チベット高原北部における石炭生成の地質的背景および石炭系資源の特徴（その１）

2017年10月 2日

　凝縮石炭、コールベッドメタン、石炭シェールガス、砂岩型ウラン鉱などのエネルギー鉱物、砂岩型銅鉱、堆積バナジウム鉱、石炭型ゲルマニウム鉱、石炭型ガリウム鉱などの金属鉱物、ボーキサイト鉱、石膏鉱、粘土鉱、高品質の石灰岩などの非金属鉱物および水資源など。科学技術の急速な発展と鉱物資源の包括的調査、総合的な利用が進展するに伴い、石炭を含む盆地に対する複数の鉱物種の研究と利用が、調査・開発・利用部門からますます重視されるようになった。石炭系を鉱物埋蔵ユニットとする鉱物資源の包括的調査は今や、石炭地質業務の焦点となっている［1］。

　チベット高原の重点鉱区ではここ数年、石炭、油ガス、鉱物の調査が秩序立てて展開され、重要な進展が得られた。特に石炭系からは高い要素異常およびガスハイドレートが発見された。こうした重要な進展は、チベット高原の石炭を含む地層中に比較的豊かな石炭系エネルギーおよび金属鉱物が埋蔵されていることを示唆している。しかし、現在のチベット高原の石炭系における鉱物資源の種類、埋蔵状態、埋蔵層位、分布特徴などはまだはっきりしていないため、同エリアにおける鉱物資源調査・開発の全体計画がある程度制約されている。

　筆者は「チベット高原の石炭系資源の包括的調査と評価」プロジェクトを通じ、地質調査のレベルが比較的高いチベット高原北部地域を重点研究エリアとし、同エリアにおける石炭系の堆積、構造、鉱物などの資料を系統的に分析したうえで、同エリアにおける石炭生成の地質的背景、石炭蓄積の特徴、石炭系の鉱物の特徴などについて総合的な研究を行い、チベット高原地区の石炭系資源の包括的調査に向けた基礎資料と技術面のサポートを提供する。

1　エリア内の構造

　チベット高原はタリムプレート、中朝プレート、揚子プレートとインドプレートの間に位置し、北は阿爾金断層を、西南はヒマラヤ主境界断層を［2］、東南は竜門山断層を、東北は北祁連主断層をそれぞれ境とする［3］。その北部はカレドニア期、インドシナ期における陸塊のゆっくりとした集合、合体、衝突・造山の過程［4-5］を経ており、主に、秦祁昆阿造山系(I)、羌塘—三江造山系(III)、ガンディセ—ヒマラヤ造山系(V)および間に挟まれた康西瓦—南崑崙—木孜塔格—瑪多—瑪沁結合帯(II)、班公湖—怒江—昌寧—孟連結合帯(IV)から構成される［6-7］（図１）。プレートの沈み込み、減少、衝突により、プレート間の海盆が徐々に縮小、閉合し、縫合帯が形成された。これらのプレートの運動は、チベット高原地区のテチス海の発展、変化および消滅の過程［8-9］を反映している。

図１　チベット高原北部の構造および石炭ベルトの区分

Fig.1 Tectonic division and coal-rich zone in the north Qinghai-Tibet Plateau

2　石炭埋蔵構造ユニット

2．1　区分の原則

　チベット高原北部の石炭系の分布は、地域の構造による制限を大きく受けている［10-12］。石炭埋蔵構造ユニットは主に、石炭系の集合の特徴、埋蔵の特徴および所在地域の地質的特徴などに基づき区分され、石炭系の埋蔵（形成と変形）に対する構造作用の制御作用を反映している。これは炭田構造の空間分布の法則の総括であり、地質作用を受けた後の現在の石炭系の埋蔵状態が強調されている。

2．2　石炭埋蔵ユニットの区分

　チベット高原北部の石炭系は、崑崙山、積石山、唐古拉山、土門—巴青、昌都—芒康などの石炭ベルト（表１）に分けられる。そのうち、昌都—芒康石炭ベルトは唐古拉山石炭ベルトから南東に伸び、石炭を含む地層は石炭系からトリアス系へと変化した（図１）。新生代に発生した大規模な造山作用により、初期に形成された山系が改造されるとともに、強烈なマグマ活動と変成作用により［7］、最終的に石炭を含む地層がブロック状に切断され、石炭層の連続性と完全性が破壊され、現在のような複雑な石炭埋蔵構造が形成された［9］。各石炭埋蔵ユニットの主な石炭を含む盆地および地層については、表１を参照のこと。

3　主な石炭蓄積期における石炭生成の地質的背景

　チベット高原北部の主な石炭蓄積期には、石炭紀前期、石炭紀後期、ペルム紀後期、トリアス紀後期、ジュラ紀前期・中期がある（表２）。チベット高原北部における各時代の石炭を含む地層の岩質および分布の特徴を、地域構造の変化と組み合わせることによって、同エリアにおける主な石炭蓄積期の石炭生成環境の変化を分析することができる。

3．1　石炭紀前期、石炭紀後期

　石炭紀の石炭生成作用は、石炭紀前期および石炭紀後期に発生した。

　石炭紀前期はチベット高原における最初の石炭生成期［13］であり、雑多群(C ₁ zd)の海陸交互環境における石炭を含む堆積と沿岸の砕屑岩堆積が形成された。岩質は、石炭を含む砕屑岩と炭酸塩岩。上部の炭酸塩岩は、海洋動物の化石を豊富に含み、砂岩は厚い層が主で、粒度は比較的細かく、選別性が高く、構造の成熟度が高く、平行層理、水平層理および小型斜交層理が形成された。下部の石炭を含む砕屑岩グループは、海陸交互環境の石炭を含む砕屑岩堆積構造で、吉耐—其涌の一帯に、ほぼ東西方向に帯状に連続して分布している［14］ 。

　石炭紀後期には、唐古拉山東区間の雑多—囊謙の一帯で、加麦弄群(C ₂ jm)の海陸交互環境における石炭を含む堆積と沿岸の砕屑岩堆積が形成された。これは、下部の雑多群と平行不整合の関係になっている［15］。加麦弄群は上部の炭酸塩グループと下部の砂質粘板岩グループに分けることができる。下部の砂質粘板岩グループは採掘可能な石炭層を含み、岩質は長石砂岩、石英質シルト岩、シルト質粘板岩、灰緑色の泥灰岩が混じった炭質粘板岩、結晶質石灰岩、凝灰岩、デイサイト、玄武質火山角礫岩および縞状石炭。海陸交互環境の石炭を含む砕屑岩堆積であり、唐古拉山地区の主な石炭を含む地層の一つである。

　石炭紀の石炭を含む地層は、大地構造において、石炭紀前期・後期における古テチス海弧盆地系の北羌塘断層地塊の北縁に位置する。その北側は東崑崙-柴達木陸塊の前身———柴達木古陸およびその間の古テチス海である。石炭紀前期の石炭を含む地層は、北羌塘断層地塊周辺の陸海過渡環境の砕屑物からなる干潟あるいは沿岸デルタの堆積体系に堆積した。石炭紀前期の終わりごろになると海退が発生し、石炭紀後期に石炭生成作用は終わりを迎えた。その後、石炭紀後期の初めごろに海侵が発生し、結扎—雑多—囊謙などに海水が再び到達、石炭生成環境が形成され、石炭紀後期の加麦弄群における石炭を含む砕屑岩構造が堆積された。石炭系の石炭蓄積盆地は大陸周辺部の陥没型石炭蓄積盆地であり、石炭の蓄積・堆積環境は、砕屑物亜潮間帯の泥炭沼沢である。石炭紀全体の石炭系の蓄積は、沈み込み作用のない受動的な大陸の周辺部で発生し、安定的な大陸辺縁部における石炭生成に属する。

3．2　ペルム紀後期

　研究エリアにおける、ペルム紀の石炭を含む地層は主にペルム系上部統の那益雄組(P ₃ n)で、唐古拉山東部の烏麗一帯に位置し、北西—南東方向に向かって伸びている。岩質はダークグレーの石質砂岩、石炭および石灰岩を含む粘土岩。底部には赤紫色の石英質礫岩があり、陸海交互環境の石炭を含む堆積に属する。石炭系は烏麗から西に向かって徐々に薄くなり、最終的に尖滅する。

　ペルム系上部統(P ₃ n)の石炭を含む地層が堆積した時、北側は古テチス海に、南側は羌塘陸塊の北部にそれぞれ隣接していた。石炭紀の古い地理状態をほぼ受け継いでおり、浅海の堆積地帯であった。砕屑物の粒度は北東に向かうにつれ徐々に細かくなり、層の厚さは薄くなっている。これは、古い地形が、南西が高く北東が低い傾向を持っていたことを反映しており、北東に向かう緩やかな斜面が存在している。ペルム紀後期に石炭が生成された当時、古テチス海はすでに閉合が始まっており、南西に向けた羌塘陸塊の下への沈み込みも始まっていた。このため、ペルム紀後期の石炭系は主に、海洋地殻の沈み込み作用が発生した大陸辺縁部の溝-弧-盆体系の中にあり、活動的な大陸辺縁部における石炭生成に属する。

3．3　トリアス紀後期

　研究エリアにおける、トリアス紀の石炭を含む地層は主にトリアス系上部統の巴貢組(T ₃ bg)と土門格拉組(T ₃ tm)である。

　巴貢組(T ₃ bg)は主に、烏麗—開心嶺地区の北東側およびチベット昌都地区お西部に帯状に伸びており、岩質は灰色、灰緑色に赤紫色が混じったシルト岩、石質砂岩、石質石英砂岩、ブラックシェール、シルト質シェール、炭質泥岩の混じった粘板岩、不純な石灰岩、泥灰岩、石炭層および少量の凝灰岩、玄武岩。一部の地域では上部にドロマイト、石膏、菱鉄鉱の結核がまれに見られる。海陸交互環境の石炭を含む砕屑岩堆積構造である。横方向の変化が比較的大きく、堆積の厚さは地域ごとに大きく異なり、南西から北東に向かって徐々に厚くなる。

　土門格拉組(T ₃ tm)は主に、南・北羌塘の間にある中央隆起帯の112道班—麦塞日—索雄郷一帯に分布する。岩質は、下部の炭酸塩岩グループと上部の石炭を含む砕屑岩グループに分けられる。石炭層は主に砕屑岩グループに埋蔵している。やや変質的な陸海交互環境－湖沼環境の縞状石炭を含む陸源性砕屑物堆積である。

　トリアス紀後期には、研究エリアの地殻は依然として押し出し・隆起の状態にあり、羌塘陸塊と松潘・甘孜-可可西里残存海盆はまだ完全に衝突・閉合しておらず、石炭を含む盆地のタイプは依然として大陸周辺型石炭含有盆地であった。ペルム紀後期と同じく、トリアス紀後期の石炭系も沈み込み作用が発生する溝-弧-盆体系の中にあり、その石炭生成モデルも同じく活動的な大陸辺縁部における石炭生成である。

3．4　ジュラ紀前期・中期

　研究エリアにおける、ジュラ紀の石炭を含む地層は主にジュラ紀前期・中期の羊曲組(J _1-2 y)およびジュラ紀前期の年宝組(J ₁ n)である。

　羊曲組(J 1-2 y)は主に、雪山峰、埃坑徳勒斯特、沢庫、苦海、紅土坡、果洛積石山などの山間の断層盆地に分布する。内陸の河・湖環境における石炭を含む砕屑岩堆積構造であり、分布が散らばっている。下部のトリアス紀後期の八宝山組あるいは鄂拉山組とは不整合接触の関係にある［16］。岩質は灰色と赤紫色の礫岩、砂岩、シルト岩、粘土岩、石英砂岩、炭素質のシェールが混じった泥岩互層、石炭層。一部の地域では、石膏および鉄結核が混じっている。

　年宝組(J ₁ n)は巴顔喀拉山エリアの索乎日麻、桑日麻、年宝炭鉱一帯に断片的に分布し［16］、巴顔喀拉山群と不整合の関係にある。灰紫色の変質安山岩、流紋岩、石炭を含む砕屑岩（砂岩、炭質砂岩、シェール、石炭層、縞状石炭）が混じった結晶質凝灰岩から構成される。底部は流紋質火山角礫岩からなり、山間盆地における火山砕屑岩の石炭を含む堆積に属する。

　トリアス紀後期の終わりからジュラ紀前期にかけ、羌塘陸塊、松潘・甘孜-可可西里陸塊と東崑崙-柴達木陸塊が衝突し、古テチス海は完全に消滅、南からの比較的強い押し出し作用を受け、地域は全体的に褶曲・隆起し、チベット高原北部全体が大陸内造山期に入った［17-18］。ジュラ紀前期・中期の石炭を含む地層は、ほぼ東西方向に伸びるジュラ紀の山間断層型石炭蓄積盆地に堆積した。盆地は東西に伸び、石炭生成作用はプレート内部で発生したため、プレート内活動による石炭生成に属する。

（その２へつづく）

※本稿は喬軍偉, 李聡聡, 範琪, 譚節慶, 謝涛, 楊成, 呂俊娥「青蔵高原北部成煤地質背景及煤系鉱産資源特征」（『煤炭学報』2016年第41巻第2期、pp.294-302）を（『煤炭学報』編集部の許可を得て日本語訳・転載したものである。記事提供：同方知網（北京）技術有限公司