조선 누층군

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조선 누층군이 발달하는 구문소―사진에 보이는 회색 지층은 조선 누층군 막골(막동) 석회암층이며, 가운데 동굴은 낙동강 상류인 황지천이 암석층을 뜷고 형성된 것이다.

조선 누층군(朝鮮 累層群, Joseon supergroup) 또는 조선계 지층(朝鮮系 地層)은 고생대 초기 캄브리아기에서 오르도비스기 중기까지 한반도 내의 평남 분지옥천 습곡대의 태백산 분지에 퇴적된 해성층(海成層)으로, 주로 석회암셰일, 사암 등으로 구성된다. 조선 누층군에서는 삼엽충, 필석류, 두족류, 완족류, 코노돈트 등의 화석이 산출된다. 이 지층군에는 석회암이 다수 포함되어 있어 강원도 남부와 충청북도 동부인 삼척시, 영월군, 단양군 등지에 카르스트 지형을 형성하고 있다.

연구 역사[편집]

한반도의 고생대 퇴적층은 1884년 독일인 지질학자 Gottsche에 의해 낭림 육괴 북서부 혜산-이원 지역에 소규모로 분포하고 있음이 최초로 알려졌으며, 두 개의 단위층인 하부의 캄브리아계와 상부의 석탄계로 구분되었다. 이후 일본인 지질학자 이노우에(Inoue ,1907)는 평안남도와 황해도 및 강원도 일대의 평남 분지와 태백산 분지에 넓게 분포하는 규암, 셰일, 석회암으로 이루어진 퇴적층을 산출 화석을 기준으로 고생대층으로 해석하였으며 하부의 규암, 셰일, 석회암이 교호하는 퇴적층을 최초로 조선 누층군'으로, 그 직상부의 유공충 화석을 포함하는 석회암층을 방추충석회암이라고 명명하였으며, 두 단위층을 Gottsche의 캄브리아계와 석탄계에 각기 대비하고 두 단위층 사이를 부정합으로 해석하였다. 이노우에(Inoue, 1907)의 조선층은 이후 조선계(朝鮮系)로 개칭되었으며, 하부의 규암과 셰일로 이루어진 양덕통(양덕층군)과 상부의 주로 석회암으로 이루어진 대석회암통(대석회암층군)으로 구분되었다. 그러나 이 조선계에 선캄브리아 최후기의 퇴적암류가 포함된 것을 확인한 Nakamura (1926)는 선캄브리아기 최후기의 퇴적층을 상원계로 명명하고 이를 조선계로부터 분리하였다. 이후 40여 년 동안 조선계라는 명칭은 한반도 하부 고생대층을 대표하는 지층명으로 사용되었다.

1960년대에 들어와 한반도 남부지역인 태백산 분지에서는 조선계 대신에 조선 누층군이라는 지층명이, 한반도 북부지역인 평남분지와 낭림육괴에서는 1980년대에 들어와 조선계 대신에 황주계라는 지층명이 사용되고 있다. 태백산 분지 조선 누층군의 연구는 1926년 이후 일본인 지질학자 고바야시(Kobayashi)에 의하여 체계적으로 수행되었다. 1958년 고바야시는 화석을 연구하여 소위 조선 누층군을 장산 규암층, 묘봉층, 대기 석회암층, 세송 슬레이트층, 화절층, 두무골 셰일층, 막골 석회암층, 직운산 셰일층, 두위봉 석회암층의 9개 지층과 23개 생층서 단위로 구분하고 이를 북중국 강괴 및 북미, 유럽 지역과 대비하였다. 특히, 1930년대에서 1960년대 사이에 발표된 태백산 분지의 조선 누층군에 대한 층서·고생물학적 연구 결과들은 한반도 하부 고생대층의 지질 계통 확립에 기초가 되었다. 특히, 고바야시 등(Kobayashi, 1942)은 조선 누층군의 암상이 지역에 따라 뚜렷한 차이가 있음을 인지하고, 조선 누층군을 두위봉형, 영월형, 정선형, 평창형, 문경형으로 세분하였다. 1960년대에 들어와 태백산지구지하자원조사단(Geological Investigation Corps of Taebaeksan Region (GICTR, 1962))에 의하여 조선 누층군의 층서와 지질 구조에 대한 자세한 조사와 연구가 수행되었다. 이때 조사단은 삼척, 영월, 태백, 단양 지역의 조선 누층군에 대한 지질 조사를 통해 직운산 셰일층과 두위봉 석회암층을 막골 석회암층에 통합하였으며, 세송 슬레이트층을 화절층으로 통합하였다. 이 때문에 한국지질자원연구원에서 제공되는 5만 지질도에서는 직운산 셰일층과 두위봉 석회암층이 아예 표시되어 있지 않고 세송층(CEs)은 장성도폭 지역에만 조금 표시되어 있다. 1990년대에 들어와 조선 누층군에 새로운 연구들이 추가되기 시작하였으며 삼엽충 등 대형 무척추동물 화석 연구와 지질구조, 퇴적환경, 지화학 등 다양한 연구가 활발히 이루어졌다. 특히, 2005년 최덕경과 조성권은 논문 <The Cambrian-Ordovician stratigraphy of the Taebaeksan Basin, Korea: a review> 에서 삼엽충 연구를 체계적으로 수행하였으며, 암층서에 대한 새로운 해석을 수행하였다. 결과로 고바야시(Kobayashi)가 제안한 두위봉형, 영월형, 정선형, 평창형, 문경형으로 조선누층군을 세분한 층서구분이 국제 층서 규약에 맞지 않는다는 점을 고려하여 각각 태백층군, 영월층군, 용탄층군, 평창층군, 문경층군으로 명명하였다.[1][2]

구성[편집]

태백산 분지(Taebaeksan Basin)는 한반도 중동부, 대한민국 강원도 남부와 충청북도 동부 일대에 위치하는 고생대 퇴적 분지이며, 북동쪽으로 부채꼴 모양으로 넓어지는 형태를 가지고 있다. 태백산 분지는 고생대 초에 곤드와나 대륙의 일부로 적도 인근에 위치하였으며 캄브리아기 동안 북중국 강괴(Sino-Korea Craton)의 남쪽 에 위치하여 비교적 수심이 얕은 내륙해를 사이에 두고 오스트레일리아 대륙과 마주보고 있었던 것으로 해석되었다. 따라서 태백산 분지에서도 캄브리아기 동안에 해수면이 상승함에 따라 해침이 있었던 것으로 알려져 왔다.[3] 태백산 분지에 분포하는 대한민국의 조선 누층군은 각 층군을 이루는 하위 지층(formation)들의 층서(層序)와 특징에 따라 지역적으로 태백층군, 영월층군, 평창층군, 용탄층군과 문경층군으로 구분된다.[4][5]

  • 태백, 삼척 지역에 분포하는 태백층군 또는 두위봉형 조선 누층군(Taebaek group, Duwibong-Type Joseon supergroup)은 캄브리아기에서 오르도비스기에 퇴적된 장산층(최하부층), 묘봉층, 대기층, 세송층(세송셰일층원), 화절층, 동점층, 두무골(두무동)층, 막골(막동)층, 직운산층, 두위봉층으로 이루어져 있다. 주요 구성 암상은 조립질 규산쇄설성 퇴적암(장산/면산층, 동점층), 세립질 규산쇄설성 퇴적암(묘봉층, 세송층, 직운산층), 탄산염-규산쇄설성 퇴적암 복합체(세송층, 화절층, 두무골층), 조하대 탄산염암(대기층 하부, 막골층 하부), 조상대 탄산염암(대기층 중상부, 막골층 상부, 두위봉층)으로 구분된다. 태백층군 최하부 장산층의 경우 동점단층 동편에서 암상이 상이한 역암 및 사암층이 존재하여 이를 면산층이라고 부르기도 한다. 일부 지역에서 대기층과 세송층을 합쳐서 풍촌층이라고 불리기도 하며, 캄브리아기와 오르도비스기의 경계는 화절층과 동점층의 사이에 존재하는 것으로 알려졌다. 태백층군의 전체 두께는 약 1,000~1,400 m 으로 이는 경상 분지에 쌓인 경상 누층군(약 10 km)의 10분의 1 수준이다.[6][5]
  • 영월층군은 하부로부터 삼방산층, 마차리층, 와곡층(흥월리층), 문곡층(삼태산층), 영흥층으로 구성된다. 주요 구성 암상은 세립질 규산쇄설성 퇴적암(삼방산층), 탄산염-규산 쇄설성 퇴적암 복합체(마차리층,문곡층), 얕은 조하대 내지는 조상대 탄산염암(와곡층), 조상대 탄산염암(영흥층)으로 이루어져 있다.[5]
  • 용탄층군은 태백산 분지 북쪽인 정선군 지역에 분포하는 전기 고생대 퇴적암체로서 용탄층군의 층서는 아직 명확히 확립되지 않았으나, 하부로부터 정선 규암층, 정선 석회암층, 행매층, 회동리층으로 이루어져 있다고 알려져 있다. 주요 암상에 의한 분류에 따르면, 조립질 규산쇄설성 퇴적암(정선 규암층), 탄산염-규산 쇄설성 퇴적암 복합체(행매층), 조하대 탄산염암(정선 석회암층 하부), 조상대 탄산염암(정선 석회암층 상부, 회동리층)으로 구분할 수 있다.[5]
  • 평창층군은 태백산 분지의 북서부에 위치하는 전기 고생대 퇴적암체로서, 평창-주천 지역에 남북 방향으로 분포하고 있다. 평창군 지역에는 시대 미상의 변성 퇴적암류, 캠브리아기 규암층, 편암층 및 석회암층, 오르도비스기 석회암층이 분포하고 있다. 그러나 평창층군에 해당하는 전기 고생대 퇴적층은 송계리층, 도천리층, 솔치층으로 구성된다는 입장과, 태백그룹의 풍촌석회암층과 화절층으로 구성된다는 견해, 풍촌석회암층, 대하리층, 입탄리층, 정선석회암층으로 이루어져 있다는 견해등 지역별 암상의 특성에 따라 수많은 해석이 존재한다. 평창지역을 연구하는 비교적 최근의 연구자들은 평창층군을 입탄리층과 정선 석회암층으로 구분하는 1:5만 평창-영월 도폭의 층서를 따르고 있다.[5]
  • 문경층군문경시에 분포하는 조선 누층군이다. 가장 층서적 논란이 심한 전기 고생대 지층이며, 동쪽과 서쪽에 두 개의 소분지로 나뉘어 분포한다. 서쪽에 분포하는 전기 고생대 퇴적체는 전통적으로 태백산분지의 문경층군으로 간주되어 왔지만, 동쪽에 분포하는 퇴적체는 문경층군으로 보는 견해와, 태백층군으로 보는 견해가 충돌하고 있다.[5]

조선 누층군의 지질 계통표는 다음과 같다.[7]

지질 시대 태백, 삼척 지역 영월 지역 평남 지역
구분[8] 지층명 암석[9] 두께(m)[10] 분포 지역[11] 지층명 암석[12] 두께(m)
고생대 오르도비스기
443.8–485.4 Mya
상부
대석회암층군(O)
두위봉 석회암 석회암과 석회질 셰일 50~75 영흥층
(Oy)
셰일
석회암
- 상서리통
만달통
신곡통
직운산 셰일 흑색 셰일 50~100
막동(막골) 석회암층 (Omg) 흑회색 석회암들(상부층원, 60m)
석회암층, 돌로마이트(중부층원, 85m)
석회암층(하부층원, 80m)
흑회색 돌로마이트(기저층원, 45m)
250~400 백운산 향사대
태백시 북서부
정선군 남서부
두무동(두무골) 셰일층 (Odu) 석회암, 돌로마이트 150~200[13] 백운산 향사대 문곡층 석회암
돌로마이트
120~200
동점층 (Od) 사암, 규암 50 백운산 향사대
고생대 캄브리아기
485.4–541.0 Mya
하부
대석회암층군 (O)
화절층 (CEw)
세송셰일층원
석회암, 셰일 200~260 백운산 향사대
단양군 동부
와곡층 석회암
돌로마이트
200~500 고풍통
대기(풍촌석회암)층 (CEp) 괴상 석회암 150~300 백운산 향사대
정선군 남동부
마차리층
(Om)
셰일
석회암
돌로마이트
420 무진통
양덕층군 (C) 묘봉 슬레이트층 (CEm) 80~250 삼방산층
(cs)
사암
셰일
- 흑교통(C)
장산 규암층 (CEj)
선캄브리아 이언
태백산통을 부정합 피복[14]
150~200 백운산 향사대 남부
단양군 동부
중화통(C)

태백층군[편집]

두위봉형 조선 누층군 중에 발달하는 상동광산 지질도

조선 누층군 태백층군(Joseon supergroup Taebaek group, 太白層群) 또는 두위봉형 조선 누층군(Duwibong-Type Joseon supergroup)은 전기 캄브리아기에서 중기 오르도비스기에 퇴적된 장산층, 면산층, 묘봉층, 풍촌 석회암층(대기층), 세송층(세송셰일층원), 화절층, 동점층, 두무동층(두무골층), 막동(막골) 석회암층, 직운산층, 두위봉층 11개 지층으로 구성되어 있다. 주요 구성 암상(巖相)은 조립질 규산쇄설성 퇴적암(장산/면산층, 동점층), 세립질 규산쇄설성 퇴적암(묘봉층, 세송층, 직운산층), 탄산염-규산쇄설성 퇴적암 복합체(세송층, 화절층, 두무동층), 조하대 탄산염암(풍촌 석회암층 하부, 막동 석회암층 하부), 조상대 탄산염암(풍촌 석회암층 중상부, 막동 석회암층 상부, 두위봉층)으로 구분된다. 태백층군 최하부 장산층의 경우 동점 단층 동편에서 암상이 상이한 역암 및 사암층이 존재하여 이를 면산층이라고 부르기도 한다. 일부 지역에서 대기층과 세송층을 합쳐서 풍촌 석회암층이라고 불리기도 한다. 캄브리아기오르도비스기의 경계는 화절층과 동점층의 사이에 존재하는 것으로 알려졌다.[5] 태백층군은 전체적으로 태백산 분지의 동부, 각동 스러스트 단층의 동쪽에 해당하는 태백시의 대부분 지역, 삼척시 서부, 정선군, 영월군, 단양군의 남동부 지역에 넓게 그리고 평창군 일부 지역에 소규모 분포한다. 그러나 태백층군 하위의 지층들은 비교적 깔끔하게 분포하는 경상 누층군의 하위 지층들과는 달리 전술한 지역 여기저기에 흩어져서 좁고 길게 분포하고 있는 데다 단층들에 의해 이리저리 변위되어 있어 지층의 분포가 난장판이어서 분포지를 서술하기 어렵다. 태백산지구지하자원조사단(GICTR, 1962)은 두위봉형 조선 누층군 중 상위의 직운산층과 두위봉층을 인정하지 않고 막동 석회암층에 통합시켰으며 한국지질자원연구원의 지오빅데이터 오픈플랫폼에서 제공하는 5만 지질도[11]에서도 이를 그대로 반영하여 이 지질도에는 직운산층과 두위봉층이 표기되어 있지 않다.

장산 규암층[편집]

장산 규암층(CEj; Cambrian Jangsan quartzite formation, 壯山 硅巖層)은 조선 누층군 태백층군의 최하위 지층으로, 백운산 향사대를 따라 봉화군 석포면 석포리의 면산(1246.2 m)으로부터 태백산영월군 남동부를 지나 단양군까지 이어진다. 그리고 삼척시 신기면 마차리와 정선군 화암면 화암리, 몰운리, 남면 문곡리 곡저 지역에도 일부 분포한다. 봉화군 소천면장군광산 주변과, 문경시 경천호 부근에도 소규모 분포한다.[11] 지층의 이름은 영월군 상동읍 내덕리에 위치한 장산(1409 m)에서 유래되었다. 선캄브리아기의 율리층군과 화강암질 편마암 위에 부정합으로 놓이거나, 부분적으로는 단층으로 접하고 있다. 일반적으로 캄브리아기에 형성된 것으로 생각되는 본 층에서는 화석이 발견되지 않았으나 직상부 묘봉층의 화석군을 고려할 때 캄브리아기 제2세(Series 2)의 제3절(Stage 3)과 제4절(Stage 4)에 퇴적된 층으로 추정된다.[1]

  • 태백산지구 지하자원 조사보고서(1962)에 의하면 유백색 규암을 주로 하며 규암은 회색 또는 담홍색을 띠는 일이 있고 곳에 따라 본 층 중에 둥근 역(礫)이 산재되어 있다. 태백산편마암복합체(태백산통)를 부정합으로 덮고 때로 기저에 함력 규암층을 발달시키는 경우도 있다. 삼척 지구의 대이리에서는 기저 역암의 두께가 2~3 m이며 삼척 탄전의 상동광산 부근에서는 30 cm이다. 묘봉층에 의해 정합으로 덮여 있으며 두께는 20~30 m이다.[15]
  • 정선군 화암면 지역에서는 북북동 방향의 주향 이동 단층에 의해 묘봉층과 단층 접촉하고 있으며 충상 단층에 의해 묘봉층 상위에 장산층이 놓여 있다. 본 층은 주로 담갈색 규암, 유백색 조립 규암, 담회색 조립 규암 등으로 구성되어 있으며,하부는 대체로 담회색 조립 규암이, 상부는 담갈색-유백색 조립 규암이 우세하다. 퇴적 구조로는 노두 규모의 사층리가 발달되어 있다. 화암면에서 관찰되는 본 층의 경사는 약 10°내외로 거의 수평층에 가까우며, 두께는 약 200 m 내외로 추정된다. 장산층은 퇴적물의 조성 및 조직에 근거해 사주 해변(barrierbeach)이 천해성 사질환경(nearshoresand)으로 전이되는 환경에서 퇴적된 것으로 추정되며, 퇴적 초기 및 후기 단계에 각각 해침(海浸)과 해퇴(海退) 작용이 있었던 것으로 해석된다. 현미경 관찰 결과 석영을 주 구성광물로 갖는 사암으로 기질은 백운모로 구성되어 있으며, 부수 광물로 불투명광물(opq)로 구성되어 있다.[16]
  • 평창도폭(1979)에 의하면 평창 지역 조선 누층군 최하부의 지층으로 금당산(1174.1 m) 서측에서 대화면 개수리와 상안미리 서방 1.5 km인 바랑재를 지나 승두봉에 이르기까지 복잡한 구조의 지배를 받으며 분포되어 있는 것과, 이 분포대(帶) 동방 1.5 km 부근인 상안미리에서 854 m 고지를 지나 계속되는 능선으로 방림리 북방 1.5 km 까지 계속된 두 가닥의 분포지가 있다. 이곳에서 장산 규암층이라고 부른 것은 그 암질이 삼척시 지역의 태백층군 장산 규암층과 유사하므로 이에 대비하여 그렇게 부른 것이다. 본 지층은 주로 백색의 규암으로 구성되며 방림층군 상위에 부정합적으로 놓인다. 본 암이 노출된 곳에서는 층리가 잘 나타나 있으며 지층의 일반적인 주향은 북동 10°이고 경사는 지층의 역전으로 인해 남동 50°내지 북서 40°를 나타낸다. 승두봉에서는 북동 10°주향의 향사 습곡 구조가 있어 가운데에 묘봉층이 있고 본 장산 규암층이 그 양쪽으로 분포된다. 854 m 고지 능선상의 본 규암층은 남쪽으로 능선을 따라가다가 방림리 북방에서 방림 트러스트 단층에 의해 절단되고 854 m 고지 북방으로는 평창강에 도달하기 전 상안미리에서 첨멸(尖滅)되어 버린다.[17]
  • 삼척-고사리도폭(1962-1967)에 의하면 본 지층은 조선 누층군의 기저(基底)로서 선캄브리아기의 태백산변성암복합체을 부정합으로 덮는다. 기저부에는 10 mm 내외의 역(礫)을 함유하는 기저 역암이 발견되는 곳도 있으나 대체로 치밀하고 견고한 규암으로 구성되어 있다. 이들은 주로 유백색을 띠나 상부에서는 담홍색 내지 담회색을 띠기도 한다. 역암의 역(礫)은 주로 원마도가 매우 높은 유백색 규암이고 이 밖에 전기석 화강암, 흑색 점판암 등을 소량 함유한다. 본 층의 규암은 다른 지층에 비해 풍화와 침식에 대한 저항력이 강해 육백산, 매봉산, 두리봉(도계읍 소재), 삿갓봉 등의 산릉에서 절벽 또는 침식면을 형성한다. 본 층의 두께는 10에서 50 m에 이르기까지 지역적인 변화가 심하다. 현미경 하에서의 이 암석은 주로 석영립으로 되어 있으며, 본 지층이 선캄브리아기의 변성암류 상부에 부정합으로 놓여 있고, 상부는 묘봉슬레이트층과 정합적인 관계를 가지는 것으로 보아, 비교적 안정상태인 육지(craton)가 해침(海浸)을 받아 형성된 퇴적분지의 해빈-연안주(海濱-沿岸洲, beach-barrier island)에 퇴적되어 장기간 퇴적물이 이동되면서 풍화, 침식에 강한 물질만 남아 생성된 것으로 해석된다.[18]
  • 태백시 남부 동점동 지역(이하 동점 지역)에서 남서 방향의 두 개의 주향 이동 단층에 의해 단절되어 분포되어 있다. 동점 지역에서 관찰된 바에 의하면 주로 담회색 내지 유백색의 중-조립의 규암으로 구성되며,상부에서 일부분은 5 mm 이상의 역이 포함되어 있는 암회색의 역질 규암이 협재 되기도 하였다. 동점 지역에서 주로 관찰되는 층의 경사는 주향 이동 단층을 경계로 서쪽은 경사가 급하며 동쪽은 약 10˚로써 수평층에 가깝고, 지층의 두께는 약 200 m일 것으로 추정된다. 장산층은 퇴적물의 조성 및 조직에 근거해 사주 해변(Barrier beach)이 천해성 사질환경(Nearshoresand)으로 전이되는 환경에서 퇴적된 것으로 추정되며, 퇴적 초기 및 후기단계에 각각 해침과 해퇴작용이 있었던 것으로 해석되었다. 현미경 관찰에서 장산층의 규암에는 주로 세립의 석영과 불투명광물이 주로 구성되었으며, 이외에 흑운모, 장석, 갈철석 등이 미량 수반되어있다.[19]
  • 서벽리도폭(1962, 영월군 동부와 태백시 남서부지역)에 의하면 본 암석의 분포지는 다른 지역에서와 같이 높고 험준한 산악 지대를 형성하고 있다. 서벽리도폭 내에서의 본 지층은 북서 75°의 방향으로, 조람봉(1004.5 m)에서 태백산, 장산(1409 m)을 지나 영월군 상동읍 내덕리와 산솔면 직동리의 경계에 위치한 매봉산(1271.2 m)으로 이어지며 하부의 선캄브리아기 율리층군 고선리층을 경사 부정합으로 덮고 있다. 본 지층은 태백산 동쪽에서 남-북 주향의 함백산 단층에 의해 약 3.6 km 변위되어 태백시 문곡동 남서부에서 평안 누층군의 홍점층 및 사동층과 단층 접촉을 하고 있으며 봉화군 석포면 대현리에 소재한 조록바위봉(1088.3 m) 동측에서 북동 주향의 평천 단층에 의해 약 500 m 변위된다. 조록바위봉 부근의 장산층은 홍제사 화강암의 관입에 의하여 고선리층과 격리되어 있다. 본 지층의 기저는 두께 5 m 내외의 세립질의 견운모-석영 편암으로 구성되어 있어서 고선리층과의 경계가 불명하게 나타나는 곳도 있는 만큼 본 견운모-석영 편암층은 선캄브리아기 율리층군에 속하는 것으로도 생각되나 옥동 및 단양도폭 지역에서의 장산 규암층 직하부에 견운모 편암 혹은 활석 편암층이 5~6 m의 두께를 가지며 발달되어 있음이 확인된 바 경사 부정합 관계를 갖는 선캄브리아기 율리층군과 조선 누층군 장산층을 연관시켜 볼 때 본 층이 장산 규암층의 기저를 이룬다는 결론을 얻을 수 있다. 본 층 상부로는 담갈색, 담회백색 및 백색을 띠는 세립질 내지 중립질의 두터운 규암으로 구성되어 있다. 본 지층 하부에는 어떤 층준에 따라 규암 및 편암류로 구성된 암회색 혹은 담홍색 역(礫)을 가지는데 도폭 동부 태백, 봉화 쪽으로 갈수록 이들 역의 함량은 증가하며 함력(含礫) 지층의 두께도 증가한다. 역의 크기는 콩알만한 것으로부터 장경 10 cm 에 이르는 것까지 있다. 이들은 보통 달걀 모양을 가지며 원도(円度; roundness)도 높은 편이다. 부분적으로 육안으로 식별할 수 있는 전기석 결정(結晶)을 수반한다. 현미경 관찰에 의하면 장산층의 기저를 이루는 견운모-석영 편암은 석영 및 견운모로 구성되며 편(便)녹니석자철석을 수반한다. 함력(含礫) 중립질 규암은 주로 모자이크 구조를 갖는 석영립(粒)으로 구성되며 소량의 세립질 규암층 및 전기석을 수반한다. 석영립 경계에 따라 견운모가 발달하기도 한다. 역(礫)은 세립질 규암으로서 탄질물 및 적철석에 의하여 오염되어 있으며 약간의 흑운모 및 편녹니석을 수반한다.[20]
  • 옥동도폭(1966, 영월군 중동부지역)에 의하면 백운산 향사대를 따라 향사대 남쪽 상동읍 구래리-내덕리 경계 지역에서 중동면 녹전리까지 동남동-서북서 방향, 그리고 중동면 화원리-김삿갓면 외룡리와 주문리 경계 지역에서 김삿갓면 대야리-와석리 경계 지역까지 북동-남서 방향으로 길게 이어져 분포한다. 유백색 규암을 주로 하며 부분적으로 회색 또는 담홍색을 띤다. 사층리가 나타나고 곳에 따라 본 층의 기저 역암으로 보이는 역암층이 2~3 m 두께로 보이는데 이 부분의 역(礫)에서는 하부의 선캄브리아기 율리층군에 속하는 암석으로 확인된 것을 발견하지 못하였다. 상위의 묘봉층에 의해 정합적으로 덮이며 본 층의 두께는 200~300 m이다. 영월군 산솔면 녹전리에서 채취된 시료에 의하면 본 암은 우백색 규암질 암석으로 육안으로는 석영 외에는 다른 광물의 함유를 알 수 없다. 입자들 사이의 열극을 따라 산화 에 의한 오염을 볼 수 있다. 대개 본 지층의 하부에는 얇은 처트층이 있는데 이는 퇴적 환경의 변화로 인하여 퇴적 초기에 퇴적물 공급의 한정된 조건에서 침전된 것으로 해석된다. 또한 영월군 김삿갓면 외룡리에서 단양도폭 지역에 이르기까지 본 층의 하위 및 그 부근에는 약 10 m 두께의 대(帶)로 녹니석 또는 견운모나 활석을 수반하는 편암 모양의 암석으로 변질되어 있음을 볼 수 있다. 산지와 지질 관계로 보아 이 변질대는 1. 율리층군의 일부가 변질한 것으로 보이는 것, 2. 변성 퇴적암이 페그마타이트질 미그마타이트 내에 포획당한 것, 3. 장산 규암층이 페그마타이트질 미그마타이트에 의해 변질 당한 것 등이다.[21]
    • 1에 속하는 암석은 녹니석-백운모 천매암이라 할 수 있는 것으로 담회녹색을 띠며 미세한 편리가 발달한다. 현미경 하에서 본 암은 미립의 백운모를 주로 하며 이것이 일정 방향으로 배열함으로서 편상(片狀) 구조가 뚜렷하다. 그 외에도 다소 큰 인편(麟片)의 녹니석, 석영 및 미정질(微晶質)물(활석?)이 혼재한다. 그러나 석영과 미정질물은 편리 방향에 대하여 직각 방향으로 배열되어 있다.[21]
    • 2에 속하는 암석은 백운모-활석 편암으로서 현미경 관찰에 의하면 렌즈상의 석영립(粒)을 함유하는 견운모와 활석의 결정(結晶)으로 되었고 이들은 일정 방향으로 편향하고 있다.[21]
    • 3에 속하는 암석은 가장 뚜렷하고 특징성 있게 분포하므로 앞서 기술한 1, 2에 속하는 암석들과 달리 5만 지질도에 따로 지층기호 견운모편암화(ss; sericite-schist)로 표시되어 있다. 이 암석은 견운모-녹니석 편암으로서 회녹-암회색의 편상 구조를 가지며 외관상 녹니석 편암과 같아 보인다. 그러나 부분적으로 미세한 구상(球狀) 반점이 산재한다. 본 암은 규암이 견운모화된 암석으로 볼 수 있다.[21][11]
  • 단양도폭(1967, 단양군 지역)에 의하면 단양군 지역에 분포하는 조선 누층군의 기저를 이루며 하부의 선캄브리아기 흑운모 화강암질 편마암을 부정합으로 덮고 다만 단양군 대강면 황정리에서 중생대의 흑운모 화강암에 의해 관입 당하였다. 단양군에서 대강면 황정리에서 죽령역 부근을 지나 영춘면 동대리에 이르기까지 북동 방향으로 좁고 길게 발달하며 중간에 죽령 단층 등에 의해 1.5 km 정도 변위된다. 본 지층의 주향과 경사는 대체로 북동 45~50°에 북서 40~60°이다. 본 지층은 주로 회백색의 규암석영 편암으로 구성되어 있어 타 지층에 비해 풍화 작용에 대한 강한 저항력을 지녀 험준한 지형을 이룬다. 본 지층과 화강암질 편마암과의 부정합면을 따라서는 약 5~6 m의 두께로 활석질 운모 편암(Talcmica schist)이 협재되어 있다. 이 편암은 회백색 또는 회녹색을 띠며 조립질의 석영립(粒)과 운모류 및 활석류들이 층리에 평행하게 교호(交互)하여 현저한 편리(片理) 구조를 보이며 화강암질 편마암에 가까울수록 편리가 점차 감소되어 편마암과 점이적으로 변하고 상부의 규암층과의 인접부에서는 현저한 편리를 나타낼 뿐만 아니라 석영립이 우세하여 규암과도 확실한 경계면이 나타나지 않는다. 활석질 편암층 상위에는 대체로 2~3 m의 두께를 갖는 회백색 내지 유백색 석영 기질(基質; matrix)속에 극히 강도가 높은 역(礫)들이 들어 있는 역암이 놓인다. 이 역암 속의 역들은 대개 회백색 또는 회색 규암이며 점판암도 산재(散在)하나 화강암류 및 편마암류의 역들은 보이지 않는다. 역의 크기는 3~4 cm 의 장경을 갖는 것이 보통이고 이들의 장경이 층리에 따라 평행하게 놓인다. 역암층 위에는 장산 규암층의 주요 구성 암석인 담백색 규암이 놓이며 이들은 조립 내지 중립질의 치밀 견고한 괴상(塊狀) 규암이 우세하나 층리에 평행하게 얇은 운모대(帶)가 발달하여 석영 편암의 구조를 갖는 부분도 있다. 석영 편암의 주요 구성 광물은 석영립(粒)이며 이밖에 백운모와 소량의 자철석, 견운모 등이 수반된다. 지층의 두께는 대체로 60~80 m 이다.[22]
  • 단양읍 천동리 지역에서는 옥천 습곡대에 속하는 조선 누층군 장산 규암층과 영남 육괴에 속하는 (흑운모) 화강암질 편마암, 소위 엽리상 화강암이 직접 접하며 옥동 단층의 일부에 속한다. Pb 연대측정 결과 원생대 초기인 약 2.16 Ga의 관입 연대를 보이는 엽리상 화강암은 경계 부근에서 경계와 평행하게 두드러진 엽리 구조를 가지며, 이는 조선 누층군의 층리면 그리고 두 암체의 접촉면은 대체로 평행한 조화적인(concordant) 관계를 보인다. 과거에는 옥천 습곡대와 영남 육괴 간의 직접 경계는 부정합으로 생각되었다. 즉, 본 장산 규암층 하부에 역이 존재하므로 기저 역암으로 해석되어 선캄브리아기 암석으로 해석되는 엽리상 화강암을 부정합으로 덮는 것으로 간주되었다. 그러나, 권성택, 이진한, 박계헌, 전은영의 논문(1995)에 의하면 장산 규암층 하부의 역(礫)들은 주로 규암의 역들로 구성되어 있고, 두 암석 단위가 부정합일 경우 고려될 수 있는 엽리상 화강암의 역(礫)들은 관찰되지 않아 이 지역의 경계에 관한 한 부정합 관계로 해석하는 것은 무리가 있다. 이들의 야외 관찰에 의하면 두 암체의 접촉 경계를 따라서 약 20~30 cm 두께의 천매압쇄암(phyllonite)이 존재하며 천매압쇄암과 엽리상 화강암 사이에는 두께가 확인되지 않은 엽리상 파쇄암(foliated cataclasite)이 나타난다. 이 천매압쇄암과 엽리상 파쇄암이 이루는 반취성 전단대(semi-brittle shear zone) 내 엽리의 주향과 경사는 북동 40°및 북서 50°로 주위 장산 규암층의 층리, 엽리상 화강암의 엽리 그리고 천매압쇄암과 장산 규암층의 접촉 경계에 대체로 평행하다. 반취성 전단대 내 운모들은 비대칭성을 보이며 이는 북서측의 장산 규암층이 남동측의 엽리상 화강암에 대하여 북동측으로 이동한 전단감각(top-to-the-northeast shearing)을 지시한다. 즉, 약간의 정전단 요소를 포함한 우수 주향이동을 나타낸다. 이는 김정환(1989)이 기술한 옥동 단층의 전반적인 전단 감각인 좌수향 주향 이동과 정반대이다. 천매압쇄암에서 북서쪽으로 1 m 떨어진 장산 규암층 내에도 약 10 cm 두께의 연성 전단대가 규암층의 층리면에 평행하게 발달하며 비대칭구조에 의한 전단 감각 역시 우수 주향 이동을 나타내 엽리상 화강암과 조선 누층군 사이의 전단 운동시 장산 규암층도 특정 층을 따라 전단 작용을 받았음을 지시한다.[23]
  • 경상북도 봉화군 소천면 두음리와 서천리 지역 그리고 영양군 수비면 신암리에는 장산 규암층만이 독립적으로 서북서-동남동 방향으로 소규모 분포한다. 이 지층은 장군봉에서 제비산(917.4 m)에 이르는 약 7 km 에 걸쳐 산 능선을 따라 높은 부분을 형성하고 있으며 영양군 수비면 신암리에서는 산지 지역에 극히 소규모로 분포한다. 이 지층은 선캄브리아기율리층군과 장군석회암층두음리층 또는 동수곡층부정합을 덮고 춘양 화강암에 의해 관입당했다. 장군봉 부근에서의 장산 규암층은 북동 방향의 축을 가진 소규모의 습곡에 의해 휘어져 있다. 장산 규암층은 조립의 규암층으로 풍화면에서는 백색, 담황색 및 담갈색을 띠고 절단면에서는 대부분 (유)백색, 회색을 나타낸다. 전체적으로는 괴상(塊狀)의 규암이나 곳에 따라서는 편리의 발달이 현저한 백운모-석영편암이 분포한다. 주요 구성 광물은 석영백운모이고 때로 전기석흑연을 수반하며 소량의 자철석, 저어콘을 수반한다. 본 층의 하부에는 녹색 운모를 함유하여 전체적으로 녹색을 띠는 규질암이 발달한다. 지층은 많은 부분이 편암화 되었으며 견운모가 많이 발달한다. 본 규암 내에는 0.2~1 mm 의 자철석의 미립(微粒)이 곳에 따라 약간 산재한다. 규암층의 북동쪽 사면의 율리층군의 경계 부근에는 몇 개의 층준에 렌즈상으로 신장된 최대 장축 20 cm 의 역(礫)들이 발달한다. 역들은 규질암으로서 회색과 유백색이 대부분이나 드물게 엷은 녹색을 띠는 시료도 산출된다.[24][25] 본 층의 일부 규암 중에는 바나듐이 대량으로 함유되어 있음이 보고된 바 있다. 가장 짙은 녹색을 띠는 규암이 가장 많은 바나듐을 함유하며, 이 규암을 구성하는 운모가 최다량의 바나듐을 함유하고 있어 다른 암석의 4~6배인 약 9 wt.% V2O3 정도이다.[26]

장산 규암층의 퇴적시기에 대한 논란[편집]

지난 수십 여 년 동안 장산 규암층의 퇴적시기는 고생대 캄브리아기 시기로 알려져 왔지만 최근 20 여 년 동안은 장산층의 퇴적 시기는 많은 논란이 있어 왔다. 퇴적 시기가 캄브리아기라는 주장과 선캄브리아기라는 주장이 있는데 이는 학자들마다 의견이 다르다. 최근인 2016년에는 조선 누층군 최하부 지층인 장산 규암층의 퇴적시기가 선캄브리아기라는 주장과 이를 반박하는 논의가 있었다. 장산층이 이러한 논란을 갖는 가장 큰 이유는 화석이 산출되지 않아 지질시대를 특정할 수 없기 때문이다.[27] 본 문단에서는 장산 규암층의 퇴적시기에 대한 논의와 이와 관련된 여러 지질학자들의 논문을 인용, 소개한다.

태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰 (2016.2)

서울대학교 지구환경과학부의 이용일, 조선대학교 에너지자원공학과의 최태진, 부산대학교 지질환경과학과의 임현수 교수는 논문 <태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰> 을 통해 그러나 장산층과 묘봉층의 부정합 관계, 장산층 하부에 놓인 800~900 Ma에 변성작용을 받은 율리층군의 역(礫)이 장산층 기저역암에 산출된다는 점, 그리고 강원도 정선군 임계면 지역과 옥동 단층을 따라 발달한 압쇄대의 형성 시기가 562 Ma라는 지질학적인 증거들을 바탕으로 장산층의 퇴적시기는 800~562 Ma 사이의 신원생대였을 것으로 해석되며, 장산층 사암의 조성은 전형적인 규암과 달리 속성작용과 저변성작용을 받아 기질이 많은 사암의 조성이 변질된 것으로, 원 사암의 조성은 준장석질 사암과 준 암편질 사암이었을 것으로 해석된다고 주장하였다.

장산층과 면산층은 모두 암회색 내지 암흑색의 셰일 또는 슬레이트로 구성된 묘봉층에 의해 정합적으로 덮이는 것으로 알려져 왔다. 묘봉층의 퇴적시기는 산출되는 삼엽충과 완족동물을 근거로 전기 캠브리아기 후기에서 중기 캠브리아기 전기로 제한할 수 있기 때문에(Kobayashi, 1966), Geological Investigation Corps of the Taebaeksan Region (1962, 태백산지구지하자원조사단)에 의하여 묘봉층의 하부에 놓인 장산층과 면산층의 지질시대는 전기 캠브리아기일 것으로 정립된 후 이후의 연구에서는 두 지층의 지질시대가 전기 캠브리아기라고 사용되고 있다...(중략)...그러나 전기 캠브리아기의 천해 환경에 쌓였다고 주장되는 장산층에는 고생대 해양 화석의 증거는 아직까지 보고되지 않았다. Kim and Lee (2006)와 Lee et al. (2012)은 장산층이 상위의 묘봉층과 부정합적인 관계를 나타낸다는 관찰을 통하여 장산층의 지질시대가 지금까지 일반적으로 알려진 전기 캠브리아기가 아니라 신원생대에 해당한다고 주장하였다. Lee and Kim (1984)은 장산층 하부에 부정합으로 놓인 율리층군의 변성작용이 약 8억~9억년 전에 일어났으며, 영월군 상동 지역에 분포하는 장산층의 최하부 기저역암에 율리층군의 역이 산출하는 것을 보고하였다. 이를 바탕으로 Lee et al. (2016)은 장산층의 퇴적시기는 8억년 전 이후의 신원생대라고 해석하였다.

(중략)

Yun (1983)은 영월군 옥동 지역에서 옥동 단층을 따라 발달한 편암(Kim et al., (1989)에 의해 압쇄암으로 재해석됨)에서 분리한 견운모의 K-Ar 연대 측정을 하여 세 시기의 견운모 생성 연대를 보고하였다. 견운모 생성 연대는 석영 우세부에서 562 ± 5 Ma, 석영-견운모 혼합부에서 266 ± 5 Ma, 그리고 견운모 우세부에서 233 ± 5 Ma로 측정되었다. 여기서 주목할 점은 가장 오래된 연대인 562 Ma (5억 6200만 년 전)로 이 연대는 신원생대의 최후기[28]에 해당하는 것이며, Yun (1983)이 보고한 결과는 이 시기에 압쇄대가 형성된 후에도 두 번에 걸쳐 단층운동이 더 일어났었음을 나타내는 것이다. 이는 장산층이 퇴적된 후 압쇄화작용이 일어날 수 있는 깊이[29]로 매몰된 후 562 Ma에 압쇄화작용이 일어났다는 것이며, 이를 근거로 장산층의 퇴적시기는 압쇄화작용이 일어났던 신원생대 최후기보다 이전이라는 것을 지시한다. 이와 같은 지질학적인 증거를 바탕으로 장산층의 퇴적시기는 800~562 Ma 사이의 신원생대로 제한시킬 수 있다. 이렇게 장산층의 퇴적시기가 신원생대로 재해석되는 결과는 장산층이 전기 캠브리아기에 퇴적된 면산층과는 층서적으로 대비되지 않으며, 태백산분지에 쌓인 전기 고생대 지층인 조선누층군의 퇴적이 면산층으로부터 시작되었다는 Kim and Lee (2006)의 주장을 뒷받침한다.

— 태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰 (요약, 2016.2)[30]

이에 대해, 서울대학교 지구환경과학부의 조성권, 안동대학교 지구환경과학과의 이동진, 고려대학교 지구환경과학과의 이진한과 조석주, 극지연구소 극지지구시스템연구부의 우주선 교수는 논문 <태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰"에 대한 반론> 을 통해 이용일 외의 논평은 장산층(규암)과 묘봉층(셰일)이 부정합으로 접하고 있다는 관찰과 해석에 기반하고 있으나 부정합의 중요한 증거로 제시된 동점역 인근 낙동강 하상의 노두를 재관찰한 결과, 두 층의 불규칙한 경계는 퇴적 당시 하부층을 침식한 1차 퇴적구조가 아닌, 퇴적후 지하 심부에서 발생한 변형작용(단층)에 기인한 2차 구조로 해석되고 두 층이 접하는 불규칙한 경계는 위에 놓인 묘봉층의 주향, 경사와 평행하지 않다. 이 불규칙한 경계를 따라 단층파쇄암과 단층비지가 존재하며, 또한 단층비지가 단열면을 따라 장산층의 규암내로 일부 주입되어 있다. 이와 같은 단층비지의 주입현상은 단층대에 국한되어있다. 장산층과 묘봉층이 접하는 불규칙한 경계에는 오랜 기간 동안 퇴적작용이 중단되었거나 지질학적으로 긴 시간적 간격이 있었음을 지시하는 어떠한 증거도 없다. 그러므로 장산층과 묘봉층 사이의 부정합 관계를 바탕으로 한 층서, 퇴적 시기, 퇴적물 공급지 및 고지리에 대한 해석과 가설은 그 근거가 없다고 주장하였다.

이용일 외(2016a)는 최근 지질학회지 논평 "태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰"에서 장산층과 묘봉층이 부정합적 관계로 접한다는 주장을 바탕으로 장산층의 퇴적시기에 대해 논의하였다. 두 층 사이의 부정합적 관계를 보여준다는 노두 관찰의 내용은 저자들이 발표한 일련의 논문들(Kim and Lee, 2006; Lee et al., 2012)에서 인용하고 있다. Kim and Lee (2006)은 태백 연화 제1광산과[Kim and Lee (2006)에는 연화 제2광산으로 기재되어 있으나 위치상 연화 제1광산으로 판단됨] 동점, 그리고 정선 덕암 지역에서 장산층과 묘봉층 사이 경계부를 부정합으로 처음 해석하였으며(Kim and Lee, 2006, p. 394), 이 중 동점지역 노두의 규암과 셰일 접촉부가 보이는 불규칙한 경계면과 셰일에 포함된 규암 "역"(礫)을 부정합의 증거로 재차 제시하였다(Lee et al., 2012, p. 265). 이와 같은 태백층군의 층서관계에 대한 의견은 Lee et al. (2016b)에 개략적인 주상도(Lee et al., 2016b, p. 773)의 형태로 표현되어 있다. 최근 우리는 두 층 사이에 "부정합"이 존재한다는 근거의 중심이 된 동점지역 노두에 대한 재조사를 실시하였다.

동점역에서 남동쪽으로 약 500 m 떨어진 낙동강 하상(河床)에 위치한 이 노두에서 석영사암(규암)으로 구성된 장산층과 셰일(슬레이트)로 구성된 묘봉층이 북동 20° 주향에 80°의 북서 경사를 갖는 단층을 경계로 접하고 있으며, 이 단층과 묘봉층 사이에는 안산암질 암맥(두께 4-5 m)이 관입되어 있다. 이 단층의 단층면에 있는 거의 수평한 단층조선과 지질도 상에서 보이는 단층에 의한 층의 오프셋(offset)은 이 단층이 좌수주향이동단층임을 지시한다. 장산층과 묘봉층의 층리면은 북동방향의 주향에 북서쪽으로 경사한다. 이 노두의 북서쪽 하상을 관찰하면 하부의 석영사암(장산층)과 상부의 셰일(묘봉층)이 동-서 주향에 북쪽으로 경사하는 경계를 따라 접하며, 이 불규칙한 경계와 그 위 묘봉층의 층리는 서로 평행하지 않다. 이 불규칙한 경계가 "부정합"이 될 수 없는 증거는 다음과 같다.

1) 하부의 규암과 상부 셰일과의 경계는 불규칙한 수지상의 터널형태를 이루며 하부로 연결되어 있다. 수지상으로 뻗은 불규칙한 통로는 규암과 셰일의 각력편을 다량 포함한 세립질 물질로 채워져 있으며 횡적 연속성이 결여되어 있다. 두 층 사이의 이러한 불규칙한 경계면과 세립질 물질에 포함된 규암 역들은 상부 층이 퇴적되기 전 하부 층(규암)이 침식된 후 셰일이 채운 퇴적구조(scour and fill)가 아니며, 깨진 규암의 균열을 따라 주입된 단층 기원의 변형구조이다. 이 경계부에서 묘봉층의 셰일 또한 일부 잘리고 파쇄되어 각력을 이루며(그림 3d), 이는 셰일 역시 변형 당시 고화상태에 있었음을 의미한다.

2) 이 불규칙한 경계를 따라 하부의 장산층 규암과 상부의 묘봉층 셰일 모두 심하게 파쇄되어 있으며, 규암과 실트암의 접촉부를 따라 파쇄엽리(cataclastic foliation)가 잘 발달되어 있다. 파쇄엽리는 판상규산염광물과 렌즈상 파쇄물집합체의 선택적 배열로 정의된다. 특히 이 불규칙한 경계대 내에 상부의 셰일이 파쇄되어 각력 상태로 혼입되어 존재하는 사실은 이 경계부가 부정합이 아니라 단층대임을 의미한다.

3) 두 층이 접하는 불규칙한 경계부 주변의 암석은 규암층의 석영이 심하게 파쇄된 단층파쇄암(cataclasite)과 백운모, 녹니석, 점토광물을 포함하는 판상(板狀) 규산염광물로 구성된 단층비지(fault gouge)로 이루어져 있다. 단층비지를 따라 티탄철석과 자류철석이 파쇄엽리와 평행한 방향으로 배열을 하며 성장한 사실은 단층 운동 당시 유체의 유동이 있었음을 지시한다.

4) 불규칙한 경계 하부의 규암에 수지상으로 발달한 단열면(fracture)을 따라 단층비지가 주입된 것은 단층 운동 시 발생한 높은 유체압의 효과로 단층암이 유동화(fluidized)되었다는 것을 지시한다.

즉 셰일에 포함된 규암역들은 하부 규암층이 침식되어 생성된 것이 아니라, 단층에 의해 형성된 단층암의 각력편이며, 각력편은 세립질의 단층비지가 둘러싸고 있다. 이러한 현상은 동점역 인근 조사 지역의 단층대 주변에만 국지적으로 나타날 뿐, 태백층군 분포지 중 다른 장산층과 묘봉층의 경계부에는 관찰되지 않는다는 사실 또한 두 층의 층서적 관계가 "부정합"이 될 수 없음을 시사한다.

결론적으로, 위에 열거한 증거들은 저자들이 주장해온 장산층과 묘봉층의 "부정합" 관계를 부정한다. 동점역 인근 노두의 장산층과 묘봉층의 경계에는 퇴적작용이 중단되었거나, 지질학적으로 긴 시간적 간격이 존재하였다는 어떠한 증거도 없다. 즉, 장산층과 묘봉층의 정합적 관계를 부정하는 것은 논리적이지 않으며, 태백층군 하부의 층서와 퇴적시기에 관하여 제안한 일련의 가설들(e.g., Lee et al., 2012, 2016b)은 그 근거가 없으므로 유효하지 않다. 특히 지질연대, 퇴적물 공급지 및 고지리에 관한 연구결과의 문제점은 Cho and Cheong (2016)과 Kim and Ree (2016)에서 상세히 지적되었다.

— "태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰"에 대한 반론 (요약, 2016.12)[31]

이에 대해, 처음 논문을 작성한 이용일 등은 <"태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰" 에 대한 반론에 대한 답변>을 통해 장산층과 묘봉층이 어느 곳에서도 점이적으로 전이하지 않는 점과 동점지역 노두에서 원마도가 양호한 규암역들이 존재하는 점 등을 고려하면 해당 노두에 단층파쇄암이 존재하는 것만으로 장산층과 묘봉층이 부정합 경계라는 가설을 부정할 수는 없으며, 이 외에도 장산층과 묘봉층에서 산출되는 쇄설성 저어콘의 연대 분포 차이, 장산층과 기반암 사이에 존재하는 신원생대 압쇄암 등은 여전히 저자들의 부정합 가설을 지지한다고 기술해 동점지역 하상노두에서 나타나는 장산층과 묘봉층의 경계가 단층 접촉이므로 장산층과 묘봉층의 경계가 부정합이라는 것을 비롯한 태백산분지의 하부 층서에 대한 여러 가설들의 근거가 전무하다고 주장한 조성권 외의 주장을 재반박하였다.

지금까지 한국의 전기 고생대 지층 표식지는 삼척탄전 일대(태백산 분지)의 태백 지역으로 알려져 왔다(Cheong, 1969). 전기 고생대의 최하부 지층은 캠브리아기의 석영질 사암(규암)으로 이루어진 장산층으로 고바야시(1930 in Lee, 1987)가 처음 기술했으며, 그 상위에는 회색-진회색의 세립질 묘봉층이 정합적으로 퇴적된 것으로 여겨져 왔다. 이와 같은 층서 관계는 이미 문헌을 통해 오랫동안 깊이 각인되어 있어 새로운 주장을 쉽게 받아들이기 어려운 현실이다. 하지만 최근 보고된 일련의 증거들은 장산층의 퇴적시기가 신원생대에 해당하고, 장산층과 묘봉층의 경계가 부정합이라는 것을 지시하므로 이에 대한 활발한 논의가 필요한 시점이라고 생각된다.

조성권 외(2016, 이하 Chough et al.)는 동점지역 하상 노두에 대한 야외조사를 통해 장산층과 묘봉층과는 단층으로 파쇄작용을 겪어 형성된 구조라고 주장하였다. 저자들은 Chough et al. (2016)이 제시한 단층의 존재 근거에 대하여는 상당 부분 동의한다. 실제 이 하상 노두에는 장산층과 묘봉층의 불규칙한 경계부를 따라 파쇄작용을 겪은 단층의 흔적이 관찰된다. 하지만 Chough et al. (2016)이 지적한대로 동점지역 노두에서 두 층 사이에 단층 접촉한다는 사실만으로 두 지층 간의 관계가 부정합이 될 수 없다는 주장에 저자들은 동의하지 않는다. 저자들이 여러 곳에서 자세히 조사한 바에 의하면 장산층과 묘봉층의 경계는 어느 곳에서도 점이적으로 관찰되지 않는다. 두 지층 간의 경계가 점이적으로 즉, 정합적으로 쌓이기 위해서는 하부에 놓이는 장산층의 조립질(모래질) 퇴적물의 함량이 상부로 가면서 점이적으로 줄어들거나, 묘봉층에 설교하는 장산층의 모래 퇴적물 지층의 두께가 점차 얇아지면서 혹은 설교하는 묘봉층의 지층의 두께가 점차 두꺼워지면서 묘봉층으로 전이되어야 한다.

저자들이 관찰한 바에 의하면 야외에서 두 지층은 풍화 정도의 차이로 인해 직접적인 접촉 관계는 관찰되지 않는다. 두 지층 간의 경계에서는 암상이 급격히 변하며 차별 풍화로 인해 묘봉층이 후퇴한 풍화 단면을 나타낸다. 이러한 점은 두 지층의 퇴적이 점이적으로, 즉 정합적으로 쌓이지 않았다는 것을 시사한다. Chough et al. (2016)이 주장하는 것처럼 두 지층 사이의 경계가 지각의 상당한 깊이에서 파쇄작용으로 인해 형성된 단층으로 이루어졌을 가능성도 있지만, 저자들이 관찰한 다른 지역의 경계부에서는 이와 같은 파쇄 변형의 흔적이 관찰되지 않았다. 또한 동점 지역 노두에서는 단층파쇄에 의한 규암과 실트암/셰일의 각력뿐만 아니라 원마도가 양호한 규암의 역들도 관찰되기 때문에 두 층이 부정합의 관계로 퇴적 및 고화된 이후 단층파쇄 작용을 받았을 가능성도 배제할 수 없다. 즉, 해당 노두에서 관찰되는 단층파쇄암의 존재만으로는 장산층과 묘봉층이 부정합의 관계라는 것을 부정하는 증거가 되지 못한다.

저자들이 장산층과 묘봉층의 접촉관계를 부정합으로 해석하는 근거를 요약하면 Lee et al. (2012, 2016c)에서 제시한 바와 같이 (1) 장산층과 묘봉층에서 산출되는 쇄설성 저어콘의 연대분포가 큰 차이를 보이는 점(그림 1)과 (2) 장산층과 기반암 사이에서 관찰되는 압쇄암(mylonite) 생성 시기가 신원생대의 최후기인 562 Ma (Yun, 1983)인 것을 들 수 있다. 장산층과 묘봉층의 쇄설성 저어콘 연대분포를 비교해 보면 두 퇴적층에 저어콘을 공급한 암석의 연대분포가 거의 겹치지 않는 것을 볼 수 있는데, 이와 같은 차이는 단순히 퇴적 당시의 수심 차이에 기인한 것으로 설명하기 어렵고 장산층과 묘봉층이 퇴적 당시 서로 거의 유역을 공유하지 않았다고 해석할 수 있다. 이러한 기원지의 차이는 정합적으로 퇴적이 일어나는 와중에 급격한 지각변동에 의해서 기원지가 변화하였거나, 퇴적시기에 상당한 차가 있어서 기원지가 변화하였을 경우를 생각할 수 있다. 그런데 익히 알려져 있다시피 태백산분지는 안정한 대지에서 퇴적되었다고 여겨지기 때문에, 지각변동 보다는 퇴적시기에 차이가 있었다고 보는 것이 합리적이다.

(중략)

결론적으로 동점 지역 노두에서 장산층과 묘봉층의 관계가 단층경계이기 때문에 두 층의 관계가 정합이라는 Chough et al. (2016)의 반론은 논리적이지 않으며, 두 층이 정합의 관계를 갖는다는 것을 입증하기 위해서는 장산층과 기반암 사이에 존재하는 신원생대 압쇄암, 장산층과 묘봉층에서 산출되는 쇄설성 저어콘의 연대 분포 차이, 퇴적물 공급지, 고지리 등에 대한 충분한 설명이 선행되어야 한다.

— "태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰" 에 대한 반론에 대한 답변 (요약, 2016.12)[32]
전기 캠브리아기 장산층 층서 및 장산-묘봉층 경계 특성 연구 (2018.2)

이용일 외(2016.2)와 조성권 외(2016.12) 간의 논쟁 약 1년 후, 공주대학교 대학원의 김현우는 석사 학위논문 <전기 캠브리아기 장산층 층서 및 장산-묘봉층 경계 특성 연구>에서 장산층에 대한 논쟁을 해답을 도출하기 위해, 태백산 분지 지역에 분포하는 장산층 대한 야외지질조사 및 퇴적암석학적 분석을 수행하였다. 이 논문에서 저자는 장산층을 퇴적상 분석을 통해 하부, 중부, 상부의 3개의 층원으로 구분하였으며, 연속적인 지질도의 분포와 장산층 상부 층원 전이대의 점이적인 퇴적상의 변화, 광물 암석학적인 변화, 쇄설성 저어콘 연대측정을 통해 장산층과 묘봉층의 관계를 부정합보다는 정합으로 해석하였다. 또한 장산층의 퇴적시기는 불분명하지만 고생물학적 연구 및 다양한 분석을 통하여 정확한 퇴적시기를 규명 할 필요성이 있다고 언급하였다.

최근 10 여년 동안 장산층의 암석학적 분석결과를 바탕으로 장산층과 묘봉층의 경계의 성격에 대하여 새로운 주장이 제기되었으며, 관련된 논쟁이 활발하게 진행되고 있다(Kim and Lee, 2004, Lee et al., 2012, 2016a,b,c, Chough et al., 2016, Cho and Kim, 2016, Kim and Lee, 2016). 새로운 주장은 장산층의 퇴적연령은 연대측정을 통하여 선캄브리아기로 주장하고 있으며, 상부 묘봉층과의 경계는 부정합으로 확인되고 있다(Kim and Lee, 2004, Lee et al., 2012, 2016a,b,c). 하지만 기존의 주장은 장산층의 퇴적연령은 캠브리아기 시기로, 상부 묘봉층과의 관계는 연속적인 지질도의 분포 및 일정한 장산층의 두께를 통하여 정합으로 생각하고 있다. 하지만 많은 논란중에도 장산층의 층서 및 묘봉층과의 경계에 대한 연구는 많이 부족한 실정이다. 따라서 본 연구에서는 태백산 지역에 분포하는 장산층의 야외지질조사 및 다양한 퇴적암석학적 분석을 통해 장산층의 층서를 정확하게 확인하고, 이를 통하여 장산층과 묘봉층의 경계의 특성을 확인함으로써 최근 10 여년 동안 진행되고 있는 장산층의 퇴적시기에 대한 논란을 해결하는데 기여하고자 한다.

(중략)

최근에는 장산층과 면산층은 동일한 퇴적시기로 해석되지 않는 주장이 제기되었으며, 그 이유는 면산층과 달리 장산층에서는 고생대 해양 화석이 존재하지 않으며, 장산층이 상위 지층인 묘봉층과 부정합적인 관찰을 통하여 장산층의 퇴적 연령은 면산층보다 더 이른 시기인 신원생대로 주장한다. 본 연구에서는 충북 단양군 다리안 일대와 경북 봉화군 대현리 일대에서 연구를 진행하여, 장산층의 층서연구 및 장산층과 묘봉층의 경계 특성에 대한 연구를 진행하였다.

지난 수십여년 동안 장산층의 퇴적시기는 고생대 캠브리아기 시기로 알려져 왔지만 최근 10 여년 동안은 장산층의 퇴적시기는 많은 논란이 있어왔다. Kim and Lee (2003)는 선캠브리아기 지층과 캠브리아기 지층 사이의 얇은 두께의 운모류인 피나이트(Pinite)를 통하여(Parnell et al., 2014) 면산층을 전기 캠브리아기 지층으로 해석하였으며, Kim and Lee(2004)는 장산층을 조선 누층군이 아닌 후기 원생대에 퇴적된 것으로 주장하였다. Kim and Lee(2006)와 Lee et al.(2012)―<태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰>에서 인용한 그 논문이다―는 장산층이 상위의 묘봉층과 부정합적인 관계를 나타낸다는 관찰을 통하여 장산층의 지질시대가 지금까지 알려진 전기 캠브리아기가 아닌 후기 원생대로 주장하였다. Lee et al. (2016a)는 장산층의 쇄설성 저어콘의 연대측정 범위가 1.8 Ga 에서 3.1 Ga 인 고원생대-시생대로 관찰되었으며, Lee et al. (2016b)는 장산층의 퇴적시기는 800 – 562 Ma 인 신원생대로 해석하였다.

그러나 새로운 주장과 달리 장산층은 기존의 퇴적시기인 전기 캠브리아기로 해석하는 주장도 존재한다. Choi (2004)는 장산층을 태백산 분지 조선 누층군 태백층군의 최하부 층준으로 생각하고, 면산층과 동시기에 퇴적된 것으로 생각하였으며, Kwon et al. (2006)은 장산층의 퇴적환경은 해안전면부(Shoeface)와 내대륙붕(Inner shelf)로 해석하였다. Woo et al. (2006)은 장산층과 면산층은 북중국 플랫폼의 동쪽부분에서 퇴적되었으며, 이시기에 전지구조적 해수면이 상승하고 쇄설성 퇴적물의 유입이 가장 높은시기로 해석하였다.

최근에는 장산층의 퇴적시기에 대한 두 해석은 대립을 이루고 있다. Chough et al. (2006)은 Lee et al. (2016b) 논문을 최근 논평하였으며, Lee et al. (2016b)의 내용중 층서학, 퇴적시기, 퇴적기원, 그리고 장산층의 지형학에 대한 그들의 주장이 서로 연관성이 없다고 논평하였다. 이에 Lee et al. (2016c)은 쇄설성 저어콘과 신원생대의 압쇄암의 연대측정을 증거(Yun, 1983; Kim and Kee, 1991; Kim et al., 1989)로 장산층의 퇴적시기에 대한 가설을 뒷바침하고 있다.

(중략)

정밀한 야외지질조사를 바탕으로 나누어진 10개의 암상을 통하여, 장산층을 하부, 중부, 상부3개의 층원(Member)으로 구분하였으며, 각각의 구분된 층원을 통하여 퇴적환경을 복원하였다. 하부로부터 역암과 사암이 우세한 하부층원, 규암과 사암이 우세한 중부층원, 사암과 이암이 우세한 상부층원으로 이루어져 있으며, 각각의 퇴적암상을 통하여 퇴적환경을 유추하였고, 해수면 변동곡선을 복원하였다.

1) 하부층원(0-15 m) : 하부층원은 하부 선캠브리아기 기반암과의 경계로 기질지지의 역암, 괴상(塊狀)의 사암, 엽층리 사암으로 역암사암이 우세한 층원이다. 대부분의 역암의 역들은 선캠브리아기 화강암 및 편마암으로 이루어져 있으며 얇은 띠 형태로 두드러지게 관찰된다. 역의 원마도 및 구형도는 매우 좋으며 얇은 띠 형태의 역암층 상하부에는 괴상의 회색 또는 밝은 회색의 중립질-조립질 사암 및 엽층리 사암으로 이루어져 있다.

2) 중부층원(15-51 m) : 중부층원은 웻지 형태의 규암 및 사층리, 엽층리 등 다양한 퇴적구조가 관찰되는 사암으로 이루어져 있으며 규암 및 사암이 우세한 층원이다. 규암 및 사암 내에는 부분적으로 역들이 포함되어 있으며, 중부층원 내의 상부로 갈수록 변성받은 석영의 입자가 두드러지게 관찰되며 색은 우유색 및 핑크색으로 관찰된다. 규암 석영 입자내에는 검은색 반정(斑晶) 조직이 관찰되는 것이 특징이다.

3) 상부층원(51-66 m) : 상부층원은 단층 각력암, 얇은 띠 형태의 이암, 괴상의 사암으로 구성되어 있으며 대체적으로 사암이암이 우세한 층원이다. 상부 묘봉층과 정합적인 관계를 이루고 있으며 하부 얇은 띠형태의 이암은 상부로 갈수록 더 두꺼워지는 특징이 관찰된다. 또한 상부층원의 하부보다 상부로 갈수록 암석의 색은 더 진해지는 특징을 보인다. 상부층원의 최상부는 변성받은 규암이 한 매 관찰되며, 우유색 또는 핑크색의 결정이 잘 보이는 것이 특징이다.

4) 장산층의 퇴적환경 : 장산층의 퇴적환경은 하부 층원에서부터 상부층원으로 해안평원(Strand Plain), 해안 전면부(Shoreface), 전이대(Offshore Transition), 묘봉층은 근해(Offshore)로 해석된다. 하부층원은 두껍게 쌓인 사암 퇴적체 위에 얇은 띠 형태의 역들과 무작위한 배열의 역들이 떠 있는 형태로 관찰되며 이는 해안평원에서 퇴적된 것으로 해석될 용이가 있다. 중부층원은 상부층원으로 갈수록 세립질 퇴적물이 퇴적되는 것으로 보았을 때 해안 전면부에서 퇴적된 것으로 해석할 수 있다. 상부층원은 세립질 이암 퇴적물의 함량이 점정 상부로 올라갈수록 증가하며, 사암 퇴적체 또한 일정한 두께를 이루고 있다. 이를 통하여 상부층원의 퇴적환경은 전이대 환경으로 생각된다.

장산층의 퇴적시기에 따라 현재 조선누층군의 층서는 혼란을 야기할 수 있다. 따라서 가장 논란이 되고 있는 장산층과 묘봉층의 경계의 특성이 정합인지 부정합인지를 파악함으로써 장산층의 퇴적시기를 해결할 수 있다고 판단된다. 본 경계 특성을 연구하기 위해 태백산분지 내의 장산층과 묘봉층의 경계를 파악 할 수 있는 노두를 야외 지질조사를 통하여 선정하였고, 연구 수행에 적합한 경북 봉화군 대현리 일대에서 연구를 진행하였다. 대현리 일대에서 정밀한 야외지질조사 및 샘플링을 실시하여 퇴적암석학적인 다양한 분석을 실시하여 장산층-묘봉층의 경계의 특성을 해결하고자 하였다.

경북 봉화 대현리 일대의 노두는 장산층의 중부층원과 상부층원에 해당하는 지역으로 상부로는 묘봉층과 경계를 이루고 있다. 정밀한 야외지질조사를 바탕으로 장산층 상부층원과 묘봉층 하부에 대하여 주상도 작업 및 스케치 작업을 실시하였으며, 이를 통해 장산층 상부 층원은 이암이 우세한 상부층원과 사암이 우세한 상부층원으로 관찰되었다. 이는 장산층 상부층원은 묘봉층으로의 전이하는 구간이 존재한다고 해석 된다. 장산층 상부 층원에서 묘봉층으로 퇴적될수록 이암이 점점 두꺼워지며 우세한 특징을 보이고 있으며, 사암과 이 암이 교호하다가 묘봉층으로 완전한 전이가 일어 난 것으로 관찰되고 있다. 이를 통하여 장산층 상부층원과 묘봉층 하부는 점이적인 변화를 통하여 정합적인 경계의 특성을 보이게 된다.

(중략)

본 연구를 통하여 다양한 데이터를 획득하였으며 이를 통하여 장산층의 퇴적시기를 선캠브리아기로 장산층과 묘봉층의 경계를 부정합으로 인지할 수 있는지를 비교하였다. 첫 번째로 장산층과 묘봉층의 지질도의 관찰을 통하여 장산층과 묘봉층이 연속적으로 분포하고 있으며(GICTR, 1962), 장산층 두께가 일관성 있는 것으로 파악된다. 이는 만약 장산층과 묘봉층의 경계가 부정합이 라면 연속적으로 분포하지 않을 뿐만 아니라 일정한 두께를 가지고 있지 않을 것이다. 두 번째로 장산층 최상부에서 전형적으로 퇴적상의 변화 및 광물조성이 점진적으로 변화하는 것을 통하여 장산층 상부와 묘봉층의 경계는 부정합보다는 정합으로 해석될 용이가 있다. 세 번째로는 장산층 및 묘봉층의 쇄설성 저어콘의 분석결과 장산층의 분석결과만 보았을 경우에는 장산층의 퇴적시기는 고원생대로 해석되어 부정합으로 생각할 수 있지만, 장산층과 묘봉층의 퇴적물 기원지의 차이로 해석될 경우에는 부정합보다는 정합으로 해석될 여지는 남아있다. 또한 장산층 묘봉층 경계에서 관찰되는 부정합적인 특징은 장산층 상부에서 일반적으로 나타나는 구조적인 변형으로 해석된다. 이를 통하여 장산층과 묘봉층의 경계는 부정합 보다는 정합으로 보는 것이 올바른 해석이다. 하지만 장산층의 퇴적시작 시기는 정확하게 규명할 수 없다. 고생물학적 연구 및 추가적인 분석을 통하여 장산층의 정확한 퇴적시기를 규명할 필요성이 있다.

(중략)

장산층과 묘봉층의 경계는 연속적인 지질도의 분포와 장산층 상부 층원 전이대의 점이적인 퇴적상의 변화, 광물 암석학적인 변화를 근거로 정합적인 층서관계로 해석된다. 또한 쇄설성 저어콘을 통한 연대측정의 결과의 차이는 퇴적물의 기원지에 의한 차이로 해석되어 부정합보다는 정합으로 해석된다. 또한 장산층의 퇴적시기는 불분명 하지만 고생물학적 연구 및 다양한 분석을 통하여 정확한 퇴적시기를 규명 할 필요성이 있다.

— 전기 캠브리아기 장산층 층서 및 장산-묘봉층 경계 특성 연구 (2018.2)[33]
옥동단층대 석영편암의 K-Ar 연령에 대한 검토-장산층의 선캠브리아기 퇴적에 대한 확실한 증거로 활용 가능한가? (2018.3)

부경대학교 일반대학원 지구환경시스템과학부의 김명정·박계헌 교수는 아래 논문을 통해, 이용일 외(2016)의 논문 <태백산분지에 분포하는 장산층의 퇴적시기 및 암석 특성 재고찰>에서 인용된, 옥동 단층대를 따라 발달한 하부 장산 규암층 내 견운모 석영 편암의 K-Ar 연령이 옥동 단층의 활동 시기와 옥동 단층이 자르고 있는 장산층의 퇴적시기를 한정하는데 활용할 수 있다는 점에 주목하고, 보고된 연령 분석자료(Yun, 1983)의 신뢰도와 지질학적 의미에 대하여 다시 고찰하였다. 그 결과 분석된 암석표품에 함유된 석영은 상당량의 과잉 Ar을 포함하는 것으로 추정되기 때문에 장산층의 연령을 한정하는 근거로 활용하는 것은 적합하지 않으며, 이 암석표품이 나타내는 압쇄운동의 시기는 약 170 Ma (약 1억 7천만년 전)로 판단하였다.

최근 조선누층군 최하부층인 장산층(장산규암)의 퇴적시기가 선캠브리아기라는 주장과 이를 반박하는 논의가 있었다(Lee et al., 2016a, 2016b; Chough et al., 2016). Lee et al.(2016a)가 장산층이 선캄브리아기 퇴적층이라고 주장한 중요한 근거는 Yun (1983)의 K-Ar 연령자료이다. 이 연령자료는 1:50,000 지질도 옥동도폭 내 장산층의 하부에 위치한 견운모 석영 편암 시료에서 측정되었으며, Kimet al.(1989)에 의하여 옥동 단층대의 표품으로 해석되었다. Yun(1983)은 견운모 석영 편암 시료로부터 235±5 Ma, 266±5 Ma, 그리고 562±5 Ma의 3 개 K-Ar 연령을 보고하였다. 이 중 가장 오래된 562 Ma (5억 6200만 년 전; 신원생대)의 연령이 옥동 단층의 활동시기를 대표한다면 옥동 단층이 장산층을 절단하고 있기 때문에 Lee et al.(2016a)이 제시한 장산층의 퇴적시기가 선캄브리아기라는 해석은 정당하다. 하지만 이러한 해석은 장산층의 퇴적시기가 캄브리아기라는 지금까지의 전통적인 관점과는 다르기 때문에 그 근거로 제시된 연령측정 자료에 대하여 그 신뢰도를 검증하는 작업이 선행되어야 한다. 특히 K-Ar 연대측정의 경우 과잉 Ar을 함유하여 원래의 연령보다 더 오래된 연령이 산출될 가능성이 존재하기 때문에 연대측정 결과의 신뢰도에 대하여 고찰해볼 필요성이 더욱 크다. Lee et al.(2016a)과 Kim et al.(1989)는 Yun(1983)이 보고한 3 개의 연령을 각각 옥동 단층이 활동한 별개의 시기로 해석하였다. 옥동 단층의 활동시기는 한반도 지각의 지구조적 진화를 해석하는데 있어서 상당히 중요한 의미를 갖기 때문에 이렇게 별개의 단층 활동 시기로 해석하는 것이 타당한지에 대한 검토가 또한 필요하다. 따라서, 견운모 석영 편암 표품에 대한 K-Ar 연령자료를 보고한 원저자(Yun, 1983)의 원래 의견을 연대 측정 전문가가 아니더라도 보다 쉽게 이해하고 판단할 수 있도록 다시 살펴봄과 동시에 이 표품의 K-Ar 연대 신뢰도와 그 해석에 대해 검토해보고자 한다.

Yun(1983)이 보고한 옥동도폭 장산층 하부의 견운모 석영 편암에 대한 K-Ar 연령을 논의하기에 앞서분석된 표품의 채취 위치와 이 암석이 어떤 지질단위에 속하는지에 대하여 살펴볼 필요가 있다. Yun(1983)은 선캠브리아 기저 위에 캠브리아기 장산층이 부정합관계로 놓여있으며, 두 단위들이 약 10 m 두께의견운모 석영 편암에 의하여 분리되어 있다고 표품을 채취한 지역에 대해 기술하였다. 해당 지역인 1:50,000 옥동도폭에서도 조선 누층군 최하부 장산층의 하위와 그 부근에 10 m 내외의 두께로 녹니석, 견운모 또는 활석을 수반하는 편암질 암석으로 구성된 변질대의 존재를 보고하였으며, 이 변질대는 하부의 선캄브리아기 암석이 변질된 것도 일부 있으나 조선누층군의 장산규암이 변질된 것이 가장 뚜렷하고 지속성 있게 나타나기 때문에 "지질도에는 장산규암의 변질부만을 표시하였다"고 하였다(본 문단 위쪽의 #장산 규암층 문단을 참조할 것). 한편 Yun(1983)은 기저 캄브리아기 견운모 석영 편암으로부터 농집시킨 견운모에 대하여 연구하였다고 기술하였다. 이는 Yun(1983)이 K-Ar 연령을 분석한 견운모 석영 편암을 장산층의 일부로 간주하였음을 나타낸다. 이 논평에서는 Yun(1983)의 기술을 근거로 분석된 석영 편암이 선캄브리아기 모암이 아니라 장산층으로부터 단층활동에 의해 만들어진 것이라는 전제하에 논의를 진행한다.

한편 김정환(1989)은 Yun(1983)이 견운모 석영 편암 표품을 채취한 지역을 옥동 단층대에 속하는것으로 보았다. 김정환 등(1989)은 "옥동단층은 선캠브리아기의 기반암류인 편마암 및 화강암질암과 그상위의 고생대 장산규암층의 접촉부를 따라서 발달하고 있다"고 하였으며, 연성전단대의 형태를 가지는 옥동단층 전단대에 대한 기술에서 "압쇄암은 장산규암층과 기반암에서 유래되었다"고 하였다. 따라서 Yun(1983)이 분석한 견운모 석영 편암이 장산층과 선캠브리아기 기반암 사이에 발달한 옥동 단층대의 활동으로 만들어진 압쇄암으로 보는 것은 별 문제가 없을것으로 생각되며, 이 표품의 K-Ar 연령이 옥동 단층의 생성이나 활동시기에 대한 정보를 제공해줄 잠재적 가능성이 있다.

(중략)

압쇄작용을 받아 형성된 장산층내 견운모 석영 편암으로부터 Yun(1983)이 분석한 3 개의 K-Ar 연령은 한 암석으로부터 분리하여 견운모와 석영의 농집비율이 다른 표품들로부터 분석된 자료이기 때문에 서로 독립된 단층 운동을 지시하는 것으로 볼 수 없다. Yun(1983)이 옥동단층대의 견운모 석영 편암 표품에서 구한 K-Ar 연령 중 석영 농집부분이 나타내는약 562 Ma의 연령은 Ar 과잉에 의한 연령일 가능성이 높다고 판단된다. Yun(1983)이 보고한 견운모 석영 편암에서 분리한 세 분석표품들은 이처럼 과잉의 Ar을 갖는 석영을 공통적으로 포함하여, 전체적으로는 약 170 Ma의 연령으로 계산되는 등시선을 형성하는 것으로 해석된다. 이 170 Ma의 연령은 이 암석이만들어진 압쇄 작용의 시기를 나타내는 것으로 볼 수있으며, 이는 옥동 단층이 생성 또는 재활성된 연령을 나타내는 것으로 해석된다. 결론적으로 Yun(1983)이 견운모 석영 편암으로부터보고한 가장 오래된 석영 농집 부분만의 K-Ar 연령을옥동단층의 활동시기로 해석하거나, 이에 근거하여 옥동 단층이 절단하는 장산층의 연령을 선캄브리아기로 해석하는 것은 유보하여야 할 것으로 판단되며, 단층의 활동 시기는 보다 확실한 연대측정을 통해 검증되어야 할 것이다.

— 옥동단층대 석영편암의 K-Ar 연령에 대한 검토: 장산층의 선캠브리아기 퇴적에 대한 확실한 증거로 활용 가능한가?[34]

장산 규암층과 기반암의 접촉관계[편집]

태백산지구지하자원조사단(GICTR, 1962)에 의해 조사된 태백산지역 지질도에는 캄브리아기의 최하부 지층인 장산 규암층과 선캄브리아기의 기반암의 관계에 대해서 자세히 설명된 바는 없지만, 그 기반암과의 관계는 부정합 내지 난정합으로 되어 있으며, 기반암의 대부분은 화강암질 편마암과 변성퇴적암류인 태백산통으로 구성되어 있다.

장산 규암층이 캄브리아기의 지층이고 그 하부에 선캄브리아기의 기반암이 있다면, 이들 간의 관계는 정확하게 해석되어야 하지만, 대부분의 지질 도폭에서는 장산 규암층과 기반암과의 접촉 관계만이 단순하게 설명되어 있었다. 그러나 다른 곳에서와는 달리 옥동 지질도폭(1966)에서는 장산 규암층 기저부에 (견운모)편암층이 분포하고 있음을 보고하였다. 단양군에서 산솔면 녹전리 지역까지는 북동-남서 방향으로 분포하던 조선 누층군이 녹전 지역부터 태백시 지역까지는 동-서 방향으로 분포해 있다. 이러한 북동 방향과 동-서 방향 의 장산 규암층과 기반암에 대해서는 충분하게 조사한 바는 없지만, 김정환 등(1989)은 녹전에서 단양까지 장산 규암층과 기반암과의 접촉 관계를 조사하였다. 조사 결과 이 지역에서는 장산 규암층의 기저 역암이 확인되지 않았고, 옥동도폭 설명서에 설명한 대로 편암층만이 분포하고 있었다. 이 편암층은 녹니석편암, 견운모편암과 활석을 수반하는 편암상으로 변성되어 그중의 일부는 견운모와 활석 광산으로 채굴되기도 하였다. 이 편암층에 대하여 Yun (1983)은 K-Ar 방법으로 절대 연령을 측정하고, 석영 우세부에 서는 562 Ma, 석영-견운모 우세부에서는 266 Ma 그리고 견운모 우세부에서는 233 Ma의 지질 연대를 보고한 바 있다. 김정환 등(1989)에 따르면, 장산 규암층과 기반암의 경계부를 따라서 여러 번의 단층 운동이 있었음을 보고하였다. 이들은 옥동에서 점촌까지 이 단층의 연장선을 추적하면서 지역에 따라 단층암의 차이가 있음을 확인하였다. 즉, 옥동 지역에서는 단층비지(fault gouge)가 발달해 있으며, 옥동의 남부 지역에서 단양 남부의 대강면에 이르는 일대에는 압쇄암이, 그리고 대강면 덕촌리에는 압쇄 화강암이, 문경시 점촌 지역에 가까이 가면서 이들은 초압쇄암으로 변하는 것을 보고하였다.[35]

장산 규암층과 기반암과의 특이한 관계는 태백산지구의 북부인 정선군 임계면삼척시 하장면 지역에서도 관찰된다. 태백산지구지질도 중 임계도폭에는 장산 규암층이 북쪽에 분포하는 화강암류의 관입으로 인해 일부분 분포하지 못하고, 화강암과 묘봉층이 직접 접촉하는 것으로 표기되어 있다. 그러나 이후의 연구에 의해 이러한 접촉관계가 화강암 관입에 의한 것이 아니라 단층에 의하여 단절된 것임이 확인되었다.

이와 유사한 장산 규암층과 기반암의 관계는 평창군 지역에서도 관찰되는데, 이곳에서는 이들의 경계부에 압쇄 화강암이 넓게 분포하는 것이 특징이다. 또한 강원도 평창군방림면 지역에서는 기반암이 고생대의 석회암층 상위에 클리페 형태로 놓여 있어, 단순히 압쇄 작용만이 있었던 것이 아니라 스러스트 단층의 운동도 있었음이 확인되었다.[36]

면산층과 티타늄[편집]

면산층(Myeonsan formation, 綿山)은 태백시 동점역 부근에 있는 동점 단층의 동쪽에 분포하는 지층으로, 태백시삼척시, 봉화군의 경계에 위치한 면산(1246.2 m)에서 그 이름이 유래되었다. 장산 규암층에 대비되는 것으로 보이는 이 지층은 선캄브리아기의 홍제사 화강암을 부정합으로 덮고 7 m 두께의 역암으로 이루어진 하부와 그 상위에 약 100 m 두께의 암회색 사암 및 실트암으로 이루어진 상부의 지층을 가리키며 이 지층은 조류가 우세한 조간대 환경에서 퇴적된 것으로 해석된다.[1] 한국지질자원연구원은 광산 개발 전문기업인 경동과 손잡고 태백·삼척·봉화 지역 면산층의 타이타늄· 광상을 공동 개발할 예정이라고 밝힌 바 있다. 본 면산층에는 연장 10 km 이상, 광체 폭 10∼50 m, 심부 연장 200 m 이상의 대규모 광상이 분포한다. 이곳은 한국지질자원연구원이 2012∼2015년 일대를 탐사한 결과 대규모 티타늄과 철이 있을 것으로 예상한 바 있다. 타이타늄의 예상 자원량은 8천500만t 이상일 것으로 추정된다. 한국지질자원연구원은 광산 개발 전문기업과 함께 정확한 매장량을 확인하기 위해 2023년에도 10곳에서 시추작업을 벌일 계획이다. 앞으로 3∼4년 동안 시추작업을 벌이면 광산 개발 사업성이 있는지 판단할 수 있을 것으로 보인다.[37][38][39]

  • 면산층은 동점-면산-연화 II 광산-철암 지역 그리고 샘터-묘봉-덕풍계곡 지역에 분포한다. 면산층은 동점-연화 II 광산 그리고 묘봉-덕풍 지역에서 북동 주향에 북서로 경사한다. 면산층의 하한은 기저 역암층 혹은 담색의 사암층과 선캄브리아기 화강암질 편마암 사이에 놓이고 면산층 상한은 묘봉층의 사암 내에 협재되는 어두운 색의 사암과 점판암 사이에 놓인다. 면산층은 주로 사암이암, 기저 역암으로 구성되며 암석의 화학 성분은 주로 이산화 규소, 산화 철(III), 이산화 타이타늄, 산화 알루미늄 등으로 구성된다. 선캄브리아기 편마암과 접하는 기저 역암은 철암에서 0 m, 오정골에서 10 m, 평균 1 m의 두께를 보인다. 지층의 전체 두께는 평균 90 m이다.[40]
  • 면산층과 장산층은 동점 단층에 의해 경계 지어지며 나란히 나타난다. 200-300 m 두께의 장산층은 동점 단층의 서쪽에 있는 선캄브리아기 화강암 편마암과 율리층군 위에 부정합으로 놓이거나 단층으로 접하고 있다. 반면에 약 90 m 두께의 면산층은 동쪽 부분에 잘 노출되어 있으며, 화강편마암의 선캄브리아기 결정질 기반암 위에 놓여져 일치하지 않는다. 면산층은 석개재 일대와 면산 일대에 잘 나타난다. 태백시에서 남동쪽으로 25 km 떨어진 곳에 위치한 석개재 일대에 있는 면산층은 선캄브리아기의 홍제사 화강암과 고생대 캄브리아기 중기의 묘봉층 사이에서 나타난다. 태백산 분지의 동남부 가장자리에 위치한 동점지역의 동쪽에 위치한 면산 일대에 있는 면산층은 7 m 두께의 역암으로 이루어진 하부와 그 상위에 약 100 m 두께의 암회색 사암과 실트암으로 이루어진다. 사암상은 사층리 혹은 조잡한 층상(層狀)을 가지며, 그 성층(成層)은 조립질의 사암과 입자가 고운 사암층이 교대로 나타난다. 그 사암층은 괴상의 사암 또는 작은 자갈에서부터 왕모래(granule, 2~4 mm) 등급의 역암층이 간혹 중립(1/4~1/2 mm)의 입도를 보이는 것들과 함께 끼워져 나타난다. 어두운 회색빛의 이암층도 사암상과 함께 끼워져 나타난다
  • 면산층의 타이타늄 함량을 조사한 결과 면산층의 평균 타이타늄 함량은 4.3%로 조선 누층군의 다른 지층에 비해 최소 10배 이상의 함량을 보인다. 그러나, 면산층의 타이타늄 함량은 최소 함량 0.51%에서 최대 함량 21.36%로 변이가 심하게 나타났으며, 이는 면산층 내의 타이타늄이 함유되는 사질(沙質) 암석과 이질(泥質) 암석이 교호 반복되는데 사질 부분은 이질 부분보다 타이타늄의 함량이 상대적으로 높기 때문이다.[41]

아래 표는 강원도 영월군태백시지역에 분포하는 조선 누층군 최하부 지층인 삼방산층과 면산층의 화학 성분표이다.[42] 삼방산층에 비해, 면산층에 이산화 티타늄의 함량이 더 높은 것을 봉 수 있다. 주요 원소 분석 결과, 철과 티타늄 산화광물(Fe2O3, TiO2)들의 함량이 면산층 시료에서 삼방산층 시료보다 높게 나타났다. 이는 박편 관찰시에 마그네타이트(magnetite)와 티탄철석(ilmenite) 등이 면산층에서 더 많이 관찰되었기 때문으로 보인다.

면산층과 삼방산층의 원소 함량 비교도
지층 태백시 면산층 영월군 삼방산층
시료 MS 1 MS 2 MS 3 MS 4 SM 1 SM 3 SM 4 SM 8
주요 성분 (%)
이산화 규소 76.52 51.97 63.89 68.74 66.84 58.27 82.34 73.02
산화 알루미늄 5.57 5.61 6.75 6.66 14.21 16.13 7.11 9.81
이산화 티타늄 2.88 10.84 5.43 2.96 0.87 1.14 0.50 0.50
산화 철(III) 7.97 24.26 15.92 12.88 7.30 10.98 4.44 7.85
산화 망가니즈 0.28 0.30 0.09 0.14 0.02 0.03 0.08 0.05
산화 마그네슘 1.52 2.41 3.29 4.07 2.24 2.94 0.81 2.78
산화 칼슘 2.15 0.65 0.31 0.71 0.06 0.20 0.06 0.14
산화 나트륨 0.00 0.36 0.42 0.70 0.01 0.04 0.00 0.00
산화 칼륨 0.59 0.96 1.40 0.68 4.52 5.01 2.92 2.27
미량 원소 (단위 : ppm)
바륨 43.2 152.6 196.0 181.0 327.7 365.3 301.8 165.0
스트론튬 29.6 15.0 14.4 20.5 11.7 13.3 19.1 9.2
크로뮴 208.2 154.4 207.4 160.6 142.7 135.5 152.3 127.2
리튬 45.8 33.6 47.1 49.6 36.3 43.9 14.5 63.3
셀레늄 8.0 15.7 13.1 10.0 15.6 21.1 6.0 11.0
바나듐 308.8 1070.1 641.1 357.1 124.7 173.6 59.4 84.3
아연 51.8 123.2 83.1 95.8 56.1 75.2 20.8 53.5
지르코늄 93.5 194.5 146.7 135.3 193.3 220.3 128.9 103.8
코발트 21.4 34.9 40.5 46.2 14.1 19.9 7.3 15.8
니켈 13.9 22.7 24.1 27.6 29.8 40.9 13.4 33.4
구리 11.3 12.6 8.33 4.81 8.22 2.45 2.67 1.77
루비듐 55.2 42.4 52.3 26.7 165.8 188.4 95.5 101.1
이트륨 26.0 39.2 25.5 20.1 34.5 32.4 18.9 20.3
나이오븀 15.1 57.6 37.9 17.7 29.6 37.0 11.5 13.5
몰리브데넘 1.0 1.8 1.3 0.7 0.4 0.1 0.3 0.2
카드뮴 0.1 4.9 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0
주석 0.2 0.2 0.4 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2
안티모니 2.1 1.8 1.8 0.7 0.2 0.5 0.2 0.2
세슘 3.8 2.5 4.6 3.3 7.6 9.2 3.2 4.6
희토류 원소 (단위 : ppm)
란타넘 15.6 23.2 16.8 14.4 40.7 35.5 23.2 28.1
세륨 25.6 52.5 33.3 29.2 87.8 76.9 47.9 60.7
프라세오디뮴 4.10 5.94 3.92 3.46 10.2 8.94 5.27 7.34
네오디뮴 17.2 24.8 15.9 14.5 40.6 35.5 21.0 29.5
사마륨 4.46 6.15 3.49 3.43 8.80 7.29 4.14 6.19
유로퓸 0.92 1.51 0.82 0.75 1.67 1.37 0.77 1.16
가돌리늄 4.70 6.46 3.90 3.34 8.31 6.82 4.34 5.81
터븀 0.76 1.22 0.67 0.57 1.17 1.05 0.61 0.75
디스프로슘 4.60 8.09 4.56 3.68 6.68 6.32 3.56 4.11
홀뮴 0.93 1.63 0.95 0.74 1.39 1.25 0.70 0.80
어븀 2.67 4.90 2.90 2.25 3.99 3.71 2.08 2.23
툴륨 0.40 0.67 0.41 0.34 0.58 0.52 0.30 0.32
이터븀 2.65 4.48 2.84 2.32 3.98 3.34 1.91 2.07
루테튬 0.40 0.65 0.42 0.34 0.55 0.51 0.27 0.29
하프늄 2.96 5.26 4.00 3.45 5.05 5.88 3.33 2.59
탄탈럼 7.6 21.6 22.1 11.6 12.0 18.4 6.27 5.35
10.8 20.5 6.22 5.77 4.35 7.73 4.68 4.21
토륨 6.70 5.35 4.96 4.36 17.5 17.5 13.0 9.5
우라늄 1.80 3.80 1.47 1.27 2.96 3.22 1.77 1.58

묘봉층[편집]

묘봉층(CEm; Cambrian myobong formation, 猫峯層), 또는 묘봉 슬레이트층은 장산 규암층 상위의 지층이다. 봉화군 석포면 석포리에 소재한 묘봉(猫峯)에서 이름이 유래되었으며 직하부의 장산층이 없는 경우(백운산 향사대 북쪽 연변부)에는 선캄브리아기의 율리층군 또는 화강암을 묘봉층이 부정합으로 직접 피복한다. 주 구성 암석은 암회색 내지 암록색 셰일 또는 점판암이며, 일부 구간에서 얇은 층의 사암층들이 협재된다. 고바야시(Kobayashi, 1966)는 묘봉층에서 산출되는 삼엽충과 완족동물에 근거하여 4개의 생층서대―하부로부터 Redlichia 대, Elrathia 대, Mapania 대, Bailiella 대―를 설정하였다. Redlichia 대는 삼척-태백 지역에서 가장 오래된 생층서대로 북중국오스트레일리아캄브리아기 제2세(Series 2)의 제4절(Stage 4)에, 그 상위의 생층서대들은 미아오링지안세(Miaolingian)의 울리우안절(Wuliuan)에 해당한다.[1]

  • 태백산지구 지하자원 조사보고서에 의하면 암회색, 녹흑색 등의 어두운 색 셰일로 구성되며 얇은 석회암층이 상부에 협재된다. 본 층은 대체로 장산 규암층을 정합으로 덮으나 삼척시 하장면 갈전리 등의 지역에서는 선캄브리아기 편마암류(태백산통)을 직접 부정합으로 덮는다. 상위의 풍촌 석회암층과 점이적인 관계에 있으며 지층의 두께는 100~400 m이다.[15]
  • 정선군 화암면의 중남부에서는 충상 단층에 의해 장산층과 접하고 있다. 이 지역에서는 북북동 방향의 주향 이동 단층에 의해 장산층과 단층 접촉하고 있는 것으로 추정되나, 충적층으로 덮혀 있어 확인이 어렵다. 또한 본 층은 남-북 방향의 주향이동단층에 의해 단절 되어 있으며, 임계 동-서 방향의 충상단층에 의해 묘봉층이 하부 석회암대 상위에 놓여 있어 묘봉층이 일부 결여되어 나타난다. 본 층은 최하부 녹회색 사질이암 및 점판암으로 구성되어 있으며, 주로 엽리가 발달 된 이암 및 사암,녹회색-암녹색 사질 점판암(slate)으로 구성되어 있다. 본 층에는 담회색 결정질 석회암 및 렌즈상의 석회암층이 협재하기도 한다. 본 층의 주향은 구조운동의 영향으로 인해 지역에 따라 불규칙하게 나타나지만 화암면에서는 대체적으로 북북서와 북북동 방향이 우세하며, 경사는 10∼20°내외로 거의 수평층에 가깝게 나타나며, 지층의 두께는 약 110 m이다. 묘봉층은 중 조립질로 구성된 장산층보다는 다소 깊은 환경에서 퇴적이 이루어졌으며, 현미경 관찰 결과 석영, 백운모, 흑운모로 구성된 점판암이다.[16]
  • 정선군 남면에서는 장산 규암층 상위에 정합으로 놓이고 남면 문곡리 북동부와 유평리 지역에 분포한다. 이 층은 주로 녹회색-암녹색 점판암, 녹색 사질 점판암, 담회색 석회암 등으로 구성되어 있는데 하부는 녹색-녹회색 점판암이, 상부는 암녹색 사질 점판암이 우세하다. 이 층의 하부는 거의 천매암 내지 편암화되어 있으며, 상부에는 담회색 석회암이 렌즈상으로 2~3매 협재되어 있다.[43]
  • 평창도폭에 의하면 장산 규암층과 같은 분포지를 가지며 승두봉 지역을 제외하고 장산 규암층 분포지역 바로 동쪽에 분포한다. 본 층은 셰일에서 변성된 암석으로서 주로 녹니석 편암으로 구성되고 천매암이 약간 협재된다. 지층의 주향은 일반적으로 북동 10°이나 경사는 동쪽 내지 서쪽으로 변화가 심하다.[17]
  • 삼척-고사리도폭에 의하면 본 지층은 장산 규암층 상위에 정합적으로 분포하며 신기면과 노곡면 하월산리 일대에 장산 규암층과 함께 대상(帶狀)으로 분포한다. 주요 구성암인 셰일은 약간의 변성을 받아 점판암으로 나타나기도 한다. 본 층의 하부는 흑색 또는 암회색의 셰일 또는 점판암이 우세하고, 중부에는 얇은 층의 규암석회암층을 협재한다. 이 석회암층은 연속성이 없으며 상부로 갈수록 많아지고 판상(板狀) 협재를 이루며 상부의 풍촌석회암층으로 점이(漸移)된다. 본 층의 두께는 50 내지 150 m로서 지역적인 변화가 매우 심하다. 대체로 동쪽으로 갈수록 두께가 증대되는데, 노곡면 하월산리-삿갓봉-하군천리 일대에서 매우 넓은 분포를 보이나 이는 지층의 경사와 산사면의 경사가 거의 일치하는데 기인한 것이다. 고바야시(1966)가 기재한 화석들(Redlichia saitoi, Obolella aff, asiatica, Elrathia taihakuensis, Nisusia cooperi, Mapamia cooperi, Bailiella angusta 등)에 의하면 본 지층의 퇴적환경이 천해성(淺海性; 얕은 바다)임을 지시한다.[18]
  • 장성도폭(1967)에 의하면 봉화군 석포면 석포리 소재 묘봉 남측의 급사면에서 삼척시 가곡면 풍곡리까지 양호한 노출을 보이며 동북동~북동의 주향과 북서 25~30°의 경사를 보인다. 그리고 풍곡리의 덕풍계곡에서 북서 방향의 단층으로 남동쪽으로 변위되어 동북동으로 연장되다가 홍제사 화강암 내로 첨멸된다. 본 지층의 주요 구성 암석은 회녹색, 암회색, 흑회색 등을 띤 점판암이고 층리의 발달이 양호하며 일부에서는 광화(鑛化)작용을 받아 녹색 또는 적갈색으로 변해 있다. 현미경 하에서 파쇄성 석영흑운모, 녹렴석, 녹니석 등으로 구성되는데 녹렴석과 녹니석은 서로 밀접히 수반되면서 석영립(粒) 사이를 채우고 있다. 광화 작용은 화강암 또는 반암(斑巖)류의 관입을 받는 곳에서 볼 수 있으며 덕풍계곡 용소골 어귀에서는 녹렴석화와 더불어 섬아연석의 광화를 받은 것이 노출되어 있으며 여기서 약 2 km 동측 사면에는 과거에 가행한 실적이 있는 광산을 형성하고 있다.[44]
  • 태백시 동점 지역에는 남-북 주향의 2개 조의 주향 이동 단층이 분포하는데 이 단층의 영향으로 풍촌층과 단층에 의한 접촉을 하고 있다. 이 지역에서 관찰된 바에 의하면 묘봉층 최하부에 암갈~갈색의 사질 점판암이 우세하며, 엽층리를 보인다. 최상부의 점판암에는 석회암이 부분적으로 협재된다. 대부분 사질 점판암과 이암의 호층대로 구성되어있고 본 층의 두께는 130 m 이다. 묘봉층은 변성된 사암인 하부의 장산층과 함께 조선 누층군에서는 비교적 적게 탄산염암을 포함하는 쇄설성 퇴적층으로서, 전체 조선누층군의 퇴적환경을 규명하는데 매우 중요한 지층이다. 묘봉층은 쇄설성 퇴적환경에서 생화학적인 환경인 탄산염암 퇴적환경으로 전이하는 환경에서 퇴적된 것으로 추정된다. 현미경 관찰 결과 묘봉층에서 나오는 점판암은 미립-세립질이 우세하며, 석영백운모로 구성되어 있고, 엽층리가 비교적 잘 관찰된다.주 구성 광물 이외에도 녹니석, 장석, 흑운모, 갈철석등이 미량 수반되어 있다.[19]
  • 강원도 삼척시 가곡면태백시 철암동에 위치한 가곡광산은 묘봉층 및 풍촌층 내의 석회암과 화강반암의 접촉부, 단층층리의 규제를 받아 배태된 접촉 교대 광산으로 스카른(skarn) 내에 층상(層狀) 및 불규칙한 괴상(塊狀)의 형체로 형성되었다. 광체의 발달 상태는 묘봉층에서 폭이 2~25 m와 연장이 30~200 m이다. 이 광산은 1977년 부터 1987년까지 아연, 연 및 구리 등을 생산하였으며, 품위는 아연이 5.59~5.23%, 연이 0.47~0.36% 의 범위에 있다.[45]
  • 옥동도폭에 의하면 암회색, 녹회색 등의 점판암으로 구성되며 상부에 약 20 m 두께의 백색 석회암층을 협재한다. 이 석회암은 상위의 풍촌 석회암층과의 경계에서 약 20 m 밑에 있다. 본 층은 상위의 풍촌 석회암층과 호층(互層)을 이루며 풍촌 석회암층으로 점이한다. 지층의 두께는 200 m 정도이다.[21]
  • 단양도폭에 의하면 장산 규암층 위에 정합으로 놓이는 셰일층으로 장산 규암층과 달리 풍화에 약한 셰일점판암으로 구성되어 저지대를 이루어 노두가 잘 나타나지 않는다. 녹회색 셰일, 점판암, 암회색 셰일 등으로 구성되고 사질 셰일과 천매암 등이 수반되며 층리의 발달이 특히 현저하다. 특히 천매암류는 죽령 단층 이남 지역에서 현저하게 발달하는데 이는 화강암류의 관입에 의한 셰일의 변성 작용에 기인한 것으로 보인다. 지층의 두께는 지역에 따라 다소 다르나 대체로 60~100 m로 측정된다. 북동 40~50°의 주향과 북서 60~70°의 경사를 가진다.[22]

풍촌 석회암층 (대기층)[편집]

풍촌 석회암층 중에 발달하는 단양 천동동굴의 모습이다.[46]

풍촌 석회암층(CEp; Cambrian punchon limestone formation, 豊村石灰巖層) 또는 대기(大基)층은 묘봉층 위에 정합적으로 놓이는 탄산염암층이다. 이 지층은 호명 지질도폭 내의 정선군 화암면 호촌리에 위치한 풍촌 마을에 표식적으로 발달해 있어 이곳에서 지층의 이름이 유래되었다. 이 층의 전형적 암상은 층리가 거의 관찰되지 않는 유백색의 괴상 석회암이지만, 지역과 층준에 따라 암상의 차이가 뚜렷하여 암회색이나 담홍색 또는 청회색을 띠기도 하고 하부에서 어란상 석회암과 암회색 셰일이 협재한다. 태백산지구지하자원조사단은 대기층을 풍촌층으로 명명하였다.[1]

  • 태백산지구 지하자원 조사보고서에 의하면 주로 유백색 괴상(塊狀)의 결정질 석회암으로 구성되고 간혹 흑색 셰일을 협재하는 두꺼운 석회암 지층으로 묘봉층을 정합적으로 덮고 화절층에 의해 정합적으로 덮인다. 본 지층의 원래 이름은 대기 석회암층이었으나 조사 당시 호명 도폭의 풍촌 마을에서 본 지층이 양호하게 발달해 풍촌 석회암층으로 명명되었다. 본 지층의 두께는 200~500 m 이다.[15]
  • 정선군 내에서 화암면남면, 임계면 곳곳에 분포한다. 이 층의 구성 암석은 백색-유백색 괴상(塊狀) 석회암, 담회색-회색 석회암, 암회색 석회암, 담회색 백운암 등이며, 주로 담회색 석회암 내 점토 광물의 배열로 인해 엽리가 발달되어 있다. 지층 가운데의 암회색 백운암을 기준으로 상부 석회암대(帶), 하부 석회암대로 나뉜다. 일반적으로 상부 석회암대가 대부분 백색-유백색 괴상 석회암으로 이루어져 있는 주변 광구들과는 달리 화암면의 상부 석회암대는 대부분 담회색-암회색 석회암이 나타나며, 중북부에서 제한적으로 백색-유백색 괴상 석회암이 나타난다. 풍촌층은 천해(淺海)의 환경에서 퇴적된 것으로 보인다. 화암면에서는 약 525∼550 m부터 약 700∼725 m의 사이의 고도를 따라 분포하며 화암리 중심부 일대에서는 남-북 방향을 보이는 두 개조의 단층과 스러스트 단층에 의해 풍촌층이 2회 반복되었고, 단층에 동반된 습곡 작용에 의해 심한 변형을 보이며 복잡한 분포 양상을 나타낸다. 석회암 동굴인 화암동굴이 바로 이 지층에 발달하고 있다.[16][47]
    • 풍촌층 하부 석회암대는 주로 담회색-암회색 이질 석회암이 우세하게 발달되어 있으며, 본 층 상부에 일부 백운암이 협재되어 나타난다.구조적인 변형 작용에 의해 석회암 내의 엽리가 발달되어 있으며, 하부 석회암대의 두께는 약 140m이다. 현미경 관찰 결과 주요 구성 광물은 방해석이며 백운석, 석영, 갈철석이 수반되는 석회암이다.[16]
    • 풍촌층 중부 백운암대는 괴상의 담회색-암회색 백운암으로 구성되며 일부 세일 및 석회암이 협재되어 있다. 대체로 하부에는 암회색 괴상 백운암이, 상부에는 담회색 괴상 백운암이 우세하게 발달하며, 최상부에는 부분적으로 고품위의 백색 석회암이 불규칙하게 협재하여 분포하기도 한다. 화암면에 분포하는 중부 백운암대의 두께는 약 30 m이다. 현미경 관찰 결과 주요 구성 광물은 백운모, 방해석, 석영, 녹니석, 갈철석으로 비교적 방해석의 함량이 높다. 화암리에서는 일부 동서방향을 갖는 스러스트 단층에 의해 반복 분포되는 경향도 있다.[16][47]
    • 풍촌층 상부 석회암대는 화암면에서 주로 담회색-암회색 이질 석회암과 유백색-백색 괴상(塊狀) 석회암으로 구성되어 있다. 대체적으로 하부 석회암대와 암상이 동일한 담회색-암회색 이질(泥質) 석회암으로 구성되어 있으며, 주로 유백색 괴상 석회암이 우세하나 부분적으로 담회색-암회색 석회암이 협재되어 있다. 화암면에 분포하는 상부 석회암대의 두께는 약 45 m이다. 현미경 관찰 결과 방해석을 주요 구성 광물로 갖는 석회암으로 석영이 수반된다. 화암리에서 일부는 동-서 방향을 갖는 스러스트 단층에 의해 반복 분포되는 경향도 있다.[16][47]
  • 정선군 남면 지역의 풍촌 석회암층은 광상과 관련되는 중요한 지층으로 북동-남서 방향으로 발달한 2개 조의 스러스트 단층에 의해 3회 반복되며 넓은 지역에 걸쳐 분포한다. 예미 14호 광구에서는 북동 20~30°방향으로 발달된 역단층에 의해 그 분포가 제한되고 예미 36, 46호 광구에서는 북동 30~70° 방향으로 발달된 후향 스러스트(back thrust)에 의해 그 분포가 제한된다. 예미 24, 25호 광구에서는 예미 스러스트 단층에 의해 풍촌 석회암층이 반복되어 넓게 분포하는데 특히 예미 25호 광구 동편에서는 예미 스러스트 단층에 이끌려 클리페(Klippe) 구조로 화절층 상위에 풍촌 석회암층 하부 석회암대가 충상되어 발달되기도 한다. 이 층은 백색-유백색 괴상 석회암, 담회색-회색 석회암, 암회색 괴상 석회암, 담홍색-잡색 석회암, 회색-담회색 돌로마이트, 암회색 괴상 돌로마이트, 녹회색 점판암 등으로 구성되는데 화절층과의 경계부에는 어란상 석회암(oolitic limestone)이 3~10 m 폭으로 협재되어 있다. 하부에는 회색-담회색 괴상 석회암, 중부에는 회색-암회색 돌로마이트, 상부에는 백색, 담회색-유백색 석회암이 우세하게 발달한다.[43]
  • 평창도폭에 의하면 평창군 대화면 상안미리와 개수리에 발달된 묘봉층 상위에 남북 방향의 축을 가진 소규모의 향사 습곡축을 따라 국부적으로 분포한다. 본 지층은 유백색의 석회암으로 구성되며 묘봉층과 평행한 대상(帶狀) 분포를 보여 주므로 풍촌 석회암층임이 인지된다.[17]
  • 삼척-고사리도폭에 의하면 본 지층은 주로 암회색 내지 청회색, 유백색 석회암돌로마이트석회암으로 구성되어 있는 지층이다. 하부의 묘봉 셰일층과는 정합적이고 점이적인 관계를 가지며, 대기층 또는 대기석회암층이라 불리기도 한다. 노곡면 상월산리 부근에서는 본 층의 최하부에서 어란상(魚卵狀; 물고기 알 모양) 석회암이 있음이 확인되었다. 본 층은 삼척역 인근, 노곡면, 도계읍, 삼척 대이리 동굴지대, 하장면에 이르기까지 넓은 지역에 대상(帶狀)으로 분포하며, 암상에 따라 상, 중, 하부층원으로 구분된다. 본 층의 두께는 190 m 내외이다.[18]
    • 하부층원은 하위로부터 약 20 m 두께의 암회석 석회암, 약 15 m 두께의 암회색 호상-편상석회암, 20 m 두께의 우백색 석회암과 그 최상위에 30 m 두께의 돌로마이트질 석회암으로 되어 있다. 이중 상위와 중위에 있는 암회색과 유백색 석회암은 순수하여 동양시멘트공장에서 석회석의 원광석으로 사용하고 있다.[18]
    • 중부층원은 하위로부터 두께 약 30 m의 담회색 괴상(塊狀) 석회암, 두께 약 20 m의 암회색 결정질 석회암, 두께 약 10 m의 돌로마이트석회암으로 구성되어 있다. 이 중 하위의 담회색 괴상 석회암은 매우 순수하여 시멘트의 우수한 원광석으로 사용되고 있다. 중위의 결정질 석회암은 대리암으로 취급할 수 있는 것도 있으며 이 경우 흔히 담홍색을 띤다.[18]
    • 상부층원은 15 내지 20 m 두께의 호상 석회암으로 되어 있으며 상부로 감에 따라 얇은 층의 셰일을 많이 협재하여 화절층으로 점이한다.[18]
  • 장성도폭에 의하면 묘봉층을 정합으로 덮는 지층으로 유백색, 회백색, 청회색 괴상(塊狀) 석회암으로 구성되며 대체로 결정질(結晶質)이고 층리의 발달이 거의 없다. 묘봉 (서)북측 사면과 묘봉 북동쪽으로 양호한 노출을 보이며 덕풍계곡에서 북서 방향의 단층을 넘어 변위되면서 동북동으로 연장되고 이후 홍제사 화강암 내에 첨멸한다. 본 지층의 분포지에는 카르스트 지형이 형성되어 있는데 묘봉 정상부에서 돌리네와 카렌필드를 볼 수 있다. 지층의 두께는 200~300 m 이다.[44]
  • 태백시 백산 지역에서의 풍촌 석회암층은 대부분 적회색, 백회색, 암회색의 돌로마이트석회암석회암으로 이루어지며, 다른 지역과는 달리 하부에 층리 구조가 잘 나타난다. 노두의 기저로부터 약 65 m 층준에는 돌로마이트질 석회질 역암이 나타나며, 상부에는 결정질 석회암이 나타난다. 노두의 기저로부터 30~50 m 지점에 0.5~1 m 두께의 판상 석회질 역암이 3차례 협재된다.[48]
  • 태백시 동점 지역에서의 풍촌 석회암층은 서쪽에 분포되는 주향 이동 단층의 영향으로 동쪽은 완만한 습곡의 형태로 북동, 북서 방향으로 향사 습곡의 형태로 분포하며 서쪽은 단층의 영향으로 북으로 경사져 있다. 주요 구성 암석은 백색 내지 유백색의 괴상 석회암과 담회-회색 괴상 석회암, 암회색 괴상 석회암 등이다. 풍촌 석회암층 최상부 약 20 m 구간은 백색-유백색의 괴상 석회암이 우세하며 국내 석회석 자원 산업에서 주로 사용되는 층이며, 산업적인 가치는 이 층의 물리적 화학적 분석 결과에 따라 판단된다. 풍촌 석회암층은 평균 200-300 m 정도의 두께를 가지며, 주로 괴상의 밝은색 석회암과 어란상(魚卵狀) 석회암으로 이루어져 있다. 동점 지역에서는 습곡단층의 영향으로 서쪽에는 약 90 m 내외. 동쪽에는 약 110 m 이상으로 나타난다. 이는 북동-남서로 경사하는 습곡의 영향일 것으로 보인다.[19]
    • 풍촌층 하부 석회암대는 동점 지역에 약 90 m 폭으로 관찰되며, 묘봉층의 상위에 정합적으로 분포한다. 동점 지역 서쪽에서는 남-북 주향의 2개 조의 단층에 의한 변화로 연장이 단절된다. 또한 남-북 주향 이동 단층의 동쪽 부분의 풍촌층의 분포 면적이 두껍게 나타나고, 동점 지역내에서의 습곡의 영향으로 습곡축을 기점으로 서쪽은 북동으로 경사 하며 동쪽 날개는 북서로 경사하는 것으로 전반적인 큰 향사가 발달되어 있음을 알 수 있다. 하부 석회암은 주로 담회색-암회색 괴상 석회암이 우세하며, 부분적으로 유백색,백색 괴상 석회암이 발달하며 지층의 두께는 약 90 m 내외 이다. 현미경 하에서 관찰 결과 풍촌층 하부 석회암대는 주로 방해석으로 구성되어 있고 일부 석영, 불투명 광물, 백운석, 금홍석 등이 미량 협재되어 있음을 알 수 있다.[19]
    • 동점 지역 내에서 산업적인 가치가 있는 풍촌층 상부 석회암대는 최상부 약 20 m 구간에 해당되며, 상위 화절층에 의해 정합적으로 덮인다. 연구지역 서쪽에 남-북 방향 주향 이동 단층을 기점으로 풍촌층 하부 석회암과 마찬가지로 단층에 영향으로 연장이 단절되어있다. 또한 남-북 방햐의 주향 이동 단층을 기점으로 동쪽에는 하부 석회암과 마찬가지로 습곡에 의한 분포면적이 두껍게 나타나고 있다. 동점 지역의 풍촌층 상부 석회암대는 그 폭이 20 m 로 비교적 얇게 분포되지만 산업적인 가치가 크다. 암상은 주로 백색~유백색에 괴상(塊狀) 석회암으로 구성되어 있고,일부 담회색 괴상 석회암이 함께 나타나지만 주로 백색~유백색이 우세하다. 남-북 방향 주향 이동 단층의 서쪽 부근에는 단층의 영향으로 인해 상부와 하부의 석회암층의 구분이 쉽지 않다. 현미경 관찰 결과 주요 구성 광물은 방해석이며 석영, 불투명광물, 백운석 등이 미량 포함되어 있다.[19]
  • 옥동도폭에 의하면 본 층은 주로 회색의 괴상(塊狀) 석회암으로서 석회질분(分)의 순도가 높다. 위로 갈수록 백색으로 변하나 약간의 호상(縞狀) 구조를 띠게 되며 상위의 화절층으로 점이한다. 본 층의 상부에는 분대(分帶)가 가능할 정도의 두께와 연속성을 가진 백색 돌로마이트 지층이 협재되어 있다. 본 지층의 두께는 400 m 내외이다.[21]
  • 단양도폭에 의하면 묘봉층 상위에 정합으로 놓이며 얇게 대상(帶狀)으로 발달하는 묘봉층의 서측을 따라 가곡면, 어상천면, 대강면으로 이어지며 대강면 당동리에서 죽령 단층에 의해 약 1.7 km 변위된다. 암석의 구성에 따라 3개 부분으로 나누어진다. 본 석회암층을 구성하는 회색 석회암돌로마이트의 현미경 관찰에 의하면 전자는 대부분이 방해석으로 구성되고 소량의 석영립, 돌로마이트, 자철석, 견운모 등이 수반된다. 지층의 두께는 250~300 m 이다.[22]
    • 하부는 비교적 순수한 석회암으로 구성되며 특히 백색 석회암이 회색 및 청회색 석회암과 호층(互層)으로 협재되어 있음이 특징이다. 석회암은 일반적으로 수 mm 에서 3 cm 내외의 두께로 백색 및 청회색 석회질대와 황갈색 점토질과의 호층에 의해 호상(縞狀) 구조를 이루는 부분이 많고 이들은 곳에 따라 심한 프티그마틱 습곡(Ptygamatic foldong)을 보인다. 이들 호상 석회암 외에 치밀한 결정질 괴상(塊狀) 석회암도 협재되며 이들은 30~50 cm 간격으로 층리면에 평행한 판상 구조를 갖는다. 죽령 단층 이남의 본 석회암은 중생대 흑운모 화강암의 관입에 의한 열변질 작용으로 흔히 사카로이달 조직(Saccaroidal texture)을 보인다.
    • 하위의 석회암대 상부에는 얇은 녹회색 셰일 및 점판암이 불연속적으로 협재된다. 이 점판암류는 층리면에 평행한 판상 벽개면(劈開面)이 현저하며 일반적으로 노두로 나타나는 일이 드물고 5~15 m의 두께를 가지나 곳에 따라서는 첨멸한다.
    • 점판암류 상부에는 돌로마이트로 구성된다. 이 돌로마이트는 그의 풍화면이 타 암석과 달리 흑색의 괴상(塊狀)을 이루고 층리의 발달이 좋지 않으나 야외에서 쉽게 식별된다.
    • 단양군 단양읍 천동리에 위치한 천동동굴이 바로 이 지층에 발달해 있다.[46]

세송층[편집]

세송층(CEs; Cambrian sesong formation, 細松層)은 풍촌석회암층 위에 정합적으로 놓인다. 고바야시(Kobayashi, 1935)는 영월군 산솔면 직동리 직동천을 따라 분포하는 암적색 내지 회색의 슬레이트를 세송층(또는 세송슬레이트층)으로 명명하였다. 세송층은 백운산 향사대의 남쪽 연변부에서는 연속성이 비교적 좋지만, 북쪽 연변부에서는 인지가 어렵다. 이러한 이유로 태백산지구지하자원조사단(GICTR, 1962)은 세송층을 독립된 층으로 인정하지 않고 화절층의 최하부 층원(세송층원)으로 취급하였다. 주로 뚜렷한 엽리를 보여주는 암회색 셰일이 주 암상이며, 석회질 단괴층과 평력암층이 협재하고 상부로 갈수록 세립질 또는 조립질 사암으로 전이된다.[1]

  • 장성도폭에 의하면 풍촌 석회암층 위의 본 지층은 주로 암회색, 녹회색 사암 및 사질 셰일로 구성되나 석회질이며 일부에 충식상(蟲蝕狀) 구조가 나타난다. 대체로 층리가 잘 발달하며 상부의 화절층과의 경계는 점이적이어서 명확하지 않다. 그러나 본 층은 전체적으로는 사질 내지 이질(泥質)이며 화절층은 석회질인 점으로 양 지층을 구분했다. 지층 두께는 150 m 정도이다.[44]
  • 태백시 동점동의 동점동 주변(동경 129°02'41"~129°02'47", 북위 37°05'06"~37°05'23")에는 세송층과 화절층의 노두가 비교적 잘 드러나 있다. 이 지역의 세송층 최하부에는 암회색의 이암 또는 실트암으로 구성된 기질에 수 mm에서 수십 cm의 크기를 가지는 다양한 각력암체들이 포함되어 있는 이암이 40 m의 두께로 드러나 있다. 각력암체들은 재결정된 석회암, 생물 골격을 포함한 괴상의 입자암, 석회질 단괴를 포함한 셰일, 암회색 와케스톤에서 팩스톤 등으로 이루어져 있다. Pseudagnostus sp., Jiulongshaniaregularis, Bergeronites sp. 등의 삼엽충 화석군이 발견된 이 각력암체는 동점 단층의 구조 운동에 의한 것으로 보인다. 세송층 하부와 중부에는 불규칙한 형태를 가진 석회질 단괴를 포함한 셰일이 나타난다. 대체로 1 cm 내외의 두께를 가지며 1 cm 내외에서 수십 cm의 연장성을 가진 단괴들은 수직면 상에서는 층리에 평행한 층상(層狀) 구조를 보이나, 수평면 상에서는 매우 불규칙한 형태로 놓여 있다. 단괴들은 주로 석회질 이암(lime mudstone)이나 와케스톤(wackestone)으로 구성되며, 대부분의 와케스톤 단괴에서는 수평 엽층리가 발달되어 있다. 석회질 단괴와 셰일의 경계는 대게 뚜렷하지만 부분적으로 점이적인 양상을 보이기도 한다. 그리고 석회질 역(礫)들로 이루어진 층을 포함하기도 하고, 석회질 단괴 내에는 삼엽충(trilobites), 완족류(brachiopods), 두족류(cephalopods) 등의 생물골격이 다량 포함되어 있다. 세송층 상부에는 매우 얇은 엽층리가 발달한 암회색의 엽리질 실트암상이 수십 cm에 서 수 m의 두께로, 그리고 세립에서 중립질 사암이 나타난다. 전자는 암회색의 균질한 실트암에 박리성(fissility)이 매우 잘 발달한 셰일과 연속적인 세립질 사암층이 협재되어 있으며, 이들은 탄산염질 성분을 함유하고 있다. 후자는 황갈색이나 암회색의 괴상 형태로 존재하며 부분적으로 엽층리를 포함하기도 한다.[49]
  • 영월군 산솔면 직동리 일대(동경 128°45'14"~128°45'24", 북위37°10'48″~37°10'54")의 세송층의 하부와 중부에는 석회질 단괴를 포함한 셰일이, 중부와 상부에는 매우 얇은 엽층리가 발달한 암회색의 엽리질 실트암상이, 상부에는 석회 성분을 포함한 세립에서 중립질 사암으로 구성되며 이에 더하여 실트 및 셰일로 이루어진 엽층리가 더 잘 나타난다.[49]

화절층[편집]

화절층(CEw; Cambrian Hwajeol formation, 花折層)은 세송층 상위의 지층이다. 고바야시(Kobayashi, 1935)는 영월군 산솔면 직동리 화절치 부근에서 세송층 상위에 정합적으로 놓이는 약 180 m 두께의 석회암과 셰일의 호층대를 화절층이라고 명명하였다. Cheong (1969)은 화절층에 대한 정밀조사를 통해 암상을 기준으로 화절층을 4개의 층원으로 구분하고 하부로부터 세송이회암층원, 하부화절층원, 화절규암층원, 상부화절층원으로 명명하였다. 그러나, 화절층 최하부인 세송이회암층원은 세송층과 동일한 지층이기 때문에 이를 화절층에서 제외시키면 화절층은 3개의 층원으로 구분된다.[1]

  • 태백산지구 지하자원 조사보고서에 의하면 본 지층은 풍촌 석회암층을 정합으로 덮는 셰일, 사암석회암의 누층(累層)으로서 그 하부는 세송리 셰일층(세송셰일층원, 당시에는 세송층을 독립된 지층으로 인정하지 않았다.)으로 세분되어 있으며 주로 셰일사암으로 구성된다. 세송리 셰일층 상위의 석회암은 충식(蟲蝕) 석회암으로 특색 있는 풍화면을 보여 준다. 본 지층의 두께는 180~200 m 이다.[15]
  • 정선군에서는 주로 녹회색 점판암과 담회색 석회암으로 구성되어 있으며, 일부 셰일이 협재되어 있다. 최하부에서는 녹회색-암녹색 사질 점판암, 녹회색 점판암, 담회색 석회암이 반복적으로 나타나며, 상부로 갈수록 담회색 석회암과 녹회색 점판암이 호층(互層)을 이루는 리본암이 우세하게 나타나고, 일부 소규모 습곡이 관찰되기도 한다. 습곡의 영향으로 지역에 따라 지층의 주향 방향 및 경사가 심하게 변하는 경향이 있다.[16][47]
  • 정선군 남면 지역에서는 풍촌 석회암층 상위에 북동 30~60°방향으로 넓게 대상 분포한다. 이 지층은 주로 녹회색 점판암, 담회색 석회암, 회색 판상 니질석회암, 암회색 세립사암, 암회색 사질 점판암, 회색 이회암(Marl) 등으로 구성되며 대체로 하부에는 녹회색-암녹색 사질 점판암, 녹회색 점판암, 암회색 사질 셰일 등이 우세하고, 상부는 담회색 석회암과 녹회색 점판암이 호층으로 발달한다. 이와 같은 암상의 특징에 따라 이 층은 하부 점판암 우세대와 상부 호층대로 세분된다. 하부 점판암 우세대의 중부 구간에는 2~5 m의 회색 석회암과 이회암이 협재되며 평력암(flat pebble conglomerate)도 빈번하게 협재된다. 상부 호층대는 주로 녹회색 점판암과 담회색 석회암이 호층을 이루는 리본암(ribbon rock)으로 구성되며 풍화 양상은 충식 구조(vermicular structure)를 나타낸다.[43]
  • 삼척-고사리도폭에 의하면 하부의 풍촌 석회암층과 점이적이고 정합적인 관계를 가지고 있으며 암갈색 내지 암녹색 셰일 또는 점판암을 주로 하는 하부와 이질 석회암을 주로 하는 상부층으로 구성된다. 도계읍 동부에 넓게 분포하고 하장면 지역에서 풍촌석회암층을 따라 분포한다. 본 층의 두께는 곳에 따라 약간의 차이는 있으나 최대 200 m에 달한다. 고바야시(1966)와 이병수(1988) 등의 연구에 의하면 이 층의 지질 시대는 고생대 상부 캄브리아기에 속하는 것으로 해석된다.[18]
    • 화절층 하부의 셰일/점판암층(세송 셰일층원)은 세송점판암에 대비되는 것으로서 상부의 이질 석회암과 점이적인 관계를 가지며 수직 및 수평분포에 있어서 변화가 심하여 일정한 경계를 설장하기 곤란하여 화절층에 포함되었다. 이 점판암층의 두께는 최대 10 m 에 불과하다. 이 층은 얇은 층의 석회암과 규질암을 협재하기도 한다.[18]
    • 화절층 상부의 이질(泥質) 석회암은 석회질 부분이 렌즈상 또는 단괴상(團塊狀)의 구조를 이루고 있어 그의 풍화표면은 충식(蟲蝕) 석회암의 특징을 이룬다. 본 층 내에는 탄산염 역암 또는 각력암이 지층 사이 또는 불규칙한 형태로 들어 있다. 이들 역(礫) 또는 각력은 여러 종류의 암석으로 되어 있는 경우도 있으나 흔히 한 종류의 석회암으로 되어 있다. 각력들은 석회이암, 어란상 입자암, 이질석회암과 셰일 등이며, 이들은 퇴적물이 고결(固結)되기 전에 재침식, 운반, 퇴적되어 형성된 것으로 해석된다.[18]
    • 고바야시(1966)는 본 층에서, 약 100 종에 달하는 화석을 보고하였으며, 이에 따라 본 층을 하부로부터 Prochuangia, Chuangia, Kaolishania, Dictyites 및 Eooithis zone 의 5개 화석대(帶)로 구분한 바 있다. 이병수와 이하영(1988)은 이 층의 하부에서 Furnishini furnishi, Oneotodus gallatini 등의 코노돈트(Conodont)를 발견한 바 있다. 이들의 연구에 의하면 본 층의 지질 시대는 상부 캄브리아기이다.[18]
  • 장성도폭에 의하면 주로 사질 내지 이질(泥質)암인 것에 비해 세송층에 비해 본 층은 회색 석회암과 회색 석회질 셰일의 호층(互層)으로 층리가 잘 발달한다. 세송층과 평행한 주향과 경사를 유지하며 지층의 두께는 250~300 m 이다.[44]
  • 동점 지역에서 화절층의 주향은 보통 북서-북동 방향이 우세하며, 30-40˚로 지형의 경사와 지층의 경사가 유사한 구조를 보여 화절층이 넓게 분포하고 있다. 연구지역의 암상은 주로 암회색~회색 점판암, 담회색 석회암이 함께 이루어진 리본암으로 구성되어 있다. 최하부 약 5 m 에는 회색 점판암과 암갈색 점판암이 나타나며 최상부에는 일부 갈색 셰일이 협재 되기도 한다. 화절층에는 대체적으로 담회색 석회암과 암갈색 점판암으로 구성된 리본암이 가장 우세하며 지층의 두께는 약 350 m 이다. 현미경 관찰 시 화절층의 리본암의 셰일은 방해석으로 구성되어 있는 탄산염질이며 세립질의 석영이 소량 관찰되며 금홍석과 불투명광물 등이 미량 포함되어 있다.[19]
  • 옥동도폭에 의하면 풍촌 석회암층을 정합으로 덮는 지층으로 석회암셰일이 미세하게 호층(互層)을 이루고 있다. 그의 풍화면은 충식상(蟲蝕狀)을 나타내는 부분이 많다. 노출이 양호한 곳은 김삿갓면 옥동리의 동측 산지이며 옥동천의 남측 절벽에서 잘 보인다. 본 지층에는 빈번하게 셰일층이 협재되어 있다. 두께는 200 m 내외로서 동점 규암층에 의해 정합적으로 덮인다.[21]

원평층[편집]

원평층(Ow; Ordovician Wonpyeong formation, 院平層)은 백운산 향사대 북익부인 석병산 지구 즉 석병산(1052.5 m) 동쪽과 자병산(776 m) 주변, 정선군 임계면 직원리에서 강릉시 옥계면 산계리와 북동리 일부 지역에서 풍촌 석회암층 상위에 정합적으로 놓인 지층이다. 화절층에 대비되는 이 지층은 암회색, 흑회색, 암적색을 띤 사질 내지 석회질 점판암으로 구성되며 현저한 충식상(蟲蝕狀)을 나타내는 점이 특징적이다. 두께는 50~270 m 이다.[15]

  • 원평층은 암층서적으로 기저, 하부, 중부, 상부 4개 층원(member)으로 구분될 수 있다. 원평층을 다른 태백층군의 층과 암층서 및 퇴적환경 측면을 비교 결과, 원평층의 각 층원은 하부부터 세송층, 화절층, 동점층, 두무골층과 대비된다. 원평층은 다른 태백층군의 층보다 얇은 퇴적층이며, 얕은 환경임을 확인할 수 있다. 이러한 결과는, 원평층이 다른 태백층군의 층보다 지역적으로 고지대에 퇴적됨을 알 수 있다. 아래 내용은 박세화(2021)의 논문을 인용한 것이다.[50]
    • 기저층원(두께 18 m)은 탄산염암과 규산 쇄설성암의 혼합된 층원이며, 얇은 엽층리의 와케스톤(Wackestone; 석회암의 일종) 내지 팩스톤(Packstone; 석회암의 일종), 괴상(塊狀)의 사암, 괴상의 입자암, 암회색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤 총 4개의 암상으로 구성되어 있다. 최하부 층원은 하부에 얇은 엽층리 와케스톤 내지 팩스톤을 시작으로 최상부에는 암회색 괴상 와케스톤 내지 팩스톤으로 층원이 구성된다. 최하부 층원의 최하부 구간은 풍촌 석회암층으로 추정되는 유백색의 재결정화 작용을 받은 석회암 상위에 존재하는 얇은 엽층리의 와케스톤 내지 팩스톤으로 설정하였다. 최하부 층원의 최하부 구간은 암회색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤이 퇴적이 되었다. 괴상의 와케스톤 내지 팩스톤의 암상 이후, 상부 구간까지는 괴상의 입자암과 세립질 괴상 사암이 교대하는 형태로 우세하게 존재한다. 입자암과 세립질 사암의 교대는 대체로 수평적으로 연속적인 형태를 보이지만, 일부 구간에서는 수평적으로 불연속적인 형태를 보인다. 이후 최하부 층원의 최상부 구간은 회색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤이 두껍게 존재한다. 본 층원에서는 괴상의 사암과 입자암이 주 암상으로 나타나며, 이 두 암상은 교대하는 형태로 퇴적되었다. 사암의 경우, 수평적으로 연속적인 형태로 입자암과 교대하고 있으며. 수직적으로는 입자암과 명확한 경계를 가지고 있다. 입자암의 경우 대체로 5 cm 이하의 두께를 가지며, 층리에 평행한 형태로 존재한다. 입자암에는 밝은 갈색의 mm의 규모의 엽층리가 발달하고 있으며, 일부 구간에서 재결정화작용을 받은 흔적이 존재한다. 상부로 갈수록 입자암 보다는 사암이 우세하게 존재한다. 최하부 층원의 하부와 상부에는 괴상의 사암과 괴상의 입자암의 두 암상의 교대보다는 괴상 또는 얇은 엽층리의 와케스톤 내지 팩스톤이 특징적이다. 원평층의 최하부 층원은 세송층(CEs)과 유사하다. 동점 지역에 존재하는 세송층은 원평층의 최하부 층원과 유사하게 하부에 탄산염암과 규산쇄설성암의 교대가 빈번하며, 상부에 두꺼운 사암이 존재한다. 상부로 갈수록 사암이 우세하게 존재하는 것도 특징이다. 세송층과 원평층의 최하부 층원은 탄산염암과 규산쇄설성암의 교대 암상이 특징적인 구간이다.[50]
    • 하부층원(두께 25.6 m)은 탄산염암이 우세하게 존재하는 구간이며, 얇은 엽층리의 와케스톤 내지 팩스톤, 층리 와케스톤 내지 팩스톤, 암회색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤, 유백색의 괴상(塊狀) 와케스톤 내지 팩스톤 사이에 얇게 협재된 셰일, 괴상(塊狀)의 사암의 암상으로 구성되어 있다. 하부 층원의 최하부 구간은 암회색의 얇은 엽층리 와케스톤 내지 팩스톤, 최상부는 회색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤으로 구성되어 있다. 하부 구간에서는 결정질 석회암이 회색의 얇은 엽층리 암상 내에 존재한다. 결정질 석회암의 경우, 얇은 엽층리 암상과 경계는 뚜렷하게 구분된다. 장축은 1.5-15 cm의 다양한 길이로 존재한다. 또한, 결정질 석회암은 수평적으로 연속적이지 않고, 불규칙한 형태로 존재하며, 갈색의 엽층리와 평행한 상태로 존재한다. 하부 층원의 중부 구간에서 셰일이 cm의 두께로 유백색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤 내에 존재한다. 셰일의 경우, 석회암과의 풍화 정도 차이에 의해서 노두 내에서는 셰일을 관찰하기 어려웠으며, 일부 석회암의 경우 재결정화 작용을 받은 흔적이 관찰된다. 석회암-셰일 교대암상이 끝난 이후, 최상부 구간에서는 암회색 내지 회색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤의 암상이 우세하게 존재한다. 하부 층원의 주 암상은 암회색 내지 회색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤으로 구성되어 있으며, 일부 구간은 풍화 정도가 심하여 암상을 확인하기 어렵다. 하부 층원의 하부구간에는 녹색의 와케스톤 내지 팩스톤 내에, 검은색의 우상(羽狀) 엽층리와 같은 퇴적구조가 보인다. 그 하부에는 변형구조를 확인할 수 있다. 이러한 우상엽층리를 기준으로 하부에는 갈색 또는 검은색의 엽층리가 우세한 석회암으로 존재하고, 상부로는 괴상의 석회암이 우세하게 퇴적되었다. 원평층의 하부 층원은 화절층(CEp)과 유사하다고 해석된다.[50]
    • 중부층원(22.1 m)은 규산 쇄설성암이 우세하게 존재하는 구간이며, 암상은 괴상의 사암 내에 유백색의 와케스톤 내지 팩스톤의 협재, 층리 사암, 얇은 층리 사암의 암상으로 구성되어 있다. 본 층원은 규산쇄설성암이 우세하게 퇴적된 구간이다. 중부층원의 중부 구간은 전체적으로 다른 퇴적 구조를 볼 수 없는 괴상(塊狀)의 퇴적상으로 존재하며, 최하부 구간에서 사암 내에 얇게 조립질의 석회암에 존재한다. 이러한 조립질의 석회암의 경우 팩스톤의 입자 크기를 보이며, 사암과 뚜렷한 경계를 보인다. 사암 내에 협재 된 팩스톤은 대체로 0.3~1 cm의 두께를 보이며, 지층과 평행하고 연속적인 팩스톤의 경우 대체로 1 cm의 두께를 보인다. 불규칙한 형태로 협재되어 있는 팩스톤의 경우, 1 cm의 이하의 두께로 확인된다. 상부로 갈수록 협재된 석회암의 비율이 적어지고, 이후 약 6 m 이상의 구간에서는 탄산염암을 확인할 수 없었다. 중부 층원에서는 하부에서 대부분 층리 사암으로 퇴적되었다가 상부로 갈수록 얇은 층리 사암이 빈번하게 나타난다. 최상부 구간에서는 얇은 층리 사암에서 층리 사암으로 퇴적되었으며, 지층의 두께가 두꺼워지는 양상을 확인할 수 있다. 본 층원은 주로 괴상의 형태로 얇은 층리 사암과 층리 사암이 퇴적되어 있으며, 다른 퇴적구조를 확인하기 어렵다. 하지만, 최상부 구간(18.2-22.1 m)에서 평행 엽층리를 관찰할 수 있다. 중부 층원은 전체적으로 중립질의 괴상 사암이 우세하게 나타나는 구간으로, 중부층원의 상부와 하부는 괴상(塊狀)의 사암이 존재한다. 원평층의 중부 층원은 동점 규암층과 유사하다고 해석된다. 태백층군 내에서 규산쇄설성암이 우세한 층은 장산/면산층과 동점층 2개 지층이 존재하는데, 원평층 중부 층원의 하부에 세송층과 유사한 퇴적층이 온다는 점과 역질 규암이 오지 않는 점을 바탕으로 장산/면상층 보다는 동점 규암층과 유사하다고 판단된다.[50]
    • 상부층원(59 m)에서는 탄산염암이 매우 우세하게 존재하며, 얇은 층리 와케스톤 내지 팩스톤, 얇은 엽층리 와케스톤 내지 팩스톤, 유백색 괴상(塊狀) 와케스톤 내지 팩스톤, 석회암-셰일(또는 이회암) 교대 암상으로 구분된다. 상부 층원은 유백색의 석회암이 우세하게 존재하며, 주 암상은 얇은 엽층리의 와케스톤 내지 팩스톤과 석회암-이회암 교대 암상이다. 층원의 하부에는 괴상의 석회암이 주를 이루며 퇴적되었다. 하부 구간의 석회암의 경우 유백색 또는 회색의 와케스톤 내지 팩스톤으로 관찰되며, 유백색의 석회암의 경우 얇은 엽층리를 보인다. 석회암-이회암 교대 암상은 하부에서는 일부 망상형태로 교대를 하다가 전체적으로 베드와 평행하게 교대하는 것을 확인할 수 있다. 석회암의 경우 갈색의 얇은 엽층리와 괴상의 형태로 존재한다. 최상부 층원의 하부에 존재하는 석회암-셰일 교대암상은 수평적으로 불연속적인 석회암을 보이다가 상부로 갈수록 연속적인 형태를 관찰할 수 있다. 최상부 층원의 중부 구간부터 셰일이 석회암보다 두껍게 존재하다가 다시 석회암이 두꺼워지고, 다시 한번 셰일이 두꺼워지는 변화를 확인할 수 있다. 석회암-이회암 교대의 암상이 끝난 이후, 괴상의 석회암이 채널형태와 유사한 모양으로 경계되고 있다. 최상부 층원 최상부에 존재하는 괴상의 와케스톤 내지 팩스톤은 하부에 존재하는 유백색의 괴상 와케스톤 내지 팩스톤과 암상 색상이 밝은 회색이라는 점을 제외하고는 유사하다. 원평층의 상부층원은 두무동층(두무골층)과 유사하다고 판단된다.[50]
  • 원평층의 퇴적 환경을 연구한 결과 원평층은 퇴적될 당시 최소 2회의 해침(Transgression)과 해퇴(Regression)가 반복된 지층이며 원평층의 하부에 존재하는 대기층은 완사면 환경(ramp system) 환경에서 퇴적되었다고 보고되었다. 원평층 최하부 층원의 세립질 사암은 해퇴로 인한 퇴적물 공급이 원활한 천해(淺海)의 환경에서 퇴적되었다는 것을 지시한다. 세립질 사암내에서는 해록석(海綠石)이 박편에서 관찰된다. 동점 규암층에서도 나오는 해록석은 해양 환경에서 퇴적 작용이 중단되거나, 퇴적율이 매우 낮았음을 지시하는 지시자이다. 원평층 최하부층원에서 나오는 해록석은 분급이 비교적 나쁜 편이며, 진녹색 혹은 연녹색의 색상으로 관찰된다. 해록석의 형태는 각진 형태로 존재하며, 입자암 내에 생(生)쇄설물이 확인된다. 이러한 생쇄설물은 해류로 인해 여울에 존재하는 생물파편들이 최하부 층원에 퇴적된 것으로 해석된다. 따라서, 원평층의 최하부 층원은 해퇴로 인한 세립질 사암 및 입자암이 유입한 환경인 중부 내지 내부 완사면(mid- to inner ramp)환경으로 해석된다.[50]
    • 원평층 하부층원에서 중부층원으로 전이되면서 점차 규산쇄설성암이 우세한 구간으로 변하는 것이 큰 특징이다. 이는 층이 전이될 때, 해퇴가 지속적으로 발생하는 것으로 해석된다. 지속적인 해퇴로 인해 중부층원 내에서는 중립질의 사암이 매우 우세하게 존재한다. 중부 층원의 중부 구간은 중립질의 괴상(塊狀) 사암이 퇴적되었는데 큰 특징으로는 녹색 또는 적색의 색상이 관찰된다. 이는 녹색 사암이 먼저 생성된 후 담수가 유입되어 담수로 인해 녹색의 사암 내에 존재하는 성분이 산화작용을 받은 것으로 해석된다.[50]
    • 탄산염암이 우세하게 존재하는 상부층원은 중부층원에서 상부층원으로 전이 될 때, 해침의 영향으로 인해 발생한 것으로 해석된다. 유백색의 괴상 또는 얇은 엽층리 석회암이 하부에 우세하게 퇴적되었으며, 상위로 석회암-셰일 교대층이 퇴적되었다.[50]

동점 규암층[편집]

동점 규암층(Od; Ordovician Dongjeom quartzite formation, 銅店 硅巖層)은 화절층 위에 정합적으로 놓이며 풍화에 강한 규암으로 이루어져 절벽이나 능선의 돌출부를 이루는 것이 일반적이다. 이 지층은 태백시 남부의 동점동에서 그 이름이 유래되었다. 백운산 향사대 남쪽 연변부에서 동점층은 횡적으로 잘 연장되지만, 북쪽 연변부에서는 층이 얇아져 인지하기 어려운 곳도 있다. 층의 두께는 최대 50 m로 알려져 있다. 동점층은 주로 암회색 내지 담갈색의 규암사암으로 이루어지는데 곳에 따라 석회질 셰일석회암이 협재한다. 규암을 이루는 광물은 주로 석영(70-95%)이며, 부수적으로 장석, 불투명광물 및 방해석이 포함된다. 석영 입자는 세립질 내지 조립질이고, 원마도와 분급도는 좋은 편이다. 동점층 하부 구간은 세립질 사암층과 셰일층으로, 중부 구간은 조립질 사암층으로, 상부 구간은 세립질 사암층과 얇은 석회암층으로 구성된다. 동점층은 전반적으로 퇴적 구조가 뚜렷하지는 않지만, 곳에 따라 사층리가 관찰되기도 한다. 동점층에서 산출된 화석은 매우 드물지만, 고바야시(Kobayashi, 1960)가 예미 부군의 동점층에서 삼엽충 화석 Pseudokainella iwayai 를 보고하였다. 이후 고바야시(1966)는 화절층 최상부의 Eoorthis 대와 동점층 하부 Pseudokainella가 나타나는 층준의 경계를 캄브리아기오르도비스기의 경계로 보았다.[1] 동점층은 하부에 놓이는 화절층의 코노돈트 연구를 통하여 오르도비스기 초기(Tremadoc)에 퇴적된 것으로 해석된다.

  • 태백산지구 지하자원 조사보고서에 의하면 본 지층은 주로 어두운 색의 규암으로 구성되며 화절층을 정합으로 덮되 뚜렷한 경계선을 가지기도 하나 점이적으로 변한다. 지층의 두께는 보통 40 m 내외이나 얇은 곳에서는 2~3 m 두꺼운 곳에서는 80 m에 달한다.[15]
  • 정선군에서는 담회색 조립 규암, 회색-암회색 중-조립 규암, 암갈색 함철(含鐵) 사암 등으로 구성되며, 최하부의 암갈색 함철사암에서 상부로 가면서 중-조립질의 규암으로 변화하는 특징을 나타낸다. 암갈색의 함철 사암은 퇴적 이후 산화 환경이 형성되면서 철 산화물이 침전된 결과로 해석된다. 규암과 사암은 대부분 석영으로 이루어져 있다.[16]
  • 정선군 남면 지역에서는 화절층 상위에 매우 좁고 길게 분포하며 담회색 조립규암, 회색-암회색 중-조립규암, 암회색 세립사암, 암녹색 점판암, 회색-암회색 점판암, 석회질 사암 등으로 구성된다. 이 층은 최하부의 암회색 세립사암에서 상부로 가면서 중-조립질의 함철규암(사암) 및 석회질 사암(calcareous sandstone)으로 변화하는 상향 조립화 단위층서가 2~3회 반복되는 특징을 보여준다. 각 단위층서의 최상부에 발달하고 있는 암적색의 함철 규암은 이 층준의 퇴적 이후 산화 환경이 형성되면서 철 산화물이 침전된 결과로, 석회질 사암은 퇴적물의 매몰 이후 본격적인 다짐 작용을 받기 전 광범위한 기수(汽水)의 유입에 의해 방해석이 침전한 결과로 해석되어진다.[43]
  • 삼척-고사리도폭에 의하면 화절층과 정합적인 관계를 갖고 있으며, 암갈색 내지 갈회색을 띠는 3 내지 4매의 규암 또는 사암으로 구성되어 있으며, 얇은층의 셰일과 호층(互層)을 이룬다. 본 층은 장산규암층과 마찬가지로 풍화와 침식에 강해 지형적으로 산능선에서 침식면 또는 절벽을 이룬다. 본 층의 하부는 주로 암회색 중립질 규암으로 구성되어 있으며, 얇은층의 암회색 셰일, 회백색 규질 석회암을 협재한다. 본 층의 상부는 주로 암갈색 규암으로 구성되어 있으며 적철석을 함유한다. 본 층의 아래에 있는 화절층이 상부 캄브리아기에 속하고 본 층의 위에 놓인 두무동층이 하부 오르도비스기 중 아레니기안(Arenigian)에 대비되는 것으로 보아, 본 층은 오르도비스기 최하부 트레마도시안(Tremadocian)에 속할 것으로 해석된다. 삼척시 하장면미로면, 신기면 일부 지역에만 좁고 길게 분포한다.[18]
  • 장성도폭에 의하면 화절층, 두무동층 사이에 양호한 연속성을 가지고 절벽을 이룬다. 담황색 규암을 주로 하나 상, 하부에 흑색 사질암을 수반하는 경우가 많고 이때에는 흔히 다공성(多孔性)을 나타내며 적철석층인 경우도 있으나 현저하지 않다. 지층의 두께는 30~50 m 정도이다.[44]
  • 동점 지역의 동점 규암층은 화절층과 상위에 놓이며 정합 관계이다. 동점 지역 북동부에 능선을 따라 협소하게 분포된다. 동점 지역에는 남-북 주향의 2개 조의 주향 이동 단층에 의해 변위된다. 주향 이동 단층을 기점으로 서쪽에는 지층의 경사가 고각으로 발달되어 있고, 단층에 의한 지층의 주향이 동-서 방향과 북동 방향으로 변화되어 분포된다. 동점층은 야외 조사 시에 화절층과 두무동층을 구분하는 지시 지층으로 구분되며 본 층은 주로 유백색의 중~조립의 규암, 암갈색의 함철(含鐵) 사암 등으로 구성된다. 최하부의 암갈색 함철 사암에서 상부로 가면서 중-조립으로 규암의 입도(粒度) 양상이 점이적 변화를 보이는 특징이 있다. 현미경 관찰 결과 동점 규암층의 함철 사암은 대부분이 세립질의 석영과 불투명 광물로 구성되어 있으며, 흑운모, 장석, 갈철석이 미량 포함되어 있다. 동점 지역에서 본 지층의 두께는 약 20 m 이다.[19]
  • 옥동도폭에 의하면 주로 담갈색과 흑색의 규암으로 구성되며 지형에 뚜렷한 돌출부를 나타낸다. 본 층은 단양군 영춘면 동대리 지역에서 심한 습곡 구조를 나타내고 있어 곳에 따라 상이한 지층이 수 매 협재하는 것 같이 보인다. 흑색의 규암은 하위에서 우세하며 상위에서는 담갈색의 것이 현저하다. 지층의 두께는 5~30 m 이다.[21]
  • 단양군 가곡면 대대리 하위골에서는 소수의 습곡 작용에 의하여 지층으로 노출되나 단양군의 남쪽으로 내려오면서 이 층의 식별이 어렵다. 이 지층은 풍화에 강한 규암으로 구성되어 있어 지형적으로 돌기부를 이루는 경우가 많다. 이 지층의 규암은 주로 암회색 내지는 담갈색의 규암으로 구성되며 곳에 따라 암회색 셰일과 담회색 규질 석회암이 규암에 협재된다. 이 지층에서는 화석이 거의 산출되지 않으나 고바야시(1966)는 이 지층 내에 협재된 규질 석회암에서 Pseudokaikella iwayai 그리고 소수의 불량한 화석 파편을 보고한 바 있다. 화석 산출이 빈약해 확실한 시대를 결정하지 못하였으나 상부에 접해 있는 지층과는 층서 관계로 오르도비스기 최하부인 유럽의 Tremadocian에 대비될 것으로 보고하였다.
  • 해록석(海綠石)은 Fe3+/Fe2+의 비율이 높은, 녹색의 칼륨- 알루미나 규산염 광물로 정의된다. 이들은 수심 50~500 m 에 이르는 대륙붕 혹은 대륙 사면에서 퇴적되며 오르도비스기에 가장 많이, 함철(含鐵) 광물의 형태로 산출된다. 해록석은 일반적으로 일반적으로 해수면이 상승되는 동안 형성되며 층서적으로 해양 환경에서 퇴적 작용이 중단되거나 퇴적률이 아주 낮았음을 지시하는 중요한 지시자이다. 동점층에서는 여러 층준에서 해록석이 산출된다. 동점층 하부로부터 2개의 단위층서 최상부 내에 놓이는 함철암 내에서 주로 산출되며 특히 최하부 단위층서의 함철암 내에서 해록석의 산출이 두드러진다. 해록석이 산출되는 동점 규암층 함철암과 해록석의 전암 X-선 회절 분석에 의하면 함철암은 석영, 해록석, 적철석, 자철석, 침철석(針鐵石), 칼륨 장석으로 구성되며 해록석의 K2O 함량은 약 7~9%이다. 동점층의 해록석은 철 산화물(적철석, 자철석, 침철석)에 의해 피복되거나 교대되었다. 이는 해록석이 생성되는 일정 기간 동안 퇴적 작용이 중단된 이후 해수면이 하강하면서 산화 조건의 해수가 유입되면서 형성된 것으로 해석할 수 있다. 해퇴는 해록석이 침철석으로 변질되도록 유도하였으며, 철 산화물이 잘 발달되는 함철암 내의 적색 띠에서 잘 관찰된다. 동점층의 해록석은 대부분이 해퇴(海退) 이후에 일어난 빠른 해침(海浸) 때 혹은 해수면이 최고조에 이르렀을 때 쌓인 퇴적물로 해석되는 층준에 분포한다. 영월군 지역의 영월층군 문곡층은 동점층과 거의 동일한 시기에 형성되었으며, 문곡층에서는 기저에서 약 5~10 m 상부의 여러 층준에서 해록석이 산출된다. 문곡층의 해록석은 동점층의 그것과 유사한 변질 조직을 보이며, 두 지층의 해록석들은 캄브리아기-오르도비스기 경계면 상부의 유사한 층서적 위치에서 산출된다. 이러한 해록석의 산출은 문곡층과 동점층이 퇴적될 당시 거의 비슷한 퇴적 작용의 영향 하에 있었음을 나타낸다.[51]

천동리층[편집]

천동리층(Oc; Ordovician choendongri formation, 泉洞里層)은 단양 지질도폭(1967)에서만 정의된 지층으로 두위봉형 조선 누층군의 화절층과 동점 규암층이 천동리층으로 함께 묶인 것이다. 풍촌 석회암층 상위에 정합으로 놓이며 풍촌 석회암층 분포지역 바로 서쪽에서 대강면 황정리에서 영춘면 동대리에 이르기까지, 풍촌 석회암층과 비슷하게 북동 주향으로 발달한다. 천동동굴(그러나 이 동굴은 조금 더 동쪽인 풍촌 석회암층 분포지역에 위치한다.)이 위치한 단양읍 천동리에서 그 명칭이 유래되었으며 대체로 회색의 충식(蟲蝕) 석회암이 우세하며 이회암 셰일 등이 석회암과 교호하고 본 층의 하부 및 중부에는 4~5매의 얇은 사암층이 협재된다. 본 층의 두께는 200~250 m이다.[35][22][11]

두무동층(두무골층)[편집]

두무동층(Odu; Ordovician Dumudong/Dumugol formation, 斗務洞層)또는 두무골층은 동점 규암층 위에 정합적으로 놓이며, 층의 두께는 150-270 m로 알려져 있다. 두무골층은 회색 또는 녹회색의 석회암 내지 돌로마이트 그리고 이회암 내지 셰일층의 교호로 특징 지어지나 지역에 따라 구성 암석에 차이가 있다. 두무골층의 하부는 주로 세립질 사암과 실트암으로 이루어지지만 상위로 가면서 리본암과 평력석회암이 빈번하게 협재한다. 중부는 이회암과 셰일 그리고 이들과 교호하는 리본암과 평력석회암으로 이루어지며, 상부는 두꺼운 석회질 셰일과 얇은 두께의 리본암과 이회암-셰일이 교호한다.[1]

  • 태백산지구 지하자원 보고서에 의하면 지역에 따라 암상(巖相)이 달라져 주로 셰일로 구성된 곳, 석회암으로 구성된 곳, 셰일과 석회암의 호층(互層)으로 되어 있는 곳으로 구분할 수 있다. 막동석회암층에 의해 정합으로 덮이는 본 지층의 두께는 100~330 m이나 곳에 따라 600 m 이상에 달하는 곳도 있다.[15]
  • 정선군에서는 주로 녹회색 셰일 및 점판암, 담회색 석회암으로 이루어진 리본암으로 구성되어 있다. 화암면의 인접한 광구의 조사 자료를 살펴보면, 두무동층은 하부에서 상부로 가면서 셰일의 협재 빈도 및 두께가 감소한다고 보고되었다.[16]
  • 정선군 남면 지역에서는 동점 규암층 위에 정합으로 놓이며 예미 24호 광구에서는 대상으로, 예미 45호에서는 습곡 구조로 반복되어 넓게 분포한다. 이 층은 주로 녹회색-녹황색 셰알, 황녹색-담회색 석회암, 암회색 판상 석회암 등으로 구성되는데 대체로 하부에는 황녹색 셰일이 우세하고 상부로 감에 따라 담회색-황녹색 석회암이 점차 우세해진다. 이 지층의 최하부에는 암회색의 괴상 또는 판상 석회암이 8~10 m 두께로 발달되어 층서 구분의 건층(key bed)이 되기도 한다. 하부의 셰일이 우세한 구간에서는 평력암(flat pebble conglomerate)이 1~2 m 폭으로 협재되기도 한다.[43]
  • 삼척-고사리도폭에 의하면 삼척시 미로면도계읍 일부 지역에만 작게 분포한다. 도계읍 상덕리 부근에서 조사된 바에 따르면 주로 석회질 셰일과 이질(泥質) 석회암의 호층으로 되어 있어 규암을 주로 하는 동점 규암층과는 비교적 명료한 경계를 갖는다. 본 층의 하부는 충식(蟲蝕) 석회암과 담녹색 내지 황갈색의 셰일의 호층으로 되어 있으며 층리가 매우 발달되어 있다. 상부로 감에 따라 셰일은 적어져 석회암이 우세하게 나타난다. 상부에는 층리가 빈약한 회색의 석회질 이암으로 된 부분이 있는데 이곳에서는 얇은 층의 석회역암을 협재한다. 두께는 최대 150 m 내외로 측정된다.[18]
  • 장성도폭에 의하면 동점 규암층 위에 정합으로 놓이며 충식(蟲蝕) 석회암, 녹회색 사질 셰일, 이회암 및 백색 괴상(塊狀) 석회암으로 구성되며 대체로 층리가 잘 발달된다. 지층의 두께는 200 m 정도이다.[44]
  • 석개재 지역에서는 임도를 따라 남동 방향으로 드러나 있다. 이 지역에서 두무동층의 두께는 200 m이며, 암상(巖相)은 셰일과 탄산염암이 각각 우위를 점한 부분이 반복적으로 순환하여 나타난다고 보고되었다. 이 층은 하부의 동점 규암층과의 경계로부터 상부로 약 73 m 까지는 풍화로 인해 지층의 노두가 불량하다. 지층의 구성 암석에 따라 3개 층원으로 구분되는데, 하부층원은 하부 73 m 까지로 셰일이 우세하며, 두께 60 m의 중부층원은 탄산염이 우세한 암상과 셰일이 우세한 암상이 순환적으로 교호(交互)하며, 두께 70 m의 상부층원은 탄산염이 우세하다. 삼엽충의 화석은 하부층원에서 DikelokephalinaApatokephalus가 풍부하게 산출되며, 상부 층원에서 KayseraspisAsaphopsoides가 산출됨이 보고되었다. 연구 결과 20개의 암석 표품에서 총 171개체의 코노돈트 화석이 산출되었으며 이를 근거로 두무골층 상부의 지질시대는 전기 오르도비스기로 밝혀졌다. 이는 유럽 지역의 중기 Arenigian에, 북미 지역의 Canadian에 대비된다.[52]
  • 옥동도폭에 의하면 석회암과 암회색 셰일이 호층을 이루며 동점 규암층을 정합으로 덮고 막동 석회암층에 의해 정합으로 덮인다. 본 층 하위에는 흑색 사질암이 협재되는데 이는 탄질 내지 석회질 알코스사암이라 할 수 있다. 지층의 두께는 220 m 로 타 지역에 비해 상당히 두꺼운 편으로서 두께가 큰 것은 본 지층 내의 등사(等斜) 습곡 구조에 의한 것으로 믿어진다.[21]
  • 단양도폭에 의하면 하부의 천동리층과 정합적인 관계를 가지며 본 층을 구성하는 암석은 하부의 천동리층의 충식 석회암과 셰일과 유사하나 규암층을 협재하지 않는 것이 다르다. 따라서 암상(巖相)으로 보아 천동리층과 함께 취급될 수도 있겠으나 조선 누층군을 퇴적시킨 옥천 지향사가 천동리층의 퇴적 최후기에는 융기의 최정점에 달하였으며 두무동층을 퇴적시킬 시기에 즈음하여 다시 침강을 하기 시작하였음을 의미하는 것으로서 양 지층을 구분하는데 의의가 있다. 두께는 30 내지 70 m 이다.[22]

막동(막골) 석회암층[편집]

태백시자연사박물관 인근 황지천에 노출된 조선 누층군 막골(막동)석회암층의 노두 사진이다. 구문소 바로 뒤쪽이며, 층리가 선명하게 드러나 있고, 북서쪽을 향해 크게 기울어져 있다. 해당 지역은 백운산 향사대의 남익에 위치한다.

막동(막골) 석회암층(Omg; Ordovician Makdong/Makgol formation, 莫洞 石灰巖層)은 두무골층 위에 정합적으로 놓이며 석회질 이암, 돌로마이트, 층간 석회질 역암, 생쇄설 입자암, 어란상(魚卵狀) 입자암 등의 다양한 탄산염암으로 구성되고 얇은 사암셰일이 협재한다. 지층의 두께는 250~400 m이며, 암상을 기준으로 기저층원, 하부층원, 중부층원, 상부층원으로 구분된다. 기저층원의 두께는 45 m이며 주로 흑회색 돌로마이트로 구성되어 있다. 상부로 갈수록 수 cm 두께의 평력암층들이 수 매 협재한다. 하부층원의 두께는 약 80 m 두께이며 다양한 퇴적구조들을 보이는 석회암층으로 구성된다. 중부층원의 두께는 약 85 m로 석회암층과 돌로마이트로 구성되어 있으며, 층간에 탄산염각력암들이 특징적으로 협재한다. 상부층원은 약 60 m의 두께를 유지하면서 흑회색 석회암들로 구성된다. 막골층 내의 석회암 사이에는 생물 교란 구조, 스트로마톨라이트, 건열, 증발 잔류암(암염과 석고)의 캐스트 등 다양한 퇴적구조들이 관찰된다. 하부는 돌로마이트질 석회암이 우세하고 생물 교란에 의한 반점상 구조가 뚜렷하며, 생물(극피동물, 복족류, 삼엽충 등)의 골격이 관찰된다. 상부로 가면서 돌로마이트가 우세해지고 생물 골격의 함량이 적어지며 그 대신 스트로마톨라이트, 건열, 증발 잔류암의 흔적이 자주 관찰된다.[1] 막동 석회암층은 태백시 동점동구문소 주변에서 잘 관찰되며 구문소의 막동 석회암층에서는 연흔, 건열, 소금 결정의 흔적이 뚜렷하게 관찰된다. 막골층은 퇴적구조 및 암상관찰에 근거하여, 조간대(tidal flat) 환경에서 퇴적된 것으로 해석되었으며, 막골층의 탄산염암은 해수 및 담수에 의한 속성 작용의 영향을 받았고 해수와 담수의 혼합이 막동 석회암층의 돌로마이트 형성에 영향을 준 것으로 해석되었다.[53]

  • 태백산지구 지하자원 조사보고서에 의하면 본 층의 하부와 중부는 청회색 내지 회색의 평행 구조가 잘 발달된 석회암(두께 400 m 이내)으로 구성되며 대체로 괴상(塊狀)이다. 이 층 상부에는 삼척탄전 지역에서 직운산층으로 알려진 두께 1~50 m의 석회질 셰일층과 그 상위에 두위봉 석회암층으로 알려진 두께 20~80 m의 화석이 많은 석회암층을 두고 있다. 막동 석회암층의 두께는 500 m 내외이나 일부 지역에서 150 m 정도로 얇아지는 곳도 있다.[15]
  • 정선군에서는 정선읍 덕우리와 남면 광덕리, 백룡동굴과 고양산(1152.3 m) 주변에 분포한다. 이 지층은 주로 청회색 내지 회색의 괴상(塊狀) 내지 판상의 석회암으로 구성되며 담회색을 띠는 결정질(結晶質) 돌로마이트질 석회암을 협재하고 상부의 정선 석회암층(Oj)과 정합 관계를 이룬다.[54]
  • 정선군 남면 지역에서는 예미 45호 광구 북서부에서 두무동층과 정합 관계로 능선부에 완만하게 소규모 분포하고, 예미 36호 남동부 조동리-예미리 일대에서는 가사리 스러스트 단층에 의해 풍촌 석회암층 하부 석회암대와 직접 접하며 분포한다. 이 층의 하부는 암회색의 판상 또는 괴상 석회암으로 구성되고 상부는 돌로마이트와 석회암이 교호하면서 발달하는데 이와 같은 암상에 따라 하부 석회암우세대와 상부 돌로마이트-석회암 호층대로 구분이 가능하다. 상부 호층대 구간에는 각력질 석회암이 소규모 분포하는데, 태백산지구 지하자원 조사단(1962)은 이를 예미각력석회암층(Oyb; Ordovician Yemi breccia-limestone formation)으로 명명하였으나 우경식(1977)과 유인창(1997) 등은 예미각력암층의 성인(成因) 및 층서적 고찰을 통해 예미각력암층이 독립된 지층이 아니라 막동 석회암층 상부가 퇴적된 후 속성 작용이나 카르스트 형성과 관련된 용식(溶蝕)-붕락(崩落) 각력암으로 해석하였다. 막동 석회암층은 예미 45호 광구 서부에 북동 25~35°방향으로 발달한 정단층에 의해 그 분포가 제한되는데 단층 동부는 막동층 하부 석회암 우세대가, 단층 서부에는 막동층 상부인 돌로마이트-석회암 호층대가 분포한다. 그리고 예미 36호 광구 남동부 방제리-예미리 일대에서는 예미, 가사리 스러스트 단층에 의해 풍촌 석회암층 하부 석회암대와 직접 접하며 분포한다.[43]
  • 태백시 원동 지역 원동 스러스트 단층 남부에 분포하는 막동 석회암층은 주로 판상 및 렌즈상, 또는 괴상(塊狀)의 돌로마이트질 석회암돌로마이트로 구성되며, 일부 탄산염 각력암이나 평력암들이 협재된다. 일반적으로 막골의 하부층준은 돌로마이트질 석회암이, 상부층준은 돌로마이트가 우세하게 나타나며, 이러한 돌로마이트질 석회암과 돌로마이트들은 속성작용 초기에 일어난 돌로마이트화 작용에 의한 것으로 해석된다. 지층의 두께는 약 400 m이다.[55]
  • 장성도폭에 의하면 지방도 제910호선이 지나는 석개재 부근에서 덕풍계곡에 이르는 지대에 잘 발달되어 있으며 이 지역에서의 막동 석회암층은 하부에서는 괴상(塊狀)이나 상부는 판상(板狀)으로 층리가 양호하며 암흑색을 띠는 경향이 있다. 층의 두께는 200~250 m 이다. 중봉산(739.9 m) 부근의 풍곡 탄광에서는 일부 역단층을 수반하는 동사(同斜) 구조를 이루어 평안 누층군 홍점층의 남, 북측에 반복 노출된다.[44]
  • 석개재에 드러난 막동 석회암층은 약 250 m 두께로 나타나며 임도를 따라 나타난 노두는 최하부와 하부로, 지방도를 따라 나타난 노두를 중부와 상부로 구분한다. 최하부에는 암회색의 괴상(塊狀) 돌로마이트가 수십 m 두께로 우세하게 나타나며 그 위로는 석회질 셰일, 암회색/담회색의 괴상 돌로마이트, 석회질 역암 다양한 탄산염암 퇴적상이 나타난다 석개재 지역 하부 막골층 탄산염암을 대상으로 광물조성, 미세구조 및 지화학적 특성을 분석한 결과, 막동층 최하부는 고염분의 대규모 퇴적수의 영향으로 마그네슘(Mg) 성분이 지속적으로 공급되는 가운데 돌로마이트가 형성되었고, 하부는 담수와 해수의 혼합수 환경에서 속성 유체의 영향을 받았을 가능성이 제시되었다.[53]
  • 옥동도폭에 의하면 주로 회색의 미세한 호상(縞狀) 구조를 보이는 석회암으로서 부분적으로 돌로마이트의 렌즈상(狀) 반점이나 박층(薄層)이 협재된다. 중부에는 수 m 두께의 셰일층들이 협재된다. 상부의 두위봉층에 대비되는 고성 석회암층에 의해 관계 미상으로 덮이며 지층의 두께는 약 500 m 에 달한다.[21]
  • 단양도폭에 의하면 두무동층 위에 정합적으로 놓이고 그의 상부는 홍점층에 의해 부정합으로 덮인다. 죽령 단층 이남에서는 대강면 사인암리, 괴평리 지역에서 화강암 내에 루프 펜던트(Roof Pendent)로 남아 있다. 본 지층의 주향은 북동 40~50°, 경사는 북서 60~70°이나 죽령 단층 부근에서는 단층의 영향으로 주향이 북서 10°로 변한다. 본 지층은 비교적 순수한 양질의 석회암으로 구성되며 석회암 사이에 얇은 층의 돌로마이트가 수 매 협재된다. 석회암은 일반적으로 회색, 청회색의 치밀한 결정질 석회암으로 대체로 엽리상(laminated), 판상(platy) 구조가 발달하고 부분적으로 괴상(塊狀)을 이루나 하위의 두무동층에서 볼 수 있는 충식 석회암 또는 석회질대와 점토층의 호층으로 이루어진 호상 석회암은 협재되지 않는다. 가곡면 금곡리 북부에서는 두께가 20~30 cm인 석회암 역암이 협재된다. 역암의 역은 모두 석회암으로 대부분 원도가 불량한 각력(角礫)으로 그의 장경은 3~4 cm 내외이다. 그의 기질도 석회암으로 되어 있어 양자의 구별이 뚜렷하지 않으나 풍화 표면부에서 역의 주변부를 따라 얇은 점토막이 둘러 쌓여 있다. 석회암 내에 협재되어 있는 돌로마이트는 회백색 또는 담회색중립결정질암으로 보통 괴상(塊狀) 구조로 발달되어 층리의 발달이 불량하다. 이들은 얇은 층이며 5~6매가 설정된다. 죽령 단층 인접부와 그 이남부의 본 층은 중생대 흑운모 화강암의 관입에 의해 재결정되어 등립상(等粒狀; 삭카로이달 구조 Saccaroidal texture)을 이루고 있다. 본 지층의 두께는 죽령 단층 이북에서는 300~350 m 이나 그 이남에서는 250~300 m로 다소 좁아진다. 고바야시(1966)는 이 층 기저부에서 발달한 암회색 석회암에서 삼엽충 및 기타 28종의 대형 화석을 기재하고 이를 북미 오르도비스기 하부 Canadian 통의 중부 내지 하부에 대비시켰다.[22][2]
  • 충청북도 단양군 단양읍 고수리에 위치한 단양 고수동굴이 바로 이 지층 중에 발달한다. 원래 단양군 단양읍 지역에서 막동 석회암층은 고수동굴에서 동쪽으로 약 2 km 들어간 금곡리에 북동-남서 방향으로 분포하나 고수동굴 주변에 발달하는 역단층에 의해 고수리에 막동 석회암층이 한번 더 노출되고 이 막동 석회암층 내에 동굴이 발달한다. 그런데 거의 남-북 방향으로 대상 분포를 보이며 고수동굴을 내포한 막동 석회암층의 하위에 있어야 할 두무동층동점 규암층, 화절층, 풍촌 석회암층을 두지 않고 동굴 동측에서 역단층을 사이에 두고 평안 누층군 고방산층과 접하고 있다. 이러한 사실은 동굴을 포함한 막동 석회암층이 고방산층에 대하여 상대적으로 수백 m 상승하였음을 나타낸다. 막동 석회암의 신선한 면은 청회색의 괴상(塊狀) 석회암으로 보이지만 풍화 표면에서는 두께 1 cm 미만의 두 가지 지층의 호층(互層)으로 되어 있음을 알 수 있다. 이러한 현상은 아마도 각 층의 화학 성분이 서로 다르다는 것에 기인할 것이다. 이러한 풍화 양상 때문에 막동 석회암층은 층리가 잘 발달된 석회암으로 취급되며 고수동굴의 풍화된 벽에서도 관찰된다. 막동 석회암층은 고수동굴 부근에서 남-북 내지 북동 40°의 주향과 북서 30~40°의 경사를 보인다. 막동 석회암층의 두께는 300 m 이다.[56]

석병산 석회암층[편집]

석병산 석회암층(Osb; Seokbyeongsan limestone formation, 石屛山 石灰巖層)은 석병산(1052.5 m)과 자병산(776 m) 일대, 정선군 임계면 임계리 동부와 직원리 북부, 강릉시 옥계면 산계리와 북동리에 비교적 넓게 분포한다. 막동 석회암층에 대비되는 것으로 추정되는 이 지층은 담회색, 청회색의 석회암을 주로 하고 간혹 이회암의 박층을 협재하며 암질은 치밀하고 규질(硅質)인 점이 특징이다. 이 지층은 강릉시 옥계면 일대에 발달하는 북북동-남남서 주향의 역단층들에 의해 반복 노출되어 그 분포 범위가 넓다. 하부의 원평층과의 관계는 부정합적인 것으로 생각된다.[15]

직운산층[편집]

직운산층(Jigunsan formation, 織雲山層)은 막골층 위에 정합적으로 놓이며, 층의 두께는 30~60 m로 알려져 있다. 암상은 주로 흑색 셰일로 이루어지며, 하부에서는 석회질이 우세한 반면 상부로 갈수록 규질이 우세해진다. 암상에 따라 기저, 하부, 중부, 상부층원으로 나누어질 수 있다. 기저부는 주로 석회질 성분을 포함한 흑색 셰일로 구성된다. 하부는 석회질 암석과 흑색 셰일이 교대로 나타난다. 중부는 석회암과 석회암에 약 40 cm 두께로 3~4회 협재되는 충식(蟲蝕; vermicular) 셰일로 구성되며 이 층원에서 많은 수의 두족류와 삼엽충 화석이 산출되어 왔다. 상부는 석회질 셰일을 포함하는 생물 쇄설성(bioclastic)의 그레인스톤(Grainstone)으로 구성된다. 이 층에서는 조선 누층군 중 가장 많은 대형 화석이 산출되는 것으로 유명하며, 특히 화석은 직운산층의 중부 수 m 구간에서 집중적으로 산출된다. 고바야시(1934)는 직운산층에서 필석 2종, 완족동물 3종, 이매패류 13종, 복족류 6종, 두족류 46종, 삼엽충 17종, 그리고 1종의 plumulitids를 보고하였다. 그는 직운산 화석군을 중부 오르도비스기(Middle Ordovician) 달리위리안절(Darriwilian)에 대비하였다.[1][57]

  • 두족류(Cephalopod) 화석은 태백층군의 오르도비스기 지층 중 본 직운산층에서 가장 풍부하게 산출된다. 직운산층에서 산출된 두족류 화석은 총 23 속 51종으로 분류되었다. 51종의 두족류화석에 근거하여 직운산층은 (1) Holmiceras coreanicum - Sactorthoceras makkolense대, (2) Kotoceras grabaui - Wennanoceras subchikunense대, (3) Ormoceras yangi - Ormoceras tanabei대 3개의 군집대(群集帶; Assemblage Zone)로 나누어진다. 이 3개의 군집대는 각각 암층서학적으로 직운산층의 하부, 중부, 상부 층원에 해당한다.[57]
    • The Holmiceras coreanicum - Sactorthoceras makkolense 군집대는 직운산층 하부 층원에서 인지된다. 고바야시(1966)는 막동 석회암층 최상부에 Sigmorthoceras horizon을 주저하며(with hesitation) 설정했는데, 막동 석회암층과 직운산층 사이가 점이적으로 변하기 때문이다. 고바야시는 다음과 같이 언급했다: Sigmorthoceras coreanicum (Kobayashi), Kotoceras frechi (Kobayashi) 그리고 몇몇 다른 종류의 노틸로이드(nautiloids) 화석이 막동 석회암층 최상부 그리고 직운산 셰일층으로 가는 점이대에서 얻어진다. 그러나 막동 석회암층과 직운산 셰일층 사이의 전이대는 점이적이어서 둘을 항상 (명확하게) 구분할 수 없다. 이는 넓은 의미에서 막골층 동물군(fauna)을 직운산 동물군(fauna)에서 분리하기 위해 집중적인 연구를 요구하기 때문이다.[57]
    • The Kotoceras grabaui - Wennanoceras subchikunense 군집대는 직운산층 중부에 해당한다. 직운산 동물군의 가장 특징적인 속(genera)은 endoceroid Kotoceras이다. 한반도북중국 강괴, 시베리아Kotoceras는 그 지질 시대가 중부 오르도비스기로 한정된다. 6종의 Kotoceras가 직운산층 중부에서 식별되며, 이 군집대는 또한 아주 드물지만 Wennanoceras, Endoceras depressum sp. nov., 그리고 Dideroceras meridionale도 포함한다.[57]
    • The Ormoceras yangi - Ormoceras tanabei 군집대는 직운산층 상부에 해당한다. Ormoceras and Stolbovoceras를 포함한 일부 actinoceroid 두족류가 직운산층에서 나온다.[57]
  • 태백시 원동 지역 원동 스러스트 단층 남부에 분포하는 직운산층은 주로 괴상의 흑색 셰일로 구성된다. 막동 석회암층을 정합으로 덮으며 두께는 30~40 m이다.[55]
  • 단양 지역에서 직운산층의 주요 구성 암석은 녹회색 석회질 셰일이며 본 층과 상위 두위봉층의 경계는 야외에서 잘 관찰된다.[2]

두위봉층[편집]

두위봉층(Duwibong formation, 斗圍峯層)은 태백층군의 최상부 지층으로, 영월군 산솔면 직동리와 정선군 남면의 경계에 위치한 두위봉에서 그 이름이 유래되었다. 두위봉층은 하위의 직운산층과 정합적 관계를 이루며, 그 위에는 고생대 후기의 평안 누층군 만항층이 부정합으로 놓인다. 지층의 두께는 약 50~75 m로 알려져 있다. 주로 담회색의 괴상(塊狀) 생쇄설물 석회암과 석회질 셰일로 이루어지며, 간혹 얇은 평력 석회암이 협재되기도 한다. 고바야시(1934)는 이 층에서 완족동물 3종, 이매패류 9종, 복족류 17종, 두족류 11종, 삼엽충 2종, 그리고 해면, 태선동물, 해백합 줄기 등의 화석을 보고하고, 이 화석군을 중부 오오르도비스기(Middle Ordovician) 달리위리안절(Darriwilian) 상부에 대비하였다. 한편, 코노돈트 연구에 의하여 두위봉층 내에서 Plectodina onychodontaAurilobodus ser-ratus 대를 설정하고, 이들을 달리위리안절(Darriwilian) 상부, 그리고 북아메리카의 코노돈트 화석대 5에 대비하였다.[1]

  • 태백시 원동 지역 원동 스러스트 단층 남부에 분포하는 두위봉층은 60-100 m 정도의 두께를 보이며, 평안 누층군에 의해 부정합으로 덮인다. 주로 담회색의 괴상 또는 생쇄설성 석회암으로 이루어져 있으며 평력암 및 단괴상 또는 석회질 셰일들이 협재된다.[55]
  • 삼척탄전 남동부의 두위봉층에서 Actinoceras, Kochoceras, Discoactinoceras, Armenoceras, Nybyoceras, Ormoceras, Orthonybyoceras, Sactorthoceras, Stereoplasmoceras 9속의 두족류 화석과 Rafinesquina 1속의 완족류 화석이 발견되었다.[58]
  • 정선군 남부 사북-고한 지역에서는 암회색 석회암, 암회색 고회질 석회암으로 구성된다. 고토일 근처에서는 판상의 역질 석회암(flat pebble conglomerate)이 협재된다. 이 석회암 내에는 홍조류(紅藻類) 화석이 풍부하게 산출된다. 만항에서 구강동에 이르는 도로변에 분포하는 고회질 석회암에서는 Aurilolobotus aurilobus, A. serratus, Belodella rigida, Tangshanodus sp., Serratognathodus sp. Oistodus sp., Plectodina sp. 등의 코노돈트가 풍부히 산출된다. 두위봉층은 평안 누층군 만항층에 의해 평행 부정합으로 덮인다.[59]

석개재[편집]

석개재(石開岾)는 북위37°04'57.92", 동경 129°07'57.12", 경상북도 봉화군 석포면 석포리와 강원도 삼척시 가곡면 풍곡리의 경계인 고개의 명칭이다. 현재 경북 봉화군 석포면 육송정삼거리에서 삼척시 풍곡면 풍곡리 풍곡교 서단을 잇는 지방도 제910호선 상에 위치하며 임도 및 도로 단면에는 고생대 전기 약 6천만 년 동안 퇴적된 태백층군의 모든 지층―장산 규암층에서 두위봉층까지―들이 연속적으로 드러나 있는, 국내 유일의 지질 단면이다. 한 개 층군(Group)의 모든 지층이 통째로 드러난 곳은 국내에서 이 석개재가 거의 유일한 만큼 지질학적 중요성을 가진다. 이곳과 관련해 지질학 분야에서 총 38편의 국내외 학술 논문들이 발표되었고 세계적인 학자들이 직접 방문하기도 한 석개재 단면은 학술적으로 중요한 곳임에 틀림없으나, 문화재 지정 논의도 이루어진 바 없고 최근 국가지질공원으로 인증된 강원고생대지질공원에도 포함되지 않았다. 천연기념물 지정 기준에 따른 평가 결과 석개재 단면은 다수의 항목에 충분히 부합하지만, 인위적으로 노출된 지질 단면일 뿐 아니라 지질 노두의 멸실 위험이 낮고 경미한 노두 훼손이 단면의 가치를 저해하지 않으며 경관적 가치가 낮기 때문에 문화재 지정의 당위성은 떨어진다.[60] 과거에는 지방도 제910호선 절개 사면이 그대로 드러나 있어 노두를 관찰할 수 있었으나 현재 대부분의 노두는 낙석 방지를 위해 피복되어 관찰할 수 없다. 카카오맵 로드뷰의 과거사진 비교 기능을 이용하면 삼척시 가곡면 쪽에 드러난 도로변의 노두를 볼 수 있다.

석개재의 지질학적 가치

석개재 단면에는 고원생대(Paleoproterozoic) 기반암을 부정합적으로 피복하는 장산 규암층 또는 면산층을 기저층으로 하여 그 위에 묘봉층으로부터 두위봉층까지 약 1,100 m 두께에 달하는 태백층군의 노두가 연속적으로 드러나 있다. 임도 구간에는 남쪽으로부터 기반암~막골층 중부까지, 도로구간에는 막골층 중부~두위봉층이 순서대로 노출되어 있다. 노두가 비교적 최근 노출되었고 지층의 변형·변성이 미약하며 습곡 및 단층 등 지층의 변형을 거의 수반하지 않아 각 지층의 주요 암상(巖相)은 물론 대부분의 지층 경계도 관찰 가능하다. 다만 태백층군을 부정합적으로 피복하는 석탄기 평안 누층군 만항층과의 부정합 경계는 단면상에서 관찰되지 않는다. 석개재 단면에서는 고원생대 기반암과 태백층군의 기저층인 면산층의 부정합 경계면, 동점층 하부에 캄브리아기-오르도비스기 지질시대 경계가 인지되기도 한다. 석개재 단면에서는 다양한 시대의 다양한 화석들이 연구되어 태백층군의 생층서 정립은 물론 태백산분지의 진화, 한반도의 고지리, 특정 분류군(taxon)의 진화계통 이해를 제고하는데 큰 기여를 해왔다. 조선 누층군은 캄브리아기 제2세 동안 전 지구적인 해수면 상승에 의해 대륙지각 연변부의 고도가 낮은 부분을 따라 해침이 발생한 결과 퇴적되었다고 해석된다. 이러한 해석의 근거는 태백층군의 기저층인 장산층 또는 면산층이 선캄브리아 시대의 기반암(화성암 및 변성암)과 부정합적으로 접한다는 사실이다. 석개재 단면에서는 한반도를 이루는 지각에서 현생 이언(Phanerozoic)에 일어난 이 최초의 지질학적 현상의 기록을 볼 수 있다는 데 큰 의미가 있다. 태백층군을 제외한 조선누층군의 다른 층군들은 기저층이 대부분 다른 하부 고생대 층(군) 또는 상부 고생대 평안누층군과 단층으로 접하거나 화강암류에 의해 관입되어 기반암과의 경계를 관찰할 수 없다.[60]

영월층군[편집]

강원도 영월군의 태백층군·영월층군 지질 분포도와 영월 스러스트 시스템(영월 인편상 구조대)의 지질 구조[11]
본 지도는 아래 내용의 이해를 돕기 위한 영월의 지질 분포도이며 정확하지 않으므로 참고용으로만 사용할 것.

조선 누층군 영월층군(Yeongwol group) 또는 영월형 조선 누층군(Yeongwol-Type Joseon supergroup)은 조선 누층군 중 강원도 영월군 지역을 중심으로 분포하고 있는 층군으로, 하부로부터 삼방산층, 마차리층, 와곡층(흥월리층), 문곡층(삼태산층), 영흥층으로 구성된다. 주요 구성 암상은 세립질 규산쇄설성 퇴적암(삼방산층), 탄산염-규산 쇄설성 퇴적암 복합체 (마차리층,문곡층), 얕은 조하대 내지는 조상대 탄산염암(와곡층), 조상대 탄산염암(영흥층)으로 이루어져 있다. 평창 스러스트 단층 동편의 영월층군은 활발히 연구된 반면, 서편의 영월층군은 집중적인 층서 연구가 부족하였다. 태백산지구 지하자원조사단(GICTR, 1962) 등은 평창단층 서편 지역에 대하여 와곡층을 흥월리층으로, 문곡층을 삼태산층으로 부를 것을 제안하였다. 또한, 일부의 연구자들에 의해 평창단층의 동편과 서편의 암상의 구성이나 퇴적시기 및 퇴적환경이 서로 다르게 나타나는 것이 확인되었다. 따라서 평창단층을 기준으로 영월층군은 영월 지역의 퇴적체와 제천 지역의 퇴적체를 층서적으로 분리하는 것을 고려 해야할 필요가 있다. 고바야시(1966)는 영월층군에서 89종의 삼엽충을 보고하였으나, 지난 25년간 분류학적 개정 연구를 통해 산출되는 삼엽충은 총 110종으로 확인되었다. 최근의 영월층군에 대한 보완 연구에 의하여 영월층군에서는 19개의 생층서대가 설정되었으며, 지질시대는 캄브리아기 제3통(Cambrian Series 3)에서 다르윌리안조(Darriwilian)에 걸치는 것으로 해석되었다.[5]

영월층군은 과거 하부로부터 삼방산층(cs), 마차리층(Om), 흥월리층(Oh), 삼태산층(Os), 영흥층(Oy)으로 구분되었으나 현재는 하부로부터 삼방산층, 마차리층, 와곡층, 문곡층, 영흥층으로 구성된다. 하부 3개 층은 캄브리아기에, 상부 2개 층은 오르도비스기에 해당하는 것으로 해석되었다. 최하부의 삼방산층만이 특징적으로 쇄설성 퇴적물을 포함하며, 상부 4개 층은 주로 탄산염암으로 이루어져 있다. 평창단층 동편의 영월층군은 동쪽으로 각동 스러스트 단층, 북쪽으로 상리 스러스트 단층에 의해 경계 지어질 것으로 생각되지만, 남서쪽의 경계는 불분명하다. 이 지역은 남북으로 발달해 있는 마차리 스러스트 단층에 의해 다시 동, 서편에 나타나는 암상의 종류가 다른 분포를 보인다. 마차리 스러스트 단층 동쪽 지역에서는 상부 영월층군과 평안 누층군(영월탄전)의 암석이 함께 나타나지만, 서편 지역에서는 평안 누층군의 암석이 나타나지 않는다.[61]

이들 영월층군이 분포하는 영월군 남면북면 일대에는, '영월 인편상 구조대' 또는 영월 스러스트 시스템라 불리는 남-북 주향의 스러스트 단층들의 집합체가 존재한다. 이는 서쪽에서부터 평창 스러스트, 마차리 스러스트 및 각동 스러스트, 공수원 스러스트 단층과 이들 사이에 비교적 좁은 간격으로 분포하는 남-북 방향 스러스트 단층들로 구성된다. 이들 스러스트 단층들을 따라 고생대 조선 누층군 영월층군이 석탄기-트라이아스기 평안 누층군과 중생대 쥐라기 반송층군 위에 놓이며, 평창 스러스트 단층과 마차리 스러스트 단층 사이의 지역에서 발달하는 스러스트 단층들에 의해 영월층군의 각 지층들이 여러 차례 반복되어 분포하고 이들 트러스트에 수반된 습곡 구조가 발달한다.

영월층군은 하부로부터 삼방산층, 마차리층, 와곡층, 문곡층 및 영흥층의 5개 층으로 세분되는데, 스러스트 판 내에 영흥층이 포함되는지 여부에 따라 반복 양상이 달라진다. 이는 영월 지역의 흥미로운 지질학적 특성으로, 평창 스러스트의 서편 및 마차리 스러스트와 각동 스러스트 사이 지역에서는 조선 누층군 영월층군과 평안 누층군이 모두 반복되며 분포하지만, 평창 스러스트와 마차리 스러스트 사이 지역에서는 평안 누층군이 분포하지 않고 조선 누층군만 트러스트에 의해 반복된다. 특히 이 지역에서는 중앙에 영흥층이 두껍게 분포하는 지역을 기준으로, 동편의 스러스트들은 영월층군 최하부의 삼방산층부터 최상부의 영흥층까지 모든 층서를 반복시키지만, 서편의 스러스트들은 판 내에 최상부의 영흥층은 포함하지 않는다.[62][63]

삼방산층[편집]

삼방산층(cs; cambrian sambangsan formation)은 영월층군 최하위 지층으로, 실트스톤과 셰일, 사암으로 구성되어 있다. 삼방산층의 하부는 주로 적색, 보라색, 녹색 등 여러 가지 색을 띠는 실트스톤과 셰일로 이루어져 있고, 상부는 황회색 내지 녹회색의 세립 운모질 사암과 셰일이 교호한다. 두께는 400 또는 750 m 이상이나 층의 최하부가 노출되어 있지 않고 수많은 단층과 습곡이 지층 안에 존재해 전체 두께에 대해서는 정확한 추정이 어렵다. 삼엽충 화석을 바탕으로 이 층의 형성 시기는 고생대 캄브리아기 중기로 생각된다.[64][61]

  • 서울대학교 지구환경과학부 최덕근 교수는 1999년 삼방산층의 상부에서 산출된 삼엽충 화석을 근거로 2개의 생층서대―삼방산층 하부의 Metagraulos sampoensis와 삼방산층 상부의 Megagraulos semicircularis Zone―를 설정하였으며, 이를 바탕으로 삼방산층의 지질시대를 중기 캄브리아기에 대비하였다. 삼엽충은 오둔골과 삼방산 주변에 드러난 삼방산층 상부에서 얻어졌다. 삼방산 정상에서 남동쪽으로 2 km 지점에 있는 오둔골 단면은 130 m 두께에 녹~갈색의 운모질 사암과 녹회색 셰일로 구성된다. 이 단면에서의 삼방산층은 스러스트 단층에 의해 마차리층과 상, 하부에서 접한다. 약 650 표본의 삼엽충 화석이 영월군 삼방산층의 사암층에서 산출되었다. Metagraulos sampoensis은 오둔골 단면에서 하부 100 m 녹/갈색의 세립사암으로 구성된 구간을 점하고 있으며 상부 20 m에는 보라색/녹색 셰일이 나타난다. 삼엽충 화석은 삼방산층 기저에서 상위 11~15 m 및 51~56 m 부분에서 산출된다. 이 생층서대는 중기 캄브리아기에 대비된다. Megagraulos semicircularis Zone은 삼방산층 기저에서 상위 100~102 m, 112~118 m, 128~129 m 범위의 세립~중립질 녹/갈색 사암에서 나타난다. 이 생층서대는 태백층군 풍촌 석회암층의 Megagraulos Zone에 대비된다.[65]

마차리층[편집]

마차리층(Om; Machari formation)은 삼방산층 위에 정합적으로 놓여 있고, 주로 셰일, 각력석회암(limestone breccia), 점토질 내지 돌로마이트질 석회암(argillaceous to dolomitic limestone) 및 석회암역암(limestone pebble conglomerate)으로 구성되어 있다. 북면 마차리에서 그 이름이 유래되었고 마차리 트러스트 단층 서쪽에서 마차리를 중심으로 남-북으로 길게 분포하며, 남면 연당리를 지나는 남-북 주향 트러스트 단층에 의하여 연당역 서쪽에서 다시 노출된다. 본 층의 일반적인 주향은 남-북 내지 북동 20°이며 서쪽으로 55~75° 경사져 있다. 두께는 약 400 m로 알려져 있으나 200 m 이하라는 의견도 있다.[64][66] 마차리층의 아래에는 삼방산층의 최상부에 해당하는 황회색 사암이 놓이고, 그 위에 마차리층의 최하부에 해당하는 암회색의 돌로마이트질 석회암, 셰일 및 각력 석회암이 놓인다. 마차리층의 중부는 암회색 내지 흑색의 엽리가 잘 발달된 셰일이 대부분을 이루고 얇은 돌로마이트질 석회암층이 협재하기도 하며, 화석이 풍부하게 산출된다. 마차리층의 상부는 암회색의 석회암층과 엽리가 잘 발달된 흑색 셰일 층이 반복되면서 특징적인 호상구조를 보여주며, 이러한 호상구조는 최상부로 갈수록 점점 모호해져서 와곡층의 괴상 돌로스톤(massive dolostone)으로 점이적으로 변한다.[55]

마차리층에서는 삼엽충과 완족동물 등 무척추 동물 화석 이외에도 코노돈트 화석이 산출되며, 이를 근거로 마차리층의 지질시대가 중기에서 후기 캄브리아기에 해당하는 것으로 해석된다.(Kobayashi, 1962; 김옥준 외, 1973; Lee et al., 1991a; Lee and Choi, 1994, 1995, 1996, 1997)

  • 전북대학교의 이수병, 대한지질학회의 최덕근과 이하영은 1991년의 조사에서 마차리층을 암회색-흑색 셰일이 우세하고 곳에 따라 암회색 사암과 석회암이 협재되는 두께 100 m의 하부층원과 회색-암회색 호상(互狀) 석회암으로 구성된 두께 320 m의 상부층원으로 나누고, 마차리층의 코노돈트 화석군을 하부의 Gapparodus bisulcatus-Westergaardodina matsushitai-W. moessebergensis 군집과 상부의 Proconodontus muelleri-Cambrooistodus cambricus 군집으로 나누었다. 하부화석군집은 백운산 향사대의 화절층 하부층원(세송층원)에, 상부화석군집은 화절층의 최하위 생층서대 Proconodontus 대에 대비된다. 이 연구에서 Coelocerodontus kosangloensis n. sp.와 Hertzina ? n. sp.가 새로운 종으로 기재되었다.[67]
  • 서울대학교 이정구, 최덕근 교수는 1994년의 조사에서 마차리층에서 발견된 후기 캄브리아기 초기의 표준 화석 Glyptagnostus 그리고 함께 산출된 삼엽충 화석 총 7종을 기재하였다. 이중 3종(Glyptagnostus reticulatus, Olenus asiaticusPeratagnostus)은 이전의 연구에서 마차리층으로부터 보고되었으며, 3종(Glyptagnostus stolidotus, Aspidagnostus stictusInnitagnostus innitens)은 한국에서 처음으로 기재되는 종류이고, Pseudagnostus leei를 신종으로 보고하였다. 이들의 산출에 의하여 마차리층의 Glyptagnostus 산출 구간에서 하부의 Glyptagnostus stolidotus 대와 상부의 Glyptagnostus reticulatus 2개 생층서대를 설정하였다. Glyptagnostus 화석은 어둔골, 마차리, 덕우, 분덕치 4개 단면으로부터 산출되었다.[68]
    • 어둔골 단면은 삼방산 정상 남동쪽 1.5 km 지점의 임도에 드러나 있으며 이곳에는 마차리층 최하부가 잘 드러나 있다. 마차리층 기저부에는 Olenoides, Tonkinella와 같은 중기 캄브리아기삼엽충 화석들이 산출된다. 불량하게 보존된 Glyptagnostus reticulatus 의 표본은 삼방산층과 마차리층 경계부에서 94 m 상위에 있는 암회색 셰일층으로부터 모였다.[68]
    • 마차리 단면은 마차리 마을 동쪽 1 km 하천변에 드러나 있으며 마차리 스러스트 단층에 의한 평안 누층군과의 경계에서 44 m 상위의 흑색 셰일층에서 Glyptagnostus reticulatus, Aspidagnostus stictus, Innitagnostus innitens 그리고 Olenus asiaticus가 산출되었다.[68]
    • 덕우 단면은 마차리 마을 남쪽 2 km 에 위치하며 마차리층 160 m가 드러나 있다. 마차리 스러스트 단층에 의한 마차리층과 평안 누층군과의 경계에서 53~61 m 상위의 흑색 셰일층에서 Glyptagnostus의 표본이 산출되었다. 상위 53 m 부분에는 Glyptagnostus stolidotus, Pseudagnostus leei n.sp. 가 발견되었고, 상위 58~61 m 부분에는 Glyptagnostus reticulatus, Olenus asiaticus, Aspidagnostus stictus, Innitagnostus innitens 그리고 Peratagnostus obsoletus 가 산출된다.[68]
    • 분덕치 단면은 덕우 단면 남쪽 1 km에 위치하며 63 m 두께로 드러나 있다. 화석은 주로 기저부에서 2~5 m 및 55.5~56 m 부분에서 얻어졌다. 하부 층준에서는 Glyptagnostus reticulatus, Olenus asiaticus, Aspidagnostus stictus, Innitagnostus innitens 그리고 Peratagnostus obsoletus이 산출되며, 상부 층준에서는 Proceratopyge rotundum, Irvingella sp., Eugonocare Iongifrons, Erixanium sp., Peratagnostus sp. 그리고 Pseudagnostus sp. 가 산출되었다.[68]
  • 서울대학교 이정구, 최덕근 교수는 1995년 영월군 마차리 지역에 분포하는 마차리층의 중부에서 산출된 후기 캄브리아기 삼엽충을 분류, 기재하였다. 3개의 단면으로부터 다음과 같은 11속 15종의 삼엽충을 동정하였고, 이 중 3종을 신종으로 보고하였다 : Innitagnostus inexpectans, Innitagnostus sp., Pseudagnostus idalis, Phalagnostus minor, Peratagnostus obsoletus, Kormagnostella sp., Proceratopyge tenue, Proceratopyge elongata n.sp., Eugonocare langifrons, Erixanium similisErixanium sp. 이들 화석의 산출을 근거로 하부에서부터 Proceratopyge tenue, Hancrania breviliumbata 그리고 Eugonocare langifrons 3개의 생층서대를 설정하였으며 이들은 호주의 Idamean, 북아메리카의 Dresbachian에 대비된다. 이들 화석은 마차리 스러스트 단층 바로 서편의 마차리, 덕우, 분덕치 단면에 드러난 마차리층의 암회색/흑색 셰일과 암회색의 돌로마이트질 석회이암(dolomitic lime mudstone)으로부터 산출되었다.[69]
    • 마차리 단면은 마차리 마을 동쪽 1 km 하천변에 드러나 있으며 흑색 셰일(laminated black shale)과 석회암(shale-parted limestone)이 나타난다. 지표에 드러난 부분은 마차리 스러스트 단층에 의한 평안 누층군 미탄층과의 경계(이하 지층 경계)에서 40 m 상위 부분부터로 그 아래는 지표 밑에 덮여 있다. 잘 보존된 Glyptagnostus 종과 기타 삼엽충(Olenus asiaticus, Aspidagnostus stictus, Innitagnostus innitens)들은 지층 경계에서 상위 44~46 m 구간에서 얻어졌다.[69]
    • 덕우 단면은 마차리 단면 남쪽 2 km에 위치하며 마차리층 160 m가 드러나 있지만 화석은 지층 경계에서 상위 53~149 m 구간에서 산출된다. 이 단면에서의 마차리층은 흑색 셰일(laminated black shale)과 석회암(shale-parted limestone), 얇은 암회색 석회암 등으로 구성된다.[69]
    • 분덕치 단면은 덕우 단면 남쪽 약 1 km에 위치하며 분덕치-A, 분덕치-B 2개 부(副)단면(sub-section)으로 구성된다. 분덕치-A 단면에서의 마차리층은 75 m가 드러나 있으며 주로 암회색~흑색 셰일(laminated dark gray to black shale)과 석회암(shale-parted limestone)으로 구성된다. 삼엽충은 하부에서 2~5 m, 13~13.5 m, 38.5~40 m, 55.5~56 m 구간에서 산출된다. 이곳에서 북서쪽으로 250 m 지점의 분덕치-B 단면에는 암회색~흑색의 석회암(shale-parted limestone)으로 구성된 마차리층 10 m가 드러나 있다. 삼엽충은 기저에서 2.5~8 m 부분에서 산출된다.[69]
  • 서울대학교 이정구, 최덕근 교수는 1996년 영월군 북면 가매실 지역에 분포하는 마차리층에서 보존 상태가 좋은 후기 캄브리아기 삼엽충의 화석 6속 6종을 발견하였다. 이 화석군은 3종의 아그노스티드 삼엽충(Trilobagnostus sp. cf. T. hisakoshii, Pseudagnostus sp. 및 Agnostid gen. et sp. indet.)과 3종의 폴리메리드 삼엽충(Proceratopyge gamaesilensis, Pseudoyuepingia asaphoidesParabolinites sp.)으로 구성되며, 이 중 Proceratopyge gamaesilensis을 신종으로 보고하였다. 이 화석군은 후기 캄브리아기 중기를 지시한다. 삼엽충 화석이 산출된 곳은 가매실 마을 부근의 가매실 단면(북위 37°18'24", 동경 128°26'01")이며 이곳에는 주로 석회암(shale-parted limestone)과 흑색 셰일(laminated black shale)로 구성된 마차리층 상부 28 m가 드러나 있다. 단면의 하부 12.5 m 구간은 주로 석회암(shale-parted limestone)으로 구성되고, 나머지 15.5 m 구간은 셰일과 석회암이 교호한다. 화석은 단면 기저부에서 10.5~12 m 상위에 위치한 2개 층준의 흑색 셰일 내지 석회암에서 산출된다.[70]
  • 서울대학교 이정구, 최덕근 교수는 1997년 영월군 지역 마차리층의 Glyptagnostus reticulatus 대에서 후기 캄브리아기 삼엽충 Proceratopyge sp. cf. P. tenue (Kobayashi, 1962)의 산출을 보고하였다. 이 연구에서 논의된 표본은 마차리 부근의 덕우 단면에 분포하는 마차리층의 석회암에서 산출되었다. 이들은 현재까지 한국에서 산출된 Proceratopyge속 중 가장 오래된 것이다.[71]

흥월리층 (와곡층)[편집]

와곡층(wagok formation) 또는 흥월리층(Oh; Ordovician heungweolri formation)은 마차리 트러스트 단층의 서편에 주로 노출되며, 마차리층 위에 정합적으로 놓인다. 주로 괴상의 담회색 내지 회색 돌로스톤으로 구성되어 있다. 고바야시(1961, 1966)는 와곡층에서 산출된 보존이 불량한 완족동물 및 삼엽충 화석을 근거로 와곡층의 지질시대를 최후기 캠브리아기로 제시하였으나, 태백산지구지하자원조사단(1962)은 이를 흥월리층으로 명명하고 이 층의 시대를 전기 오르도비스기로 보았다. 와곡층의 두께는 약 500 m로 알려져 있었으나, 와곡층의 두께가 250 m를 넘지 않을 것이라는 의견도 존재한다.[64][61]

삼태산층 (문곡층)[편집]

문곡층(mungok formation) 또는 삼태산층(Os; Ordovician samtaesan (Mt) formation)은 와곡층 위에 정합적으로 놓이며, (임/청)회색 석회암, 석회질 돌로마이트, 돌로마이트, 적은 양의 셰일과 함께 이회암(marl), 석회암 역암(limestone conglomerate) 및 얇은 층의 석회암-셰일 교대상으로 이루어진다. 마차리 부근의 석회암은 주로 치밀한 괴상(塊狀) 석회암이고 상, 하부에 약간의 석회암력으로 된 역암을 포함하고 상부에 점토질 괴상 석회암이 포함되어 있다. 본 층의 상, 하부 경계는 각각 와곡층(흥월리층)과 영흥층의 돌로마이트질 석회암과 접하여 있으므로 지질 경계는 쉽게 구별된다. 이 지층의 석회암은 해백합, 삼엽충, 완족류 등의 파편으로 구성되며, 이 지층에서 산출된 코노돈트 화석에 근거하여 지질시대는 전기 오르도비스기의 트레마도시안(Tremadocian) 시기임이 밝혀졌다. 본 지층은 영월삼거리 부근에서 북동 25~30°의 주향과 북서 50~60°의 경사를 보이며 마차리 부근에서는 북동 40~50°의 주향과 북서 50~65°의 경사를 보이고 등사 습곡과 스러스트 단층에 의해 주향과 평행한 방향으로 2회 반복하여 노출된다.[64][61][72][73]

  • 연세대학교 지질학과의 원문주, 이하영은 1977년 영월군 북면 마차리에 발달된 문곡층에서 산출되는 코노돈트 화석을 연구하고, 문곡층의 코노돈트 화석군은 상부 트레마도시안(Tremadocian)에 속하며 삼척시의 화절층 상부(?)의 화석군과 대비된다는 사실을 알아냈다. 연구에서 코노돈트 화석은 모두 232개체가 산출되었는데 식별이 가능한 화석은 190개체이다. 코노돈트 화석은 대체로 상부보다는 하부에서 많이 산출되었으며 최상부에는 매우 적다. 화석들은 11속 34종으로 분류되었으며 문곡층 전반에 걸쳐 고른 분포를 보여 화석대를 형성하지 못한다. 화석군에는 Drepanodus, Oneotodus, Scolopodus 등이 우세한 것으로 보아 하부 오르도비스기의 화석군임을 나타낸다. 화석군 중 Acontiodus staufferi, Acontiodus iowaensis, Scolopodus quadraplicatus, Scolopodus triplicatus, Scolopodus gracilis등은 모두 상부 트레마도시안(Tremadocian)에서 하부 아레니시안(Arenigian)의 층서 범위에서 산출되어 비교적 한정된 범위를 지시한다. 특히 Acanthodus, Drepanodus tenuis, Drepanodus concavus, Oneotodus gracilis 등은 상부 트레마도시안(Tremadocian)에서 최하부 Arenigian에 걸쳐 산출되는 것으로 드물게 하부 및 중부 트레마도시안과 하부 Arenigian에서 산출된다. 그밖에 하부 Arenigian 지층에서 보고된 바 없는 Oneotodus nakamurai, Oistodus minutus, Oneotodus cf. rotundatus, Paltodus utahensis, Acontiodus nogami in, gen. et. sp. A(?) (Acontiodus cf. propincus by Müller) 등은 트레마도시안(Tremadocian)까지만 산출되는 것들이다. 또한 하부 Arenigian을 지시하는 표준 화석이 없어 본 화석군은 트레마도시안(Tremadocian)에 한정된 화석군임을 알 수 있다. 그러나 본 층 상부의 화석은 산출량이 적기도 하지만 대체로 Oistodus minutus를 제외하고는 적어도 최하부 Arenigian까지 계속되는 것으로 보아 상부 한계를 명확히 할 수는 없고 다만 최하부 Arenigian까지 달할 수 있는 것으로 보인다. 예외적인 것은 Oneotodus nakamurai으로, 이것은 세계 여러 지역에서의 보고에 따르면 대체로 상부 캄브리아기부터 하부 트레마도시안(Tremadocian)까지 산출되며 호주 지역에서 중부 트레마도시안까지 보고되어 있다. 그러나 문곡층 하부로부터 상부 트레마도시안에 해당하는 화석이 산출되었기 때문에 Oneotodus nakamurai 한 종에 의하여 본 층의 지질시대를 하부 트레마도시안으로 정할 수는 없다. 본 층에서 Oneotodus nakamurai가 산출된 것은 문곡층의 층서 범위가 상부 트레마도시안까지 연장된 것으로 보아야 한다.[73]
  • 박기현, 최덕근, 김정환은 1994년 문곡층에서 리본암(ribbon rock), 입자암(grainstone to packstone), 평력석회암(flat-pebble conglomerate) 및 이회암-셰일(marlstone to shale)의 4개의 암상(巖相)을 인지하고, 이 암상의 층서적 산출에 근거하여 문곡층을 (비공식적으로) 하부로부터 기저층원(basal member), 하부층원(lower member), 중부층원(middle member) 및 상부층원(upper member)의 4개 층원으로 구분하였다. 45 m 두께의 기저층원은 주로 리본암과 입자암으로 구성되며 부수적으로 얇은 각력석회암층이 협재한다. 하부층원은 30 m 이상의 두꺼운 괴상(塊狀)의 암회색 돌로스톤으로 구성된다. 두께 35~60 m의 중부층원은 리본암과 평력석회암이 교호(交互)한다. 두께 50~60 m의 상부층원은 리본암, 입자암, 평력석회암, 이회암, 셰일의 암상이 관찰되며 이회암과 셰일이 빈번하게 출현한다. 화석의 산출은 기저층원의 최하부와 상부층원의 하부에 국한되며 논문에서는 이들을 각각 화석군 A와 B로 명명하였다. 문곡층 기저층원의 화석군(화석군 A)에서 산출되는 삼엽충 Yosimuraspis, Jujuyaspis, Pseudokainella 등은 전기 트레마도시안(Tremadocian)의 시기를 지시하며, 문곡층 상부층원의 화석군(화석군 B)는 대부분 후기 트레마도시안 시기에 전 세계적으로 넓게 서식하였던 삼엽충들로 구성된다. 이 연구의 부수적인 성과로 마차리 스러스트 단층 서부 지역의 기와골과 두목 지역에서 화석군 A를 산출하는 문곡층의 기저층원을 확인함으로서 기존에 알려졌던 모하리 스러스트 단층을 인정하는 한편 새로운 단층으로 두목 스러스트 단층을 설정하였다.[74]
  • 서울대학교 지질과학과의 김동희, 최덕근은 1999년 영월군 북면 성황동 부근에 분포하는 문곡층 중부에서 전기 오르도비스기 삼엽충 Leiostegium을 발견 보고하였다. 화석 산지는 북위 37°16'58", 동경 128°26'09"에 위치하며 이 단면에는 문곡층 하부, 중부, 상부층원이 136 m 두께로 드러나 있다. 삼엽충 화석은 중부층원 최하부의 암회색 리본암으로부터 얻어졌다. 이 화석 산지에서는 Leiostegium과 함께 Kainells가 산출되는데 이로서 문곡층 중부 화석군의 지질시대가 중부 트레마도시안이라는 결론이 확고해졌다.[75]
  • 전북대학교 지구환경학부의 이병수, 이종덕은 1999년 영월군의 골마차, 성황촌, 모하리 3개 단면에서 코노돈트 생층서를 연구하고 문곡층의 4개 층원 가운데 두번째 층원을 제외한 나머지 층서 구간에 대하여 잠정적인 4개 코노돈트 군집대를 설정하였다. 영월 지역의 캄브리아기-오르도비스기 경계는 첫째 군집대 바로 아래 문곡층 기저 가까운 층준에 놓일 가능성이 있다.[76]

영흥층[편집]

영흥층(Oy; yeongheung Formation)은 영월층군 중 최상위층이며 문곡층 위에 정합으로 놓이고 석탄기-트라이아스기의 평안 누층군에 의해 부정합으로 덮힌다. 주요 구성 암석은 회색, 암회색의 세립 돌로마이트, 돌로마이트질 석회암 및 석회암이며 일반적으로 하부는 담회색 내지 암회색의 괴상의 돌로마이트가 두껍게 나타난다. 영흥층 내에 협재된 회색 석회암은 그 품위가 높아 석회석 자원으로서의 가치가 높으나 그 매장량은 많지 않다. 영흥층의 두께는 약 400 m 또는 750 m 로 추정되어 왔다. 주로 영월읍 영흥리와 삼옥리에 넓게 분포하며 그 서쪽의 지역에서 스러스트 단층들에 의해 다시 출현한다. 영월읍 물암골 지역의 구채석장에서는 영흥층의 최상부 돌로마이트스러스트 단층에 의해 요봉층 위로 올라와 있다. 영흥층에서 대형 화석은 드물게 산출되며 보존 상태도 불량한 편이지만 영월읍 삼옥리 일대에 분포하는 영흥층에서 중기와 후기 오르도비스기를 지시하는 코노돈트 화석이 산출됨이 보고된 바 있다.[64][61][72]

  • 영흥층은 일반적으로 화석의 산출이 많지 않은 것으로 알려져 있지만, 고바야시(1966)가 삼엽충, 완족류 및 두족류 화석을 보고하였고, 이들 화석에 근거하여 영흥층의 지질시대를 중기 오르도비스기로 제시하였다.
  • 연세대학교 지질학과의 이하영은 1979년 영흥층에서 영월군 내 4개 지역에서 200여 개의 코노돈트 화석을 채취하였다. 산출된 코노돈트는 17속 29종의 단일종과 1종의 복합종(Multi-element species)으로 분류되었고 이들은 북미 중부대륙의 중상부 오르도비스기의 제6 내지 제7 화석대에 대비되며 이미 보고된 바 있는 국내의 중부 오르도비스기 화석군과의 비교 결과 막동 석회암층의 상부 화석군 두위봉 석회암층과는 각각 6종 및 5종의 공통 종이 산출되었다. 따라서 영흥층의 지질시대는 북미의 중부 오르도비스기의 Porterfieldian 하부와 Llandeilo 상부 내지 카라도시안(Caradocian) 하부에 해당할 것으로 보인다. 연구에 사용된 삼엽충 화석 표본들이 산출된 곳은 다음과 같다: 암회색 돌로마이트질 석회암으로 구성된 마차리 북동방 2.2 km의 마차리-밤치 단면, 암회색 돌로마이트질 괴상 석회암으로 구성된 마차리 서방 1.2 km의 마차리-오만동 단면, 명둔재 서방 2.8 km의 평창-미탄 간 단면, 암회색 돌로마이트질 석회암으로 구성된 남면 연당초등학교 남부 및 서부지역의 단면.[77]
  • 이성주(1990)는 영흥층에서 3개의 코노돈트 화석군을 인지하고 그 지질시대를 오르도비스기인 중기 아레니그(Arenig) 내지 초기 카라독(Caradocian)으로 제시하였다.
  • 서울대학교의 최덕근과 정경완은 1990년 영월군의 삼거리(현재의 북면 문곡리)의 국도 제31호선 부근에 드러난 영흥층 하부에서 아레니그 시기의 코뉴라리드(conularid) 화석을 보고하였다.[78]
  • 최덕근과 정경완은 1993년 현재의 영월군 북면 문곡리 남부에 해당하는 지역에 드러난 영흥층 하부에서 총 16속 25종의 생흔 화석을 발견하고 생흔화석군과 퇴적학적인 증거들을 통해 영흥층 하부가 퇴적될 당시의 환경은 얕은 대륙붕 혹은 석호(潟湖)였던 것으로 추정하였다.[79]
  • 안동대학교의 이동진과 서울대학교의 유찬민은 1993년 영흥층의 중부 층준으로부터 오르도비스기의 스트로마토포로이드(stromatoporoid) 화석을 보고하였다. 연구의 대상이 된 화석들은 영월군 북면 문곡리, 천연기념물 제413호 영월 문곡리 건열구조 및 스트로마톨라이트가 위치한 곳 서쪽인 국도 제31호선 도로변과 인접 하상에 노출된 영흥층의 중부 층준(이하 남교 단면)에서 채집되었다. 측정 두께 약 100 m의 남교 단면에서는 트인 천해 환경(shallow ramp facies)에서 조간대 환경)(peritidal facies)으로 변해가는 상향 천해화 퇴적상이 수 차례 반복된다. 스트로마토포로이드 화석을 함유하는 세 낱층(beds)은 상대적으로 수심이 깊었던 간기(interval) 중에 퇴적된 것으로 흔히 해백합(crinoid ossiscles)과 두족류의 파편이 수반되는 것으로 보아 비교적 큰 에너지의 트인 천해 환경에서 퇴적된 것으로 보인다. 영흥층에서 산출된 스트로마토포로이드 화석은 Lebchia regularis에 속하며 이는 평안남도 강동군 만달면 승호리 부근에 분포된 운학층과 남만쥬 지역의 Toufangkou limestone 상부 층준에서 보고된 바 있다. 이는 late Llanvirnian에 해당하는 것으로 생각되며 이는 코노돈트 미화석을 통한 생물 층서학적 연구 결과와도 일치한다.[80]
  • 한국교원대학교의 김정률, 서용석, 강원대학교의 박수인은 1993년 영월군 북면 문곡리의 남교 부근(북위 37°15'20", 동경 128°26'10"; 영월 문곡리 건열구조 및 스트로마톨라이트 부근)에 12 m 두께로 드러난 영흥층 중부의 고회질 이암에서 생흔화석 Lockeia의 산출을 보고하였다.[81]

천연기념물 제413호 영월 문곡리 건열구조 및 스트로마톨라이트는 강원도 영월군 북면 문곡리, 영흥층 하부에 해당하는 연덕천 동쪽 절벽 일대에 발달한 높이 13.5 m, 폭 16 m 규모의 층리면에서 나타난다. 이 절벽에는 스트로마톨라이트와 건열 구조가 잘 발달되어 있어 퇴적 당시의 환경을 잘 보여 주고 있다. 스트로마톨라이트는 일반적으로 수온이 따뜻하고 햇빛이 잘 드는 적도 주변의 얕은 바다에서 만들어지는 화석으로, 이로부터 이들 스트로마톨라이트가 현재의 위치가 아닌 고생대 적도의 바다에서 형성된 후 이곳까지 이동해 왔다는 것을 지시한다. 건열 구조는 퇴적물이 대기에 노출되어 물이 증발하여 마르면서 갈라지기 때문에 만들어지는 퇴적 구조이다. 이것은 문곡리의 퇴적 지층이 형성된 곳이 매우 얕은 바다의 조간대 환경임을 말하고 있다.[82]

문화재청에서는 이 구조에 대해 "영월 문곡리의 건열구조 및 스트로마톨라이트는 당시의 퇴적환경을 잘 보여주고 있어 학술적 보존가치가 매우 크다"고 기재하고 있다. 충남대학교 지질환경과학과의 이정현 교수는 2020년 연구를 통해 "영월 문곡리 건열구조 및 스트로마톨라이트"는 생물 기원의 증거가 전혀 없고, 스트로마톨라이트에서 특징적으로 나타나는 위로 볼록한 엽층리 구조를 보이지 않아 스트로마톨라이트라는 명칭을 부여하는 데 문제가 있다고 지적하였다. 횡단면에서 아래쪽은 평평하고 위쪽은 불룩한 일반적인 스트로마톨라이트와는 달리 이 구조는 층리면 상부뿐만 아니라 하부 또한 올록볼록한 형태를 보인다. 비록 돌로마이트화 작용에 의해 대부분의 일차퇴적구조는 지워졌으나, 박편 및 슬랩 관찰 결과 이 구조 내부에 침식면 및 상향세립화 구조가 존재한다는 것을 확인하였다. 이러한 연구 결과는 문곡리 스트로마톨라이트가 생물 기원이 아니라는 것을 지시하며, 물리적인 퇴적 작용에 의해 이 구조가 생성되었을 가능성을 시사한다.[83]

태백층군, 영월층군 간 지층 대비표[5]
지질 시대 태백층군 영월층군
지층 화석 지층 화석
오르도비스기
443.8–485.4 Mya
후세
443.8–458.4 Mya
Hirnantian -
Katian
Sandbian
중세
458.4–470.0 Mya
Darriwilian 두위봉층 - 영흥층 -
직운산층 Dolerobasilicus
Daipingian 막골층 '
전세
470.0–485.4 Mya
Floian
두무동층 Kayseraspis Kayseraspis
Tremadocian Protopiomerops 문곡층 Shumardia pellizzarii
Kainella euryrachis
Yosimuraspis vulgaris
Asaphellus
동점층 Richardsonella
캄브리아기
485.4–541.0 Mya
푸룽세
485.4–497 Mya
제10절 와곡층 Fatocephalus hunjiangensis
Pseudokoldinioidia
Eosaukia -
화절층
Quadraticephalus 마차리층
Jiangshanian Asioptychaspis subglobosa
세송층 Kaolishania
- Pseudoyuepingia asaphoides
Agnostotes orientalis
Eochuangia hana
Eugonocare longifrons
Hancrania brevilimbata
Proceratopyge tenuis
Glyptagnostus reticulatus
Paibian
Chuangia
Prochuangia mansuyi
Fenghuangella laevis
제3세
497–509 Mya
Guzhangian Liostracina simesi Glyptagnostus stolidotus
Neodrepanura -
Jiulongshania
풍촌석회암층 (대기층)
-
Drumian Amphoton Lejopyge armata
Crepicephalina Ptychangnostus atavus
Wuliuan - Ptychangnostus sinicus
Tonkinella
묘봉층 Beiliella
Mapania (?) 삼방산층 Megagraulos semicircularis
Elrathia Metagraulos sampoensis
제2세
509–521 Mya
제4절
제3절
Redilichia -
장산층/면산층

평창층군[편집]

평창군 및 정선군에 분포하는 조선 누층군 태백층군 및 평창층군의 모습이다.[11][84]
본 지도는 아래 내용의 이해를 돕기 위한 평창군과 정선군 북서부의 지질 분포를 나타낸 지도이며 정확하지 않으므로 참고용으로만 사용할 것.

평창층군(Pyeongcjang group)은 지리적으로 정선 지역 용탄층군의 서쪽에 위치하며, 정선 석회암층과 입탄리층으로 구성되어 있다. 지리적으로 인접한 평창층군과 용탄층군은 암층서적으로 매우 유사한 특징을 보인다. 하지만 평창층군 내에는 용탄층군에 나타나지 않는 입탄리층이 분포하는 것이 용탄층군과 구분되는 기본적인 차이이다. 두 층군에서 공통적으로 나타나는 정선 석회암층의 경우, 일부 지역을 제외하면 변성작용에 의해 퇴적학적인 특징이 거의 남아 있지 않고 대부분 결정질 석회암으로 이루어져 있다는 공통점을 가진다. 평창지역에 분포하는 조선누층군을 처음 조사한 후카사와(Hukasawa, 1943)는 하부 고생대층을 하부로부터 송봉편암층, 변성대석회암통, 둔전천매암층으로 구분하였다. 고바야시(1966)는 송봉편암층을 태백층군의 장산층과 묘봉층에 그리고 둔전천매암층을 세송층, 화절층, 동점층, 두무골층에 대비되는 지층으로 생각하였다. 한편, Son and Cheong (1971)은 송봉편암층을 방림층군으로 개칭하면서 지질시대를 선캄브리아 시대로 그리고 그 위에 안미리층군과 평창층군이 부정합으로 놓이는 것으로 제안하였다. 안미리층군을 하부의 행화동규암층과 상부의 방학동편암층으로 나누고, 이들을 각각 태백층군의 장산층과 묘봉층에 대비하였다. 그리고 평창층군은 안미리층군을 경사부정합으로 덮는 석회암층으로 생각하여 조선누층군보다 젊은 지층이라고 주장하였다. 태백산지구지하자원조사단(GICTR, 1962)과 Cheong et al. (1979)은 평창지역의 조선누층군을 하부로부터 장산 규암층, 묘봉 슬레이트층, 풍촌 석회암층, 대하리층, 입탄리층, 정선석회암층으로 구분하여 이들이 태백층군과 관련이 있음을 제시하였다. 대하리층은 영월층군의 삼방산층이며, 이들은 이층을 동점규암층에 대비될 수도 있다고 하였다. 대하리층의 상위에 놓이는 입탄리층은 백색 석회암과 돌로스톤으로 이루어진 지층으로 층서적으로 상위에 놓이는 정선 석회암층과 정합관계라고 해석하였다. Choi (2014)은 평창층군을 태백층군의 횡적 변화상으로 처리하였으나, 아직도 이 부분을 더 조사할 필요가 있다고 지적한 바 있다.[4]

입탄리층[편집]

입탄리층(Oit; iptanri formation)은 방림 스러스트 단층 하반부에 해당하는 평창읍 대하리 북서부, 입탄리, 향동리, 계장리 일대에 분포하는 지층으로 주로 백색의 석회암층과 백색의 돌로마이트층과의 호층(互層)으로 되어 있으며 얇은 천매암 내지 편암층을 협재한다. 엽층리(lamination)가 잘 발달한 담회색의 석회암으로 주로 나타나지만 괴상(massive)의 유백색, 암회색 띠는 석회암을 포함한다. 이하영 외(1986)은 코노돈트 화석 판별을 통해 입탄리층이 초기 내지 중기 오르도비스기에 해당한다고 보고하였으며, 윤운상(1994)은 입탄리층을 상부에서부터 하부로 갈수록 백색 돌로마이트질 석회암 및 회색 석회암의 호층대, 회색의 셰일-석회암 호층대와 이에 협재하는 담회색 석회암, 그리고 백색 결정질 괴상 석회암 및 천매암질 석회암 또는 편암질 석회암으로 구성된다고 보고한 바 있다.[17][85]

정선 석회암층[편집]

정선 석회암층(Oj; Jeongseon limestone formtion, 旌善石灰巖層)은 원래 정선군에 광범위하게 분포하는 석회암 지층의 일부분으로 평창군 내에서는 방림 스러스트 단층 하반부에 해당하는 대화면 대화리, 하안미리 서부, 방림면 방림리 동부에 분포한다. 주로 암회색 석회암으로 구성되며 백색 돌로마이트 지층을 협재한다. 전체적으로 화석과 퇴적 구조가 잘 보존되어 있지 않다. 평창 다수리 일대에서 정선 석회암층이 입탄리층 위에 정합적으로 피복하고 있다. 비교적 퇴적구조와 퇴적암으로서의 조직이 잘 나타나는 정선군 광하교 부근의 노두를 조사한 결과에 의하면 정선층은 하부에서 석회질 셰일 내지 셰일이 석회암과 호층을 이루며 나타나고, 상부로 갈수록 담회색 석회암과 암회색 석회암이 반복되어 분포하는 것으로 보고된 바 있다. 그러나 평창 지역의 입탄리층과의 경계에 분포하는 정선 석회암층은 하부에 석회질 셰일 내지 셰일이 나타나지 않고 편암(천매암)이 나타난다. 특이한 사실은 이러한 편암층은 북동쪽으로 연장된 정선층의 주향 방향을 따라 셰일층으로 나타난다는 것이다. 편암은 주로 흑운모, 석영, 백운모로 구성되며 엽리가 뚜렷하게 관찰된다. 석회질 셰일(혹은 천매암)이 나타나는 지역을 제외하면 정선층은 결정의 크기가 다양한 결정질 석회암으로 주로 이루어진다. 또한 정선층의 상부로 갈수록 담회색의 탄산염암과 암회색의 석회암이 호층을 이루고 있다. 이는 용탄층군 내에서 보고된 정선층의 최상부 암상과 유사한 특징이다. 즉 정선층은 전반적으로 하부에 셰일과 결정질 석회암이 호층을 이루며, 중부에는 결정질 석회암이 우세하게 나타난다. 또한 상부로 갈수록 암회색과 담회색의 탄산염암이 호층을 이룬다. 이는 아마도 셰일과 결정질 석회암은 조하대의 환경을 지시하며, 중부에서 상부의 호층을 이루는 암회색과 담회색의 탄산염암은 조하대~조상대의 환경으로 각각 상향 천해화(淺海化) 경향을 보인다고 추정할 수 있다. 이와 매우 유사한 퇴적상이 영월층군의 영흥층과 태백층군의 막동 석회암층에서 보고된 바 있다.[17][85][4]

용탄층군[편집]

조선 누층군 석회암층에 발달한 화암동굴의 모습

용탄층군(Yongtan group, 龍灘群)은 태백산 분지 북쪽인 정선군 지역에 분포하는 전기 고생대 퇴적암체로서 용탄층군의 층서는 아직 명확히 확립되지 않았으나, 하부로부터 정선 규암층, 정선 석회암층, 행매층, 회동리층으로 이루어져 있다고 알려져 있다. 주요 암상에 의한 분류에 따르면, 조립질 규산쇄설성 퇴적암(정선 규암층), 탄산염-규산 쇄설성 퇴적암 복합체(행매층), 조하대 탄산염암(정선 석회암층 하부), 조상대 탄산염암(정선 석회암층 상부, 회동리층)으로 구분할 수 있다.[5]

정선 석회암층[편집]

정선 석회암층(Oj; Ordovician Jeongseon limestone formation)은 주로 담회색 또는 암회색 결정질 석회암으로 구성되며 여러 곳에서 얇은 층의 회녹색 또는 갈색 석회질 셰일이 협재되기도 한다. 대체로 북동 10~30°의 주향과 남서 30~60°의 경사를 가지고 정선읍을 중심으로 여량면 여량리-유천리에서 북평면 정선읍 용탄리, 광하리, 여탄리, 애산리, 가수리, 귤암리에 이르는 지역에 넓게 분포한다. 북평면 북평리-남평리 지역에서는 북동 주향의 스러스트 단층에 의해 본 석회암 지층의 일부가 그 상부의 평안 누층군과 2~3회 반복되어 나타난다. 정선 석회암층은 오르도비스기 후기에 약 500 m 이상의 두께로 퇴적된 후, 그 위에 약 50~200 m 두께의 행매층과 약 200 m 두께의 실루리아기 회동리층이 퇴적되면서 얕은 매몰 환경 하에 놓이게 되었다. 정선 석회암층은 퇴적된 후 중기 및 후기 고생대와 중생대 기간 동안 지구조적인 영향으로 변형을 받은 것으로 보인다. 오르도비스기 후기와 펜실베이니아세 초기 사이에 주된 지구조적 운동으로 정선 석회암층을 포함한 조선 누층군이 융기되어 지표에 노출된 것으로 보인다. 이 지구조적인 운동 이후 약 3.3 km 두께의 평안 누층군이 퇴적되어 정선 석회암층은 깊은 매몰 환경에 있게 되었다. 이들 고생대 지층들은 송림 변동, 대보 조산운동, 불국사 조산운동 등의 지각 변동을 겪으며 정선 석회암층이 지표에 노출된 후 현재에 이른 것으로 생각된다.[54][86]

  • 태백산지구 지하자원 조사단에 의하면 주로 석회암으로 구성되며 정선군 북서부에서 평안 누층군에 의해 부정합으로 덮인다. 지층의 두께는 정선군 임계면-호명 지구에서는 여량면 봉정리 소재 반론산(1077.2 m) 부근에서 500 m 이상, 영월군 산솔면 석항리 부근에서는 60~300 m, 반륜산에서는 150 m이다. 본 지층의 기저에는 두께 1~3 m의 담갈색의 정선 규암층이 발달된다.[15]
  • 화암동굴(강원기념물 제33호)은 석회암으로 이뤄진 동굴로 큰 공간을 중심으로 작은 동굴이 가지처럼 뻗어 있는 구조를 하고 있다. 동굴의 큰 공간은 직경 100m, 높이 40m에 달하여 대한민국의 석회 동굴에서 가장 큰 공간으로 알려져 있다. 1980년 2월 26일에 강원도 기념물 제33호로 지정되었다.[87] 1922년부터 1945년까지는 상업적으로 운영되던 금광이었다.[88] 화암동굴을 형성하고 있는 지층의 지질 연대는 고생대 캄브리아기조선 누층군 고성 석회암에 속하는 정선 석회암층으로 4~5억년의 연대를 나타내며 동굴의 주변에는 고생대 조선 누층군묘봉층의 암녹색 셰일이 분포하고 있다. 동굴 전방의 산지는 막동 석회암층이 주를 이루고 있으며 동굴이 있는 지역은 풍촌 석회암층으로 이루어져 있으며 곳곳에 동점 규암층과 화절층이 분포한다.[89]

행매층[편집]

행매층(Haengmae formation) 히사코시(Hisakoshi, 1943)에 의해 명명된 행막층이 1976년 행매층으로 재명명된 지층으로, 실루리아기로 정의된 회동리층 직하부에 위치한 쇄설성 탄산염암층이다. 이 지층은 매우 독특한 외관을 가지고 있어 야외에서 매우 쉽게 식별되는 층으로 회동리층 하부와 정선 석회암층 상부 사이에 놓여 있다. 정선 석회암층과는 부정합 관계를 보이며, 상부의 회동리층과 하부의 정선 석회암층과 구분할 수 있는 중요한 층서 단위이다.[90]

  • 송윤구 등은 2021년 행매층의 분포 조사를 통해 정선군 정선읍 광하리, 용탄리, 북평면 남평리, 강릉시 강동면 임곡리(IG) 및 옥계면 북동리 일원에서 쇄설성 탄산염암을 확인하였으며 이들에 대한 암석학적 및 광물학적 특성을 규명하였다. 쇄설성 탄산염암의 암상 특성은 함돌로마이트역-미사질 백운암, 혹은 입자암(Dolomite-pebble bearing fine sand-sized dolostone, or grainstone)으로 정의할 수 있다. 광물 조성 및 미세 구조적 특징으로는 단결정 돌로마이트와 Mg-펜자이트의 존재, 그리고 입자 사이를 충진하는 교질물질로 나타나는 방해석의 생성이다. 이 같은 특성은 정선군 미탄면 행매동 일원의 전형적인 행매층의 특성과 일치하고 있어, 정선과 옥계 일원의 쇄설성 탄산염암이 행매층임을 지시한다. 본 연구 결과는 태백산 분지내에서 행매층은 독립적인 암층서 단위일 뿐만 아니라 평안 누층군 홍점층 직하부의 조선 누층군인 정선 석회암층과 석병산 석회암층 상부에 분포하고 있음을 제시해 준다.[91]

문경층군[편집]

문경시의 지질[11][92]
본 지도는 아래 내용의 이해를 돕기 위해 지질 분포를 나타낸 지도로 정확하지 않다.
문경시 지질단면도[93]
조선 누층군 부곡리층(Op)은 문경 역단층에 의해 크게 변위되어, 마성면호계면에 서로 떨어져 분포한다.

조선 누층군 문경층군(Mungyeong group) 또는 문경형 조선 누층군(Mungyeong-type Joseno supergroup)은 전기 고생대 탄산염-규산염 퇴적체로 구성되어 있다. 문경층군의 퇴적암들은 다양한 변성작용과 구조적인 변형에 강하게 영향을 받아 노두 상의 퇴적 구조와 퇴적상을 파악하기엔 어려움이 있다. 또한 화석의 부재로 생층서 정보가 매우 제한되어 있어 이로 인한 문경층군에 대한 층서 논란은 현재까지 진행되고 있는 실정이다.[94]

  • 조선계 대석회암층군 (부곡리층)(Op)은 호계면 부곡리를 중심으로 호계면, 산북면, 신기동 일대 그리고 마성면 남호리를 중심으로 문경읍 남부와 마성면 중부, 가은읍 일대에 서로 떨어져 분포한다. 이 지층은 연속적으로 분포하는 것이 아니라, 문경 대역단층에 의해 대동계 단산층(Jd)과 단층접촉으로서 반복 노출된 지층이다.[95]
    • 동부의 호계면 부곡리를 중심으로 분포하는 부곡리층은 호계면-마성면 경계와 불정동 지역에서는 상위의 평안계 지층에 의해 부정합으로 덮이고, 호계면 동쪽 끝에서는 선캄브리아기의 화강암질 편마암(PCEggn) 및 대가산 편마암(bgn)과 접하고 있으며, 산북면 김용리 일대에서 중생대 흑운모 화강암(Kbgr)의 관입을 받았다. 본 층은 주로 회색의 세립/중립 결정질석회암 및 판상/호상 석회암으로 구성되나 간혹 사암 또는 셰일이 협재되며 석회암은 백색에서 회색에 걸치는 색이며 그 형태는 괴상(塊狀; 덩어리 모양) 또는 판상(板狀)이 대부분이다. 본 층은 관입 화강암 인접부에서 규화(珪化)되어 산북면 김용리-석봉리 일대에서 석회규산염암을 이루고 있거나 결정질로 되었다. 본 층의 하부가 존재하는 호계면 선암리 근처에서는 백색 내지 회색을 띠고 2 cm 내외의 판상으로 층리를 잘 형성하며 나타난다. 중부 내지 상위층준에 해당하는 호계면 부곡리 일대 지역에서는 대부분 괴상의 회색 석회암을 보인다. 본 층의 주향은 습곡 등의 구조로 인하여 다소 변화가 있으나 대략 북동 10~60°을 보인다. 두께는 대략 1,000 m에 달한다.[95][11]
    • 마성면 하내리에서 가은읍 왕능리와 성유리, 전곡리를 지나 농암면 농암리까지 이어지는 대석회암층군은 고회질 석회암 내지 고회암(苦灰巖)으로 구성되는 것이 특징적이며 하내리 부근에서는 호상 및 결정질 석회암이 소규모로 분포한다. 호계면에 분포하는 대석회암층군과는 달리 고회질 석회암이 절대 우세한 상부지층이 발달되어 있는 것이 특징적이다. 즉 홍점층에 의해 덮이는 본 암 상부지층은 고회질 석회암으로 구성되며 하내리 부근에서는 고회질 석회암층의 하부에 호상 및 결정질 석회암이 발달한다. 이 지역에서는 분포지역 동측 및 남측으로 영강 남동부 평야/산악지형의 경계와 일치하는 가은 단층에 의해 대동 누층군 단산층(Jd)와 접하고 있으며 북서측으로는 상내리층에 의해 덮인다.[96]
    • 마성면 하내리-농암면 농암리 간 지역의 대석회암층군 분포지역 내에는 독립적인 소규모의 향사 습곡 구조가 발달하며 이들 습곡의 축을 따라 평안 누층군 홍점층군, 옥녀봉층 혹은 산수동 역암층이 분포된다.[96]
    • 호계면 견탄리 이북 지역에서는 본 암석의 최상부이자 평안 누층군 최하위층인 홍점층(Ch)의 기저인 녹회색 사질 셰일층으로부터 15~30 m 하위에 일종의 층내 각력암층(intraformational breccia)이 발달하는데 이 각력암층은 두께 10 내지 20 m로서 각력의 크기는 1 cm 정도의 작은 것으로부터 1 m 이상의 큰 것에 이르기까지 입도(粒度)의 변화가 크다. 이들 각력은 담황회색 석회암으로 구성되며 이들의 층리면은 본 암층의 층리면과 일치한다.[96]
    • 호계면의 대부분 지역에는 부곡리층의 석회암이 북동-남서 방향으로 분포하고 있어 이 지역에는 석회동굴, 돌리네석회암 지대에서 나타나는 카르스트 지형이 잘 발달하고 있다. 특히 부곡리에는 굴넘재 부근과 호계면의 중앙부를 흐르는 가도천을 중심으로 13기의 돌리네가 분포하고 있다. 이 지역은 문경시에서 돌리네를 비롯한 카르스트 지형이 가장 많이 밀집되어 있는 곳이다. 이외에도 선암리, 지천리, 우로리, 호계리 등지에 돌리네 등 카르스트 지형이 발달하고 있다.[97]
  • 공주대학교의 김인혜는 2016년 석사 학위논문에서 문경 지역 내 자세한 야외지질 조사를 통하여 가은과 호계, 2개의 소분지를 인지하였다. 이 소분지는 각각 독립적인 층서를 가지고 있어 조선 누층군의 다른 층군들과 구분된다. 따라서, 가은 소분지의 지층을 가은아층군(Gaeun subgroup, 加恩亞層群), 호계 소분지의 지층을 호계아층군(Hogye subgroup, 虎溪亞層群)으로 설정하였다.[94]
  • 가은 소분지는 문경지역 내 서쪽에 위치한 소분지로 가은아층군은 하부로부터 구랑리, 마성, 하내리, 석교, 정리, 도탄층 6개 지층으로 구성되어 있으며 전체 두께는 1,250 m이다. 하부 구랑리층은 규산염 퇴적체가 우세하게 나타나며 전기 고생대 삼엽충 화석이 풍부하게 나타난다. 나머지 상부 지층에서는 석회암, 백운암, 이회암이 주로 분포하는 마성, 하내리, 석교, 정리, 도탄 5개 층으로 구성되어 있다.[94]
    • 구랑리층(Gurangri formation)은 가은 소분지의 기저층이며 주로 셰일로 구성되고 부분적으로 점판암이 나타난다. 이 지층의 주요한 암상(巖相)은 적색 내지 녹색의 점판암, (암)회색 셰일이다. 이 층은 마성층에 의해 정합적으로 덮이며 두께는 100~150 m 이다.[94]
    • 마성층(Maseong formation)은 구랑리층 상위의 지층이며 하부는 석회질 셰일로 구성되고 상부로 갈수록 석회암이 증가한다. 주요 암상은 적색 석회질 셰일, (암)녹회색 이암, 회녹색 셰일이다. 지층의 두께는 100 m 이다.[94]
    • 하내리층(Hanaeri formation)은 마성층을 정합으로 덮으며 판상 석회암(bedded and laminated limestone)으로, 특히 하부는 담회색 석회암과 석회질 셰일로 구성된다. 상부는 암회색 석회이암(dark gray lime mudstone)과 담회색 석회이암이 교호한다. 이 지층의 주요 암상은 괴상(塊狀) 회색 석회이암, 담회색 석회이암과 석회질 셰일, 판상 암회색 석회이암과 담회색 석회이암의 교호대, 극세(極細)의 담회색 석회이암이다. 지층의 두께는 100~150 m 이다.[94]
    • 석교리층(Seokgyori formation)은 하내리층 상위의 지층이며 하부는 괴상의 돌로마이트, 상부는 얇은 흑색 셰일층으로 구성된다. 주요 암상은 괴상의 회색 석회이암, 괴상의 회색 돌로마이트, 담회색/회색 이암 교호대, 극세(極細)의 담회색 석회이암, 녹회색 석회이암, 흑색 점판암 등이다. 본 지층 내에는 습곡이 발달하며 지층의 두께는 200~250 m 이다.[94]
    • 정리층(Jeongri formation)은 석교리층을 정합으로 덮으며 주로 탄산염암으로 구성된다. 기저 부분은 주로 괴상의 청회색 내지 갈회색의 석회이암으로 구성되며 상부는 청회색 석회이암으로 구성된다. 지층의 암상은 괴상의 청회색 석회이암과 갈회색 석회이암 교호대, 얇은 판상의 회색 석회이암 등이다. 지층의 두께는 250~300 m 이다.[94]
    • 도탄층(Dotan formation)은 가은 소분지의 최상부이며 하부에는 생물 교란층(laminated and bioturbated bed)이, 상부에는 괴상 석회암이, 중부에는 얇은 돌로마이트 지층이 석회이암과 함께 나타난다. 지층의 암상은 생물 교란(bioturbation)이 나타나는 암회색 석회이암, 암회색의 괴상 돌로마이트, 괴상의 담회색 석회이암 등이다. 지층의 두께는 250~300 m 이다.[94]
  • 호계 소분지는 문경 지역 내 동쪽 호계면 일대에 위치한 소분지로 호계아층군은 하부로부터 가도리, 선암리, 우로리, 유곡, 별암리층인 5개의 지층으로 구성되어 있으며 전체 두께는 2,100 m 이다. 이 소분지는 심하게 변형된 석회암층과 백운암층이 우세하게 나타나며, 비교적 규산염 퇴적체들은 국지적으로 분포하고 있다.[94]
    • 가도리층(Gadori formation)은 호계 소분지의 기저층이며 대부분 괴상의 회색 스파라이트(sparite)로 구성된다. 지층의 두께는 500~600 m 이다. 이 지층은 선캄브리아기 변성암을 부정합으로 덮는다.[94]
    • 선암리층(Seonamri formation)은 주로 회색의 괴상(일부 판상) 돌로마이트로 구성된다. 상하부 지층과 정합 관계이며 지층의 두께는 60~100 m 이다.[94]
    • 우로리층(Urori formation)은 판상 석회암(bedded and laminated limestone)과 녹/적회색 스파라이트(greenish and reddish gray sparite)로 구성된다. 지층의 두께는 800~850 m로 지층이 이렇게 비정상적으로 두꺼운 이유는 각 낱층(bed)이 구조적인 운동(tectonic movement)에 의해 전단되어 각 낱층이 상당히 신장되었기 때문이다.[94]
    • 유곡층(Yugok formation)은 주로 약간의 셰일을 포함한 탄산염암으로 구성되며 암상은 담회색/암갈색~회색의 스파라이트, 괴상의 흑색 셰일, 괴상의 회색 석회이암, 괴상의 백색 돌로마이트, 담회색 판상 스파라이트와 회색 석회이암 교호대 등으로 구성된다. 지층의 두께는 300~400 m 이다.[94]
    • 별암리층(Byeolamri formation)은 호계 소분지의 최상부 지층이며 하부는 판상 석회암(laminated limestone), 상부는 생물 교란의 청색 석회암과 백색 돌로마이트로 구성된다. 지층의 암상은 판상 회색 스파라이트, 회색 석회이암, 판생 백색 돌로마이트, 생물 교란의 청색 와케스톤과 팩스톤(bioturbated light bluish wackestone to packstone) 등으로 구성된다. 지층의 두께는 150~250 m 이다.[94]
  • 경북대학교 대학원 지질학과의 이창숙은 2004년 경상북도 문경시 마성면 하내리와 구랑리 일대에 분포하는 문경형 조선 누층군의 하부 석회암층(Lower Limestone)에서 산출된 소형패각화석(small shelly fossil)에 대한 기존의 연구를 바탕으로 화석의 기재, 분류를 통한 이 일대의 시대적 규명을 목적으로 소형패각화석 연구를 위해 해당 지역의 석회암층에서 1,299개체의 화석을 채취하였다. 산출된 소형패각화석은 18속 22종으로 분류되었으며, 크게 해면동물, 완족동물, 극피동물, 연체동물, 코노돈트와 그 밖의 소속불명 화석으로 나눌 수 있다. 이 화석군을 통해 해당 지역의 대상 지층인 하부 석회암층은 Redlichia nobilis가 산출된 구랑리층보다 후기에 형성된 지층으로 그 시대는 하부 캄브리아기에서 중부 캄브리아기에 해당되며, 영월군 지역의 삼방산층과 태백산 분지의 묘봉층과 풍촌 석회암층에 대비될 것으로 추정하였다.[98]
태백층군, 영월층군, 가은 및 호계아층군 간 지층대비표[94]
지질 시대 태백층군 영월층군 가은아층군 호계아층군
지층명 구성 암석 두께 지층명 구성 암석 두께 지층명 구성 암석 두께 지층명 구성 암석 두께





두위봉 석회암층 석회암 50~75 영흥층 석회암
돌로마이트
400/750 - - - - - -
직운산 셰일층 셰일 30~60 도탄층 석회암
돌로마이트
250~300
별암리층 석회암
돌로마이트
150~250
막동 석회암층 석회암
돌로마이트
250~400
두무동층 셰일
석회암
돌로마이트
150~270 문곡층 석회암
돌로마이트
120~200 정리층 석회이암 250~300 유곡층 탄산염암
셰일
300~400
동점 규암층 규암
사암
~50 우로리층 석회암
스파라이트
800~850




화절층 셰일 180~ 와곡층 돌로마이트 500
~250
석교리층 셰일
돌로마이트
200~250 선암리층 돌로마이트 60~100
마차리층 석회암
셰일
400
~200
가도리층 스파라이트 500~600
세송층 셰일 ~150 하내리층 석회암 100~150
풍촌 석회암층 석회암 200~500 마성층 석회암
셰일
100
삼방산층 실트스톤
셰일
400
750~
구랑리층 셰일
점판암
100~150
묘봉층 셰일
점판암
100~400
장산층 규암 20~300

지질 구조[편집]

약 5억 년 전인 고생대 초기에 형성된 조선 누층군은 퇴적된 후 오랜 세월 수많은 지각 변동을 받아오면서 심하게 뒤틀리고 단층에 의해 이리저리 변위되어 왔다. 오늘날, 조선 누층군의 분포는 평안 누층군과 같이 수많은 습곡단층들에 의해 지배 받고 있다.

백운산 향사대[편집]

상동광산 주변의 지질도. 백운산 향사대의 구조가 잘 드러나 있다.

백운산 향사대(Baekunsan Syncline zone)는 태백시에서 영월군정선군의 경계 지역에 이르기까지, 하이원리조트 남쪽의 백운산(1426.6 m)을 중심으로 대략 서북서-동남동 방향으로 발달하는 대규모의 향사 습곡이다. 이 습곡에 의해 평안 누층군이 가운데에, 조선 누층군이 바깥쪽에 대칭적으로 분포하고 있다. 중생대의 송림 변동에 의해 이 습곡 구조가 형성되기 시작하였으며, 그 후 쥐라기에서 백악기 초에 걸쳐 일어난 대보 조산운동에 의해 백운산 향사 구조가 형성되었다. 백운산 향사대에는 캄브리아기의 장산 규암층을 기저로 하여 트라이아스기(일부 학자는 페름기로 본다)의 동고층까지의 고생대 지층들이 분포한다. 향사 구조의 남익부는 대략 30~50°로 거의 일정하게 북쪽으로 경사하지만, 북익부는 그 경사가 남쪽으로 70°~역전에 이르기까지 경사각의 변화가 크다. 이뿐만 아니라 북익부에서 경사가 역전된 곳에 따라서는 스러스트 단층이 발달하기도 한다. 백운산 향사대를 거의 남-북 방향으로 절단하고 있는 주향 이동 단층들은 거의 다 우수향 이동을 하였으며, 이 단층 운동과 수반되어 끌림 습곡 구조(Drag fold)가 발달하고 있다.[36][99]

정선 대향사[편집]

정선 대향사, 지동리 배사, 남병산 향사, 임하리 배사

정선 대향사(Jeongseon great syncline, 旌善大向斜)는 평창군정선군 경계 지역에서 청옥산에서 용평리조트 부근의 고루포기산까지, 북동-남서 방향으로 발달하는 대규모의 향사 습곡이다. 전체적으로 북서-남동 방향을 따라 조선 누층군 평창층군 및 용탄층군과 평안 누층군이 대칭적으로 반복됨에 의해 쉽게 인지된다. 이 구조에 의해 가운데에는 평안 누층군이 매우 넓게 분포하며 조선 누층군 정선 석회암층이 양쪽에 분포하고 있고 정선군 남동쪽으로 갈수록 두위봉형 조선 누층군의 오래된 지층이 점차로 나타나다가 다시 정선군 남동쪽의 백운산 향사대로 이어진다.[84]

강릉시[편집]

강릉시 남부 석병산 북동부 일대에는 임곡 단층을 위시한 일련의 북북동 주향의 단층들과 이를 북서 주향으로 절단하는 산계 단층이 발달한다.

  • 장적 단층(蔵跡, XII)은 강동면 언별리의 망덕봉에서 정선군 임계면 임계리까지 이어지는 북북동 주향의 단층이다. 중간에 산계 단층에 의해 변위된다.[11]
  • 산계 단층(山溪 斷層, XXIV)은 옥계면 산계리에서 선목재(945.7 m)를 지나 왕산면 목계리로 이어지는 북서 55°주향의 정단층이다.[15][11]

평창군[편집]

평창군의 조선 누층군 평창층군 내에는 아래와 같은 소규모의 습곡과 단층들이 발달한다.

  • 지동리 배사(Jidongri anticline)는 평창읍 지동리 일대에 발달하는 배사 습곡 구조로, 정선 대향사의 이차 습곡이며 가운데에 조선 누층군 평창층군 정선 석회암층(Oj)이, 그 양쪽에 평안 누층군이 분포한다. 동익부에서 정선 석회암층과 평안 누층군의 지층들이 전체적으로 남-북 주향을 가지고 동쪽으로 30-50° 경사하는 반면, 서익부에서는 동익부와 유사한 남-북 주향을 보이지만 40-70°로 서쪽으로 경사한다. 또한 습곡의 힌지 부분에서는 지층이 동-서 주향을 가지며 20-30° 북쪽으로 경사한다. 비록 습곡 힌지의 자취가 지질도 상에 뚜렷하게 나타나지는 않으나, 습곡에서 획득한 지층들의 지질요소(층리면 자세 등)를 하반구 투영법(stereographic projection)을 이용하여 등면적 투영한 결과, 힌지가 남쪽 방향으로 완사(10°, 184°)하는 것으로 해석된다.[84]
  • 남병산 향사(Nambyeong Mt. syncline)는 지동리 배사의 서편에 존재하는 남병산(1150.9 m)을 중심으로 발달하는 향사 습곡이며 야외에서 지동리 배사의 서익부(남병산 향사의 동익부)의 서쪽으로 경사하는 지층의 자세가 서쪽으로 가면서 20-60°의 동쪽 경사로 변하는 것이 관찰된다. 남병산 향사는 남남서-북북동 방향(02°, 190°)의 힌지를 가지며, 이의 자취는 지동리 배사의 힌지 자취와 거의 평행하다. 습곡의 서익부는 부분적으로 평창 트러스트 단층에 의해 절단된다.[84]
  • 남병산 단층(南屛山 斷層, XXV)은 남병산(1150.9 m)을 중심으로 동-서 뱡향으로 발달하는 정단층이며 남병산 향사와 지동리 배사를 가로지르고 있다.[15][11]
  • 임하리 배사(Imhari anticline)는 남병산 향사의 서편에 평창층군의 정선 석회암층과 입탄리층이 넓게 분포하는 곳에서 발달한다. 북북동-남남서 방향의 힌지를 가지는 임하리 배사는 남쪽으로 평창읍 대하리 일대에서 임하리를 지나 북쪽으로 대화면 대화리 인근에 이르기까지 남-북 방향으로 길게 발달하며, 수많은 소규모 습곡을 수반한다. 습곡의 동익부의 지층들이 동쪽으로 갈수로 경사각이 증가하는 반면, 서익부의 지층들은 서쪽으로 갈수록 점점더 완만한 경사를 가진다. 임하리 배사의 양쪽 익부(翼部)에 보존된 소규모 습곡(small-scale fold)들은 대부분 비대칭 습곡(asymmetric fold)으로, 동익부에 'z'형 기생 습곡구조('z'-fold; 'z'-parastic fold)가, 서익부에 's'형 기생 습곡 구조가 보존된 것은 한 단계 큰 규모인 임하리 배사와의 기원적 상관 관계를 잘 지시한다.[84]
  • 인락원 단층(仁樂院 斷層, XXIII)은 진부면 마평리의 인락원 마을에서 장전리의 계곡을 지나 정선군 정선읍 회동리 북서부로 이어지는 남-북 방향의 정단층이다. 정선 대향사를 가로지르며 인락원 마을 부근에서 정선 석회암층과 평안 누층군 녹암층을 접하게 한다.[15][11]

정선군[편집]

정선군에는 활성단층 조사 때 이름이 알려진 단곡 단층을 포함해 북북동 내지 북동 주향을 가지는 다수의 단층들이 발달해 조선 누층군을 변위시키고 있다.

  • 단곡 단층(Dangok Fault)은 이희권(1999)에 의하여 명명된 단층으로 영월군 산솔면 직동리 서부의 대전동마을에서 시작해 자미원역과 남면 유평리를 지나 화암면 화암리로 이어진다. 이 단층은 강원도 정선군 남면 일대의 조선 누층군 장산층과 묘봉층을 가로 지르고 있다. 이 지역의 북쪽에 위치한 무릉담 배사구조와 거의 평행한 동-서 방향의 축을 갖는 배사 습곡 구조와 노두 규모의 습곡단층들이 지배적이다. 이 지역에는 동-서 방향의축 과 다른 방향의 습곡축을 갖는 습곡 구조도 잘 발달하고 있어, 이 지역은 수 회의 변형 작용이 있었을 것으로 본다. 단 곡단층은 북동-남서방향의 주향과 고각의 경사를 갖는 우수향 주향 이동 단층으로 해석되었으나, 충상 단층과 정단층 운동도 일부 확인되었다. 단곡 단층은 단일 불연속면으로 구성된 교과서적인 단층이 아니라, 전단 변형 운동에 수반된 단층들의 군집체로 이루어진 우수향 주향이동 단층대로 여겨진다. 각각의 단층암대는 취성 변형 환경에서 형성된 단층비지 및 미각력암으로 구성되어 있으며, 그 폭은 수 mm 에서 1 m 에 이른다. 단곡 단층은 정선군 남면 유평리에 해당하는 동막골-한치골-삼내약수터애 이르는 지역에서 잘 관찰된다. 다음은 이희권(1999)이 기재한 단층 노두의 기술을 그대로 옮겨 놓은 것이다.[100][101]
    • 단곡 1 지점 (유평리 산 279, N37°16'37.25" E128°45'2.14") : 동막골 입구에서 삼내약수터로 이어지는 산길을 따라 약 2.5 km지점의 한치골 도로변 노두에 주향 이동 단층이 발달되어 있다. 이 단층은 묘봉층의 이암 내에 발달한 단층으로 단층암대의 폭이 약 96cm에 이른다. 단층암대의 상․하반 경계에는 명확한 단층면이 존재하는데, 상반쪽의 단층면은 N62°W의 주향에 52°SW의 경사를 보이며, 하반쪽 단층면은 N80°W/62°SW의 방향을 나타낸다. 단층암은 단층비지와 미각력암으로 구성되어 있으며, 단층암대의 상․하반 경계에는 경계 비지띠(boundary gouge zone)가 발달하여 있다.이는 전단 변형 작용이 단층암대의 양쪽 경계부에 더욱 더 집중되었음을 암시한다. 상반의 경계 비지띠는 0.5 cm의 폭으로 나타나며 갈색을 띤다 하반의 경계 비지띠는 그 폭이 6 cm이며 담갈색을 띤다. 단층암대 내부에는 파쇄엽리의 발달이 현저하다. 단층면에 발달된 단층흠(groove)이 저각도의 선경사를 보이므로 주향 이동 단층 운동이 우세했음을 알 수 있다. 절대연령 측정을 하기 위하여 하반쪽 경계 비지띠에서 단층암 시료 단곡 1을 채취하였다.
    • 단곡 8 지점 (유평리 산 214-1, N37°17'7.14", E128°45'46.23") : 이로부터 삼내약수 계곡 쪽으로 약 50m 떨어진 지점에 발달한 단층은 N25°E의 주향에 65°SE의 경사를 보이며, 단층암대의 폭이 9cm - 27cm이다. 단층암대에는 파쇄엽리가 발달된 단층비지가 발달되어 있으며, 황색을 띤다. 상내약수터 계곡에는 사층리 및 층리가 잘 발달된 장산층이 분포하고 있으며 이 장산층에는 약 10여개의 거의 평행한 주향 이동 단층들이 발달하고 있다. 이 단층들은 파쇄엽리가 발달된 미각력암을 포함하고 있으며, 단층암대의 폭은 5-18cm로 다양하게 나타난다. 미각력암은 대부분 담갈색을 띤다.
    • 단곡 11 지점 (유평리 산 216-2, N37°17'9.96", E128°45'43.99") : 한치골을 돌아 25m 지점에 주향 이동 단층을 경계로 이암과 석회암이 접촉하고 있다. 이 단층은 N65°E/70°NW의 방향을 보이며, 약 2.5m의 파쇄대가 존재한다. 한치골을 돌아 약 75 m지점에 묘봉층의 이암내에 N25°W/55°SW의 방향을 보이는 단층이 발달되어있다. 이 단층의 폭은 1cm에서 수cm 까지 변화하며, 담갈색을 띠는 괴상의 미각력암이 발달하여 있다. 한치 마을을 지나 삼내약수터 쪽으로 약 700m 떨어진 지점에 단층암대의 폭이 7 cm에서 15 cm에 이르는 단층이 발달하여 있다. 이 단층은 묘봉층의 이암 내에 발달되어 있으며 N710°E의 주향에 45°SE로 경사져 있다. 단층암은 미각력암으로 구성되어 있으며, 황녹색을 띤다. 삼내골 새마을교에서 남서쪽으로 100m 떨어진 지점에는 단층을 경계로 규암과 이암이 접촉하고 있다. 이 단층은 N20°E/50°SE의 방향을 보이며 약 11cm의 단층암대가 발달하여 있다. 단층암은 황색을 갖는 미각력암으로 구성되어 있고, 파쇄엽리의 발달이 현저하다. (ESR) 연령 측정을 위해 단곡 8의 미각력암을 위의 단층암대에서 채취하였다. 위의 단층에서 수 m 떨어진 곳의 이암 내에 파쇄엽리가 잘 발달되고, 황녹색을 띠는 마각력암을 포함하는 N29°E/70°SE방향의 주향이동단층이 발달되어 있다. 삼내골 새마을교를 지나 삼내약수터 쪽으로 150m 떨어진 지점의 장산 규암층 내에 주향 이동 단층이 발달되어 있다. 이 단층은 두 갈래로 갈라지는데 각각 N23°E/77°SE, N26°E/65°SE 의 방향을 나타낸다. 단층의 주변부에는 아각상의 각력을 포함하는 파쇄대가 발달되어 있으며, 단층암대의 폭은 1 내지 2cm에 이른다. 단층암대 내부는 파쇄 엽리를 보이는 황녹색의 미각력암으로 구성되어 있다. 단곡 11의 시료를 위의 단층암대에서 채집하였다.
    • 단곡 16 지점 (유평리 산 194-1, N37°17'26.59", E128°45'51.48") : 삼내약수로부터 약 300m 북동쪽에 위치한 고 일골 도로변 노두에는 장산층 내에 N28°E/81°NW의 방향을 갖는 주향 이동 단층이 존재한다. 단층암대는 약 9cm의 폭을 가지며, 미각력암으로 구성되어 있다. 단층암대 내에는 단층면과 평행한 파쇄 엽리가 발달되어 있다. 절대 연령의 측정을 위해 단곡 16의 단층암 시료를 채취하였다
    • 단곡 17 지점 (유평리 산 173-1, N37°17'32.46", E128°45'54.81") : 뒷구정골 도로변의 장산 규암층 내에 단층암대의 폭이 104 cm로 나타나는 주향 이동 단층이 발달되어있다. 이 단층은 N78°E/88°SE의 방향을 보이며, 주변에는 이와 거의 평행한 10여 개의 주향 이동 단층이 발달되어 있다. 단층암대는 미각력암으로 구성되어 있으며 이 단층암대에서 단곡 17의 단층암 시료를 채취하였다.

단층의 전자자기공명법(Electron Spin Resonance) 즉 ESR 연대 측정 결과는 다음과 같다.[100] 아래와 같은 결과로, 단곡 단층이 제4기인 약 21만 년 전에 마지막으로 활동한 활성단층임을 알 수 있다.

위치 좌표 지질 주향[102] 경사 성향 ESR 연대측정 비고
단곡 1 북위 37° 16′ 37.25″ 동경 128° 45′ 2.14″ / 북위 37.2770139° 동경 128.7505944°  / 37.2770139; 128.7505944 묘봉층 주향 이동 saturated (포화됨; 수 백만년 전에 단층이 활동함)
단곡 8 북위 37° 17′ 7.14″ 동경 128° 45′ 46.23″ / 북위 37.2853167° 동경 128.7628417°  / 37.2853167; 128.7628417 장산 규암층 북동 25° 남동 65° 주향 이동 651±75 ka
단곡 11 북위 37° 17′ 9.96″ 동경 128° 45′ 43.99″ / 북위 37.2861000° 동경 128.7622194°  / 37.2861000; 128.7622194 주향 이동 213± 7 ka
단곡 16 북위 37° 17′ 26.59″ 동경 128° 45′ 51.48″ / 북위 37.2907194° 동경 128.7643000°  / 37.2907194; 128.7643000 장산 규암층 북동 28° 북서 81° 주향 이동 2,100±87 ka
단곡 17 북위 37° 17′ 32.46″ 동경 128° 45′ 54.81″ / 북위 37.2923500° 동경 128.7652250°  / 37.2923500; 128.7652250 장산 규암층 북동 78° 남동 88° 주향 이동 1,992±74 ka
  • 신동읍 예미리-남면 문곡리 일대에는 북동-남서 방향의 스러스트 단층들이 발달하고 있으며 이들에 의해 조선 누층군의 상반 지과가 북서→남동쪽으로 충상되었다. 이 일대 지질 구조에 대한 일련의 연구 결과, 이 단층들은 중생대 쥐라기 말~백악기 초에 일어난 대보 조산운동의 결과물로 해석되었다. 연구에 의하면 이 일대 조선 누층군 지층들에서 발달하고 있는 소규모 습곡 구조나 교차 선구조들은 북동-남서 방향과 북서 방향의 두 방향을 보이는 반면 평안 누층군이나 대동 누층군 반송층 내에는 북동-남서 방향만을 보이는 사실에 근거해 고생대 말에도 한 차례의 조산 운동이 있었던 것으로 해석되었다.[43]
    • 예미 스러스트 단층남면 문곡리에서 한두광산 서부를 거쳐 신동읍 방제리까지 발달하며 이 단층에 의해 조선 누층군의 여러 지층들이 충상되어 문곡리에서는 풍촌 석회암 상부와 하부가, 예미 25호 광구에서는 풍촌 석회암층과 화절층, 동점 규암층, 두무동층이, 방제리에서는 풍촌 석회암층과 막동 석회암층이 접하고 있다. 예미 25호 광구 동부 능선에는 화절층 상부에 클리페(Klippe) 구조로 풍촌 석회암층 하부가 분포하는데 이는 예미 스러스트 단층에 의해 이끌린 것으로 보인다.[43]
    • 가사리 스러스트 단층정선군 신동읍 예미리에서 시작해 원가사리에서 성우광산 채광장, 예미 36호 광구 북부 매화리, 예미 25호 광구 남부 계곡, 남면 낙동리의 선평역, 화암면 석곡리를 지나 임계면 반천리까지 북동~북북동 주향으로 발달하며 예미 스러스트 단층에 의해 단절된다. 이 단층에 의해 원가사리에서 풍촌 석회암층과 막동 석회암층이, 성우광산 채광장 부근에서는 풍촌 석회암층과 화절층, 동점 규암층, 두무동층이, 예미 36호 광구 매화리에서는 화절층과 풍촌 석회암층의 백운암대가 서로 접하고 있다. 또한 화암면 북동리 남부에서는 두무동층이 막동 석회암층 위로 충상되어 있다.[15][43][11]
  • 옥갑산 스러스트 단층(玉甲山 衝上斷層, XXII)은 정선읍 용탄리 동부 솔치재에서 북평면 북평리를 지나 여량면 구절리의 하자개 마을까지 북동-남서 방향으로 이어지며 정선 석회암층을 평안 누층군 위로 충상시킨다. 북평면 북평리-문곡리와 정선읍 봉양리 지역에서는 조선 누층군 정선 석회암층(Oj)의 일부가 평안 누층군의 하부 홍점층, 사동층과 함께 본 스러스트 단층에 의해 2~3회 반복되어 노출된다. 이 단층은 북서 방향의 경사를 가진다.[15][54][11]
  • 민둔산 단층(民屯山 斷層, XXI)은 정선읍 덕송리의 민둔산(978.8 m) 부근에서 옥갑산 스러스트 단층으로부터 분리되어 정선읍 광하리로 이어지는 북동-남서 주향의 단층이다. 정선 석회암층을 평안 누층군 위로 충상시키고 있다.[11]
  • 화암면 일대에는 조선 누층군 하부 장산 규암층, 묘봉층, 풍촌 석회암층, 화절층 등을 변위시키는 북북동 주향의 단층들이 발달한다. 화암면 서부에는 남-북 방향의 우수향 주향 이동 단층과 남부에는 동-서 방향의 충상단층이 발달되어 있다. 주향 이동 단층의 운동으로 인해 묘봉층, 풍촌층, 화절층, 동점층, 두무동층의 연장이 단절되며, 주향 이동 단층의 단층 손상대는 약 40 cm로 발달되어 있다. 화암면 남부에 발달되어 있는 충상단층을 경계로 묘봉층이 풍촌층 하부 석회암대 위에 놓여 있으며, 충상 단층의 영향으로 상반인 묘봉층 내의 경사가 하반 풍촌층의 경사보다 큰 것으로 파악된다. 북북동 방향의 주향 이동 단층이 연속적으로 발달되어 장산층과 묘봉층 및 풍촌층이 단층 접촉하고 있다. 화암면 남부 중앙에는 충상단층에 의해 장산층이 묘봉층 위에 놓여있으며, 충상단층의 양쪽에는 인열 단층이 발달되어 장산층과 묘봉층이 단층 접촉하고 있다. 장산층 내 역단층이 발달되어 있으나, 충상단층에 의해 연장이 단절되어 있다. 이는 역단층 형성 이후에 충상 단층 운동이 있었음을 지시한다. 충상단층을 경계로 하반인 묘봉층과 상반인 장산층 내에 발달된 층리의 방향이 크게 다르지 않다. 화암면에서 주향 이동 단층은 대체적으로 북북동-남남서 방향으로 발달되어 있으며, 저각의 충상 단층은 대체적으로 동-서 방향으로 발달되어 있다.[16]
  • 설론 스러스트 단층(雪論 衝上斷層, Seolron thrust Fault)은 영월읍 흥월리 남쪽에서 각동 스러스트 단층과 분리되어 신동읍 고성리와 현재의 신동읍 운치리의 설론 마을을 지나 남면 광덕리의 광탄 마을에서 소멸된다. 이 단층은 막동 석회암층을 중생대 대동 누층군 반송층 위로 충상시켰으며 이 단층에 의해 연하리 북측 완택산(917.6 m) 부근에서 평안 누층군 홍점층이 조금 분포한다. 영월읍 연하리에서 반송층과 막동 석회암층의 단층 경계는 노두 상에서 비교적 뚜렷하게 나타나며, 단층대는 단층 점토로 충진되어 있고, 단층 상반의 막동 석회암층의 층리면은 단층면과 거의 평행하게 40°로 경사져 있다.[15][103]
  • 화암 스러스트 단층화암면 화암리에서 북동리를 지나 임계면 낙천리까지 서쪽의 설론 스러스트 단층과 평행하게 발달하는 단층으로 경사각은 낮으며 단층선 서측의 지괴가 동쪽으로 충상되었다.[15]
  • 임곡 단층강릉시 강동면 안인진리에서 임곡리를 지나 정선군 임계면 임계리까지 이어지는 북북동 주향의 단층이다. 중간에 강릉시 옥계면 옥계리에서 북서 주향의 산계 단층에 의해 한 번 절단된다.[15]
  • 호명 단층정선군 사북읍 사북리에서 화암면 호촌리의 호명 마을과 임계면 문래리, 도전리를 지나 강릉시 옥계면 산계리까지 이어지는 연장 약 44 km, 북북동-남남서 주향의 긴 단층이다. 호명 마을 부근 도로상에서 관찰되며 넓은 폭의 파쇄대를 가진다.[15][11]
  • 척산 단층(尺山 斷層, XVIII)은 함백역 부근에서 시작해 자미원역 부근에서 단곡 단층을 절단하고 남면 무릉리 소재 척산(尺山)과 사북읍 사북리, 두문동재를 지나 태백시 화전동까지 이어지며 백운산 향사대의 북익부를 따라 서북서-동남동 방향으로 발달한다.
  • 무릉담 배사(武陵潭 背斜)는 정선군 남면 무릉리와 문곡리, 유평리 일대에 발달하며 백운산 향사대에 대응하는 배사 습곡 구조이다.[104]

삼척시[편집]

삼척시에는 북북동 주향의 오십천 단층을 위시해 수많은 단층들이 발달하고 있다.

  • 백전리 단층(栢田里 斷層, XV)은 영월군 상동읍 구래리에서 시작해 백운산(1426.6 m)과 정선군 화암면 백전리, 삼척시 하장면 둔전리, 추동리를 지나 중봉리로 이어지는 연장 약 36 km의 북북동 주향의 단층으로 선캄브리아기 태백산층군과 조선 누층군, 백운산 향사대의 평안 누층군을 가로지른다.[11]
  • 장전리 단층(長田里 斷層, XVI)은 정선군 사북읍 사북리 북동부에서 시작해 삼척시 하장면 장전리를 지나 중봉리 동부로 이어지는 연장 22 km의 북북동 주향의 단층이다.[11]

태백시[편집]

  • 함백산 단층화전동에서 함백산 동쪽과 소도동, 금천동을 지나 봉화군 석포면 대현리까지 이어지는 북서 10~20°주향의 단층이다. 남부로 갈수록 낙차가 커진다. 이 단층 동부 지역(금천동 주변)의 조선 누층군 내에 발달한 단층들은 북동 50~80°및 북서 60°의 주향에 45~70°의 급한 경사를 보이며 단층 파쇄대의 폭도 8~40 cm로 규모가 다양하다. 단층 서부 지역의 조선 누층군 내 단층들은 주향에 많은 변화를 보이며 60~85°의 경사각을 보여 준다.[15][105] [11]
  • 철암 단층철암동 철암역에서 봉화군 석포면 대현리까지 북동-남서 방향으로 발달하며 평안 누층군 녹암층 이하 모든 지층을 수평으로 변위시키고 있다. 수평 변위량은 장산 규암층 기준 2 km 이다.[11][106]

영월 인편상 구조대 (영월 스러스트 시스템)[편집]

영월 인편상 구조대 (영월 스러스트 시스템)

영월 인편상 구조대 또는 영월 스러스트 시스템영월군 지역에 발달하는 일련의 스러스트 단층의 집합체들이며, 조선 누층군 영월층군의 분포를 규제하는 중요한 지질 구조이다. 대부분의 스러스트 단층들은 남-북 방향의 주향을 가지며 대체로 서쪽 방향으로 경사함을 보인다. 이들은 영월군 북면 중앙에 남-북 방향으로 분포하는 영흥층에 의해 동쪽의 스러스트 단층들과 구분되며, 이러한 영흥층에는 다양한 규모의 습곡 및 단층이 발달한다. 이는 기존에 약 400 m 또는 750 m에 이를 것으로 제안된 영흥층의 두께가 이들 습곡과 쐐기단층(wedge fault)에 의한 층의 반복으로 실제보다 두껍게 측정되었을 가능성을 지시한다. 야외에서는 이들 스러스트 및 역단층이 직접 관찰되기도 하고, 단층 발달과 관련성이 있는 것으로 보이는 단층암 및 습곡들이 관찰되기도 한다. 영월군 북면 중앙에 남-북 방향으로 길게 분포하는 영흥층(이하 중앙 영흥층)을 기준으로 그 서부와 동부로 나누어진다. 단층의 상반에 해당하는 영월층군 지층에서는 소규모의 비대칭 습곡들이 관찰된다. 이러한 비대칭 습곡은 북쪽을 바라보는 관찰면 상에서 일관되게 'z'형 습곡구조('z'-fold)를 보여 기생습곡(parasitic fold)으로 해석하였으며, 이 습곡의 회전향은 영흥층 서편과 동편의 스러스트 단층들의 상반이 일관되게 동쪽 방향으로 이동했음을 지시하는 중요한 단서로서 활용된다.[55]

  • 영흥층의 서편에 발달하는 스러스트 단층들은 가장 서쪽에 위치하는 평창 단층에서부터 동쪽으로 중앙 영흥층의 서쪽 경계를 이루는 스러스트(습곡된 영흥층, 문곡층 및 와곡층 위에 와곡층 또는 마차리층이 놓이는 스러스트) 사이에 나타나는 스러스트 단층들을 의미한다. 이 지역의 지층들은 지질도 상으로 남쪽과 북쪽의 가장 끝 부분을 제외하고는 주로 오르도비스기 문곡층 위로 캄브리아기 와곡층(일부 마차리층)이 트러스트 단층에 의해 반복되며 나타난다.[55]
    • 평창 스러스트 단층(PF, Pyeongchang thrust Fault)은 지질도 상으로 평창군 평창읍에서 영월군 북면 덕상리, 한반도면 옹정리를 지나 남면 창원리까지 이어지는 남-북 주향의 스러스트 단층으로 그 연장은 20 km 이상이다. 1962년 처음 보고된 이 단층은 영월 트러스트 시스템 최서단의 단층이며, 북쪽 연장은 모호하다. 북면 덕상리 종지봉 인근에 소재한 '용수골' 인근에서는 도로변을 따라 북동쪽으로 마차리층, 삼방산층 및 문곡층 노두가 차례로 나타나는데, 마차리층 및 삼방산층 노두에서는 남서쪽으로 침강하며 익간각이 거의 0°에 가까운 등사습곡(isoclinal fold)들이 관찰된다. 이들과 계곡을 사이에 두고 나타나는 문곡층 노두에서는 단층 관련 습곡 구조와 습곡 된 단층구조가 복잡한 형태로 나타난다. 이 지점은 평창단층이 보고된 곳으로, 여기서 관찰된 구조들의 특징은 캄브리아기 마차리층 및 삼방산층이 오르도비스기 문곡층과 경계하고 있는 단층이 존재함을 지시하고 있다. 이 지점에서 남쪽으로 약 7 km 떨어진 한반도면 옹정리에서도 기존에 보고된 지질도 상의 평창 단층 위치에서 다수의 단층 및 습곡이 복잡한 형태를 이루고 나타나는 단층대가 노출되어 있었다. 단층대는 도로를 따라 약 150 m 가량 나타나며, 단층과 관련된 습곡과 단층암(fault rock)이 관찰된다. 평창 단층의 하반에는 조선 누층군의 삼방산층, 마차리층, 와곡층 및 문곡층 또는 일부가 시트을 이루며 지질도 상에서 비대칭적으로 반복되어 나타난다. 이들 시트를 이루는 층들의 주향 및 경사는 일관되게 고각을 보이기 때문에 이들 층들은 습곡에 의해 반복된다기 보다는 단층에 의해 반복되는 것으로 판단된다.[107][61][11][55]
    • 평창 Ea 스러스트 단층(PEaT, Pyeongchang Ea thrust Fault)는 영월군 북면 북부에서 평창 층 동쪽에 처음으로 나타나는 캄브리아기 와곡층이 오르도비스기 문곡층 위에 놓이는 단층으로, 상반을 이루는 문곡층 및 와곡층은 대부분의 이 단층과 평행하게 나타나기 때문에 상반 평탄면(hanging wall flat)을 이루고 있음을 알 수 있다. 이 단층을 따라 북쪽으로 평창 단층과 분절(branch)을 이루는 곳에서 평창 단층과의 하반 절단(footwall cutoff) 및 이 단층과의 상반 절단(hanging wall cutoff)이 나타난다. 이 단층을 따라 남쪽으로 북면 중부에서는 평창단층과 분절을 이루는 곳에서 평창 단층과 문곡층/와곡층 경계의 하반 절단이 나타난다.[55]
    • 평창 Eb 스러스트 단층(PEbT, Pyeongchang Eb thrust Fault)는 북면 북부에서 평창 Ea 스러스트 단층 동쪽에 처음으로 나타나는 캄브리아기 와곡층이 오르도비스기 문곡층 위에 놓이는 단층으로, 상반을 이루는 문곡층 및 와곡층은 대부분의 지역에서 이 단층과 평행하게 나타나기 때문에 상반 평탄면을 이루고 있음을 알 수 있다. 이 단층을 따라 북쪽으로 평창단층과 분절을 이루는 곳에서는 평창 Ea 스러스트 단층과의 하반 절단 및 본 단층과의 상반 절단이 나타난다. 본 단층을 따라 남쪽으로 북면 지역의 중부에서는 평창 단층과 분절을 이루는 곳에서 평창 단층과 문곡층/와곡층 경계의 하반 절단이 나타난다.[55]
    • 평창 E1 스러스트 단층(PE1T, Pyeongchang E1 thrust Fault)는 평창 Eb 스러스트 단층의 동쪽에 처음으로 나타나는 캄브리아기 와곡층이 오르도비스기 문곡층 위에 놓이는 단층으로, 상반을 이루는 문곡층 및 와곡층은 대부분 본 단층과 평행하게 나타나지만, 본 단층을 따라 북쪽으로 평창 단층과 분절을 이루는 곳에서 평창 단층과 삼방산층/마차리층 경계의 하반 절단과 평창 Eb 스러스트 단층과 와곡층/문곡층 경계의 하반 절단이 나타난다. 이 단층을 따라 남쪽으로 마차리층이 다시 나타나면서 본 단층과의 상반 절단이 나타나기 때문에, 상반 경사면(hanging wall ramp)을 이루고 있다. 단층을 따라 더 남쪽으로 가면 평창 단층과 와곡층/마차리층 경계의 하반 절단이 나타난다. 원동재 방면으로 국도 제31호선을 따라 나타나는 마차리층 노두 에는 다수의 단층 및 습곡이 복잡한 형태를 이루고 나타나는 단층대가 노출되어 있다. 단층대의 서쪽 부분에서 단층(주향 010°, 경사 북서 40°)은 지층(주향 352°, 경사 북서 40°)과 저각을 이루며, 단층의 상반에서 배사 구조가 나타난다. 동쪽 부분에서의 단층(주향 350°, 경사 북서40°)도 지층과 저각을 이루며, 단층과 관련되어 나타나는 배사 구조가 상반에서 동쪽 회전향(vergence)을 보이며, 이는 단층의 이동 방향이 동쪽임을 지시한다. 국도 제38호선 연정 교차로 부근의 마차리층 노두에도 스러스트와 관련된 단층대가 노출되어 나타난다. 노두 내에 단층과 관련되어 나타나는 등사 습곡과 밀착 습곡(tight fold)이 다수 관찰되며, 일부는 비조화 습곡(disharmonic fold)을 이루기도 한다. 대부분 남-북 방향의 힌지(9°, 358°)를 가지는 이 습곡들은 단층의 상반에서 동쪽의 회전향을 보이며, 이는 단층의 이동 방향이 동쪽임을 지시한다. 이들 노두의 위치는 지질도 상에 표시된 와곡층이 문곡층 위에(또는 마차리층이 문곡층 또는 와곡층 위에) 나타나는 평창 E1 스러스트 단층에 해당하며, 이러한 단층대를 이루는 배사구조의 회전향은 평창 E1 스러스트 단층의 이동방향 또한 동쪽임을 지시한다.[55]
    • 평창 E2 스러스트 단층(PE2T, Pyeongchang E2 thrust Fault)는 평창 E1 스러스트 단층 동쪽에 처음으로 나타나는 캄브리아기 와곡층이 오르도비스기 문곡층 위에 놓이는 단층으로, 상반을 이루는 문곡층 및 와곡층은 대부분 이 단층과 평행하게 나타나기 때문에 상반 평탄면을 이루고 있음을 알 수 있다. 이 단층을 따라 북쪽으로 평창 E1 스러스트 단층과 분절을 이루는 곳에서 평창 E1 스러스트 단층과의 하반 절단 및 평창 E2 스러스트 단층와의 상반 절단이 나타난다. 이 단층의 시트는 평창 E1 스러스트 단층 시트와 함께 마차리층, 와곡층 및 문곡층을 비롯하여 삼방산층을 포함하는 것이 특징이다. 본 단층을 따라 남쪽으로는 평창 E2 스러스트 단층의 상반과 하반에서 모두 평창 E2 스러스트 단층과 평행한 문곡층 및 와곡층이 나타나므로, 평탄면 위 평탄면(flat on flat)을 형성함을 알 수 있다. 북면 남부에서는 평창 E1 스러스트 단층과 문곡층/와곡층 경계의 하반 절단이 나타난다. 배일치 터널 위쪽 국지도 제88호선 옛길을 따라 나타나는 노두들에서는 다수의 쐐기 단층과 서쪽으로 경사하는 지층들이 관찰되지만, 평창 E2 스러스트 단층의 직접적인 경계는 나타나지 않는다. 그러나 평창 E2 스러스트 단층의 하반에 해당하는 문곡층의 암석이 단층암의 증거를 보이고, 이로부터 서쪽으로 약 500 m 떨어진 지점에서 단층의 상반에 해당하는 와곡층이 나타나는 것을 관찰할 수 있다. 하반의 문곡층은 비교적 고각으로 북서쪽 경사(주향 044°, 경사 북서 50°)의 지층 사면(bedding slpoe)을 보이며, 구조적으로 오르도비스기 문곡층 위에 놓인 캄브리아기 와곡층이 거의 동일한 방향을 보이는 것으로 보아, 단층면이 지층과 거의 평행한 평탄면 위 평탄면 스러스트 단층이 발달되어 있는 것으로 해석된다.[55]
    • 평창 E3 스러스트 단층(PE3T, Pyeongchang E3 thrust Fault)는 평창 E2 스러스트 단층 동쪽에 처음으로 나타나는 캄브리아기 와곡층이 오르도비스기 문곡층 위에 놓이는 단층으로, 본 단층을 따라 북쪽으로 평창 E2 스러스트 단층과 분절을 이루는 곳에서 평창 E2 스러스트 단층과의 하반 절단 및 평창 E3 스러스트 단층과의 상반 절단이 나타난다. 이 단층을 따라 남쪽으로 평창 E3 스러스트 단층의 상반과 하반에서 모두 본 단층과 평행한 문곡층 및 와곡층이 나타나므로, 평탄면 위 평탄면을 형성함을 알 수 있다. 북면 남부에서는 평창 E2 스러스트 단층과 문곡층/와곡층 경계의 하반 절단이 나타난다. 배일치 터널 위쪽의 국지도 제88호선의 옛길을 따라 나타나는 평창 E3 스러스트 단층 상반에 해당하는 문곡층에서는 북쪽을 바라보는 관찰면 상에서 다수의 소규모 비대칭 습곡 구조가 관찰된다. 이 습곡은 한 단계 큰 규모의 습곡(higher-order fold) 서쪽에서 'z'형 기생 습곡구조('z'-parastic folds), 동쪽에서는 's'형 기생습곡 구조('s'-parasitic folds)를 보인다. 이러한 기생 습곡들의 공간적인 위치를 고려하면, 한 단계 큰 규모의 습곡의 모양 또한 'z'형 습곡 구조의 모습을 보임을 알 수 있다.[55]
    • 평창 E4 스러스트 단층(PE4T, Pyeongchang E4 thrust Fault)는 평창 E3 스러스트 단층 동쪽에 처음으로 나타나는 캄브리아기 와곡층이 오르도비스기 영흥층 위에 놓이는 단층으로, 상반을 이루는 문곡층 및 와곡층은 대부분의 평창 E2 스러스트 단층와 평행하게 나타나기 때문에 상반 평탄면을 이루고 있음을 알 수 있다. 본 단층을 따라 북쪽으로 평창 E3 스러스트 단층과 분절을 이루는 곳에서 평창 E3 스러스트 단층과의 하반 절단 및 평창 E4 스러스트 단층과의 상반 절단이 나타난다. 평창 E3 스러스트 단층을 따라 남쪽으로 마차리층이 다시 나타나면서 본 단층과의 상반 절단이 나타나기 때문에, 상반 경사면을 이루고 있음을 알 수 있으며, 이는 남부의 프로파일 상에서도 잘 나타난다. 북면 남부에서 6번 군도를 따라 연당리 일대의 마차리층에 다수의 단층 및 습곡이 복잡한 형태를 이루고 나타나는 단층대가 약 100 m 가량 노출되어 있다. 단층은 지층과 저각을 이루며, 동-서 방향의 단면상에서 단층 팁(fault tip)에 의해 형성된 배사구조가 관찰되어, 단층이 동쪽 방향으로 전파했음을 확인할 수 있었다. 다수의 단층과 관련되어 발달한 단층암 및 습곡 또한 관찰된다. 단층대 내에 발달한 쐐기단층의 서쪽 상반에 발달한 단층 관련 배사 구조는 단층의 이동 방향이 동쪽을 향함을 지시하며, 동쪽의 하반에서는 향사구조가 관찰된다. 이들 노두의 위치는 지질도 상에 표시된 마차리층이 와곡층 위에 나타나는 평창 E4 스러스트 단층에 해당하므로, 이러한 단층대를 이루는 습곡의 회전향은 평창 E4 스러스트 단층의 이동방향 또한 동쪽임을 지시한다. 원동재 방면으로 국도 제31호선을 따라 연평 삼거리에서 서쪽으로 800 m 떨어진 지점의 평창 E4 스러스트 단층의 상반에 해당하는 마차리층에서 북쪽을 바라보는 관찰면 상에 다수의 소규모 비대칭 습곡구조가 관찰된다. 이 습곡의 힌지는 저각으로 남쪽 방향을 향해 침강하고 있으며, 'z'형 습곡구조의 모습을 보인다.[55]
  • 중앙 영흥층의 동편에 발달하는 스러스트 단층은 가장 동쪽에 위치하는 마차리 스러스트 단층에서 서쪽으로 중앙 영흥층의 동쪽 경계를 이루는 스러스트(영흥층 위에 와곡층이 존재) 사이에 나타나는 스러스트 단층들을 의미한다. 마차리 스러스트 단층에서 서쪽으로 가면서차례로 모하리 스러스트 단층과 남애리 스러스트 단층이 존재한다. 지질도를 이용한 구조적인 해석에 의하면 지표상에 나타나는 이들 3개의 스러스트 단층들 외에도 심부에서 이들과 분절선(branch line)을 형성하며 발달하는 단층들이 더 존재할 것으로 예상된다. 이 지역의 지층들은 지질도 상으로 마차리층에서 와곡층, 문곡층 및 영흥층이 모두 포함되는 시트가 스러스트 단층에 의해 반복되며 나타나고 있다. 이는 중앙 영흥층 서편에서 나타나는 지층의 반복이 주로 문곡층과 와곡층을 포함하는 시트의 반복인데 비하면, 다소 큰 규모의 반복이라 할 수 있다.[55]
    • 남애리 스러스트 단층(NAT, Namaeri thrust Fault)은 남애리 일대에서 명명된 스러스트 단층으로, 캄브리아기 와곡층을 오르도비스기 영흥층 위에 올려놓는 스러스트 단층으로 해석된다. 야외조사 시 남애리 일대의 노두에서는 남애리 스러스트의 경계를 확인할 수 없었다. 이 단층의 북쪽 연장으로 생각되는 갈치재 일대에서 구조적으로 와곡층이 영흥층 위에 놓이는 단층대가 다수의 단층 및 관련 습곡이 복잡한 형태를 이루며 나타난다. 노두에는 단층면이 거의 남-북 방향 주향에 서쪽으로 경사(355°,70°W)하며 발달하고, 하반의 지층은 주향과 경사가 단층면과 거의 평행하여(358°,72°W), 하반 평탄면(footwall flat)을 이루고 있으며, 상반에는 단층과 관련되어 형성되었을 것으로 생각되는 상반 배사(hanging wall anticline)가 형성되어 있으며, 습곡축의 주향이 단층면과 거의 동일하다. 동쪽 상향 방향(east facing)을 가지는 이 습곡이 단층의 상반에서 동쪽 회전향을 보인다. 이 노두의 위치는 지질도 상에 표시된 캄브리아기 와곡층이 오르도비스기 영흥층 위에 나타나는 남애리 단층에 해당하며, 이러한 단층대를 이루는 습곡 및 단층의 이동 방향은 본 단층의 이동 방향이 동쪽임을 지시한다.[55]
    • 모하리 스러스트 단층(MHT, Mohari thrust Fault)는 남애리 스러스트 단층 동쪽에 처음으로 나타나는 캄브리아기 마차리층이 층서적으로 상위에 있는 캄브리아기 와곡층 위에 놓이며, 상반이 동쪽으로 이동하는 스러스트로 해석된 단층이다. 모하리 스러스트 단층의 시트는 영흥층, 문곡층 및 마차리층(북부에서는 삼방산층도 일부 포함됨)을 포함하고, 이들이 지질도 상에 남애리 스러스트 단층과 거의 평행하게 나타나기 때문에 상반 평탄면을 이루고 있음을 알 수 있다. 마차리 스러스트 단층의 시트 내에 모하리 스러스트 단층과 문곡층/와곡층 경계의 하반 절단이 나타나는 것으로 보아, 모하리 스러스트 단층은 하반 경사면을 이루며, 경사면 위 평탄면(flat on ramp) 형태의 단층임을 알 수 있다. 지질도 상에 문곡층과 와곡층의 두께가 변하는 것이 나타나는데, 이는 와곡층 내부에 존재하는 쐐기단층과 문곡층 내부에 존재하는 힌지가 남-북 방향인 습곡 때문으로 해석된다. 이 단층을 따라 북쪽으로 남애리 스러스트 단층의 시트 내에 남애리 단층으로부터 분절을 이루며 발달하는 단층이 나타나고, 이 단층으로 인해 와곡층, 마차리층 및 삼방산층을 포함하는 시트가 반복되는 것을 확인할 수 있다. 서쪽의 남애리 스러스트 단층과의 하반 절단도 나타난다. 남애리 단층을 따라 남쪽으로 북쌍리 역단층과 분절을 이루는 곳에서 남애리 단층과 영흥층/문곡층 경계의 하반 절단이 나타난다. 영월 시내에서 북서쪽으로 약 3.5 km 떨어진 두목 마을에서 모하리 스러스트 단층의 상반에 해당하는 마차리층에서 서쪽 방향으로 경사하는 지층들과 함께 다양한 종류의 소규모 비대칭 습곡 구조가 관찰된다. 한 단계 큰 규모 습곡의 서쪽에서는 동쪽으로 경사(020°, 65°SE)하는 지층 내에 's'형 기생 습곡구조를, 동쪽에서는 서쪽으로 경사(018°, 75°NW)하는 지층 내에 'z'형 기생 습곡 구조를 보인다. 이들 기생 습곡 구조의 중간 부분에서는 지층의 경사 방향이 바뀌는 것도 관찰된다. 이러한 기생 습곡들과 가장 서쪽에서 관찰 되는 서쪽으로 경사(024°, 68°NW)하는 지층의 공간적인 위치를 고려하면, 한 단계 큰 규모의 습곡의 모양 또한 'z'형 습곡 구조의 모습을 보임을 알 수 있다.[55]
    • 마차리 스러스트 단층은 북면 마차리를 중심으로 남-북으로 발달하는 스러스트 단층이다. 캄브리아기 마차리층을 평안 누층군(또는 영흥층) 위에 올려놓으며, 상반이 동쪽으로 이동하는 스러스트로 해석된 단층이다. 지방도 제413호선을 따라 동쪽으로 마차리 일대에서 나타나는 도로변 노두들에서는 대부분의 지층들이 서쪽으로 경사하는 것이 관찰된다. 특히 신흥아스콘 인근의 마차리층에서는 다수의 단층 및 소규모 습곡이 복잡한 형태를 이루고 나타나는 단층대가 노출되어 있었다. 단층과 관련되어 나타나는 습곡은 대부분 남쪽 방향으로 경사하는 밀착습곡 내지 급사습곡으로, 단층의 상반에서 동쪽 회전향을 보인다. 이러한 단층 및 관련 습곡구조는 동쪽으로 평안 누층군이 나타나는 곳까지 비교적 연속적으로 나타나므로, 노두들이 나타나는 이 지역 전체가 단층대에 속할 것으로 판단된다. 영월시내에서 7번 지방도를 따라서 남쪽으로 내려오면서 관찰한 마차리 스러스트 단층의 상반에 해당하는 노두에서 다수의 소규모 습곡 구조가 관찰된다. 광천리 인근의 마차리층에서는 남쪽 관찰면 상에 북쪽으로 경사하는 's'형 밀착습곡 구조를 관찰할 수 있었다. 길을 따라 북동쪽에 나타나는 노두에서는 지층에 거의 수직한 벽개(劈開)가 나타나고, 지층의 경사가 점점 완만해 지다가, 북동쪽의 너분리 인근에서는 다시 북서-남동 방향 주향에 남서 방향의 경사(주향 350°, 경사 남서 45°)를 가지는 마차리층이 나타나는 것이 관찰된다. 이러한 구조들의 공간적인 위치를 고려하면, 북쪽 관찰면 상에서 한 단계 큰 규모의 'z'형 습곡구조의 모습을 보임을 알 수 있다.[61][55][11]
  • 공수원 스러스트 단층은 예미리 부근에서 영월읍 흥월리까지 이어지는 북동-남서 주향의 스러스트 단층이다. 충상된 조선 누층군 태백층군 막동 석회암층과 아래에 놓인 대동 누층군 반송층 사이에 고각으로 발달한 단층이다. 반송층 응회암에서의 SHRIMP U-Pb 저어콘 연대는 1억 8700만 년 전으로 보고되었는데, 그 암석은 단층을 따라 노출된 가장 젊은 암석이기 때문에, 공수원 트러스트 단층의 가능한 (재)활동 연대는 이 시기로 해석된다. 최근에는 역암에서 6천5백만년 전의 SHRIMP U-Pb 저어콘 연대가 보고되어, 공수원 트러스트 단층이 최소한 신생대 고제3기 팔레오세에 재활동했음을 나타냈다.[107]
  • 북쌍리 역단층은 남면 북쌍리에 나타나는 역단층이다. 지질도 상으로 두께가 약 1.4 km로 나타나는 두꺼운 영흥층을 기준으로 서편과 동편에 분포하는 서쪽 경사의 트러스트들 이외에, 이들을 가로지르며 역단층이 나타난다. 지질도 상에서는 역단층의 자취(fault trace)가 남면 남쪽 끝부분에서 상대적으로 두껍게 나타나는 중앙 영흥층의 동쪽 경계를 따라 북쪽으로 이어지다가, 38번 국도 부근에서 영흥층을 가로지르며, 서쪽방향으로 발달하는 것으로 나타난다. 1962년 태백산지구지하자원조사단이 발간한 지질도에 따르면 이 역단층은 단순히 주변 지층의 불연속성을 설명하기 위한 추정단층(inferred fault)으로 제시되었고, 38번 국도를 기준으로 그 북쪽의 단층 자취는 모호하게 제안되었다. 영월 시내에서 서쪽으로 5km 떨어진 북쌍리 일대 영흥층 내에서는 도로를 따라 약 400 m의 단층대 노두가 관찰되었다. 이 노두에서는 다수의 단층 및 습곡이 복잡한 형태를 이루며 나타나며, 향사형 등사 습곡 및 밀착 습곡들이 특징적으로 나타난다. 단층과 관련되어 나타나는 이러한 습곡은 단층의 상반에서 서쪽 회전향을 보여, 단층의 이동방향이 서쪽임을 지시한다. 이 노두의 남서쪽 끝에서는 동-서 방향으로 절단된 단면이 잘 나타나는데, 이 단면상에 나타난 구조들은 동쪽으로 경사하는 단층에서 단층 팁이 서쪽으로 전파(propagation)하면서 형성된 배사구조(tip anticline)를 보여준다.[61][11]
  • 각동 스러스트 단층은 지질도 상으로 영월읍 북부 문산리, 거운리에서 삼옥리와 영월역(덕포리), 흥월리를 지나 단양군으로 이어지는 북동-남서 주향의 스러스트 단층이다. 조선 누층군 영월층군(서부)과 태백층군(동부) 사이의 중요한 경계로 제시되어 왔으며, 영월읍 문산리에서 흥월리까지 대동 누층군 반송층이 이 단층을 따라 길게 분포한다. 영월 지역에서 1940년 요시무라에 의해 '덕포리 스러스트 단층'이라는 이름으로 처음 보고되었다. 북동-남서 주향의 단층의 자취는 단양 지역에서 영월 남서부 지역까지 이어지나, 영월읍 삼옥리 부근에서 주향이 북북동-남남서 혹은 남-북으로 변한다. 영월읍 덕포리에서 이 단층의 주향과 경사는 북동 25° 및 북서 35°이며, 고생대 오르도비스기의 영흥층을 중생대 쥐라기 대동 누층군 반송층 위에 올려 놓는다.[107] 단양군 지역에서는 남한강을 따라 북동-남서 방향으로 발달하며 이 단층에 의해 고생대 오르도비스기의 영월형 조선 누층군이 중생대 쥐라기의 대동 누층군 반송층 위로 충상(衝上)되었고, 이 단층을 경계로 그 동(남)쪽에 두위봉형 조선 누층군이, 서(북)쪽에 영월형 조선 누층군이 분포한다.[108]

단양군[편집]

단양 고수동굴 주변에는 서쪽에서부터 고개 단층, 고수리 단층, 사평리 단층이라고 명명된 3개의 역단층이 발달한다. 이 단층들에 의해 조선 누층군 상부와 평안 누층군의 지층들이 충상(thrust)되어 막동 석회암층과 홍점층(만항층), 사동층, 고방산층이 각 2회 반복 노출된다. 이들 3개의 단층들은 각동 스러스트 단층과 주향이 거의 일치하며 각동 단층 남동쪽 가까이서 평행하게 달리다가 단양군 북부에서 각동 스러스트 단층에 합류된다. 그러므로 이들 단층은 각동 스러스트 단층의 지류(支流)에 해당하는 것으로 보아도 좋다. 막동 석회암층은 원래 하위의 지층들과 함께 고수동굴에서 동쪽으로 약 2 km 들어간 금곡리에 분포하나 고수리 역단층에 의해 변위되어 고수동굴을 포함한 막동 석회암층은 평안 누층군 함백산층에 대하여 상대적으로 수백 m 상승하여 단양읍 고수리에 다시 노출된다.[109]

  • 고수리 단층단양 고수동굴이 위치한 단양읍 고수리 일대에서 동굴 부락이 위치한 안고수 마을을 지나 설미기골이라고 불리는 계곡의 서측 50 m이내에서 설미기골에 거의 평행하게 북북동-남남서 방향으로 발달한 단층이다. 이 단층은 설미기골 상류의 고개를 넘어 남한강에 이른다. 고수리 단층은 안고수 마을에서 남쪽으로는 구고수교의 동쪽을 지나 석탄 폐석이 쌓인 사면을 지나 남진하는데 이곳에서 측정된 단층의 경사는 서쪽으로 50°이다. 이로 보아 고수리 단층은 북동 10°의 주향을 가지고 서쪽으로 50°정도 경사한 역단층이다. 고수동굴의 입구는 고수리 단층에서 약 60 m 서쪽에 있고, 그 출구는 고수동굴 입구보다 수직 거리로 약 40 m 높은 곳에 있으며 고수리 단층과 거의 근접하여 있다. 이렇게 보면 고수동굴은 고수리 단층 상반인 막동 석회암층 속에 있는 것이다. 고수리 단층의 낙차는 1,500 m로 계산된다.[109]

문경시[편집]

  • 문경 단층(문경 대역단층) : 문경읍 부근의 봉명 탄광에서 마성면 외어리와 오천리를 거쳐 하내리로 이어지는 연장 약 12 km의 스러스트 단층으로 부분적으로 30~40°로 경사하는 곳도 있으나 대략 남-북 주향에 서쪽으로 60°경사한다. 이 단층에 의해 고생대 오르도비스기의 조선 누층군 부곡리층(Op)이 중생대 쥐라기의 대동 누층군 단산층(Jd)위로 오버랩(overlap; 충상)되어 있다.[95]
  • 고요리 단층 : 문경읍 고요리를 중심으로 북동 45°주향에 남서 70°의 경사로 발달하는 역단층이다. 문경 단층과 마찬가지로 조선 누층군 부곡리층을 충상시켜 대동계 단산층을 오버랩(overlap)하는 단층이다.[95]
  • 막곡 단층 : 지질도 상으로 문경시 남동부 호계면 지천리에서 우지동공평동을 거쳐 상주시 이안면 양범리까지 이어지는 주향 북동 40°의 단층이다. 조선 누층군 부곡리층(Op)과 대가산 편마암(bgn)의 경계를 이루며 양측 지괴의 변위 방향 및 변위량은 알 수 없다. 본 단층의 남서측 연장부는 알칼리 화강암(Kagr)의 관입에 의하여 나타나지 않으나 알칼리 화강암의 대가산 편마암과의 경계선이 본 단층의 연장 가상선과 거의 일치하고 있어 본 단층이 구조적으로 본 역에 있어서 알칼리 화강암의 관입활동에 미친 영향성이 적지 않았던 것으로 추측된다. 알칼리 화강암에 의해 소멸되었던 단층면은 더 남쪽인 상주시 이안면 대현리에서 대현리 단층에 의해 절단되어 그 이남 지역에서는 소규모로 화강암이 관입하고 있어서 본 단층면이 보존된 것으로 생각되나 중소리층의 부정합적 피복에 의해 나타나지 않는다.[96] 옥동 단층함창읍까지 내려오는 것을 고려하면 막곡 단층은 옥동 단층의 일부일 가능성도 있다.
  • 가은 단층 : 남서쪽으로는 농암면 농암리(籠巖里)에서 가은읍 왕능리-마성면 하내리 간 고갯길에 위치한 '새터' 마을을 거쳐 북동쪽으로는 봉립(鳳笠; 봉생동)까지 이어지는 북동-남서 방향의 충상 단층이다. 본 단층은 북쪽으로 60° 경사하는데 새터 부근에서 어룡 단층에 의해 절단된다. 본 단층에 의하여 조선계 대석회암층군 부곡리층(Op)의 상부 석회암층이 대동계의 하부 단산층과 접하고 있어 800 m 이상의 수직 낙차를 갖는 대규모 단층이다.[96] 지질도 상에 나온 단층의 연장은 10 km 이상으로 보인다.[11]
  • 하괴리 단층 : 가은읍 하괴리를 중심으로 발달하는 북동-남서 주향의 단층이다. 단층면은 북쪽으로 40~60° 경사하며 시대 미상의 상내리층(PZost)과 조선 누층군 대석회암층군(Op)과의 경계를 이룬다.[96]
  • 연천 단층 : 농암면 연천리를 중심으로 북동 60° 주향으로 발달하는 수직 단층이다. 옥녀봉층과 조선 누층군 대석회암층군 그리고 홍점층이 단층으로 접촉하고 있게 하며 단층의 운동 방향 및 변위량은 알 수 없다.[96]

각주[편집]

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  10. <한반도 중부지역의 암석 및 지질구조 특성>, 한국지질자원연구원
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  29. 10~15 km 보다 깊은 곳에서는 연성(延性) 변형 작용이 우세하여 연성 전단대 내에 응집력이 있는 압쇄암 계열(mylonite series)이나 변성압쇄암(blasto-mylonite)이 중부 지각 내에 형성된다.
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