ミャンマーの地質

ミャンマーの地質は、インドプレートが北上して東南アジアに向かうにつれて変化する地質構造の要素によって制御される、劇的で進行中の地質構造プロセスによって形成されている。^[1] ミャンマーは、北向きの断層によって分離された3つの地質プレート（インドプレート、ビルママイクロプレート、シャンタイブロック）の一部にまたがっている。西側では、非常に斜めの 沈み込み帯が沖合のインドプレートを、国土の大部分の下にあるビルママイクロプレートから分離している。ミャンマーの中央東部では、右横ずれ断層が南から北へ1,000 km（620マイル）以上伸びている。^[2]これらの地質構造帯は、この地域で大きな地震の原因となっている。^[1]始新世に始まったインドプレートとユーラシアプレートの衝突は、ミャンマーの最後の地質学的断片を提供し、^{[3]そのため、ミャンマーは}中生代と古生代の記録と比較して、より広範な新生代の地質学的記録を保存している。ミャンマーは地理学的にインド・ビルマ山脈、ミャンマー中央ベルト、シャン高原の3つの地域に分かれており、^[4]これらはすべて西に膨らんだ弓状の形をしています。ミャンマーのさまざまな地域的地殻構造は、さまざまな地域的特徴を生み出すだけでなく、石油盆地の形成と多様な鉱物資源の混合を促進します。^[5]

ミャンマーは3つの自然地理学的地域に分類されており、各地域はミャンマーのほぼ南北方向に広がっており、西から東にかけてはインド・ビルマ褶曲山脈、ミャンマー中央ベルト（MCB）、シャン高原となっている。^[4]ミャンマーの北では、東ヒマラヤ山脈 が3つの自然地理学的地域の境界となっている。^[6]

ミャンマーは複雑な弧状の変形構造を呈しているが、これはおそらくさまざまな力が組み合わさった結果である。^[7]西部の沈み込み系とミャンマー中央部の横ずれ断層系の他に、チベット高原からの地殻変動も大きな要因となっている可能性がある。^[7]チベット高原はミャンマー北部に位置し、始新世以降かなり厚くなった。^[7]厚くなったチベット地殻に蓄えられていた大量の位置エネルギーが解放され、東ヒマラヤ山脈の周囲に地殻変動が発生した。^{[8]地殻変動は西に向かってミャンマー中央部まで流れている。この地殻変動は、沈み込み系の}付加体ウェッジとともに、インド・ビルマ山脈の後期新第三紀の隆起に関与した可能性がある。 ^[7]

インド・ビルマ山脈は、ミャンマーのインドプレートとビルマプレートの収束境界に位置している。2つのプレートの沈み込みにより、収束境界に沿った東西短縮に対応するために付加体ウェッジが発達した。その後、衝上断層運動、褶曲運動、隆起運動によりインド・ビルマ山脈が形成された。^[9]この山脈帯は、アラカン・ヨマ山脈、チン丘陵、ナガ丘陵、マニオール丘陵、ルシャイ丘陵、パトカイ丘陵など、さまざまな山々から構成されている。^[10]インド・ビルマ山脈はさらに北で東ヒマラヤ山脈と融合し、アンダマン海に沈み、さらに南でアンダマン諸島として再浮上した。 ^[4]

インド・ビルマ山脈は中央部（北緯約22度）で西に膨らみ、弧状の構造を形成している。^[7]この弧状の構造はインド・ビルマ国境に沿った収束運動の制限を意味しており、そのため衝突の強度は山脈に沿って変化する。^[10]

衝突はインド・ビルマ山脈の中心部、北緯24度付近で最大となり、広く高い山脈（幅20kmまで）を形成し、南部（北緯16度）では狭く低い丘陵に発展する。^[10]衝突はインド・ビルマ山脈の北部（ナガ領域）の北西から南東にかけて発生する。^[11]

1000 kmのミャンマー中央帯は、インド・ビルマ山脈（西）とザガイン断層（東）の間にある一連の新生代サブ盆地で構成されています。^[12]これらの盆地は、一般的にインド・ビルマ沈み込みシステムの前弧/背弧盆地対と考えられています。^[7]ミャンマー中央帯内の8つの主要な第三紀サブ盆地は、フクワン、チンドウィン、シュエボ、サリン、ピイ湾、イラワジデルタ、バゴー・ヨマ、シッタン盆地です。^[13]

中央ベルト内には、斜め逆断層、横ずれ断層、正断層など、さまざまな構造的特徴が見られます。^[12]剪断帯の豊富な証拠は、ミャンマー中央ベルトが深刻な内部変形を受けたことを示しています。ベルトに沿って露出した変成岩線構造^[14]は、中央ベルト内でさまざまな動きを示しています。(1)漸新世から中新世初期にかけて、北北西方向に伸びる右 引張形状が「雁行型」の引き離し盆地を形成しました。^[12] (2) 盆地中央の西傾斜の逆断層にみられる断層伝播褶曲は、鮮新世から更新世以降、東西方向に伸びるトランスプレッション変形を示しています。 [ ^12]

シャン高原は平均標高1キロメートル（0.62マイル）で、ミャンマー東部の高原を形成している。^[15]ミャンマーの主要な地形的起伏を形成し、南東に向かってタイまで広がっている。^[16]この高原はミャンマーの他の地域とは異なり、古生代、中生代、さらには先カンブリア時代の 堆積岩の厚い層で構成されている。^[15]シャン高原の褶曲、衝上断層運動、隆起は、インド・ユーラシア衝突の開始時にミャンマー中央ベルトに沿って起こったトランスプレッション変形と同時期に起こったと考えられる。 ^[16]

モゴック変成帯（MMB）は、サガイン断層の東、シャン高原の西に位置し、シャン断崖の麓にあります。ほぼ南北方向に走り、平均幅24～40 kmで1500 km以上伸びています。^[4]変成岩および変成貫入岩は、大理石、片岩、上部両閃岩の片麻岩で構成され、局所的には変形した花崗閃緑岩のプルトンとペグマタイトが貫入したグラニュライト相があります。 [2] この帯には、線構造、鞘状褶曲、および「鉛筆のような」マリオンなど、^北北西南南東方向に沿った延性伸張の証拠も見られます。^[2]様々な放射年代測定により、モゴック変成帯の年代はザガイン断層よりも古く、ザガイン断層の剪断加熱はモゴック変成帯の形成には寄与していないことが確認されている。^[2]

サール（2007）は、モゴック変成帯に沿って5段階の変成作用とマグマ活動が起こったと示唆した。^[2]

1. ジュラ紀-白亜紀前期 I 型貫入および変成作用 (171–120 Ma)
2. 暁新世-始新世初期の黒雲母花崗岩の岩床注入の変成作用 (~59 Ma)
3. 始新世後期-漸新世の珪線石の変成作用（3700万～2900万年前）
4. 後期漸新世-前期中新世花崗岩マグマ活動（2200万～1600万年前）
5. 鮮新世-第四紀の火山活動 (0–6 Ma)

注: Ma (メガ年) は百万年です

インド・ビルマ山脈は、主に新生代の フライシュ堆積物^[17]と、厚い中生代層の上に重なるジュラ紀後期の中生代 オフィオライトの核からなる堆積帯である。上記の不整合はすべて、先三畳紀にまで遡る変成基盤岩の上にある。^[6]

中生代オフィオライトの核は、蛇紋岩 ペリドタイト、枕状玄武岩、赤色チャートなどで構成されています。 ^[6]オフィオライトのオブダクションは、シャンタイブロック、ビルママイクロプレート、インドプレートの間のいくつかのネオテチス海峡の閉鎖として解釈されています。^[7]

オフィオライトに覆われた堆積層は、後期三畳紀からオルビトイドを含む後期白亜紀の 炭酸塩岩と頁岩に及び、^[7]堆積層の一部は高圧/低温の青色片岩変成作用を受けている。^[17]

ミャンマーのビクトリア山地域では、カンペトレ片岩と片麻岩からなる先三畳紀の変成基盤岩が露出している。 ^[6]インド・ビルマ山脈の西側斜面にあるフライシュ型堆積物は、褶曲・衝上断層のある東側斜面よりも比較的新しい。^[18]

ミャンマー中央ベルト（MCB）に沿った新生代のプルアパート盆地は、厚さ15kmの後期白亜紀および始新世から後期中新世の堆積物で満たされています。^[6]

シャン高原は、硬質のシャン・タイ・ブロックに属し、部分的に低変成岩と先カンブリア時代の結晶質岩石^[6]が固まり、その上に古生代と中生代の堆積岩が厚く重なり合って形成されています^{[15] 。}

ミャンマーの地質学的背景は、西側境界の非常に斜めの収束、ミャンマー中央部のビルマ・スンダ境界を定める右横ずれ断層、および南のアンダマン海嶺の拡大から成ります。^[3]

始新世以降、インドプレートの北上がユーラシアプレートと衝突し、ヒマラヤ造山帯を形成した。^[19]インドプレートとユーラシアプレート（スンダ）の相対運動には、（1）北東10度方向に伸びる年間36 mmの右横ずれ、（2）年間7～9 mmの東西収束の2つの要素がある。^[20]この収束運動は、インドプレートとビルママイクロプレートの間の非常に斜めの沈み込み帯と、ミャンマー中央部のザガイン断層による内部変形によって吸収される。^[7]

インド・ビルマ収束型プレート境界（アラカン海溝とアンダマン海溝）の傾斜角は北に行くほど大きくなり、北緯20度で最小58度、北緯22度付近で70度となり、北緯24度付近で90度、さらに北に行くほど90度以上に急激に大きくなります。^[3]インド・ビルマ地域の境界はさらに南に伸びてベンガル湾に入り、スマトラ海溝に繋がります。^[3]

インドとユーラシアの衝突に対応するため、ミャンマーには広範囲にわたる断層系が存在します。以下では、主要な断層系のうち2つを紹介します。

20mm/年の右横ずれ断層であるザガイン断層は、ビルママイクロプレートをスンダプレートから分離している。^[21]弧状に平行な断層は南北方向に1400km以上伸び、中央の700km（北緯17度から23度）では驚くほど直線的であり、断層の北端と南端ではそれぞれN10度EとN170度Eの方向に振れるわずかな弧形を形成している。^[21]北方では、ザガイン断層はジェイドマインベルト（約24.5度N）で終わり、幅200kmの圧縮性馬の尾構造に広がっている。^{[21]南方では、活発な}アンダマン拡大地溝とつながっている。^[21]アンダマン地溝での海底拡大の開始により、ザガイン断層の年代は最低でも450万年と制限されている。^[22]

右横ずれ断層の総変位量は依然として議論の的となっている。Curray et al. (1979) は中新世以降、総変位量は 460 km であると示唆した。 ^[23]一方、Khin Zaw (1990) は後期中新世以降、250 km であると提唱した。^[24] Guillaume & Rangin (2003) は、4-5Ma 以来、20mm/年の連続した右横ずれを制約して、約 100 km と推定した。^[16]

^{ミャンマー中央盆地（MCB）とシャン高原（または東部高原） [16]}を分ける地形的境界はシャン崖と呼ばれている。短い距離（数キロの範囲で最大1.8km）にわたる急激な隆起には、逆断層の痕跡と大きくひっくり返った褶曲がある。^[16]シャン崖は東側でサガイン断層と平行に並んでいる。^[16]逆断層の一般的な走向傾向はN20°Wで東北東方向に傾斜している。マンダレー北部の断層崖（北緯21°から北緯22°）に沿って、N20°E走向の正断層がいくつか確認されている。^[16]断層崖に沿って右横ずれ運動も観測されており、この運動は近くの右横ずれサガイン断層によるものと合理的に予想される。南に向かうと、シャン崖はスリーパゴダ断層との合流点で終わる。^[21]

シャン断崖の麓では、北北西-南南東方向に伸びる定常伸張延性変形が確認されており、これはミャンマー中央ベルト（MCB）の雁行型プルアパート盆地を生成する広範な力と一致している。^[16]

上記の証拠は、ミャンマー中央ベルト（MCB）に沿った延性変形が、サガイン断層とシャン断層に沿った脆性変形に先立って発生するはずであることを示唆しています。

ミャンマーは 3 つの地殻プレート (インドプレート、ビルマ・ミクロプレート、スンダプレート) の境界に位置しているため、その地質学的進化は、この地域のプレートテクトニクス イベントに大きく依存しています。以下では、地質学的時間スケールの順にミャンマーの地質学的進化について説明します。主要な地殻プレート イベントのみが記録されており、主要なイベントが発生しなかった時間スケールはいくつか欠落しています。

ペルム紀初期には、ゴンドワナ大陸から大陸ブロックが分裂した。^[26]この大陸プレートは、シャンタイ、^[26]シブマス、^[27]シノブルマラヤなど様々な名前で呼ばれてきた。この大陸ブロックには、氷河起源の海洋ダイアミクタイトユニットの特徴が見られ、ゴンドワナ大陸起源であることが示唆されている。^[25]シャンタイブロックは、ゴンドワナ大陸時代にはオーストラリアプレートの北西に位置していたと考えられる。^[25]

三畳紀中期から後期にかけて、シャン・タイ・ブロックはインドシナ・ブロックと衝突し、北東部のオフィオライトとそれに関連する弧系をアンダースラストした。 ^{[15] 2つのブロックの衝突に沿って}前地スラスト帯が形成され、シャン高原の基礎が築かれた。^[15]

化石やデルタ堆積物を含む厚いフライシュ層が、衝突前に2つのブロック間の浅い海域が閉じたことにより、シャンタイブロック北東部（現在のシャン高原）に沿って堆積しました。^[6]海洋の沈み込みによって、大規模な花崗岩質プルトンとバソリスの貫入が誘発されました。^{[6]また、前地衝上断層帯内の}変堆積岩の部分溶融により、スズ・タングステン鉱化が起こりました（中央スズベルト）。^[15]

インドプレートは白亜紀にゴンドワナ大陸から離れ、年間10cmの速度で北上した。^[7]

ゴンドワナ大陸から隆起したビルマ・マイクロプレートもシャン・タイ・ブロックに接し、およそこの時期にスンダプレートの一部を形成した。^[15]ビルマ・シャン・タイ衝突の時期については食い違いがあり、ミッチェル（1989）は白亜紀前期としているが、1993年には始新世中期に変更されている。^[18]ハッチソン（1989）は白亜紀後期としている。 ^[28]アチャリヤ（1998）は漸新世後期としている。^[29]

始新世初期には、インドプレートとユーラシアプレートの間で大陸同士の激しい衝突が始まり、ヒマラヤ造山運動が形成されました。^[30]インドプレートの東縁では、インドとビルマ・マイクロプレートの境界で大きな斜めの沈み込みが起こっています。^[31]

始新世後期から中新世にかけて、ビルマ・シャンタイ・ブロックはプレート境界に沿った大規模な衝突に対応するために時計回りに30度から40度回転した。^[30]その結果、島弧は東西方向から南北方向にシフトする傾向が生まれた。

沈み込み境界は付加体を形成し^[30]、最終的には衝上断層運動と褶曲運動によってインド・ビルマ山脈を形成します^{[18] 。}

後期中新世から鮮新世にかけて、シャン・タイ・ブロックの下のビルマ・マイクロプレートのスラブ剥離によりスラブ内にマントル窓が形成され、ミャンマー中央ベルトに沿ってアルカリ性およびカルクアルカリ性の火山活動が起こりました。^[32]

後期中新世（1000万年前）には、ミャンマー中央ベルトで大規模な地域プレート運動学的再編成遷移が起こった。^[16]構造体制は北西-南東伸張力から盆地反転へと変化し、鮮新-更新世には東西圧縮による大規模な隆起が続いた。^[33]

ミャンマーには、経済的に重要で世界的に認知されているさまざまな鉱床があります。ミャンマーは、本物の翡翠の世界的産地であり、世界でも最高級のルビーを産出しており、^[5]モゴック渓谷の鉱山は何世紀にもわたって世界の供給量の大部分を供給してきました。^[34]

ミャンマーの鉱床は様々な労働者によって異なる鉱床生成地域に分類されています。^[5]以下に9つの主要な地域を概説します。

1. マグマ性熱水花崗岩とペグマタイトに含まれる鉱物：ミャンマー南部では世界クラスのスズとタングステンの鉱化が見つかっています。これらの鉱化は、後期白亜紀～始新世の貫入花崗岩と関連していることが多いです。^[35]年代は4500万年から6200万年前頃と推定されています。^{[36] [5]}
2. スカルン：モゴック変成帯に沿って発見され、天然の金と卑金属の 硫化物は、金雲母を含む両閃岩級の大理石の中に含まれています。^{[5]花崗岩の年代は、}ジルコンU-Pb地質年代測定により17Maまで遡ります。^[5]
3. 斑岩：卑金属硫化物と金の鉱床はマグマの貫入と関連している。^[37]ミャンマーのシャンガロンの鉱化は、40Maのホストバソリスへの細粒閃緑岩の貫入と関連している。^[5]
4. 熱水岩：熱水岩のAu-Cu鉱化と金を含む石英脈は白亜紀の花崗閃緑岩と閃緑岩のマグマ岩に含まれています。 ^[38]
5. 超塩基性岩：超塩基性岩を含む鉱床は、ミャンマー国内でオフィオライトの破片とともに発見されています。^[5]タガウン・ミッチーナ・ベルト（TMB）はオフィオライトマントルペリドタイトで構成され、ニッケルラテライトの供給源です。^[39]パカント地域では、純粋な翡翠が大量に見つかります。^[40]インド・ビルマ山脈（チン丘陵やナガ丘陵など）にも、クロム鉄鉱やニッケルの鉱床が数多くあります。^[6]
6. 造山性金：ミャンマーの金鉱化は造山性型または白亜紀-古第三紀の断層帯に関連していると推定される。^[41]
7. 堆積物に含まれる鉛・亜鉛：炭酸塩岩に含まれる鉛・亜鉛硫化物鉱床がシャン高原の上部古生代炭酸塩岩層中にいくつか発見された。^[41]
8. 宝石：最高級のルビーは、大理石から作られたモゴック変成帯から産出されます。宝石品質のルビーは、始新世から漸新世の高温変成作用によって形成されます。^[39]
9. 堆積物に含まれる浅熱水性金：チャウパト鉱山はミャンマーのザガイン管区周辺にある最大の金生産鉱山です。ここでの金鉱化は、後期始新世の伸張断層（おそらくザガイン断層による）と激しい熱水変質および珪化の間に形成されました。^[42]

ミャンマーの炭化水素盆地は、主に中央ミャンマーベルトに位置しており、例えばサリン盆地、チンドウィン盆地、フカウン盆地など、1000km以上に渡って広がっています。^[43]炭化水素盆地を構成する地層は、始新世から中新世中期の堆積岩で、漸新世と中新世の頁岩と粘土が互層に重なっています。^[43]

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