阿波学会紀要

2008.7第54号(pp.1-12)徳島県穴吹川上流域の地質と地形―美馬市木屋平地域の御荷鉾帯と秩父北帯―

＊１

石田

啓祐

小澤

大成

西山

＊１

賢一

北村

＊１

真一

元山

＊２

茂樹

辻野

＊３

泰之

中尾

＊３

賢一

＊４

要旨：調査地域の御荷鉾緑色岩は，ソレアイトとアルカリ岩からなる。主岩体は京柱峠−菅生断層で三波川南縁の黒色片岩と画され，一部は中野緑色岩体および太合緑色岩体として，黒色片岩類の構造的下位よりドーム状に分布する。
秩父北帯のチャートと泥質千枚岩を主とする堆積物は南傾斜南上位で，砂岩礫岩層を伴う。剣山北斜面の石灰岩体はコノドントとウミユリを伴う上部石炭系である。地すべりは御荷鉾−三波川帯に密集し，剣山付近の稜線には少ない。
秩父北帯には東西性断層が多数存在し，これらを斜断する鮎喰川断層は，剣山−一の森間から穴吹川上流沿いを通過する。新旧の断層が交差・集中する富士ノ池谷と穴吹川南方斜面では，破砕帯に沿う林道の崩壊が多い。

キーワード：剣山，御荷鉾緑色岩，秩父北帯，鮎喰川断層，斜面崩壊が行われておらず，空白のまま残されていた（例え１．はじめにば松岡ほか，1998）。

美馬市木屋平地域は，剣山東方に広がる山岳地域

三波川帯と秩父帯の境界に関する研究の詳細は昨で，吉野川支流の穴吹川最上流域にあたる。地盤は

年度の報告（石田ほか，2007ａ,ｂ）を参照された

三波川帯の結晶片岩（阿波の青石），御荷鉾（みかい。四国地方土木地質図（同編纂委員会，1998）にぶ）帯の海底火山噴出物，ならびに秩父北帯の変形よれば，鮎喰川−上韮生川断層より西域の穴吹川上した地層から構成される（四国地方土木地質図編纂

流〜祖谷谷川上流地域において，御荷鉾緑色岩体の委員会，1998）。これらの地帯は古い時代の海洋プ南縁に沿って幅約２kmの遠洋性堆積物の分布が示

レートの沈み込みによる変成作用や付加に伴って形されていたが，祖谷川上流域の調査で，両者が衝上成されたもので，その歴史は１億年以上溯る。また断層（オコヤトコ−名頃断層）による構造的関係に

その後の四国山地形成に至る変動も加わり，木屋平

あること，また南側に分布する千枚岩化した付加体

地域には，新旧の多くの断層が集中している。

要素が秩父北帯相当のジュラ紀付加体に属すること

近年，海洋プレート層序や，微化石による地層のが明らかになった（石田ほか，2007ａ,ｂ）。

堆積年代，変成年代の放射年代測定による解明が進

地質班は，御荷鉾緑色岩体とその南側に分布するみ，三波川帯，御荷鉾帯，秩父帯の成り立ちが解明

千枚岩化した地質体の解明を目的として，木屋平地

されてきた。しかしながら，昨年度調査の祖谷川上

域の御荷鉾帯と秩父北帯の分布，化石による年代特流域と同様に，木屋平地域を含めた鮎喰川−上韮生定，断層の追跡と関連崩壊地形，地すべり・リニア

川断層（鮎喰川断層と省略）より西部の剣山系では，メントの地形判読，御荷鉾緑色岩類の化学組成を調地帯の構成や相互の関係については十分な地質調査

査・分析し，地質と地形との関係を考察した。

＊１

徳島大学総合科学部＊２

徳島市立高等学校＊３

徳島県立博物館＊４

鳴門教育大学自然科学系

1徳島県穴吹川上流域の地質と地形／地質班

穴

吹

川

N

0718

鮎

太合緑色岩体

綱付山

八面山

層

南山
下名

断層
断層

0701

京

0712

―
柱峠

管生

断層

0714
0713

0711

赤帽子山

オ

0702

コ

ヤ

見

13
剣
神 10
社

見ノ越峠
70

A

9

日奈

20

ト

ノ

コ

越

14
15

1

断

名

8

60

田峠

―

2 km

図１

頃

3

層

層

4 7

本

断

峠
川成

高
城
山

80

12

11

5

6

2

坂

剣山
0

―

断

層

70

0707

瀬開谷川

飯谷断

1

0705

B

川

川原

中野緑色岩体

C

喰

断

屋根

断
又谷

層

70

50

川成峠
70

45

50

層
天神丸

断層

御荷鉾緑色岩類

緑色岩

走向・傾斜

断層露頭地点と番号

三波川結晶片岩類

チャート

断層

微化石産出地点と番号

秩父北帯

石灰岩

背斜

緑色岩採集地点と番号

木屋平地区の穴吹川上流地質図

２−２. 地質

２．地形・地質概説

木屋平地域の御荷鉾帯は緑色岩類を主として，赤２−１. 地形

帽子山−中尾山山系に分布する。東部延長は鮎喰川

木屋平地域は，剣山（1,955m）から流下する穴吹

断層によって画され，川井峠南方に再び現れる。御川流域に広がる山地からなる。穴吹川の谷壁斜面は荷鉾帯の北側に沿っては，つるぎ町中野から奥大野

30〜40°程度と概して急峻であるが，50°を越える急にかけて中野緑色岩体が，また綱付山−杖立峠南斜崖は，最近の崩壊地を除けばほとんど分布しない。

面に沿って太合緑色岩体が東西に分布する。これら

穴吹川の河谷だけでなく，集水域の広い範囲（谷口もまた御荷鉾緑色岩類に相当する。秩父北帯相当の〜川井〜樫原）で地すべり地形の分布が顕著である。

ジュラ紀付加体は川上より上流の穴吹川とその南方

穴吹川の河谷では，沖積低地や段丘の発達は悪い。

の山地に分布する。

川上〜八幡の穴吹川付近および南方の斜面には，地帯の境界と秩父北帯には，オコヤトコ−名頃断

ケルンコル・ケルンバットが点在しており，それら層，南山断層，見ノ越断層，下名断層，飯谷断層，をつなぐリニアメントが数列にわたって認められ坂本断層など東西方向の断層が存在する。またこれる。特に，見ノ越〜谷口カケにかけては，北東に流らを斜断する鮎喰川断層が，剣山と一の森の間から，下する穴吹川の河谷に沿ったリニアメントが明瞭で穴吹川上流沿いに下名を経て川井峠へと通過する。

ある。

これら新旧の断層が交差し集中する富士ノ池谷流域

2阿波学会紀要

第54号(pp.1-12)

2008.7

喰川断層以東では，川井峠東方の鮎喰川上流，神山
町樫平〜寄井を通過する断層がこれに相当する。これらの断層より北側の主に黒色片岩地帯は三波川帯
南縁部に属する。三波川帯南縁部を東西に，つるぎ町中野から奥大野にかけて中野緑色岩体が，また太合谷に沿って綱付山−杖立峠南斜面には太合緑色岩体が分布する。これは御荷鉾緑色岩類に相当し，祖谷川上流域の久保緑色岩体と同様に，三波川帯の構造的下位から露出し，ドーム状の背斜構造を形成する。中野緑色岩体の北縁には，石灰質片岩が伴う。
当地帯の黒色片岩は石英脈を伴う。地層や片理は東
図２

ウミユリ片を多く含む石灰岩（剣山北斜面 Loc.３）

西走向で中〜高角度北傾斜する。
３−１−２. 御荷鉾帯
御荷鉾緑色岩類は，ジュラ紀後期以前の遠洋性堆や穴吹川南方斜面では，断層破砕帯に沿った崩壊が積物を伴い（須鎗ほか，1980ａ；Faure et al., 1991），

多数見られる（図１）。

その活動はジュラ紀末以降に及ぶと見なされている（Sakakibara et al., 1993）。調査地域の御荷鉾帯は赤３．地質各説帽子山−中尾山山系に分布し，東部は鮎喰川断層に３−１. 地質帯区分

よって画され，川井峠南方に分布する。南限のオコ調査地域の地質は，祖谷川上流域の東方延長にあヤトコ−名頃断層は，丸笹山〜穴吹川北岸を通り，たり，北から１）三波川帯南縁部と中野緑色岩体お川上に至る。鮎喰川断層以東では，川原〜神山町奥

よび太合緑色岩体分布地帯，２）御荷鉾緑色岩体主

屋敷にかけての南山断層がこれに相当する。当地域

部の分布地帯，３）秩父北帯のジュラ紀付加体構成の御荷鉾緑色岩体には塩基性の深成岩体，貫入岩体，

岩類分布地帯に区分される（ 図１）。当地域の三波海底火山噴出物を主として，少量の珪質・石灰質・

川帯と御荷鉾帯は，御荷鉾構造線（石田・香西，

泥質堆積物を挟在する。

2003）に相当する京柱峠−菅生断層の東方延長で画される。また御荷鉾帯と秩父北帯は，オコヤトコ−

３−１−３. 秩父北帯

名頃断層の東方延長で，また鮎喰川断層以東は南山

当地域の秩父北帯は，川上より上流の穴吹川とそ断層（村田，1995；石田ほか，2000；石田・香西，の南方の山地に分布する。泥質千枚岩と結晶質なチ

2003）で画される。これらの断層ならびに３つの地

ャートを主な構成要素とする付加体チャート−砕屑

帯は，より新規の断層である鮎喰川断層により画さ岩相を基本とし，砂岩礫岩層を伴う。当地域の付加れる。秩父北帯はさらに，見ノ越断層とその東方延帯チャート−砕屑岩相は，東西性の走向で，中〜高長の下名断層（村田，1995），飯谷断層，坂本断層

角度南傾斜することが多く，海洋プレート層序をな（石田・香西，2003）の西方延長をはじめとする東すチャートから珪質泥岩を経て，泥質タービダイト

西性の断層により，数列の地帯に画されている。

への移行関係から，南上位が一般的である。これとは別に，砂岩に伴い，付加体起源のチャートや石灰

３−１−１.

三波川南縁帯と中野緑色岩体および岩からなる角礫岩，石灰質タービダイトなどが分布

太合緑色岩体し，これらは付加体形成以降の斜面海盆堆積相に属

木屋平地域では，京柱峠−菅生断層の東方延長は，する可能性がある。これについては改めて報告する。

つるぎ町桑平から太合谷にかけて通過しており，鮎また剣山北斜面や川原谷下名付近には石灰岩体が分3徳島県穴吹川上流域の地質と地形／地質班

図３

剣山北斜面の石灰岩体から産した後期石炭紀コノドント化石（電子顕微鏡写真）..
Idiognathodus delicatus, Loc. B；Idiognathoides sp., Loc. A；スケッチは野上（1970），Lindostr om（1964）を改変

布し，川原谷の石灰岩体は緑色岩に付随する。
一方，高城山とその東方地帯および，一の森北方から日奈田峠〜天神丸北方を経て川成峠〜高城山南

岩を経て上部のタービダイト型砂岩泥岩層はジュラ紀中期に及ぶ（磯崎ほか，1981；須鎗ほか，1982；
石田・香西，2003）。

方へ抜ける川成峠断層以南の地帯では，付加体メラ

剣山が位置する秩父北帯の北部では，岩石が変形，ンジュ岩相を構成し，緑色岩とそれに伴う古生代後千枚岩化し，再結晶していることから，時代決定に期の石灰岩体が分布する。しかしながらそれより北有効な化石が未発見で，正確な地層の年代は不明で部の秩父北帯には，メランジュ岩相は稀であり，大あった。今回の調査で，剣山北側斜面に分布する石

きな緑色岩体は分布しない。

灰岩から，ウミユリ片の密集化石（図２）とともに，古生代石炭紀後期（約３億１千万年前）のコノドン

４．化石による地層の年代

ト化石を検出した（ 図３）。この石灰岩体は，木屋

当地域の三波川帯，御荷鉾帯の岩石からは，源岩

平地域の行場（窟）から東祖谷地域大剱神社の御塔の堆積年代を決定するのに有効な化石は得られてい石にかけて東西500ｍにわたり分布する。剣山図幅ない。四国東部の秩父北帯（雲早山帯）では，海洋および説明書（平山ほか，1956）によれば，剣山層

プレート層序をなすチャートはペルム紀から三畳紀群の記述に「剣山北斜面の結晶質石灰岩中には海百末ないしジュラ紀初頭で，整合的に漸移する珪質泥合の破片が認められる。」との記述があったが，そ4阿波学会紀要

第54号(pp.1-12)

2008.7

付加体
日本列島

フレンチポリネシア

海洋地域の火成活動によってできた
火成岩が変成・変質作用を受けてできた緑色岩を含む。

ハワイ

HIMU玄武岩はNb/Zr比とNb/Y比が最も高い
non-HIMU玄武岩はハワイよりNb/Y比が高い

中央海嶺よりNb/Zr比とNb/Y比が高い
大陸起源堆積物（砂岩・泥岩）

大陸プレート

石灰岩の堆積チャートの堆積Nb/Zr比と中央海嶺 Nb/Y比が低い

海台

海溝

海洋プレート

上部マントル

670km

マントル
南太平洋スーパープルーム
下部マントル2,900km外核
図４

緑色岩のタイプと起源のモデルの正確な位置は不詳であった。ウニなどと同じ棘皮が知られている（須鎗ほか，1982など）。ウミユリ動物に属するウミユリの節はコイン状で，死後は分片と共に同一岩体から検出された例は少なく，年代

離し，白い方解石結晶に置き換えられることが多い。

と環境を考察する上で意味がある。

今回の化石は節が分離したものである（図２）。
コノドントは以下の３地点の石灰岩から検出され

５．御荷鉾緑色岩類の岩石学的特徴と組成分析た。剣山登山道に沿った旧東祖谷山村と木屋平村境５−１. 岩石記載

界の標高1,830ｍ付近（Loc. A）
からは，Idiognathoides

木屋平地域の御荷鉾緑色岩は，東祖谷地域と同様

sp. が，東祖谷山村側の剣山大剣神社御神体につなのチャートに貫入したシルの岩体が卓越している。

がる露頭（Loc. B）からは，Idiognathodus delicatus

塊状溶岩，ドレライト，はんれい岩を主として，かが検出された。またウミユリ片を多く伴う石灰岩

んらん石の集積による蛇紋岩も一部確認される。東

（Loc. C）からは，複合型要素の Hindeodellids が検

祖谷地域（石田ほか，2007ａ,ｂ）や佐那河内（元山出された。いずれも露頭に由来する小さな岩片を試ほか，2002）・神山地域（石田ほか，2000）等に見ら料として，実験室で酢酸による化学処理と重液分離

れる枕状溶岩，ピローブレッチャ，ハイアロクラスタを行い，抽出することに成功した。

イトは確認されない。シルの岩体の塊状溶岩は細粒

コノドントは最も原始的なウナギ型魚類（長さ数

無斑晶質および斑状組織で，単斜輝石を除いて残存センチ）の絶滅群と考えられている。化石として見鉱物は確認できない。ドレライトはオフィティック・

つかるのは，その歯で，セキツイ動物と同じ生体鉱

サブオフィティック組織が顕著で，単斜輝石は残存物のリン酸カルシウムでできている。古生代初めのしているが，斜長石は一部を除いて変質し仮像とな

カンブリア紀中期（約５億年前）に出現し，中生代っている。はんれい岩は単斜輝石が確認できるが斜三畳紀末（約２億年前）に絶滅する間に著しい進化

長石は仮像である。これらの岩石の変成鉱物は曹長を遂げた。歯の形態が時代と共に変化するので，地石，緑泥石，アクチノ閃石，緑レン石が確認される。

層の年代決定に極めて有効である。

蛇紋岩のかんらん石は蛇紋石，緑泥石，アクチノ閃

秩父北帯には，今回剣山で確認された石炭紀の他石に置き換わっているが，かんらん石の隙間を埋めに，ペルム紀，三畳紀の微化石を含む石灰岩の存在

る単斜輝石や角閃石は一部残っているものがある。
5

徳島県穴吹川上流域の地質と地形／地質班

3.5

低Nb / Zr

南太平洋スーパー
プルーム
HIMU玄武岩3

南太平洋スーパープルーム
non-HIMU玄武岩

Nb / Y

2.5

高Nb / Zr

2

1.5

ハワイアン
プルーム
玄武岩
Hawaiian
Plume

1

海嶺玄武岩
MORB

0.5

0
0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

Nb / Zr
図５ Nb/Y−Nb/Zr 図（Tatsumi et al., 1998）に加筆

また，赤帽子山南側のコリトリ〜中尾山林道に分布
する塊状溶岩には，淡桃色で砂時計構造を示す単斜輝石が顕著に認められるものが分布している。

ことを確認している。
今回の調査で採集した緑色岩の火山岩について，
鳴門教育大学の蛍光Ｘ線分析装置で全岩化学組成の分析を行った。分析方法は村田（1993）に従った。

５−２. 化学組成の特徴

また，岩石粉末試料の作成および分析方法は村田Nb や Zr などの元素は，部分融解や結晶分化作用（1993）に従い，主要成分の分析はファンダメンタの過程において液相濃集元素として振る舞うため，

ルパラメータ法，微量成分は検量線法により分析し同一起源のものであれば一定の比を保つことが期待た。その結果，Nb/Zr 比が異なる２つのタイプ（低される。さらに，イオン半径が小さい液相濃集元素

Nb/Zr 比0.007〜0.048，高 Nb/Zr 比0.102〜0.156）が（HFS 元素）であるため，変成・変質作用による元あることが分かった。主要成分では高 Nb/Zr 比の岩素の移動はほとんどないと考えられることから，火石群は低 Nb/Zr 比の岩石群に比べて TiO2，P2O5 に山岩中の比を用いて緑色岩の起源物質の特性を議論富んでおり，微量成分では Ce，Nb，Th，Zr に富んできる可能性がある（Tatsumi et al., 1998）。

でいる。化学組成の特徴から。低 Nb/Zr 比の岩石群

木屋平地域から東祖谷地域の御荷鉾緑色岩類には，森清（1979），Takeda（1984）によって，ソレはソレアイト質，高 Nb/Zr 比の岩石群はアルカリ岩と考えられる（図４）。

アイトとアルカリ岩の２つのタイプが存在すること

さらに，Nb/Zr−Nb/Y 図を作成し海洋地域に見が確認されている。また，小澤ら（1999）は，このられる形成場（図４）との比較検討を行った（Larson，

地域の緑色岩の火山岩について全岩化学組成を分析

1991）。その結果，Nb/Zr 比の低い岩石群はソレアイ

し，ソレアイトとアルカリ岩では Nb/Zr 比が異なる

ト質で中央海嶺玄武岩（MORB）と類似し，Nb/Zr6

阿波学会紀要

第54号(pp.1-12)

2008.7比の高い岩石群はアルカリ岩で Tatsumi et al.,（1998）

相と，南側の砂岩泥岩互層とを画する。その延長は，のハワイの玄武岩や南太平洋フレンチポリネシアの川原谷林道（Loc.３）では走向 N75°
E75°S 方向の破高い鉛同位対比を示さない玄武岩（non−HIMU）

砕帯として，屋根又谷林道（Loc.４）では N65°
E50°Sとよく似た化学組成であると考えられる（図５）。

方向で幅数ｍの断層破砕帯として露出し，降雨時の出水で路面が侵食されている（図６）。

６．断層と林道の崩壊

坂本断層の延長は，高城山北方のスーパー林道で三波川帯，御荷鉾帯，秩父北帯の各地帯の境界とは，北側のチャートを伴う砂岩泥岩相と南の高城山

秩父北帯には，東西方向の多数の断層が存在し，ま緑色岩体を画する（Loc.５）。林道川原谷線では，泥たこれらを斜めに切る新期の鮎喰川断層が，剣山と質千枚岩を切って，幅３ｍの破砕帯が露出し，斜面

一の森の間から穴吹川上流沿いに下名を経て川井峠の崩壊による土石流で直下の小谷の杉が倒れているへと通過する（ 図１ ）。各々の断層の通過位置は，（Loc.６）。西方延長の屋根又谷林道終点（標高730m）

後述するリニアメントの判読位置に一致する。これ付近（Loc.７）では，南北幅30m間に N80°E45°S のら新旧の断層が交差し，集中する富士ノ池谷流域や衝上性の断層10数本が破砕粘土を伴い露出する。富

穴吹川南方斜面では断層破砕帯に沿った林道の崩壊

士ノ池林道（Loc.８）では，ケルンコルに沿ってが多数発生している。これらの事例を紹介するので，

N65°E 走向で幅1.5mと２ｍの破砕帯を伴う断層帯

今後の計画や対応の参考にされたい。

が形成されている。さらに断層北側のケルンバット

当地域の御荷鉾帯と秩父帯の境界は，祖谷川流域

状地塊の林道（標高1,240m）より上部は，坂本断層のオコヤトコ−名頃断層の延長部により画されてい主部より北へほぼ水平に派生した断層上に形成される。見ノ越断層は，祖谷地域の名頃南方から祖谷川ている（図７）。富士ノ池谷上流部の林道標高1,240m

南側斜面を経て見ノ越のコルを通り，川上付近では付近の山側斜面（Loc.９）には，泥質千枚岩起源の穴吹川の流路と一致する。鮎喰川断層以東では，下破砕帯粘土が幅20m以上に渡って露出し，斜面の粘名断層がその東方延長にあたり，木屋平地域の川原土の流出と樹木の倒壊が見られる（図８）。

から神山地域の奥屋敷を結ぶ断層線上にコルが配列する。

調査地域の最南部には，一の森の北側から日奈田
峠，天神丸北側の鞍部，川成峠南の鞍部を経て，高飯谷断層は，上勝町以東の勝浦川流域で，御荷鉾

丸山に続く東西尾根の南斜面にかけて，日奈田−川

帯と黒瀬川帯（槻地亜帯）ないしは秩父北帯（雲早成峠断層が通る。断層破砕帯は，高城山南斜面〜川山帯）を画する東西走向の高角度断層であることが成峠にかけてのスーパー林道の建設に伴い露出し知られている（石田・香西，2003）。今回その西方た。

延長が木屋平地域の秩父北帯中に見いだされた（Loc.１，Loc.２：以下図１参照）。

鮎喰川断層（金属鉱物探鉱事業団，1970；中川ほか，1972）は，藤田（1943）の上韮生川構造線の北

坂本断層は，勝浦川中流域の中津峰〜櫛渕の音山

東延長であることが明らかになり，上韮生川−鮎喰

寺南麓では，秩父北帯（雲早山帯）と黒瀬川帯（槻川断層と呼ばれるようになった（伊熊・市川，地亜帯）の白亜系斜面堆積相を画する東西走向で高1978；村田，1988など）。その経緯は村田（1995）

角度の断層として知られ，それ以東では，雲早山帯に詳述されており，上韮生川断層は，三波川帯からのジュラ紀付加体を切る東西性の高角度断層として

四万十帯までを斜断する NE 性の左ずれ断層で，中見られる（石田・香西，2003）。木屋平地域では，

新世から鮮新世のある時期に活動したと考えられて坂本断層の延長とその北側に約500m間隔で併走すいる。本論では上韮生川−鮎喰川断層の略称としてる断層の２本が認められた。

鮎喰川断層を用いる。

北側に併走する屋根又谷断層は，那賀町木沢のス

調査地域における鮎喰川断層の露頭や断層破砕帯

ーパー林道に沿って東西方向の破砕帯として露出の崩壊地形は富士ノ池谷の南東斜面に集中している

し，北側のチャートを主として泥質千枚岩を伴う岩ほか（Loc. 10：図９），屋根又谷沿い（Loc. 11）。弓7徳島県穴吹川上流域の地質と地形／地質班

図８

坂本断層破砕帯に沿う林道法面の崩壊。富士ノ池
谷上流，林道標高1,240m付近の山側斜面，Loc.９

図６

降雨時の出水による屋根又谷断層破砕帯上の林道の侵食，Loc.４

図９

坂本断層と鮎喰川断層交差部破砕帯の斜面崩壊。
富士ノ池谷南東斜面，Loc. 10

図７

坂本断層から北側へ派生する低角断層。富士ノ池
林道，Loc.８

図10

富士ノ池谷北西斜面の断層破砕帯の崩壊。剣神社
北西，Loc. 158阿波学会紀要

第54号(pp.1-12)

2008.7

凡例
地すべり地形リニアメント
穴吹川

滑落崖

明瞭
樫原

移動土塊

やや明瞭

線状凹地

南張

不明瞭

川井峠
川井
森遠
太合

中尾山

谷口

川上
高城山

穴吹川

見ノ越峠

３km
剣山

図11

木屋平地区の地すべり地形とリニアメントの分布

道谷の林道（Loc. 12）で見られる。鮎喰川断層の北口を流下する穴吹川の河谷より南の山地域に限っ

西側にあたる富士ノ池谷北西斜面には，飯谷断層やた。リニアメントは，地形的に明瞭なものとやや不坂本断層などの西方延長にあたる東西性の高角度断明瞭なものとに区別して表記した。

層露頭が集中しており，少なくとも３帯の破砕帯に地すべり地形とリニアメントの分布図を図11に示伴う崩壊が顕著である（Locs. 13，14，15；図10）。

す。地すべり地形は，調査範囲内の各地に認められこれらの東西性断層と鮎喰川断層が交差する地帯にるが，その中でも特に密集する場所がある。すなわ

位置する剣神社では，昭和51年台風（1976）による

ち，太合地域，穴吹川の集水域の広い範囲（谷口〜

斜面崩壊によって，社殿が流失している。

川井〜樫原），天神丸の北斜面などである。一方，
穴吹川流域であっても，剣山などの稜線部を含む川

７．地すべり・リニアメントの分布上地域より上流域，高城山周辺などにはわずかしか地形図ならびに空中写真の判読により，木屋平地

分布しない。このうち，特に大規模な地すべり地形域に分布する地すべり地形・リニアメントを抽出しが密集しているのは，太合周辺の斜面である。このた。地すべり地形は，可能な限り滑落崖と移動体と周辺の斜面は全般に緩傾斜（傾斜20°以下）であり，を区別して表記したほか，地すべりに伴う線状凹地

かつ谷密度が周囲より顕著に低いという特徴を持も併記した。リニアメントの抽出は，リニアメント

つ。また，稜線から谷底にまで達するような大規模が多く分布することが予測された見ノ越〜川上〜谷

な地すべりが分布するほか，移動体の一部が複数の
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徳島県穴吹川上流域の地質と地形／地質班

小地すべりブロックに分かれており，地すべり移動ることを示唆する。今回検出された Idiognathodus

体同士の新旧関係（切った・切られた関係）が判読

delicatus と Idiognathoides sp. を主要構成要素とすできる場所がある。すなわち，複数の地すべりブロ

る石炭紀後期のコノドント群集は，これまでに，中ックが集合する箇所では，大規模な地すべり地形は，

国地方の秋吉石灰岩（野上，1970）や，岡山県阿哲それより小規模な複数の地すべり移動体によって切石灰岩（Koike，1967），木沢地域の沢谷石灰岩られていることが多い。谷口〜川井〜樫原地域の広（石田ほか，2005）等から報告されており，当該地

い範囲にわたって地すべり地形が多く分布してお域の地質起源の関連が注目される。

り，その中には森遠地すべり（藤田ほか，1976）のように，変状が継続的に進行してきた有名な地すべ

８−３. 断層破砕帯・リニアメントりも含まれる。

リニアメントに近い位置に断層破砕帯が露出する

リニアメントの分布は，いずれも伸長方向が北箇所多くの地点で確認された。これらのリニアメン

東−南西方向であり，若干の湾曲が認められる。まトの多くは，基盤岩である秩父帯・御荷鉾帯の地帯

た，同一のリニアメントであっても，延長方向に追構造上の断層に付随する破砕帯の脆弱部が，斜面の跡すると明瞭度が変化する（すなわち，明瞭な場所

侵食によって線状模様として現れた組織地形と解釈と不明瞭な場所がある）ことが多い。リニアメント

することができる。リニアメントに沿った系統的なの多くは，山腹部のケルンコル・ケルンバットを通地形のずれ（尾根・谷・段丘面の屈曲など）が認め過する。なお，リニアメントに沿った谷や尾根の系

られないことから，リニアメントが活断層地形であ統的な屈曲や段丘面の切断などの断層変位地形は確る可能性は低い。

認されなかった。また，リニアメント通過位置と地断層破砕帯はしばしば黒色の断層粘土を挟在する

すべり地形の分布にも，明瞭な相関は認められなかため，地盤の強度が軟質であるとともに，豪雨時なった。

どに雨水の地下浸透を粘土層が遮断して地中の間隙
水圧が上昇しやすいことから，斜面崩壊が発生しや

８．考察

すいと考えられる。実際に，断層破砕帯が露出した

８−１. 三波川帯，御荷鉾帯，秩父帯と境界断層

複数ののり面で崩壊が発生している。従って，地形調査地域の三波川帯の南縁は石英脈を伴う黒色片

的にリニアメントが通過する付近ののり面，あるい岩で構成されるが，南部に分布する中野緑色岩体とは林道の掘削時に黒色の粘土層が露出した場合は，太合緑色岩体については，いずれもソレアイトとア崩壊が起こりやすい場所といえる。

ルカリ岩から構成されるという化学組成の共通性か

当地域は，1975年８月の台風６号に伴う豪雨（剣ら，御荷鉾帯の緑色岩本体に対比される。また，両山での３日間雨量が820mm，木屋平村・一宇村で緑色岩体は，調査地域西方延長の祖谷川流域で石田犠牲者16名），1976年台風17号豪雨（剣山での６日

ほか（2007ａ,ｂ）により報告された久保岩体と同間雨量が1,838mm，剣神社の社殿が流出）により多様の構造的位置にあり，三波川帯の黒色片岩と同じ数の斜面崩壊が発生し，山林・河川施設等に大きな産状を示すことから，これらの岩体は御荷鉾緑色岩被害が出た歴史を持つ（国土交通省四国地方整備局，体に属し，三波川帯の構造的下位に位置し，ドーム

2004）。現在では，当時より林道の開発が進んでい状の背斜軸部に沿って，地窓として露出しているとるため，豪雨時の林道の維持・保全がより重要とな判断される。

ろう。林道の施工にあたっては，可能ならばのり勾配を緩めにすること，斜面の排水施設等ののり面保８−２. 剣山石灰岩体のコノドント群集護工を施工すること，一方，維持管理においては，

今回，剣山北斜面の石灰岩体から石炭紀後期のコ

のり面の定期的な変状をチェックすること，施工済

ノドントとウミユリの化石が発見されたことは，秩の排水施設の補修をすることなど，十分な注意が必父北帯の石灰岩が３億年前の熱帯海域の礁に由来す

要である。

10

阿波学会紀要

第54号(pp.1-12)

2008.7８−４. 地すべり地形と豪雨による斜面崩壊

岩は，チャートに貫入した岩体が卓越し，中央海嶺

調査地域における地すべり地形の分布密度の地域

型のソレアイト質岩とハワイやポリネシア型のアル的な差異について検討する。地すべり地形が特に多カリ岩の２種類が存在する。中野緑色岩体と太合緑

いのは，穴吹川流域の川上より北である。その地域

色岩体は，化学組成の共通性から，御荷鉾帯の緑色は，地質的には御荷鉾緑色岩類ならびに三波川変成

岩本体に対比される。

岩類が分布する地域に相当する。既存の研究（藤田３）微化石年代：剣山北側斜面に分布する石灰岩かほか，1976；寺戸，1986；高木ほか，1989；藤田ほら，古生代石炭紀後期のコノドントとウミユリを検か，2002；防災科学技術研究所，2006）によれば，出した。この発見は秩父北帯の石灰岩が３億年前の両地質帯で地すべり地形の分布個数が多いことが知

熱帯海域の礁に由来することを示唆する。

られており，今回の判読でも同様の結果が得られた。

４）断層と林道の崩壊：地帯の境界と秩父北帯に理由として，御荷鉾緑色岩類の場合は，風化した岩は，東西方向の多数の断層が存在し，またこれらを盤に含まれる膨潤性粘土鉱物が影響すると考えられ

斜断する鮎喰川断層が通過する。新旧の断層が交ており（地すべりに関する地形地質用語委員会，

差・集中する富士ノ池谷流域や穴吹川南方斜面では

2004），地質班も東祖谷地域で粘土鉱物の分析結果

断層破砕帯に沿った林道の崩壊が多数発生していを報告した（石田ほか，2007ａ,ｂ）。今回は粘土鉱る。

物の分析を実施していないが，御荷鉾緑色岩類分布

５）地すべり地形：木屋平地域の地すべり地形は穴域の地すべりには，膨潤性粘土鉱物が影響している

吹川に沿った御荷鉾帯の急斜面や，三波川帯の片岩と考えられる。一方，三波川帯で地すべり地形が多類の斜面に多い。地すべり地形の分布は，緑色岩とい理由として，片理面や微褶曲など結晶片岩に特有片岩の分布，膨潤性粘土鉱物の含有，片理の方向との地質構造と，斜面の傾斜方向と斜面地形との一致

谷壁傾斜の一致の３つの因子により規制されていによる影響が指摘されている（藤田ほか，1976）。

る。

これにより，当地域の地すべり地形の分布には，盧緑色岩体や変成岩体が分布する地質条件，盪 緑色岩に含まれる膨潤性粘土鉱物，蘯 変成岩体の地質
構造と谷壁斜面の地形との関係，という３つの因子が影響すると考えられる。
木屋平地域をはじめとする四国山地では，これまでに多くの豪雨災害に見舞われてきた歴史を持つ。

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斜面ハザードマップの作成のためには，今回作成し藤田た地すべり分布図を基礎として，個々の地すべり地

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形の危険度ランクを評価する手法を開発する必要が
ある。

９．まとめ
１）地質：御荷鉾帯は緑色岩類を主として，赤帽子
山−中尾山山系に分布し，鮎喰川断層以東は川井峠
南方に分布する。三波川帯南縁の中野緑色岩体と太合緑色岩体は御荷鉾緑色岩類に属し，三波川帯の構造的下位から，ドーム状の背斜軸部に露出していると判断される。
２）御荷鉾緑色岩類の化学組成：当地の御荷鉾緑色

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