阿波学会紀要

2009.7第55号(pp.1-12)

美馬市美馬町の地質と古生物―和泉層群，鮮新〜更新統，ならびに地すべり地形―

＊１

西山

賢一

橋本

寿夫

＊５

＊１

石田

啓祐

伊藤

嘉将

＊１

＊２

中尾

賢一

山崎

健太

s野

＊２

泰之

森永

＊３

宏

森江

＊４

孝志

＊１

要旨：美馬市美馬町に分布する和泉層群，ならびに切久保断層と中央構造線断層系の連続性について再検討した。また，和泉層群から大型化石と放散虫微化石とを見いだし，すでに収集されていた化石コレクションを含め，和泉層群の地質分布の連続性，堆積環境・生層序について検討した。山麓部の土柱層から，従来報告例のない高変成度変成岩礫を見いだし，その供給源が愛媛県東赤石山周辺であることを特定した。段丘堆積物中から，従来報告のないテフラを発見した。山地に多く分布する地すべりは，和泉層群の流れ盤斜面に多く，そのうちのひとつで，地すべり移動体を被覆するテフラをK−Ahと同定した。

キーワード：和泉層群，化石，中央構造線，テフラ，地すべり

野川が流れており，吉野川に沿って，東西に細長い

１．はじめに平野が形成されている。また，平野と山地との境界

美馬市美馬町は，阿讃山脈南部の山地を主体とすには明瞭な地形変換線が認められ，これに沿って中る地域である。山地は白亜系和泉層群で構成される

央構造線活断層系（水野ほか，1993）が通過するが，山麓には中央構造線が通過するとともに，鮮新（図１）。中央構造線活断層系が通過する山麓部には，〜更新統の土柱層や段丘地形が分布する。また，山定高性のある丘陵が東西に連続するほか，それより地には多くの地すべり地形が分布する。地質班は，南側には数段の段丘地形が分布する。

美馬市美馬町の地形・地質・古生物・地すべり地形

阿讃山脈の地形の特徴として，稜線の片側が急傾について，白亜系和泉層群の分布，和泉層群から産斜で，その反対が緩傾斜となるケスタ地形が明瞭に出した化石，中央構造線断層系の荒川衝上断層関連認められる（寺戸，1969）。例えば，三頭山の北東露頭，鮮新〜更新統の土柱層と礫種構成，段丘堆積

斜面は緩傾斜，南西斜面は急傾斜となっている。美物中の挟在テフラ，ならびに地すべり地形の分布と馬町地域では，一般に，稜線の北東斜面が緩傾斜，被覆テフラに関する検討を行った。

南西斜面が急傾斜となっていることが多い（図１）。
このうち，緩傾斜をなす北東斜面には，しばしば地

２．地形・地質各説

すべり地形が分布している。

１）地形

２）地質

美馬市美馬町は阿讃山脈（讃岐山脈）の最高峰で

美馬市美馬町の地質は，図１に示すように，阿讃ある竜王山（1,060m）の南側に位置しており，地山脈の和泉層群，山麓の土柱層，吉野川沿いの段丘域の大半は山地である。一方，地域の南端部には吉堆積物と扇状地堆積物から構成される（美馬町史編＊１

徳島大学総合科学部＊２

徳島県立博物館＊３

川田中小学校

＊４

鷲敷中学校

＊５

松茂中学校

1

美馬市美馬町の地質と古生物―和泉層群，鮮新〜更新統，ならびに地すべり地形―／地質班

竜
王
山

30

入倉地すべり
N
30
30
30

40
55

清
2 田

40

3A, 3B

30

20

美馬温泉

20
35
切久保

30

層
保断
切久

20

50
AÕ

40
10

野田ノ井

70
40

a
4

20
1

夏
弥
喜

中野

三
頭
山

60 35

蕨草
A

30

猿坂

55

池ノ浦
野村谷川

吉
水

鍋倉谷川
中野谷川

荒川露頭

城火山灰露頭

吉野川

中上露頭

0

1

2 km

高瀬谷川

750m

AÕ

A

500
250

和泉層群
（堀田層）

0

砂岩および砂岩優勢砂岩泥岩互層

中位段丘

土柱層

a 大型化石 産出地点と番号

砂岩泥岩互層低位段丘1

50 走向・傾斜泥岩および泥岩優勢砂岩泥岩互層

低位段丘2

断層

1 微化石 産出地点と番号
滑落崖
地すべり地形移動土塊

図１

美馬市美馬町と隣接地域の地質図集委員会，1989）。また，地層の分布を画する断層に

北縁は領家帯の領家花崗岩類ならびに泉南酸性岩類

は，中央構造線断層系の美馬断層および荒川衝上断を不整合に覆うほか，松山北方では，領家変成岩類層（水野ほか，1993），ならびに切久保断層がある。

に属する熱変成を受けた美濃丹波帯のジュラ紀付加（１）和泉層群体を不整合に覆うと考えられている（鹿島・増井，

和泉層群は，四国西部の愛媛県松山から徳島県の1985）。県境を越えた香川県塩江付近に位置する和鳴門，淡路島南部を経て，紀伊半島の和泉山地にか

泉層群の北縁部は，白亜紀当時の陸棚堆積相であり，けて分布する中生代白亜紀末の海成層である。白亜

主に花崗岩質砂礫岩と泥岩から構成される。泥岩層

紀は12の階に区分されており，白亜期末とはその11からはアンモナイトや二枚貝のイノセラムスなどの〜12番目のカンパニアン〜マストリヒチアン階に対化石の産出が知られている（坂東・橋本，1984；

比され，今から8,300〜6,500万年前の時代である。

Morozumi，1985；利光ほか，1995）。

2阿波学会紀要

第55号(pp.1-12)

2009.7

傾斜するが，南縁は中央構造線断層系により画される。和泉層群の岩相を図１に，砂岩優勢砂岩泥岩互層（砂岩が65％以上），砂岩泥岩互層（砂岩が65〜35%），泥岩および泥岩優勢砂岩泥岩互層（砂岩が35%未満）に区分して示した。
（２）土柱層ａ

美馬町中上に分布する土柱層

阿讃山脈南縁部の中央構造線に沿った丘陵には，半〜非固結の礫・砂・泥からなる河成層である鮮新〜更新統の土柱層（水野，1987）が分布する。図１
図２

高瀬谷中上の荒川衝上断層．写真中央より下が土柱層，中央より上が土柱層に衝上する和泉層群．

の土柱層の分布については，水野ほか（1993）を一部改変して図示した。今回，美馬町中上に位置する露頭にて，土柱層中から高変成度の変成岩礫が見いだされたので，以下に記載する。
美馬町中上にある土採場（以下，中上露頭。図２）
では，中央構造線荒川衝上断層（加藤ほか，2007では，荒川低角度断層と呼ばれている）を介して，礫層および礫層によって不整合に覆われる和泉層群が接している（加藤ほか，2007）。断層の上盤および下盤の礫層はともに結晶片岩礫を含んでいるので，

図３

美馬市美馬町中
上露頭のシルト層（下盤土柱層）
より産出した広葉樹の葉の化石．スケールは１cm．

須鎗・阿子島（1990）の分類による本流性土柱層に対比される。また上盤の礫層は，和泉層群を不整合に覆うように見える。伊藤ほか（1996）によれば，土柱層の基盤は三波川結晶片岩であり，その点で上盤側の礫層は通常の土柱層とは異なるが，ここでは加藤ほか（2007）にしたがって，荒川衝上断層の下一方，美馬町が位置する阿讃山脈南麓は和泉層群

盤側の礫層を下盤土柱層，上盤側の礫層を上盤土柱のいわゆる中軸部に相当し，陸棚斜面上に形成され層とよぶことにする。なお，須鎗・阿子島（1990）

た前弧海盆堆積相で特徴づけられる。すなわち重力は本露頭に隣接する場所で，下位より結晶片岩礫を流堆積物のタービダイト砂岩泥岩互層を主として，含む厚さ30m程度の本流性土柱礫層，厚さ約２mの酸性凝灰岩を挟在する。砂岩の断面には乱泥流を特

凝灰質シルト層，厚さ約20mの扇状地性土柱礫層が徴づける級化構造が，また底面には各種の流痕や加累重するとし，凝灰質シルト層中のジルコンより重痕が見られるほか，砂岩の表面付近にはコダイア

1.0±0.3Ma（Maは100万年前を表す）のフィッショ

マモ型生痕化石として知られる Zoophycos が伴う

ン・トラック年代を報告している。しかし，今回の（小竹，1995，2007）。泥岩や泥岩中のノジュールか

調査では凝灰質シルト層および扇状地性礫層は確認

らは放散虫化石が産する（須鎗・橋本，1985；山崎，できなかった。

1987；橋本・石田，1997）。中軸部は褶曲軸が東に下盤土柱層は，おもに礫層から始まり砂層に終わ25°前後傾斜した向斜構造を形成するため，地層はる上方細粒化層の繰り返しからなり，一部に大型植

東に開いた馬蹄形に分布する。そのため北翼部は地物化石を含む青灰色砂質シルト層が見られる。この層が北東−南西走向で，南東側に30°前後で傾斜す

礫層はおもに和泉層群の砂岩の亜円礫からなるが，る。南翼部は北西−南東走向で北東側に30°前後でまれに緑色片岩礫を含んでいる。大型植物化石には3

美馬市美馬町の地質と古生物―和泉層群，鮮新〜更新統，ならびに地すべり地形―／地質班

表１

城テフラの岩石記載

鉱物組成

風化により黄褐色に変色し火山ガラスの形態

重鉱物組成ている。破断面では中央部

テフラ

Gl

Pl

Qz

Hm

Ha

Hb

Ca

Cb

Ta

Tb OthAm Opx Cpx Opq

は暗緑色を示す。表面には

城

90

8

1

1

9

60

25

4

2

0

56

黒色で結晶面が立方体の鉱

0

10

7

26

物（おそらくクロム鉄鉱ま
マツ科の球果や数種類の落葉広葉樹と考えられる葉

たはクロム苦土鉱）がみられる。全体的に鏡肌は見などが見られた（ 図３）。これらの大型植物化石をられない。これらの肉眼的特徴は，愛媛県四国中央

採集し検討したが，同定には至っていない。

市東赤石山山頂および関川河床に見られるかんらん

上盤土柱層はおもに和泉層群起源の砂岩の亜円礫岩によく似ている。中上産の礫を偏光顕微鏡で観察からなり，全体の１割未満の割合で変成岩礫を含む。

したところ，大部分が蛇紋石に変質しており，かん変成岩の礫種として，多い順より，ざくろ石角閃岩，

らん石は確認できなかった。

紅簾石石英片岩，点紋角閃岩，蛇紋岩，緑色片岩で（３）段丘堆積物中に挟在するテフラ

ある。

ａ

ｂ

土柱層に含まれる礫種

段丘堆積物の区分と城テフラ

吉野川北岸の阿讃山脈南麓には数段の河岸段丘が上盤土柱層に含まれていた結晶片岩礫の多くは，発達し，段丘の編年が岡田（1970，1973），水野ほ

四国三波川帯の中でも分布の限られた高変成度の変か（1993）などにより行われている。阿讃山脈南麓

成岩である（口絵図版Ａ）。

の河岸段丘は，高位より高位段丘，中位段丘１，中（１）ざくろ石角閃岩：礫径は数cm〜10数cm程度

位段丘２，低位段丘１，低位段丘２に区分されていのものが多い。おもに暗緑色で柱状の角閃石，黄白る（水野ほか，1993）。各段丘の構成層の形成時期に色の緑簾石（灰簾石または斜灰簾石と考えられる），

ついて，水野ほか（1993）は，低位段丘１の形成時期

径１mm〜４cm程度の赤褐色の自形変晶を示すざを姶良Tn火山灰が挟在していることから最終氷期最くろ石からなる。この３者の割合にはかなりの差が盛期前後とし，中位段丘１の形成時期を最終間氷期あり，3者がほぼ等量のもの，緑簾石が大部分を占と推定している。今回は，１/25,000地形図の読図にめるものなどがある。大型ざくろ石の斑状変晶は多基づき，当地域の段丘を中位段丘（水野ほか（1993）

くの包有物を含んでおり，しばしば結晶外形が不明

による中位段丘１と２をあわせたもの），低位段丘

瞭である。片理は細粒なものでは明瞭であることが１，低位段丘２の３段に区分して表記した（図１）。

多いが，粗粒なものでは多くが不明瞭である。

美馬町城において，低位段丘１堆積物中よりテフ（２）紅簾石石英片岩：おもに石英，白雲母，紅簾石ラが見いだされた。これを城テフラと呼ぶ。城テフ

からなる結晶片岩で，片理は明瞭である。細粒で構ラが見つかった地点は標高140m付近で，礫まじり

成鉱物が肉眼で見えないものおよび粗粒で鉱物粒子

粘土層上部に挟在していたが，現在はのり面の吹きが肉眼で見えるものの２タイプがある。粗粒な紅簾

付けにより観察できない。この礫層は，和泉層群に

石石英片岩礫が礫径として最大で，長径は約40cm

由来する砂岩・泥岩・凝灰岩の礫からなり，礫は角である。この礫の紅簾石結晶の長さは約２mmであ

礫ないし亜角礫で，円磨度が低く，淘汰もほとんどるが，最大で約１cmに達するところもある。

受けていない。この礫層は阿讃山脈から南流する河（３）点紋角閃岩：礫径は数cm以内のものが多い。

川が運搬・堆積した旧扇状地性堆積物と考えられる。

暗緑色〜暗灰色の角閃石が岩石の大部分を占め，そｂの中に白色の単柱状〜粒状自形の曹長石が点在す

本テフラは灰白色を呈するシルトサイズの火山灰る。同一の礫の中では曹長石の結晶の大きさがよくで，火山ガラスに富む。層厚は約20cmで，円摩さ揃っており，多くの礫では曹長石の長径は２mm前れた鉱物粒子を含んでおり，再堆積したものと考え後である。片理はあまり明瞭ではない。

られる。テフラの鉱物組成，ガラスの型状，重鉱物（４）蛇紋岩：長径約20cmの礫を確認した。表面は組成の分析を行った。テフラを洗浄後，１/４mm

4

城テフラの記載

阿波学会紀要

第55号(pp.1-12)

2009.7

C

A

1cm

B

図４

和泉層群から採取された大型化石．スケールは１cm.
A：Didymoceras sp. B：Solenoceras sp. C：Inoceramus sp.

および１/16mmの篩で区分し，１/４mm〜１

屈折率はn＝1.496〜1.499（モード：1.497〜1.498）/16mmの粒径のものについて，２分法によって分の範囲である。屈折率ならびに主要鉱物組成から，けた試料を実体鏡下で200粒子以上検鏡し，結果をこのテフラは，四国東部でこれまでに報告されてい粒数％で表した。重鉱物組成については実体鏡下でるテフラ（森江ほか，2001；町田・新井，2003）の100粒以上検鏡し，結果を粒数％で表した（表１）。

特徴と完全に一致するものはなく，対比できない。

城テフラは火山ガラス（Gl）と少量の高温型石英（４）切久保断層（Qz）や重鉱物（Hm）の結晶からなる。火山ガラ

美馬町地域の和泉層群中軸部には，向斜の軸部に

スは細粒，無色透明で扁平型・中間型が多く，厚手沿って東西走向の高角度断層が通過し，北翼と南翼である。重鉱物は角閃石（Am）が多く，不透明鉱の岩相を画する（ 図１）。この断層は，香川県・徳物（Opq），斜方輝石（Opx），単斜輝石（Cpx），

島県（1977）に最初に示された。本論では切久保断

長石（Pl）を含む。火山ガラスの形態は吉川（1976）層と呼ぶ。切久保断層は脇町横倉から上中野を経て，に基づき，Ha（平板状で突起のないもの），Hb

美馬町切久保，野田ノ井の三頭トンネル南口付近か（板状で１〜３本の突起のあるもの），Ca（Hb型とら三頭越北側を経て，琴南町奈良ノ木付近を通過す

Ta型の中間），Cb（平板状の面に直線状の平行なる。地形的には，和泉層群の向斜軸付近の東西に連突起を３本以上もつもの），Ta（不規則な多角形で，なるケルンコルや東西方向の小谷の配列として現れ

曲線状の突起が密にあるもの），Tb（繊維状の面にており，この断層位置を境に，南側と北側で岩相の直線状の平行な突起が密にあるもの），Oth（上記

分布幅に不連続的な変化が見られることや，岩相境のどれにも属さないもの），に区分した。

界の位置がずれることでその存在が推定される部分

火山ガラスの屈折率は，大阪市立大学地球学教室が多い（ 図１の破線部）。断層の露頭は，切久保谷

において，温度可変型屈折率測定装置（古澤地質製と野村谷川の合流点の道路際で見られ，和泉層群のMAIOT）を用いて１/４mm〜１/16mmの粒径の泥岩優勢砂岩泥岩互層を切る高角度の固結した破砕

試料について20粒子以上を測定した。火山ガラスの帯として確認された。
5

美馬市美馬町の地質と古生物―和泉層群，鮮新〜更新統，ならびに地すべり地形―／地質班（５）中央構造線断層系（美馬断層，荒川衝上断層）

荒川衝上断層は美馬町荒川の中野谷川東岸に典型

当地域の中央構造線断層系は，美馬断層と荒川衝的に見られ，市の天然記念物に指定されている。こ

上断層が知られており，併走するこれら二本の断層の露頭では，土柱層の上に和泉層群の砂岩優勢砂岩

を介して，北側の和泉層群が，鮮新〜更新統の崖

泥岩互層が低角度で衝上している。土柱層は，円磨錐・扇状地堆積物ならびに本流性堆積物から構成さされた結晶片岩礫を伴う本流性の砂礫層と氾濫原のれる土柱層の上に衝上する（ 図１）。美馬断層は三泥質堆積物，ならびに，和泉層群の砂岩・凝灰岩の野町上野北方から美馬町吉水南方，猿坂を通り，池角礫を主とする扇状地ないしは崖錐性の土石流堆積ノ浦でプルアパート凹地を形成し，野村谷川の蕨草物からなる（四国地方土木地質図編纂委員会，1998）。

北方の支流合流点から支流に沿って北東方向に延長

同様の関係は，高瀬谷東岸の美馬町中上北方の土取し，次第にせん滅する。美馬断層のせん滅と同時に，場で見られ，東西走向で北に約30°傾斜した断層を

蕨草より東方へは，東西方向に土柱断層が出現し，介して，破砕された和泉層群の泥岩優勢砂岩泥岩互

右雁行する（水野ほか，1993）。美馬断層と土柱断層が，礫層とマツ科の球果など植物化石を含むシル層に挟まれた蕨草対岸では，和泉層群の泥岩層が著ト層からなる土柱層の上に衝上する関係が見られ

しく破砕されている。

る。上盤では，破砕された和泉層群の泥岩優勢砂岩

A

B

2
3

1

6

図５

6

4

7

8

5

9

10

和泉層群から産出した放散虫化石（走査電子顕微鏡写真）．スケールは50μm．
Ａ：２，８，10；Ｂ：４，６，７；Ｃ：１，３，５，６.
地点２：２，８，９，10；地点３Ａ：３，６；地点３Ｂ：１，５，７；地点４：４.
１：Dictyomitra multicostata Zittel
２：Dictyomitra densicostata Campbell & Clark
３：Dictyomitra andersoni Campbell & Clark
４：Amphipyndax stocki（Campbell & Clark）
５：Amphipyndax tylotus Foreman
６：Archaeospongoprunum salumi Pessagno
７：Archaeodictyomitra lamellicostata（Foreman）
８：Xitus grandis（Campbell & Clark）
９：Lithocampe wharanui Hollis
10：Cytocapsa capmi Campbell & Clark

阿波学会紀要

表２

放散虫化石群集

種名＼放散虫産出地点

１

Amphipyndax conicus
Amphipyndax pseudoconulus（= A. enesseffi）

２

３Ａ

３Ｂ

４

ック年代に基づき，約100万〜40万

Amphipyndax aff. pseudoconulus●

Amphipyndax tylotus

●

●

●

●

Archaeodictyomitra lamellicostata●●

Archaeodictyomitra sp.

●●

Archaeospongoprunum hueyi
Archaeospongoprunum salumi●

Bisphaerocephalina（?）spp.

●

Cornutella california●

Cyrtocapsa livermorensis●●

Cyrtocapsa capmi●●

Diacanthocapsa acuminate●

Dictyomitra andersoni●

Dictyomitra koslovae●

Dictyomitra multicostata●

Lithocampe wharanui

●

●

●

Amphipyndax cf. tylotus

Dictyomitra densicostata

その年代は，水野（1987）により，挟在する火山灰層のフィッショントラ●●

2009.7なく，土柱層に属する砂礫層であり，●

Amphipyndax stocki

第55号(pp.1-12)年前であることが解明されている。

３．古生物

●

１）和泉層群の大型化石●

和泉層群は，アンモナイト，二枚●●貝，巻貝などの多くの大型化石を産●●出することが古くから知られている●が，その主要な産地は，主に和泉層●群基底部直上にある泥岩主体の北縁相に限られている。それに対して，
主にタービダイト性の砂岩泥岩互層が卓越する和泉層群の主部相からの

●

●

●

●

●

●

●

●

大型化石の報告は少ない。阿讃山脈に分布する和泉層群の主部相においても，東部の板東谷や樋殿谷などか●

Orbiculiforma renillaeformis

ら大型化石の産出が報告されている●が（坂東・橋本，1984），西部の主部

Patellula euessceei●

Pseudoaulophacus lenticulatus●●

Rhopalosyryringium magnificum●●

Sphaerostylus（Spaerostylantha）hastata●

Spongotripus morenoensis●

Theocampe altamontensis●

Xitus grandis

●

●

●

相からの産出報告はほとんどない。
2008年度の美馬市での阿波学会研究発表会において，美馬地域産大型●化石の情報提供の呼びかけを行った
際，野村谷川中流域でアンモナイト●

をはじめとする大型化石を採集した

地点１は山崎（1987）の報告によるとの情報提供があった。採集を行ったのは，芝坂小学校および切久保小
泥岩互層を礫層が覆う。礫層は三波川結晶片岩由来

学校に勤務しておられた尾形昭二元校長およびそのの角閃岩相の変成岩礫を特徴的に含む。

児童たちである。大型化石は，昭和30年代に美馬温なお美馬市ホームページの文化財天然記念物

泉の前にあった野村谷川の河原において転石として（http://www.city.mima.lg.jp/4/65/000927.html，採集されたものである。尾形氏によると，野村谷川2009年３月16日）には，荒川衝上（あらかわしょうの上流域での砂防堰堤の施工後は，ほとんど化石はじょう）所在地：美馬市美馬町字坊ヶ谷２−１。平

採集できなくなったということであった。採集され成17年２月25日 市指定。
「中央構造線の活動の影響た大型化石は100点を超え，鑑定が可能なものとしによって和泉層群（約七千万年前）が上昇し，扇状ては，異常巻きアンモナイトのDidymoceras sp.や

地礫層（約三万四千年前）の上に押しかぶせたようSolenoceras sp.，また，二枚貝化石のInoceramusに乗っているもの。近年の土取りによって生じた露

sp.やLoxo japonicaがある（図４）。採集化石の大部頭。」という記述があるが，和泉層群が衝上してい分は，Didymoceras sp.の破片からなる。

る軼扇状地礫層軻の年代は「約三万四千年前」では

野村谷川中流域に分布する和泉層群は，泥岩およ7美馬市美馬町の地質と古生物―和泉層群，鮮新〜更新統，ならびに地すべり地形―／地質班

び泥岩優勢砂岩泥岩互層からなり，岩相は泥岩優勢

Dictyomitra koslovaeの消滅で定義し，Amphipyndax

であるが，時折，層厚50〜60cmほどの砂岩層を挟む。

tylotusの出現前をAp１亜帯，出現後をAp２亜帯とまた，泥岩中に，長径３〜20cmほどの赤褐色を呈し細分した。

た不定形または扁平型の菱鉄鉱質ノジュールを含む。

本調査地域では，特徴種のDictyomitra formosa

筆者らは，野村谷川沿いのLoc.aにおいて（ 図１ ），は産していないが，Amphipyndax pseudoconulus，

母岩の泥岩および菱鉄鉱質ノジュール中から

Amphipyndax tylotus，Dictyomitra koslovaeが検Didymoceras sp.の破片を採集した。

出されていることから，石田・橋本（1998）のAp

２）和泉層群の放散虫微化石

２亜帯の群集に対比され，本調査地域の地質年代は

和泉層群の放散虫群集については，山崎（1987）

カンパニアン後期と推定される。

や石田・橋本（1998）などの研究がある。本調査地

４．地すべり地形

域では，山崎（1987）は，夏弥喜北方の泥岩（地点１）から放散虫化石（表２）を検出しているが，他

１）地すべり地形の分布の地点からの報告はなかった。筆者らは今回，入倉

山地地形と地すべり地形の抽出は，国土地理院発東の砂泥互層中の泥岩（地点２），切久保小学校北行１/25,000地形図の読図，ならびに１/20,000空中の泥岩（地点３A）および泥岩中のノジュール（地写真の判読によって行った。判読結果は，地すべり

点３B），下中野南の泥岩中のノジュール（地点４）

地形を滑落崖と移動体とに区分して表記した。なお，

より放散虫化石を新たに検出した（表２および図５）。

地形的に不明瞭な地すべり，ならびに小規模な地すべりは図示していない。

放散虫化石による地質年代は，山崎（1987）や石田・橋本（1998）の研究がある。石田・橋本（1998）

図１に示すように，当地域には多数の地すべり地

は四国上部白亜系放散虫群集を，下位よりPv帯，Pn形が分布している。このうち，野田ノ井付近の緩斜帯，Sm帯，Au帯，Sc帯，Ap帯，At帯に分帯した。

面に分布する地すべり地形は特に大規模で，滑落崖

これらのうちAp帯は，Amphipyndax pseudoconulus

や移動体の輪郭が明瞭ではないものの，複数のブロ（Amphipyndax eneseffiと同義）の出現から始まり，ックに分かれ，滑落崖の延長は約３km，滑落崖か

133°15′

30′

45′

高松市塩江

中上露頭
三野町
吉

34°50′

脇町
川

野

関川

川
山

銅
三波川変成岩類（点紋帯）
東赤石山

三波川変成岩類（無点紋帯）
超塩基性岩類（点紋帯中）角閃岩（点紋帯中）
和泉層群

図６

8

高変成度変成岩礫の分布域と中上露頭との位置関係

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ら移動体末端までの平面距離は約1.5kmにも達す輝石を伴う。また，テフラ起源でない岩片なども少る。また，移動体の上には，深さ10m以上ある凹地

量含む。バブルウォール型火山ガラスを主体とするや，逆に周囲から10m程度高い丘など，地すべり土ことから，このテフラは，大規模火砕流に伴う広域塊の複雑な変形を示唆する地形が複数認められる。

テフラと考えられる。20粒子の火山ガラスの屈折率

このほかの代表的な地すべり地形としては，切久保，

測定結果は1.510〜1.514（モード：1.511〜1.512）と大久保，丈寄，吉水などに認められる。

なった。屈折率の測定結果と実体顕微鏡観察結果にこういった地すべり地形の多くは，ケスタ地形の基づけば，このテフラは鬼界アカホヤテフラ（K−

緩斜面側に位置しており，急斜面側に位置する地すAh）と対比できる。このテフラの噴出年代は約

べりは極めて少ない。また，当地域の地すべりは，

7,300年前である（町田・新井，2003）。

移動体が河床に達して河道を屈曲させているような地すべり地形はほとんど存在しない。むしろ，河谷５．考察

より高い位置（比高50〜200m程度）に移動体末端

１）地質および古生物が存在する地すべりが多い（梅ヶ久保，入倉など）。

美馬町地域の和泉層群の岩相分布は，香川県・徳

この場合，移動体の末端直下は明瞭な遷急線となっ

島県（1977）に示されていたが，今回の調査では，ており，下方の斜面は谷底まで急傾斜であることが同図幅の岩相分布を現地で検証し，修正・補足する多い。

作業を進めた。図１はその結果である。切久保断層

稜線部には，線状凹地が数地点で認められた。代の南側と北側では，単純な平行ずれとして岩相境界

表的なものは，切久保地すべりの滑落崖上部の稜線が認められるわけではない。このような変位が生じに，北西〜南東に延びる線状凹地が認められる。まる可能性としては，第一に，断層がちょうど和泉層

た，竜王山山頂直下や，中野の南方の稜線にも認め群の向斜構造の軸部付近に位置するため，南翼と北られる。この種の線状凹地は，堆積岩のクリープ変翼で地層の走向・傾斜が大きく変化することと関連

形に伴う山体変形を示唆する地形であると考えられしていると考えられる。さらに第二の理由としては，ており，崩壊前兆地形とも見なされている（千木良，切久保断層の変位が水平ずれ成分と垂直成分を伴う

1998）。また，線状凹地は，場所によっては湿地帯ものであり，地域によりその変位量に違いがある可になっている場合もある。

能性を示している。また，地層は30°以下の低角度

２）地すべり土塊を被覆する指標テフラで東に傾斜していることから，断層を挟んで南北両今回判読した地すべり地形のうち，入倉地すべり側で，岩相境界の見かけの変位が大きく現れているの移動体を覆う土層の中から指標テフラを見いだしものと推測される。また美馬断層の東端は，水野ほた。露頭の場所は，地すべり移動体の上端付近に位か（1993）では，走向が北向きに変わる形で収斂す置する。和泉層群の砂岩の巨礫を主体とする地すべ

るように推定されているが，断層破砕帯は，蕨草かり移動体の上に，厚さ２m程度の土層が認められる。

ら北東方向に分岐する野村谷川の支流に沿って連続

土層中には，厚さ30cmのオレンジ色のテフラが挟する。

在しており，その上位・下位はともに角礫混じり土

野村谷川に沿って分布する泥岩優勢砂岩泥岩互層層である。また，上位の角礫混じり土層のさらに上は，美馬温泉より上流では，N45°E走向20°SE傾斜

位は褐色森林土に移化する。このテフラを採取し，で分布するため，谷の東岸の急斜面にほぼ同一層準洗浄後，実体顕微鏡による観察，ならびに火山ガラが露出する。尾形昭二氏らによるアンモナイト標本

スの屈折率測定を実施した。屈折率測定は株式会社の産出層準は，美馬温泉から上流の野村谷川東岸に

古澤地質に依頼し，温度可変型屈折率測定装置（古露出する泥岩優勢砂岩泥岩互層の特定層準であるこ澤地質製MAIOT）による計測を行った。

とが今回の調査で確かめられた。切久保谷からも同採取したテフラの実体顕微鏡観察によれば，バブ

種のアンモナイトが採集されていることから，このルウォール型火山ガラスを主体とし，わずかに斜方化石産出層準は，切久保谷まで延長すると見られる。
9美馬市美馬町の地質と古生物―和泉層群，鮮新〜更新統，ならびに地すべり地形―／地質班

今回，切久保断層南側に位置する中野谷合流点上

棚斜面に堆積した前弧海盆堆積相とのつながりや対流200mの橋の東岸の崖（Loc.a）に露出する泥岩優比を考える上で重要な接点となる。兼割や黒川地域

勢砂岩泥岩互層ならびに互層に挟在する菱鉄鉱質ノの地層はDidymoceras sp.帯に含まれ，上部カンパニ

ジュールから同種のアンモナイトが採集できたこと

アン階中部に対応し（Morozumi，1985），野村谷川から，切久保断層で画された北翼と南翼の両側で，中流域の地層もそれらとほぼ同時代と考えられる。

泥岩優勢砂岩泥岩互層のアンモナイト化石を産する

今回の調査では，美馬町地域の和泉層群から放散

特定層準を対比することができたと言える。このこ虫化石も得られた。とくに，野村谷川に沿った切久とは，切久保断層に沿う変位量を特定する上でも重保から中野にかけての泥岩優勢砂岩泥岩互層からは，要となろう。

アンモナイトとともに放散虫のAp２亜帯に対比されちなみに，美馬町地域から距離的に近い香川県高る群集が検出された。これらの発見は，アンモナイ

松市塩江町の内場ダム周辺に分布する和泉層群北縁

ト生層序と放散虫生層序の接点として重要となる。

相からは，上部カンパニアン階下部に対応するアン

すなわち，現状ではアンモナイトのDidymoceras sp.

モナイトのMetaplacenticeras subtilistriatumが知帯の時代は上部カンパニアン階中部に対応するとみられている（坂東・橋本，1984；Morozumi，

なされるのに対して（Morozumi，1985），放散虫

1985；利光ほか，1995）が，野村谷川中流域から産のAmphipyndax pseudoconulusとAmphipyndax

出した化石にそれは含まれていない。

tylotusが共存するAp２亜帯の地質年代はカンパニ

なお，尾形昭二氏のコレクションには，野村谷川アン後期と見なされているが（石田・橋本，1998），

最下流の「太田の渡し」付近の河原で採集されたア

両生層序帯は少なくとも同時期に重複する期間があンモナイト標本Diyimoceras sp.と二枚貝化石を含ることになり，それはカンパニアン中期から後期のむ細礫混じりの粗粒のアルコーズ砂岩巨礫がある。

間のある時期であることを意味することになる。

Didymoceras sp.のうち，比較的保存の良いものの

２）土柱層に含まれる高変成度変成岩礫

中には，螺環の腹側に明瞭な２列の突起があるもの

ざくろ石角閃岩は，四国三波川帯では愛媛県四国や，成長中期の太い螺環が近接して塔状に巻くもの

中央市の東赤石山周辺に限って分布している（四国があり，香川県さぬき市兼割や東かがわ市黒川から

土木地質図編纂委員会，1998）。また，この周辺には産出する未記載種のDidymocerasに似る（坂東・橋

点紋角閃岩および蛇紋岩，かんらん岩等の超塩基性

本，1984；両角，1991；辻野，2004）。和泉層群の岩も分布するため，これらの岩石よりなる河床礫は，

アルコーズ砂岩層は阿讃山脈北側の和泉層群基底部

東赤石山の南麓を流れる吉野川水系銅山川，北麓をに集中しており，分水嶺より南側の和泉層群中軸部

流下する愛媛県四国中央市土居町の関川などで見るの岩相からは報告されていない。したがって，このことができる（図６，口絵図版Ａ）。一方，現在の美礫の存在からは，野村谷川に沿って分布する泥岩優

馬町周辺の吉野川河床には，ざくろ石角閃岩や点紋勢砂岩泥岩互層の特定層準には，この礫がもたらさ

角閃岩などはほとんど見られない。したがって，具れたアルコーズ砂岩が挟在することが推測される。

体的なプロセスは不明だが，上盤土柱層の堆積時のおそらく，このアルコーズ砂岩層は，当時の陸棚浅吉野川には，現在より多くの高変成度の変成岩礫が部から，化石となったアンモナイトや二枚貝の殻片供給される何らかのイベントがあったと考えられる。

とともに，花崗岩質の砂流が重力流としてもたらさ

これまで土柱層の中の結晶片岩礫の有無についてれ形成されたものと推測される。野村谷川の含アンの議論はあったが（須鎗・阿子島，1990など），礫

モナイト泥岩勝ち互層の北東方向の延長は，香川県

種についての検討はほとんど行われていない。今回の兼割付近および黒川地域に連続する。兼割の多和のような土柱層からの高変成度結晶片岩礫は初めて

採石場では，アルコーズ砂岩層の上位に重なる植物の報告である。今後，同様の礫の空間的・層序的広化石を伴う砂岩泥岩層とアンモナイトや二枚貝を伴がりを追跡することによって，これらの礫が多量にう泥質岩層が分布することから，当時の陸棚相と陸供給された原因の解明が期待される。また，紅簾石

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石英片岩は四国三波川帯に広く分布するが，粗粒なべり地形は，地すべりの発生年代が古い可能性が考ものは高い変成作用を受けていることが推察できる

え得る。

ので，ざくろ石角閃岩と同様の供給源から運搬された礫の可能性がある。

入倉地すべりでは，移動土塊を被覆する土層中にK−Ahテフラが含まれていることから，この地す

３）段丘堆積物に含まれるテフラの対比

べりは，K−Ahが降下する若干前に地すべり移動

今回記載した城テフラは，従来，阿讃山脈南麓かを起こし，その移動体をK−Ahが被覆したと考えらは見いだされていないテフラである。火山ガラスられる。そのため，地すべりの発生時期は，7,300の屈折率に基づけば，四国東部に分布することが予年前よりやや古い時期と見なせる。ただし，K−

想される指標テフラのうち，AT（姶良Tn），K−

Ahの下位には，四国東部に分布することが予想さTz（鬼界‡原），Ata−Th（阿多鳥浜）などとほぼれる他の指標テフラ（ATなど）が存在しない。こ一致する（町田・新井，2003）が，そのいずれかののため，AT降下の27,000年前より新しく，K−Ah

特定は困難である。主要鉱物組成では，角閃石を多降下の7,300年前以前に発生した地すべりと考えらく含み，高温石英を伴うことから，ATとK−Tzとれる。

は一致しない。このことから，Ata−Thの可能性が考え得るが，確実な対比のためには，今回実施で６．まとめきなかった角閃石の屈折率測定を行う必要がある。

和泉層群および古生物：和泉層群の地質分布なら

一方，水野ほか（1993）は，本テフラを含む低位段

びに切久保断層・中央構造線断層系の分布について

丘１の形成時期を，ATが挟在していることから酸再検討した。また，採取されたアンモナイト化石な

素同位体ステージ２（最終氷期最盛期）としている

らびに放散虫化石に基づいて，和泉層群の連続性なが，Ata−Thは酸素同位体ステージ７の年代であらびに堆積環境を推定するとともに，生層序に関しることから，層準が大きく異なる。城テフラは，盧ても重要な情報を得ることができた。

段丘堆積物中に二次的に取り込まれた古いテフラの土柱層：美馬町中上に分布する土柱層中から，土可能性と，盪城テフラを含む礫層は，低位段丘１堆柱層中からの発見例が知られていない，ざくろ石角

積物に不整合に覆われる中部更新統である可能性が閃岩などの高変成度変成岩礫を見いだした。これら考えられる。層序の確定のためには，テフラの確実の高変成度変成岩は，四国三波川帯の東赤石山周辺

な対比が不可欠である。

に限って分布していることから，これらの礫が多量

４）地すべりの分布と被覆テフラに供給された原因の解明が期待される。

阿讃山脈の地すべり地形は，ケスタ地形の流れ盤

段丘堆積物中のテフラ：美馬町城の低位段丘１堆斜面に多く分布する。このケスタ地形は，山地を構積物中から，火山ガラスと角閃石を多く含み，高温成する和泉層群の地質構造を密接に反映した組織地

石英を伴うテフラを見いだした。火山ガラスの屈折形と解釈されている（寺戸，1969；平野・横田，

率測定の結果，広域テフラとの対比は確定していな

1976；寺戸，1986）。すなわち，和泉層群は東にプ

いが，従来，指標テフラの少ない当地域の段丘の編ランジした向斜軸をもつ褶曲構造が明瞭であるた年にとって基礎的な資料となる。

め，東向き斜面は地層の傾斜方向と一致した流れ盤

地すべりとテフラ：当地域の山地斜面には多くの斜面となり，西向き斜面は地層の傾斜方向と逆にな

地すべり地形が分布する。地すべり地形の多くは，る受け盤斜面となりやすい。この流れ盤斜面で多数

ケスタ地形の緩斜面側に位置している。これらの地の地すべりが発生していることから，これらの地す

すべりの素因として，和泉層群の流れ盤斜面で多発べりの素因として，和泉層群の地質構造と斜面地形

していることが指摘できる。今回，このうちの入倉との関係によって決まる流れ盤斜面の影響が指摘で地すべりの移動体を覆う土層中からK−Ahを見いきる。地すべり地形は，土塊が谷底に達したものがだした。これは，地すべりの編年を行う上で重要な少なく，多くは離水した形態をなす。この種の地す資料となる。
11

美馬市美馬町の地質と古生物―和泉層群，鮮新〜更新統，ならびに地すべり地形―／地質班

謝辞
熊本大学理学部

長谷義隆名誉教授には，土柱層に含まれる植物化石の現地調査と同定に協力頂き，
貴重なご意見を頂いた。美馬市教育委員長

青木博

美氏，美馬市教育委員会 猪本邦富生涯学習課長，同大森秀樹主任，同坂小学校校長二宮栄一指導主事，ならびに芝

上田正純氏，元美馬中学校校長

鎌田起男氏には，美馬町の和泉層群から産する化石標本と産地に関する情報収集にご尽力頂いた。また元
芝坂小学校校長

尾形昭二氏には，長年にわたり児童とともに収集したアンモナイト・二枚貝の化石標本を見せて頂き，産地の確認に協力頂いた。徳島大学総合科学部の山本裕史准教授による査読によって，本稿は改善された。記して厚くお礼申し上げます。
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