アジア大陸東縁の新生代石炭の特徴とその形成環境

九州大学学術情報リポジトリ

Kyushu University Institutional Repository

アジア大陸東縁の新生代石炭の特徴とその形成環境

鈴木, 祐一郎

https://doi.org/10.11501/3075543

出版情報：Kyushu University, 1993, 博士（理学）, 論文博士 バージョン：

権利関係：

4 新生代石炭の特徴

日本の九州の三池炭田三池炭鉱、 高島炭田高島炭鉱、 崎戸 ・ 松島 炭田池島炭鉱、 北海道の石狩炭田芦別炭鉱、 赤平炭鉱、 奔別炭鉱、

幌内炭鉱、 南大夕張炭鉱、 郵1[路炭田の雄別炭鉱、 太平洋炭鉱の各石 炭試料の工業分析、 元素分析、 ビトリナイト反射率測定、 スポリナ イト蛍光スベクトル測定の結果は、 本論文の最後に付表として示す。

また、 中国の撫)1頃炭田の西露天鉱、 老虎台鉱、 龍鳳鉱、 梅河口炭 田第1坑および阜新炭田海州露天鉱の各石炭試料の分析、 測定結果 についても、 本論文の最後に付表として示す。

測定が行われていない項目については空欄となっている。

4. 1

石炭化度(熟成度)指標について

石炭化度の指標としてよく用いられている、 工業分析の揮発分

(固定炭素) 、 発熱量、 ビトリナイト反射率について、 分析、 測定 結果に基づき検討をおこなった。 また今回、 スポリナイトの蛍光ス ベクトノレおよびバイオマーカーを測定し、 石炭化度の指標として有 効であるかについても検討した。

4. 1. 1

揮発分および発熱量

石炭化度の指標として最もよく用いられているものに、 工業分析 で得られる揮発分および揮発分を除いた残りの部分にあたる固定炭 素の量がある。 揮発分と固定炭素は裏表の関係であり、 どちらを用 いてもよい。 ただし、 指標として用いるときには、 揮発分と固定炭 素を無水無灰の状態に換算して用いなければ、 石炭化度と関係のな い灰分の影響を受けるため、 揮発分は有効とはならない。 なお、 無 水無灰ベースに換算した場合を、 dry ash freeの略であるdafとし て図表中では用いる。

一般的に、 石炭化度が褐炭から亜れき青炭、 れき青炭と変化する のにともない揮発分が減少し、 固定炭素が増加とされている。 アメ

リ カ の炭質基準(

A.S. T. M.)およびドイツの炭質基準(

O. I . N.)に よって、 第4.1図のように石炭化度の諸指標と炭質の相互関係が決め ら れ て い る 。 し か し 、 わが国の 石 炭 に お い て は 、 van Krevelen(1961)による石炭化度と揮発分との関係曲線上に、 のら ないことが杉村他(1966)により明らかにされている。

今回の研究においては、 揮発分が真の石炭化度の指標として有効 であるかどうかを、 1枚の炭層での揮発分の変化を調べることによ り検討した。 剣H路炭田では、 浦幌層群の層厚は900rn、 その上位の音

別層 群 および上茶路 は1000rn以 上の層厚 を持って い る (加藤他，

1990) 。 さらにその上位に新第三系が重なることから、 少なくとも、

炭層の上の地 層は2000rnに達していたとみられる。 太平洋炭鉱の場 合、 2000rn以上の深度にたいし、 炭層である春採本層は厚さが3m 以下である。 厚さ3mは、 同一の炭層から採取したの石炭試料間で

の埋没深度の差異による温度、 圧力、 地質学的時間の差はほとんど 無視できる、 炭層の最上部が受けた熱履歴と、 最下部が受けた熱履 歴は同じと考えてよいはずである。 他の炭鉱の場合も同様のことが いえよう。

第4.2図に、 太平洋炭鉱での炭層内での揮発分の変化を示す。 揮発 分は48.8活から62.3認まで変化する。 これは、 褐炭かられき青炭にま たがる値に相当する。 これが、 太平洋炭鉱の石炭だけの現象なのか どうかを調べるため、 他の炭鉱の石炭試料に関しでも調査して。 第 4.3図は、 池島炭鉱の1 8尺下層の炭層内での揮発分の変化を示した ものである。 同様に、 第4.4図は撫}I慎炭田の西露天鉱の、 第4.5図は、

同炭田の老虎台鉱での主炭層である古城子層内での石炭の揮発分の 変化を示したものである。 池島炭鉱の場合、 太平洋炭鉱に比較して 全体的に揮発分が減少しているが、 炭層内で10 %近い変化がある。

撫}I債の両鉱の場合、 全体的には、 どちらも40%から50%程度で

あるが、 西露天鉱の場合揮発分の炭層内での変化が15 %程度もあ る。 老虎台鉱では、 炭層内の変化の量は減っているが、 それでも 5%以上に達している。

Applicabilily of Dlfferenl Rank Parameters Cal. Value

Btu/lb (kcal/kg) Bed

Moisture Refl

Rmod Rank

- (lJ (lJ 一- ーーー _{I .c.}

(lJ _{I I} Vl QJ ₁

= 司 一目 .c. c.n ₁ I Vl =

市， ;:::l 口

- 1

(lJ =: _::::>I 1 ₁ ， _ c:: Q.J ー ー目 ー=ョ し勾 l

:.: I �匂

口 1 ^>

戸 目

巴lu

てコ .­= QJ I 1 ::: Cコ 4コI�

u '"

ーーlIlli--ill--

よ

年一一一一--一-〉一{}白UC宅一UU一-u

- QJ '"

--

.c:.

v"l fて3

>-­

』 てコ ー 三コ

」コ- r:>

乞J

一 包J.:u 一』 -戸 v"l 、 てコ -=炉­

一てコ

』 .:u 一 -喝

‘ - -』 '"

一 一r。

コ

-

，""

、コ-

c:

QJ ζy、

Cコ』 てコ>­

.c:.

/200 1110001

9900 155001 12600 170001

l月ちり0

186501

1

"�Iun 18G�01

ca

75

ca

J5

ca

60

ca

77

ca

71

ca

81

ca

91 68

USA German

Meta-A

第4. 1図

石炭のランクと石炭化度の諸指標との関係

ドイツの基準であDINと北米の基準であるASTMでの石 炭のランク区分が示されている ^{(Stach et a 1.}

^I

¹⁹⁸²

より)

....

.，

a'

265-270 220-225 185四190

E ()

'-'170-175

^.ー

、.目.

•

70 60 wt九)

.， i!・-fal-

-'

』F

a'

畠'- ae:i:

制130-135

13 在125-130

�

引受ァ

守τミ

45-50 30-35 20申25

揮発分(daf， 50 40

0-5

第4. 2図

太平洋炭鉱の春採層本層における 炭層内での揮発分の垂直変化

63

.，

a，F t . --- J ・ 5 .， ・ ・・

••

10-15 15-20 20-25 25-30

(ε0)

•

•

30-35

60-65 35-40

細川川干減政実話

95-100

•

135-140

•

60

第4. 3図

池島炭鉱1 8尺下層における 炭層内での揮発分の垂直変化

50

(daf， wt九)

40

揮発分

30

t..

FU 5-25 ••

FU 5・24 FU 5-23 FU 5-22 FU 5・21 FU 5-20 FU 5-19 FU 5-18 FU 5-17 FU 5-16 [I

�

^FU引5

紺

τャFU 5・13 -:

呑

^{FU 5-12}

1(11ロFU 5・11 FU 5-10

FU 5-9 FU 5-8 FU 5-7 FU 5-6 FU 5-5 FU 5・4 FU 5-3 FU 5-2 FU 5-1

•..

...

•

••

-et 畠'

.，、

ap

--畠' a'

a，

・畠・

---

a・

畠-

・・、.，

tua--・ニ.

畠-

30 40 50 60

揮発分(daf， ^wt九)

第4. 4図

探]f慎炭田西露天鉱における 炭層内での揮発分の垂直変化

65

FU

^{A-2 •}

FU

^{A-3 ，，'}

FU

^{A-4 •}

FU

^{A-5 •}

FU

^{A-6 •}

FU

^{A-7 .'}

FU

^{A-8 • "}

FU

^{A-9 •}

U!rFU

^{A-10十 •}

抑M-11 1

^•

当τ々ヤ

FU

^{A-12 •}

千�FU

^{A-13 • 、}

FU

^{A-14 •}

FU

^{A-15 ."}

FU

^{A-16 •} イ・.

FU

^{A-17 :・}

FU

^{A-18 ." "，目}e・ ^.

FU

^{A-19 ::.}

FU

^{A-20 •}

FU

^{A-21 •}

30 40 50

揮発分(daf， ^wt九) 第4. 5図

撫JI慎炭田老虎台鉱における 炭層内での揮発分の垂直変化

60

この4炭鉱の場合では、 揮発分は炭層内でかなり 大きい変化を示 してい る。 ここでは図に示さ ないが、 付表の他の炭鉱のデータに よっても、 この4炭鉱と同様に揮発分が大きく変化していることが 明かである。 このことは、 揮発分が石炭化度以外の要素にも影響を 受けていることを示しており、 揮発分が真の石炭化度としては適切 でないことを示している。

撫}I頂炭鉱西露天鉱における揮発分の変化は、 試料番号でFU5- 1からFU5-13までおよび、 FU5-15からFU5-25ま

での2回にわたり、 上位に向かい揮発分が減少する傾向が認められ る。 この 問題に関しては、 他の分析結果と比較しその原因について 考察しなければならないため、 ここでは述べない

発熱量も、 石炭の石炭化度の指標としてしばしばよく用いられて いる。 わが国] ₁ Sの石炭分類では、 無水無灰ベースでの発熱量を もって炭種の分類が行われている(第4.6図)。

ここでは、 揮発分の炭層内での変化を示した4炭鉱について、 発 熱量の炭層内での変化を第4.

7図、 第4.8図、 第4.9図、 第4.10図に

示す。 太平洋炭鉱の場合、 最も高い値は8 1 _{0 0} kcal/kg程度であ るが、 低い方は7 _{5 0 0} kcal/kgである。 これは、 J ₁ Sの分類で は亙れき青炭Eかられき青炭Cの範囲にわたる。 撫}I慎炭田西露天鉱

もまた5 _{0 0} kcal/kg以上の変化を示す。 池島炭鉱や撫}I慎炭田老虎

台鉱では、 全体的に太平洋炭鉱や西露天鉱の発熱量に比べ、 発熱量 が高発熱量側へシフトしており、 また変化の幅も小さくなっている。

発熱量も揮発分と同様に、 石炭化度の変化要因以外の要素によっ ても変化していることが、 同ーの石炭化度であるとみなせる一つの 炭層内での、 発熱量の変化の結果から明らかである。 発熱量は、 石 炭化度指標としては問題が大きい

揮発分と発熱量のを両者の相関酢上で検討をおこなった。 各炭鉱 ごとに、 測定した揮発分と発熱量の値の平均値を求め、 第4.11図に 示した。 同じ地質時代に属し、 隣接した地域の石炭試料ということ で、 北海道および九州の各炭鉱について比較すると、 北海道の結果

67

JIS石炭分類

顎 (府i発il二無刊水E無E 灰( 1)基〉 燃料iヒ f占結性 備 考

炭質 区分 kcal/kg{kj kg}

AI

民唾炭_{lA )} トー一一一一ー一一一 �.O以上 非f占桔

火山岩の作用で

/\2 生じたせん石

81 1.5以上

ト一一一一 _{{35160以上}}8.100以上 強7占結

i堅背C炭⁷ _{82 1 5:�i備}

(8、

C 8100はと8400o未z転f筒

{33910以上3516 J 満! f占 結

D 7800以上81000未未満満 弱 f占 結

亜歴青炭 {32650以と33910*iíltiJ}

D、 E) ^E _{30560以7300以上78000未未 満_{ヒ32650*(rl5j}満 _} ゴド下占結

FI 6800以上73000未未満満 {29470以上30560* iîlfiì }

渇( F) 炭 _F2 5800以上68000未未満満 非粘結

{24280以上29470*iíltiJ}

第4. 6図

]ISによる日本炭の分類

燃料比は、 工業分析の固定炭素値を揮発分で害IJった値

••

••

265-270

•

•

• i

220-225 ----. 185-190

にコE

'--" 170-175

L・t

・-: ・

.. 2・ ::・

・・

•

国130-135 1三

長125-130

I�耗

マτヤ当々

千τf

45司50

-- - i li a- 企.

30-35 20-25 0-5

9000 8000 8500

(daf， kca I/kg)

問 直 74 均 …

発

ハU ハU ハU づ/

第4. 7図

太平洋炭鉱の春採層本層における 炭層内での発熱量の 垂直変化

6 9

畠， :0・ li a--: ‘7 1 : 10・: it--! ・ a' a' '' ， a'

10-15 15-20 20-25 25-30

(ε0)

30-35

.，

35-40

•

60-65

側担叫州政哀話

95-↑00

•

135-140

^•

9000 8500

kcal/k疋)

8000

(daf

7500

発熱量

7000

に垂 お直 変 け る化

下量 層の

尺熱

8発 1の

層 島 炭内 鉱で 池山灰

図 nku n斗 日弟

.， . p

: a' o a­ .

..

- :

畠・畠・

、

..

o l i --: :

FU 5-25 FU 5-24 FU 5-23 FU 5-22 FU 5-21 FU 5-20 - FU 5-19 FU 5-18 FU 5・17 FU 5・16

[!�FU引5

糊

τャFU 5-13 引受ァ千式FU 5・12 111ロFU 5・11

FU 5-10 FU 5-9 FU 5-8 FU 5-7 FU 5-6 FU 5-5 FU 5-4 FU 5-3 FU 5-2

-1

FU 5-1

:・

�

.，.

.

"

¹

.， 畠'

e

'

• .

'

••

畠­

.，

•

•

.，

••

1.l

6500 7000 7500 8000 8500

発熱量(daf， kca I/kg)

第4. 9図

探JI慎炭田西露天鉱における 炭層内での発熱量の垂直変化

7 1

FU A-2 FU A-3 FU A-4 FU A-5 FU A-6 FU A-7 FU A-8 FU A-9 a�FUA-10 糊FUA-什 ZEFU A12 j;三FUA-13 FU A-14 FU A-15 FU A-16 FU A-17 FU A-18 FU A-19 FU A-20 FU A-21

7000

•

• '

•

•

• ー

•

•

• '

• '

•

•

.，

a・

•

•

•

7500 8000 8500 9000

発熱量(daf， kca I/kg)

第4. 10図

撫}I慎炭田老虎台鉱における

炭層内での発熱量の垂直変化

9000

南大夕張•

ニ池.• 高島

池恭平••

ハU ハU に.v QU

(切ぷ\一cov一

内 畠・ 幌 …

ト

8000← 一一­

(\j

てコ •

1住男IJ 太平洋•

ハU ハU にυ 7I 酬♂狭山帆

30 +

第4. 11図

日本の各炭鉱の発熱量と 揮発分の炭層の平均値

40 wt九) 50

揮発分(daf，

7000l

?

60

73

では、 発熱量が増加するに従い、 揮発分が減少する傾向が明確にみ られる。 しかし、 九州の場合、 発熱量が増加するに従い揮発分が増 加している。 九州の結果を詳細にみるため、 全石炭試料の分析値を 個々にプロ ットしたのが、 第4. 12図である。 池島炭鉱の2試料を除 き、 ほぽ同ーの直線上に重なる。 同一地点における同一炭層のから

の試料は、 同ーの真の石炭化度を持つはずであるから、 この直線は

石炭化度を示す直線とみてよい。 三池炭鉱、 高島炭鉱、 池島炭鉱の 試料を採取した地点での石炭化度は、 ほぽ同じということになる。

同一石炭化度の場合においては、 発熱量および揮発分などの差は、

石炭の起源物質における差を示しているわけである。 この九州の場 合においては、 三池炭鉱の試料が全体的に高島炭鉱、 池島炭鉱と比 較して高い揮発分を示しており、 池島炭鉱の試料が最も揮発分が低 い領域にプロ ットされる。 この差が、 平均値に反映されており、 第

4. 11図上での差となってに示されていると考えられる。

発熱量一揮発分ダイアグラムは、 第4. 11図で分かるように、 石炭 化度の変化の方向と、 石炭の起源物質の違いにより生ずる差の変化 の方向がほぼ直行しており、 両者を同時に見ることのできるで表現 方法である。 後で日本炭と中国炭を比較する場合に有効な手段とな ると考えられる。

4. 1. 2 ピトリナイト反射率

ビトリナイト反射率 (^{R 0} ) は、 石炭化度の指標として最もよく 用いられている指標であろう。 石炭の炭質の評価のみならず、 石油 探鉱においても、 石油根源岩の熟成度の指標として広く一般的に用 いられており、 石油地化学の分野では熟成度のスタンダードとなっ ていると言える(Tissot ^& Welte， 1978)。 また、 ビトリナイト反 射率により、 反応速度論に基づくカイネティクスモデルにより地層 の埋没深度および埋没時間を推定しようとの研究やその逆に既知の 地質時代や埋没時間によりビトリナイト反射率も見積もる研究が盛

9000

E

E

8500十一一 一 一一一 一-....-1-・.�-\ じ一一一一一 一 一 -

3 1 . 4 3.・

"--.. I

よzご- ro 仁〉

二zこ

ト8000+一 一一一一一一一一…ー・一一…一…一一一一一一一一一-ー…一­

ro てコ

酬ん税収

7500+一一…・一一

7000 十

+ +

60 50 40

揮発分(daf， wt九(�)

30

-j也島炭鉱 ・ 三池炭鉱 A高島炭鉱

第4. 12図

九州の各炭鉱の同一炭層からの試料の 発熱量および糧発分

7 5

んである(Waples， 1980)。 しかしこれらの場合、 ビトリナイト反射 率は石炭化度の指標として絶対しされているが、 本当にそれだけの 議論に耐えるだけの精度があるかどうかについては、 これまで議論 されていない。 揮発分や発熱量と同様に、 炭層内でのビトリナイト 反射率の変化を調べ、 石炭化度の指標として最適かどうか、 真の石 炭化度として用いることが出きるかについて明らかにする。

第4. 13図は、 太平洋炭鉱における炭層内でのビトリナイト反射率 の垂直変 化を 示す。 5 6個の石炭試 料 の ビ ト リ ナイト 反 射 率は、

o. 418覧からO. 558誕の問で変化する。 これは、 かなり大きな変化の範 囲であるといえる。 しかし、 ビトリナイト反射率の測定においては、

ビトリナイトを対象として測定しなければならないが、 ビトリナイ ト以外のマセラル、 例えばをどり反射率が高いイナーチナイトを測

定時に誤認している可能性が考えられる。 ビトリナイト反射率測定 は、 100ポイントで反射率測定し平均してその試料のビトリナイ ト反射率を決定している。 もし異質のものを含めて測定した場合は、

反射率のヒストグラムはビトリナイト反射率のピークの他に、 異質 のものによるピークが表れるはずである。 第5. 14図に5 6個の試料 それぞれのヒストグラムをしめす。 ほとんどすべての試料で、 ヒス トグラムは正規分布を示している。 明瞭な2つのピークが見られる 試料はない。 このことにより、 異質のものの測定による影響が存在 しないとみなしてよいと判断される。 測定の誤差を示している標準 偏差の値も大き い試料でも0.04覧程度である。 この標準偏差の値は、

炭層内でのビトリナイト反射率の変化の値O.418活から0.558先に比べ 十分に小さい値であり、 炭層内の変化が、 有意な差であることを表 してし、る。

同様 な炭層内でのどトリナイト反射率の変化が、 他の炭鉱の試料 でも見られる。 池島炭鉱での結果を第5.

15図に、

高島炭鉱での結果 を第5. 16図に示す。 また、 中国撫)1頃炭田の西露天鉱および老虎台鉱 での結果を第5.1 7図および第5.18図に示す。 いずれの場合のも、 ビ トリナイト反射率がO. ¹ %以上も炭層内で変化している。 このよ

初訪議翁一一一刊誌議mmmm間協同問団叩向国

民 間川市 川おお

おお白石おお初誌はソ刊日 50505G5 G 5G5ひ 5 G5G5G5ふらふらふらふらふらふら ふ らふらふら 卯目印花刊日印日切符伺お初お初日ω5 1 U幻おおおおお剖幻お22引引mmゆいは叩同行げは山河内日付昨日竹川口口什刊叩叩9 (EO)細記長山阿弥莫お

第4. 13図

.'

^二::.

，.::.二...

・~ー..

^.

...・ '-'"

.:::r

二三.

:.:::"

.:・7 1:::1 r. ...

...

^..

i

-...

^・

1 .':.- ...�

回一 二::..

J-ir・--'-­ .

.

^{: i}

J

・

^.

.::・ーー ;

.t.... 1

，...

^.

..

.

^. •

・" .

..�.

a­ ••

....

l ~ 匝 E -

・1 0

・

・

.， a-

a，

.，

N

t'

e

o--4f

F 畠' 一 :i- E i- -・ : ・

γ 日 九 畠・ 司 a ‘， M -- e ' e -- 1h ・ - il

h

畠・ :・・ L

.，

4・司 日 畠・ 日

0.3 0.4 0.5 0.6

R

0

(%)

太平洋炭鉱での炭層内での

ピトリナイト反射率(R 0)の垂直変化

0-5 5-10 10-15 15-20

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

20-25 25-30 30-35 35-40

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

40-45 45-50 50-55 55-60

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 O.ì

60-65 65-70 70-75 75-80

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

第4.14図 太平洋炭鉱の各試料別全測定ホ。イントのRoヒストグラム

80-85 85-90 90-95 95-100

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

100-105 105-110 110-115 115-120

0.3 05 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

120-125 125-130 130-135 135-140

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

140-145 150-155 155-160

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

第4.14図(続き) 太平洋炭鉱の各試料のRoのヒストグラム

79

160-165 165-170 170-17 175-180

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

180-185 185-190 190-195 195-200

0.3 0.5 0.7 0.3 05 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

200-205 205-210 210-215 215-220

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

225-230 230-235 235-240

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

第4. 14図(続き) 太平洋炭鉱の各試料のRoのヒストグラム

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

240-245 245-250 250-255 255-260

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

260-265 265-270 270四275 275-280

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7 0.3 0.5 0.7

第4.14図(続き) 太平洋炭鉱の各試料のRoのヒストグラム

8 1

.， ・2 ・ ・・ ・ ・ ・・・a A・・ ・0白山‘ a' -

・ 1v s

・ - ‘

.

. v L

: ・ : ・ ・・ ・ ・ ・・ s a' M a・‘ - 一 ~ . ・e a ・ \0 / .J

，・ : l T r ・- ­ . - f -

.， 畠' a' . 1・.' h' .， 畠' -h・ ・ . .，

.

畠' 畠' 句 畠- \ 畠' 畠' 畠事 ・ a ・ ・ .

ハ0 50505050505050505050 50505050505050 O

Gイイ之内13344るる66118899

00

11

223344556

67

505050505

05050505

Gイイイイイイイイイ1

11111 1 1 2233445 566778895 05050 5050らふらふふ 90

0 11 2233445566

• . ' 414141414141414I414141414141 叫-2川 町 長正式回 国叫E寸、川司じい+-t引千山叩 (EO)

0.9 0.8

0.7

(%)

第4. 15図

池島炭鉱1 8尺炭層中における

ビトリナイト反射率(R 0)の垂直変化

Ro

...•

・ ，，' ー・.

•

• •

• .

­

't:

_...r:e .'...-

• '" i

'.i .c:..

u・_......

..��..

;\・ :

.・ー .

..

_.

.

_.

•

• ・;

ー日...

... ...._

...

e・_....

_.

.

_i

..�:.:.・町

、 戸 t

...

・i

・i

• •

:.

'

it _{-_・・・・..}

・.... .-'

..-

広.U

5555555555555555555

0

問 げ

6543210987654321ド

' ー 川 11 AEE 4IS A-- 4E， 44s dt，

At' - - - -

-

-

ハ t u v

- - - 園 田 -00000OGoo

-

000000000987654321 876543210

AEE AItAlt AEE

41adE』dEI4EtAIE (EO)制組岳山内和哀話

0.8 0.9 0.7

(九)

0.6

Ro

第4. 16図

高島炭鉱における炭層内でのRoの変化

試料採取位置は連続していない

83

畠'.，， .a' 晶，・-Jjal--1・73・

i沼

，i・0・y，，lei--:・-e:1

.，

a・

• .， ~/。畠'h畠，~t

a-・，a'a'

、

fh.

・

、

・・

e

・

r

\

.

• -且'， .，

FU 5-25

FU 5-24

FU 5-23

FU 5-22

FU 5-21

FU 5-20

FU 5-19

FU 5-18

FU 5-17

FU 5-16

[l � FU 5-15

翌

^Mぺ3

4尋問5-12

111ロFU 5-11

FU 5-10

FU 5-9

FU 5-8

FU 5-7

FU 5-6

FU 5-5

FU 5-4

FU 5-3

FU 5-2

FU 5-1

0.7 0.6

0.4 0.5

(%)

第4. 17図

撫}I慎炭田西露天鉱における 炭層内でのRoの垂直変化

Ro

FU

^A-2

FU

^A-3

FU

^A-4

FU

^A-5

FU

^A置6

FU

^A-7

FU

^A-8

FU

^A-9

nJl'FU

^A-10

綿FU

^A-刊

τヤ

号怜FU

^A-12

1;三FU

^A-13

FU

^A-14

FU

^A-15

FU

^A-16

FU

^A-17

FU

^A-18

FU

^A-19

FU

^A-20

FU

^A-21

0.4 0.5 0.6

Ro (%)

第4. 18図

撫順炭田老虎台鉱における 炭層内のRoの垂直変化

8 5

"

0.7

うに、 ビトリナイト反射率を石炭化度の絶対的な指標として、 石炭 の炭質の分析に用いるのは若干問題があると思われる。

この炭層内でのビトリナイト反射率の変化が、 何に起因して起き ているかを検討する資料とするために、 ビトリナイト反射率と揮発 分および発熱量との関係について、 それぞれを軸にとり関係を調べ た。 データは三池、 高島、 池島、 幌内、 雄別、 太平洋の各炭鉱の

データを使用した。

第4.19図に、 揮発分とビトリナイト反射率との関係を示した。 各 炭鉱の試料について求めた回帰直線を図中に示している。 いずれの 回帰直線も右下りの勾配を示し、 ビトリナイト反射率の増加ととも に揮発分は減少することがわかる。 また、 全炭鉱試料の回帰直線の 勾配の向きは各炭鉱の試料群と同様であるが、 傾きは緩く、 各炭鉱 の試料の回帰直線は石炭化度の上昇とともに全試料の回帰線上を右 下方にほぼ平行移動することがし1える。

第4.20図に、 発熱量とビトリナイト反射率との関係を示す。 この 図により、 各炭鉱の試料より求めた炭鉱別の回帰直線は右下りの勾 配であり、 各炭鉱ごとの試料ではビトリナイト反射率が増加するに つれ、 発熱量が低くなることがわかる。 一方、 全炭鉱試料により求 めた回帰直線は、 右上りの勾配となり、 各炭鉱試料ごとの勾配とは 逆向きとなる。 全体の傾向としては、 石炭化度の上昇すなわち炭鉱 ごとの回帰直線の移動とともに、 ビトリナイト反射率および発熱量 は上昇することが明かである。

4. 1. 3 スポリナイト蛍光スペクトル

Ottenjann et a1. (1975)t Teichmu11er

_&

Durand(1983)は、

エクジナイト ・ グルーフのなかの花粉 ・ 胞子からなるスポリナイト

の蛍光性がビトリ ナイト反射率との相関性からみて、 反射率0.7 %

以下の低石炭化度炭における石炭化度のパラメーターとして有効で

あることを指摘している。 第4.2 1図は、 Ottenjann et a1. (1975)

三池炭鉱 高島炭鉱 池島炭鉱 幌内炭鉱 雄別炭鉱 太平洋炭鉱

① - o a 田 口 V

60

50

40 (やむ〉phh←mw℃)

市ホ州戦控

0.6 0.8

Ro (%)

第4. 19図

ビトリナイト反射率(Ro)と揮発分との関係

8 7

9000

�'，

()♂

J晶 、O

P J

P

ぐ_{d眠 、}今

、

O

、

_、h

. .Oro -

V_> �

① 三池炭鉱

・ 高島炭鉱 0 池島炭鉱

・幌内炭鉱 口雄別炭鉱 v 太平洋炭鉱

①

- バ 0 3 A

JO ペ

v

8000 (凶ぷ\一cov--いの℃)

酬山総総

0.6 0，8 0.4

7000

(%)

第4. 20図

ビトリナイト反射率(Ro)と発熱量との関係

Ro

第4. 21図

石炭のスポリナイト蛍光波長スペクトルの変化

両脇の区分はASTMおよびDINによる石炭の区分

(üttenj ann at a _1.

^，

1975)

89

によって示された図で、 蛍光スペクトルの最高波長(λmax， 以下 λmaxと表す)が長波長側へシフトするのがわかる。 この図で示され ている石炭試料は、 主にドイツの炭田の試料であるが、 他にも世界 の石炭を合わせて示している。 日本の釧路、 石狩、 崎戸の名前も認 めるがことができる。

こ のように、 Ottenjann et a1. (1975)によって石炭化度の有効 な指標とされたλmaxであるが、 これまで炭層内での変化などは論じ られていない。 ビトリナイト反射率と同様に、 炭層内でのλmaxの変 化について、 分析の結果 を図に示す。 第4.22図は太平洋炭鉱での結 果である。 20 n m程度の変化が炭層内でみられる。 第4.23図は池 島炭鉱の場合であるが、 40nm程度変化している。 λmaxは亜れき 青炭の太平洋炭鉱での平均は約5 ₈ 0 n mで、 れき青炭の池島炭鉱 では6 2 0 n m前後である。 亜れき青炭かられき青炭までのλmaxの 変化は40nm程度であるから、 炭層内の変化量である20nm以 上は大きい値であるといえる。 石炭化度の絶対的な指標として用い ることにはやや問題がある。

λmaxの場合も、 炭層内での変化が単に測定手法上の問題なのか、

それとも本質的に他の要素、 例えば石炭の起源物質の化学的な差等 に関係するものなのかを検討するために、 発熱量および揮発分とλ maxの関係をグラフ上にプロ ットした。 対象の炭鉱は、 ビトリナイト

反射率 の場合と同様に三池、 高島、 池島、 幌内、 雄別、 太平洋の各 炭鉱である。

第4.24図は、 揮発分とλmaxとの関係を示す。

この図より、 各炭 鉱の試料ごとに求めた回帰直線は右上りの勾配を示し、 λmaxが長波 長側へシフトするとともに揮発分が増加することがわかる。 しかし、

全炭鉱試料より求めた回帰直線の勾配は、 各炭鉱別の回帰直線のそ れとは逆向きとなる。 すなわち、 同一石炭化度にある各炭鉱の試料 の回帰直線が石、 炭化度の上昇とともに全試料の回帰直線上を右下

方に平行移動していく。 結果として石炭化度の上昇 すなわちλmax

が長波長側にシフトするにしたがし、揮発分は減少することを示す。

•

•

•

265-270 220喧225

•

畠-

185-190 3170-175

ε

•

制130-135

•

13

義

.t:堤

^125-130

す介ラ�

守þt1111ロ

45-50

•

•

30-35

•

20喧25

。四5

650 630

610 nH ，，t1、 m 、、l/

590 λmax 570

550

第4. 22図

太平洋炭鉱における炭層内の λmaxの垂直変化

9 1

•

•

•

.，

:t

•

•

•

今 i:; i j i ---- -j z i -- a' i・ e・-

10-15 15-20 20-25

(EO)

25-30 30-35 35-40

60-65

nu ハU FhJ QU 細記長駿茶話出回

135-140

660 640

620 nH ，f‘、 m 、、lJ

600

λmax

580 560

第4. 23図

池島炭鉱における1 8尺炭層内での

λmaxの垂直変化

v

60�

/戸『、 yT

/

EFミ +EJ E

.、

4-ー

_g 5 0

\ーノ

ノ

��

釈

+開+十

^『

40

第4. 24図

y

^qコb

よ / 0

^・

600

λmax (nm)

①

池炭鉱

- 高島炭鉱 0 池島炭鉱 -幌内炭鉱 口雄別炭鉱 v 太平洋炭鉱

650

スポリナイト蛍光性(λmax)と揮発分の関係

rm， rt， r i ' rp， ry， rta iは各炭鉱の試料ごとのλmaxと揮発分 の相関係数. rは全試料での相関係数

93

次に 第 4.25図に、 発熱量 とλmaxとの関係を 示す。 この図より、

各炭鉱ごとの試料の回帰直線は右上りの勾配を示し、 λmaxの長波長 側へのシフトとともに、 発熱量が高くなることがわかる。 また、 全 炭鉱試料の回帰直線の勾配及びその値は各炭鉱試料のそれらとほぼ 一致し、 各炭鉱別の回帰直線は石炭化度の 上昇とともに全試料の回 帰直線上を右上方に平行移動する。 した がって、 第4.24図と第4.25 図を比較してわかるように 、 あるλmaxに対する発熱量の変動幅 は、

あるRo に対する発熱量の変動幅に比べて狭いことがし、える。

4. 1. 4 バイオマーカー

現在， 石油有機地球化学で用いられている石炭化度 (熟成度)の 指標となるバイオマーカとして は， 生体ステロイド起源と考えられ ているステラン(ster ane)および， パクテリオホパノイド起源と考 えられているトリテルパン(tr iterpane)、 別名ホパン(hopane)が

重要である(Seifer t _& Mo ldwan， 1978 )。

ト リ テ ル パ ン (ホパ ン ) の 基 本分子 構 造 と ， 代 表 的 な石炭 の m/z19

1のマスク

ロマトグラムと、 ピークの帰属を第4.26図に示す。

Philp(1985 )等に よ り ， 石炭化 度 の よ い指 標 とされ て い る、

bishomo hopaneの側鎖の立体異性化反応(第4.26図中の10 / 1 0 +11) と、 ビトリナイ ト反射率との関係を北海道炭について分析をおこ なった結果を第4.27図に示す。 また撫順炭田の結果について第4.28 図に示す。 ホパンの立体異性化反応はS/R+ S比が0.6付近で平衡に達 することが、 Mackenzie & Mackenzie(1983)でいわれている。 ほ

ぽビトリナイト反射率が0.6付近で平衡に達している。

ステランの基本分子構造と， 代表的な石炭のm/ e2 17 のマスフラグ メントグラムと、 ピークの帰属を第4.29図に示す。 石炭化度のよい 指標 であるstigmastane

(C 2

9ーステラン)の側鎖の立体異性化反 応(第4.29図中のm/m+p) と、 ビトリナイト反射率との関係の北海 道炭についての結果を第4. 30図に、 撫順炭田 での結果を第4.3 1図に

三池炭鉱 高島炭鉱 池島炭鉱 幌内炭鉱 雄別炭鉱 太平洋炭鉱

① - o a ・ 口 V

•

• • v

v

9000

8000

(ωぷ\一cov- -h←閉山℃) 酬篠山m

600 650 7000

、1，ノ m川 nH /tI1、

λmax

第4. 25図

スポリナイト蛍光性(λmax)と発熱量の関係

rm， rt， r i ' rp， ry， rta iは各炭鉱の試料ごとのえmaxと発熱量 の相関係数. rは全試料での相関係数

95

〉、

....

のc ω

....

亡

2.

3 4.

5.

6.

7.

8.

9.

m / z 191

17α21 ß -30-norhopane 17 ß 21α-30-norhopane 18α-Oleanane

17α21 ß -30-hopane 17 ß 21 ß -30-norhopane

17 ß 21α寸noretane

17α21 ß -30-homohopane 17α21 ß -30-homohopane 17 ß 21 ß -30-hopane

22S 22R

10. 17α21 ß -30-b i shomohopane 11. 17α21 ß -30-b i shomohopane

第4. 26図

4

7

�8

11

⁶ 11 11

2 11 11 1111

Time _{圃園事・ー}

22S 22R

赤平炭の抽出物の飽和炭化水素分画の m/

z

191のマスフラグメントグラム

10 111

(下は個々のトリテルパン(ホパン)のピークの帰属

を示す)

A 南大夕張炭鉱

1.0 � _-

^{企 赤平炭鉱}_幌内炭鉱

口 芦別炭鉱^て�r

�

- 雄別炭鉱

0 太平洋炭鉱

① 奔別炭鉱 も

〆ー、 A

�

'-ノ • •

。

^口

Cと ^{口 園}

。 ^•

0.5

。

。 5 0

S/R+S 比

第4. 27図

北海道の石炭におけるbishomohopaneの側鎖の 立体異性化反応のS /R+S比とRoとの関係

97

目西露天鉱

③ 老虎台鉱

。 龍鳳鉱

e

r-.. θ

b内

^\

'-/

。

Qこ

₍₎

•

• • ()

• • •

0.5 -1

_{• •}

•

。 50

S/R+S 比

第4. 28図

撫JI頃炭田の石炭におけるbishomohopaneの側鎖

の立体異性化反応のS/R+S比とRoとの関係

p

m / _z 217

打1

。ー'〉、

e

。

...

c

一のCω

Time �

a. 13817αdiacholestane 20S b. 138 17αdiacholestane 20R c. 58 14α17α coprostane 20R d. 5α14α17α coprostane 20R e. 58 17αdiastigmastane 20S f. 5α148 17 8 cho I estane 20R g. 5α148 17 8 cho I estane 20S h. 5α14α17α cholestane 20R i. 5α14α17α ergostane 20S j. 5α14 B 17 8 ergostane 20R k. 5α148 178 ergostane 20S

卜5α14α17α ergostane

20R

m.

5α14α17α stigmastane 20S n. 5α148178 stigmastane 20R o. 5α148 17 8 st i gmastane 20S p. 5α14α17α stigmastane 20R

第4. 29図

赤平炭の抽出物の飽和炭化水素分画の m/

z

217のマスフラグメントグラム

(下は個々のステランのピークの帰属を示す)

99

A 南大夕張炭鉱

A 赤平炭鉱

1.0 -1

^{- 幌内炭鉱}

口 芦別炭鉱r

- 雄別炭鉱 A A

。 太平洋炭鉱

① 奔別炭鉱

① ..

bぞ

/ー、、

"-" ..

。

^{• •}

Cど ^口

口 •

•

0.5

^。

。

。 50

S/R+S 比

第4. 30図

北海道の炭田の石炭におけるstigmastane

(C29ーステうけの側鎖の立体異性化反応の

S/R+S比とRoとの関係

1.0

�

\ーノ

bぞ

0.7�

。

Qこ j

0.5�

。

第4.31図

•

- ・

• •

•••

• •

•

国西露天鉱

③ 老虎台鉱 θ 龍鳳鉱

⑨

@

S/R+S 比

e θ

撫順炭田の石炭におけるstigmastane

50

(C29ーステうけの側鎖の立体異性化反応の S/R+S比とRoとの関係

1 0 1

示す。 ステランの立体異性化反応は、 0.54で平衡に達するとされて いる(Mackenzie _& Mackenzie， 1983)。 ピトリナイト反射率が0.8 付近で平衡に達しているとみられる。 ホパンの異性化反応が、 ピト リナイト反射率が0.5から0.7 の聞で進行しているのにたいし、 ス テランの異性化反応は、 ビトリナイト反射率0.6から0.8の間で進行 している。 撫順炭田の西露天鉱炭を見た場合， Roの変化が大きいの に対し， ステランの立体異性化反応は安定している。 北海道の石炭 について、 雄別炭鉱の試料と幌内炭鉱の試料ではどちらが石炭化度 が高いかはどトリナイト反射率では判断できないが、 ステランやホ パンでは明確に幌内炭鉱のほうが石炭化度が上であると判断できる。

撫)1慎炭田でも同様に、 西露天鉱の試料の一部は、 老虎台鉱の試料よ りも高 いRoを示して いるが、 バイオマーカによって明確に老虎台鉱 が石炭化度が高いことが判断できる。

石炭化度の観点からみた場合、 ひとつの炭層内で炭質の異なる二 つの試料の問で値にほとんど差はなく、 ステランの立体異性化の指 標はかなり安定しているとみられる。 ビトリナイト反射率が顕微鏡 での反応のすべてを総合して測定しているものであり、 従来指摘さ れているように石炭組織の差、 つまり起源物質の差の影響を受けて いると考えられる(Fujii et a1.， 1985)。 それにたいし、 バイオ マーカは単分子の立体異性化反応であり、 分子内の反応である。 そ のためバイオマーカーにおける立体異性化反応は、 石炭組織等によ り示される石炭の起源物質の違いによる影響を受け難いと考えられ る。 使用できる範囲が限られているが、 その範囲の中では、 いま までみてきた石炭化度の指標としては、 最もよい指標であるといえ

る

4. 2 石炭組織成分組成

石炭組織は、 石炭の起源物質となった植物の差が反映されれいる と言われている。 同ーの石炭化度の場合、 炭質の差はすべて起源物 質の差によって生じていると考えられる。 炭層内での石炭組織組成 の差が、 これまでの結果によって明らかになった発熱量、 揮発分、

Ro、 λmaxの炭層内での変化が石炭組織とどのように関係するのか またどの組織成分と関係するのかが問題である。

第4.32図に、 太平洋炭鉱における 炭層内での石炭組織成分の変化 を示す。 組織成分は、 物理

・

化学的性質が大きく異なるビトリナイ トグループ、 エグジナイトグループ、 イナーチナイトグループに3 分して示す。 いずれの試料も、 イナーチナイトが非常に少ない こ れは、 わが国の石炭の特徴でもあるとされている。 また、 エグジナ イトも1 0 %と以下で、 すべての試料でビトリナイトグループが9 0%を占めている。

次に、 撫JI慎炭田の西露天鉱の炭層内での石炭組織組成の変化を

4.33図に示す。

最下部の試料ではイナーチナイトグループが非常に 多く25%以上を占めているが、 上位に向かうにつれ急激に減少し、

最下部以外ではビトリナイトグループが90%以上を占めている。

老虎台鉱の組織分析の結果(第4.34図)でも西露天鉱と同様に、 最 下部でイナーチナイトが多いが、 すぐ上位の試料では、 ビトリナイ トグループが90%以上をしめる。 日本、 中国どちらの石炭もビト リナイトがほとんど大部分である。

van Krevelen(1961)は、 炭素に対する水素と酸素のモル比をそ れぞれ軸にとったいわゆるvan Krevelenダイヤグラム上で、 ビトリ ナイト、 エクジナイト、 アノレジナイトが石炭化作用の進行と共にど の様な経路をたどるかを示した。 この図でも明かなようにエクジナ イトは、 ビトリナイトに比べはるかに水素に富む。 水素の発熱量は、

炭素に比べ高いことから、 エクジナイトの方がビトリナイトよりも 発熱量が高いはずである。 エクジナイトの含有量のちがし、が、 炭層 内での発熱量の変動の原因の可能性もある。 第4.35図に太平洋炭鉱

103

nUEJnuEJnUEdnUE1vnUEUnUEJnUEJnUEJnUEUnutanuEUnUEJnUEJnUEdnUEJnUEUnUEJnUEJnUEUnUEdnUEJnUEUnUEUnUEUnurDnUEunuranura nO7171PDEUEJEJa-S4qaqJqtηdel--nunun3nヨnanO?171FDPDEdraa4aa可qaq37ht・-41nunu向日n3nan67171PODOE-vEUaa司aa司勺3qaqdqt'141-フムヲιn，ι9ι内Jιnfιヮι?ι内Jι内Jι内Jι内，ι9ι9ι内Jι内rι?ι1・4lal--el，‘l‘1・141411se--lal--'・1‘14lei----

---

-- ---nU

'-

---

--

-

---

- ---

--

---

----

-

--

--

--

nuphunUEdnURuvnURunUEunUEJnURJvnURJvnUEd F内JVAHUF内JvnHUF内JvnHUFhJvnHUFhJVAHUFhdnHUFhJvnHUphjvnHuphJVAHUFhdnHuphdnHurhJV内HUFhdnHurhJvnHυphJV《HUF内dvnHuphJvnHuphJV《HUF内AvnudnMUnxU守，F守，fRhunhUFhJvphd，a‘，a守内4d内4-》内Jι内Jι41・4E'守''マ，fnhunhurhivphJvaa・，aa-v内4dn4d内Jιn，ιaE，aE'《HU内川unuJvnud内MU内MU守，1守''内hunhuphlvphJvaa.，aa--内4dn4JW内，ι内，ιe，eat-nHU内HunuJV内，ι内Jι内，ι内，ι内rιn，ιn，ιqL内Jι内Jι内Jι内，ι内，ι内，ι内Jι内JιeE'al-E，al--ea--B，.s，.E'e1eata--a，a1'at'aE・4E'・1・lel--(EO)細羽川敬雄哀話

第4. 32図

-・E

，

E

E

.・ ・ ・ . -

同-・

.

・-圃・u闘田..

・;" 1

. l

、

白 一白一

回& 唱書

t . 十

_・

_白

_，:， .••.

s

院

‘1

1

，

E

『

、

・ 、，

.・ ，

•

;

圃

，

E

、

-

. ド ，

置

" .

、，

守.‘片

‘ E

，. 哩‘ _官

‘，

否認調

E E

' '

置

.

、.

_百

t t

轟

L f

; ・

1 畜

E ^s

3

r ，

.

， ‘

事

a

E

_置

^e

^寸

^‘

:

. ‘

‘ E

!

.^:

a

ー !

，

T _T 十

00/0 200/0 400/0 600/0 800/0 10001c

イナーチナイト日ビトリナイト 璽エクジナイト

太平洋炭鉱の炭層内における

石炭組織成分組成の垂直変化

phda4qunJ』4lハUq》RVマlnnuFh.uqunJι4lnUQMnO7lnhuphda4qunJι4|内/』円ど内ど円tqdη/』414141414141414141-

- -

--

一 一 一

-

- - - - - 一 - 一 - - -

一 - - -rhu

rDrhdrhurhdrhupbrDrhuphuphurhdphdrh叫rhuphdrhdrhurhdrhUFhurhuphuphlvHHUHHUHHUHHUHHUHHUHHUHUUHHU HHUHHUHHUHHUHHUHHUHHUHHUHHUHHUHHUH川UHHUHHUHHU「ト'「ト1「トs「トs「トB「ト'「ト'「ト'「トー「ト1「ト1「』1「ト』「ト'「』1「トl「トt「ドt「トt「トE「ト'「ト'「トE'Fト'hF却叫「介u庁JH帽

円UはHWT

、『，a『山町

第4. 33図

00/0 200/0 400/0 600/0 800/0 1000/0

イナーチナイト口ビトリナイト 璽エクジナイト

撫)1慎炭田西露天鉱における炭層内の 石炭組織成分組成の垂直変化

105

FU

^A-2

FU

^A-3

FU

^A-4

FU

^A-5

FU

^A-6

FU

^A-7

FU

^A-8

FU

^A-9

[l�FU

^A-10

糊FU

^A-什

哀FU

^A-12

1;三FU

^A-13

FU

^A国14

FU

^A-15

FU

^A-16

FU

^A-17

FU

^A-18

FU

^A-19

FU

^A-20

FU

^A-21

00/0 200/0 400/0 600/0 800/0 1000/0

.イナーチナイト口ビトリナイト 璽エクジナイト

第4. 34図

梅順炭田老虎台鉱における炭層内の

石炭組織成分組成の垂直変化

9000

8500ト一一

•

8000

�..._......-

...• ・ _..， ...- ー ー ー ー ー

•

(凶ぷ\一旬。ぷ)

"

酬族以

• •

•

7500ι ... _{-_.一一}

一一・一一

.

100/0 80/0

(弘)

20/0 40/0 60/0

エクジナイトの含有量

十 十 ?

7000 00/0

第4. 35図

太平洋炭鉱における発熱量と エグジナイト含有量との関係

107

でのエクジナイトと発熱量の関係を示す。 右上がりの傾向があるよ うにも見えるが、 相関係数は低く、 明確な相関関係はみられない。

同様に、 撫順炭田西露天鉱でも、 エクジナイトの増加に伴う発熱量 が上昇する関係は認めることができない(第4.36図)。

同一石炭化度の各石炭試料では、 組織成分組成の90%以上を占 めるビトリナイトグループで性質が決定されているとみられる。 ビ トリナイトグループを構成するマセラルタイプの中で問題となると みられるのは、 デグラディナイトである。

本研究でデグラディナイトとして認定しているものは、 顕微鏡下 の観察で2ミクロン以下の暗灰色の基質をなし、 紫外線励起光を落

射すると2次蛍光を発するものである。 2ミクロン以上で10ミクロ ン程度の葉片状の形態をしめし、 2次蛍光を殆ど発しない灰色のコ リナイトはデスモコリナイトとみなした。

デグラディナイトが、 どのような経緯でわが国で採用されたかは 中柳(1992)により紹介されているが、 ビトロデトリナイトやデスモ コリナイトとの類似性からビトリナイトグループの中に含められて いる。 デグラディナイトは、 現在国際的にマセラノレとしては認定さ れていない。 このため石炭組織を国際基準に従ってマセラル分類す る場合、 デグラディナイをビトリナイトグループの中のビトロデト リナイトまたはデスモコリナイトとしてその中に含めている。

デグラディナイトが、 石炭組織の中でどの程度の割合を占めてい るかを、 またその含有量が炭層内でどのように変化しているかをみ るため、 太平洋炭鉱おける炭層内での垂直変化を第4.37図にしめす。

デグラディナイト含有量は、 10%から60%まで大きく変化して いる。 このことは、 ビトリナイトグループ内でのデグラディナイト の占める割合が大きく変化していることを意味している。 同様の変 化は、 第4.38図に示した池島炭鉱の場合にも認めることができる。

今回の研究で、 中国の古第三紀の炭田である撫JI慎炭田および梅河 口炭田でもデグラディナイトが認められた 中国のマセラル区分の 標準には、 デグラディナイトは存在しない が本論文では、 デグラ

8000

•

7800 +-...

(凶ぷ\

の

よ� 7600↑

h←何万)

-

m ^{一一・・一一 一…・四一…・・一一. …-・}…ー…一一一一一一一一…一一一一一一一一一一 一

• •

• • ‘

7400 右足 酬

以 7200

•

一，_...-- …ーー

7000 00/0

→ 十 十

20/0 40/0

エクジナイト含有量(九) 60/0

第4. 36図

梅順炭田西露天鉱における発熱量と エクジナイト含有量との関係

109

(EO)

細羽益法薬M向山

0九 20九 40九 60免 80九 100九 デグラディナイトの含有量 (弘)

第4. 37図

太平洋炭鉱でのデグラディナイトの

含有量の炭層内での垂直変化

.， - ou a- - ::l g i-- - - il i- - jil - --s

; ii

: ・

--

a'

J・:li-

-1・!??f ，、

，

、

J .

・・血.

10-15

1 ・ : :Ji- - ;i :

15-20

25-30 20-25

30-35 35-40

60-65

(EO)削岩民法茶話

95-100

•

400/0

•

(九)

300/0 100/0

デグラディナイト含有量

200/0 135-140

00/0

第4. 38図

池島炭鉱におけるデグラディナイト 含有量の炭層内での垂直変化

111