶未被保留的可能。總之，相關地質(zhì)過程導致的碳同位素負漂移與Bitter Springs等代表的負漂移的成因有可能相似，為Rodinia超大陸早期裂解的響應；這一事件是否具有全球性，還需要進一步研究。

臨津群碎屑鋯石則顯示9.5～8.5億年和5～4億年的(碎屑巖漿鋯石)年齡峰值。華北發(fā)育9.2億年前后的大型巖墻群和巖床群，除非還有同期花崗質(zhì)巖石或者火山巖等更可能富含鋯石的巖石存在，區(qū)內(nèi)這期巖漿事件就有可能不是主要物源區(qū)。華北(中朝)克拉通5～4億年的巖漿活動也并不發(fā)育(Xiaoetal., 2020)，也不一定能提供足夠物源?？紤]到臨津群分布范圍局限，與多組巖系呈現(xiàn)構造接觸(金炳成, 2012)，相關物源均不具有華北(中朝)克拉通基底和巖漿巖的特征，推測有可能為外來巖片；華北(中朝)克拉通其他地區(qū)以不發(fā)育泥盆系為特征(李忠等, 2016)，考慮到其可能與揚子克拉通沉積可能相近(金炳成, 2012)，推測該地層不是平南盆地正常發(fā)育的序列，可能為華北與揚子克拉通拼貼時，構造推覆構造疊置的外來巖片。當然，臨津群也有可能屬于華北克拉通分布局部的泥盆-石炭系地層。

綜上所述，平南盆地最早于～12.5億年前后開始沉積，為一套火山碎屑巖系列(黃海群)，其中含有大量同沉積階段形成的花崗巖作為物源(圖3、圖5)；該物源區(qū)可能為尚未識別或已經(jīng)消失或與華北(中朝)克拉通相連古陸塊上的活動大陸邊緣/造山帶巖漿活動。之后，沉積范圍逐漸向內(nèi)陸推進、擴大(祥原超群，圖2、圖5)，到9.45～9億年期間，發(fā)育大量巖床侵位，該巖床對應克拉通內(nèi)部的大石溝大火成巖省(Pengetal., 2011a)，同期可能還噴發(fā)火山巖(滅岳山群之上)，但沒有保留下來，該期巖漿活動有可能對應華北(中朝)克拉通東南緣的一次裂解事件(Pengetal., 2011a; Fuetal., 2015; Cederbergetal., 2016; Xuetal., 2017; Teixeiraetal., 2017; Chavesetal., 2019; D’Agrella-Filhoetal., 2020; Sunetal., 2020)；其中，默川群記錄的碳同位素負漂移可能對應裂解事件(圖4，樸賢旭等, 2016a)。新元古代晚期，平南盆地中心發(fā)育燕灘群鈣質(zhì)碎屑巖沉積，其砂巖和鈣質(zhì)碎屑巖基質(zhì)中的碎屑鋯石可能直接來自盆地中更為古老的沉積物(圖2、圖6)；其中，棱里組對應的碳同位素負漂移可能對應全球Gaskiers負漂移(尚缺少有效的年齡限定；圖4)，代表新元古代中晚期一系列裂解事件及雪球事件的響應(Hilletal., 2000; Halversonetal., 2007a, b, 2010)。寒武紀中晚期-奧陶紀甚或者志留紀中晚期，平南盆地接受穩(wěn)定的碳酸鹽巖沉積(黃州超群)，底部發(fā)育含磷砂巖、含磷粉砂巖，與華北(中朝)克拉通其他地區(qū)廣泛發(fā)育的同時期地層可以對比(圖6)。中石炭世-早三疊世，平南盆地北部發(fā)育碎屑巖沉積(平安超群，圖2、圖3、圖5)，含多層煤系，其中朝鮮超大型煤礦如江東煤礦即形成于這一時期，相關地層與華北(中朝)克拉通其他地區(qū)可以對比(圖6)。之后，平南盆地發(fā)生褶皺變形，巖石發(fā)生變質(zhì)(Paeketal., 1996; 武昱東和侯泉林等, 2016; 李秋立等, 2016)。形成于泥盆紀-早石碳世的臨津群可能在早三疊世之后由于構造活動疊置于平南盆地南部地層之上(圖2、圖5)。整個平南盆地晚侏羅世-早白堊世發(fā)育火山碎屑巖沉積(Paeketal., 1996)。

6 初步認識

綜合平南盆地地層巖相變化、代表性碎屑巖地層物源分析以及部分碳酸鹽巖地層碳同位素特征分析，結(jié)合已有研究成果，可以得到如下初步認識：

(1)平南盆地從～13億年前后開始沉積，發(fā)育5個構造層序，先后發(fā)育13～11億年黃海群含中酸性火山巖的火山碎屑巖地層，10～9.5億年砂巖為特征的直峴群碎屑巖地層和 9.5～9億年的以碳酸鹽巖(灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r)夾少量砂巖、砂板巖為特征的祠堂隅群、默川群和滅岳山群，7.0～5.4億年的以含鈣質(zhì)碎屑巖和碳酸鹽巖為特征的燕灘群，寒武系(第二統(tǒng)第三階)-奧陶系灰?guī)r、白云巖為特征的黃州超群，以及中石炭統(tǒng)-下三疊統(tǒng)含煤碎屑巖系為特征的平南超群組成；盆地演化跨度達10億年，地層厚度累計達15000m；各構造層序之間為平行不整合。

(2)平南盆地中元古界以盆地基底為主要物源；上元古界下部以16.5～14億年和12～10億年巖漿巖物源為主，祠堂隅群沉積時，沉積范圍最大，物源可能主要來自南側(cè)基巖；上元古界上部以早期沉積的盆地沉積巖為主要物源；寒武系-奧陶系以及石炭系-下三疊統(tǒng)則以華北(中朝)克拉通基底及早期沉積物物源為主。推測平南盆地與徐淮盆地及大連盆地可以對比，它們在中生代之前可能相鄰或者屬于同一個盆地。根據(jù)這些盆地的沉積特征，進一步推測在新元古代早期及之前，華北曾經(jīng)與一個發(fā)育16.5～14億年以及12～10億年巖漿巖的古陸(如，圣弗朗西斯科-剛果克拉通)，或較小可能性為造山帶或島弧(如，秦嶺造山帶中的殘留弧)相鄰(連)。臨津群代表的泥盆系-下石炭統(tǒng)可能為構造疊置在平南盆地之上的地層。

(3)平南盆地記錄了迄今所知新元古代最早的碳同位素負漂移(墨川群，默川負漂移，時代接近9.2億年)和可能的埃迪卡拉系負漂移(Gaskier？燕灘群，～5.5億年)；這些負漂移可能是對新元古代全球多次巖漿-裂解-冰期事件的響應。

致謝本文是中朝兩國科學院地質(zhì)學研究團隊集體成果，朝鮮國家科學院地質(zhì)研究所(平壤)作為主要合作者有重要貢獻。第一作者與趙磊副研究員、祝禧艷副研究員、Ross N Mitchell研究員等就本課題進行過有益探討，謹致謝忱。感謝中國地質(zhì)科學院萬渝生研究員等的邀稿和建設性意見；感謝侯泉林教授、李忠研究員等專家的審稿，糾正了不少錯漏，使文章得到了明顯改進。

謹以此文祝賀沈其韓先生百年華誕！