ゾングルダク盆地

トルコ北西部のゾングルダク盆地は、トルコで採掘可能な石炭鉱床がある唯一の盆地である。1800年代後半から石炭の採掘が行われている。盆地はトルコのゾングルダクにちなんで名付けられ、北緯約41度に位置する。盆地はほぼ楕円形で、長軸はほぼ南西から北東を向いており、黒海に隣接している。ゾングルダク盆地には、西から東に、アルムトゥク、ゾングルダク、アマスラの3つの主要な地域があることが知られている。^[1]

ゾングルダク盆地は、2 つの主要な堆積期を経験しました。最初の堆積期は古生代に始まり、2 番目の堆積期は白亜紀に始まりました。盆地内の孤立した堆積地域は、後期ペルム紀から三畳紀、およびジュラ紀末期に発生しました。

ゾングルダク盆地で最初に堆積が起こったのはオルドビス紀である。^[2]堆積は下部オルドビス紀のソフクス層から始まる。ソフクス層の厚さは700～1100メートルである。その基部は緑色頁岩と砂岩で構成され、上に向かってアルコス質礫岩へと粗大化する。下部オルドビス紀のアイドス層はソフクス層を整合的に覆っている。これは石英砂岩の礫岩で、厚さは50～200メートルである。フィンディクリ層はゾングルダク盆地で上部オルドビス紀、シルル紀、最下部デボン紀に堆積した。厚さは300～450メートルである。その相は、時間の経過とともに浅くなりつつある混合珪砕屑岩-炭酸塩岩棚環境を示している。

フェリズリ層の赤色の交差層状砂岩は、フェンディクリ層の泥灰岩堆積物を覆っています。魚卵状砂岩には鉄と鉄鉱石が含まれています。^[2]この層は、フィンディクリ層と同様に、堆積環境がより浅い方向へ、また堆積エネルギーが高い領域へ移行していることを示しています。フェリズリ層の若い堆積物は、次第に炭酸カルシウムに富むようになり、最終的にはイランリ層に取って代わられます。^[2]

宜蘭里層はビザンチン紀のもので、ゾングルダク盆地の石炭関連層序の始まりである。^{[3] [4]}宜蘭里は、石灰質の黒色および灰色頁岩を含むドロマイト質 石灰岩ユニットである。浅い海洋の受動的縁辺環境に堆積した。アラチャグジ層によって整合的に覆われ、1000 m を超える堆積物が蓄積されている。^[2]アラチャグジ層には石炭の経済的な鉱床が含まれている。ユニットの下部では主に交差層状の黒色頁岩とシルトで構成され、層の上部に向かって徐々に砂、頁岩を含む石炭、および礫岩で構成されるようになる。 ^{[3] [4]}アラチャグジ層の相分析は、湖沼堆積物、河川堆積物、扇状地堆積物を含む沿岸環境を示唆している。^[3]

アラチャグジ層を整合的に覆っているのがコズル層である。コズル層には合計30～32メートルの19の炭層がある。^[4]コズル層は、堆積岩、砂、シルト、泥、石炭の堆積層で構成されている。カラドン層はコズル層を整合的に覆っている。カラドン層は岩相的にはコズル層に似ているが、炭層は少ない。角張った不整合がカラドン層の上部に広がっており、その期間は46.5 Ma～194 Maである。^{[2] [5]}

ゾングルダク盆地の西部では、チャクラズ層の堆積とともに堆積が再開される。チャクラズは上部ペルム紀から下部ジュラ紀にかけて広がる。チャクラズの上に不整合に重なるのはイナルティ層である。イナルティ層は上部ジュラ紀に堆積し、不整合によって切断されている。^[5]イナルティ層の炭酸塩は浅い受動的縁辺環境の代表である。^[6]

白亜紀後期、ゾングルダク盆地はおよそ北緯25度にあり^[6]、背弧である黒海の形成により沈降が起こっていました。その結果、ゾングルダク盆地は白亜紀前期から始新世にかけて堆積を経験することになります。ゾングルダク盆地の地層についてはさまざまな著者がさまざまな見解を示しており、この分析ではより最近の研究を優先的に報告します。この堆積期に堆積した岩相には、石灰岩、泥岩、シルト岩、ドロマイトが含まれます^{[5] [6]}。アルビアン（1億500万～1億年前）のゾングルダク層は主に石灰岩で、ドロマイト化の領域があります^{[5] [7]}。これはアルビアン（1億500万～1億1200万年前）のキリムリ層によって整合的に覆われています。キリムリは砂岩と炭素質砂岩で構成されています。

キリムリは、ジェマレル層の砂質石灰岩に不整合に覆われている。^[7]この不整合は少なくとも650万年前から続いており、ゾングルダク盆地はチューロニアンからカンパニアンにかけて継続的に堆積している。ジェマレルは、バスコイ層のシルト岩と石灰岩に覆われている。ディンレンス層はジェマレルの上にあり、安山岩と安山岩質凝灰岩からなる。ディンレンス層はイェミスリチャイ層である可能性があり、安山岩と安山岩質凝灰岩も含まれている。^{[5] [6]}ディンレンス層は、アラピー層の泥灰岩と石灰岩に覆われている。^[7]

中期古生代には、ゾングルダク盆地はローラシアプレートの南向きの非活動縁辺部の一部であった。^{[3] [8]}石炭紀には、堆積物と水の界面の温度は25℃近くで、ゾングルダク盆地への熱流入は約1.3熱流量単位（HFU）であった。^[5]石炭紀には、ゾングルダク地域で最下層の石炭含有層であるアラチャグジ層のバックストリッピング解析により、最高温度と最高深度はそれぞれ100℃と2.4kmに達した。同様に、コズル層の基部は、アルムトゥク、ゾングルダク、アマスラ地域でそれぞれ最高温度85℃、85℃、100℃に達した。^[9]

ゾングルダク盆地は後期古生代に地殻変動が活発で、ヘルシニア 造山運動によりその構造と埋没史に強い影響を与えた。ヘルシニア造山運動はローラシア大陸とゴンドワナ大陸の大陸衝突の結果である。この衝突により多くの東北東/西南西の断層や褶曲が形成され、古生代の堆積物が傾斜した。^{[3] [4]}ウェストファリア期の終わり近くに盆地が隆起したことで堆積が停止し、カラドン層上部に角張った不整合が形成された。^{[2] [4] [5]}ヘルシニア造山運動の間、ゾングルダク盆地の熱流量は一定であったが^[5]、隆起によって堆積物の温度が低下した。例えば、ペルム紀末期には、アラチャグジの頂上はおよそ 70 °C で、ゾングルダク地域の堆積物の表面より 1.6 km 下にあった。

白亜紀の間、ゾングルダク盆地は全体的に沈下、地溝、断層運動を経験した。^[4]これにより、この地域で新たな堆積期が訪れ、石炭層に断層運動が発生した。この断層運動により、降水が石炭層に入り込む経路ができた。

アプチアン期には、トルコの西ポンティデス構造地域とサカリヤ大陸を隔てる海であるイントラポンティデス海が沈み込みました。^[6]これにより、背弧盆地である黒海が形成されました。この沈み込みの開始は、キリミ層とジェマレル層の間の不整合の原因であり、この地域のアルパイド造山運動の始まりを示しています。^[6]イェミスリカイの安山岩質火山砕屑物堆積物は、この時期のこの地域の海洋地殻の沈み込みを支えています。ゾングルダク盆地は、黒海盆地のリフトのおかげで、アルパイド造山運動の開始後も堆積を維持することができました。黒海のリフトは、白亜紀にゾングルダク盆地への熱流入も増加させました。熱流量は1.5～1.75 HFUと高く、堆積物と水の界面の温度は約25℃であった。^{[5] [9]}

ポンタイド海は西ポンタイド地形と東ポンタイド地形の衝突により沈み込みが止まった。アプリデ造山運動は堆積を止め、42 Ma に始まる始新世の間にゾングルダク盆地を隆起させた。^{[4] [5]}石炭層はアルピデ造山運動の開始時に最高温度を経験した。例えば、コズル層基盤は、アルムトゥク、ゾングルダク、アマスラ地域でそれぞれ 125、175、140 °C の温度を経験した。^[9]

アナトリア半島のアルピド構造地域は、北から南にかけて、ポンティデス、アナトリデス、タリデス、ボーダー褶曲である。これらの地域は、おおよそ東西方向に走っている。ゾングルダク盆地は現在、アルピド造山運動によって隆起している。^[9]盆地の北に向かって、次第に古い堆積物が露出している。

アラチャグジ、コズル、カラドン層の石炭は瀝青質です。^[10]アラチャグジ、コズル、カラドン層にはそれぞれ70%、81%、81%を超える全有機炭素（TOC）が含まれています。^[7]

ゾングルダク盆地の石炭は、タイプIIIケロジェンの平均的な進化をたどっています。^[10]ゾングルダク盆地の石炭は、 0.45〜1.70％のビトリニット反射率（Ro）を示しています。^[9] Hoşgörmezら（2002）は、コズル層の石炭は1.0〜1.2％のRoを示し、高揮発性A瀝青炭ランクであると判定しました。^[11]さらに、石炭化は深度とともに増加し、石炭は深度とともにより芳香性になりました。^[12]石炭の熱量化も深度とともに増加しました。

メタン生成の2つの大まかな経路、熱生成と生物生成は、石炭中のメタン生成の大部分を占めています。^[11]石炭中のメタンの熱生成は、約80℃の温度で始まり、ビトリナイト反射率の約0.7～1.6％でピークに達します。^[11]メタンの生物生成は、化学的に区別できる2つの経路で発生します。これらの経路は、二酸化炭素の 還元、酢酸 発酵、メタノール/メチルの利用です。^[11]通常、生物生成は石炭層の成熟初期に発生します。石炭化プロセス中に観測される温度は殺菌に十分な高さであるためです。石炭層が隆起して破砕されると、その後の歴史の中でメタンを生成する可能性があります。層の隆起により、微生物が定着するのに十分な温度まで冷却され、破砕や断層は表層水の浸透による接種経路を提供します。^[11]

ゾングルダク盆地の石炭は複雑な堆積史と地殻変動の影響を受けており、これが盆地のメタン生成に影響を与えている。アラチャグジ層は2500万年前まで80℃の等温線を超えなかった。^[7]コズル層は最初の2億6000万年前まで2つの異なる条件を経験した。コズル層の底部は大部分が80℃の等温線より下だったが、層の上部はそれより上だった。白亜紀の堆積により、コズル層は80℃の等温線より下に埋もれた。アラチャグジとコズルは500万年前頃に80℃を超えて隆起した。この時点で岩石は破壊されており、降水がメタン生成微生物を系に接種することができた。

ゾングルダク盆地の井戸から採取した同位体データは、メタンは主に熱生成性であることを示唆している。炭層で微生物による初期のメタン生成があったか、または盆地が隆起して天水が炭層に入り込んだ後に発生した可能性がある。炭層のクリート付近で同位体的に軽いガスが発生しているという証拠によって、再接種が裏付けられている。^[4]

イラニの有機質に富む頁岩には最大7.9%のTOCが含まれており、石炭含有層の頁岩とシルト岩には2～26%のTOCが含まれていることがあります。 ^[7]有機物はタイプIIケロジェンとして発見されています。イラニがガスウィンドウに入ったとき、同位体データによると、盆地のガスのほとんどはコズル石炭鉱床と関連する有機質に富む頁岩に由来していたことが示唆されています。^[7]

ゾングルダク盆地の主な根源岩は石炭である。最も豊富な根源岩はコズル層であり、石炭とメタンが最も多く含まれている。これは、ゾングルダク盆地でのメタンの熱発生生成が高かったことを示唆する Ro 値と一致する。盆地で見つかったメタンの総量のうち、頁岩によって生成されたメタンは少量である可能性があるが、大部分は石炭由来である。石炭由来のメタンは、一部生物起源の生成を伴う、主に熱発生起源であると思われる。^{[4] [7]}

ゾングルダク盆地では石炭が主な貯留岩相である。石炭は固体炭化水素であるため、移動できない。石炭はまた、盆地におけるメタンの重要な貯留岩相でもある。炭層中のメタンは主に吸着状態で存在するが、ごく一部は自由ガスとして存在する。^[1]ガスは石炭の微細孔構造内に液体に近い密度で存在する。^[11] Hoşgörmezら（2002）は、ゾングルダク盆地の石炭には最大12 cm ³ g ⁻¹のメタンが含まれていると推定した。さらに、カラドン層のメタンの90％は石炭に吸着されており、10％は自由ガスとして存在する。^[1]アマスラ地域のカラドン層の炭層メタンの総量は、8億6,250万～26億立方メートルと推定されている。

イラニ層のドロマイトは、潜在的な貯留層として特徴付けられる。^[7]アラチャグジ層、コズル層、カラドン層の砂岩層も、潜在的な貯留層である。^[7]優れた貯留層特性を持つ別の層は、イェミスリカイ層またはディンレンス層である。^{[5] [7]イェミスリカイ層の基盤は、火山砕屑物堆積物と重なる赤色の}遠洋性石灰岩によって特徴付けられる。^[6]

石炭は微細孔性があるため、ゾングルダク盆地では重要な封印となっている。石炭を含む地層以外で封印の役割を果たす唯一の地層はキリムリ層である。^[7]

石炭鉱山には、アルムチュク炭鉱とカラドン炭鉱がある。

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