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)

地域地質研究報告5万分の l地質図幅
岡山(12
) 第1
5号

大社地域の地質鹿野和彦・竹内圭史
大嶋和雄 ・豊 造 秩

平成元年

地 質 調 査 所

位

置

図

1
2岡山

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000図幅名目

次

Ⅰ． 地 形 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････

1

Ⅱ． 地質概説 ････････････････････････････････････････････････････････････････････････

4

Ⅲ． 新第三系 ････････････････････････････････････････････････････････････････････････

9

Ⅲ．1 古浦層････････････････････････････････････････････････････････････････････････

9

Ⅲ．2 成相寺層 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････ 10
Ⅲ．3 牛切層････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 16
Ⅲ．4 古江層････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 28
Ⅲ．5 布志名層 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････ 29
Ⅲ．6 塩基性-中性貫入岩 ･････････････････････････････････････････････････････････････ 29
Ⅲ．7 地質構造 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････ 30

Ⅳ． 第四系 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 32
Ⅳ．1 日御碕段丘堆積物 ･･････････････････････････････････････････････････････････････ 32
Ⅳ．2 差海層････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 33
Ⅳ．3 沖積層････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 35

Ⅴ． 埋立地 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 40
Ⅵ． 活断層とリニアメント及び地震活動･･････････････････････････････････････････････ 41
Ⅵ．1 活断層とリニアメント ･･････････････････････････････････････････････････････････ 41
Ⅵ．2 地震活動 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････ 41

Ⅶ． 応用地質 ････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 42
Ⅶ．1 石膏鉱床及び銅･鉛･亜鉛鉱床 ････････････････････････････････････････････････････ 42
Ⅶ．2 石油･天然ガス鉱床 ･････････････････････････････････････････････････････････････ 44
Ⅶ．3 石材･骨材 ･････････････････････････････････････････････････････････････････････ 44
Ⅶ．4 地すべり･山崩れ ･･･････････････････････････････････････････････････････････････ 44

文 献 ････････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 45
Abstract ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 49

図・表・図版の目次
第１図

島根半島及び周辺地域の埋谷面図 ･････････････････････････････････････････････････

2

第２図

大社地域及び周辺地域の埋谷面図 ･････････････････････････････････････････････････

2

第３図

日御碕の灯台と成相寺層流紋岩 ･･･････････････････････････････････････････････････

3

第４図

大社町山根付近の丘から見た出雲平野の海岸 ･･･････････････････････････････････････

3

第５図

大社地域及び周辺地域の地質図 ･･･････････････････････････････････････････････････

6

-i-

第６図

古浦層･成相寺層境界付近の柱状図 ････････････････････････････････････････････････ 10

第７図

成相寺層の模式柱状図 ･･･････････････････････････････････････････････････････････ 11

第８図

成相寺層の頁岩質泥岩と頁岩 ･････････････････････････････････････････････････････ 12

第９図

日御碕及びその東方海岸付近の成相寺層流紋岩の産状を示す地質図 ････････････････････ 13

第10図

成相寺層流紋岩の放射状柱状節理 ･････････････････････････････････････････････････ 14

第11図

成相寺層流紋岩のローブ状浅所貫入岩 ･････････････････････････････････････････････ 14第12図

牛切層柱状図 ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････ 16

第13図

牛切層の礫岩･砂岩･泥質岩 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 17第14図

牛切層砂岩の上面に見られるリップルマークとその断面･･････････････････････････････ 18

第15図

牛切層砂岩卓越相の柱状図 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 19第16図

牛切層・古江層境界部の模式柱状図 ･･･････････････････････････････････････････････ 20

第17図

牛切層砂岩･礫岩の古流向 ････････････････････････････････････････････････････････ 20

第18図

水冷破砕された牛切層安山岩溶岩 ･････････････････････････････････････････････････ 21

第19図

牛切層安山岩枕状溶岩 ･･･････････････････････････････････････････････････････････ 21

第20図

猪目及びその東方海岸の牛切層火山岩の分布 ･･･････････････････････････････････････ 22

第21図

猪目及びその東方海岸に見られる牛切層流紋岩の産状を示す模式柱状図 ････････････････ 22

第22図

猪目東方海岸に見られる牛切層流紋岩の産状 ･･･････････････････････････････････････ 23

第23図

猪目海岸の牛切層流紋岩のローブの断面 ･･･････････････････････････････････････････ 24

第24図

古江層の泥岩 ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････ 28

第25図

西列山地・出雲平野・中国山地北縁を横断する測線に沿った地震波速度分布と地質断面 ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････････ 31

第26図

成相寺層流紋岩を切る断層面上に残された条痕 ･････････････････････････････････････ 31

第27図

日御碕の平坦面に残されている礫層(日御碕段丘堆積物)･･････････････････････････････ 32

第28図

差海川河口付近の差海層露頭スケッチ ･････････････････････････････････････････････ 33

第29図

出雲平野第四系の南北断面図 ･････････････････････････････････････････････････････ 34

第30図

出雲平野沖積層基底等深線図 ･････････････････････････････････････････････････････ 37

第31図

大社地域及び周辺地域のリニアメント ･････････････････････････････････････････････ 41

第32図

大社地域の石膏･銅･鉛･亜鉛鉱床分布図 ････････････････････････････････････････････ 42

第33図

鰐淵鉱山の１断面図 ･････････････････････････････････････････････････････････････ 44

第32図

大社地域の地すべり防止区域 ･････････････････････････････････････････････････････ 45

第１表

島根半島新第三系層序の変遷 ･････････････････････････････････････････････････････

4

第２表

宍道低地帯の第四系層序 ･････････････････････････････････････････････････････････

5

第３表

大社地域の地質総括表 ･･･････････････････････････････････････････････････････････

7

第４表

境港地域の地質総括表 ･･･････････････････････････････････････････････････････････

8

第５表

成相寺層流紋岩の化学分析値 ･････････････････････････････････････････････････････ 15- ii -

第６表

成相寺層産有孔虫化石 ･･･････････････････････････････････････････････････････････ 15

第７表

牛切層安山岩･流紋岩の化学分析値 ････････････････････････････････････････････････ 26

第８表

牛切層産有孔虫化石 ･････････････････････････････････････････････････････････････ 26

第９表

牛切層産貝化石 ･････････････････････････････････････････････････････････････････ 27

第10表

牛切層夫婦タフ中のジルコンのフィッション・トラック年令測定結果 ･･････････････････ 27

第11表

古江層産有孔虫化石 ･････････････････････････････････････････････････････････････ 29

第12表

塩基性貫入岩の化学分析値 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 30

第13表

中海層・弓ケ浜層産の主な大型動物(主として貝類)化石･･････････････････････････････ 39

第14表

大社地域の石膏･銅･鉛･亜鉛鉱床の概要 ････････････････････････････････････････････ 43

第Ⅰ図版

水中に噴出した流紋岩溶岩とその水冷破砕構造 ･･･････････････････････････････････ 53

第Ⅱ図版

成相寺層の流紋岩枕状溶岩 ･････････････････････････････････････････････････････ 54

第Ⅲ図版

成相寺層の流紋岩枕状溶岩 ･････････････････････････････････････････････････････ 55

第Ⅳ図版

成相寺層の流紋岩枕状溶岩 ･････････････････････････････････････････････････････ 56

第Ⅴ図版

牛切層の流紋岩枕状溶岩 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 57

第Ⅵ図版

牛切層の流紋岩ローブ ･････････････････････････････････････････････････････････ 58- iii -

地域地質研究報告
５万 分 の １ 地 質 図 幅
岡 山 (12)第 15号(昭和63年稿)

大

社

地

域

の

地

鹿野和彦＊・竹内圭史＊･大嶋和雄＊＊･豊

質
遙秋＊＊＊

大社地域は，地震予知研究の上で緊急性があり重要な地域として指定された特定観測地域 8 箇所の一つ「島根県東部」に位置する．
現地調査は昭和61-62年度に実施した．調査は第三系を竹内･鹿野が，第四系を大嶋が，鉱床を豊が担当し，全体のとりまとめは主として鹿野・竹内が行った．地質図上に併記した等重力線図は金属鉱業事
業団から提供を受けた重力探査資料を地殻物理部広島俊男技官，地殻熱部須田芳郎技官が編集したものである．薄片製作は安部正治･佐藤芳治･野上貴嗣・宮本昭正各技官による．

Ⅰ．地形

大社地域は北緯35ﾟ20’-35ﾟ30’，東経132ﾟ30’-132ﾟ45’の範囲にある．大部分は日本海で，本地域の東部には日本海に面して島根半島の西端部と出雲平野がある．
はなたかせん島根半島は標高536.3 m の鼻高山 (今市図幅地域)を最高点とする山々がほぼ東西方向に連なる山地
で，南方の中国山地との間には出雲平野・宍道湖・松江平野・中海そして弓ケ浜へと連なる低地帯，すなわち宍道低地帯が広がる(第１図)．島根半島と宍道低地帯は，それぞれ新第三系の複背斜と複向斜に対応しており，新第三系の構造が地形に反映されている．
島根半島には西列・中列・東列の三つの山地が雁行して並ぶ．そのうち，東列山地と中列山地はもと
もと新第三系の複背斜によって形成された一つの山地であったが，その後，軸部を走る宍道断層によって分断され，断層に沿った侵食が進んだ結果両山地に分かれたものらしい．中列山地と西列山地との間
うっぷるいの十六島 湾とそれに続く低地は複向斜に対応している．西列山地の南縁は大社衝上断層によって画されている．宍道断層，大社衝上断層はともに北上りの高角逆断層であり，両断層の北側にある東列・西列の両山地の南側山腹はいずれも北側山腹に比べて急峻である．
大社地域は上記三列の山地のうち，中列山地の西端と西列山地の大半を含む（第２図）．西列山地は地
元では北山と呼ばれており，その最大標高は鼻高山の536.3 m である．東西に延びる主稜線は著しく南側に片寄るとともに，鼻高山を境に西側は日本海に，東側は出雲平野に向かって低くなる．中列山地の稜線は西列山地と同様に東西に延びているが，直線的で北側に著しく片寄っている．中列山地の北側は急な斜面をもって日本海に没し，東西方向の直線的な海岸線をなす．一方，西列山地の海岸線は複雑に入り組んだ沈水海岸の様相を呈している．これらの海岸線には波食棚・海食台・海食洞，そして比高
ひ のみさき20-40 m に達する海食崖がよく発達し，美しい景観を生み出している．特に日 御 碕 周辺では柱状節理など流紋岩の織りなす見事な景観を楽しむことができる(第３図)．日御碕の灯台は標高 30-40 m の平坦面

＊

地

質

部

＊＊

海洋地質部

＊＊＊

地質標本館

-1-

第１図

島根半島及び周辺地域の埋谷面図（ 幅 2 km 谷埋，等高線間隔100 m）鹿野・中野(1986)を一部改変．

第２図

大社地域及び周辺地域の埋谷面図 （幅500 m谷埋，等高線間隔100 m）鹿野・中野(1986)を一部改変．

に立っており（第３図），ほぼ同高度の平坦面が日御碕の東方及び南方にかけて点在する．この平坦面の一部には日御碕段丘堆積物がある．
ひ

い

かん ど

島根半島の南側にある出雲平野は，宍道低地帯を流れる斐伊川と神戸 川によって運ばれた土砂によって形成された平野で（第２図），中国山地側から下る流路に沿って扇状地・自然堤防が，そして河口付近

-2-

第３図

日御碕の灯台と成相寺層流紋岩 流紋岩は平坦面をなす(Ａ)．この平坦面は更新世に形成された段丘面と考えられている．灯台の下の流紋岩には柱状節理が発達している(Ｂ)．柱の径は数 cm-10 cm

第４図

大社町山根付近の丘から見た出雲平野の海岸

弓なりの海岸線に沿って砂丘(大社砂丘)が連なる．

には三角州が発達し，日本海に面する海岸付近には海岸線に平行に延びた砂丘が連なる（第４図）．本報
告では大社湾に面した砂丘を大社砂丘，その東側の浜山公園の砂丘を浜山砂丘と呼ぶ．浜山砂丘の北半分は大規模な造成が行われ運動公園となっている．出雲平野を通る冬の風は強く，海岸付近に砂丘を形成するとともに出雲平野に砂を飛ばす．風や飛砂を防ぐために各戸ごとにめぐらされた松の生垣はまさ-3-

に出雲の風土を感じさせる．

Ⅱ．地

質

概

説

大社地域のうち，島根半島にはほとんど新第三系のみが，出雲平野にはほとんど第四系のみが分布する(第５図)．
島根半島の新第三系は the Shindi folded zone (宍道褶曲帯)（OTUKA，1937）と呼ばれる褶曲をなすことで知られており，冨田・酒井（1938），嘉藤（1949），多井（1952, 1953, 1955）をはじめとし，西山(1962)，加藤(1969)など多くの人々により研究されている(第１表)．1966年と1967年には通商産業省により大社地域を含む島根半島全域の地質調査が実施され，その結果は二編の報告書(通商産業省，1967,1969)にまとめられている．
金属鉱物探鉱促進事業団(1970, 1971, 1972a, 1972b)はその成果を受けて大社地域周辺で多数の坑井を掘削し，精密調査を行った．その後，山内ほか(1980)は島根半島東部美保関・境港両地域の新第三系について調査再検討した結果を地質巡検案内書にまとめており，多井(1973)は島根半島の層序・構造を，山内・吉谷(1981)は島根半島を含めた島根県東部の地質構造発達史を議論している．また，近年では地質調査所による地震観測強化地域の地質研究の一環として行われた境港地域(鹿野・吉田，1985)，
え とも

美保関地域(鹿野・中野，1985b)及び恵曇 地域(鹿野・中野，1986)の研究やほぼ同時期に行われた野村
わにぶち(1986a，1986b)の研究がある．また，鰐淵 鉱山の黒鉱鉱床など新第三系に胚胎する鉱床について，金子(1964)，HONISHI (1974)らの報告がある．
宍道低地帯に分布する第四系の本格的な研究が始まったのは1960年代に入ってからで，中海臨海地帯の地盤の研究(建設省計画局ほか，1967)や山陰第四紀研究グループ(1969)，中海・宍道湖底下の第四系調査(水野ほか，1972)などの組織的研究により急速に知識が集積された．その成果は大西(1979)，大西・松田(1985)，大西(1985)によりまとめられている(第２表)．
ふじ な

大社地域の新第三系は南端部に分布する布志名層を除いて宍道褶曲帯と呼ばれる島根半島新第三系褶
曲帯の一部をなす．第５図に示されるように，十六島湾に延びる複向斜を挟んでその南側と北側に複背斜があり，それらの翼部は大社衝上断層(多井，1973)など東西方向に延びた一連の断層によって断たれ第１表

島根半島新第三系層序の変遷

-4-

第２表

宍道低地帯の第四系層序 (大西，1985)ている．境港地域では島根半島の新第三系がほとんどすべて分布している(鹿野・吉田，1985)が，ここ
まつ え

たかしびやまわ く ら やまこ うら

じょうそう じうしきり

では上部の松江層・高渋山層・和久羅山安山岩を欠いて，中新世前期-中期の古 浦 層・ 成 相 寺 層・牛切ふる え層・古江層の４層が分布する(第３，４表)．
古浦層は淡水-汽水生貝化石を産する非海成層で，砂岩・礫岩・泥質岩を主体とする．古浦層は島根
半島各地に点在するが，大社地域では西列山地南側斜面にわずかに露出するにすぎない．古浦層の下限は不明で層厚200 m 以上．
成相寺層は古浦層を整合に覆い，半島部に広く分布する．黒色泥質岩及びそれと指交する流紋岩火山岩類を主とする海成層で，大社地域での最大層厚は1,600 m 前後である．成相寺層の流紋岩は海底火山を形成した大規模な酸性火山活動の産物で，安山岩を伴う．酸性火山活動は成相寺層の堆積期を通じて-5-

-6第５図 大社地域及び周辺地域の地質図

第３表

う ど

大社地域の地質総括表

さぎ

間欠的に続いている．鰐淵から鵜峠 ・鷺 鉱山付近にかけて分布する黒鉱鉱床群は主に成相寺層中に胚胎している．
牛切層は成相寺層に引き続いて堆積した海成層で，礫岩・砂岩･泥質岩の互層を主体とする．砂岩・礫岩の多くはタービダイトあるいは岩屑流堆積物である．局所的ではあるが，下部-中部には水底に噴出した安山岩・流紋岩が分布する．礫岩・砂岩を構成する砕屑粒子は主に，安山岩で，大部分は本層の安山岩に由来するものらしい．
野村(1986a)は，多井(1952)の牛切互層，通商産業省(1967)の牛切層のうち，砂岩・礫岩を主体とす
あいしろる岩相を相代 層と定義し，残りを成相寺層に含めた(第１表)．これは模式地の牛切層と同様の岩相が成相寺層内にも認められ岩相上成相寺層との区分が難しい場合があることや指交関係にあるとの理由による．しかし，古江層の塊状泥質岩と成相寺層の黒色泥質岩(大部分は層状)との間に牛切層を特徴づける
凝灰岩・凝灰質砂岩・泥質岩互層あるいは頻々と砂岩・凝灰岩薄層を挟む泥質岩が存在することは確か
-7-

第４表

境港地域の地質総括表 (鹿野・吉田，1985)-8-

で，しかも広く追跡できるのでこれを岩相上区分して牛切層とすることは必ずしも誤りとはいえない．
ただし，牛切層の模式地は露出が悪いので，岩相層序上の問題点を再検討した上で模式地をどこかに設定して牛切層を別の地層名に改名しても差し支えない．いずれにしてもこの岩相層序区分の問題は議論のあるところであり，本報告では無用の混乱を避ける意味で，従来用いられてきた牛切層を踏襲した．
古江層は塊状泥質岩を主体とする層で，まれに凝灰岩・砂岩の薄層を挟むことがある．下位の牛切層とは漸移整合で，本報告では砂岩・凝灰岩薄層をほとんど挟まなくなる部分から上を古江層としている．古江層の層厚は300 m 以上である．布志名層は泥岩・シルト岩・砂岩を主体とする地層であるが(高安・中村，1984)が，本地域には細粒砂岩のみが分布する．古江層とほぼ同時期に堆積した地層である(鹿野・中野，1985a)．
今市・境港両地域の成相寺層・牛切層・古江層からは，大陸棚外縁から大陸斜面中部に生息していたと考えられる有孔虫化石群集が (野村ほか，1984；野村，1986b)，また，大社地域からも類似の有孔虫化石群集(金属鉱物探鉱促進事業団，1970, 1971, 1972a, 1972b)が報告されている．
浮遊性有孔虫化石に基づけば，成相寺層上半部-牛切層は BLOW (1969)の N.8-9 (野村，1986a)，古江層は N.10-11 (野村，1984) に対比される．古浦層と成相寺層の境界は両層のフィッション･トラック
年令からおよそ22 Ma (鹿野・吉田，1984)，また今回新たに得られたフィッション・トラック年令から牛切層の最上部はおよそ14 Ma と推定される．
古浦層・成相寺層及び牛切層中には塩基性-中性の岩床・岩脈が貫入しているがその時期は新第三系の地質構造が完成する前である．
新第三系の地質構造は島根半島の東側のものと一連のものであり，山内・吉谷(1981)，鹿野･吉田(1985)，野村(1986a)が議論しているように，牛切層の堆積時から褶曲が始まり，和久羅山安山岩噴出
期 (6 Ma 頃) には全体の地質構造が完成したと．この構造運動は最大水平圧縮主応力軸がほぼ南北になる
ような応力場の下で起こったらしい(鹿野・吉田，1985）．
さし み

第四系は更新世の日御碕段丘堆積物・差海層と沖積層に区分される．
日御碕段丘堆積物は日御碕付近の海岸段丘を構成する礫層で本報告で新たに設定した．差海層は三位(1966)の差海層と石谷砂層を併せた地層として定義した地層で，泥・砂・礫からなる海成-汽水成堆積物・海浜堆積物を主とする．沖積層は，出雲平野の地下に広く分布し，泥・砂・礫など海成-汽水成堆
なかうみ

積物を主とする中海 層と，それに漸移整合で重なる，あるいは指交し砂・礫・泥からなる三角州・扇状
地堆積物及び砂を主とする海岸砂丘・砂州堆積物とからなる．

Ⅲ．新

第

三

系

Ⅲ．１ 古 浦 層

地層名冨田・酒井（1938）．

模式地

島根県八東郡鹿島町古浦．
ようかん

分布･層厚

や

び

西列山地南側，菱根・遙堪・矢尾 町付近に分布する．下限は不明で，層厚は200 m 以
-9-

上．
層序関係

島根半島に露出する地質系統の最下部をなす．本層の礫岩中に含まれる礫種(三浦，1973b，1973c；鹿野･吉田，1985；鹿野・中野，
1986)から判断して，先新第三紀の深成岩等を不整合に覆っていると考えられている(鹿野・吉田，
1985)．
岩相

本層は非海成の砂岩・礫岩・泥質岩からなる．砂岩は極細粒-極粗粒で淘汰が悪く，粗粒
砂岩では細礫を含むことも多い．砂岩の構成物は
主に石英・斜長石・カリ長石と中-酸性火山岩・花崗岩質岩の岩片である．礫岩は安山岩・流紋岩
・花崗閃緑岩などの細礫-巨礫からなる．
泥質岩は淡緑灰色-黒色の砂質-シルト質頁岩・頁岩で細粒砂岩の薄層を挟む厚さ数 mm 以下の平行ラミナが良く発達しており，いわゆる varveに類似している．
第６図

露出が悪く明確ではないが，本層最上部の varve

古浦層・成相寺層境界付近の柱状図(大社町菱根西方の沢)様頁岩 は，境港･ 美保関両地域の 場合(鹿野 ・吉田，1985；鹿野・中野，1985b)と同様に，成相寺層の黒色泥質岩に漸移するように見える(第６図)．金属鉱物探鉱促進事業団(1971)の坑井43PASH17の資料によれば，本層中には厚さ数 m-10 数 m 内外の安山岩・流紋岩(?)火砕岩層が挟まれている．
化石 貝化石 Corbicula sp.（西山，1962）及び Viviparus cf. uryuensis kosasanus（OKAMOTO and NAKANO,
1967；岡本・今村，1971）が産出する．

Ⅲ．２

成 相 寺 層

地層名

通商産業省(1967）．多井(1952)の成相寺頁岩層に相当する．

模式地

松江市成相寺

分布・層厚

古浦層を取り巻いていて西列山地に広く分布する．層厚は西部で1,200 m，東部では1,600 m．
層序関係
岩相

古浦層に整合に重なる．

本層は黒色泥質岩・流紋岩を主体とし，一部に安山岩溶岩を挟む海成層である(第７図)．

黒色泥質岩の本層に占める割合は火山岩に比べて低く，主として最下部と最上部にその厚層(厚さ数10 m-数100 m)があるほか，火山岩中に局所的に薄層として挟在するにすぎない．
黒色泥質岩は一般的に硬く，破断した岩片の端は鋭利である．風化すると層理面に平行に細片状に割- 10 -

れる頁岩質のものが多い(第８図)．特に最下部の泥質岩には細かい平行葉理が明瞭で，しかも薄く剥がれる黒色頁岩(第８図)が認められることがある．
この種の頁岩は古浦層最上部の頁岩と似ている．
本層の大半を占める流紋岩の産状をみると，東部では軽石を主とするいわゆる広義の水中火砕流堆積物(F I S H ER
and SCHMINKE，1984)が卓越し，西部
では溶岩ドーム・溶岩流が卓越する．
水中火砕流堆積物の１フローユニットの厚さは数 m-20 m 程度である．水底安山岩溶岩とその再堆積物を挟む．流第７図

紋岩及び安山岩の溶岩には径１mm 以

成相寺層の模式柱状図

下の気孔が多数あり，また，ジグソー
パズル様に破砕された部分が認められる（第Ⅰ図版）．
けたかけ

さぎうら

日御碕から桁掛半島を経て鷺浦に至る地域では，日本海に面した海岸に沿って溶岩ドーム・溶岩流など流紋岩の様々な産状を見ることができる(第９図)．天然記念物に指定されている日御碕周辺の流紋岩(第３図)は日御碕神社付近の黒色泥質岩を貫く溶岩ドームで，径６cm 内外の柱状節理が発達している．これとほぼ同時期の溶岩ドームがその東方に連なる．いずれのドームにも柱状節理が発達するが，それらの柱状節理の方向は必ずしも流理面に直交しない．ドームの縁辺部では柱状節理が放射状になることが多く(第10図），その外側には柱状節理を残しながらも水冷破砕された部分，そして更に外側では水冷破砕されたガラス質流紋岩が認められる．ドームの内部や周辺には幅10 cm-200 m のガラス質流紋岩浅所貫入岩が多数分布する．大きなものはドームの上方に延びてドームを貫いている．またそれらと平行に舌状に延びる巨大な貫入岩は水冷破砕された流紋岩に貫入し，その延びと直交する断面に閉じた流理が認められる(第11図）．これら流紋岩水底火山体内部の貫入岩は流紋岩マグマの通路とみなせよう りゅうう．日御碕東方およそ１km の入江では宇 竜 周辺の流紋岩塊状溶岩から移化した水中溶岩が広く分布し，その上部は枕状となっている(第Ⅱ，Ⅲ図版)．
枕状団塊(pillow)の径は 30cm-１m．内部はガラス質で，放射状節理が認められ，また，縁辺部には多数の気孔とジグソーパズル様の水冷破砕構造が認められるが，玄武岩の枕状団塊と異なって明瞭な急冷殻を持たない．表面には流動方向に延びたしわと節理がある．大きな枕状団塊から押し出された，あるいは垂れ下がった溶岩はそれより小さな枕状団塊を作りながら前進する(第Ⅱ，Ⅲ図版)．枕状溶岩は
枕状溶岩片を含むハイアロクラスタイト(FISHER and SCHMINKE ，1984)に移化する(第９図，第Ⅳ図版)．その漸移帯には孤立した枕状団塊が点々と分布している．それらの表面にはハイアロクラスタイ
トや枕状溶岩の岩片がへばりついており(第Ⅳ図版)，枕状団塊を作りながら前進する溶岩流の前面にあ- 11 -

第８図

成相寺層の頁岩質泥岩と頁岩

頁岩質泥岩(A，日御碕)は，層理面と平行に小角礫状に割れ易い．頁岩(B，大社漁港・西方の海岸)には細かな平行ラミナが発達する．ハンマーの柄の長さは約30 cm．

- 12 -

- 13 -

第10図

第11図

成相寺層流紋岩の放射状柱状節理

成相寺層流紋岩のローブ状浅所貫入岩(桁掛半島)柱状節理の一部は放射状となっている．

(鷹取山北方の海岸)流理が閉じた外形に平行になっている．

- 14 -

第５表

成相寺層流紋岩の化学分析値 (三浦，1974)

第６表

成相寺層産有孔虫化石（金属鉱物探鉱促進事業団, 1970, 1971, 1972a, 1972b）

るハイアロクラスタイトの上にちぎれた枕状団塊が転動してきたことをうかがわせる．

岩石記載
輝石(?)含有斜長石流紋岩〈GSJ R42341〉
産地：大社町日御碕灯台
産状：溶岩ドーム(柱状節理を示す部分）
斑晶：斜長石(少量)・輝石(仮像，極微量)
斜長石は長さ２mm 以下，輝石(?)は長さ１mm 以下で自形-半自形．斜長石の一部はアルバイト・
石英などに，輝石は淡褐黄緑色粘土鉱物・不透明鉱物に交代されている．

- 15 -

石基：斜長石・石英・アルパタイト・鉄鉱など
石英・斜長石は長さ0.1 mm 以下の他形微結晶．緑褐色粘土鉱物に充填された径0.3 mm 以下の気孔が点在する．

本層流紋岩の化学組成を第５表に示す．

本層からは第６表に示される有孔虫化石のほか，海生貝化石 Acesta sp. cf. smithi SOWER-

化石・時代

BY, Acesta aff. amaxaenisa YOKOYAMA（OKAMOTO and NAKANO，1967；岡本･今村，1971）が報告されている．また野村(1986a，1986b)は東隣今市地域の本層上半部から浮遊性及び底生有孔虫化石を報告している．それによると本層上部は BLOW (1969) の N. 8-9 に対比され，大陸棚外縁-大陸棚斜面中部の環境にあったことになる．

Ⅲ．３

牛

切

層

地層名

通商産業省(1967）．多井(1952)の牛切互層に相当する．

模式地

松江市牛切．
かわしも分布･層厚

鵜峠から河下町にかけての地域と十六島湾を挟んでその北側にある十六島の周辺に分布する．最大層厚900 m．
層序関係

下位の成相寺層と整合．

第12図

牛切層柱状図国富町の柱状図は金属鉱物探鉱促進事業団(1970)のボ-リング資料を編集．

- 16 -

- 17 第13図

牛切層の礫岩・砂岩・泥質岩

礫岩 (Ａ，今市地域平田市奥宇賀町南方の沢) は基底付近で逆級化し，上方に向かうにつれて正常級化している．砂岩(Ｂ，平田市河下町)は泥質岩薄層を挟む．砂岩単層の基底から中部にかけて正常級化し，その上部では平行-斜交ラミナが認められることも多い．泥質岩 (Ｃ，今市地域平田市奥宇賀町)は砂岩薄層を頻繁に挟む．

岩相

本層は礫岩・砂岩・泥質岩・安山岩・流紋岩からなる(第12図)．

鵜峠から鰐淵(東隣分布地域)の間に分布する安山岩溶岩とその砕屑物は成相寺層最上部の黒色泥質岩に整合的に重なり，その上に流紋岩溶岩とその砕屑物が重なる．これら火山岩は東方に薄化し，東隣今市地域では礫岩を主体とする砕屑層(礫岩卓越相)に移化する．礫岩は最大径20 cm 以下，多くは10 cm
以下の安山岩亜円礫を多量に含み，逆級化-正常級化し，しばしば正常級化した中粒-粗粒砂岩に移化す
る(第13図)．単層の厚さは数10 cm-数 m．礫岩と礫岩の間に厚さ1-2 m 以下の中-粗粒砂岩や泥質岩を挟むほか，局所的に厚さ 2-3 m の安山岩溶岩・火山角礫岩を挟むことがある．礫岩は上位及び北方，
東方に向かうにつれて細粒化し薄化するとともに，砂岩が卓越するようになる(第12図)．この砂岩卓越相の砂岩単層は安山岩由来の細粒-粗粒砂を主とし，通常厚さ数 cm-1 m．一見塊状である(第13図)が，上方に向かい正常級化し，その上部に平行ラミナが認められることも多い．砂岩の上面にリップルマー
ク(第14図)が，底面にグルーブキャストがしばしば認められる．通常，砂岩と砂岩の間に厚さ数 cm 以
下の黒色-黒褐色の泥質岩を挟む(第15図)．また，局地的に安山岩溶岩・火山角礫岩及び礫岩を挟む．
砂岩卓越相は本層最下部の安山岩・流紋岩にオーバーラップする．礫岩卓越相及び砂岩卓越相に挟まれる安山岩やその砕屑物は鰐淵より東方で厚く，十六島周辺ではほとんど認められない．
砂岩卓越相の最上部には単層の厚さが数-20 m に達する砂岩厚層が発達し，それより上位では厚さ数10 cm 以下，多くは5-10 cm 以下の砂岩薄層を頻々と挟む黒色-黒褐色泥質岩(第13図)に急激に移化す
る．この泥質岩卓越相は上方に向かうにつれて砂岩を挟まなくなり，古江層の泥質岩に移化する(第16図)．泥質岩卓越層には厚さ６m と２m の酸性水中火砕流堆積物が挟まれており(第16図)，大社地域及
び今市地域西部で広く追跡できる．金属鉱物探鉱促進事業団(1970, 1971, 1972a, 1972b)はこの２枚のめ おと凝灰岩を併せて夫婦タフと呼んでいる．
礫岩・砂岩は堆積構造から岩屑流堆積物あるいはタービダイトとみなすことができる．砂岩のリップ
ルマーク及びグルーブキャストの方位(第17図)と礫岩・砂岩の構成物の大部分が安山岩に由来することを考慮すると，礫・砂の供給源の一つは本層下部や中部の安山岩層に求めることができよう．本層の安山岩の多くはジグソーパズル様の水冷破砕構造が発達した溶岩(第18図)で，同質のハイアロクラスタイ

第14図

牛切層砂岩の上面に見られるリップルマークの断面 （平田市十六島から十六島鼻に至る道路沿い）
断面には明瞭な斜交ラミナが見える．レンズキャップの径は約６cm．

- 18 -

第15図

牛切層砂岩の卓越相柱状図- 19 -

河下町-別所間の採石場．

第16図

牛切層・古江層境界部の模式柱状図

第17図

牛切層砂岩・礫岩の古流向- 20 -

第18図

水冷破砕された牛切層安山岩溶岩 (平田市猪目の海岸) ジグソーパズル状の割れ目が顕著で，岩片や基質はガラス質．岩片中の球状の白い点は気孔．石英などで埋められている．レンズキャップの径は約６cm．

第19図

牛切層安山岩塊状溶岩 (大社町鵜峠の海岸) 溶岩は舌状に延びて写真の奥から手前に向かって流れてきている．
海面から人の頭までの高さは約2 m．

- 21 -

ト及びそれらの二次移動堆積物を伴う．溶岩の一部は枕状となっている(第19図)．
いの流紋岩の大部分も溶岩・ハイアロクラスタイトで，それらの周辺に二次移動堆積物を伴う．また，猪め目付近では軽石を主とする水中火砕流堆積物が局所的に認められる．
猪目から河下にかけて分布する流紋岩(第20図)は，それが水中に噴出したことを物語る見事な産状を示している(第21，22図)．すなわち，水冷安山岩溶岩の上にガラス質軽石様岩片に富む火山角礫層，枕状溶岩，枕状溶岩片・ハイアロクラスタイトに富む層，正常級化又は逆級化し成層した火山角礫層が順
次重なる．
基底部の火山角礫層中の軽石様岩片は気孔に富み，ジグソーパズル様の割れ目が発達する．枕状溶岩第21図

猪目及びその東方海岸に見られる牛切層流紋岩の産状を示す模式柱状図
柱状図の位置を第20図に示す．

- 22 -

- 23 第22図

猪目東方海岸に見られる牛切層流紋岩の産状

写真Ａは塊状の溶岩が左から右に延びその上と前面に向かって枕状となる様子を示す．写真Ｂでは枕状溶岩片の密集した部分 (左手下) にそれら岩片などからなる角礫層が重なる．かすかながら逆級化している．この上に重なる角礫層は成層級化している(写真Ｃ）．

は舌状の塊状溶岩から漸移する(第22図，第Ⅴ図版）．枕状団塊はガラス質で径数10 cm 内外(第Ⅴ図版）．内部に放射状節理が(第Ⅴ図版），表面には流動方向に延びたしわと節理が認められる(第Ⅴ図版）．
しわは特に枕状団塊と枕状団塊の間のくびれで明瞭である．節理はそれとほぼ直交する方向にもあり，
あたかも熱した飴をひきずるようにその割れ目を境に分断された枕がくびれを作りながら前方にせり出している例が多い(第Ⅴ図版)．枕と枕の間にはガラス質の破片がつまっている．
枕状溶岩とその上の枕状溶岩の破片やハイアロクラスタイトの中には最大径 5-6 m 位のガラス質溶岩の塊が認められることがある(第21図)．その根元は見えないが，恐らく溶岩から分岐し浅所貫入してきたいわゆるローブであろう．主体は流理の発達したガラス質流紋岩(第Ⅵ図版)でそれを厚さ 1-1.5 mの黒色真珠岩の皮殻が取り巻く(第23図，第Ⅵ図版)．内部のガラス質流紋岩のうち縁辺部の幅50-60
cm のところでは径数 mm-20 cm のめのうに充填された気孔が多数認められる．ローブの延びの方向と直交する断面で流理を見ると外形に平行な閉曲線をなしていることが分かる(第Ⅵ図版）．
枕状溶岩の破片やハイアロクラスタイトを主とする層は枕状溶岩と漸移関係にある．
また，これに重なる正常級化または逆級化した層は，火山角礫-火山礫を主とし淘汰が悪く，細粒物や異質物をほとんど含まないことから，直下のハイアロクラスタイトや枕状溶岩片などが移動・再堆積したものだといえよう．

第23図

猪目海岸の牛切層流紋岩のローブの断面

岩石記載
無斑晶質安山岩〈GSJ R42344：T146′〉
産地：大社町鷹取山北方の海岸
産状：溶岩
化学組成：SiO２ =55.56％ (第７表(2)参照)
斑晶：斜長石(長さ１mm 以下，極微量)- 24 -

断面の外形は滑らかな閉曲線を描く．

石基：斜長石・普通輝石・斜方輝石(?)・鉄鉱
いずれも長さ0.2 mm 以下で自形-半自形．斜長石は平行配列し流理をなす．淡褐黄色粘土鉱物と石英に充填された径１mm 以下の気孔を多数認める．

輝石(?)含有斜長石流紋岩〈GSJ R42352：TSK34〉
産地：平田市平島の対岸
産状：溶岩
化学組成：SiO２ =75.13％ (第７表(6)参照）
斑晶：斜長石(少量)・輝石(仮像，微量)・石英(極微量)
斜長石は自形-半自形で長さ2.5 mm 以下，石英は長さ１mm 以下で，いずれも外形が融食を受け丸みをおびているほか，虫くい状組織を呈することがある．輝石は長さ 0.5 mm 以下の自形-半自形結晶で淡褐黄色粘土鉱物・石英・不透明鉱物及びスフェンに交代されている．斜長石の一部はアルバイト・石英・白雲母に交代されている．
石基：斜長石・石英・鉄鉱・アパタイト・スフェン
斜長石は斑晶斜長石と同様に変質している．淡黄褐色粘土鉱物と石英に充填された径0.5 mm 以下の気孔を認める．
石基には平行ニコル下でかすかながら径50μm 内外の球状の組織が多数あり，石基の大部分はもとは真珠岩のようなガラスだったかもしれない．

普通輝石(?)含有斜長石流紋岩(真珠岩)〈GSJ R42348：TSK1B〉
産地：平田市猪目の海岸
産状：ローブの縁辺部
化学組成：SiO２ =77.33％ (第７表(8)参照）
斑晶：斜長石(少量)・輝石(微量)・鉄鉱(微量)
斜長石は長さ2.5 mm 以下，輝石は長さ1.5 mm 以下，ともに自形-半自形で，虫くい状組織を呈す
る．斜長石の一部はアルバイト・石英・白雲母に交代されている．普通輝石の一部は黄褐色粘土
鉱物・石英に交代されている．
石基：淡褐色ガラス・鉄鉱・アパタイト・スフェン
ガラスは真珠岩ガラス組織(perlitic vitreous texture: BARD， 1986, p. 116-117参照)を呈し，径50μm
内外の石英を核とした珪長質鉱物の球果状集合体に交代されている．緑色-緑褐色粘土鉱物に充填された径1-2 mm 以下の不定形気孔を多数認める．

普通輝石斜方輝石含有斜長石流紋岩(真珠岩)〈GSJ R42347：TSK1A〉
産地：平田市猪目の海岸
産状：ローブの縁辺部
斑晶：斜長石(少量)・斜方輝石・普通輝石・鉄鉱・石英(いずれも少量)
斜長石は長さ2.5 mm 以下，自形-半自形であるが，破片状の結晶も見られる．累帯構造が顕著で，虫くい状組織を呈する．斜方輝石は長さ2 mm 以下，普通輝石は長さ0.7 mm 以下で自形である．
鉄鉱をポイキリティックに包有する．石英は径およそ１mm の融食形を示す．
石基：ガラス．アパタイトがわずかに含まれる．
ガラスは無色・新鮮で真珠岩組織を呈する．微小な針状の晶子が全体に生じている．

化石・時代

多数の有孔虫化石 (第８表)と海生貝化石(第９表)を産する．東隣今市地域から産出する有孔虫化石の研究(野村，1986a，1986b)によれば，本層は大陸棚外縁部-大陸棚斜面中部の堆積物でBLOW (1969) の N.9 に対比される可能性が高い．本層最上部の水中火砕流堆積物(第16図)中のジルコ
ンのフィッショントラック年令はおよそ14 Ma である(第10表)．

- 25 -

第７表

牛切層安山岩･流紋岩の化学分析値

第８表

牛切層産有孔虫化石（金属鉱物探鉱促進事業団, 1970, 1971）(金属鉱物探鉱促進事業団，1970，1971)- 26 -

第９表

第10表

牛切層産貝化石

牛切層夫婦タフ中のジルコンのフィッショントラック年令測定結果- 27 -

Ⅲ．４

古

江

層

地層名

冨田・酒井(1938)による．多井(1952)の古江泥岩に相当する．

模式地

松江市(旧古江村)古曽志

こ そ し

分布･層厚

十六島湾に面した河下町一帯に分布する．層厚300 m 以上．

層序関係

下位の牛切層と漸移整合．

岩相

黒色-暗褐色泥岩・シルト岩を主体とする海成層で，まれに凝灰岩・砂岩の薄層を挟むことがある．泥質岩は成相寺層・牛切層のものに比べて褐色が強くかつ軟らかい．一般に無層理であることが多く，風化すると小角礫状に割れがちである(第24図)．
化石・時代

本層から第11表の有孔虫化石が報告されている．東隣今市地域に産出する有孔虫化石の研究(野村，1984, 1986a, 1986b)によれば，本層は大陸棚外縁-大陸斜面中部の堆積物で，BLOW(1969)の N.10-11 に対比される．

第24図

古江層の泥岩(平田市河下町)

小角礫状に割れるのが特徴．ハンマーの柄の長さは約30 cm．

- 28 -

第11表

古江層(下部)産有孔虫化石（金属鉱物探鉱促進事業団，1970）

Ⅲ．５

布 志 名 層
き まち

通商産業省(1969)による．TOMITA and SAKAI (1938)の布志名統のうち，下部の来待 層を除地層名いた部分．通商産業省(1969)は布志名統を布志名層としたが，その後，高安・中村(1984)はこれを来待
じんざい

層・布志名層・神西層に区分した．本報告では高安・中村(1984)の定義に従う．
模式地

玉湯町布志名．

分布・層厚

大社地域には南東隅に僅かに分布するのみである．高安・中村(1984)によれば，松江市

南部から出雲市南部まで宍道低地帯の南側に分布し，層厚400 m 以上である．
層序関係
岩相

来待層を整合に覆う(高安・中村，1984)．古江層にほぼ対比される(鹿野・中野，1985a)．

大社地域には細粒砂岩が分布するが，東西方向に岩相変化して西部ほど粗粒になる(高安・中村，1984)．

Ⅲ・６塩基性-中性貫入岩

古浦層-牛切層中に岩床・岩脈として貫入している．一般に岩床は東西に延びた形を示し，岩脈は南北方向に延びている．岩床は母岩とともに調和的に構造変形を受けており，貫入時期は新第三系の構造変形が完了する前である．
岩床はドレライト，閃緑岩などで，岩脈は安山岩が多い．ほとんどの岩石は変質しており，緑泥石，
サポーナイト，炭酸塩鉱物，緑れん石，ぶどう石，濁沸石などが初生鉱物を交代し，あるいは気孔中に生じている．

岩石記載
単斜輝石ドレライト〈GSJ R42354：T117〉
産地：大社町坪背山- 29 -

産状：岩床化学組成：SiO２ =51.02％（第12表(4)参照）
主に長さ２mm 以下の斜長石と単斜輝石からなり，オフィティック組織を示す．チタン鉄鉱・燐灰石などを含む．緑泥岩・緑れん石・炭酸塩鉱物を生じている．
第12表

塩基性貫入岩の化学分析値

Ⅲ・７

地 質 構 造大社地域の新第三系は東西方向に延びた褶曲を作り，ほぼ同方向に走る断層群によって寸断されている（第５図）．十六島湾とそれに連なる低地は複向斜，中列山地と西列山地は複背斜に対応している．西列山地の複背斜の主軸はその東方と西方にプランジする．主軸面は北側に傾斜していて，南翼は東西方向に延びる大社衝上断層(多井，1973)によって断たれている．
大社衝上断層は北に70-80º傾斜し，上盤側の西列山地側に何本かの同方向の断層を伴う．大社衝上断
層の大部分は出雲平野に伏在しているが，通商産業省(1970)の地震探査によってその存在が明らかにされている(第25図）．地震探査結果に基づけば大社衝上断層の落差はおよそ1000 m となる．大社衝上断
層のすぐ北側にある逆断層では断層面に残されている条線(第26図)と地層の隔離などからその断層を境に北側のブロック(上盤側)が西斜め上に移動したことがうかがわれる．その他の断層の多くも北上りの逆断層となっている．
大社地域の新第三系は今市・恵曇・境港・美保関各地域の新第三系に連なり，その地質構造も一連のものとみなせる(鹿野・吉田，1985；鹿野・中野，1985b，1986)．これら島根半島新第三系の地質構造
は牛切層の堆積時から和久羅山安山岩の噴出前にかけて形成されたものであろう(多井，1973；山内・吉谷，1981；鹿野・吉田，1985；野村，1986a)．牛切層の堆積期はおそらく15-14 Ma (本報告)，和久
羅山安山岩の噴出期は６Ma (川井・広岡，1966)である．

- 30 -

第26図

成相寺層流紋岩を切る断層面上に残された条痕 (大社町笹子島付近の海岸)- 31 -

Ⅳ．第
Ⅳ．１

四

系

日御碕段丘堆積物

おい せ ばな日御碕南方の追石 鼻 付近から日御碕，そして日御碕から東側に５km 以上にわたって追跡できる海岸段丘がある．尾原(1939)によれば隆起汀線の高さは54-149 m で東高西低であるが，段丘面は海側へ海抜20 m まで低下する．段丘面は開析されて谷地形が発達し，その谷は溺れ谷として海底に延伸する．
東方の十六島湾湾岸では段丘は消失し，平滑な侵食海岸の形状を呈する．尾原(1939)はこの海岸段丘を
日御碕段丘と呼んだ．段丘面を覆う堆積物は，日御碕，桁掛半島など数か所でわずかに認められるにすぎない．本報告ではこれを日御碕段丘堆積物と命名する．
堆積物は，成相寺層の流紋岩を不整合に覆い，厚さ1 m 以上．径10 cm 以下の流紋岩亜角礫-亜円礫と径数 cm 以下の安山岩・泥岩などの亜円礫-円礫を主とし，基質の量は30-50％で赤褐色-黄褐色の砂・シルトを主とする(第27図)．流紋岩礫は基底に近い程多い．
やままわり

段丘面の高度と開折の程度から，本段丘堆積物は中期更新世の 山 廻 層(大西，1979)に対比されよう．
山廻層は岡本，1959の山廻砂礫層に相当し，標高40-120 m の平坦面-山廻段丘(山陰第四紀グループ，
1969)を構成する．

第27図 日御碕の平坦面に残されている礫層(日御碕段丘堆積物) 写真の下の部分は成相寺層の流紋岩．礫層の基底付
近には流紋岩礫が多い．写真の左下の部分は礫層に取り込まれた流紋岩岩塊．礫は上方に向かうにつれて細かくなる．ハンマーの柄の長さは約30 cm．

- 32 -

Ⅳ．２

地層名

差

海

層

三位(1966)の差海層と石谷砂層を合わせて差海層と再定義する．三位・藤井(1972)は三位(1966)の差海層の中に不整合面を認め，そこを境として下を外園層，上を差海砂礫層とした(第28図）．
この差海砂礫層の上部を占める風成砂層は，川向砂層 (藤井・槙原，1969MS) として細分されたことがある．
模式地

簸川郡湖陵町差海海岸

分布・層厚

神戸川河口付近から南方の大社湾に沿った地域に分布する．また，多数のボーリング資料から出雲平野の地下に広く分布することが知られている(三位・藤井，1972；大西・松田，1985）．最
大層厚は50 m 程度である(第29図)．
層序関係 新第三系を不整合に覆う．大山松江軽石層１） (町田・新井，1979)を挟み(第26図)，木次軽
石層 1) (松井・井上，1971)に不整合に覆われる(大西・松井，1980)．大山松江軽石層は上乃木火山灰層(三位，1962)，上乃木軽石(大西，1979)に相当し，およそ10-11万年前に噴出したと考えられている(津久井・柵山，1981)．また，木次軽石層は，古志原火山灰層(三位，1962），古志原軽石(大西，1979)に相当し，4.5-4.7 万年前に噴出した倉吉軽石層(町田・新井，1979)より古く，約 7-8 万年前に噴出したと推定されている(津久井・柵山，1981)．したがって，本層は，一連の海進・海退に伴う堆積物であることを併せて考えると，リス・ウルム間氷期からその直後にかけて堆積したと考えてよい．
岩相基底から 1-10 m までは礫層によって占められ，その上位では砂層が卓越する(第29図)．砂層

は泥層を挟みながら上方で泥層に漸移する(第29図)．泥層はシルト質粘土を主体とし，下部では Ostrea
sp. など汽水-海生貝殻の破片を含み，上部に向かうにつれて腐植を混じえ，部分的に厚さ数10 cm 以下の砂層や泥炭層を挟むようになる．礫層・砂層は地表では確認できないが，泥層の上部が差海海岸にご

第28図

１）

差海川河口付近の差海層露頭スケッチ (三位・藤井 (1972) の原図を修正加筆)

分布が狭いため，地質図には示されていない．大山松江軽石層は下部と上部に厚さ約80 cm で主として細粒砂以下の大きさの自形角閃石と火山ガラスを多量に含む部分があり，その間の約20 cm の部分を粘土化した細粒火山灰が占める．角閃石のほか長石・石英を含む．木次軽石層は赤褐色火山灰を主とし，小石大-クルミ大のアプライトの角礫のほか，まれに軽石を含む．

- 33 -

- 34 第29図 出雲平野第四系の南北断面図(断面線位置を第30図に示す)

くわずかながら露出しており，三位・藤井(1972)はこれを外園層と呼んだ．
差海海岸では上記の泥層を侵食間隙をもって砂礫層が覆っているとされている(三位・藤井，1972：
第26図)が，現在，この露頭は石垣に覆われて泥層と砂礫層の関係を見ることができない．泥層を覆う
砂礫層のうち，基底からその上５m 位までの部分は中粒砂を主体とする砂層からなり，傾斜数度以下の板状斜交層理あるいは平行層理が発達する．また砂層中には，径10 cm 以上の礫がレンズ状又は層状に点在する．この上は厚さ３m 内外で，デューン型の斜交層理を有する細-中粒砂層からなり，その上に大山松江軽石層が重なる(第28図）．大山松江軽石層の上には波状-板状の低角斜層理あるいは水平層理を示す最大層厚30 m 内外の黄白色中粒砂層が重なる．この砂層は地表に露出する差海層の大部分を占め，古砂丘をなす．妙見山西方で木次軽石層に不整合に覆われている(大西・松井，1980)．
三位・藤井(1972)は，泥層と大山松江軽石層との間の砂層を差海砂礫層，大山松江軽石層と木次軽石層の間の砂層を石谷砂層として区分した．しかし，大山松江軽石層と木次軽石層の噴出年代がそれぞれ
10-11万年前，7-8 万年前とかなり接近していることと，三位・藤井(1972)の粒度分析結果や堆積構造からみて両者とも海浜堆積物-砂丘堆積物とみなせることから，ここでは一連の堆積物と考えた．これ
らの砂層の下にある泥層は，海成-汽水性の堆積物であり，これを侵食面をもって砂層(三位・藤井，1972の差海砂礫層)が覆うとしても，浅海-汽水の環境では海退時に沿岸流や風によって，あるいは河川によって運ばれた砂礫が先に堆積していた泥層を削りながら堆積することはよくあることである．三位
・藤井(1972)が指摘した侵食面の時間間隙を短いものと考え，本報告では上位の砂層と一括した．しかし，時間間隙の程度が大きい場合は従来通り，本報告の差海層から外園層を分ける必要がある．
対比

大西(1979)は，層相と層序関係から三位・藤井(1972)の外園層及びその相当堆積物を弓ケ浜層(三位，1966)に対比した．また，三位・藤井 (1972) の差海砂礫層と石谷砂層は，上乃木軽石(大山松江
やす ぎ

軽石層) に対比される火山灰層を含む(正岡，1972)安 来 層(三位ほか，1969：水野ほか，1972)に対比される(大西・松田，1985）．すなわち，本報告で再定義した差海層は弓ヶ浜層・安来層に対比される．弓ヶ浜層と安来層とは不整合関係にある(水野ほか，1972)とされてきたが，両層の間の不整合はそれらに挟まれる火山灰の対比に基づいて想定されたものであって，上乃木軽石すなわち大山松江軽石層の時代が従来想定されていた時代(ウルム氷期；水野ほか，1972)より古くなったことから，必ずしも不整合関係とはいえなくなった．また，弓ヶ浜層から安来層にかけて見られる岩相変化は本報告の差海層と類似
している．

Ⅳ．３

沖

積

層

本報告では約２万年前の最低海水準期（最終氷期）以降の河成-海成堆積物を沖積層とする．出雲平野をはじめとし宍道湖，松江平野，中海，弓ケ浜すなわち宍道低地帯に広がる沖積層は，汽水成-海成堆積物である中海層と，これと指交し，あるいは漸移整合で重なり表層部を形成する海岸砂丘堆積物，海浜堆積物，三角州・扇状地・低湿地堆積物とに区分される．
表層を構成する堆積物については，直接観察することによって，あるいは微地形に基づいてその構成物を知ることが出来るが，地下に埋没する堆積物を知るにはボーリング試資料を解析する必要がある．
- 35 -

中海層はボーリング試資料によってはじめてその存在が明らかにされた堆積物である．
ボ ー リ ン グ 試 資料 を 用 い た研 究 に は 九 里・ 本 島 (1953) ， 井関 (1956) ， 小 畑(1967) ， 三 位・ 藤 井(1972)，水野ほか(1972)，大西・松田(1985)及び米子工業高等専門学校(1985)などがある．
井関(1956)は，出雲平野のボーリング資料(九里・本島，1953)から－80 m 以浅の礫層を最終氷期の扇状地礫層と考えて，低位海水準を－80-－70 m に推定した．この論文は，最終氷期の最低海水準を地
質学的事実から初めて推定したものとして第四紀学会で注目された．
小畑(1967)は，井関(1956)の最終氷期の最低海水準－80 m を基準として出雲平野のボーリング試資料を解析し，最終氷期に形成された化石地形を示した．これに基づき小畑(1967)は，宍道湖から大社の
ひ

い

かん ど

海岸に至る埋没谷と，斐伊川と神戸川の間に－10-－20 m の埋没段丘の存在を主張し，最終氷期の斐伊川と神戸川は埋没段丘の西側の浜山砂丘付近で合流していたと考えた．
その後三位・藤井(1972)は，既に述べたように，出雲平野の地下－40 m 以深に更新統(本報告の差海層）が分布することを示した．そして，水野ほか(1972)は，小畑(1967)の化石谷地形を第四紀層基底と考え，小畑(1967)の主張する埋没段丘面の存在を認めた．
最近では，大西・松田(1985)が本報告の差海層のうち，三位・藤井(1972)の外園層に相当する部分を弓ケ浜層(更新統)に対比し，これを覆う完新統(沖積層)の基底等深線図を作成した．この図が従来の図と根本的に違うのは，斐伊川の主流路が浜山砂丘に堰止められて，その南側すなわち神戸川側にあるよ
うに表現している点である．また，浜山砂丘下の現海面高度にある泥層を弓ケ浜層に対比したことにより，最終氷期の谷地形は井関(1956)の見解よりも30 m も浅くなった．これは出雲平野の沖積層基底が－50 m よりも浅い所にあることを意味する．
一方，米子工業高等専門学校(1985)は約 3,800 本のボーリング資料を基にして地盤図を作成し，１万年前の斐伊川が宍道湖に流れ込んでいたことを示唆している．
このように沖積層の分布に関する見解はなお混乱していることから，本報告では，既存のボーリング資料(主として米子工業高等専門学校，1985が編集した資料)などを再検討し，新たに第四紀層の地下における分布を求めた(第29，30図）．
ボーリング資料の検討を行うに当たっては，大社町遙堪小学校付近のボ-リング Et-11 (第30図の24）のコア試料2)を標準として沖積層と更新統(差海層)を判別した．判別の基準と Et-11 での区分を以下に示す．
・N 値が５以下の海生貝及び腐植混りの泥は中海層とする．
・N 値が10以上の貝片及び腐植混りの泥は差海層とする．
・N 値が5-10の範囲のものについては分布位置(沖積低地か砂丘域か，周辺ボーリング柱状との対比)によって判 定する．
・N 値が15以下の砂礫，または，15以上でも，貝殻混じりの海浜礫は中海層とする．ただし，40 m 以深に分布するも のは，周辺資料と対比する．
・．N 値が30以上の砂層，又は50以上の砂礫層は差海層とする．

2)

大社町，島建地質㈱小田基明課長の御好意により調べることができた．記して感謝する．

- 36 -

- 37 第30図

出雲平野沖積層基底等深線図（国土地理院発行５万分の１地形図「大社」・「今市」の一部を使用）

ようかん

Et-11(地盤高3.38 m，遙堪小学校)
深度(m)

N値

層厚(cm)
3.18(20)

3.18-－0.58(260)

黒褐色腐植混り粘土

2-4－0.58-－3.12(370)

暗灰色中粒砂2-12－3.12-－8.62(550)

シルト混り暗灰色中粒砂

6-7

表土

低湿地堆積物＋3.38-

────――
カキ混り灰黒色粘土

2-5－36.12-－38.62(250)

貝混り砂

15-18

－38.62-－46.62(800)

シジミ貝を含むシルト質砂7-18－46.62-－49.12(250)

中粒砂

7-12

中 海 層

－8.62-－36.12(2750)

差────――
有機物・貝混じり粘土

6-10－56.62-－61.32(470)

暗灰色砂

18-30

－61.32-－64.62(330)

暗灰色砂礫

50以上

海 層

－49.12-－56.62(750)

中海層
宍道低地帯に分布する沖積層のうち，中海，宍道湖湖底及び出雲・松江両平野の地下に分布する汽水-海成完新統は中ノ海層(三位，1966）あるいは中海層(三位ほか，1969)と呼ばれてきた．水野ほか(1972)は，中海・宍道湖のオールコアボーリング試料の貝化石群集と，その年代測定から，中海層を次の３層に区分した．
区分

厚さ

堆積物

上部層

2-13 m

現海水準での堆積物

14Ｃ年代(年 B. P.)

3000（粘土，シルト）
中部層

2-６ m

3000-6000

縄文海進期堆積物（粘土，シルト）下部層2-20 m

6000-10,000

低海面期堆積物（粘土，砂，シルト）

大西(1977)は花粉分析の結果から中海層が４層に区分できるとしている．
ボーリング資料の解析結果(第29，30図)に基づけば，小畑(1967)の主張する埋没段丘面は，出雲市街
から神戸川の右岸沿いに浜山砂丘まで延伸することが地質断面から確認される．また，浜山砂丘の南側が侵食されて斐伊川の主流路が神戸川に合流したのは，海面がこの埋没段丘面を超える－20 m 以浅に達してからである．したがって，最終氷期の斐伊川は，宍道湖側からの河川と斐伊川とが合流して，浜山砂丘の北側を流れていた．最終氷期に神戸川と斐伊川とが，浜山砂丘の内陸側(東側)で合流することはなかった．
中海層は，これら神戸川及び斐伊川の埋没谷地形に支配されて分布する．神戸川河口部で 40 m 以上
- 38 -

の層厚を有する中海層は，神戸川の山陰本線鉄橋付近では20 m 程度に薄くなる．一方，大社海岸から
島根半島沿いに平田市付近までの地域では40 m，そして宍道湖湖岸でも30 m 程度の厚さを有する．
神戸川埋没谷河口では，地表下10 m 以下に，N 値が５以下の海成シルトが30 m 程度発達するが，その数 km 上流側では，堆積相変化の激しい三角州または扇状地堆積物(海成-汽水成)に移化する．それに対して，斐伊川埋没谷では，大社海岸から浜山砂丘北側までは，沿岸流の影響を示す堆積相変化の激しい粗粒堆積物が分布するが，その内陸側では，静穏な潟湖環境に堆積したシルト・粘土が卓越する．
出雲平野と中海層の模式地である中海とは直接的な連続はないが，宍道湖湖底の中海層を通して，対比することができる．宍道湖の中海層下部から産するシジミ貝の年代は，9,200±300年 B.P. (Gak2879，水野ほか，1972)で，当時の海面は－15 m 以下にあったので，宍道湖と中海は接続していなかった．すなわち，シジミ貝が生息してきた汽水は大社側から供給されていたことになる．出雲平野の中海層堆積が，１万年前にさかのぼることは明らかである．
第13表

中海層・弓ケ浜層産の主な大型動物(主として貝類)化石（水野ほか，1972）- 39 -

宍道湖の中海層中部の貝類群集(第13表)をみると，中海層中部堆積期の塩分濃度がもっとも高い．これは，中海層中部が堆積した時期に，宍道低地帯が一面海水に覆われたことを示す．この時期は縄文海進に対応するものであろう．その後，斐伊川の沖積作用によって，宍道湖と大社湾とが分断され，間に出雲平野が出現した．しかしその後しばらくの間は出雲平野の低地にはなお海跡湖(菱根池)が残り，大社湾側には入江(神門入江)があった．
海岸砂丘堆積物及び海浜堆積物
大社湾沿岸には砂を主とする海浜堆積物が広く分布し，その背後に大社砂丘が発達する．大社町と出雲市の境界近くでは大社砂丘の背後(東側)にも南北に延びた砂丘-浜山砂丘が発達する(地質図参照)．
大社砂丘と浜山砂丘を構成する堆積物は淘汰の良い細粒砂(三位ほか，1969；三井・藤井，1972)で，最大層厚は60 m 程度．差海層最上部の砂層がなす古砂丘の開析谷を埋積しつつ差海層を覆う．湖陵町
大池や石谷では基底に泥炭層が発達している．石谷の泥炭の 14 Ｃ年代は7,840±130年 B.P.(三位ほか，
みょうけん

1969)である．三位ほか(1969)は基底から上10-15 m の所に黒砂を認め，それより下の部分を 妙 見 砂層，それから上を浜山砂層と名づけている．妙見砂層の砂は砂丘砂というよりは砂州堆積物に似た粒度組成を有している(三位・藤井，1972）．海岸砂丘堆積物は，一部砂州を含みながら，中海層と指交しつつ堆積したものといえよう．
多岐町小田(南隣石見大田地域)では黒砂から土師器が発見されている(三位・藤井，1972）．また，出雲風土記や方丈記によれば，710-730年 A.D. 頃に出雲砂丘の飛砂が激しくなったと記録されている．
この砂丘の飛砂がおさまり，周辺に農地が開発されたのは井上恵助によって高浜防風林が作られた1760
年代以後のことである．砂丘砂のうち，特に淘汰の良いものは鋳物砂として採取されている．
三角州・扇状地及び低湿地堆積物
出雲平野の表層には厚さ数 m から 10 数 m の斐伊川及び神戸川の扇状地及び三角州堆積物が分布す
る．
扇状地では砂礫を主とし，中国山地の出口付近で厚く下流に向かって薄くなる．流路沿いには自然堤防が河口付近には三角州が発達している．海跡湖では粘土・シルトを主とし，腐植層を挟む．
かん な

関ヶ原の合戦(1600年)後，砂鉄採取が本格化し，鉄穴 流しによって，大量の土砂が斐伊川から流入した．宍道湖を外堀と考えた松江城主は，斐伊川からの大量の土砂が宍道湖に流入することを恐れた．そこで，斐伊川流路を人為的に出雲平野側に導いた．それによって，出雲平野の菱根池やその他の海跡湖の埋積が進むとともに，斐伊川の天井川化が一段と進んだ．更に，三木與兵衛による菱根池の干拓後は，斐伊川の河川勾配は緩くなり，出雲平野は洪水の常襲地となった．江戸中期以降は斐伊川の搬出する土砂を活用して，新田開発が進められた(木幡,1968）．したがって，出雲平野の表層堆積物の大部分
は，江戸時代以降の斐伊川の搬出土砂によるものである．

Ⅴ．埋

立

地

大社地域には大規模な埋立地はほとんどなく，大社町稲佐東方の漁港整備に当たってわずかに埋立が行われた程度である．
- 40 -

Ⅵ．活断層とリニアメント及び地震活動
Ⅵ．１

活断層とリニアメント

大社地域及び周辺地域に認められるリニアメントを第31図に示す．
矢尾町付近を東西に走るリニアメントは連続する急崖によって特徴づけられ，大社衝上断層にほぼ一致する．橋本ほか(1980)はこれを推定活断層とし，活断層研究会(1980)は確実度Ⅲ，活動度 Ｃ と推定
している．
まん だ

お

づ

万田 付近(今市地域)を通るリニアメントは幾つもの尾根を切って高度に不連続を作り，小津 付近(今市地域) では山腹が急斜面をなして直接平野部と接している．橋本ほか(1980)はこれを準確実活断層とし，活断層研究会(1980)も確実度Ⅱ，活動度Ｃの活断層と推定している．
両者を含め第31図に示されるリニアメントは地質断層あるいは侵食に対する抵抗の差が大きい岩石の境界にほぼ一致しており，リニアメントに沿った地域に明瞭な変位地形など活断層であることを示す明瞭な瞭瞭は認められない．・

Ⅵ．２

地 震 活 動大社地域内に震央があり，被害を伴ったような顕著な地震は現在までのところ知られていない．また，
1885年から1985年４月末までの期間に気象庁によって決められた地震のリストには大社地域内に震央がある地震は記録されていない(鹿野･中野，1985b)．

第31図

大社地域及び周辺地域のリニアメント (国土地理院発行20万分の１地勢図「大社」の一部を使用)- 41 -

Ⅶ．応
Ⅶ．１

用

地

質

石膏鉱床及び銅･鉛･亜鉛鉱床

大社地域には全国でも有数の石膏生産高を誇っていた鰐淵鉱山をはじめとし，大小数多くの鉱山がある(第32図)．これらの鉱山は成相寺層の泥質岩・流紋岩及び牛切層下部の安山岩中に胚胎する黒鉱鉱床
・黒鉱式鉱床またはこれらと成因的に関連すると思われる鉱脈から石膏・銅・鉛・亜鉛などを稼行していたもので，現在はすべて閉山または休山している(第14表)．
かなやま

からかわ

黒鉱鉱床・黒鉱式鉱床の大部分は金山・唐川 地域及び鵜峠南方の地域に分布する成相寺層最上部の泥質岩層とその下にある流紋岩中に胚胎している(第33図)．鉱床の鉱種は石膏が圧倒的に多く，黒鉱とわずかながら黄鉱･珪鉱を伴う．大社地域のこれら鉱床に関する記載は島根県経済部(1951)，地質調査所(1956)，三好(1962)，金子(1964)，HONISHI (1974)，島根県地質図説明書編集委員会(1985)に詳しい．

第32図

大社地域の石膏・銅・鉛・亜鉛鉱床分布図 (国土地理院発行５万分の１地形図「大社」・「今市」の一部を使用）．1.石膏鉱床 (投影)，2.黒鉱鉱体 (投影)，3.坑口，4.立坑，5.休廃止鉱山，6.鉱山名（①鰐淵，②唐川，③
後野(栄)，④大歳，⑤鵜峠，⑥田中，⑦鷺，⑧大社，⑨中山)- 42 -

第14表

大社地域の石膏・銅・鉛・亜鉛鉱床の概要- 43 -

第33図

鰐淵鉱山の１断面図 (HONISHI，1974を一部改変)，1.安山岩，2.泥岩，3.黒鉱，
4.石膏，5.粘土，6.流紋岩凝灰岩，7.流紋岩

Ⅶ．２

石油･天然ガス鉱床

大社地域や周辺地域で商業的価値のある鉱床は知られていないが，かつて鰐淵鉱山の坑内で成相寺層泥質岩から少量の石油が湧出したことがある．また，島根県が出雲平野の第四系を対象とした天然ガス調査を行ったところ，CH４ を主とした水溶性ガスが面積８km2 内に約1,250万 m 3 埋蔵されていることが推定された(本島，1962)．本島(1962)によれば，坑井試験の結果産出量が多かったのは大社の東方遙堪地区と斐川町久木地区で，２インチ口径の坑井の最大日産量(自噴)はそれぞれ21.5 m3/日，５m3/日であった．このガスは家庭用燃料として一部で使われている．このほか，遙堪地区の島根県試堀井 R3 では新第三紀層中に天然ガスと塩水が確認されており，宍道湖北西部の古江層からもガス徴が報告されている(本島，1962)．

Ⅶ．３
ま石 材・骨 材ち

河下町内田南方の牛切層から間知 石として砂岩が採取されている．また，路盤，生コンクリート用として河下町君野･金山，唐川町十善などで牛切層の安山岩などが採取されている．

Ⅶ．４

地すべり・山崩れ

大社地域内では地すべり防止区域に指定されている場所が数カ所ある(第34図)．このうち，十六島付
近の地域は牛切層が急傾斜していて，泥質岩を境に層理面に沿って崩落する危険性がある．後野・唐川- 44 -

第34図

大社地域の地すべり防止区域 (斜線部；島根県，1974) (国土地理院発行５万分の１地形図「大社」の一部を使用)

・別所・鵜峠地区では成相寺層最上部の泥質岩層が地すべりを起こしている．この泥質岩層は鉱床の胚胎層準であり，熱水変質により普通の泥質岩層よりすべり易くなっている可能性がある．菱根地区では急崖の崩落が起こり易くなっている．また，崖下には岩屑が堆積し，すべり易くなっている．中列山地の南縁一帯は同様の急崖を作っており，菱根地区同様十分注意を払う必要がある．

文
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- 48 -QUADRANGLE SERIESSCALE 1:50,000
Okayama (12)) No. 15

GEOLOGY
OF THETAISHA

DISTRICT
By

Kazuhiko KANO, Keiji TAKEUCHI,
Kazuo OSHIMA and Michiaki BUNNO（Written in 1988）――――――――――――――――（ABSTRACT）
OUTLINE
The Taisha district is located on the Japan Sea coast in San-in, Southwest Japan. The district
includes the western end of Shimane Hanto (Peninsula) and Izumo Heiya (Plain). Shimane
Hantoconsists mainly of Neogene volcanic and sedimentary rocks, while the Izumo Heiya does
largely of Quaternary sediments. The Neogene is folded into E-W trending anticlinorium andsynclinorium (the Shindi folded zone) and is cut by several E-W trending faults. Being covervedwith the Quaternary, the southern extention of the Neogene of Shimane Hanto spreads extensively beneath Izumo Heiya. The geology of this district is surmmarized in Table 1.
NEOGENEIn the Taisha district, the Neogene of Shimane Hanto is divided into four stratigraphic units,
namely the Koura Formation, the Josoji Formation, the Ushikiri Formation and the Furue Formation in asending order. The Fujina Formation is recognized in the southern margin of Izumo- 49 -Heiya as the correlative unit to the Furue Formation. These units are of early to middle
Miocene. In Shimane Hanto, the Koura, Josoji and Ushikiri Formations are intruded by basic
to intermediate rocks.
The Koura Formation is the early Miocene sequence of non-marine sediments, composed
mainly of sandstone, conglomerate and finely-laminated argillaceous rocks. Some of the coarse
clastics are derived from Pre-Neogene granitic basement rocks.
The Josoji Formation is the early to middle Miocene sequence of marine rhyolite and andesite
volcanics and black argillaceous rocks, conformably overlying the Koura Formation. Blackargillaceous rocks predominate in two horizons. Rhyolite volcanics are pyroclastic deposits,
massive lavas, lava domes and hyaloclastites, locally intercalating small amounts of andesite
pyroclastics.
The Ushikiri Formation is the middle Miocene marine sequence composed mainly of sandstone, conglomerate and argillaceous rocks. Sandstone and conglomerate are mostly turbidites
or debris flow deposits, which interfinger with or overlap submarine andesite and rhyolite
volcanics in the lower part of the formation. A subaqueous acid pyroclastic flow deposits in theupper part is 14Ma in fission-track age of zircon.
The Furue Formation is the middle Miocene sequence of massive marine argillaceous rocks
Teble 1

Summary of the geology of the Taisha district- 50 -

and conformably overlies the Ushikiri Formation.
The Fujina Formation, correlative to the Furue Formation is the middle Miocene sequence
composed of sandstone. It crops out locally in a small area of southeast corner of this district.
Basic to intermediate rocks are dolerite, diorite, andesite and so on. They intrude as sills anddykes into the Koura, Josoji and Ushikiri Formations and are deformed together with the
Miocene host rocks into folds and/or faults. The tectonic deformation started around 14Ma andlasted by 6 Ma.
QUATERNARYThe Quarternary includes the Hinomisaki terrace deposits, the Sashimi Formation, theNakaumi Formation and beach, sand dune, delta, fan and swamp deposits. The former two
are Pleistocene and the latter units are Holocene in age.
The Hinomisaki terrace deposit newly defined in this report consits mainly of subangular
to subrounded rhyolite gravels less than 10 cm in diameter, that was deposited locally on marine
terraces around Hinomisaki. The terraces are 20 to 60 m above the sea level and likely to have been
formed at higher sea levels in the Riss-Wurm stage.
The Sashimi Formation redefinited herein includes marine to brackish mud, sand and gravel,and sand beach and/or dune deposits. The constituting deposits present a marine transgression-regression sequence during the Riss-Wurm stage and the Wurm stage.
The Nakaumi Formation consists of marine to brackish mud, sand and gravels and unconformably overlies the Sashimi Formation. It fills the low land buried beneath Izumo Heiya,
and interfingers with or transitional to beach, sand dune, delta, fan and swanp deposits
expos-ed on the surface.
ACTIVE FAULTS AND LINEAMENTS, AND EARTHQUAKESIn this district no active faults have been found with firm evidence. Several lineaments arerecognized in hilly land of Shimane Hanto and on the flank through an inspection of detailed
topography. The lineaments coincide with rock boundaries or geologically old faults, and are
not active. Notable earthquakes whose epicenters are located in this district have never beenreported.
ECONOMIC GEOLOGY
A few large mines of Kuroko (black ore) or Kuroko-type ore deposits are known mainly inblack argillaceous rocks at the upper horizon of the Josoji Formation. The mines have produced
gypsum with small amonts of Kuroko, Oko (yellow ore) from the lentifular bodies, or cupperiron sulfides from the veins. The Wanibuchi mine has produced a large amount of gypsum andonce its production was placed first in Japan. However, the mine has stopped working several
years ago, as well as other mines of this district.
Quarries at several places supply crushed stones from sandstone and andesite of the Ushikiri
Formation for aggregates of the base of road and buildings.
- 51 -

- 52 -

第Ⅰ図版

水中に噴出した成層寺層流紋岩溶岩とその水冷破砕構造(鷺浦の海岸) 溶岩は礫層(おそらく岩屑流堆積物)の上に噴出している (写真Ａ)．基底部は水冷破砕が著しい (写真Ｂ)が，その上では塊状溶岩 (写真Ａ)．写真の左下の海面から写真上端までの高さは約３m．ハンマーの柄の長さは約 30 cm．

- 53 -

第Ⅱ図版

成相寺層の流紋岩枕状溶岩(大社町宇竜東方の海岸) 下部では枕状団塊同志がつながっているが，上部(写真Aの左手)ではひきちぎれている．溶岩の流動方向は上の写真の右上から左下で，下流側に行くほど枕は小さくなっている(写真B)．ハンマーの柄の長さは約 30cm．枕状団塊の径は 30 cm から１m．

- 54 -

第Ⅲ図版

成相寺層の流紋岩枕状溶岩(大社町東方の海岸，第Ⅱ図版と同じ露頭) 右の枕状団塊から溶岩が出て左の枕状団塊を生じている様子を示す．枕状団塊の表面付近には流動方向に延びた放射状節理としわが認められる(写真Ａ)．内部が見えている枕状団塊(写真Ｂの左手)では，節理が枕の根元から放射状に延びていることと流理が流動方向に突き出ていることがうかがえる．レンズキャップの径は約６cm．

- 55 -

第Ⅳ図版- 56 成相寺層の流紋岩枕状溶岩(大社町宇竜東方の海岸，第Ⅱ，Ⅲ図版と同じ露頭) 枕状溶岩の上には枕状団塊の破片や水冷破砕の結果生じたガラス質の流紋岩岩片からなる火山礫-火山角礫層が認められる．写真Ａはその概観を示す．写真Ａの中央の大きな岩塊は枕状団塊の一部で同様の岩片が点在している．この角礫層の主体は水冷破砕によって生じた径10cm以下の岩片であるが(写真Ｂ)，枕状溶岩に近い基底部では溶岩流からひきちぎれ転動してきた枕状団塊が数多く認められる．その表面には岩片がへばりついている(写真Ｄ)．内部はガラス質の団塊で発泡しかつ水冷破砕されかけた部分がそれを取り巻いている(写真Ｃ）．レンズキャップの径は約 6 cm，ハンマーの柄の長さは約 30 cm．

- 57 ら右手に流れていく様子を示す．枕状団塊は垂れ下がりながら流動し，その表面には流動方向に延びたしわと節理が認められる(写真Ｂ)．しわは団塊と団塊とを結ぶ首の部分で明瞭．しばしば団塊の流動方向と直交する方向に節理が認められる(写真Ａ・Ｂ)．この節理を境に団塊が分離し，流動したと思われる例がかなり多く(写真Ｃ)，根元付近から放射状に延びた節理が認められる(写真Ｃ)．レンズキャップの径は約 6 cm，ハンマーの柄の長さは約30 cm．

第Ⅴ図版

牛切層の流紋岩枕状溶岩(平田市猪目東方の海岸) 写真Ａは左手にある塊状の部分から溶岩が枕状団塊を作りなが

第Ⅵ図版

牛切層の流紋岩ローブ(平田市猪目の海岸) ローブの内部は流理明瞭なガラス質流紋岩(写真Ａ・Ｃ)でその外側 1 m
位の部分では径数 mm-20 cm の気孔が多数認められる．写真Ａの白い点あるいはレンズ状の部分は石英(めのう)に充填された気孔である．ローブの最も外側 1-1.5 m の部分は真珠岩からなる(写真B)．そこにはローブの表面に直交する節理が発達している．レンズキャップの径は約 6 cm，ハンマーの柄の長さは約 30 cm．

- 58 -

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鹿野和彦・竹内圭史・大嶋和雄・豊遙秋 (1998)

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With Geological Sheet Map at 1 : 50,000, Geol. Surv. Japan, 113p. (in Japanesewith English abstract 3 p.).

平成元年 2 月 4 日

印

刷

平成元年 2 月 8 日

発行

通商産業省工業技術院

地 質 調 査 所

〒305 茨城県つくば市東 1 丁目1-3
印 刷 者

小

宮

山

一

印 刷 所

小 宮 山 印 刷 工 業 (株)雄

東京都新宿区天神町78Ⓒ 1989 Geological Survey of Japan- 59 -