阿波学会紀要

2003.3

第49号(pp.1-12)徳島県西部地域の和泉層群と中央構造線関連の地質・地形 ─三野町地域─――――――――――――――――― 地質班（地学団体研究会）―――――――――――――――――
＊１

橋本

寿夫

森江

孝志

＊７

＊２

元山

茂樹

香西

武

＊８

＊３

石田

啓祐

小澤

大成

＊８

＊４

寺戸

恒夫

福島

浩三

＊２

＊５

森永

宏

川村

教一

中尾

＊６

賢一

＊９

南に面する急斜面が形成されたと考えられる。この１．はじめに阿讃山脈は東に開く船底状の構造を示していて、主
あ さん

だいせんざん

三野町北部には阿讃山脈、南部には吉野川による谷底平野が分布している。阿讃山脈と平野部の境界

こ う ち だに峰大川山（1042.9袤）を源流とする河内谷川の流路
は、ほぼこの構造に従ったものとみられる。

付近には、中央構造線の断層系が東西に延びている。

三野町の地形はまさに地形の博物館的存在といえ平野部には段丘・扇状地が発達し、中央構造線の運よう。我が国に一般的な侵食あるいは堆積地形はい動に関連した微地形がみられる。阿讃山脈には和泉

うまでもなく、最近関心を集めている変動地形が１

層群が、阿讃山脈南の吉野川北岸には古期扇状地礫

つの町地域内に見いだされて、注目すべき地域とい

ど ちゅう

層の土 柱 層が分布している。

うことができる。以下に特色ある地形を列記して、地質班では、阿讃山脈の地すべり地形、中央構造

その特色あるいは地形を生じた要因を考察した。

線沿いの変動地形、中央構造線の構造運動に伴う土２）調査方法

柱層や段丘堆積物と変位量の測定、また、破砕帯中本地域の全般にわたるものとして、空中写真判読

さん ば がわの三波川結晶片岩断層角礫の検討、段丘中の火山灰を地形調査の主な手法とし、一部で追加的な現地調の分析、「水含石」の成因、和泉層群の岩相区分と地査を行った。使用空中写真は国土地理院発行のCSI-

質構造並びに化石群集に関する調査などを行った。

74-9のC-10〜C-16（1/10,000）を主とするが、1974
しぼう

年撮影と比較的新しいので、変化の激しい芝生市街

２．三野町の地形地など戦後のより古い時代の地形は、1948年１月21１）地形概説

日撮影の米軍による空中写真と国土地理院発行の

三野町は北を徳島・香川両県の分水界である阿讃62-1-2（1962年）空中写真を利用した。共に縮尺は山脈が占め、山地部分は全町の約５分の４強にあた

約1/40,000である。

る。残りの約５分の１弱が南を限る吉野川の谷底平

３）町内の特色ある地形

野で、活断層の中央構造線は山地と平野のほぼ境界

盧に位置している（図１）。

中央構造線に伴う変動地形が、町の西端の吉野川の河床から東端の清水字上野（山田）にいたる

阿讃の分水界は、三野町滝ノ奥付近で最も吉野川山麓沿いに東西方向に分布すること。詳しい内容はに接近しており、その平面距離は約3.5袰にすぎな

地質の項にゆずり、項目と位置を以下に記載する

いが、分水部の最低地点は約標高630袤で吉野川の

（図２）。
た ち の

約60袤との標高差は約570袤と大きく、吉野川の旺ａ）太刀野に明確な断層崖が認められること。

盛な侵食運搬作用に中央構造線の活動が加わって、断層は不動の道の駅の前、県道鳴門池田線の中央

＊１
＊５
＊９

藍住町立藍住東中学校
鴨島町飯尾敷地小学校
香川県立高松高等学校＊２＊６

徳島県立あすたむらんど
徳島県立博物館＊７＊３ 徳島大学総合科学部
徳島県埋蔵文化財センター＊４ 徳島市大谷町紅葉山＊８ 鳴門教育大学自然系

1徳島県西部地域の和泉層群と中央構造線関連の地質・地形／地質班

図１

三野町の地質Ａ−Ｄ：和泉層群 Ａ：砂岩及び砂岩勝ち互層 Ｂ：砂岩・泥岩等量互層 Ｃ：泥岩及び泥岩勝ち互層
Ｆ：土柱層 Ｇ：滑落崖が不明な移動体 Ｈ：中位段丘 Ｉ：低位段丘 Ｊ：中央構造線関連露頭

構造線橋とその西方の吉野川河床から東にのび、太

Ｄ：凝灰岩

Ｅ：化石産地（１〜13）と。

刀野の小扇状地をつくっている。扇状地の扇頂付近

徳島自動車道の下をくぐって坂道を上ると、東西方の東西方向の崖が断層崖で、徳島自動車道の直線部

向の小山の北側に小さな池を含む凹地があること。

分がその真上を通っている。断層崖の部分は破砕帯

盪

阿讃山脈の侵食によって生じた地すべり地形

で岩盤が大変もろいので、工事がしにくい上に危険が各所に見いだされ、その位置は地質構造と大きくを避けるため、吉野川北岸用水と徳島自動車道の両関係していること。

トンネルは、太刀野西方でカーブして、中央構造線ａ）地すべり地の分布は川の両岸で対照的で、河おおひらの破砕帯の中を通らないコースをとっている。

しょう が

うまかめ

た

内谷川流域で見るように、大平・ 生 賀や馬瓶・田の のｂ）河内谷川をまたぐ高速道路の左岸（東岸）側

野々・川又など川の右岸（西岸）側に集中し、左岸に100袤を超える幅の断層破砕帯の露頭があること。

（東岸）では例外的に井ノ久保地すべり地があるに黒々とした土砂状の地山がそれで、本来の地層の過ぎない。右岸側は阿讃山脈を構成する和泉層群の状態を推定できないほど岩盤が破砕されている。
ｃ）清水字上野の山田に東西方向の凹地があるこ
2

順層部分にあたり、山腹下方に緩やかに傾斜し、滑り台を滑るのと同じように、地表近くの土砂が下方

阿波学会紀要

第49号(pp.1-12)

2003.3

大川山
1042.9

井ノ久保

琴南町

栗林

川
谷
内
河

馬瓶

生賀

田野々

松
尾
谷
川

大屋敷

藤黒

滝ノ奥

太刀野山
仁良根
（上窪）

美馬町

川又西

三好町

鎌窪
川又東

河内

上野

谷川

谷川

太刀野

川
谷
滝
高瀬

王地
勢力
加茂野宮

清水
東川原

三加茂町

中鳥川

芝生

島

吉 野

図２
１：県境 ２：町境 ３：谷中分水
９：旧河道 10：河原 11：ため池

川

三野町の地形

４：地すべり地（滑落崖と崩積地） ５：谷中分水地 ６：段丘面 ７：扇状地 ８：氾濫原・谷底平野
12：河川と谷 13：主な橋 14：滝 （田野々の地すべり地は輪郭のみ記入した）へ移動（層すべり）していることによる。
ｂ）田野々地すべり地（寺戸、1986）は、水平面
積約65haを占め、中央構造線以北の四国島内ではに厚い原因は、基盤岩石が中央構造線に近く破砕が進んでいることと、河内谷川の右支流の松尾谷川の旺盛な下刻作用によるものと考えられる。
くり ばやし最も広い。背後の滑落崖頂は、太刀野山小学校西のｃ）中屋東から中屋西〜栗 林 〜生賀に続く斜面

尾根を東端として南西の624.5袤三角点から北西にも地すべり地であるが、滑落崖や崩積地の形態や輪

転じて、太刀野と土釜の間の東側の尾根に及ぶもの

郭が不明瞭なため、特に明確なものを除いて図にはである。滑動によって数カ所に凹地や小丘を生ずる

記入しなかった。地すべり層の薄い表層地すべりになど複雑な地形を形成している。末端の松尾谷側河近いものと考えられる。東方の藤黒付近も同様な地床には顕著な遷急点が形成され、下流側には基盤がすべり地と考えられる。
に ろ ね

かみくぼ

露出して小さな滝と淵が続く。崩積地末端の崖は最ｄ）仁良根（上窪）から滝ノ奥にかけても地すべ

高100袤に達し、崖頂から約30袤の厚さを崩積物がり起源の疑いのある地形が見いだされるが、後述す占めている。崩積層が他の地すべり地に比べて異常るように崩壊に起因するものと考えられるので、図3

徳島県西部地域の和泉層群と中央構造線関連の地質・地形／地質班

示は比較的明瞭なものに限った。
蘯

り小規模で、和泉層群の傾斜した地層面（ディップ

山麓の各地に小扇状地が多く存在すること。

ａ）太刀野は上述のとおり、西端の不動から東に、

スロープ）を流下しており、垂直落下の一文字滝ではない。

鶴石谷・木戸口・六地蔵・西福寺・馬谷口と、６個

上記滝谷川の２つの谷は、和泉層群中の固い凝灰の小扇状地が並んで扇頂部を徳島自動車道が走り、岩が走向Ｎ40°〜70°Ｗ、傾斜30°Ｎとなって滝に対扇端部に住居が立地している。扇状地は断層破砕帯

して逆層となり、造瀑層を形成している。なお、金の土砂が主として重力により崩壊し、形成したもの

剛ノ滝の南約15袤には、Ｎ45°Ｗの走向をもつ垂直で、性格的には崖錘に近い。扇状地の大きさは背後に近い幅３袤強の断層破砕帯があり、金剛ノ滝の形の谷域の広さと関係している。

成に関与していると考える。

ｂ）王子扇状地は小規模であるが、徳島県内では最も形の整った扇状地であった。扇頂部に紅葉温泉、

眈

滝ノ奥の県境付近に特色ある山地地形が認められること。

扇央の乾燥地に畑、扇端に湧水があって集落が立地

ａ）仁良根（上窪）北東から、東方の滝ノ奥の広するという利用形態も教科書的である。扇頂部末端

域農道と香川県琴南町の真鈴川源流沿いの県道分岐付近が中央構造線により幾分変形しているが、大勢

点すぐ東までの間に、香川県側に流れる河川の頭部には全く影響はなく、対岸の毛田西山の中腹からのが５カ所欠落している。県境の川の源流部が谷地形

展望でよく理解できた。しかし、徳島自動車道や工のままで終わっていて、谷中分水地となっているの

業団地の建設で景観が一変した。滝谷川によってつである。これは、徳島県側の侵食が盛んで、香川県くられた扇状地であるが、河道は西端をとっている。

に流れていた川の頭部が失われたことを示してい

滝谷川の西にある勢力扇状地も典型的な扇状地の形る。付近の谷部の傾斜が香川県側で緩やかで、急な態を残していたが、これも工業団地によって当初の徳島県側と非対称となっていて、分水界が徐々に北景観を失っている。

へ移動しているのである。

ま すずｃ）河内谷川が吉野川に合流する芝生地区も、地ｂ）県境の稜線上に平坦な地形があること。

名からも推察できる西の東川原から、東三好橋北のｃ）階段状の平坦な地形が鎌窪・仁良根（上窪）・

県道芝生中庄線付近までが扇状地である。1948年撮

滝ノ奥にあること。滑落崖と崩積地を有する一般的

影の空中写真では、県道鳴門池田線の河内谷橋付近

な地すべり地形と異なり、山体の一部がブロック状から三野中学校東の走り出付近までに旧河道が見いに崩落し、中腹で止まったものと考える。
なお、滝ノ奥の県境は、三野町全図や住宅地図と

だされる。
こう せ

ｄ）町東端の清水の南半分は高瀬谷川がつくる扇

国土地理院製の地形図とでは異なる。前二者が分水状地で、県道鳴門池田線が横断する部分は、東西か界を境界にしているのに対して、後者は上記の県道

ら登って高瀬谷橋が川にかかっているので、この川分岐点より約270袤北を通過している。滝ノ奥の上が天井川であることを理解できよう。清水の北の台

地姓の２戸は以前から香川県に属することから、後地は段丘化しているが、高瀬谷川の古い扇状地とみ者が誤っていることが分かる。
眇

られる。
盻

吉野川の流路移動が地形によく出ていること。

阿讃山脈の徳島県内の地域で、年間を通じて旧河道が滝谷川の吉野川への合流点付近から東方

流水の絶えない垂直な滝は、滝谷川にかかる金剛ノへ現在も中鳥川として残っている。さらにこの南の

なかとり
りゅう ず

滝（二ノ滝、上流側）と 龍 頭 ノ滝（一ノ滝）だけ

通称「島」の中央部にも、旧河道が細長の池としてである。

残っている。このほか、太刀野の県道鳴門池田線の阿讃山脈内には、地質構造と少雨の関係で滝とよすぐ南から東川原の西までと、芝生東部から勢力南べるものが大変少ない。三好町滝久保の「三枚とべ」

部へ、さらに王子扇状地末端あたりまで、旧河道をそや美馬町入倉北方の「ノベンタキ」、また、脇町曽空中写真で見いだすことができる。

え だに

江谷右支の東俣谷川の滝などがあるが、いずれもよ4

旧河道の状況を見ると、吉野川が以前は現在より

阿波学会紀要

地質年代
代

紀

世

Ma

三波川帯の形成

0.01
更新世
1.64

2003.3

三野町に分布する中央構造線の露頭
三野断層上野芝生衝上断層菖蒲谷時階

低位段丘礫層・新規扇状地礫層

土柱層（扇状地礫層・本流成礫層）
土居時階

鮮新世

石鎚時階

5.2

新生代

四国の中央構造線
の活動時期

沖積層

完新世

第四紀

三野町に分布する地層第49号(pp.1-12)

中新世
23.3
砥部時階

第三紀 漸新世
35.4
始新世
上昇

56.5

市ノ川時階

池田断層太刀野・三野断層芝生（河内谷東岸）

暁新世
65.0

白亜紀

和泉層群

鹿塩時階（見られない）
沈み込み

146

中生代

ジュラ紀
208.0

原岩の形成

三畳紀
245.0

古生代

二畳紀

図３

三野町の地史と中央構造線の活動史

須鎗・阿子島1973を一部改変、地質年代はHarland,W.B.et al.（1989）を参考

山麓に近い部分を流れていたものが、南へ流路を移んどすべてを構成しており、和泉層群に由来する主動させたことがわかる。下流の美馬町中鳥は古くはとして砂岩・泥岩・凝灰岩の礫からなる。礫は角礫

半田町と地続きであったと伝えられているが、吉野

ないし亜角礫で、淘汰もほとんど受けていない。こ川の移動により、現在は美馬町の一部に編入されての扇状地型礫層は、中川・中野（1964）の芝生礫層いる。中央構造線の活動により南の四国山地側よりに相当する。本流型礫層は、粗粒砂を基質とする淘旺盛な阿讃山脈からの土砂供給が河道を南遷させた

汰の比較的よい円礫層よりなり、三波川結晶片岩類

主因と考える。

および和泉層群に由来する礫からなる。古吉野川の河床および氾濫源堆積物と推定され、中川・中野

３．地質概説（1964）の勢力礫層に相当する。本流型礫層は、三三野町地域には、山地部に白亜紀後期の和泉層群、野町では太刀野から芝生に分布しており、隆起扇状

丘陵部に土柱層、段丘・扇状地礫層、沖積層などの地と沖積低地との境にある侵食崖で新期扇状地礫層

地層が分布する。中央構造線は山地部縁や丘陵部をの下位に見られる。三野町の土柱層については年代通っており、白亜紀後期から現在まで活動しているを決定できるような火山灰層が未発見のため、詳し（図１・３）。

い年代測定は行われていない。

和泉層群は、中生代白亜紀後期の海成層で、主に三波川結晶片岩類は、三野町では阿讃山脈の諸河礫岩・砂岩・泥岩・凝灰岩から構成されている。そ川や吉野川によって上流から運ばれた第四紀堆積のの詳しい地質年代、構造などは後述する。

扇状地や河岸段丘によって覆われるため地表では確

土柱層は、三好町から土成町の吉野川北岸に分布する鮮新統・更新統で、模式地は阿波町土柱付近で認されないが、段丘礫層を構成する砂礫中や中央構
造線露頭の断層角礫として確認される。

ある（須鎗ほか、1965）。土柱層は、半〜未固結の三波川結晶片岩類を構成する岩石は、おもに泥質

礫・砂・泥からなる河成の堆積物で、層厚は少なく片岩・砂質片岩・礫質片岩・塩基性片岩・珪質片

とも80袤以上である。和泉層群とは、一部は不整合、岩・石灰質片岩などの結晶片岩からなり、変斑れい

一部は断層関係で接する（水野1987）。

岩・かんらん岩・蛇紋岩やキースラーガー型鉱床を層相は大きく扇状地型礫層と本流型礫層の２つにともなう。原岩の年代は、石灰質片岩に含まれるコノ分けられる。扇状地型礫層は、開析扇状地面のほとドント化石の研究（須鎗ほか、1980）より中生代三畳5徳島県西部地域の和泉層群と中央構造線関連の地質・地形／地質班

紀から白亜紀と考えられている。変成のピークは、ている（岡田、1970）。これら活断層系の活動履歴

四国地方の三波川結晶片岩類の放射年代の測定（例を明らかにするためトレンチ調査が三野町内でも行

えばItaya・Takasugi、1988：Takasu・Dallmeyer、

われている（徳島県、2000）。

1990）から75〜100Maと推定される。つまり、中生
代三畳紀〜白亜紀初期にかけて形成された原岩が白４．中央構造線と周辺露頭

亜紀中期から後期にかけてプレートの運動により大太刀野付近から西方は、中央構造線活断層系の池

陸側に運ばれ、その境界で沈み込みや上昇などの造田断層が東西に直線的に通っている。河内谷川を挟山運動による変成作用を受けたと考えられる。また、んで東には、三野断層が芝生から美馬町坊増まで延

四国の中〜西部に分布する久万層群は、三波川結晶びている。池田断層と三野断層は河内谷川を挟んで片岩類を不整合におおう最も古い地層であり、三波約600袤ステップしており、両断層の間には北東−

川結晶片岩類の少なくとも一部は、新生代始新統に

南東方向に派生する断層が３条見られる（ 図１ ）。

は地表にあらわれていたと考えられる。

池田断層と三野断層は左雁行配列をしており、両断

ぼうそう

四国地方における中央構造線の活動時階の区分は層付近は圧縮性の境界になっている。三野断層は加か しおおもに須鎗・阿子島（1973）に従い、古期から鹿塩

茂野宮から上野を通っている。加茂野宮では、沖積

いしずち

時階、市ノ川時階、砥部時階、石鎚時階、土居時階、扇状地上に低断層崖が、上野では凹地が形成されてしょうぶ だにいる。凹地南の地形の高まりは、断層運動でできた菖蒲谷時階に区分する（図３）。
菖
りょう け

鹿塩時階（Kobayashi、1941）は 領 家変成岩類・花崗岩と三波川結晶片岩類が接する境界、つまり西南日本を内帯と外帯に分ける地質境界である。四国

撓曲崖である（徳島県、2000）。
以下、図１で示したａ〜ｄおよびｅ地点における中央構造線の関連露頭について述べる。

では両者が接する露頭は見られないが、四国地方の１）太刀野（地点ａ）

三波川結晶片岩および領家花崗岩類の放射年代か

太刀野の中央構造線橋下の吉野川河床には、東西ら、鹿塩時階の中央構造線の形成は後期白亜紀と考方向に延長する池田断層の露頭が見られる。この地えられる。

点の破砕帯には、結晶片岩の断層粘土（灰緑色）と市ノ川時階（Kobayashi、1941）の活動は、後期

和泉層群泥岩起源の粘土（黒色）が墨流し状に混在

白亜紀の和泉層群の堆積時から新生代始新世久万層

し、緑色片岩や結晶片岩中の石英脈ならびに和泉層群の堆積時まで続いた北落ちの断層運動である。砥

群の砂岩に由来する断層角礫が含まれている。この部時階（Kobayashi、1941）の活動は右横ずれ成分

西方の三野町昼間の断層粘土の放射年代（K-Ar）をもつ北西−南東の衝上運動である。活動時期は久測定によれば（高木・柴田、1992）、破砕帯の形成

万層群二名層の堆積後で、石鎚層群の堆積前（漸新を伴う断層運動が約6,000万年前（新生代のはじめ）世ころ）である。石鎚時階（須鎗・阿子島、1973）にはすでに始まっており、四国地方では市ノ川時階の活動は、砥部時階に形成された衝上運動に沿う火に相当すると考えられる。

山岩の岩脈の貫入であり、その時期は中期中新世とこのような学術的に貴重な中央構造線の露頭が国考えられる。土居時階（須鎗・阿子島、1973）の活道で容易に見られることから、徳島県は1960年（昭動は北落ちの正断層で左ずれ成分をもっている。活和35年）に県指定文化財・天然記念物（地質・鉱物）

動時期は鮮新世の中ごろと考えられている。菖蒲谷

として保護している。

時階（Kobayashi、1941）の活動は第四紀更新世の２）東谷（地点ｂ）

中央構造線の活動である。

太刀野の無線中継所の下方で、現在はアンカー工

地質境界をなす中央構造線は狭義には主境界断層法が施工されている地点には、徳島自動車道建設工と呼ばれる。この主境界断層は並走・分岐する複数

事中に、三波川結晶片岩と和泉層群の境界の断層破の断層を伴っている。これら断層群は第四紀にも繰砕帯が確認された。この地点が、池田断層の東端露り返し活動しており、中央構造線活断層系と呼ばれ頭である。破砕帯は粘土化し地すべりの発生が懸念

6阿波学会紀要されたため、徳島自動車道の法面にはアンカー工法と集水井戸が施工されている。三波川結晶片岩と和泉層群の境界は、走行N80°
E、傾斜は高角度である。

第49号(pp.1-12)

2003.305m

破砕された三波川結晶片岩
破砕された和泉層群泥岩（和泉層群砂岩の断層角
礫を含む）
植生で覆われている

３）芝生北（地点ｃ）
芝生北の徳島自動車道橋脚下（河内谷川東岸）では、山腹法面に三野断層の破砕帯露頭が見られる。
この露頭も太刀野の中央構造線と同様に、内帯の上部白亜系和泉層群と外帯の三波川結晶片岩との境界

黒色片岩・石英脈図４

芝生三野断層露頭スケッチ

図５

芝生衝上周辺の露頭位置図

断層である。ここでは、和泉層群の破砕帯に取り込まれた三波川結晶片岩の破片が細長く取り込まれている。断層の走向、傾斜はN80°E、90°（ 岡田・堤1990）で、結晶片岩を取り込んだ和泉層群破砕帯と、さらにこれを切る断層が見られる。前者はN84°E、
80°N、後者はN48°E、84°NWである（図４）。破砕
帯には、結晶片岩の断層粘土（灰緑色）と和泉層群
泥岩起源の粘土（黒色）が墨流し状に混在し、緑色片岩や結晶片岩中の石英脈ならびに和泉層群の砂岩に由来する断層角礫が含まれる。
４）芝生衝上（図５）地点ｃ南には、北側の和泉層群が南側の土柱層に衝上する断層が見られる（中川・中野、1964）。断層の走行はN60°E、傾斜35°Nである。これが今村ら（1949）の命名した芝生衝上で、和泉層群中の酸三野断層・芝生衝上の位置は水野ほか（1993）による。芝生衝上東方延長（推定）を加筆。

性凝灰岩の引きずり褶曲も見られる（Suyari and
Akojima、1980）。この断層は、三野断層南方の比較的狭い範囲に図示されている（水野ほか、1993）。
この芝生衝上は、土柱層を切っているので土柱層堆積後に活動したことは確実だが、段丘堆積物との関係は明らかではない。
今回の調査で筆者らは、水野ほか（1993）の芝生
衝上東方に、この断層の延長とみられる露頭を確認した。したがって、芝生衝上の範囲をこれまでより広く考え直す必要があるが、現時点ではその位置を図示することはできない。ここでは、芝生衝上の南

図６

芝生衝上の模式断面側（Loc.１）、今回確認された東方延長（Loc.２）、

分的には亜角細礫を含む。不整合面にはかなりの起その北側（Loc.３）の３カ所の露頭についてその概伏があるが、最も低いところで標高132袤である。

要を述べる。

中位段丘堆積物は淘汰不良礫層で礫径が大きい。こLoc.１では、土柱層の上に中位段丘堆積物（水野ほか、1993）が不整合で重なる。土柱層は、固結度の地点では土柱層・段丘礫層とも結晶片岩礫を含むが、両者の層相は全く異なる。

が高く成層した細礫層、砂層、シルト層およびこれ

Loc.２では断層そのものは植生に覆われて見るこらの互層からなる。礫層中の礫は円礫が多いが、部とができないが、露頭の南側ではLoc.１と同様の土
7徳島県西部地域の和泉層群と中央構造線関連の地質・地形／地質班

柱層が、北側では破砕された和泉層群が露出してい1.500）を得た。これは町田・新井（1992）によるる。和泉層群は、一見礫層に見えるほど破砕がすす

姶良Tn火山灰層の屈折率とほぼ一致している。姶

んでいる。

良Tn火山灰層の噴出年代は、町田・新井（1992）

Loc.３では、Loc.２北側と同様の破砕された和泉では、2.1〜2.5万年前とされている。したがって、層群の上に、不整合面を介して中位段丘堆積物がの

上野の低位段丘の形成年代は、2.1〜2.5万年ころとる。不整合面は標高138〜148袤にある。中位段丘堆考えられる。

積物は最大径約50袍の円〜亜円礫を含む礫支持礫層

７）「水含石」

であり、結晶片岩礫を含む。この上位の標高155袤

太刀野の山腹からから上には、再び和泉層群がみられる。この和泉層は「水含石」が産す群も破砕されており、部分的には成層構造を残してる（図７）。
「水含石」

いるものの、大部分は層理が不明瞭になっている。

として庭石、盆栽用

地層の分布形態から見て、最上部の和泉層群は地すに知られる石は全国

べりブロックと考えられる（図６）。

様々であるが、これ

すいがんせき中位段丘堆積物基底の不整合面は、Loc.１とLoc.

は三野町固有のもの

３で約６袤の標高差がある。この値は、基底の傾斜である。石灰華によに伴う標高差と、中位段丘堆積物形成後の芝生衝上

り礫が膠結されておの変位量とを加えたものとみなすことができる。

り、太刀野の中央構造線沿いの斜面のみに分布し、

図７ 「水含石」（藤本宗一郎氏所有）

５）上野（地点ｄ）

噴泉丘等に見られるものと同じ組織をしている。中徳島県（2000）は、上野および美馬町池ノ浦にお央構造線沿いに鉱泉活動がかつてあった状況証拠といてトレンチ調査を行った。上野では、推定される

して意義がある。

三野断層上で南北方向に長さ12袤、幅10袤、深さ４袤のトレンチを掘削した。その結果、トレンチ東西

５．和泉層群

壁面に６本の断層を確認した。地層は扇状地性礫層

和泉層群は、四国西部から紀伊半島まで中央構造の上部層と、池ないし湖沼堆積物の下部層に分けら線にそって分布する、中生代白亜紀後期の海成層でれた。北壁にはアカホヤ火山灰を含む下部層が見らある。和泉層群の北縁部は砂質の泥岩を主とし、基れた。東西断層は地層を引きずり変形させており、底部には礫岩・砂岩を伴う。中軸部は主にタービダ

いずれも右横ずれとされた（岡田ほか、2000）。地

イト相の砂岩・泥岩互層で構成されている。阿讃山層に含まれる植物片の14Ｃ測定から、最新の断層活脈の徳島県側は主として中軸部が分布している。和動は西暦1295〜1390年以降、1660〜1950年以前にあ泉層群の堆積年代は、大型化石のイノセラムスやアったことが推定された。

ンモナイト（坂東・橋本、1984；Morozumi、1985）

美馬町池ノ浦では1525〜1660年以降に最新の活動が推定された。これらの調査から三野断層は16世紀から17世紀前半に活動したことが推定される。

や微化石の放散虫（山崎、1987）により、白亜紀後期のカンパニアンとされている。
阿讃山脈中西部の和泉層群については中野

６）清水（地点ｅ）（1953）、Nakagawa（1961）、西浦ほか（1993）の

三野町清水天神社北の低位段丘礫層中から、火山研究が知られている。しかし、これまで三野町地域

灰を採集し分析した。この地点の火山灰はこれまで全域の詳しい調査はなされていない。今回、岩相と水野ほか（1993）により検討され、姶良Tn火山灰と層序、地質構造、化石について調査し、以下の成果されているが、特に対比の根拠は示されていなかっが得られた。

た。今回、温度変化型屈折率測定装置（MAIOT：

１）岩相と層序

古澤地質調査事務所製）を用いて屈折率の測定を行

本調査地域には、数層準に鍵層となる凝灰岩層がい、屈折率の範囲ｎ=1.499〜1.501（モードｎ=1.499-

発達する。それらを挟んで、三野町地域の西部（下8阿波学会紀要

第49号(pp.1-12)

2003.3位）には泥岩相、中部（上位）には砂岩相、東部

足代層、堀田層、勝浦層には、淡緑〜緑灰色の凝（最上位）には泥岩相が卓越する。西部の泥岩相を灰岩層が数枚挟まれる。単層の厚さは数〜数10袍で、足代層、中部の砂岩相を堀田層、東部の泥岩相を勝

数10袤の部層を構成する。単層内には、平行葉理や浦層として記述する。

コンボリュート葉理などが認められる。上下の地層

盧足代層との境界部では、数袍の凝灰岩と数袍の泥質岩が縞

本層は、三野町では河内谷川上流の井ノ久保、大状に互層し、全体として数10袍〜数袤の漸移部を構

平付近を中心に分布する。泥岩ならびに泥岩勝ち互成し、上下を泥岩層に挟まれていることが多い。凝層を主として、凝灰岩層を挟む。Nakagawa（1961）

灰岩層は部層単位で追跡すると、よく連続し、層準は、この泥岩勝ち互層を、北縁部の泥岩層が中軸部によって岩質の特徴が異なることから、鍵層としてまで入ってきたとした。また須鎗（1973）は、北縁利用できる。

相の泥岩は正規海成堆積物であり、中軸相の泥岩は

２）地質構造正規堆積物に一部乱泥流堆積物が混じったものと考鍵層を追跡すると、東に開いた馬蹄型の分布を示えた。大平には、砂岩泥岩等量互層も挟在する。互しており、大綱としては、東へプランジする東西性層中の砂岩層には、級化構造がみられる。

の褶曲軸を持った向斜構造をなす（図１）。向斜の軸盪堀田層は、三野町西部では、河内谷川沿いで走向・傾斜が本層は、三野町では河内谷川中流〜下流の白井、変化することで確かめられる。生賀では、走向・傾

ことなみ

栗林、中屋、川又と最も広く分布し、琴南町堀田を斜が南翼のＮ70°Ｗ・30°Ｎを示し、栗林の北では北

みず が もと経て塩江町水ケ本へと続く。水ケ本付近では北縁相翼のＮ40°Ｅ・20°ＳＥに変わる。両地点の間の向斜の砂質泥岩と指交関係になると推測される。砂岩勝軸を境に、北翼の走向・傾斜はＮ10〜60°Ｅ・10〜

ち互層を主として、泥岩層や凝灰岩層を挟む。砂岩

65°SEであり、南翼の走向・傾斜はＮ20〜70°Ｗ・20

勝ち互層の砂岩は中〜粗粒で、層厚２袤近い厚い砂〜30°Ｎとなる。東部では、鎌窪付近で走向・傾斜

岩単層の基底部には径数袍の細礫があり、荷重痕がが変化することで確かめられる。紅葉温泉では、走みられる。砂岩層は級化構造を伴い、底面にはまれ

向・傾斜が南翼のＮ70°Ｗ・50°Ｎを示し、真鈴峠でにフルートキャストもみられる。凝灰岩層は３枚挟

は北翼のＮ70°Ｅ・20°SEに変わる。両地点の間の向まれ、河内谷川沿い花園北の産業廃棄物処理場の入斜軸は仁良根から滝ノ奥へとのびる。西部と東部で口でみることができる。ここでは、泥岩層の上位には向斜軸の位置がずれていることから、田野々には暗灰色で厚さ５〜30袍の層状凝灰岩質泥岩が４袤堆

小さな背斜があると考えられる。また、川又西では、積し、その上位には淡緑色の層状凝灰岩が８袤堆積

凝灰岩層のずれから、東西性の小さな断層があるとしている。最上位には暗灰色で厚さ50〜200袍の層考えられる。

状凝灰岩質泥岩が７袤堆積し、泥岩へと変わる。
蘯勝浦層３）産出化石と地質年代
本調査地域では、大型化石の産出はこれまで知ら本層は、三野町では大屋敷、百合切より東に分布

れていなかった。微化石についてはYamasakiする。泥岩ならびに泥岩勝ち互層を主として、凝灰（1986）が河内谷川沿いの露頭から放散虫を検出し岩層を挟む。この泥岩ならびに泥岩勝ち互層は、大ている。今回、新たに大型化石のアンモナイトと微あさ ぎ はら屋敷付近で等量互層に変わり、塩江町浅木原まで続

化石の放散虫化石を見いだした。地質年代についてく。泥岩は暗灰色で、厚さ３〜20袍の細粒の砂岩層は放散虫化石に基づき考察した。化石産出地点は図を挟み、泥岩勝ち互層を成している。凝灰岩層は、１に示した。

紅葉温泉北の龍頭の滝でみることができる。厚さ５盧大型化石〜30袍の淡緑色の層状凝灰岩などが20袤以上堆積し鎌窪の町道沿いの崖（Loc.11）の泥岩から、アン

ている。
盻凝灰岩層

モナイトをはじめ数点の大型化石を検出した。これ
らは破片で同定できたのは、棒状アンモナイトの9徳島県西部地域の和泉層群と中央構造線関連の地質・地形／地質班

表１

三野町地域から産した放散虫リスト

Pl.
no.

Locality no.
Lithology
Specific name＼Formation name

16
１
７
２
10
19
11
12
15
４
５
３
14

17
18
13
６
９
８

１ ２ ３ ４ ５ ６ ７ ８ ９ 10 12 13
ms ms ms ms ms ms ms ms ms ms ms tf.m
AshiroKatsuura

Actinomma douglasi Passagno●
Alievium gallowayi (White)●● ●Amphipyndax tylotus Foreman●● ●Amphipyndax stocki (Campbell & Clark)●● ●●Archaeodictyomitra lamellicostata(Foreman)●●● ●Archaeodictyomitra sp.
●
Archaeospongoprunum salumi Pessagno●●●
Cyrtocapsa campi Campbell&Clark●● ●●Cyrtocapsa livermorensis(Campbell&Clark)●●●●
Diacanthocapsa cf.ancus (Foreman)●
Dictyomitra andersoni Campbell&Clark●
Dictyomitra densicostata Pessagno●●●
Dictyomitra multicotata Zittel●●
Lithocampe cryptocephala Dumitrica●
Patullbracchim sp.
●
Phaseliforma laxa Pessagno●●●
Spongodiscus renillaeformis Campbell&Clark●
Spongotipus morenoensis Campbell &Clark●●
Spongurus macrcaensis Pessagno●●
Stichomitra bertrandi Cayeux●●
Stichomitra sp.
●
Xitus grandis (Campbell&Clark)●●

Ap帯についてはAmphipyndax pseudoconulusの出
現から始まり、Dictyomitra koslovaeの消滅で定義
し、Amphipyndax tylotusの出現前をAp１亜帯、出現後をAp２亜帯に細分している。今回の三野町地域
では、Amphipyndax tylotusは多産しているが、特徴種のAmphipyndax pseudoconulus、Dictyomitra
formosaやDictyomitra koslovaeなどは産していな
い。しかし、本調査地域西部の三好町の足代層からは、Dictyomitra formosaやDictyomitra koslovaeが検出されている（石田ほか、1993）。また、山崎（1987）は勝浦層の分布する香川県仲多度郡琴南町長
谷南方の泥岩中のノジュールから，Amphipyndax
pseudoconulus, Amphipyndax tylotus, Dictyomitra
koslovaeを検出している。
以上から判断すると、三野町地域の放散虫群集はBaculites sp. のみである。
盪放散虫化石石田・橋本のAp２亜帯の群集に対比され、地質年
代はカンパニアン後期後半と推定される。

足代層および勝浦層の泥岩および凝灰質泥岩（Loc.１〜13）より放散虫化石を検出した（表１；図６．まとめ版１ ）。ただし、堀田層からは検出できなかった。

阿讃山脈の地すべり地形、侵食地形は、岩盤の和足代層、勝浦層いずれも、Amphipyndax tylotus,

泉層群の構造に影響を受け、形成されている。凹地

Archaeodictyomitra lamellicostata, Dictyomitraや断層崖だけでなく扇状地の形成にも中央構造線のdensicostata, Dictyomitra multicostataなど主要種

活動が大きな影響を与えている。断層運動の変動量

は共通に産している。足代層の各地点ではスプメラを測定するとともに、芝生衝上に連続する断層を確

リアが多産しているのに対し、勝浦層ではLoc.９の認した。また、低位段丘礫層から姶良火山灰を検出

泥岩で確認できるようにナッセラリアが多い。放散した。町内産の「水含石」の成因を中央構造線の鉱虫の群集構成と海洋深度には有意な相関関係がある

泉活動とした。和泉層群の岩相層序、地質構造を明としてされている（高橋・石井、1993）。足代層にらかにし、岩相から足代層、堀田層、勝浦層に区分

は浅海性の要素が、勝浦層にはより深海の要素が挟した。また、新たに放散虫化石を検出し、Ap２亜在した可能性がある。

帯の群集に対比できることから、町地域の和泉層群

蘯放散虫群集と地質年代

群の年代をカンパニアン後期とした。

阿讃山脈の和泉層群の放散虫群集については、山崎（1987）や石田・橋本（1998）などの研究があ謝る。山崎は四国西部から淡路島西部までを放散虫群

本報告をまとめるにあたり、三野町教育委員会千葉勲教育長には、現地を案内いただきました。県立博物館両角館長にはアンモナイトの鑑定を快く引き受けていただきました。厚くお礼
申しあげます。

集に基づき、下位よりDictyomitra koslovae（DK）
群集帯、Amphipyndax tylotus（AT）群集帯、
Pseudotheocampe abschnitta（PA）
群集帯に分けた。
AT群集帯ではAmphipyndax tylotusとAmphipyndax

文

辞

献

国の上部白亜系放散虫群集を検討し、下位よりPv帯、

石田啓祐・寺戸恒夫・橋本寿夫・村田明弘・森永 宏・中尾賢
一・森本誠二（1993）：阿讃山脈西部の和泉層群と中央構造線−徳島県三好町地域の地質と地形−、阿波学会紀要、第39号、1-19。

Pn帯、Sm帯、Au帯、Sc帯、Ap帯、At帯に分帯した。

石田啓祐・橋本寿夫（1998）：四国東部、四万十北帯の上部白

pseudoconulusが共産するとした。石田・橋本は四10

阿波学会紀要

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図版説明
図版１ 放散虫化石
走査電子顕微鏡写真．スケールは100μm.
A：18；Ｂ：６, ８, 13, 16, 17, 19；Ｃ：１-５, ７, ９-12,
14, 15. Loc. １：11；Loc.２：６；Loc.３：２, ７, 13；
Loc.４：Loc.５：５, 12, 14；Loc.６：１, ８, 10, 17-19；
Loc.７：16；Loc.８：４, ９；Loc.９：３, 15.
１：Amphipyndax tylotus Foreman
２：Archaeodictyomitra lamellicostata（Foreman）
３：Dictyomitra multicotata Zittel
４：Dictyomitra andersoni Campbell & Clark
５：Dictyomitra densicostata Pessagno
６：Stichomitra bertrandi Cayeux
７：Amphipyndax stocki（Campbell & Clark）
８：Xitus grandis（Campbell & Clark）
９：Stichomitra sp.
10：Archaeodictyomitra sp.
11：Cyrtocapsa campi Campbell & Clark
12：Cyrtocapsa livermorensis（Campbell & Clark）
13：Spongurus macrcaensis Pessagno
14：Lithocampe cryptocephala Dumitrica
15：Diacanthocapsa cf. ancus（Foreman）
16：Alievium gallowayi（White）
17：Spongodiscus renillaeformis Campbell & Clark
18：Spongotipus morenoensis Campbell & Clark
19：Archaeospongoprunum salumi Pessagno

11徳島県西部地域の和泉層群と中央構造線関連の地質・地形／地質班

図版１12