はじめに
原田哲朗先生(前和歌山大学 教育学部教授)から，アーバン クボタ誌の紀 伊半島特集号 の 企
画について話 があったのは ，1996年も暮れ よ
うとする頃で した．早速， 先生を中心に し て
企画内容の検 討が始まりま した．先生は ， 本
号の作成には 殊のほか力を 注がれ，当初 の 企
画では，研究 史から災害問 題までも含め た 幅
広い内容のも のが考えられ ました．しか し 紙
数の関係など もあって，最 終的には，紀 伊 半
島の四万十帯 と温泉を中心 にした内容と し ，
1/20万もしくは1/25万の地質図を編集す る こと，さらに地 震と活構造の 章を設けるこ と な
ど，本号の構 成がきまりま した．
ところが，作 業も一部進み 始めた一昨年 の 暮れになって先 生は急に体調 を崩されて病 床 に臥され，思い もかけないこ とに昨年８月 に 急逝されました ．本号の完成 は，私たちに ま かされることに なり，ここに 先生の企画を 実 現することがで きました．
1999年9月
吉松敏隆・中 屋志津男・児 玉敏孝･寺井一 夫

アーバンクボタ NO.38 SEPTEMBER1999

株式会社クボタ●目次
特集＝紀伊半島の地質と温泉

目で見る／紀伊半島の基盤岩
１ 地形････････････････････････････････････････ 2･･･････････････････････････････････････････････････････････ 4２ 地帯区分と境界断層
３ 化石層序･････････････････････････････････････････････ 8･･････････････････････････････････････････････････････ 10

４ 紀伊半島の地質−１
黒瀬川帯･･････････････････････････････････････････････････････ 14

紀伊半島の地質−２
三波川帯･･････････････････････････････････････････････････････ 15

紀伊半島の地質−３
秩父帯････････････････････････････････････････････････････････ 16

紀伊半島の地質−４
四万十帯･･････････････････････････････････････････････････････ 20

紀伊半島の地質−５
田辺層群・熊野層群････････････････････････････････････････････ 28

紀伊半島の地質−６
中新世の火成岩類･･････････････････････････････････････････････ 30

５ 四万十帯の曲構造･･････････････････････････････････････････････ 32

６ 地震と活構造
７ 温泉･･････････････････････････････････････････････････ 36･･････････････････････････････････････････････････････････ 42

付図＝紀伊半島四万十帯の地質図（25万分の１）

四万十帯から産出する放散虫化石
牟婁層群（写真提供：福田修武氏）①Calocylas turris Ehrenberg ②Distyoprora monogolfiere(Eherberg)③Podocyrtis mirabris Sugiyama and Saito ④Podocyrtis mita Ehrenberg⑤Thyrsocyrtis triacantha (Ehrenberg)

発行所＝株式会社クボタ 広告宣伝部

音無川層群（写真提供：はてなし団体研究グループ）

大阪市浪速区敷津1丁目2番42号 TEL〈06〉6648-2612（ダイヤルイン）⑥Stichomitra wero Hollis ⑦Amphipyndax stocki(Campbell and Clark)

発行日＝1999年9月⑧Pterocodon ampla(Brandt) ⑨Buryella foremanae Petrushevskaya,
日高川層群（写真提供：山本俊哉氏）

編集製作＝㈲アーバンクボタ編集室⑩Dictyomitra koslovae Foreman ⑪Amphipyndax enesseffi Foreman⑫Amphipyndax tylotus Foreman ⑬Holocryptocanium barbui barbui Dumitrica⑭Dictyomitra duodesimcostata(Squinabol)

図版作成＝スタジオ・ツノ
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場

スケールは100ミクロン

URBAN KUBOTA NO.38｜1

目で見る

紀伊半島の基盤岩
構成=中屋志津男十吉松敏隆
紀伊半島の地帯区分図①和泉層群加太累層：リズミカルに重なる泥岩がち砂岩泥岩互層．左下の白っぽい地層は凝灰岩層．
（和歌山市加太，4章3節）．
②三波川結晶片岩：片理が発達し，縞状模様をつくる泥質の結晶片岩（和歌山市雑賀崎，4章2節）．
③秩父帯南帯の中紀層群大引層：フズリナやウミユリ化石を含む純白の石灰岩体の巨大オリストリ
ス．この後期古生代の石灰岩体は，中生代ジュラ紀の泥岩中に取り込まれている．石灰岩体中の凹地は石灰岩の採取跡（由良町白崎，4章3節）．
④日高川層群美山層の枕状溶岩：白亜紀の海底火
山活動の産物（美浜町三尾，4章4節）．

⑤音無川層群羽六累層：フリッシュ型砂岩泥岩互層（印南町畑野崎，4章4節）．
⑥牟婁層群下露累層：干潮のときに波食台にその姿を見せる｢さらし首層｣の巨礫（串本町田子，4
章4節）．
⑦牟婁層群和深累層：砂質フリッシュの見事な露
頭．厚く優勢な砂岩がち砂岩泥岩互層（串本町和深，4章4節）．
⑧田辺層群と牟婁層群の傾斜不整合：写真下方の傾いた地層が牟婁層群，上方のほぼ水平な地層が田辺層群の基底礫岩層（田辺市芳養，4章5節）．

⑨牟婁層群三尾川累層にみられる槢曲：硬い岩石
あまが水あめのように曲がっている奇異な形状は｢天どり鳥の摺曲）として国際的にも知られている．地層が硬い岩石になる前の軟らかいときに局部的に摺曲し，その形を保持しながら岩石となった．牟婁層群には同じような摺曲構造が多くみられる（すさみ町口和深，天鳥海岸，4 章 4 節）．

⑩潮岬火成複合岩類：潮岬は，約 1,500 万年前の中期中新世の火成活動の産物で，酸性岩と塩基性岩，噴出岩と貫入岩からなり，火成複合岩類と呼ばれる．潮岬の頂部は，写真にみるように見事な平坦面をなし，海岸段丘面として形成されたことが分かる．段丘面の高度は約 40ｍで，紀伊半島の低位の海岸段丘では最も高い（潮岬，4 章 6 節）．

⑪田辺層群白浜累層：黒潮あらう三段壁の断崖をつくり，千畳敷の景観をつくる厚層の砂岩層．中央上部は白浜温泉．白良浜の美しい海浜も見える．
（白浜町，4 章 5 節）．
⑫田辺層群白浜累層にみられる泥岩岩脈（白浜町
権現崎，4 章 5 節）．
⑬熊野酸性岩類／那智の滝：硬い花崗斑岩と軟らかい熊野層群の境界に形成されたもので，滝は高さ 133ｍの絶壁を落下する（那智勝浦町，4 章 6 節）．
⑭金剛寺の大崩壊：昭和 28 年の 7.18 水害（有田川水害）によって大崩壊し，手前の有田川がせき止められ，約 2 ヶ月にわたって天然ダムが出現した．
（花園村金剛寺，１章）．

⑮中期中新世の火成岩／橋杭岩：熊野層群に貫入した石英斑岩の岩脈．南北に直線状に伸びているのがよく分かる（串本町，4 章 6 節）．
⑯大峯変質帯／瀞八丁：北山川は，大峯花岩崗類
に伴う熱水変質帯を刻んで流れ，瀞八丁の神秘的景観をつくった．変質帯の南限は板屋断層で，この断層を起点として瀞八丁も始まる（4 章 6 節）．
⑰熊野酸性岩類：柱状節理がよく発達する花崗斑岩の露頭（紀和町浅里，4 章 6 節）．
⑱古座川弧状岩脈の一枚岩：古座峡沿いにほぼ東西に走る大規模な弧状岩脈．一枚岩は，結晶質凝灰岩からなる（古座川町相瀬，4 章 6 節）．

URBAN KUBOTA NO.38｜2･3

地形
中屋志津男＝和歌山県立大成高校教諭①多雨地域の山地災害
中屋

紀伊山地は，大峰山脈や大台ヶ原山をが分かります．その中で最も高いのは南北方
さんじょう

向に連なる大峰山脈で，山 上 ヶ岳(1719ｍ)か
はっ けん ざんど東西方向の山脈を横断する部分では険しい河谷を形成しています．十津川には，形成時

中 心 に 標 高 2,000ｍ 近 い 山 々 が 連 な る 急 峻 なら八 剣 山 (1915ｍ)を経て玉置山に連なり，紀代は明らかではありませんが，旧河床面が，山地です．これらの山々には，冬の訪れに伴伊山地の脊梁をなしています．そして東側に比高300〜350ｍおよび500〜600ｍに明瞭に残ご

ま だん ざんって数10cm，ときには１ｍを超える積雪がみは台高山脈，西側には高野山から護 摩 壇 山 にっていて，ここが著しい隆起域であることをられ，また樹氷のすばらしい景観も見せてく延びる山列があります．

示しています．

れます．紀伊半島は，その北西部は瀬戸内気

一方，紀伊山地の西部には有田川構造線の北
し らま

各河川には，著しい曲流(蛇行)が見られると

候区に入りますが，大半は南海気候区に属し側に長峰山脈，また山地中央部には白 馬 山脈

ともに，河岸段丘や環流丘陵が発達します．

ます．とくに半島の南東側は，太平洋からのや果無山脈がそれぞれ東西方向に延びていま

低位の河岸段丘では，段丘堆積物中に広域火上昇気流が発生しやすいため，梅雨や台風のす．次章で述べられるように，紀伊山地は西山灰層の１つである姶 良 火山灰層がしばしば

時 期 を 中 心 に ， 年 間 降 水 量 が 4,000㎜ に も

南日本外帯に位置し，ほぼ東西の帯状構造を含まれます．この火山灰層は，約22,000年前

達する多雨地域になっています．

なしているわけですが，この地質構造が地形に姶良カルデラから噴出したもので，段丘形

このため，紀伊半島はたびたび大洪水害に見にも反映しているのが，これらの東西性の山

成時期の良い指標になっています．この火山

舞われます．なかでも1889年(明治22)８月19

列です．

灰層を含む段丘の河床面からの高度は，日高〜20日に発生した十津川水害は，日本の災害

このように紀伊山地は，大峰山脈や台高山脈

川では，中流域で10〜15ｍ，上流域では約30

史上にも残る大規模なもので，豪雨による山など南北に延びる山脈と，上述の東西性の山ｍを示します．

地 崩 壊 は 約 1,800ヵ 所 に も お よ び ， 十 津 川 流列とが複合した山地と考えられます．たとえ

また貴志川，日高川，日置川，熊野川には，域の全町村が大被害を受けました．

ば，大台ヶ原山，八剣山，護摩壇山などは，

表 紙 の 地 形 図 で も 分 か る よ う に 環 流 丘 陵 (蛇また1953年(昭和28)７月18日の有田川水害で南北にのびる山脈と東西にのびる山脈が交差

行の首の部分で川が切断されて流路が短絡し，は，大規模な山地崩壊が生じて天然ダム湖がするところに位置する高峰といえます．

旧流路と新流路の谷によって形成された孤立形成され，そのダム湖の崩壊によって河川沿

ただし紀伊山地の南部では，本宮−皆地断層

丘 陵 )が よ く 発 達 し て い ま す ． こ れ ら の 地 形

いの集落が甚大な被害を被りました．前ペーをにして山列の様子がやや異なっています．

の 形成には，地殻変動が密接にかかわっていジの写真⑭は，昭和28年有田川水害の大規模大塔山系は，合川複向斜や打越背斜部にあたます．

山地災害の爪痕を今なお残している伊都郡花り，大塔山，法師山，百聞山は，それぞれ独

紀ノ川と熊野川は，大台が原と大峰山脈を源園村の金剛寺の大崩壊の跡です．

立峰の山容をなしています．

流とし，豊富な水量をほこる大河川です．理

洪水時には，増水や山地崩壊に伴って，河川

紀伊山地がこのような急峻な地形をなしてい科 年 表 に よ れ ば ， 紀 ノ 川 の 流 域 面 積 は 1,660の大量の砕屑物が供給され，河床を埋積する

るのは，第四紀を通じて著しい隆起を続けて㎢，平均流量44㎡/s(最大3,414㎡/s，1952〜とともに，下流に向かって堆積物が運ばれまいるからですが，主稜線が東西に延びる果無

1995年 間 の 岩 出 町 船 戸 で の 計 測 )で す ． ま たす．熊野川の河口にもたらされた細粒の堆積山脈や白馬山脈は，表紙の地形図で見られる

熊 野川の流域面積は2,360㎢，平均流量145㎡

物は，さらに沿岸流によって北に向かって運

ように，ところどころで北西−南東に延びる/s(最大3，752㎡/s，1951〜1995年間の熊野川

ばれ七里ヶ浜を形成することになりました．

軸をもって屈曲しています．これは，南北方町 相 賀 で の 計 測 )で す ． 熊 野 川 は 南 流 し ， 新

このようにして十津川，有田川．日高川流域

向に加えて東西方向の圧縮が紀伊半島に加わ宮付近に小さな平野を形成するだけですが，では，山地は変容し，河川は荒廃し，河況がっているためと考えられます．

紀ノ川は北流ののち西流し，下流域にやや広一変してしまいました(平野ほか，1984)．

紀伊山地を源流域とする主要な河川には，紀い和歌山平野を形成します．

②山地と河川ノ川，有田川，日高川，富田川，日置川，古和泉山脈の南麓沿いには，中央構造線が東西

図１・１は岡山俊雄氏による切峰面図です．

座川および熊野川があります．いずれも急流に走り，この断層運動によって和泉山脈が隆切峰面図は，浸食によってできた谷地形を埋をなし，紀伊山地の山々の間を縫って流れ下起 を 続 け ， 東 部 で は 標 高 約 900ｍ ， 次 第 に 西めたときに予想される地形の概形を示したもりますが，紀ノ川，有田川，日高川は西流しに 向かって高度を下げ，紀伊水道に没します．

ので，地形の大勢や隆起・沈降地形を知るのて紀伊水道に注ぎ，熊野川，日置川，富田川

この断層の南側の沈降域に，紀ノ川や和泉山に役立ちます．

は南流して太平洋に注ぎます．

脈からもたらされた砕屑物が堆積して形成さ図に示されるように，紀ノ川流域の沈降域を

このうち熊野川は，紀ノ川との分水嶺が北にれたのが和歌山平野です．

除くと，紀伊山地は全体的に隆起しているの偏り，大峰山脈に沿って南流し，果無山脈なまた日高平野の北部と白馬山脈の境には，中

あい ら

あい が

URBAN KUBOTA NO.38｜4

図１・１−紀伊半島の接峰面図（岡山俊雄による）

URBAN KUBOTA NO.38｜5

津川断層が東西に延びています．断層の上盤ありますが，熊野灘では大陸棚はほとんど発側には，日の岬から連なる白馬山脈が形成さ達していません．

れていますが，南側の日高川河口部は沈降域

大陸棚の沖合は急こう配の大陸斜面となり，えんじゅ

にあたり，煙樹が浜が形成されています．

前 弧 海 盆 ，さ ら に 外 縁 隆 起 帯 が 認 め ら れ ま す ．

③海岸の地形

この部分から南海トラフとの間には多くの活

このように，紀ノ川や日高川の沖積平野を除断層があり，南海地震や東南海道地震などしくと，平野といえる地形が少なく，しかも山

ばしばマグニチュード８規模の巨大地震を発が海岸にまで迫り，岩石海岸が多くみられる

生させています．

のが紀伊半島の地形の特徴です．

上部大陸斜面域には，前弧海盆である熊野舟

日高川以南には，海岸を縁取るように海岸段状海盆，室戸舟状海盆が形成されています．

丘が発達し，南端部の潮岬に向かって，段丘

室 戸 舟 状 海 盆 に は 水 深 1000〜 1500ｍ ， 熊 野 舟

面高度が増しています．同様に広い波食台の状 海 盆 に は 水 深 2000ｍ の 平 た ん 面 が 発 達 し て発達が日高川以南には見られるのに対し，由い て ，砂 泥 互 層 ，砂 ，泥 で 埋 積 さ れ て い ま す ．

良付近を境にその以北には，わずかな波食台

室戸舟状海盆の南側に土佐磐があります．熊を伴うリアス式海岸が発達します．

野海盆には中央部に隆起帯があって，海盆をまた大峰山脈は，ほぼ南北の山列をもちます

南北に二分しています．

が，主稜線はＳ字状に緩く屈曲しながら，そ室戸舟状海盆には大陸斜面に刻まれた海底谷の延長部が枯木灘で紀伊水道に向かって没しがつながっていて，堆積物重力流による，深ています．南海トラフに沿って発生する巨大

海底への陸源砕屑性堆積物の供給路として重地震の際に，紀伊半島南端部が隆起し，田辺

要なはたらきをしています．熊野灘には，尾付近は沈降域になります．一方，東南海道地

鷲海底谷，太地海底谷など多数の海底谷が発震のときには新宮付近が沈降域になる地殻変達しています．

動が見られます．

一方，紀伊水道においては，四国の蒲生田崎

田辺−熊野市付近で紀伊半島がくびれたようと日の岬を結ぶ隆起帯を境に海底地形が異なになっているのは，これらの地殻変動の累積

り ま す ．北 部 は 水 深 100ｍ 程 度 の 陸 棚 に な っの結果であると考えられます．

ていますが，南部には室戸舟状海盆が広がっ④紀伊沖の海底地形ています．最終氷期の海水面低下期には，紀大陸棚は，海水面変動の影響を強く受けて形

伊水道の中央部で紀ノ川と吉野川が合流し，成された地形です．氷河性海水面変動におい古大阪川となって南流し紀伊海底谷につながて，最終氷期の最低海水準の深度についてはっていたと推定されています．

80 ｍ 〜 140 ｍ ま で の 様 々 な 値 が 提 唱 さ れ て い

また日高海底谷，富田海底谷があって，それ

ま す が ，約 １ 万 年 前 に は 海 面 は − 4 0 ｍ 付 近

ぞれ日高川，富田川につながっています．こに達していて，すでに海域は現在の内湾域にれ ら の 海 底 谷 は ， 潮 岬 深 海 チ ャ ネ ル (嶋 村 ，まで拡大していた点では一致しています．

1994)を 経 て 潮 岬 海 底 谷 に つ な が り ，さ ら にそ の 後 ， 急 速 な 海 面 上 昇 に よ る 海 進 (縄 文 海

潮岬海底谷は，潮岬沖で外縁隆起帯を横切っ進 )は 6,000〜 5,000年 前 ま で 続 き ，弥 生 中 期て 南 海 ト ラ フ (舟 状 海 盆 )に 流れ 込 ん で い ます ．

に2〜 3ｍ 前 後 の 海 面 低 下 が あ り ， そ の 後 の海底谷は，陸源砕屑物の海域における到達範

海面再上昇を記録しながら相対的に安定した囲と分布を規制しています．

と

さ ばえ

たい じ

海面を保持していることが明らかにされていま す (米 倉 ， 1990． 大 嶋 ， 1992ほ か )．
図１・２は，紀伊沖の海底地形図です．大陸
棚 の 縁 は ，紀 伊 水 道 で は 深 さ 約 140ｍ 程 度 に

URBAN KUBOTA NO.38｜6･7

地域区分と境界断層
吉松敏隆＝和歌山県教育庁学校教育課課長補佐

く てつ しつ①｢西南日本外帯の帯状構造と境界断層ように紀伊半島の場合には，その中央部で帯

大きくは三波川結晶片岩類と，主に苦 鉄 質 岩

吉松

状構造が大きく乱されているのが特徴です．

類などからなる弱変成の御荷鉾緑色岩類に区

基盤の岩石が西南日本の他の地域とどのよう《中央構造線》

分されます(栗本ほか，1998)．一般に前者はに関係し，それらは紀伊半島の中ではどのよ

白亜紀前期に始まり，そのご第四紀までに５北側に，後者が南側に配列します．三波川のうな位置を占めているのだろうか．その辺の回の主要な活動時期が認められる，西南日本

名称は，埼玉県と群馬県の境を流れる神流川ことをごく大ざっぱにでも触れておくのがよを縦断する大断層です．紀伊半島では，和泉支流の三波川に，御荷鉾の名はその西の御荷いかと思います．

山脈の南麓を紀ノ川沿いに東西に延び，白亜鉾山に因んでいます．源岩の大半は，中生代

ご存じのように西南日本の地質構造は，中央系最上部の和泉層群と三波川変成岩類およびジュラ紀の堆積岩類，変成作用は白亜紀後期構造線を境にして，その北側の西南日本内帯

四万十帯を境しています，中央構造線には，と考えられています．

まず始めに，紀伊半島をつくっている

ね ごろ

さくらい けご じょうだ にと，南側の西南日本外帯に大きく分けられま

磯 ノ 浦 断 層 ，根 来 断 層 ， 桜 池 断 層 ，五 條 谷④秩父帯(秩父累帯)および黒瀬川帯

す ． 近 畿 地 方 で は ， 内 帯 の 先 中 新 統 (中 新 世

断 層など，多くの分岐副断層が認められます．

紀伊半島の秩父帯は，北帯，中帯(黒瀬川帯)，

これらの断層は断層面の傾斜が大きく，直線南帯に区分されます．北帯および南帯は，主舞鶴帯，丹波−美濃帯，そして 領 家 帯(和泉的であると同時に断層による変位地形がよくにジュラ紀の付加体からなり，砂岩，泥岩な帯を含む)に区分されます(図２・２)．

発達し，活断層としての特徴をもっています．

どの砕屑岩のなかに，チャート，緑色岩類，

一方，西南日本外帯は，関東西部から九州ま

副断層は，第四紀以降の活動が著しく，地形

石 灰 岩 の 古 期 岩 類 が オ リ ス ト リ ス (異 地 性 岩でほぼ東西方向に，岩石の種類・性質・形成の変位から右横ずれ運動がみとめられます．

体 )と し て 含 ま れ ま す ． こ れ ら は 造 構 運 動 に時代を異にする地層がよく連続して分布し，《有田川構造線》

よ る強い擾乱を受けています．

見事な帯状構造をつくっています．

三波川帯と秩父帯を分けているのは御荷鉾構

黒瀬川帯の構成岩類は，約４億年の放射年代

こ の 帯 状 構 造 は ， 図 に 見 る よ う に 構 造 線 (境造線ですが，紀伊半島では，御荷鉾構造線にを示す三 滝 火成岩類や寺 野 変成岩類，蛇紋岩，

相当する断層を有田川構造線と呼んでいます

非変成ないし弱変成のシルル〜デボン系など(市川・波田，1966など)．有田川構造線は，のレンズ状岩体からなります．模式地は，愛半島西部の有田川流域では三波川帯と秩父帯

媛県東宇和郡城川町(旧黒瀬川村)で，九州八とを境していますが，秩父帯の欠ける半島中

代から四国，紀伊半島をへて関東山地まで断さん ぐん

以 前の地層や岩石)は，北から三 郡 −中国帯，
りょう け

さん ば がわ

界 断 層 )に よ って 境 さ れ ， 北 か ら 三 波 川 帯 ，し まん と秩父帯，そして四 万 十 帯に区分されます．三みかぶ

波川帯と秩父帯を境するのは御 荷 鉾 構造線，
ぶつ ぞう

秩父帯と四万十帯を分けているのが仏 像 構造
くろ せ がわ線です．また秩父帯の中央部には，黒 瀬 川 帯

かな

央部では三波川帯と四万十帯を境します．金
や

み たき

てら の

続的に連なっています．これらの古期岩類をの構成岩類が両側を断層に挟まれながらレン屋 付近を境に，東では北傾斜，西では南傾斜白亜系が覆っているのが中帯です．

ズ状に分布します．

を示し，幅数10ｍの擾乱帯をともなっていま⑤四万十帯(四万十累帯)②紀伊半島の帯状構造と境界断層

す．現在みられる破砕帯は，白亜紀層堆積後

房総半島から，赤石山地，紀伊半島，四国南

紀伊半島は外帯に位置するので，当然，このの活動によるものと考えられています(波田，部，九州南部をへて南西諸島まで連なり，幅帯状構造の一部を形成しています．その地帯

1967英など)．

約100km，延長1,400kmにも及ぶ長大な地帯を区分を示すと，図２・１のようになリます．

《仏像構造線》

なしています．四万十の名称は，四国の西部

三波川帯は，海岸部では南北約20kmの幅をも秩父帯と四万十帯を分ける断層です．紀伊半でこの地帯を流れる大河，四万十川からとら

ちますが，東に向かって次第に幅が狭くなり，

島では，西海岸の由良町から清水町にかけてれています．図に見るように，紀伊半島でも半島中央部では欠如してしまいます．また秩は東北東−西南西方向に延びていますが，清四万十帯は半島の広大な地域を占めていて，

父帯も，海岸部では南北約12kmの幅をもちま

水町井谷付近で板尾断層に収斂して，これよ

そ れ ら は ，北 から 日 高 川 帯，音 無 川 帯 ，牟 婁

すが，三波川帯と同じように東方へ次第に狭り東には連続していません．紀伊山地中央部

帯 に区分されます．各帯を境する断層は，御くなり，これも半島中央部では欠如していま

では，仏像構造線に相当する断層は大 追 線と

坊 −十津川断層と本 宮 −皆 地 断層です．

す．

呼ばれます．低角の衝上断層です．

《御坊−十津川断層》

この結果，半島の中央部では，四万十帯が直③三波川帯

日高川帯と音無川帯を境する断層で，御坊市

接に中央構造線に接するという状態になって関東山地から，中部地方，紀伊半島，四国を

塩 屋 から龍神村の西をへて十津川温泉付近をいます．さらに大峰地域では，秩父帯の地層へ て 九 州 の 佐 賀 関 半 島 ま で ， 延 長 800km以上通る北傾斜の逆断層です．幅広い断層破砕帯

がナップ構造をなして四万十累層群を薄く覆にわたって連なる低温高圧型の広域変成岩類を伴い，上盤側で強い変形がみられます．

っており，この点も特異なところです．このからなる地帯です．三波川帯の変成岩類は，

おお さこ

おとなしがわ

む

ろ

ご

ぼう

ほん ぐう

みな ち

しお や

URBAN KUBOTA NO.38｜8

《本宮−皆地断層》

図２・１−紀伊半島の地帯区分
かみ

音無川帯と牟婁帯を境する断層で，田辺市上
あき つ

ちか つゆ

こ びろ

秋 津 から近 露 を通り，小 広 峠東方で大きく屈曲して皆地に連続します．
《日高川帯》
日高川帯には，砕屑岩類とチャート・緑色岩類からなる白亜系の日高川層群が分布します．
はなぞの

み やま

りゅう じ ん日高川層群は，花園層，美山層， 龍 神層，
てら そま

お

ば だに がわ

湯 川層，寺 杣 層および伯 母 谷 川 層に区分され，各層はそれぞれ衝上断層で境されます．
《音無川帯》
ぎょう し んし しん

音無川帯には， 暁 新統〜中部始新統の音無川 層群が分布します．音無川層群は，一部に緑色岩類を挟みますが，フリッシュ型砂岩泥
岩互層，泥岩層，砂岩層および礫岩層を主体とする砕屑岩からなります．縦走性の断層と小〜中規模の槢曲で特徴づけられます．
《牟婁帯》
牟婁帯には，中部始新統〜下部中新統の牟婁層群が分布します．牟婁層群は遠洋性の岩石を含まず，フリッシュ型砂岩泥岩互層，泥岩層，砂岩層および礫岩層を主体とする砕屑岩からなります．
⑥中新統

図２・２−西南日本おける先中新世の地帯区分

紀伊半島南部では，中部中新統の田辺層群と熊野層群が，四万十帯の地層を不整合で覆っています．西部の田辺層群は，西に緩く傾く
半盆状の構造をなし，東部の熊野層群は，熊野酸性岩類を取リ囲むように分布します．
また中期中新世には，紀伊半島には激しい火成活動が発生しています．それにより，串本町潮岬と大島には潮岬火成複含岩類，大峰山
脈に沿っては酸性の深成岩類と岩脈からなる
大峯酸性岩類，また半島東部の広い地域には
熊野酸性岩類が分布します．
紀伊半島の基盤岩類をごく大きくみれば，だ
いたい以上のようなことになるかと思います．

URBAN KUBOTA NO.38｜9

化石層序
寺井一夫＝和歌山県立日高高校教諭《イノセラムス》

I.(P.) rhomboids rhomboides, I.(P.) rhom-

石灰岩から発見された古生代シルル紀のクサ

同じく白亜紀の示準化石として重要なイノセ

boids heine,I.cf.labiatus などが産出します．

リサンゴの化石です．また秩父帯の先白亜系

ラムスは，二枚貝類の一種ですが，ちょうつ

鳥屋城層からは，多くのアンモナイト，イノ

では，オリストリス（泥質の基質の中に取りがい線に歯がない点がほかの二枚貝とは違っ

セラムス，二枚貝，ウニ，植物化石などが産

込 ま れ た 外 来 あ る い は 古 期 の 岩 塊 )の 石 灰 岩ています．殻は薄く，共心円状まれに放射状出します．アンモナイトでは正常巻のアンモ寺井

紀伊半島の最古の化石は，黒瀬川帯のろく体からは，石炭紀〜ペルム紀のフズリナやウの肋 や条線が発達しています．生活様式は，ナイトのほか，さまざま々な形態の異常巻き

ミユリ化石，チャート岩体からは，同時代の幼貝時の擬浮遊性から成長の途中で底生に変の種が見つかっています．イノセラムスは，放散虫やコノドントなど多くの化石が産出しわったと考えられています．

Inoceramus schmidti,I.balticus toyajoanus

ます．基質の頁岩や砂岩頁岩互層からは，中《白亜紀の12階》などカンパニアンに対比されるものが産出し生代ジュラ紀の放散虫化石が産出します．

白亜系の模式地のある西ヨーロッパでは，アます．

さらに白亜紀の地層になると，産出する化石

ンモナイトやイノセラムスなどにもとづいて

日高川層群寺杣層からは，図３・１に示すほの種類や数が一段と増え，秩父帯の有田層やベリアシアンからマーストリヒチアンまで12かに，アンモナイトでは Hauericeras sp.aff ．

四万十帯の寺杣層，和泉山脈の和泉層群など

階の生層序区分と，特徴種で定義される化石

H． angustum，イノセラムスではInoceramus

化石の宝庫とも呼べるような化石産地がみら帯が設定されています．

(P.) rhomboides heinei,Mytiloides sp.cf. M.

れるようになります．そしてこうした化石の日本でも上部白亜系は，アンモナイトによる

sublabiatusなどが産出します．アンモナイト

研究の積み重ねから，化石を産出した地層の細かい化石帯が設けられています．例えば，の Yubariceras Y.kanei は化石帯の代表種で時代が確かめられ，紀伊半島をつくっている

図に示した外 和泉 層群から産するアンモナイはありませんが，ヨーロッパでは中部チュー

さ ま ざ ま な 地 層 ･岩 体 の 層 序 が た て ら れ て きトの中で， Didymoceras awajiense はカンパ

ロニアンに特徴的とされている種です．

ました．表３・１が紀伊半島の層序表で，各ニ ア ン 中 ･後 期，Baculites occidentalis は カ③四万十帯の貝類化石

地質帯ごとに地層名とその地質時代が示されンパニアン中期の化石帯の代表種になってい四万十帯の地層は，長い間，時代未詳の中生ています．

ます．またイノセラムスでは，Mytiloidesterao層と呼ばれ，化石の乏しい地層とされていま

図３・１は，この層序表の背骨となっている

kai や Inoceramus hobetsensis はチューロニした．しかし1960年代になって詳細な地質調

化石のうち，秩父帯白亜系と四万十帯の化石

アン中期， I.teshioensis はチューロニアン後査が行われるにつれて，牟婁層群や日高川層を中心に，とくに地質時代の決定に重要な指期， I.uwajimensis はコニアシアン前期， I.ja

群から貝類化石が報告されるようになり，牟標 と な る ア ン モ ナ イ ト ･イ ノ セ ラ ム ス お よ び

ponicus はサントニアン後期，I.schmidti はカ

婁層群の地質時代は，貝類化石にもとづいて

そ の 他 の 貝 類 化 石 と ， 放 散 虫 ･有 孔 虫 な ど のンパニアン中期の化石帯の代表種です．

漸 新 世 〜 前 期 中 新 世 と 考 え ら れ ま し た (紀 州

微化石について主な化石(群集)とその産出層②秩父帯白亜系と四万十帯寺杣層の化石

四万十帯団体研究グループ，1968)．

をまとめたものです．

秩父帯では，下部白亜系の湯浅層と有田層か

日高川層群寺杣層からは，上述のようにアン①白亜紀の示準化石らは，多くのアンモナイトや二枚貝のほかにモナイトやイノセラムスが産出し，そのほか《アンモナイト》

植物化石が産出します．植物化石には，シダ

二枚貝やウニの化石が産出します．また湯川

アンモナイトは軟体動物の頭足類に属し，中植 物 の Onychiopsis や Cladophlebis ,ソ テ ツ

層からは浅海性の二枚貝が産出します．

生 代 に 大 繁 栄 を と げ た 代 表 的 な 示 準 化 石 (あ類の Nilssonia や Pterophilum などが含まれま

音無川層群では，本宮町の羽 六 累層上部層かる 特 定 の 地 質 年 代 を 示 す 化 石 )で す ． 体 の つ

す．この化石群は，熱帯〜亜熱帯性を示す領ら Solemya や Pitar な ど の 二 枚 貝 が 報 告 さ れ

く りは現 生のオ ウムガ イ と よ く 似 て い ま す ．

石型植物群あるいは動物群としてよく知られています．

内部は，隔 壁 で区切られた中空の部屋に分かています．有田層からは Pterotrigonia も産出

牟婁層群では，主な化石産地が和 深 累層，合れ，浮遊して生活したので分布域の広いもの

します．

川累層，下 露 累層の26地点にも及び，二枚貝が多くみられます．隔壁が外側の殻の内側と上部白亜系の外和泉層群のうち，松原層と相の化石が多産します．サメの歯，ウニの化石

交わる部分に菊の葉模様の縫 合 線 が見られま

当層からは，コニアシアンのイノセラムスをも産出します． 貝類化石群には ， Tullitella,

すが，進化に伴って縫合線は複雑化します．

はじめ，アンモナイト，二枚貝類，ウニなど

Yoldia,Portlandia,Venericardia などが産出

かく へき

ほう ごう せん

そと い ず み

は ろく

わ ぶか

しも つゆ

ふた がわ

渦巻き状の殼にも変化があらわれ，白亜紀にの化石が産出しています．また二 川 層からは，します．これらの多くは，始新世後期〜漸新なると，大型のものや，いわゆる異常巻のも図 ３・１ に記 した 以 外 に も，イノ セ ラ ム ス の世前期の幌 内 動物群に含まれるのが特徴です．

のが増えてきます．

Inoceramus (P.) cycloides vanuxemiformis,

さらに下露累層には，Macoma oputiva,Phax-

ほろ ない

URBAN KUBOTA NO.38｜10

asizumoensis, Venericardia orbica, Luci-

種とその群集が用いられます．四万十帯の白始新世以降の種を含んでいないことから，瓜noma otukai などが産 出し ます．こ れら は，亜紀層では，公文ほか(1986)によって８つの谷累層は，暁新世〜前期始新世と考えられて

西 彼 杵 階(漸新世後期)以前にはあらわれず，群集が識別されています(図３・１)．

い ま す (は て な し 団 体 研 究 グ ル ー プ ， 1998).

佐世保階(中新世前期)になって出現するもの

日高川層群花園層では， Archaeodictyomitra

羽 六層上部層の最下部からは， Phormocyrtisです(水野，1973)．

squinaboli-Dictyomitra duodecimcostata群集

striata striata帯に属する放散虫化石が産出し田辺層群や熊野層群では，二枚貝や巻貝のほと Amphipyndax enesseffi-Myllocercion sp.

ます．前期始新世末期〜中期始新世初期と考か，クジラの脊つい骨，サメの歯，ウニ，フ群集が識別され，後期白亜紀のコニアシアン

えられています(鈴木，1993)．

ジツボ，ヒトデ，カニ，多毛類と様々な化石からカンパニアンの地層と考えられています

牟婁層群は，松根−平井断層以北では，Podo-

が 見 つ か っ てい ま す ． 貝 類化 石 の Turritella(栗本，1982)．

cyrtis mitra 帯(中期始新世中期)〜 Thyrsocyr

kiiensis, Anadara setoensis, Anadara kiien-

湯川層では， Holocryptocanium barbui 群集-tis bromia 帯下部(後期始新世前期)の放散虫

sis な ど は ， 田 辺 層 群 で 初 め て 記 載 ・ 命 名 さと，それより若い Dictyomitra formosa が産

化石が産出します．同断層以南では，Podocyr-

れ たものです．このうち前２つは生存期間が出し，アルビアン後期からチューロニアンとtis ampla 帯 (中 期 始 新 世 )に あ た り ，一 部 に非常に短く，示準化石としても重要です．

考 え ら れ て い ま す (紀 州 四 万 十 帯 団 体 研 究 グ

Podcyrtis mitraを含む放散虫化石が産出しま

Turritella kiiensis や Anadara は南方系と考ループ，1991)．

す．これらの化石から，牟婁層群は中期始新えられています．また熊野層群から産出する

美 山 層 に お い て は ， Ｍ 1層 は チ ャ ー ト か ら ジ世中期〜後期始新世前期と考えられています

Vicarya sp ．は，熱帯〜亜熱帯域の汽水環境

ュ ラ紀中世〜アプチアン，赤色泥岩からアプ(鈴 木 ， 1988．は て な し (Ⅱ )団 体 研 究 グ ル ーを示すものとして重要です．

チアン〜セノマニアンの放散虫化石が産出し

プ ，1995など)．

④四万十累層群の放散虫化石層序

ます．基質の泥質岩からは主にセノマニアン⑤田辺層群･熊野層群の有孔虫化石と地質時代

近年，大西洋や太平洋での深海掘削で得られの 放 散 虫 化 石 を 産 出 し ま す (大 和 大 峯 研 究 グ

有孔虫は海棲の原生動物で，古生代以降の海たコアをもとに，主に中生代以降の放散虫化

ループ，1998)．Ｍ ２ 〜Ｍ ４ 層ではそれぞれ，

成堆積物中に豊富に見出され，重要な微化石

石層序が明らかになってきました．放散虫類

チ ャ ー ト か ら は Sethocapsa trachyostraca,の１つになっています．有孔虫化石は，フズは海生の浮遊性原生動物で，0.1〜2.5mm程度

Eucyrtis tenuis, Acaeniotyle umbilicata,

リナやヌムリテス(貨幣石)ように１㎝をこえの大きさで珪酸質の骨格をもっています．

Holocryptocanium barbui の各群集，赤色頁

る大型のものを除くと，大部分が１㎜以下の四万十帯の地層では，チャート，赤色・緑色

岩 か ら は , Holocryptocanium barbui と Dic-

大きさです．底生と浮遊性のものがあります．

泥岩，凝灰岩などに多数含まれています．放tyomitra formosa の放散虫化石群集が産出し底生有孔虫は，水深・底質・水温などの環境

散虫化石は浅海〜深海成の広範囲の地層からます．一方，黒色頁岩からは，Dictyomitra for-に影響を受けてすみ分けています．浮遊性有産するため，時代決定に有効な化石になってmosa 群集と Artostrobium urna 群集の放散虫

孔虫化石は，分布域が広く，地質時代の決定

います．秩父帯や四万十帯の放散虫化石の研化石群集が産出します．これらの化石から，や地層の対比に重要な微化石です．

究は1960年代後半に進展し，これにもとづく

美山層のＭ ２ 〜Ｍ ４ 層の堆積年代は，チューロ

田辺層群の朝来 累層上部から産出する浮遊性

精度の高い地層区分，地質時代の決定と対比

ニアン〜カンパニアン前期と考えられていま

有孔虫の Globigerinoides subquadratus, Gds.

が 可 能 に な っ て き ま し た .紀 伊 半 島 の 四 万 十す(紀州四万十帯団体研究グループ，1991)．

sicanus, Paraeorbulina glomerosa, Prosphe-

帯では，はじめに日高川層群の，そのご牟婁

龍神層では， Amphipyndax tylotus 群集に属

roidinella cf. transitoria などは，Blowの有層群および音無川層群の放散虫化石の抽出とする放散虫化石が産出します．層序および凝孔虫化石帯のＮ８後期にあたる中期中新世

検討が行われ，四万十累層群の放散虫化石層

灰岩の放射年代の資料をも考慮して，龍神層(約1,500〜1,600万年前)を示します．

序が次第に確立されてきました．

はカンパニアン後期〜マーストリヒチアンで

熊野層群では，敷屋累層下部からも同様なＮ付加体では，岩質によって異なった放散虫化あると考えられています(鈴木，1992)．

８後期の浮遊性有孔虫群衆が産出します．さ石群集を産することが多く，チャート及び赤寺杣層は， Artostrobium urna 群集の放散虫

ら に 敷 屋 累 層 最 上 部 で は ， Blowの Ｎ ９ に 相色 ･緑 色 頁 岩 は 緑 色 岩 類 に 伴 っ た 異 地 性 岩 体

化石を産出し，アンモナイトやイノセラムス

当 す る Orburina universa, Miogypusina,と解釈され，地層の堆積年代は，基質の黒色

化石の示す時代と矛盾せず，コニアシアン後

Lepidocyclina などが産出します．

頁岩から産出する放散虫化石の示す時代が最期〜カンパニアン前期であると考えられます．

も信頼できると考えられています．そして，音無川層群は，瓜谷層から白亜紀型の放散虫

放散虫化石による地質時代の決定には，特徴

と共に，主に暁新世型の放散虫が産し，中期にし その きあ っ そ

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《文献リスト》
はてなし団研 G(1998)，はてなし(Ⅱ)団研 G(1995)，池辺ほか(1975)，
掃部・中沢 (1989)，kanie(1972)，甲藤・松本(1982)，公文ほか(1986),
栗 本 (1982), 松 本 ほ か (1982), 松 本 ・ 吉 松 (1982),Mizuno(1953) ， 水 野(1957)， 水 野 (1973)， 村 山 (1954)， Nakazawa et al(1979)， 西 村 ・三 宅
(1973)，小畠・小川(1976)，鈴木(1988)，竹山(1930)，田中(1985)，田辺団研 G(1984)，平山・田中(1956)，Yao(1984)，Yokoyama(1923)など．

図 3･1−紀伊半島秩父帯白亜紀系および四万十帯の化石層序

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表３･１―紀伊半島の層序表

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紀伊半島の地質―１

黒瀬川帯
吉松敏隆＝和歌山県教育庁学校教育課課長補佐①紀伊半島最古の岩石ています(吉倉・吉田1979)．

質岩の中には，レンズ状のブロックとして珪吉松③名南風鼻レンズ状部

質頁岩と赤色の層状チャートが含まれます．

名南風鼻には，石英閃緑岩およびトーナル岩，

そこからは，ペルム紀中世後期〜新世，ペルれ ま す ．唐尾 湾の 北 に は ，バ ベ鼻 や 名 南 風 鼻

変成岩の角閃岩およびザクロ石黒雲母片麻岩

ム紀新世の放散虫化石が見つかっていますを 抱く岬が突出し，また西方には鷹島や黒島などが分布します．石英閃緑岩は，主に斜長(柏木・八尾：1997)．

が浮かびます．この岬の一角で，1953年に市石，石英，角閃石からなり，淡緑色で，片状⑤雨山火成岩類

川氏らによって，トーナル岩の中に取り込ま構造が発達しています．トーナル岩は，中粒

清水町板尾には，秩父帯の東限と四万十帯とれた石灰岩から，約４億年前の古生代シルル〜粗粒の灰緑色の岩石で，主に斜長石，石英，を画する板尾断層沿いに，黒瀬川帯の構成岩

紀のクサリサンゴの化石が発見されました．

角閃石，黒雲母などからなり，圧砕されてい類が小さく示されています(図４･３･１)．

さらにこの石灰岩は，約４億年前につくられます．トーナル岩中には，前述のようにクサ

この岩体は，蛇 紋 岩 とそれに伴う石英閃緑岩，た火成岩類・変成岩およびペルム紀の砕屑岩

リサンゴなどシルル紀の化石を含む石灰岩塊

ひん岩，変玄武者の岩魂で，雨 山 火成岩類と類からなる岩体の一部を構成し，それらは，が捕獲岩として含まれます．

呼ばれ，黒瀬川帯の構成岩類とみなされてい中生代白亜紀の地層の中にレンズ状に挟まれ名南風鼻の北側の海岸部には，優黒質部と優ます(坂・高木：1983)．

て，いわば忽然と現れること，この構造帯は白質部が互層する縞状角閃岩，部分的に黒雲⑥境川層

西は四国から九州まで断続的に分布すること

母に富む薄層が発達し，暗緑黒色の含黒雲母

なお1/25万地質図では，秩父帯の中に先白亜が明らかになり，黒瀬川(構造)帯とよばれる角閃岩などがみられます．また縞状角閃岩と系として 境 川層を示してあります．境川層

ことになりました．図は，バベ鼻と名南風鼻

指交し，主に石英，斜長石，黒雲母，ザクロ

は ，主として泥質片岩，砂質片岩，珪質片岩

およびその周辺の黒瀬川帯の地質図です．

石からなるザクロ石―黒雲母片麻岩も分布しからなる結晶片岩で，少量の緑色片岩，石英②バベ鼻レンズ状部

ます(吉倉・吉田：1979)．

片岩を伴います．模式地の清水町二川のほか，

バベ鼻には，酸性凝灰岩および花崗閃緑岩が④ペルム紀砕屑岩類

沼谷，湯浅北方などに分布し，これらは，先分布します．酸性凝灰岩は，緑色ないし青緑

名南風鼻レンズ状部の火成岩の南側には，断白亜系と白亜系二川層の境界部に沿って断層

紀伊半島の最古の岩石は，ＪＲ紀勢線
かろの広川ビーチ駅の西方，唐 尾 湾の周辺に見らな ば え の は な

けつ

じゃ もん がんあめ やま

さかい が わ色の細粒緻密な岩石で，火山ガラスの組織が層に接して，砂岩頁 岩互層，赤色頁岩・緑色で挟まれるように点在します(栗本：1986)．

明瞭に残っていて，ガラス質凝灰岩であるこ頁岩などが狭く分布しています．この頁岩か

カリウム・アルゴン法により泥質片岩の年代とがわかります．シルル紀〜デボン紀の放散らは，ペルム紀古世を示す放散虫化石が産出が測定されていますが，その結果は210.4Ｍa，虫化石を含んでいます(柏木・八尾：1993)．

し て い ま す （ 桑 原 ほ か ： 1989， 清 水 ほ か ：つまり約２億年前につくられた結晶片岩と考花崗閃緑岩は，斜長石，石英，カリ長石，黒1993） ．

えられます(栗本：1993)．

雲母，角閃石などからなり，弱い圧砕を受けまた，バベ鼻レンズ状部の北側に分布する泥図４･４･１―名南風鼻･ばべ鼻とその周辺の黒瀬川帯地質図

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紀伊半島の地質―２

三波川帯
吉松敏隆

①和歌山城の結晶片岩

す．一方，廣田(1991)は，無点紋帯を鞆淵ユ

蛇紋岩やコートランダイトが，苦鉄質岩体と吉松

ニット，その構造的上位に位置する点紋帯をと も に ， あ る い は 単 独 で 貫 入 し て い ま す (中波川結晶片岩類および弱変成の御 荷 鉾 緑色岩

飯盛ユニットとし，両者は断層関係にあると山 :1983ほ か )． こ れ ら の 苦 鉄 質 ・ 超 苦 鉄 質類からなる地帯で，紀伊半島では，1/25万地

しています．その変成度は，鞆淵ユニットが貫 入岩体は，いずれも変成作用を受けている質図に見るように，紀ノ川の南西側に大きく緑泥石帯からザクロ石帯低温部に属し，飯盛ことから，三波川変成作用の間かそれ以前に広がって分布します．もちろん，紀ノ川のつユニットがザクロ石帯から，一部が曹長石―貫入したと考えられます．

くった沖積層の下にも結晶片岩類が分布して黒雲母帯に達しているとしています．

⑤源岩と変成作用の年代いるわけで，その一部が和歌山平野の中央部，三波川帯南部の層序は，中山(1983)によれば，

山田(1997)は，金屋地域の嵯峨層と沼田層か和歌山城をのせる高台に顔を出しています．

下位から，無点紋帯の鞆淵層，堂鳴海山層，

ら放散虫化石を報告し，嵯峨層をジュラ紀中

城内の石垣には，近くで採石したといわれる

御荷鉾緑色岩類の生石層に区分されます．

世(〜新世)に，沼田層をジュラ紀中世後半〜

結晶片岩が多く用いられています．

Hada (1967)は ， 御 荷 鉾 緑 色 岩 類 を 北 か ら ，

新世初期としています．

②層序関係

生 石層， 沼田層 ，嵯峨 層 に 区 分 し て い ま す ．

三波川変成岩類について，栗本(1993，1998)

三波川結晶片岩類は，主に塩基性片岩，泥質③地質構造

は，鞆淵層：68.7-78．6Ｍa，毛原層：89.3-

三波川帯は，低温高圧型の変成岩―三
み

か

ぶ

ふな と

片岩，砂質片岩，珪質片岩，石灰質片岩など

点紋帯には，飯盛山から船 戸 山に延びる大き97． 1Ｍa，生石層：81．7-101Ｍa，沼田層：

からなります．表４･２･２に，それぞれの岩な向斜構造(飯盛向斜)があり，無点紋帯の中99． 4-117Ｍa， 嵯 峨 層 :113-118Ｍ aの 放 射年

石の特徴を記しましたので参照ください．

央部には背斜構造(野上背斜)があって，この代 を得ています．磯崎ほか(1990)は，毛原層

この1/25万地質図では，ほぼ栗本ほか(1998)

地域の地質構造を支配しています．

で 100-90Ｍ aの放 射 年 代 を 得 て い ま す ． し たと中山(1983)に従い，三波川結晶片岩類を曹

御荷鉾緑色岩類の分布域では，ほぼ東西性のが って，嵯蛾層，沼田層，生石層，鞆淵層の長石の斑晶を伴う点紋帯と，それを伴わない軸をもつ中規模の向斜構造(長峰向斜)と背斜順に，北の地質体ほど変成年代が若くなると無点紋帯に区分し，さらに御荷鉾緑色岩類を構造が見られます．

推定されます．

④貫入岩体

また，秩文帯中帯の白亜系湯浅層には，結晶

どう なる みお いし

堂 鳴 海 山層と生 石 層に区分して示してありま

く てつ

す．この区分と，従来の区分との関係を示す

飯 盛 向 斜 付 近 に は 苦 鉄 質 ･超 苦 鉄 質 の 貫 入 岩

片岩の礫が含まれています．このことから，と，表４･２･１のようになります．

体が見られます．龍門山の岩体は，大部分が少なくとも白亜紀には，三波川帯の一部が隆蛇紋岩化したウエルライトで，一部にダナイ

起し，削剥を受けていたと考えられます．前

トがアり，変斑れい岩体を伴っています．堂嶋(1978)は，この礫は黒瀬川帯のものである

帯は渋田層，飯盛層， 龍 門層に区分され，鳴海山層では，コートランダイトと斑れい岩が，三波川帯の運動にしたがって上昇した可点 紋帯の積算層厚は約1，800ｍ以上になりまとが複合岩体をなしています．このほかにも能性があるとしています．

いい もり

中山(1983)によれば，飯 盛 山周辺の層序は，とも ぶち岩相にもとづいて，無点紋帯は鞆 淵 層，点紋
しぶ た

りゅう も ん

表４･２･１―三波川帯の層序区分と岩相

表４･２･２―三波川結晶片岩の種類と特徴

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紀伊半島の地質―３

秩父帯
吉松敏隆＝和歌山県教育庁学校教育課課長補佐

し みず

有田川流域には，海岸部から清 水 町ま

古〜中世の放散虫化石が含まれ，オリストリ期の放散虫化石群集を含み，三畳紀中世〜ジで ， 中 ･古 生 代 の 年 代 の 異 な る 地 層 と 岩 体 がスのチャートには，三畳紀型のコノドントがュラ紀古世前期のチャート，三畳紀新世の石混在する複雑な地質構造をなして分布します．

含まれます(磯崎ほか，1981．前嶋・松田，1977．

灰 岩 ･緑 色 岩 類 ， ジ ュ ラ 紀 古 世 後 期 〜 中 世 中

これが紀伊半島西部の秩父帯で，ここでの秩

平山・田中，1956など)．

期の泥質岩をオリストリスとして含みます．

吉松

み さと

たて ご

父帯は，北帯，中帯(黒瀬川帯)，南帯に区分

秩父帯東部の清水町から美 里 町に分布する先立 巌 部層：砂岩を主とし，三畳紀中世〜ジュ

され，それぞれが断層で境されます．

白亜系は「清水層」と呼ばれ，おもに厚い砂

ラ紀古世前期のチャート，ペルム紀のフズリ

北帯と南帯に分布する地層は，1960年代の初岩層と砂岩頁岩互層からなり，チャート，緑ナ化石を多く産出する石灰岩，および緑色岩

めまで，石灰岩体に含まれるフズリナ化石を色岩類，礫岩をともなっています．走向は東をオリストリスとして含みます．また泥質岩，

もとに，古生代後期の本州地向斜の堆積物で西ないし北東一南西で，高角で南に傾斜して酸性凝灰岩には，ジュラ紀新世の前〜中期のあ る ｢秩 父 古 生 層 ｣で ， 古 生 代 末 の 本 州 造 山

います．頁岩には，ジュラ紀古世および中世

放散虫化石群集が含まれます．

運 動を受けたものと考えられていました．

の放散虫化石が含まれ，オリストリスのチャ《由良層》

しかし近年，放散虫化石の発見や地層の相互ートには，石炭紀新世，ペルム紀，三畳紀の由良町大引から畑にかけて，大引層の南に分関係などから，フズリナ石灰岩，チャート，

コノドントおよび放散虫化石が含まれていま布します．主に泥質岩からなり，一部にチャ緑色岩などは，ジュラ系の地層に含まれるオ

す(栗本，1986ほか)．

ート，珪質岩の岩体を含むオリストロームがリストリスであることが分かってきました｡②南帯の先白亜系

はさまれています．泥質岩層には，六射サン

中帯では，白亜系の地層が，黒瀬川帯の岩石

1/25万の地質図では，秩父帯南帯の先白亜系

ゴ，層孔虫，シダリスなどの化石を含む鳥巣や北帯および南帯の古期の岩石とは断層関係（ Cs）は 単色 で表 現 し て い ます が ，こ の図 で式石灰岩がはさまれます．泥質岩には，ジュで接し，あるいはそれらを不整合に覆って分は 南帯を構成する各地層の分布域を示し，さラ紀新世後期の放散虫化石群集が含まれます．

布します．

き の 層 序 表 (表 ３ ･１ )に 記 した 地 層 が ど の よ《神谷層》

秩父帯の地質は非常に複雑で，限られたスペ

うな地域に露出しているかを示しました．

主として由良町神谷から門 前 にかけて分布しースで紹介するのはとても難しいので，ここ

紀伊半島西部では，秩父帯南帯の地層は，海ます．白亜紀バランギニアン〜バレミアンの

ゆ

ら

もん ぜん

では地質概略図(図４･３･１)をもとに，その岸部の由 良 町に広く分布するとともに，東部

放散虫化石を含む泥質岩と，三畳紀新世の石輪郭だけに触れてみたいと思います．

の清水町にかけて断続的に分布します．オリ

灰岩やジュラ紀中〜新世の泥質岩などの岩体①北帯の先白亜系

ストストロームを含む，おもにジュラ系と白を含むオリストストロームからなります．

北帯の先白亜系は，この図では，ジュラ系の亜系からなっています．

《小引層》

北 帯 先 白 亜 紀 層 (Ｃ ｎ )｢清 水 層 な ど ｣と し て由良付近では，南帯の先白亜系は中紀層群と由良町の衣 奈 周辺のせまい地域に，大引層の示 し て あ り ま す ． 1色 で 塗 っ て い ま す が ， と呼ばれます．中紀層群は，｢大 引 層｣｢由良層｣ても単色で示せる地層ではありません．

おお びき

かみ や

「神 谷 層」に区分されます(Ｙao，1984)．こ
こ びき

え

な

間に断層にはさまれて分布する上部白亜系です．主に泥質岩と砂岩からなり，頁岩には白

この地層は，海岸部では，チャート，緑色岩の 地 域 に は ， 上 部 白 亜 系 の ｢小 引 層 ｣も 分 布

亜紀コニアシアン〜サントニアンの放散虫化類，砂岩層，砂岩頁岩互層からなり，礫岩をし ます．また東部の清水町付近では，中紀層石群集が含まれます．本層は，岩相と化石相ともなっています．ほぼ東西の走向で，中〜

い たに

の

い

こ だに

群に相当する地層は，｢井 谷 層｣｢野 井 子 谷 層｣
くの はら

が秩父帯中帯の外和泉層群の井関層や四万十高角で南または北に傾斜しています．全体に「久 野 原 層」に区分されます．

帯日高川層群の寺杣層に似ています．

構造運動による強い擾乱を受け，地層はレン

《大弓層》

《井谷層》

しら さき

ズ状や切れぎれになっています．

由良町白 崎 から畑の東方にかけて分布し，オ

東部の清水町井谷付近に，断層にはさまれてこのうちオリストリスは，チャート，緑色岩

リストリスの岩体と含有化石から，さらに３分布します．おもに頁岩からなり，砂岩，石類からなり，これらを含む基質は砕屑岩層かつの部層に細分されます(Ｙao，1984)．

灰岩，チャート，酸性凝灰岩，緑色岩類などらなります．産出化石から，オリストリスの

大島山部層：砂岩が多く，三畳紀中世〜ジュのレンズ状・ブロック状の岩体を含んでいま

チャートは三畳紀，緑色岩類中の石灰岩は石

ラ紀古世前期の大きなチャート岩体をオリス

す．北東−南西の走向で，北へ傾斜します．

炭紀新世〜ペルム紀，オリストリスを含む基トリスとして含んでいます．泥質岩には，ジ頁岩中には，ジュラ紀中〜新世の放散虫化石

質の泥質岩はジュラ紀古〜中世であることがュラ紀古世後期〜中世中期の放散虫化石群集

を含みますが，石灰岩にはペルム紀のフズリ

明らかにされています．また頁岩や砂岩頁岩が含まれます．

ナや三畳紀のコノドント，ジュラ紀新世の層互層にはさまれる酸性凝灰岩には，ジュラ紀

ばん しょ やま番 所 山 部層：基質の泥質岩にジュラ紀中世後

孔虫や六射サンゴを含むものがあります．まURBAN KUBOTA NO.38｜16

ふ げん だけたチャートは，三畳紀中世とジュラ紀古〜中ン〜サントニアンの放散虫化石は含まれてい普 賢 岳 層が重なっています．大普賢岳層のス

世の放散虫化石を含んでいます．これらの岩ます．久野原層は，白亜紀後半中期に，秩父ラストパイルの形成と山葵谷層のメランジュ体の一部は，オリストリスであると考えられ累帯と四万十累帯の堆積盆地のあいだにあっ形成はジュラ紀新世，高原層の堆積年代は白ています．岩相や年代から，由良地域の中紀た隆起部の北縁部に堆積したオリストストロ

亜紀古世前期〜中期とされています（大和大層群の一部に対比されています．

ームで，陸棚外縁部の堆積物と考えられてい峯研究グループ，1994）《野井子谷層》

ます(掃部，1984)．

こ の ナ ッ プ 構 造 に は ， 北 東 -南 西 方 向 の 軸 を清水町井谷の南東方で，井谷層と四万十帯日③紀伊半島中央部の秩父帯南帯

も つ吉野山アンチフォーム，東西方向の軸を高川層群の湯川層にはさまれて，せまい範囲

1/25万の地質図に見られるように，秩父帯南も つ 天 ヶ 瀬 ア ン チ フ ォ ー ム ， 北 東 -南 西 方 向に分布します．主に頁岩からなる下部層，砂帯の先白亜系（Cs）は，紀伊半島中央部の大の 軸をもつ大峯シンフォームがあり，これら

岩頁岩互層からなる上部層に区分されます．

峰地域にも広く分布しています．ただこの地の褶曲と断層によって，秩父帯の地層の分布

下部層には，チャートや石灰岩の小さな角礫域の秩父帯の構造は特異で，四万十帯の花園が規制されています（大和大峯研究グルーを含んだオリストストロームもみられます．

層の上に，根なし岩体としてナップ状にのっ

プ ， 1994）

白亜紀バランギニアン〜バレミアンの放散虫ているのです．そして三波川帯が欠如し，四④中帯の白亜系

化石が含まれます．

万十帯が直接中央構造線に接しています．こ

中帯には，礫岩，砂岩，砂岩頁岩互層などか《久野原層》のような構造は，デコルマン構造が形成されらなる白亜系が広く分布しています．これら

清水町久野原の南方で，井谷層と二川層にはたあとで断層によって変位し，削剥された結は，前期白亜紀の湯浅層，有田層および西広

さまれて分布しています．おもに含礫泥岩，

果と解釈されています．

層からなる下部と，後期白亜紀の外和泉層群

砂岩，シルト岩からなり，チャート岩体を含この地域の秩父帯は，見かけ上，下位よりスんでいません．頁岩には，白亜紀コニアシア

たか はら

わ さ び だにだい

ラストで境される高 原 層，山葵 谷 層および大と総称される上部に区分されます．地質構造
は ，東 西 の 褶 曲 軸 を も つ 半 波 長 50〜 100ｍ 程

図４･３･１―紀伊半島西部地域の秩父帯地質概略図

URBAN KUBOTA NO.38｜17

度の背斜および向斜を繰リ返し，全体としてれます(小畠･小川，1976．松本ほか，1982)．

礫岩にはじまり，粗粒砂岩，砂岩頁岩互層，

大きな向斜構造をなしています．またこの構《西広層》

厚い砂岩からなる下部と，頁岩からなる上部

造は，南北性の断層で切られています．

有田屑を平行不整合で覆っています．石英質に区分されます．チューロニアンのイノセラ(１)下部白亜系

砂岩ないしアルコーズ砂岩の多い地層で，石ムスを産出します(田中，1985)．

下部白亜系は，西部の湯浅付近に分布し，下炭の薄層をはさみ，多くの汽水性貝化石を産《井関層》

位 か ら 順 に ｢湯 浅 層 ｣｢有 田 層 ｣｢西 広 層 ｣に出します．砂岩や礫岩の組成から，砕屑物は，北谷層に整合に重なります．下位より順に，

区 分 されます．有田層は，白亜系有田統の模主に黒瀬川帯の岩石から供給されたと考えら

下部砂岩層，下部頁岩層，上部砂岩層，上部式地になっています．

れています(宮本，1980）．

頁岩層に区分されています．コニアシアンの《湯浅層》(2)上部白亜系

アンモナイトやイノセラムス，またコニアシ

先白亜系を傾斜不整合で覆い，礫岩，砂岩，

中帯の上部白亜系は，湯浅町から清水町にかアン〜サントニアンの放散虫化石が産出しま

頁岩とこれらの互層からなります．下部は陸けて広く分布します．東西方向で岩相の違い

す(蟹江，1972英．掃部･武富，1982)．

成層で，扇状地性の礫岩と扇状地縁辺で形成が大きいため，地域ごとに別々の地層名で呼《松原層》された砂岩頁岩互層からなるはんらん堆積物

ばれています．層序表では主要な地層名のみ

上松原層を軽微な平行不整含で覆う浅海成のが交互に重なり，上方の三角州成堆積物へと移化します(前嶋，1986)．
アンモナイト，イノセラムス，トリゴニアなそと い ず みを示していますが，これらは「外 和泉 層群」
み

お がわと 総 称 さ れ ま す ． 下 位 か ら 順 に ｢三 尾 川 層 ｣ふた「 北 谷層・上松原層」「井関層・松原層」「二
がわ

と

や じょう

粗粒堆積物からなります．主に粗粒〜中粒砂岩からなり，基底には花崗岩礫を含む礫岩層がレンズ状に見られます．なお金屋の西方にどの動物化石やシダ類，ソテツ類などの植物

川 層」「鳥 屋 城 層」に区分されます．

分 布 す る 御 霊 層 (平 山 ･田 中 ， 1956)は 松 原層

化石を数多く産出し，カキなどの汽水性の貝《三尾川層》に 相当し，この図では，松原層に含めてあり化石を含むことで知られています．これらは，

由良町三尾川西方のごく限られた小地域に分ます．松原層からは，コニアシアンのアンモ

白亜紀前期の汽水域に生息した領石型植物群

布します．チャートなどを含んだ頁岩，砂岩

ナイトやイノセラムスを産出します．

および動物群に含まれます．

頁岩互層からなり，頁岩には，セノマニアン

《二川層》

《有田層》

ないしアルビアン後期の放散虫化石が含まれ下位の松原層に整合で重なります．厚い砂岩

湯浅層に整合に重なっています．礫岩層にはます(Yao，1984)．

と頁岩の互層で，西から東に向かって厚くな

じまり，砂岩層と頁岩層が重なる１つの堆積《北谷層》

ります．下位から，基底礫岩層，下部頁岩層，サイクルをなしていて，それぞれ扇状地成，下位から下部砂岩層，下部頁岩層，上部砂岩

下部砂岩層，中部頁岩層，上部砂岩層，上部

暴浪期の波浪限界以浅の堆積物，沖合堆積物

層，上部頁岩層に区分されます．チューロニ頁岩層に区分されます．下部および中部の頁と考えられています(前嶋，1983)．

アンのアンモナイトやイノセラムスを産出し岩にはイノセラムス，上部の砂岩にはイノセ

アンモナイトや浅海性二枚貝などの化石を多ます(田中，1985)．

ラムスやアンモナイトなどが多く含まれ，そく産出し，白亜紀前期のバレミアンに対比さ《上松原層》

れらの化石から，サントニアン〜カンパニア

図４･３･２―秩父帯から産出する化石ンに対比されます．
《鳥屋城層》
外和泉層群の最上部の地層で，おもに石灰質
ノジュールに富むシルト岩からなり，下位からシルト質頁岩層，シルト質砂岩層，砂岩頁
岩互層に区分されます．アンモナイトやイノ
セラムスなどの化石を多数産出することで古くから知られています．これらの化石から，
カンパニアンに対比されます．
⑤上部白亜系の形成環境
最近，清水北東方の二川層から産出するイノ
セラムスの中に， Inoceramus(P.) cf. rho

m-boides rhomboides や I.(P.)rhomboi

URBAN KUBOTA NO.38｜18

des hei- bei, I.(p.)cycloides vanuxemifo

する白亜系の泉南層群や領家花崗岩類を不整痕が発達し，北東から南西への古流向を示し

rmisが 見 つ か っ ています．これらの種は，四合で覆い，あるいは断層関係で接しています．

ます．アンモナイト，二枚貝，カキ，コダイ

万十累帯寺 杣 層のものと共通しています．寺

和泉層群は，おもに砂岩，頁岩，礫岩，砂岩

アマモなどの化石が産出します．

杣層は前述のように，岩相から外和泉層群の頁岩互層からなり，鍵層となるよく連続する

加太累層：下部は，厚い礫岩砂岩互層，砂岩

松原層および二川層に対比されます．

凝 灰 岩 層 が 多 く 挟 ま れ て い ま す ． 厚 さ 数 100

頁岩互層からなり，上部は，礫岩を伴う砂岩

寺杣層は，イノセラムスと放散虫化石から，ｍ程度の，砂岩がち砂岩頁岩互層と礫岩砂岩

がち砂岩頁岩互層，頁岩がち砂岩頁岩互層か

チューロニアンからサントニアンとされてい互層に始まり，頁岩がち砂岩頁岩互層が重ならなります．いずれも側方への著しい層相変

ます．堆積環境は，陸棚外縁から大陸斜面上る層相変化を繰り返しています．

化が見られます．イノセラムスや二枚貝，植部と推定されています．一方，あとで中屋さ

和泉層群は，主にタービダイトからなる主部物化石が産出します．

んからお話があると思いますが，四万十帯の層と，非タービダイト性の堆積物からなる北信 達 累 層 :下 部 は 厚 層 の 礫 岩 砂 岩 互 層 と 砂 岩

美山層は，チューロニアンからカンパニアン

縁 相 及 び 南 部 相 と に 大 き く 区 分 さ れ ま す (市頁岩厚互層，上部は頁岩がち砂岩頁岩互層な前期の付加体とされています．

川 ほ か ， 1979)． 主 部 層 は ， 上 方 へ の 岩 相 変いし砂岩がち砂岩頁岩互層からなります．

でら そま

このように，秩父帯から四万十帯にかけて少かだ

化 にもとづいて，下位より順に，加太累層，
しん だち

いわ で

こ かわ

岩出累層：砂岩がち砂岩頁岩互層からなり，なくともチューロニアンの地層が堆積してい信 達 累層，岩 出 累層および粉 河 累層の４つの根 来街道沿いで模式的に発達しています．

ます．秩父帯の外和泉層群が瀕海から浅海の累層に区分されています．さらに和泉山脈北粉河累層：砂岩頁岩互層，塊状頁岩，礫岩砂

陸棚に堆積した頃，四万十帯北西縁に位置す

むつ お

縁部の非タービダイト性の地層は六 尾 累層，
なて岩互層からなり，東方に向けて岩相が著しくる寺杣層は，大陸棚外縁か上部大陸斜面にお南縁部の地層は名 手 累層と呼ばれています．

変化します．

ける堆積層を形成していました．そして，こ友ヶ島には加太累層の下位にある友ヶ島累層

六尾累層：礫岩と頁岩からなります．頁岩かの南の大陸斜面下部ないし海溝には美山層がが分布します．

らは，アンモナイト，オウム貝，サメの歯，堆 積 し ， 付 加 体 が 形 成 さ れ て い ま し た (紀 州

和泉層群の地質構造は，和泉山脈西部では，

イノセラムス，巻貝，ウニなど多くの化石が四 万十帯団体研究グループ，1983．1991)．

東へ約40°でプランジする向斜軸をもつ大規産出します．

⑥和泉層群

模 な 向 斜 構 造 を な し ， 中 ･東 部 で は そ の 向 斜

名手累層：主として礫岩，砂岩，頁岩からな

最上部白亜系の和泉層群は，紀伊半島西部の構 造 の 北 翼 の 走 向 ･傾 斜 と 調 和 し た 同 斜 構 造

ります．

和泉山脈から淡路島の南部，四国の阿讃山脈をなしています．また向斜構造の北翼および

以上のように，和泉層群からはアンモナイト

をへて松山市の南西部まで，中央構造線のほ

同斜構造は，一般に北へいくほど緩傾斜になやイノセラムス，オウム貝，巻貝，ウニ，サ

ぼ北側にそって分布しています．また紀伊半っています．

メの歯など，さまざまな種類の化石が産出し島では，五條市以東においても伊勢付近にま友ヶ島累層：主に厚層の砂岩頁岩互層，礫岩ます．これらの化石から，和泉層群は全体とで断続的に分布します．

砂岩互層及び砂岩頁岩互層からなります．フ

してマーストリヒチアンに対比されます．

和泉山脈に分布する和泉層群は，北側に分布

ルートキャストやグループキャストなどの流図４･３･３―和泉山脈における和泉層群の分布図

URBAN KUBOTA NO.38｜19紀伊半島の地質―４

四万十帯
中屋志津男＝和歌山県立大成高校教諭

溶岩の間はハイアロクラスタイトや凝灰岩で紀州四万十帯団体研究グループ(1986)によっ埋められています．石灰岩を含むこともありて，中津村付近の美山層の詳しい地質図が作

無 川 帯および牟 婁 帯に区分されます．日高川

ます．十津川の日高川層群龍神層の緑色岩の成されていて，美山層の地質の特徴をみるこ

帯には，主に白亜紀後期の日高川層群，音無

化学組成は，志井田ほか(1971)によれば，海とができます(図４･４･１〜２)．

川帯には 暁 新 世〜中期始 新 世の音無川層群，

洋性ソレアイトに類似しています．

美 山 層 Ｍ ３ 層 は，八 軒 道 断 層 に よ っ て，三 十

牟婁帯には中部始新統〜下部中新統の牟婁層四万十帯では，層状チャートが多くみられま

井 川 部層と八軒遺部層に区分されます．各層群がそれぞれ分布しています．これらは四万す．一般に厚さ１〜20㎝程度に成層し，おもは 北 傾 斜 の スラ ス ト で 境 され ，図 ４ ･４･２に十累層群と総称され，チャート，緑色岩類，に放散虫遺骸とその破片からなる珪質部に，

示 すように，下部にはやや変形の強いチャー

泥岩，砂岩，礫岩および砂岩泥岩互層の厚い

数 ㎜ 〜 2㎝ 程 度 の 赤 色 な い し 緑 色 の 泥 質 部 をト・緑色岩ユニットを含む地層，その上位に堆積層からなります．

伴っています．赤色のチャートが多く，灰緑は整合関係で，主にに砂岩頁岩互層，砂岩か①日高川帯

色〜暗灰色のものも見られます．

らなる陸源砕屑岩層がのるという層序が組み

日高川層群は，四万十累帯の北半部を占めて緑色頁岩および赤色頁岩は，細粒の凝灰質頁立てられています．各層に含まれるチャート

います．頁砂，岩および砂岩頁岩互層から岩で，弱い成層構造をもっています．チャー

およびマトリックスの頁岩の地質年代は，南な る陸源の堆積物に加えて，チャート，緑色トや緑色岩に伴う場合と，単独の場合があり側に順次若くなる傾向を示します．

岩類，赤色頁岩および緑色頁岩などの遠洋性ます．保存のよい放散虫化石を産することが《龍神層 (カンパニアン〜マーストリヒチアン) 》の堆積物と，酸性凝灰岩を頻繁に伴うのが特あります．

龍神層は，主に頁岩，緑灰色頁岩および頁岩

徴です．これらの地層は，北上位を示しなが(2)日高川層群の層序

がち砂岩頁岩互層からなり，砂岩や砂岩がちら北傾斜のスラストによって，屋根瓦が重な

日高川層群は，有田川および日高川流域では砂岩頁岩互層をはさみます．酸性凝灰岩を頻るように一方向に繰り返し，全体として南ヘ

北から花園層，湯川層，美山層および龍神層

繋に挟み，緑色岩類を伴っています．龍神層

中屋

四万十累帯は，御坊−十津川断層と本
みな ち

おと

宮 − 皆 地 断 層 に よっ て ，北 から 日高 川 帯 ，音な し がわ

む

ろ

ぎょうしん

し しん

けつ

ふく が

地質時代が若くなる構造，いわゆる覆 瓦 構造をなし，付加体と呼ばれる地質体を形成してや けんどうやな せに 区 分 さ れ てい ま す ．各層 は，そ れ ぞ れ梁 瀬
い だに

たか つ

お

か わらごう断 層 ，湯 川断 層，猪 谷 断 層（高 津 尾 −川 原 河
てら そま

み

そ

い がわ

の柱状図を図４･４･４に示します．
日高川流域の龍神層は，徳岡ほか(1981)によいます．またこうした地質体のほか，主とし

断 層 ）で境されます．また寺 杣 層は，日高川

ると，Ｒ 1 〜Ｒ 5 部層に分けられます．十津川て秩父帯の南縁沿いに分布する浅海成の地層帯の北西部に仏像構造線に沿って分布します．

地域の龍神層は，木村(1986)によってＲａ，も日高川層群に属します．

大峰地域には，花園層，美山層，龍神層およＲｂ，Ｒｃ層に区分されています．Ｒａ層とＲｂ

おば だに がわ(1)日高川層群のチャート・緑色岩ユニット

び伯 母 谷 川 層が分布します．各層の地質時代

層の境は，東西によく連統する緑色岩類と緑日高川層群は，付加体形成の際に強い変形をは，主として放散虫化石によってきめられて灰色頁岩からなる鍵層によっています．

受けているため，地層の上下関係や側方へのいます(3章：化石層序)

龍神層の緑色岩類は，厚さ５〜30ｍで，塊状連なりを確かめることがきわめて難しく，岩《花園層 (チ ュ ー ロ ニ ア ン 〜 サ ン ト ニ ア ン ) 》

溶岩，枕状溶岩からなり，赤色頁岩を伴って相層序を立てるのは容易ではありません．し花園層は，砂岩頁岩互層，砂岩および頁岩がいますが，チャートはほとんど見られません．

かし詳しい野外調査によって地層の漸移関係

優 勢 で ， チ ャ ー ト ･緑 色 岩 類 ， 酸 性 凝 灰 岩 が《伯母谷川層 (アルビアン〜チューロニアン) 》

を明らかにし，放散虫化石層序をもとに，緑頻 繁に挟まれます．頁岩は黒灰色のものが多伯母谷川層は，主に砂岩，砂岩がち砂岩頁岩

色岩体の上位にチャートや遠洋性泥岩層，さいのですが，凝灰質の緑灰色頁岩および赤色互層からなり，頁岩がち砂岩頁岩互層を伴っ

らに砕屑岩層が重なるという層序が復元され

頁 岩 も み ら れ ま す ． 花 園 層 は ， 断 層 (ス ラ スています．高原川地域の伯母谷川層には，泥ています．

ト )で境されるH １ 〜H ４ の４つのユニットに区

岩中に秩父帯の地層からオリストリスとして

図４･４･３は，日高川層群美山層にみられる分されます．

由来したと推定される灰白色の石灰岩，緑色

チ ャ ート･緑色 岩ユ ニッ トの 模式 柱状 図で す．

《美山層 (チ ュ ー ロ ニ ア ン 〜 カ ン パ ニ ア ン 前 期 ) 》

岩類，灰白色のチャート，鳥 巣 式石灰岩が含図にみるようにチャート･緑色岩類の下位は，

美山層は，主に頁岩がち砂岩頁岩互層，頁岩，

まれます(大和大峯研究グループ，1992)．

断層で切られています．緑色岩体は，１ｍ程

砂 岩 か ら な り ， チ ャ ー ト ･緑 色 岩 類 ， 酸 性 凝《湯川層 (アルビアン〜チューロニアン) 》

度 の 小 規 模 な も の か ら 数 100ｍ に 達 す る も の

ごま ま だん ざん

灰 岩を伴っています．美山層は，護 摩 壇 山 断あり あい だにかわ はら ごうとり のす

湯川層は，主に厚層の砂岩，砂岩頁岩互層かまでさまざまで，暗緑色ないし暗赤色を呈し，層，蟻 合 谷 断層および高津尾−川 原 河 断層をらなり，頁岩を伴っています．緑灰色の凝灰玄武岩質の塊状溶岩や凝灰岩からできていま境に，北からＭ １ 〜Ｍ ４ の４つのユニットに区質 頁 岩 を 挟 み ま す が ， チ ャ ー ト ･緑 色 岩 類 はす．枕状溶岩を伴っていることが多く，枕状分されます．

み られません．砂岩と砂岩がち砂岩頁岩互層

URBAN KUBOTA NO.38｜20

図４･４･１―中津村付近の美山層(Ｍ 3 )の地質図

図４･４･３―美山層のチャート･緑色岩ユニットの模式柱状図

図４･４･２―三十井川部層の柱状図

図４･４･４―龍神層の柱状図

図４･４･５―寺杣層の柱状図

URBAN KUBOTA NO.38｜21

す やまが優勢な岩相と，頁岩がち砂岩頁岩互層が優められます(図４・４・13)や巣 山 火砕岩(65．2±3．9Ｍa）などの火山活勢な岩相が，数〜20ｍ程度の厚さで繰リ返す《湯川層･伯母谷川層･寺杣層の堆積環境》

動に求められているます(坂本・別所，1992)．

ことが多いようです．また浅海性の二枚貝化

湯 川 層 ･伯 母 谷 川 層 ・ 寺 杣 層 は ， 岩 相 お よ び

内帯における後期白亜紀の酸性火山活動は，石を含む砂岩の異地性岩体がみられます．泥地 質構造が，付加体である花園層・美山層・四万十帯の地層中に，凝灰岩層として残され質岩には炭質物や材化石は含まれません｡

龍神層とは明らかに異なリます．大半が，砂ることになりました．

《寺杣層 (チューロニアン〜サントニアン) 》

岩，頁岩および砂岩泥岩互層など陸源の砕屑②音無川帯

寺杣層は，砂岩，砂岩頁岩互層および頁岩か物からなります．また地質構造においても，

音 無 川 層群は，全層厚2，100ｍ以上に達し，らなり，酸性凝灰岩を挟みます．アンモナイ

湯川層は東西の軸をもつ小〜中規模の褶曲が泥岩，フリッシュ型砂岩泥岩互層，砂岩，礫ト，イノセラムスなどの大型化石と放散虫化

認 め ら れ ， 全 体 と し て 西 に プ ラ ン ジ (褶 曲 軸

岩 ， 緑 色 及 び 赤 色 泥 岩 ･緑 色 岩 か ら な り ， 下

石を多く産出します(図４・４・５)．

が 沈 下 )す る 複向 斜 を な し て い ま す ． 寺 杣 層

位より瓜 谷 累層と羽 六 累層とに区分されます．

(3)日高川層群の形成環境

も西に傾斜する東西の軸をもつ複向斜構造を

音無川帯には，境界断層である本宮−皆地断四万十累帯は，島弧−海溝系で，海洋地殻のしています．いずれも緩く開いた褶曲構造が層や御坊−十津川断層のほかに，規模の大き沈み込みによって形成された付加体として解発達します．

い走向性逆断層(スラスト)として栃 谷 断層，

釈されています．日高川層群のうち，花園層，

これらのことから，湯川層および伯母谷州層

果 無 断層，張 安 断層，古 屋 谷 断層があります．

美山層および龍神層は，ほぼ東西性の帯状構は，アルビアン〜チューロニアンの大陸斜面

ま た ，音 無 川 層群 に は 露 頭 規模 な い し 波 長数

造 を な し ， チ ャ ー ト ･緑 色 岩 類 を 含 み ， 北 傾の堆積物(大和大峯研究グループ，1998)，寺

10数 ｍ の 小 褶曲 が し ば し ば 認 め ら れ る ほ か ，

斜 の覆 瓦 構造を示すことから，粗粒砕層物の杣層はチューロニアン〜サントニアンの前弧

半波長数10〜数100ｍの褶曲が発達します．

供給が少ない海溝部からその大洋側での沈み

海 盆 の 堆 積 物 と さ れ て い ま す (紀 州 四 万 十 帯(1)フリッシュ･タービダイト

込み帯で形成された付加体と考えられます．

団体研究グループ，1983)．

音無川層群には，砂岩と泥岩がリズミカルに

大和大峯グループ(1998)は，美山層Ｍ １ 層に

(4)白亜紀の火成活動と酸性凝灰岩

積み重なった，様々なフリッシュ型砂岩泥岩

ついて，粗粒砕屑物の供給がより顕著な海溝

日高川層群，とくに龍神層や寺杣層には，内互層が発達します．図４･４･６の地層はその１軸部の大陸寄りの場所で，付加体として形成

帯の後期白亜紀の火成活動に由来する火山灰，

つ で ， 印南町 の 海 岸 で み る こ と が で き ま す ．

されたと推定しています．

軽石などが堆積してできた酸性凝灰岩が頻繁

砂 岩 と そ の 上 に 重 な る 泥 岩 で 1 枚 の 地 層 (単龍神層は，花園層や美山層とは岩相がやや異に挟まれます．酸性凝灰岩は，厚さ５〜30cm

層 )を つ く っ て い ま す ． フ リ ッ シ ュ 型 砂 岩 泥なり，緑色岩類にはチャートを伴わず，主にの 単 層 が 数 枚 か ら 数 10枚 程 度 重 な っ て 1〜 数

岩 互層には，級化構造と葉理が図示したよう

遠洋性の頁岩層および頁岩がち砂岩頁岩互層

10ｍの地層をなしていることが多く，珪質でに認められ，内部堆積構造に規則性がありまからなり，酸性凝灰岩層を頻繁に挟みます．

硬く，緑灰色あるいは灰白色を示します．

す ．砂 岩 の 底 面 に は ソ ー ル マ ー ク ， 流 痕 やまた，龍神累層のＲ ２ およびＲ ４ 層には，砕屑

酸性凝灰岩には，石英，カリ長石，斜長石の荷 重 痕 さらに生 痕 化石がみられます．また，物が東から供給されたことを示す古流系が認

結晶片のほか，ガラス片や岩片が含まれます．

斜交葉理部の上面にはリップルマーク(漣痕)

粗粒な凝灰岩には炭質物片が含まれ，陸上噴が発達することがあります(図4・4・15)．こ火に由来することを強く示しています．成層のような地層は混濁 流 から形成されたもの

凝灰岩層には，級化層理や平行葉理，コンボ

でタービダイトと呼ばれています．

リュート葉理などの堆積構造がみられ，ター

フリッシュ・タービダイトには，さらに次のビダイトの特徴をもっていることから，降下

よ うな特徴が認められています．

した火山灰や軽石が再堆積したものと考えら

ⅰ：礫岩や砂岩のような粗粒の堆積岩と，泥れます．

岩やシルト岩のような細粒の堆積岩が互層し，木村ほか(1997)によって，龍神層の凝灰岩にその構成している粗粒あるいは細粒物質の多含まれるジルコンのフィッショントラック年

少によって，砂岩が優勢な砂質フリッシュ＝

代が が測 定 さ れ，69.8±3.7Ｍa，67.5±3.4

砂岩がち砂岩泥岩互層，泥岩が優勢な泥質フＭ aの 年 代 (後 期 カ ン パ ニ ア ン 〜 マ ー ス ト リ

リッシュ＝泥岩がち砂岩泥岩互層，砂岩と泥ヒ チ ア ン )が 得ら れ て い ま す ． 龍 神 層 の 酸 性岩が同程度の割合で互層している等量フリッ

ふく が

図４･４･６―フリッシュ型砂岩泥岩互層とその内部
堆積構造

おと なし がわ

うり だに

は ろく

とち だに

のう ひ

凝灰 岩 の 供給 源は ， 濃 飛 流 紋岩(95−65Ｍa)

はて なし

はり やす

ふる や だにい なみ

りゅう こ んか じゅうこんせい こん

こん だく りゅう

シュ＝等量砂岩泥岩互層に区分されます．

URBAN KUBOTA NO.38｜22

ⅱ：砂岩と泥岩が互層をなす以外は，露頭で図４・４・７―音無川層群とその鍵部層の柱状図

も堆積物の組成に急激な変化や層厚の側方への変化はほとんどみられません．広域的には運搬方向を横切る方向に層厚や堆積物の著しい変化が認められます．
ⅲ：乱堆積層，礫質泥岩，外来岩塊を含む泥岩層があります．
ⅳ：フリッシュの中の化石は比較的まれで，泥岩部の上部は，外洋性か比較的深海の微化石を含むことがあります．
(2)音無川層群の鍵層と層序
うり だに

は ろく

音無川層群の層序区分は，瓜 谷 累層と羽 六 累
層 の 境 界 部 に 認 め ら れ る 特 徴 的 な 岩 相 (鍵 部層)に基づいています．この鍵部層は，図４･４･７〜８示すように，
Ａ：石灰質ノジュールを含む暗緑色ないし暗灰色泥岩層．Ｂ:緑色泥岩・赤色泥岩層．
Ｃ :中 粒 〜 粗 粒 砂 岩 層 ． Ｄ ： 緑 色 泥 岩 ・ 赤 色
泥 岩 層 ． Ｅ :細粒 〜 中 粒 砂 岩 と シ ル ト 岩 の 細互層．Ｆ：厚さ５〜20㎝に成層する砂岩優勢の砂岩泥岩互層．Ｇ：泥岩優勢の砂岩泥岩互層からなります．この鍵部層は，シークエンスの一部を欠く場合もありますが，よく連続して追跡でき，音無川層群の有効な鍵層となっています．この鍵部層のＤ層以下が瓜谷累層，Ｅ層から上位が羽六累層です．
(3)音無川層群の岩相
音無川層群は，さまざまな規模の走向性の北傾斜逆断層と過褶曲によって，同一層準の地

図４・４・８―印南町丸山の地質図（音無川層群の鍵部層）

層が繰り返し，複雑な地質構造をなしています．しかし上述した鍵部層の追跡により，地質構造が解析され，層序が組み立てられています(図４･４･７)．
瓜谷累層は，主として暗灰色および緑色の泥岩からなリ，上部の一部に赤色泥岩や緑色岩(枕状溶岩を含む)を伴う，半遠洋性ないし遠洋性の堆積物からなります．
羽六累層は，フリッシュ型砂岩泥岩互層，砂岩および礫岩からなります．さらに羽六累層
は，主に泥値ないし等量フリッシュからなる下部層と，砂質フリッシュ，砂岩層および礫岩層を主とする上部層に区分されます．

URBAN KUBOTA NO.38｜23

羽六累層下部層は，厚さ数〜10数ｍの等量な羽六累層は，上方に細粒・薄層化を示す地層に基づいて，紀州四万十帯団体研究グループ

いし砂質フリッシュに始まり，泥質フリッシ

を繰り返しながら，全体として上方に粗粒・によってまとめられています．

ュが重なる上方薄層・細粒化を示す地層と，厚層化する岩相をしています．はてなし団体

松 根 −平井断層以北の牟婁層群は，下位から

砂質フリッシュに始まり，泥質フリッシュが研究グループ(1980)によると，古流系は，下安 川 累層，打 越 累層および合川累層に区分さ重 な る 上 方 薄 層 ･細 粒 化 を 示 す 地 層 か ら な り

部層では北ないし北東から，上部層では北東れます．また同断層以南は，下位から和 深 累ます．

ないし東からの流れを示します(図４･４・13)．

層，三 尾 川 累層および下 露 累層に区分されま

羽六累層上部層は，厚さ数〜10数ｍの砂岩層

羽六累層の堆積深度は，生痕化石群集から半す．牟婁層群の岩相は，松根−平井断層を境・砂質フリッシュに始まり，泥質フリッシュ

深 海 と 推 定 さ れ て い ま す （ Nakazawaにしてやや異なるので別々の累層名がつけらが重なる上方薄層・細粒化を示す地層，あるetal, 1980 )．

れたものですが，累層区分はそれぞれ対応しい は 厚 層 の 礫 岩 層 ･成 層 砂 岩 に 始 ま り ， 等 量

したがって羽六累層は，大陸斜面下部から海ておリ，1/25万地質図でも同一の色で表示しな いし泥質フリッシュが重なる上方薄層・細溝付近に形成された海底扇状地堆積物で，最てあります．

粒化を示す地層を繰り返しながら，全体とし上部の厚い礫岩層はチャネル堆積物と考えら

なお武 住 谷断層およびダマ断層以北の牟婁て上方に粗粒・厚層化します．最上部には，れます．音無川層群の鍵部層は，瓜谷累層の帯北縁部の牟婁層群は，従来は，合川累層に泥基質の礫岩や泥岩を伴う厚い礫岩層が発達

海溝充塡堆積物から羽六累層の海底扇状地堆含められていました．しかし福田(1996)，はします(図４･４･７)．

積物へと，堆積環境が変化したことを反映してなし(Ⅱ)団体研究グループ(1995)などの調(4)音無川層群の堆積環境たものです．

査によって，南側の牟婁層群とは衝上断層に瓜谷累層は，上述のように遠洋〜半遠洋性の

③牟婁帯

まつ ね

やす がわ

うち こし

わ ぶか

み

と がわ

しも つゆ

ぶ じゅう だによって境され，牟婁層群の中でも古いタイプ
むろ

本宮−皆地断層以南は牟 婁 帯と呼ばれ，始新の放散虫化石が産出することが明らかになり群には，覆 瓦 構造が認められることから，瓜統〜下部中新統の牟婁層群が広く分布します．

ました．それで1/25万地質図では安川累層に

谷累層は海溝充填堆積物と考えられます．

牟婁層群の層序は，1970年代までの研究成果含めました．

堆積物で特徴づけられます．さらに音無川層
ふく が

図４･４･９―牟婁層群の柱状図

URBAN KUBOTA NO.38｜24

(2)松根−平井断層以北の牟婁層群《合川累層》《安川累層》

主に泥岩，泥岩がち砂岩泥岩互層からなり，は紀 美 谷 背斜，平瀬−鮎川断層と松根−平井

泥質フリシュ，等量フリッシュを主とし，成粗粒砂岩，礫岩及び含礫泥岩がしばしば挟在断層の間は，打越背斜と合川複向斜で支配さ層泥岩及び砂質フリッシュを伴います．最下

します．側方への岩相変化が著しく，多くのれています．

部に石灰質泥岩の団塊をふくむ暗灰色の成層

場合，急激に層厚を減じています．一部に緑

紀美谷背斜は，北東−南西の軸をもち，北東

泥岩があり，一部に緑灰色の泥岩を挟みます．

灰色の泥岩が挟まれ，石灰質の団塊を含むこにプランジします．打越背斜は，北翼が北傾岩相からＹ １ 層とＹ ２ 層に分けられます．

とがあります．合川累層はＫ １ 層からＫ ５ 層に斜で北上位の地層，南翼は北傾斜南上位の逆《打越累層》

分けられます．

転層です．やや湾曲しながら東西にのびる褶

塊状ないし厚層の粗粒砂岩，砂質フリッシュ(3)松根−平井断層以南の牟婁層群曲で，大塔山付近から安川に沿って打越を通及び礫岩が優勢で，粗粒な砕屑岩層に富んで《和深累層》

り，深谷の西に達します．

います．フリッシュ型砂岩泥岩互層には，ソ

和深累層は，主に泥岩及び泥質フリシュからールマーク，生痕，級化成層，平行葉理，斜なり，砂岩がちないし等量のフリッシュ型砂

坂 向斜からなる複向斜で，北東一南西にのび，交葉理などタービダイトの特徴を示す堆積構

岩泥岩互層，砂岩及び礫岩層を伴っています．

南西にプランジする褶曲軸をもっています．

造がよくみられます．塊状砂岩は細礫ないし《三尾川累層》

向斜の軸部には合川累層が広く分布します．

中礫を含む粗粒の砂岩からなリ，しばしば泥厚層砂岩，砂質フリッシュおよび礫岩層を主

松根−平井断層以南では，和 深 背斜がこの地

岩片が密集して含まれます．礫岩層は合川向とし，泥岩および泥質フリッシュを伴ないま域の地質構造を支配しています．また佐本断斜部で厚く，かつ頻繁に挟まれます．全体とす．粗粒砂岩と礫岩層が厚く，粗粒な岩相をして，西方に層厚がやや減じ，同時に礫岩や示 します．中部に厚いフリッシュ型砂岩泥岩

粗粒砂岩が優勢となります．

互層と成層した泥岩を挟む点で，松根−平井(1)牟婁層群の褶曲と断層
ひら せ

牟婁層群の地質構造は，平 瀬 −鮎川断層以北
き

み だに

ゆ

や がわ

はっちょう

合川複向斜は，大峰向斜，熊 野 川 背斜，八 丁
ざか

わ ぶか

あ ざし

層や安 指 断層などの北東一南西走向の断層とす

さみ

くち わ ぶか

そうたに

周 参 見 背斜および口 和 深 向斜，惣谷 背斜など
中規模の褶曲が発達しています．

断層以北の打越累層とやや岩相が異なってい

図４･４･10―枯木灘海岸の牟婁層群下露累層（中平見付近並びに双島）の地質と礫種構成および古流向URBAN KUBOTA NO.38｜25

ます．三尾川累層はＭ １ ，Ｍ ２ ，Ｍ ３ 層に分けもので，堆積盆が不安定化・浅化した頃に，(5)主な礫岩層の礫種構成

られます．

サラシ首層の下位の地層が崩壊をおこし，固地層に含まれる砕屑物は，それらを供給した《下露累屑》

結度の高かったものは角礫化し，低かったも後背地の様子を知る手がかりを与えてくれま

泥岩，砂岩，フリッシュ型砂岩泥岩互層，礫のは流動変形をおこしながら，海底の泥質堆

す．とりわけ礫岩は，多くの確実な情報をも

岩および含 礫 泥 岩 など，柱状図に示すように

積 物 を ま き こ ん で 運 搬 ･堆 積 し た も の と 考 えたらします．図４･４･12は，四万十累層群の多様な岩相からなり，Ｓ１層からＳ６層までられています(久富ほか，1980)．

主要な礫岩層の礫種構成を示します．日高川

細分されます．全体として泥岩が優勢なので

中平見海岸には，サラシ首層の上位に斜交葉層群龍神層の礫岩には，堆積岩類と石英安山

すが，礫岩，含礫泥岩および粗粒砂岩が頻繁

理がよく発達し，浅海型の生痕を多産する粗岩 ･流 紋 岩 な ど の 酸 性 火 山 岩 類 の 礫 が 多 く 含に挟まれます．

粒砂岩や，中礫ないし巨磯からなる厚さ２〜

まれます．音無川層群羽六累層では，このほ(4)牟婁層群の堆積環境と｢さらし首層｣５ｍの礫岩層が挟まれます．これらは，海底かに石英片岩や緑色片岩などの結晶片岩礫が串本町田 子 や中 平 見 の海岸には，泥質の基質の急崖が崩壊して起こった海底土石流による普遍的に含まれるのが特徴です．

中に，大小の砂岩や泥岩，ときに礫岩の角礫堆積物と考えられています．

牟婁層群では，安川累層を除く各層に頻繁にないし亜角礫を無秩序に多く含んだ特異な含牟婁層群は，フリッシュ型砂岩泥岩互層，砂礫岩が挟まれます．粗粒砂の基質の中に中礫角礫泥岩層がみられます．この含角礫泥岩層

岩，泥岩及び礫岩の厚い地層からなり，日高〜大礫，ときには巨礫の円礫・亜円礫が含まのうち，基質の泥岩部が浸食されてできたの川層群や音無川層群下部で見られたような緑れることが多く，牟婁層群の上部にあたる合が田子や中平見海岸の景観です．この礫岩層

色岩やチャート，石灰岩，酸性凝灰岩などを川累層・下露累層では，含礫泥岩や含角礫泥は，原田ほか(1964英)や紀州四万十帯団体研

全く含みません．これらのことから，牟婁層岩を伴っています．礫種としては，砂岩，頁

突 グ ル ー プ (1968)に よ っ て ｢サ ラ シ 首 層 ｣と群は前弧海盆の堆積物と考えられているわけ

岩などの堆積岩類，流紋岩，石英安山岩など

呼 ばれることになりました．

ですが，さらし首層は，その堆積物を示す1の酸陸火成岩類が多く，花こう岩類も普遍的

サラシ首層は，牟婁層群の末期に形成されたつの象徴といえるかも知れません．

に含まれます．

がん れき でい がんたこ

なか ひら み図４･４･11―オーソコーツァイト礫とその顕微鏡写真

図４･４･12―四万十帯礫岩層の礫種構成

図４・４・13―日高川層群龍神層および音無川層群羽六累層の古流向URBAN KUBOTA NO.38｜26

(6)黒潮古陸ァイト礫の砂粒には，２次成長を示すダスト

古 陸 と 名 付 け ら れ ま し た (紀 州 四 万 十 帯 団 体

ところで牟婁層群には，オーソコーツァイト

リング(写真)がよくみられます．砂粒はよく研究グループ，1970．原田･徳岡，1974)．

と呼ばれる砂岩礫が含まれるのが特徴です．

円磨され，角ばった砂粒や，やや角ばった砂なお古流向の計測においては，四万十帯の屈オーソコーツァイト礫は，平瀬一鮎川断層以

粒は全く含まれません．

曲 変 形 (第 5章)に 伴 う 補 正 が 必 要 に な っ て き

南の地層中には数〜20％程度の割合で普遍的

これらの特徴は，オーソコーツァイト礫が大ましたが，この補正を行ったとしても，牟婁に含まれ，南部ほどより多く含まれます．と陸的な乾燥気候下で，花崗岩・片麻岩・まれ

層群の古流系では太平洋側からの要素を否定

くに枯木灘海岸地域の下露累層ではオーソコに堆積岩などが，きわめて長期間にわたってすることはできません．

ーツァイト礫の含有量，礫径がともに大きく

浸 食 ･風 化 さ れ る こ と に よ っ て 生 じ た 風 成 砂

その後，四万十帯の研究が進展する中で，白なる傾向がみられます．この地帯の礫の大きに由来するものであることを示しています．

亜系の一部から海洋地殻の沈みこみに伴う付さは，親指大のものが多く，なかには握りこ

牟婁層群のフリッシュ型砂岩泥岩互層には，加堆積体が認めれるようになりました．晩年

ぶし大のものまであります．

カレントクレスセントカスト，フルートカスの原田先生は，黒潮古陸は，南の太平洋側に

オー ソ コ ーツ ァイ ト 礫 は， 徳岡･別 所(1980)

ト，プロッドカスト，グルーブカストなどた

島弧列をなして存在し，北側の大陸と南側のによって詳細な研究がなされています．オー

くさんの流痕が広い地域に認められます．こ島弧(黒潮古陸)の間には，四万十の海が広が

ソコーツァイトは，石英が95％以上を占める

れらの流痕から求められた牟婁層群の古流系っていた．この海は，陸源堆積物と海洋性の砂岩で，その多くは，砂粒の殆どが完全なまは，東ないし北東からの流れに加えて，南な

岩石(緑色岩・チャート)を混在せしめる現在

でに円磨されています．礫の大部分は，塊状

いし南東からの古流系が存在することを明らの海溝のような機構をそなえていた可能性がの砂岩ですが，弱い平行葉理や級化構造が認かにしています(図４･４･14)．

あり，四万十の白亜系は，海溝を伴う縁海にめられるものもあります．礫の色は，灰白色

これらの事実から，かつて四万十帯の太平洋堆積し，北側の大陸に順次付加・合体していや赤色・赤紫色のものが多く，このほかにも側には，オーソコーツァイト礫を含む砕屑物

ったのではないか，という想定をされておら様々な色調のものがあります．オーソコーツの供給域が存在したとされ，この陸域は黒潮れました．

図４･４･14−牟婁層群の古流向図４･５･15−流痕(①〜⑤)と漣痕(⑥)

URBAN KUBOTA NO.38｜27

紀伊半島の地質―５

田辺群層・熊野層群
寺井一夫＝和歌山県立日高高校教諭

古くからの名湯として知られる白浜の谷部層からは，中期中新世の示準化石となっ断面をしています．さらに幅数mm〜数cmの泥中心は，湯崎半島と呼ばれる小さな半島にあている浮遊性有孔虫化石が産出しています．

岩が網目状に地層中に入り込み，地層の一部

ります．千畳敷や三段壁など美しい景観をつ

この時期は，大規模な海進(西黒沢海進)のあがダイアピルの中に取り込まれ，不規則な境

くる白浜周辺の堆積岩は，長い年月を経てよった時期として知られています．

界を形成しています．

寺井

は

や

おお ぼう

うやく岩と呼べるほどの硬さになったばかり

田辺市北の芳 養 から大 坊 付近にかけては，田ダイアピルの中心部は，図では含礫砂岩としの岩石で，紀伊半島に分布する堆積岩の中で辺層群の基底礫岩層が見られます．この基底てある黄色の部分で，砂粒を多く含んだ泥質は，最も新しい時代に形成されたものです．

礫岩層は，陸上で侵食を受けていた牟婁層群岩からなり，角礫(一部は円礫)が密集した部

これらの岩石を含む一連の地層は田辺層群とが沈降し，その上に田辺層群の地層が堆積し分もあります．写真では，中央部の円柱状の呼ばれますが，同じような地層は紀伊半島のたことを物語っています．この礫の中には，茶褐色の大部分が石英の砂粒からなる砂岩の南西部にも分布し，これは熊野層群と呼ばれ

直径１ｍ以上の角ばった形のものがたくさん岩脈です．この岩脈には，砂粒の流動を示す

ます．田辺層群と熊野層群は，四万十累層群目につきます．さらにこうした巨礫を含む基流線構造がはっきりと認められます．

を明瞭な傾斜不整含で覆い，熊野層群は，大底礫岩層が不規則な分布を示すことから，背田辺層群下半部の朝来累層は，礫岩・砂岩と

峯酸性岩類と熊野酸性岩類に覆われるか，貫後の急峻な崖をなした後背地から，巨礫を含泥岩の地層からなり，上半部には厚い泥岩層

入をうけています．

む土石流堆積物が谷を埋積したような形態がが堆積しています．朝来累層の泥岩は，堆積①田辺層群

復元されます．

の初期には，砂に比べて未固結状態が長く続

南部の岩屋谷部層は，前浜から外浜にかけていたと思われますが，そうした状態の上に，の砂浜海岸の環境で形成された砂質堆積物か

厚 い 礫 岩 ･砂 岩 層 と 砂 岩 泥 岩 互 層 か ら な る 白状に分布し，富 田 川 河口部には富田向斜，田らできています．万呂部層と飛曽川部層は，浜累層が短期間に堆積します．

辺湾には田辺向斜があって，西に緩く傾く半朝来累層の堆積時に形成された扇状地〜デル

その結果，砂層は泥層に比べて間隙水が早く盆状の構造をしています．また湯崎断層，大タ成の礫質堆穫物．郷地谷部層は，その後，失われるため，両者に密度の逆転が生じ，荷宮断層など東西方向の断層が見られます．

急激で大規模な海水準の上昇に伴って，陸棚重圧が加わってきわめて不安定な状態になり

田辺層群は，図４･５･１に示すように礫岩，

沖合いの環境下で堆積した泥岩層と考えられます．こうした条件下で封圧状態が破れると，砂岩，泥岩および砂岩泥岩互層からなり，最ています(田辺団研，1992，1993)．

下位にあった相対的に密度の低い泥が流動化

大層厚は約1，500ｍに達します．

一方，白浜累層には，堆積環境を示す大規模

し，上昇し始めると考えられます．ダイアピ

田辺団体研究グループ(1984，1992)によれば，な斜交葉理や，リップルマークなどさまざま

ルは，白浜累層の地層に割って入り，その通田辺層群は朝来 累層と白浜累層に区分されまな推積構造が見られます．浅海の波浪の卓越路にあった地層は壌され，一部は角礫となっす．朝来累層は，主として礫岩および泥岩かした場での堆積物であることを示す証拠の一た考えられます．ダイアピル内部の流動速度

らなり，砂岩，秒岩泥岩互層を伴います．

つが，ハンモック斜交成層と呼ばれる堆積構に応じて，泥を主とする細かい粒子からなる

さらに朝来累層は，岩相と堆積相にもとづい造です．これは，台風のような嵐の際の激し部分や，粗い粒子からなる部分が形成されまて，岩 屋 谷 ，万 呂 ，飛 曽 川 ，郷 地 谷 の各部層

い波浪でつくられます．また白浜累層の上半した(清水，1985)．

に分けられます．しかし各部層とも側方への部には，大規模なプラナー型斜交葉理が発達形成のきっかけは，ダイアピルや泥岩岩脈の岩相変化が著しく，このうち万呂部層と飛曽し，ヘリンボーン構造や泥のドレイプ（葉理分布と密接に関連している弧状岩脈の貫入の川部層は，郷地谷部層中に尖滅します．

に沿う泥のはさみ）を伴う潮流起源の砂岩層可能性が高いと考えています(４章６節)．

白浜累層は，砂岩，礫岩，砂岩泥岩互層を主が卓越しています．

白浜の権現崎や古 賀 浦 には，天然記念物に指とし，泥岩および含角礫泥岩を伴います．岩《ダイアピル･泥岩岩脈》

定されている泥岩岩脈があります．これらは相により，下位からＳ 1 〜Ｓ 5 の部層に区分され田辺層群には，含角礫泥岩からなるダイアピ

礫まじりの泥からなり，ダイアピルの一部がます．各部層は，下半部が主として砂岩と砂

ル と 泥 岩 岩 脈 が 見 ら れ ま す ． 図 ４ ･５ ･３ は周囲の地層中に入り込んでできた岩脈と考え田辺層群は，1/25万地質図に示されるように
みな べ

ひ

き がわ

北は南 部 から南は日 置 川 河口まで，ほぼ半円
とん だ がわ

あ っ そ

いわ や だに

ま

ろ

ひ

そ がわ

ごう ち だに

いち え

こ

が うら

岩がち砂岩泥岩互層，上半部が主に泥岩がち

市 江 崎海岸のダイアピルの産状です．図にはられます．同じような岩脈は，田辺湾の周辺

砂岩泥岩互層および泥岩からなります．

砂岩泥岩互層の中に，岩脈と記したいろいろにも多く見られます．

《田辺層群の堆積環境》

な岩体が入り込んでいる部分がありますが，②熊野層群

田辺層群からは，貝化石や植物化石のほか有これがダイアピルです．大小さまざまな砂岩

熊野層群は，1/25万地質図にみるように熊野

孔虫化石が多く産出します．朝来累層の郷地

や泥岩の角礫を含み，全体としては楕円状の酸性岩体を取り囲むように分布しています．

URBAN KUBOTA NO.38｜28

地層は，この岩体に向かって10°〜20°傾斜し

図４･５･１―田辺層群の模式柱状図

図４･５･２―熊野層群の模式柱状図ていて，全体としては北東―南西方向の軸をもつ舟底状の形になっています．北部では，
いた や

ふう でん

紀和町板 屋 ，風 伝 峠を通る板屋断層が西北西―東南東に延び，熊野層群を大きく切っています．南都では，東北東一西南西に延びる褶
曲が発達しています．
熊野層群は，泥岩，シルト岩，砂岩泥岩互層，
砂岩および礫岩からなり，石炭層を挟在しま
す ．層 厚 は ，北 部 で 約 1,500ｍ ，南 部 で は 約
4,000ｍ に 達 し， 南 に 向 か っ て 急 激 に 厚 く な
り ます．岩相は，熊野川町宮井付近を境に異な り ま す ．図 ４･５ ･２ に 示 すよ う に ，北部 で
こ ぐち

み

つ

の

は ，下位から大沼累層，小 口 累層，三 津 野 累層に区分され(千々和・富田：1981英)，南部
しも さと

しき や

では下 里 累層，敷 屋 累層および三津野累層に区分されます(久富：1981)．
敷屋累層最上部にあたる串本町植松の海岸では，有孔虫や貝化石を含む石灰岩と石灰質泥岩の互層が挟まれます．この互層は厚さ10〜50cmに成層し，級化や葉理が発達し，タービ
ダイトの特徴をもっています．この石灰質タービダイトからは，中期中新世の示準化石とな っ て い る 有 孔 虫 化 石 を 産 出 し て い ま す (西村･三宅：1973ほか)．
熊野層群の敷屋累層は，その上部の一部が潮岬火成複合岩体とは指交関係にあります．さらに，南南東から北北西へのスランプ構造や

図４･５･３―市江海岸の泥岩岩脈・ダイアピル

古流系，含角礫泥岩層に含まれる火山岩礫の存在から，熊野層群堆積時には潮岬地域は火成活動を密接に伴う活発な隆起の場であったと考えられています(久富･三宅：1981)．
三津野累層には，頻繁に石炭層が挟まれてい
ま す ． 炭 層 の 厚 さ は 10〜 数 10cm程 度 あ り ,熊しこ

野川町志 古 や宮井周辺を中心に無煙炭を産しました．また熊野層群(主に三津野累層)には，黄銅鉱と黄鉄鉱を主とする裂か充てん鉱脈鉱床が数多くみられ，古くから銅，金，銀の鉱山として採掘が行われていました．那智勝浦
みょう ほ う町の 妙 法鉱山や三重県紀和町の紀州鉱山
は ， 1970年代初頭まで稼行していました．

URBAN KUBOTA NO.38｜29

紀伊半島の地質―６

中新世の火成岩類
中屋志津男＝和歌山県立大成高校教諭①潮岬火成複合岩体のブロックを伴って貫入します．これは，地

いだし，白倉・川迫川・洞川岩体の順に貫入

中屋

中期中新世の火成岩類は，潮岬火成複下に塩基性分化岩体が形成されており，そのしたと推定しています．

合岩類，大峯酸性岩類，熊野酸性岩類が広く

一部がブロック化し，マグマの残液とともに大峯花崗岩類の主構成鉱物は，石英，カリ長

分布しますが，まず潮岬火成複合岩類から始上昇貫入したものと考えられています．

石，斜長石，黒雲母で，そのほか普通角閃石，

めます．この火成岩類は，三宅(1981)によっ

グラノフィアーや石英斑岩は，普通輝石はん

シソ輝石，普通輝石を含んでいます．村田て詳しく研究され，火成活動史がまとめられれい岩のブロックを含みながら，玄武岩質溶（1982，1984）は，岩石学的な特徴に基づいて，ています．潮岬火成複合岩体は，図４･６･１

岩や粗粒玄武岩に貫入しています．それに引大峯花崗岩類をIタイプとSタイプの花崗岩にに示すように，酸性岩および塩基性岩がそれき続いて，多くの粗粒玄武岩岩脈がグラノフ

区分し，Ｉタイプは，大陸地殻を構成する火ぞれを互いに伴い，噴出岩と貫入岩が交互にィアーや石英斑岩を貫き，フェルサイト岩脈

成岩類の部分溶融から，Ｓタイプは，泥質堆活動した火山―深成岩体をなしています．

がこの粗粒玄武岩の岩脈を貫いています．

積岩の部分溶融によって生じたマグマから形

潮岬には，噴出岩として枕状溶岩を含む玄武②大峯酸性岩類

成 さ れ る と して い ま す ．そ して 法 力 峠 岩 体は岩質溶岩および火砕岩類，貫入岩として花崗大峯酸性岩類は，大峰山脈の主稜線沿いに南Iタイプ，それ以外の花崗岩体はSタイプとし斑岩，グラノフィアーなどの酸性岩がみられ，

北約45㎞にわたって点在します．この酸性岩ています．

そのほか粗粒玄武岩中にはんれい岩が捕獲岩

体は，優白色の花崗岩や花崗閃緑岩などの深③熊野酸性岩類として含まれます．このうち噴出岩と火砕岩

成岩体と，花崗斑岩および石英斑岩の岩脈か三重県尾 鷲 市から和歌山県那智勝浦町にいた類は，熊野層群敷屋累層の上位に整合的に重らなります．

る延長約60kmにわたって分布する酸性火成岩なり，一部はそれと指交関係にあります．
大島の流紋岩質火砕岩層は淘汰不良の凝灰角

ほう りきとうげ

どろ がわ

深成岩体は，北から法 力 峠 岩体（洞 川 岩体，
しらくら

こ う せ

しん

白 倉 岩 体 ），川 迫 川 岩 体，白 川 八 丁 岩 体，深
せん

しら たに

おく ち がわ

お わせ

体です．この火成岩体は，下位より神ノ木流
紋岩，流紋岩質凝灰岩，花崗斑岩の３つの岩
こう

礫岩と結晶凝灰岩の互層からなり，水中火砕

仙 岩体，白 谷 ―奥 地 川 岩体などがあり，この相 に 分 け ら れま す ．1/25万 分地 質 図 で は，神流堆積物と考えられています．さらにシソ輝

うち最大のものは深仙岩体，次いで法カ峠岩ノ 木 流紋岩と流紋岩質凝灰岩とは一括して示石流紋岩が流紋岩質火砕岩を貫いています．

体，川迫川岩体が比較的規模の大きな岩体でしました．花崗斑岩の岩体は，神ノ木付近を潮岬では，最初に流紋岩質火砕岩の活動があす．大峰山脈の地下には大規模な花崗岩体が境に北岩体と南岩体に分けられます．

り，次いで玄武岩溶岩が噴出します．玄武岩

存在すると考えられています(志井田，1989)．

熊野 酸 性 岩の 噴出 機 構 は， 荒牧･羽 田(1965)

質溶岩層の下部は斑状玄武岩と石灰質泥岩の村田(1984)は，白倉岩体(法力峠岩体南部)はにまとめられています．それによると，神ノ互層，上部は無斑晶玄武岩からなります．

川迫川岩体によって貫かれており，さらに洞

木流紋岩は，熊野酸性岩の分布域中央部に長さらに潮岬では，角閃石粗粒玄武岩類が，カ

川岩体(法力峠岩体北部)中には，川迫川岩体

さ 10㎞ ， 幅 5㎞ に わ た っ て 分 布 す る ほ か ， 花

ンラン石はんれい岩類や普通輝石はんれい岩起源と考えられる包有物が存在することを見崗斑岩の南岩体の西縁部や北縁部などに分布

図４･６･１―潮岬・大島の地質図

の

ぎ

します．
神ノ木流紋岩は，熊野層群堆積後に，大部分が陸化した熊野層群の堆積盆地の中央部近くに生じた北東ー南西方向の割れ目から噴出した溶岩流であると考えられています．
流紋岩質凝灰岩は，地形的には花崗斑岩の縁辺沿いに，花崗斑岩の急崖の裾の部分やその下の緩やかな斜面を形成しています．この凝灰岩は，花崗斑岩とは低〜中程度の角度で接することが多く，上位に重なる花崗斑岩とは
見かけ上漸移関係にあるか，まれに疑灰岩が花崗斑岩に貫かれています．
流紋岩質凝灰岩は，神ノ木流紋岩とは不整合
か，一部で貫入関係を示し，花崗斑岩に先立って噴出したと考えられています．この凝灰URBAN KUBOTA NO.38｜30

岩は，層理が明瞭な軽石凝灰岩と層理の不明を含みます．軽石片も普遍的に認められ，ほか，1989)．

瞭な凝灰岩に分けられ，前者は降下火山砕屑

とんど変質していない黒色泥岩や砂岩の角礫⑦火成活動の時期

物，後者は溶結凝灰岩と考えられています．

を多量に含んでいることもあります．

潮岬の北西岸では，熊野層群敷屋累層中部の花崗斑岩の形成については，凝灰岩の噴出の古座川弧状岩脈は，古座峡に沿つてほぼ東西礫岩層に，大礫ないし巨礫のシソ輝石流紋岩

のち，マグマがマグマ溜りのやや下部から割に走り，弧の内側へ向かってやや高角度で傾の角礫が無秩序に散在します，この礫には，れ目を通つて地表に溢れ出し，上に開いたじ

斜しています．長さ約27㎞，幅は500〜800ｍ

柱状節理の形態をもつものも見られるので，ようご状の巨大な火道の大部分を満たした．

に及ぶ半弧状の貫入岩体です．この弧状岩脈

敷屋累層堆積時には，すでにシソ輝石流紋岩

地表に溢れ出たマグマは，南と北に２つの巨は，基盤岩内に生じた割れ目にそってマグマの活動がすでにあったと考えられ，潮岬火成

大な溶岩湖を形成し，かなり急速に冷却固結が上昇し形成された岩脈で，流紋岩質結晶凝複合岩体の活動は，熊野層群堆積時から始まして花崗斑岩になったと考えられています．

灰岩とこれを貫く黒雲母花崗斑岩からなる複っていることが分かります．

④南北性の火成岩脈と熱水変質帯

成岩脈です．流紋岩質結晶凝灰岩は，塊状無大峯酸性岩類と熊野酸性岩類は，四万十累層

火成岩脈には，串本町の橋杭岩のように，南層理の凝灰岩で，新鮮な露頭では暗緑灰色を群や中部中新統の熊野層群に貫入しているの北に直線状に延びる長さ数ｍから１km程度，呈し，風化すると褐色になります．しばしばで，中期中新世以降と考えられます．大峯酸

最大20ｍ幅の石英斑岩の岩脈がみられます．

数10ｍの高さの大きな崖や，浸食から取り残性 岩 の 放 射 年 代 は ，12.6〜 14.3Ｍ a前 後 の 測

これらの岩脈群や大峯花崗岩体と密接に関連された尖塔状の地形をつくります，天然記念

定 値 が得 ら れ てお り ， ほぼ14Ｍa前 後 と考 えむしして，南北にのびる熱水変質(変成)帯が形成

物の古座川の虫されています．とくに大峯花崗岩類に伴う熱化構造がみられることがあります．

水変質帯(大峯変質帯)の規模は大きく，大峰岩のように，蜂の巣状の風られます．熊野酸性岩はＫ-Ａr年代が14Ｍa，ジルコンＦＴ年代が13.37〜16.2Ｍaの値が報

みろ

枯木灘弧状岩脈は，海岸沿いに江住から見 老づ

告 されています．紀伊半島南部を中心にした山 脈 沿 い に 南 北 約 40㎞ ,幅 約 10㎞ に 達 し ， そ

津 をへて周参見にのびる岩脈で，流紋岩質結大 規 模な 酸 性 の 火 成活 動 は ， 中 新世 の1,400の南限は板屋断層に切られます（志井田ほ

晶凝灰岩が，断統的に牟婁層群に高角度で貫万年前頃に発生していたのです．

か ， 1989)．また，四村川上 流から古座川 上

入しています．この岩脈の北西延長部では，

はっちょう こ しか流域にいたる変質帯は八 丁 涸 漉 変質帯(原田
す

さ

み

え すみ

ほ か ， 1967)，周 参 見 か ら 江 住 に か け て も同

ダイアピルや泥岩岩脈群に連なります．
えびす し ま戎 島 で は ， 図 ４ ･６ ･２ に 見 る よ う に 岩 脈 の様 な変質帯が分布し，これは琴の滝変質帯と内 部構造が観察できます．ここでは流理構造呼ばれます．

が発達する凝灰岩と，泥岩，砂岩あるいは互これらの熱水変質帯では，岩石の硬化や白色層の角礫が多量に含まれる石質凝灰岩がみら化が著しく，変質鉱物としては石英，緑泥石

れますが，角礫はほとんど変質をうけていまが普遍的に含まれます．さらに紀伊半島南部

せん．この岩脈は，前述の南北性の石英脈をに発達する北北西一南南東方向の節理と石英

きるとともに，石英脈の発達した泥岩を捕獲

脈群は，これらの南北性岩脈群と変質帯に密岩として含むことから，凝灰岩岩脈の貫入前接に関連しています．

に石英脈群が形成されていいたことを示して

⑤弧状岩脈

います．

熊野酸性岩類は，その活動の最終段階で，結なお弧状岩脈群については，温泉との密接な晶 質 凝 灰 岩 お よ び 石 英 斑 岩 ･花 崗 斑 岩 か ら な

関わりがあるので第７章で改めて触れます．

かれ き なだる弧状岩脈群を形成します．古座川，枯 木 灘 ，
あたわ

図４･６･２―串本町見老津戎島の結晶質凝灰岩の産状⑥デーサイトの岩脈群

本宮−阿 田 和 ，十津川などの弧状岩脈で，大1/25万地質図では時代未詳としていますが，台ヶ原付近にも結晶質凝灰岩の弧状岩脈が知この岩脈群は，中新世の瀬戸内火山岩と同じられます(吉野古第三系研究グループ，1977)．

時 代 の も の です ．規 模 は小 さい の で す が，鞆

弧 状 岩 脈 を 構 成 す る 結 晶 質 凝 灰 岩 (火 砕 岩 岩

淵 ，美 里 ，南 部 ，野 迫 川 ，龍神，清水などに脈 )は ， 灰 白 色 〜 暗 灰 色 で ， 中 粒 〜 極 粗 粒 のみられます．

石 英，カリ長石および斜長石の結晶破片を多このほか稲村ヶ岳山項付近，弥 山 から仏教ヶく含み，有色鉱物としては黒雲母やザクロ石

岳 な ど で ひ ん 岩 岩 脈 が 見 ら れ ま す (志 井 田 ほ

とも

ぶち

み さと

みな べ

の

せ がわ

み せん

URBAN KUBOTA NO.38｜31

四万十帯の屈曲構造
中屋志津男＝和歌山県立大成高校教諭①帯状構造の変形
中屋

四万十帯の帯状構造の変形は，最初，突き出る凸の構造を示します．これと同じ構側にプランジする褶曲で特徴づけられます．

造は，牟婁帯では，北東−南西の褶曲軸をも③音無川帯の地質断面

き

み たに

南部九州の鹿児島県北西部で南北方向に屈曲

つ紀 美 谷 背斜となってあらわれています．

音無川層群の地質構造は，北傾斜の走向性のするのが見出され，北薩の屈曲(橋本，1962)

その紀美谷背斜は，牟婁帯の北東部では，打逆断層と，軸面が北に傾斜する褶曲群が特徴と呼ばれました．その後この屈曲は，人吉−越累層を大きく変形させると同時に，本宮−で す ． 南 北 断 面 で み る と ， 図 ５ ･２ に 示 す よ

野尻屈曲とともに九州外帯の構造を大きく支

皆地断層をも屈曲させています．こうして，う に，衝上断層で境された構造ユニットが繰

配 し て い る こ と が 明 ら か に さ れ て い ま す (寺十津川から紀美谷背斜につながる，北北東−

り返す覆 瓦 構造をしています．古屋谷断層，

岡 ほ か ， 1981)． さ ら に 静 岡 や 四 国 地 域 な ど

南南西の軸をもつ十津川−紀美谷複背斜が形

張安断層，栃谷断層では，その上盤側には，各地で同様な構造が明らかにされています

成されています．

幅10数〜数10ｍの断層破砕帯を伴っています．

(杉山，1989，1992など)．この変形構造は，さらに音無川層群は，本宮町付近では北西−

構造ユニットの中では，南側に背斜，北側に

西南日本外帯の地質構造の大きな特徴の１つ

南東の走向を示しますが，熊野層群および熊向 斜 が 位 置 しま す ．背 斜部 には ，瓜 谷 累層 〜で，四万十帯を語るとき避けて通ることはで

野酸性岩体の分布域を挟んでその東側，三重

羽 六 累層下部層が分布し，その北翼は，軸面きません．

県南部の阿田和地域では，北東−南西の走向が 北 に 傾 斜 す る 小 〜 中 規 模 (半 波 長 １ 〜 数 ｍ

さきに吉松さんが，紀伊半島では，外帯の帯に変わっています．また北東−南西走向の熊ものから数10〜百数10ｍまで規模はさまざま状構造が乱れている点に特徴があると話され野層群は，熊野酸性岩体の西側では東傾斜，で あ る )の 褶 曲 を 繰 り 返 し な が ら ， 北 側 の 向ましたが，この乱れがじつは，変形構造のあ

東側では西傾斜を示します．その熊野層群と斜 部に移化していきます．向斜部には，羽六らわれでもあるのです．秩父帯と四万十帯を熊野酸性岩体の分布域では，ほぼ中央部に北累層下部層の上部ないし羽六累層上部層が分画する仏像構造線は，1/25万地質図に見られ

東−南西にのびる熊野向斜があります．

布します．

るように，長峰山脈東部で屈曲しながら有田

このように東部の音無川層群は，十津川−紀

衝上断層は，多くの場合，断層破砕帯が固結

川構造線に収れんします．そして，この構造

美谷複背斜によって十津川沿いに北北東に突していて，断層の上盤と下盤が密着していま線に接する花園層には，この構造と調和的な出し，熊野層群・熊野酸性岩体の分布域では，

す．また，断層と上盤・下盤の地層の走向・

北 東 − 南 西 に 延 び ， 南 西 に プ ラ ン ジ す る (褶熊野向斜によって南西に張り出すという，い傾斜がほぼ一致することが多く，付加体の形

曲 軸 が 沈 下 す る ) 褶 曲 が み ら れ ま す (栗 本 ほ

わばＮ字型の屈曲構造をしています．

成時に生じた衝上断層が，その後で，上盤・か，1998)．

この十津川−紀美谷複背斜と熊野向斜を，音下盤の地層とともに変形を受けたことを示し

四万十帯においては，境界断層である御彷−

無川帯における第１級規模の屈曲変形構造とています．

十津川断層，本宮−皆地断層のほか，主要なすれば，これに次ぐ第２級規模のものが日高

これら衝上断層の断層面や断層破砕帯は，多走向性の断層である栃谷断層，張安断層，古に ゅ う

川支流の丹生 の川流域にみられます．図に示
か しょうぐち

はて なし

ふく が

は ろく

くの場合よく連続し，野外調査で追跡できる

屋谷断層などに，いずれも大きな屈曲構造とした加 圧 口 背斜(ＫｓＡ)，果 無 向斜(ＨｔＳ)，

それに随伴する褶曲構造が認められます．こかさとう

笠塔山背斜(ＫｔＡ)，さいの谷向斜(ＳｉＳ)などできます．この鍵層は，地質構造の解析と，

こでは音無川帯を中心に，この屈曲構造の様です．これらは北西−南東にのび，北西にプ付加体形成後の変形や造構運動を明らかにす相を探ってみます．

ランジする褶曲で，明らかに御坊−十津川断る上で重要です．

②音無川帯の構造層や栃谷断層を著しく変形させています．同④近露付近の地質

みな べ

き ぜつ

ので，これらを“鍵層”と同様に扱うことがちかつゆ

図 ５ ･１ は ， 音 無 川 帯 の 断 層 ・ 褶 曲 群 を 示 し規模のものは，音無川帯西部の南 部 から奇 絶

図 ５ ･３ は 近 露 周 辺 の 地 質 図 で す ． こ の 地 域

た 地質構造図です．音無川帯は，全体として

峡 付 近 に も み ら れ ま す ． 大 谷 背 斜 (Ｏ ｔ Ａ )，は ，本宮−皆地断層と張安断層に挟まれていは東西性の帯状構造をなしますが，地層の走

みな べ

ながれこし

南部向斜(ＭｎＳ)，流 越褶曲群(ＮｋＦ)などで，て，瓜谷累層および羽六累層が分布します．

向を見ると，西部ではほぼ東西走向ですが，古屋谷断層は，北東−南西および北西−南東

本宮−皆地断層は，牟婁層群との境界断層で，音無川帯中央部では北北東−南南西ないし北の軸をもつ褶曲によって変形をうけています．

上 盤 側 に 幅 100ｍ 以 上 の 断 層 破 砕 帯 が み ら れ

東−南西の走向となり，十津川付近を境にしまた稲原には，栃谷断層を変形させている稲ます．図の範囲からすぐ東側になると，紀美て東部では北西−南東に変わっています．

原背斜・向斜(IhA・S)があります．

谷背斜による屈曲のため北西−南東の走向に

このような構造は，隣接する日高川帯や牟婁さらに第３級規模の屈曲構造は，音無川帯の変わりますが，図の野中付近では，断層面が帯にもみられます．日高川帯の龍神層および多くの地点でみられます．これらは，北東−

北東−南西の走向で，北西に60ﾟ〜70ﾟ傾斜す

南西あるいは北西−南東にのび，いずれも北る直線状の断層です．この部分は，変位地形

しげ さと重 里 スラストは，十津川付近では，北北東に

URBAN KUBOTA NO.38｜32図５･１―音無川帯の断層･褶曲群

図５･２―音無川層群の断面(Ａ―Ａʼ)

図５･３―近露周辺域の地質図

図５･４―奇絶峡周辺域の地質図

URBAN KUBOTA NO.38｜33

からみて，右横ずれの活断層と考えられます．
こうせい

す．中新統の田辺層群に不整合で覆われます．
くり す かわ

りますが，北東−南西および北西−南東の褶

つ ま り 本 宮 − 皆 地 断 層 は ， 後 生 変 形 (後 に 生

本宮−皆地断層は，栗 栖 川 付近と田辺付近で曲軸をもっており，これらは，付加体形成後

じ た 変 形 ・ 構 造 )に よ る 屈 曲 部 と ， 活 断 層 のは屈曲していますが，地質図の中央部では直の後生変形によるもので，２方向の褶曲はそ部分からなる断層なのです．

線状の断層で，変位地形からみて，右横ずれれぞれ 共 役 関係にあります．

張安断層は，その上盤に瓜谷累層〜羽六累層の活断層と考えられます．

この共役褶曲には，露頭規模のものから，半
ふ

ど

の

きょうやく

下部層，下盤に羽六累層上部層が分布します．

古屋谷断層は，田辺北方から伏 菟 野 ，栗栖川

波 長 100ｍ 程 度の も の ま で ， さ ま ざ ま な 規 模

上盤側の地層の変形が著しく，砂岩はレンズを通り，断層の上盤には瓜谷累層および羽六の ものが認められます．北東−南西および北状ないしボール状になっており，泥岩は著し累層下部層，下盤には羽六累層上部層が分布

西−南東の２方向の褶曲軸面は，それぞれ北い剥 離 性を示します．この地域周辺の音無川

します．この断層は，北東にプランジする北

西および北東に高角で傾斜しています．

層群には，さまざまな規模の共役(キンク)褶

東−南西系の褶曲と，北西にプランジする北露頭規模の褶曲では，直接に褶曲の各要素を曲が発達しています．ここでは，北西−南東

西−南東系の褶曲によって，全体に後生変形測定できる場合が多く，また規模が大きい褶

および北東−南西の２方向の褶曲群が認めらを受けています．とくに伏菟野付近は，共役

曲でも，地質図をもとに明らかに共役関係にれ，張安断層や広見川背斜など，古期の断層の関係にある北東−南西系と北西−南東系のある褶曲のうち，ルートマップから褶曲軸面

や褶曲軸を屈曲させています．張安断層は，

褶曲の交差部にあたるため，褶曲による古屋の走向と傾斜角を推定できる場合があります．

地質図から明らかなように，いたるところで谷断層の変形は複雑です．

図 ５ ･６ は ， こ れ ら の 共 役 褶 曲 か ら 求 め ら れ

変形しています．

⑥屈曲構造形成の応力場

た最大(圧縮)主応力(σ 1 )，中間主応力(σ 2 )，⑤奇絶峡地域の地質

音無川帯には，付加体形成時の“古期の”褶

最 小 主 応 力 (σ 3 )で す ． 最 大 主 応 力 は 東 西 方

図 ５ ･４ は 奇 絶 峡 周 辺 域 の 地 質 図 で す ． こ の曲構造，スラスト，そして帯状構造を変形さ

向 で，その伏角は小さく，中間主応力は中〜

地 域には，瓜谷累層および羽六累層が分布し，せている褶曲構造がみられます．そのうち後高角で北ないし北西に傾斜しています．最小

本宮−皆地断層によって牟婁層群と境されま者の褶曲構造は，形成時期や変形様式は異な

主応力は水平に近い値を示します．

図５･５―音無川層群の共役褶曲･断層の露頭

図５･６―音無川帯における共役褶曲から求められた主応力

はく り

URBAN KUBOTA NO.38｜34

⑦音無川帯の形成過程を形成する大峰向斜と八丁坂向斜は，もともから，現在，陸上に露出する牟婁層群や音無音無川層群は，プレートの収束境界部に沿っとはほぼ東西性の向斜構造であったものが，川層群の主要な構造の形成時期は，前期中新て形成された堆積盆に，遠洋性ないし半遠洋

ノーズ状構造の形成により，北東方向に突出世前と考えられます．

性の堆積物からなる瓜谷層が堆積し，その上し，両者が並走する複向斜を形成したと考え

田辺層群には，富田 向斜をはじめ北東−南西に，海底扇状地堆積物からなる羽六累層が堆られます．また松根−平井断層および平瀬−の軸をもつ褶曲構造がありますが，これは，積しました(図５･７Ａ)．

鮎川断層は，ノーズ状構造の突出に伴って形

牟婁層群の褶曲構造とは必ずしも一致しておこのように音無川層群では，泥岩ないし泥岩成 さ れ た 逆 断 層 と 考 え ら れ て い ま す (杉りません．しかし，合川複向斜や打越背斜ながち砂岩泥岩互層の優勢な下半分の地層の上山 ， 1989．原田，1995)．

ど牟婁層群の全体構造とは調和的です．

に，砂岩と礫岩の優勢な厚い地層がこれを覆

なお合川複向斜の南翼には，北西−南東の褶

また熊野層群は，音無川層群および牟婁層群

います．そのため，下半部に異常間隙水圧帯曲構造が発達します．これらは，北東−南西を不整合で覆いますが，熊野向斜は，音無川が生じ，南北性の圧縮応力のもとで，座屈褶方向の軸をもつ紀美谷背斜や合川複向斜と共帯の屈曲構造と調和的で，熊野酸性岩類はこ曲作用によって様々なスケールの褶曲が形成

役な関係にあって，牟婁層群の変形が進行すの向斜の軸部に沿って分布します．これらのされました(Nakamura，1986)．

る過程で，図５･７Ｃにおける北東−南西方向

ことを考慮すると，田辺層群・熊野層群堆積

その結果，北傾斜の逆断層(スラスト)と褶曲の褶曲が大きく成長したものと解釈できます．

後も，屈曲構造を形成する造構運動が続いて軸面が北に傾斜する褶曲群で特徴づけられる⑨屈曲構造の形成時期いる可能性が高いと考えられます．

音無川付加体が形成されました(図５･７Ｂ)．

以上のように四万十帯の地層は，初生構造に音無川付加体は，その形成後，今度は東西性

加えてその後のテクトニクスによる変形が重の圧縮応力も強く受けるようになります．こ複し，非常に複雑な地質構造をしています．

の圧縮応力のもとで，一部の衝上断層は右斜

そして，いつの時代に屈曲構造が形成された

め沈み込み運動をもつ断層に転換しました．

のか，その変形は現在も継続しているのか，

そして，東西圧縮を相対的に強く受けた衝上という点になると，それを確定し得る条件に断層の上盤側に，共役(キンク)褶曲が形成さ乏しく，まだよく分かっておりません．

れたと考えられます．

しかし杉山(1989)の研究によれば，静岡地域

この東西性の圧縮応力場においては，付加体では，前期中新世の中頃〜中期中新世の初頭，の帯状構造がほぼ東西，北傾斜である場合に後期中新世末〜鮮新世の中頃，そして鮮新世

は，北西−南東と北東−南西の２方向に，そ中頃〜中期更新世という，少なくとも３つのれぞれ北西および北東にプランジする共役な

時期が明らかになっています．四国では，室褶曲が形成されると考えられます．そのため

戸半島および足摺岬の屈曲は，その形成時期

この褶曲の向斜部では，古期の衝上断層面のは特定されていませんが，屈曲の成長は前期

南への張り出し，背斜部では北への張り出し中新世あるいはそれ以降に及んでおり，活構が形成されます(図５･７Ｃ)．

造の可能性が高いとされています．九州では⑧牟婁帯の変形と合川複向斜屈曲構造の活動は，鮮新世末頃及び漸新世−

なお，牟婁帯の変形についても簡単に触れて後期中新世中頃のある時期とされています．

おきます．1/25万地質図に見られるように，

紀伊半島では，四万十累層群と中新統の田辺

牟婁層群の地質構造は，北東方向へ突出する層群・熊野層群との不整合関係や，大峯酸性

形 態 を も つ ノ ー ズ 状 構 造 (紀 美 谷 背 斜 ， 合 川

岩類および熊野酸性岩類の活動時期などから，

複 向斜)と，それに平行な逆断層(松根−平井

屈曲構造の形成時期をある程度推定すること

断 層 お よ び 平 瀬 − 鮎 川 断 層 )に よ っ て 特 徴 づができます．

けられます．

屈曲構造は，下部中新統の牟婁層群最上部をノーズ状構造は，北東方向に突出する合川複巻き込んでいます．一方，音無川層群ならび向斜を軸として，これを逆∪字状に打越背斜に牟婁層群の屈曲構造は，中部中新統の田辺が取り囲む形態を示しています．合川複向斜層群・熊野層群に傾斜不整合で覆われることと ん だ

図５･７―音無川層群地質構造の形成過程

URBAN KUBOTA NO.38｜35

地震と活構造児玉敏孝＝和歌山県立星林高校教論①紀伊半島の微小地震されております．

和歌山市から有田市にかけての海岸沿いには児玉

大分以前から，ふだんは体に感じるこ紀 伊 半 島 周 辺 で は ， Ｍ ３ (Ｍ ： マ グ ニ チ ュ ー

多数の微小地震が発生します．ときおり最大ともないような微小地震と活断層との関連，

ド ， 以 下 同 じ)以 下 の 微小 地 震 の 活 動が 活 発

規模Ｍ４程度の地震が発生し，北東−南西方

あるいは大地震との関係が注目されてきていで，その発生数は，無感地震が年間数百〜数向に震央が配列する傾向がみられます．1994

ます．それで，私自身も兵庫県南部地震に触千回，有感地震も数十回に及ぶことがありま

年，有田川河口から長峰山脈西端付近にかけ発される恰好で紀伊半島周辺の微小地震の活す．この微小地震の活動は，震源の深さをもて，ややまとまった群発活動がありました．

動を調べ始め、とりあえず1990年１月から99とに，①地殻下層の地震，②地殻上層の地震，

龍門山付近の活動は，1970年頃始まったとさ

年２月までの微小地震の分布図をまとめまし③マントル上部の地震の３層に区分されていれます(溝上・中村，1988)．他地域に比べ震た．本日は，これらの図をもとに，紀伊半島

ます(溝上ほか，1983英)．

源の下限がやや浅く10km以内です．有田川中の活構造と地震との関連についてお話します．

気象庁和歌山地方気象台の1990.1〜1999.2の流域には，東北東−西南西にのびる帯状の地

紀伊半島に小さな地震が群発することは随分

地震速報値（注1）をもとに，地殻上層及び下

震発生域がみられます．

と 早 く か ら 注 目 さ れ て い て ， 1926年 (大 正 15

層 の 震 央 分 布 を 図 ６ ･１ に ， マ ン ト ル 上 部 の

日ノ御崎西方沖は，地震が最も集中的に発生

年)には和歌山市に南海地動研究所(現東京大分 布を図６･２に示します．また図６･３にはする地域で，震源は他の地域に比べて深く，

学 地 震 研 究 所 和 歌 山 微 小 地 震 観 測 所 )が 設 置

それらをまとめて断面に示しました．

図 ６ ･３ の 断 面 (4-4ʼ)に 示 す よ う に 一 部 は 地されています．これは，1854年の次の「南海《地殻上層(0〜15km)の微小地震分布》

殻下層まで達しています．

地震」の前駆現象を和歌山群発地震の詳細な

地殻上層の微小地震は，紀伊半島の北西部に

このほかに，御坊市東部・由良町東方・中津

解析によって得ることが目的の１つでした．

集中し，中央構造線と日高川及び貴志川上流

村に微小地震の活動が認められます．

しかし戦争によって，この研究活動は中止さ

部の有田川構造線に囲まれた地域と，日ノ御《地殻下層(15〜25km)の微小地震分布》れてしまったのですが，残念なことに中止し崎西方沖に多発します(図６･１，図６･５)．

主に北緯34°以南で発生しますが，発生頻度てまもなく，1946年の「昭和南海地震」が発

震源の深さは，全体として北東部で浅く，南および集中度とも，地殻上層の地震に比べて生しました．なお1964年には，研究所は再開

西に向かってやや深くなります．

あまり高くありません．

図６･１−紀伊半島の地殻内微小地震(深さ0〜25km)

図６･２−紀伊半島周辺のマントル上部微小地震(深さ25〜80km)

URBAN KUBOTA NO.38｜36

（注１）：中村ほか（1997）によれば，気象庁による震源分 布 （ JMA） と ， 大 学 の 微 小 地 震 観 測 網 に よ る 震 源 分 布（NANKAI NET）には分布の様子に大差はないものの，地域的に系統的差異が認められ，特にマントル上部の震源は紀伊水道〜四国東部にかけて，JMA の方が約 15 ㎞程度深く決定されているという．

図６･３−紀伊半島周辺の微小地震断面図(深さ0〜100km)

URBAN KUBOTA NO.38｜37田辺湾から本宮をへて，三重県熊野市に至る

ニ ズム解と余震域から判断して，東−西方向することなく北東−南西方向の境界をなして地域には帯状の地震発生域が認められます．

の主圧力による北東−南西方向の右横ずれ断

相補的な分布を示しています．北西に沈み込

また紀伊半島南端部とその周辺地域にも，や層であったとされています．

むフィリピン海プレートの影響が，地殻上層

や 集 中 し て 発生 し て い ま す(図 ６ ･１)． 溝上

一方，北緯34°以南の地殻下層の地震は，浅まで達していると考えられます．

･中 村 (1988)に よ れ ば ， こ れ ら の 震 源 の 下 限

い所では，地殻上層の地震と同様に東−西方

一方，紀伊半島南東部から熊野灘と潮ノ岬〜

は，モホ面の深さとほぼ一致します．

向の主圧力による横ずれまたは逆断層型です

紀伊水道の沖合いでは，マントル上部の地震《マントル上部(25〜80km)の微小地震分布》

が，深い所では，マントル上部の地震と同じ

活動はやや低調です．「東南海地震」･「南海

マントル上部の地震活動は，紀伊半島西部〜

ように北東−南西方向の主張力による正断層地震」の発生から50年以上経過した現在，次紀伊水道にかけて活発で，その北限は北に開型です．さらに，この層特有の北西−南東方の南海トラフ沿い巨大地震の空白域が形成さいた舟底状をなし，そのカーブに沿って震源向の主張力による正断層型も存在します．

れつつあるとみなすこともできます．

が 集 中 し て い ま す (図 ６ ･２ )． 震 源 の 深 さ は

これらの特徴は，地殻下層が，地殻上層の東②歴史地震−南海地震を中心に−

北 西に向かって次第に深くなりますが，その西圧縮の応力場から，マントル上部のフィリ

近畿地方の歴史地震は古文書に詳しく書き残深度分布は紀伊半島の西部海岸付近を境に内ピン海プレートの沈みこみによる応力場へ遷されていることが多く，特に「南海地震」の陸 部 (図 6･3の 1-1ʼ 〜 3-3ʼ 断 面 )と 紀 伊 水 道

移する中間層に位置することを示し，同プレ記 録 は 684年 の「 白 鳳 南 海 地 震 」 ま で さ か の側(4-4ʼと5-5ʼ断面)で顕著な違いが認めらートの沈み込みが地殻下層の地震と密接な関ぼることができます．また遺跡の発掘の際，れます．

係にあることをうかがわせます．この地震活

地震動によって形成された液状化の痕跡が発《地殻内部の地震活動》

動の北限付近では，紀伊半島下のモホ面の深見されることがあり，紀伊半島でも和歌山市

溝上・中村(1988)は，地殻内部の地震活動をさが南に向かって急に浅くなる事が知られての川辺遺跡(「白鳳南海地震」?)や太田遺跡，

次のように述べています．

います．この部分で発生する地震は，中間層

御坊市の堅田遺跡などから液状化の痕跡が見紀伊半島北西部の地殻上層で発生する地震は，特有の北西−南東方向の主張力による正断層

つかっています．

横ずれ型の地震が主であるが，逆断層型も３型であると言われています．

図６･４および表６･１に，「南海地震」を中分の１程度含まれ，その主圧力軸は東−西方《マントル上部の地震活動》

心にした紀伊半島周辺の歴史地震をまとめて向を示します．また10年に１度程度，Ｍ５前

マントル上部の微小地震分布には，沈み込むみました．駿河湾から四国沖にかけて，南海後の地震を本震とする本震・余震型の群発活

フィリピン海プレートスラブの形状が反映さ

トラフの北側斜面に連なる海底の大規模なス動が発生します．1977年の和歌山市東部で発れ ま す ． 図 ６ ･３ に よ っ て そ れ を 見 ま す と ，

ラスト帯では，潮岬沖を境に西側では「南海

生 し た Ｍ 5.0の地 震 の 震 源 断 層 は ， そ の メ カ

紀 伊水道から紀伊半島にかけて，プレートス

地震」，東側では「東海地震」が繰り返されラブが大きく屈曲していると推定されます．

ています．南海トラフは，フィリピン海プレ屈曲部の紀伊半島側では，スラブは約30°のートが約４cm／年の速度で北西に向かって沈

角度で沈み込み，震源の深さは80kmに及びまみ込む部分とされ，このため陸のプレートにす．一方，紀伊水道側では，北緯34°付近か

歪みエネルギーが蓄積し，それが岩盤の破壊

ら沈み込みは非常に低角度となります．屈曲

強度を超えたときに広大な破壊面が生じて巨部両側でのこのような震源分布の違いから，

大地震が発生すると考えられています．安藤屈曲部の軸付近を境に，異なる進行方向と傾(1975英)は「昭和南海地震」ではスラストの斜角をもった２つのスラブの存在が考えられ

総 延 長 が 280km， そ の 上 盤 側 に あ た る 四 国 かています(中村ほか，1997)．「昭和南海地震」

ら紀伊半島にかけての陸側地魂が南東方向にの余震の東限は，やや紀伊半島よりにあるも４ｍ前後衝上したと推定しています．

のの，この屈曲軸とほぼ平行でした．

繰り返し発生する「南海地震」には，以下のまた，紀伊半島北西部の地殻上層の微小地震

ような特徴がみられます(表６･１)．

は，マントル上部の微小地震の北限が大きく地震に伴う地殻変動としては，室戸半島およ南に湾曲した東半分にほぼ収まるように分布び 紀 伊 半 島 の ， 半 島 南 端 部 の 隆 起 (雨 上 が りします．両者は，屈曲軸部の西側（日ノ御崎の 傾動)とその北側での沈降が生じます．「昭沖）で重なるものの，東部ではほとんど重複

和南海地震」のときには，紀伊半島南部の周図６･４−歴史上の顕著地震（M7.0以上）と最近
100年間の主な地震（M5.5以上）

URBAN KUBOTA NO.38｜38

表６･１−紀伊半島周辺の主な被害地震とその概要

URBAN KUBOTA NO.38｜39

参見〜新宮市以南が隆起し，田辺湾付近が沈地質境界断層の有田川構造線，仏像構造線お溝状の低地を形成し，中津村高津尾〜美山村

降しました．四国では室戸岬が隆起し，高知

よび本宮断層に沿って最近活動したと思われ

川原河を通る断層に沿っては，日高川が東西平野を中心に沈降域が形成されました．発生

る断層が認められ，その一部が地質境界断層の直線状に流下します．共に確実度Ⅲとされの間隔に規則性が認められ，ほぼ100〜150年の再活動である可能性があります．

ています．

間隔で繰り返されています．また「南海地震」《中央構造線系の活断層》《本宮断層系の活断層》

は，「東海地震」と同時もしくは数年以内に中央構造線系の活断層は，和泉山脈の南麓を田辺から本宮町には，本宮断層および平瀬鮎

起こる場合が何度もありました．例えば「宝ほぼ東西にのび，和泉山脈東端の金剛山付近

川断層に沿って，北東−南西に伸びる活断層

永地震(1707)」は，東海沖から四国沖のスラで北に大きく屈曲し，金剛断層として，生駒系が発達します．また，西北西−東南東系のスト帯が一斉に活動した最大級の地震であっ

山地と奈良盆地の境をなしています．

断層も認められます．

たとされています．

根来断層や五条谷断層などには明瞭な断層変

このうち槙山断層と野中断層は，本宮断層の「南海地震」は海域で発生する地震であるた

位地形が発達し，右横ずれの変位を示してい

一部を形成している断層で，確実度Ⅲとされめ大津波を伴い，局地的には波高が20ｍを超

ま す ． 中 央 構 造 線 は ， 更 新 世 中 期 (約 70万 〜ています．槙山断層は，槙山南麓に明瞭な断えた記録も残っています．津波の被害は広範

50万 年 前 )か ら右 横 ず れ の 活 動 が 始 ま っ た と層鞍部を形成しています．野中断層は，尾根囲に及び，「昭和南海地震」では房総から九考えられています．根来断層に沿って発達すや谷の変位に右横ずれ運動が認められます．

州にかけての沿岸を襲いました．「安政南海る断層変位地形の解析により，水平方向の変

湯崎半島を東西に切る湯崎断層は，段丘面を地震(1854)」では太平洋側の海岸だけでなく，

位速度0.9〜3.1ｍ/1000年(岡田・寒川，1978)，

変 位 さ せ て い る 可 能 性 が あ り ま す (活 断 層 研

大阪湾から木津川，安治川などを逆流し，波活動度Ａと推定されています．

究会，1991)．

高1.9ｍに達し数千人の犠牲者が出ています．

《紀伊半島北西部の活断層とリニアメント》《活断層と地震活動》「慶長地震(1605)」は津波被害は大きかった

地殻上層の微小地震発生地域とほぼ重なって，

中央構造線には，明瞭な断層変位地形が発達のですが震害がほとんどありません．この地

東西ないし東北東−西南西の活断層が発達すする活断層群が見られるにもかかわらず，大震は，断層面の破壊がゆっくりと進行する，るとともに，共役関係にある北西−南東系と地震の発生が確認されていません．佃(1990)

いわゆる津波地震であった可能性が指摘され

北東−南西系の走向をもつリニアメントが数

は，和歌山市周辺の微小地震が，中央構造線ています．

多く存在します．藤白断層や中津川断層などの右ずれテクトニクスと深い関係があるとす「南海地震」発生直後，紀伊半島の「湯の峰確実度Ⅲとされている断層には，断層変位にれば，将来の断層運動に無関係であるとはい温泉」や四国の「道後温泉」をはじめとするよると見られる地形が認められます．

えないとしています．

温泉の湧出が停止することも，この地震の特

龍門山付近の断層群：全体として東側でゆる中央構造線以南の紀伊半島西部の活断層は比徴とされています．

く東北東に湾曲し，所々で右横ずれを示す変較的規模が小さく，Ｍ７を越える地殻内の地

最 近 100年 間 の Ｍ 5.5以 上 の 地 震 (図 ６ ･４ )に

位地形が認められます．

震は歴史上知られていません．1948年に発生

ついては，紀伊半島西岸から紀伊水道周辺の藤白断層系：海南市〜野上町動木にかけて東したＭ6.7の地震(表６･１)は，槙山断層の西地殻内(深さ30km以浅)で発生した地震の大部

西にのびる断層群は，明瞭な谷地形や標高変方で発生しています．それ以外の，ときおり

分は「昭和南海地震」の余震と考えられます．

換点を形成しています．

地殻内で発生するＭ５〜６クラスの地震とのまた紀伊半島中部では，マントル上部でＭ６

由良町から貴志川上流に至る断層系：東北東

関係は，現在，よくわかっていません．

〜７の地震がときおり発生しています．

−西南西にのびる断層系で，西部は仏像構造

一方，近畿内陸部が地震の活動期に入ったと③活断層線沿いにその北側を通ります．二川ダム以東

すれば，南海トラフ沿いのスラスト帯で発生

新編日本の活断層(活断層研究会，1991)では，では，長嶺山脈を北東方向に切り，有田川構する「南海地震」が近づいてきたといえるか

中央構造線は紀伊半島中部以西では確実度Ⅰ

造線沿いに北東−南西方向にのび，一部で右もしれません.「昭和南海地震」と「東南海地の活断層と認定されています．また紀伊半島

横ずれ運動を示す変位地形が見られます．こ震(1944)」は，それ以前のものに比べて規模

北西部と田辺湾周辺〜中辺路町付近には，合の断層系の，広川町から金屋町にかけては，がやや小さく，次回の発生は，平均の周期よ

計16本の確実度Ⅲの断層が記載されています

地殻上層の微小地震活動が活発な地域にあたりやや早くなる可能性も論じられています．

(い ず れ も 長 さ が 10数 km以 下 )． 図 ６ ･５ は ，ります．

こ れらの活断層に加え，活断層の可能性があ

御坊市〜美山村川原河にかけての断層系：中る断層とリニアメントを示しました．

津川断層は，白馬山脈南麓に東西にのびる地

URBAN KUBOTA NO.38｜40

図６･５−活断層およびリニアメントと地殻内微小地震

URBAN KUBOTA NO.38｜41

温泉
原田哲朗＝前和歌山大学教育学部教授
中屋志津男＝和歌山県立大成高校教諭

編集前記：本38号は，1998年８月に急逝され①紀伊半島南部の温泉

りません．日本は，豊かな温泉に恵まれた国

た原田哲期先生の企画ですすめられてきまし中屋

紀伊半島の南部には，主な温泉地としで多くの温泉地がありますが，こうした温泉

た．その中で「温泉」の章については，先生て，海岸沿いには白浜・椿温泉，勝浦・湯川地の大部分は第四紀火山の周辺にあります．

とう せん じご自身が担当され，この章だけははやくにま温泉，内陸部の十津川流域には，湯 泉 地 温泉，

高温泉のほとんどもこれらの地域に分布してとめたいということで，中屋先生も同席され十 津 川 温 泉 ， 本 宮 温 泉 郷 (湯 の 峰 ・ 渡 瀬 ・ 川おり，そこでは第四紀の火山活動が温泉の熱て速記だけは終えておりました．先生は，長湯 温 泉 )， さ らに 日 高 川 流 域 に は 龍 神 温 泉 な源になっているわけです．

い間，和歌山県温泉審議会の副全長および会どがあり，これらの温泉地は，古くから多くそれに対して南紀地方では，第四紀の火山が長として，紀伊半島の温泉の保護と開発に熱の人々に親しまれてきました．

ないにもかかわらず，いろいろな場所で高温

心に取り組まれてきました．とくに白浜温泉

これらの温泉には，重炭酸に富むものや塩素泉が湧出するという珍しいケースです．ただと本宮地域の温泉については気にかけておらに富むもの，あるいは硫化水素を含むものもこの地域には第四紀火山こそありませんが，れたように思います．ところが，そのご先生のなどがありますが，何れも自然湧出し，泉中新世には激しい火成活動が起きており，そは突然に倒れられ，この稿を仕上げられるこ

温も42℃をこえる高温泉が大部分で，なかにれに伴う岩石が広い範囲に分布します．そのとなく帰らぬ人となりました．本稿の仕上げ

は90℃に達する熱い温泉もみられます，現在

ため従来から，これらの火成岩類が温泉の熱

さく い せん

は，中屋先生にお願いしました．本稿で，中では削 井 泉 も含まれますが，それ以前はみな源になっている可能性が高いと考えられてい屋先生が①②⑤⑥の各小節を担当することも

自然に湧出していました．

るのですが，地下の調査・研究は経費的な面

原田先生の意向によっています．

ところで温泉とは，科学的にいえば「その土からもむずかしいことが多く，その熱源につ

中屋記：原田先生は，晩年に「私たちのふる

地の年平均気温よりも温度の高い湧水」といいては，必ずしも十分に明らかになっている

さ と 本 宮 」「 自然 観 察 (温泉 )の 手 引 き 」な どうことになるわけですが，年平均気温はそのとはいえません．

を 著し，そのほか各地の温泉調査の資料や講

土地の緯度や高度によって大きな差がありま

図 ７ ･１ は ， 南 紀 の 各 温 泉 の 大 ま か な 性 質 ，

演記録・討議メモなども残しておられます．

す．それでわが国の温泉法では，地中から湧源泉数，泉質，泉温，水素イオン濃度を示し，先生のお話はこれらをまとめたもので，話の出する温水，鉱水および水蒸気などで温度がそれと共に各温泉の分布と，中新世の火成岩

内容はほとんどそのままですが，私の責任で摂氏25℃以上のものはすべて温泉としていま脈とがどのような関係にあるかをみたもので仕上げています．

す．これにはボーリングによる人工的湧水もす．中新世の火成活動では，潮岬火成複合岩含まれます．さらに水温には一切関係なく，類，大峯酸性岩類，熊野酸性岩類などがみら

特定の10数種の物質のうち，その１つでも規れますが，これらの岩石のすべてが，温泉の定量以上を含んでいれば，それも温泉として分布と関係してるわけではありません．

い ま す (表 ７ ･１ )． た だ 環 境 庁 の 温 泉 分 析 法

大峯酸性岩類の岩脈群の伸びの方向には，大指 針では，多量の固形状・ガス状の物質，も峰変質帯，八 丁 涸鹿変質帯，琴ノ滝変質帯

しくは特殊な物質を含む地中からの湧水をが みられますが，これらの中には高温泉はみ「鉱水」とし，鉱水のうち地上に湧池したとられません．一方，熊野酸性岩類を噴出した

きの温度が摂氏25℃未満は冷鉱泉，25℃以上

火山活動では，その末期に石英斑岩や結晶質を温泉と呼んで区別しています．

凝灰岩の岩脈群が貫入しています．南紀の各温泉はまた，温泉水の化学的性質や湧出の仕温泉は，図が示すようにこれらの岩脈群に沿方，あるいはその成因などによっていろいろって分布していることがわかります．

に分類され，さまざまな名称で呼ばれます．

②中新世の火成岩脈群と温泉の分布

ここでは，一般によくなじまれている水素イ

熊野酸性岩類の火成岩脈群には，大きくみる

オン濃度(pH)による温泉の分類を表７・２にと５つの弧状岩脈がみられます．１つは，ほあげておきます．

ぼ南北性の十津川弧状岩脈，あとの４つは，いずれにしても高温の温泉が湧出するためにほぼ東西方向に伸びる弧状岩脈です．

は，その成分はさまざまであっても，地下に《十津川弧状岩脈》

潜在する熱源があって，その影響で生成した結晶質凝灰岩の岩脈で，十津川から本宮をへ

熱い地下水が局所的に流動していなければなて日置川まで，ほぼ北北東−南東方向に長くは っ ちょう こ し か

URBAN KUBOTA NO.38｜42

表７･１−温泉法の別表表７･２−水素イオン濃度(pH)と温泉

図７･１−南紀の温泉および中新世火成岩脈の分布

URBAN KUBOTA NO.38｜43

伸び，東に弓状に張り出します．この岩脈沿③白浜温泉

止めてしまいます．

いには，北から湯泉地温泉，十津川温泉，本(1)湯崎７湯昭和に入っても，年ごとに掘削井の数が増え，

宮温泉郷があり，また日置川には規模は小さ

原田

白浜温泉は，日本の文献にでてくる最深い深度のものが多くなり，湧出量も増加しいのですが，えびね温泉が知られています．

古の温泉の１つで，飛鳥，奈良の時代から大ていきます．さらにその区域も，白 良 浜 から

《玉置山から十津川に伸びる弧状岩脈》

和朝廷に知られ，万葉集にも詠まれています．

その東方に向かって拡大し，大浦，古 賀 浦 ，

東西性の岩脈で一番北のものが玉置山から十古くは，牟婁温湯とか紀の温湯などと呼ばれ東白浜から藤島にまで温泉が広がり，やがて津川に連なる岩脈です．高橋・佐藤(1981)にていたこの温泉は，白浜温泉のなかの湯崎地

これらの温泉群を含めて白浜温泉と総称されよると，十津川温泉下湯のボーリングでは，区にあったもので，岩石海岸沿いの天然の湯ることになります．なお白浜の名前について

地 下 約 55〜 85mで 花 崗 岩 質 の 火 成 岩 を 捉 え て

壷に溜まる自然湧出の温泉です．

一言しますと，大正年間に湯崎近隣の温泉開います．十津川温泉は，この岩脈と上述の十ざき

湯 崎 の 温 泉 は，室 町 時 代 の 頃に は す で に，崎もとたてしら ら はまこう が うら発に乗り出した会社は，最初，社名を「白良津川弧状岩脈との交差都にあります．

の 湯，元 の湯，館 の湯の３湯が知られていた

浜温泉土地」としたのですが，当時，阪神間《本富一阿田和弧状岩脈》

よ う で す ． 図 ７ ･２ は ， 江 戸 時 代 に 刊 行 さ れとの航路を運行していた会社が「白浜」を慣

御 浜 町阿 田 和 から本宮の川湯・湯の峰温泉をた紀伊名所図会に描かれている湯崎温泉で，用し，それが次第に人々に浸透したので，社へて道場川に連なる石英斑岩の岩脈です．龍当時の温泉がどのような場所に湧出していた

名を「白浜温泉土地」に改称します．また国神温泉もこの岩脈の延長線上に位置し，このかがよくわかります．建屋のある主な湯壼は，

鉄の駅名も「白浜口駅」(現在は白浜駅)とな

み はま

あ

た

わ

ま

ぶ

ゆ

岩体が地下に潜在している可能性も考えられ

上記の３湯に，濱の湯，摩 撫 湯 が新たに加わり，さらに昭和15年になると町村合併に伴っます．本宮地域の90℃近い高温の温泉は，こって５湯となり，そのほか海辺の岩場にも小て，元の鉛 山 村の名前は消え「白浜町」に変の岩脈と十津川弧状岩脈とが交差する部分にさな湯壷が描かれています．その後さらに２わります．一時期使用されていた鉛山温泉の湧出しています．

湯ほど増え，江戸末期には湯崎７湯として知名称も使われなくなり，白浜温泉の名が定着《古座川弧状岩脈》られていました．

することになったわけです．

西端の三 尾 川 から古座川中流をへて太地町を

これらの自然湧出泉は大正年間まで存続した

こ う し て 昭 和 16年 に は ， 掘 削 深 度 80〜 400ｍ

通り，東端は赤島にいたる弧状岩脈です．中ようで，明治34年には温泉調査が行われていの源泉井が33井を数え，泉温42．5〜87℃の総央部で地表に出ている岩床だけでも，弧の長ます．それによると泉温は42.O〜60.O℃，湧湧 出 量 が 13,000 ／ minに 達 し ま す ． そ し てさが約22kmに達する長大な貫入岩体です．

出 量 は そ れ ぞ れ 4.8 〜 18 ／ min の 範 囲 と な

これが白浜温泉ピーク時の記録となり，これ西端の三尾川には自然湧出がみられ，中央部っています．各湯とも主要成分は重炭酸ナト

以降，利用源泉井の数が減り，総湧出量は急の岩脈沿いには月野瀬温泉があります．さらリウムで，副成分として塩化ナトリウムを含速に低下していきます．また昭和20年前後かにこの岩脈の東への延長線上には，湯川温泉，

みます．海岸近くに湧出するにもかかわらずらしばらくの間，高温の温泉水を製塩事業の勝浦温泉が分布します．勝浦温泉は，紀南の塩素，マグネシウムの含量は少なく現在のよ熱源として利用したこともありました．

温泉の中では源泉の数が群を抜いて多いこと

うな高濃度の食塩泉ではあません．

白浜温泉の泉質は石灰質の温泉華が生成しやで知られています．

(2)白浜温泉の成り立ち

すく，それが源泉井の管内に付着して，しば《枯木灘弧状岩脈・泥岩ダイアピル群》

温泉の掘削が盛んになるのは大正10年頃から

しば湧出量の低下や自噴停止が起こります．

枯木灘には，海岸沿いに結晶質凝灰岩の岩脈で，掘削すれば，70℃をこえる高温の温泉水

このためにボーリング井(掘削井)が次第に増(火砕岩々脈)が並び，この岩脈の西への延長が大量に湧出することが分かってからです.

え，地下深くから高温で大量の温泉水が採取

方向には湯崎半島まで泥岩ダイアピル群が連掘削井は，湯崎から白良浜の方まで次第に広されるようになります．その結果，自噴圧のなります．このゾーンに分布するのが白浜温

がっていき，大正14年には源泉井の数は24井低下する区域が次第に広がり，既存の源泉井

泉や椿温泉などの高温泉で，これらの地下ににも増えています．また同年には，湯崎地域

での湧出量の低下や自噴停止が起きてきます．

は火砕岩岩脈が潜在する可能惟があります．

には93℃に達する高温泉が出現します．この

こうして停止源泉井の数が増え，１源泉井の以上のように南紀の温泉は，中新世の火成岩

源 泉 は ， 図 ７ ･３ の 源 泉 14， 15に あ た り ， そ

湧出量も少なくなり，総湧出量は低下する一類の中では，熊野酸性岩の岩脈群と密接な関の 湧 出 量 は 2,000 ／ min を こ え る と い う す

方となります．一方，自噴圧の低下から動力係をもって分布しており，少なくともその熱さ まじい量で，当時，他の源泉の総湧出量をを使用する源泉井が増えてきます．

源の一部がこれらの貫入岩体に由来している

はるかに上回っていました．一方，こうした昭 和 28年 に な る と ， 利 用 源 泉 井 は 21井 (う ちことは間違いないようです．

掘削井の増加に伴って湯崎７湯は自然湧出を

動 力 使 用 は ４ 井 )， 泉 温 53〜93℃ の 総 湧 出量

み

と がわ

かな やま

URBAN KUBOTA NO.38｜44注１＝「和歌山県白浜温泉調査報告書(1)(2)：㈶中央温泉研究所，1962」「紀伊白浜温泉の地質と温泉：佐藤 幸 二 ，地 質 学 雑 誌 ， 第 70巻 821号 ，1964」「 温 泉 の
地球化学的研究一白浜温泉の化学成分について−：益 子 安 ・ 甘 露 寺 泰 雄 ・ 細 谷 昇 ， 温 泉 科 学 ， 第 15
巻 第 1号 ， 1964」

は 9,582 ／ minに 減 り ， 休 止 ま た は 停 止 源

層 に 区 分 さ れ ま す が ， こ の 地 域 で は S 2 ,S 3 ,S 4

しています．これらは，枯木灘弧状岩脈・泥泉 井 が 32井 と な っ て い ま す ．昭 和 35年 に は ，の各部層が東から西へ順に顔を出しています．

岩 ダ イ ア ピ ル の 西 端 近 く に 配 列 (図 ７ ･１)す利用源泉井は26井(うち動力使用は６井)，泉

もちろん，これらの下位にはS l 以下の地層がるもので，泥岩岩脈の下位には火成岩脈が潜温 53 〜 93 ℃ の 総 湧 出 量 は 8,000 ／ min に 減

累重しています．源泉井で朝来累層に達した在し，その一部が熱源あるいは熱水の上昇通少 します．

ものなく，温泉水は白浜累層の各部層中から路になっている可能性が高いと考えられます．

自噴圧の低下に伴うもう１つの深刻な影響は，湧出しています．

(4)温泉の状況

塩分濃度の高い食塩泉の広がりとなってあら《褶曲と断層》

白浜温泉については，多くの調査資料・研究

われます．海水の混入は昭和10年頃から始ま田辺層群は，東西ないし東北東−西南西方向

報告がありますが，温泉の全体像と基本的性

り，その後次第に進展して，白浜温泉の泉質の褶曲軸をもつゆるい背斜・向斜構造が繰り格を明らかにしたのは，1959〜1961年の３ヵを大きく変えることになりました．

返されます．この地域では，南部には塩谷か

年にわたる実態調査とそれ以前の研究成果と昭和52年以降になると，県の保護策が実施さら大崎にのびる背斜構造(湯崎背斜)，北部にをまとめた調査報告書と研究論文です(注１)．

れ，市街地では新たな掘削井は禁止され，まは瀬戸付近に背斜と向斜構造が発達します．

県の保護対策の基礎資料となったのも，これた湯崎半島(鉛山半島)では掘削井に特定の間

南部の背斜軸の北側には，これとほぼ平行しらの調査研究です．また最近の調査もありま隔が設けられます．そのため，総湧出量は約て断層が走ります．この断層は湯崎断層と呼すから，これらに基づいて簡単に述べます．

6,OOO ／ minを 少 し 上 回 る 程 度 で 推 移 し ，ばれ，千畳敷の北から湯崎の南を経て細野に《昭和34〜35年の利用源泉井の状況》

現在までほぼ安定しています．

いたる北落ちの高角の断層(東方では南落ち)

白浜温泉の利用源泉井は，昭和34年から35年(3)周辺の地質です．この断層は地形的にも認められ，これ(1959〜1960)の時点では26井，すべて掘削井《田辺層群白浜累層から湧出》を境に，その北側は低い丘陵と平地，南側はで す ． そ れ ら の 場 所 は 図 ７ ･３ に 記 し た 通 り

比較的高い丘陵になります．白浜温泉の源泉

で ，主として湯崎断層付近からその北側の低出します．田辺層群は，下部の朝来 累層と上の多くは，湯崎背斜の北翼部に分布します．

丘陵・平地帯に分布します．

部の白浜累層からなりますが，1/25万地質図《泥岩岩脈群》

掘削深度は120〜500ｍ弱で，一般に湯崎地区

白浜温泉は，田辺層群上部の白浜累層から湧
あ っ そ

みな べ

ひ

き がわ

にみるように，南 部 から日 置 川 河口まで，ほ湯崎半島とその周辺には，泥岩岩脈が多く分
ごん げん

では120〜170ｍほどで浅く，それより遠く離ぼ半盆状に分布し，地層は全体として西側に布します．白浜温泉周辺では，権 現 崎の北側れるにつれて深度を増し，一番深いのは古賀

傾き，海側ほど地層が厚くなっています．

と古賀浦のものが天然記念物に指定されてい浦 に あ る 源 泉 12の 472ｍ で す ． 東 方 の も の を

図 ７ ･５ は ， 白 浜 温 泉 周 辺 の 地 質 図 で す ． 白

ますが，図に示すようにこの他にも多くの泥除 くと源泉井の大部分は自噴泉で，その多く

浜 累層は，下位から上位に向けS l 〜S 5 の５部岩岩脈が見られ，複数の弧状の岩脈列を形成は噴騰し，噴騰高の高い源泉は湯崎地区に集図７･２−湯崎温泉の図(紀与名所図絵より)

URBAN KUBOTA NO.38｜45

中します．動力揚湯を行っている源泉は６井，

温泉水の水位を示すのが温泉水頭ですが，白《地下の地温分布》

うち１井は自噴量が少ないために動カが使わ

浜温泉の多くは噴騰しているので，孔口を密

この時の調査では，停止源泉井を含めて掘削れています．

栓したり，冷水を注入するなどして噴騰を止時の記録が詳細に調べられ，その深度と坑底

こ の 時 期 の 泉 温 分 布 は ， 図 ７ ･４ に 赤 色 の 等

め，水位を低い位置で静止させてからこれを温度が記されている30井の資料から，地下の温 線で示しました．源泉14と15を中心に湯崎測定します．これが静止水頭です．

温度分布が明らかにされています．その地温

地区に高温部があり，そこから次第に低下し白浜温泉の本来の静止水頭高は，すべての源

分 布 を 断 面 で 示 し た の が 図 ７ ･６ の Ａ 図 及 びながら細長く東方へのびていきます．その東泉井で揚湯を停止し，噴騰を止めさせて始めＢ図で，Ａ図は千畳敷から白良浜を経て東白

方では細かく見ると源泉19付近に小さな高まて正しい値が計測されます．しかし，そのよ浜にいたる断面，Ｂ図は権現崎から東谷に抜りがあり，そこから北東へ次第に低くなってうなことは到底不可能ですから，この時の調ける断面です．それぞれの断面線および断面いる様相がみられます．

査では，他の源泉での湧出に関係なく，１源図 と 対 応 す る 掘 削 井 の 位 置 は ， 図 ７ ･３ に 記

湧出量の大きいのも湯崎地区です．因みに前

泉ごとに湧出(噴騰)を停止させ，測定していし てあります．

述の源泉14と15について触れますと，掘削深ます．ですから本来の静止水頭高ではないの

Ａ図を見ると，源泉24を境にその南西側，お度はそれぞれ123ｍと120ｍ，泉温が84．5℃とですが，大筋の傾向は明らかに読み取れます．

よび源泉３辺りを境にその北東側で地温が低85 ． 5 ℃ ， 湧 出 量 は 756 ／ min と 360 ／ min

またこの調査以後には，温泉水頭高を測定しくなり，両老の間では源泉８，９辺りで地温に な っています．湧出量も，泉温分布と同じたものはなく貴重な記録になっています．

の高まりがみられます．源泉14，15の地温はように，東方にいくにつれて概して小さくな

そ れ が 図 ７ ･７ で ， こ れ に 見 る よ う に 水 頭 高

明らかではありませんが，その少し南東の源

り ま す が ， そ の 間 に あ っ て 源 泉 ５ が 750 ／の 最 高 は 源 泉 14， 15の 海 抜 1.7ｍ で ， そ の 周

泉25の深い部分には高温の高まりがあるので，

min， 源 泉 ６ が 720 ／ minを 湧 出 し ， こ の 辺

辺で低く，さらにその東方へと低下する傾向

おそらくここにも地温の高まりがあると思いに １つのピークがみられます．

が認められます．最低は古賀浦付近にあってます．Ｂ図では，源泉３辺りを境にしてその《静止水頭高の分布》

海 水 準 ‑10ｍ 以下 に な っ て い ま す ． こ の こ と北西側，および源泉19を境にしてその南東側

温泉水も地下水と同様に，水圧の高い方から

か ら，湯崎付近の温泉水圧が最も高く，温泉で地温が低くなり，両者の間では源泉31，27

低い方へと流動します．温泉が山麓の谷間や水の主要な流動方向は，その周辺から東方に辺りに高温の高まりがみられます．このよう川岸あるいは海岸沿いに多くみられるのも，向かうこと，また源泉６付近からは北東へのに，高温泉はスポット状に湧出しています．

温 泉 水 が 常 に 水 位 の よ り 低 い 方 (水 圧 の 低 い

緩慢な流れのあることなどがわかります．こ(5)化学成分とその変容

方 )へ と 流 動 す る か ら で ， 温 泉 水 の 流 動 方 向の水頭高の分布は，さきに見た泉温の分布と《ＨＣＯ 3 ‑ 型からＣl ‑ ＆型への変容》

は その水位から知ることができます．

も合っています．

昭和35年当時，利用源泉22井の化学成分の分

図７･３−昭和35年〜36年の利用源泉分布

図７･４−泉温分布(昭和35年〜36年)

URBAN KUBOTA NO.38｜46図７･５−白浜温泉周辺の地質図

図７･６Ａ−千畳敷〜湯崎〜東白浜の地温断面図

図７･６Ｂ−権現崎〜東谷の地温断面図

URBAN KUBOTA NO.38｜47析結果では，陽イオンはすべての源泉でナト

者 をＣl ‑ 型，後者をＨＣＯ 3 ‑ 型と呼びますが，

海水の混入率と蒸発残留物の濃度が同傾向を

リ ウ ム イ オ ン (Ｎ ａ + )が 主 要 成 分 と な っ て い

昭和35年時点の白浜温泉の泉質は，Ｃl ‑ 型(食示すことから，海水の混入程度を示すものとます．一方，陰イオンは塩素イオン(Ｃl ‑ )を塩泉)の一群と，ＨＣＯ 3 ‑ 型(重曹泉)の一群にして，これが描かれています．

主要成分とする一群と，炭酸水素イオン

分けられるほど大きく変わってしまったのでその分布状況は，Ｃl ‑ 型の分布と酷似してい（ HCO 3 ） を 主 要 成 分 と す る 一 群 と が あ り ，す．

て，最も多いのは源泉９で，ここを中心にし泉 質としては，前者の食塩泉と後者の重曹泉《昭和35年当時の泉質分布》‑て白良浜沿いを半円状に広がり，東方に伸び‑‑ていきます．一方，源泉14，15をはじめ，そ

白浜温泉は，前述のように大正14年頃にはす型の分布状況です．これを見ますと，Ｃl 型の東方のＨＣＯ 3 ‑ 型の源泉では蒸発残留物は

でに源泉の数が24井もありますが，その後この主な分布域は，白良浜から東白浜にかけて増えることがなく，元の状態を保っています．

の時期までに，大阪衛生試験所や和歌山県衛の低丘陵・平地帯で，東にいくほどその範囲

こうして，昭和 10年頃から始まったＨＣＯ 3 ‑生研究所などによって，多くの源泉の化学分が狭まっています．塩素イオン濃度の最も高型からＣl ‑ 型への泉質変化は，海水の侵入に析が何回か行われています．それらの分析値

いのは，源泉９，10，８，11などで白良浜沿よって生じ，それは源泉９を中心に白良浜沿を詳しく検討してみますと，昭和の初期頃まいに集中します．因みに源泉９の昭和３年の

いの海岸近くで最も甚だしく，それが次第にでは，源泉１以外のどの源泉でも，陰イオン

Ｃl ‑ 濃度はO.9ｇ／ ，源泉11の昭和5年のＣl ‑東方にのびていくこと，同じ海岸沿いでも源

では塩素イオンの濃度は低く副成分に止まっ

濃 度 も 同 じ く O.9ｇ ／ で す ． 海 辺 の 砂 浜 近

泉14，15には海水の侵入がみられないことなていて，主要成分にはなっていません．です

くにあるこれらの源泉でも昭和初期にはどが明らかになりました．

とに大きく分かれています．

図 ７ ･８ は ,昭 和 35年 当 時 の Ｃ l 型 と Ｈ Ｃ Ｏ 3から白浜温泉の初期の泉質は，陰イオンでは

‑

‑

‑

ＨＣＯ 3 型で，それが約30年後にはＣl 濃度は‑

そして，こうした分析結果と白浜温泉の開発

炭酸水素イオンを主要成分とする重曹泉ばか10倍以上に増え，典型的なＣl 型に変わっての経過をあわせ，この時期の研究の結論としりで，これがもともとの白浜温泉の泉質であしまったのです．また，岩石海岸沿いの源泉て，海水の侵入は，源泉井数，掘削深度，総ったことがわかります．

16もこの型に変わっています．

揚湯量の増加に伴って，温泉の自噴圧が低下‑‑

それが昭和10年以降になると，多くの源泉で一方，ＨＣＯ 3 型は主としてＣl 型の南側，源したために起こったとし，今後もこの傾向が塩素イオン含量が増え始めます．一部の源泉

泉６，13辺りから南側の少し小高い丘陵地に続くことに危惧の念をあらわしています．

では急激に増えますが，いずれにしても炭酸分布します．源泉14，15は海岸沿いにありま(6)平成７年の状況‑

水素イオンに代わって塩素イオンを主要成分

すが，ＨＣＯ 3 型の重曹泉です．

その後，昭和49〜50年(1974〜1975)には中央とする源泉が次第に増えてきます．そのため《海水の混入による泉質変化とその背景》

温泉研究所による調査が行われています．そ

当時の研究では，陰イオンのミリバル％で，

図 ７ ･８ に は ， 蒸 発 残 留 物 (塩 分 濃 度 )の 分 布の報告書では，昭和35年以降の10数年間には塩素イオンの方が多い型（Cl ‑ ＞HCO 3 ‑ 型）と，も 示してあります．海水の特徴的な成分であ掘削井が市街地から湯崎半島全体に拡散し，‑るマグネシウムイオンや塩素イオンが蒸発残自噴の停止が相次ぎ，自噴量や泉温が低下し，型 )と に 分 類 し て い ま す ． こ れ を 略 し て ， 前

留物と高い相関関係にあり，また算定された

そのため動力揚湯が増加し，また塩水化も逐‑

炭酸水素イオンの方が多い型(ＨＣＯ 3 ＞Ｃl

図７･７−静止水頭高分布(昭和35年〜36年)

図７･８−昭和35年当時の泉質分布

URBAN KUBOTA NO.38｜48

次進んでいることを明らかにしています．こ図７･９−平成７年(1995)の泉温・自噴域・泉質の分布の報告書の特徴は，温泉資源保護の立場から
白 浜 温 泉 の 安 定 採 取 量 を 6,000 ／ min と 見
積もり，この時点ではまだ過剰採取の状態にあることを指摘したことです．
その後，県により湯崎半島全域が保護地域に指定されてからは，源泉井の増加や揚湯量の顕著な増加はなくなり，昭和52年以降は，温泉 採 取 量 は 6,000 ／ min を 少 し 上 回 る 程 度
で現在までほぼ安定的に推移しています．
最近では，平成７年(1995)に中央温泉研究所
による調査が行われていますが，それによると 現 在 の 泉 質 分 布 は 図 ７ ･９ の よ う に な っ ています．この時の調査対象となった源泉井には，昭和35年当時と同じものもあれば新しいものもあります．湯崎半島の内陸部に散在する源泉や半鳥突端の江津良，臨海などの源泉も調べられてい ますが，いずれ もＨＣＯ 3 ‑ 型
です．この図を昭和35年のものと比べてみま
すと，すぐ気がつくのは自噴泉の範囲が縮小
し，多くの源泉が動力揚湯に変わっていることです．泉質については，Ｃl‑型は昭利35年
当時に比べて西部の海岸沿いで少し拡がり，
源泉６がＣl ‑ 型に変わっている程度です．ただ分布図だけではその実態がつかめません．
それでこの調査では，主要源泉について，そのＣl ‑ 濃度の経年変化を検討しています．それ が 図 ７ ･10で ， 全 体 と し て は ， 昭 和 初 年 から 昭和30年代にかけてＣl ‑ 濃度が急増し，その後はやや頭打ちの傾向ないし増加傾向にあると指摘し，その上で，昭和52年から平成５年にかけては一部の源泉で減少傾向がみられ
み ゆき もと ゆるものの，平成５年以降は，御 幸 元 湯 を除く
すべての源泉でＣl ‑ 濃度が増加していること
からら，白浜温泉では塩水化の進展は必ずしも止まってはいないとしています．

URBAN KUBOTA NO.38｜49

④本宮地域の温泉

まま卵や野菜を茄でるなど炊事用にも使われ

瀬 で は ， こ の 石 英 斑 岩 の 露 頭 の 300ｍ ほ ど下

(1)温泉の概要ています．利用している温泉の総湧出量は約

流 ，四村川の河床から温泉が湧き出したとい原田

熊野・本宮温泉郷は，国民保養温泉地

340 ／ min， こ の ほ か 川 底 か ら 湧 き 出 し てう話が伝わっています．泉質は，湯の峰温泉に指定されているすぐれた温泉郷で，ここに流 れ 去 っ て い る 温 泉 が 1,400 ／ min 以 上 あと同質の重曹泉 ，ＨＣＯ 3 ‑ 型です．ただし湯は湯の峰，渡瀬，川湯の温泉地があり，いずる と推定されています．

の峰温泉とは違って硫化水素はほとんど含ま

泉 質 は ， 陽 イ オ ン で は ナ ト リ ウ ム イ オ ン (Naれていません．

＋)が主成 分， 陰イオ ンは炭 酸水素 イオン《川湯温泉》よ むら

おおれ の 温 泉 も，それ ぞ れ 湯 の 峰川 ，四 村 川 ，大とう

塔 川という川沿いにあります．各温泉の源泉
は図７・11のように分布しています．

‑‑（ HCO 3 ） を 主 成 分 と し ， 塩 素 イ オ ン （ Cl ）‑大塔川の河床や河原から自然湧出する温泉で，《湯の峰温泉》

を 副 成 分 と す る 重 曹 泉 ， つ ま り HCO 3 型 で川中の仙人風呂や，河原の砂を掘れば露天風

熊野本宮の近くにあって，昔から熊野詣のす．ただ，多少なりとも硫化水素(Ｈ 2 Ｓ)を含呂ができることでよく知られています．自然

人々が湯垢離をしてきた歴史の古い温泉です．

んでいます．

湧出泉は，大塔川沿いに砂岩泥岩互層に貫入

また近世になると説教節「小栗判官」が広ま《渡瀬温泉》

した石英斑岩の露出している範囲に集中してり，妻の照手姫が，病に冒された小栗の体をこの温泉は自然湧出の温泉ではなく，昭利40

います．

癒し蘇生させた壷湯のある温泉として，人々

年前後に開発された比較的新しい温泉です．

これらの自然湧出泉のほかに，手掘りのものによく知られるようになりました．

付近は，音無川層群下部層の砂岩泥岩互層かや 掘 削 井 が あ り 最 も 深 い の は 500ｍ で す ．旅

湯の峰温泉の源泉は14ヵ所，このうち13ヵ所

らできています．源泉は，四村川沿いに７ヵ

館 の浴用には，これら掘削井の動力揚湯泉がが利用されています，大部分が湯の峰川の河所ありますが，このうち利用されているのは使われています．泉温は24〜74℃，総湧出量

床から自然に湧き出しているのですが，いず

４ ヵ 所 で す べ て 掘 削 井 で す ． 掘 削 深 度 は 110

は 631.6 ／ minに な り ま す ． た だ ， こ の ほ

れも，礫まじりの砂岩の割れ目に限られてい〜 500ｍ ， 総 湧 出 量 は 約 700 ／ minで す ． 泉

かに大塔川の中に自然に湧き出し流れ去ってるのが特徴です．湯の峰温泉では，地表には

温 は47〜69℃の範囲ですが，比較的高温のもいる温泉もかなりの量に達するはずですが，石英斑岩の岩脈はみられませんが，周辺にはのは地下に潜在する石英斑岩の岩脈をとらえその量はわかっていません．

多くの岩脈が分布しますから，地下に潜在した源泉です．この岩脈は，四村川の右岸にわ

泉質は，大部分が重曹泉あるいは単純温泉でていると考えられます．

ずかに露出する岩脈とひとつづきのものです．

す．湯の峰温泉と同質ですが，湯の峰温泉と泉温の最高は91．5℃にも達し，ほとんどの源

なお，昭和19年頃の地震(東南海地震？)のさ

比べると硫化水素の含有量が少ないのが特徴

泉が80℃以上です．ここでは，温泉水がそのい，湯の峰温泉では湧出が止まりますが，渡です．自然湧出泉には単純温泉，動力揚湯泉

URBAN KUBOTA NO.38｜50

ぶ じゅうには重曹泉が多いのですが，自然湧出泉では入 岩 体 が 最 も 大 き く ，ほ か に は 渡 瀬 ，武 住

東西系の断層は，音無川帯のほぼ全域にのび

地表近くの大塔川の伏流水が混じり合うため

な どにみられ，本宮−阿田和弧状岩脈を形成

る大きな断層で，牟婁層群の堆積時に形成さに単純温泉になっているものと思われます．

し て い ま す (図 ７ ･１ )． い ず れ の 岩 脈 も 貫 入れた最も古い断層です．張安断層，本宮東断(2)本宮地域の地質構造

方 向は北西−南東方向で，地層の走向と調和層などの北落ちの逆断層で，これらには，断《本宮地域の地層》

的です．そして石英斑岩の内部あるいは周囲層沿いに岩石が破砕された破砕帯がつまって四万十累帯の帯状構造は，紀伊半島の中部〜の被貫入岩には，貫入方向と同方向の割れ目

いて，断層は固く閉じています，また破砕帯

東部では，ほぼ南北に延びる十津川−紀美谷が発達しています．

には，熱水活動の痕跡はみとめられません．

複背斜によって北東に突き出る形で大きく屈

み こし

こ

ご

結晶質凝灰岩の方は小規模で，三 越 峠と小 々もり

南北方向の断層系は横ずれ断層で，上述の東曲します．音無川帯と牟婁帯を分けている断

森 にみられます．石英斑岩および結晶質凝灰西系の断層を切っています．熊野層群にもこ層(本宮−皆地断層)は，この部分で北東−南岩の周辺には熱水変質帯が発達しますが，この方向の横ずれ断層がみられるので，形成時西方向から北西−南東方向へと向きを変え，れについては後で述べます．

期は熊野層群の堆積後になります．この断層

従来の本宮断層から皆地断層へと続きます．

《断裂系》

沿いには熱い温泉の湧出はみられません．

この皆地断層の北側に位置する音無川帯が本本宮地域の断層系には，①東西方向，②北西

北西−南東方向および北東−南西方向の断層

宮地域にあたります．

−南東方向，③北東−南西方向，④南北方向

系は，主として牟婁帯の変形期に形成され，

図 ７ ･17が 本 宮 地 域 の 地 質 図 で す ． こ の 地 域という４つのグループがあり，それぞれの形

また熊野酸性岩類の貫入期にも多くの小断層の 大半は音無川層群からなりますが，このう

成時期や割れ目の形態に違いがみられます．

が形成されたと考えられます．とくに牟婁帯

ち，地表に最も広く露出するのは音無川層群

図７･11−湯の峰・渡瀬・川湯温泉の源泉分布

は ろく

中部の羽 六 累層下部層です．図の緑色の地層で，主にフリッシュ型砂岩泥岩互層からなり
ます．黄色の地層は，音無川層群上部の羽六累層上部層で，礫岩層・砂岩層と砂岩泥岩互層が繰り返し重なっている地層です．湯の峰
温泉は，この礫まじり砂岩中の割れ目から湧き出しています．濃い青色は音無川層群下部の瓜谷累層で，泥岩からなり，地表には狭長な形で顔をだしていますが，羽六累層の下位にはこの地層が分布します．
これらの地層の走向は，音無川帯の屈曲と共に変わり，この地域の南部では北西−南東方
向に，北部ではほぼ東西方向に伸びています．
また地層は北側に急傾斜します．
皆地断層の南酉側には，牟婁層群安川累層と合川累層が分布します．図の右下端に分布するのは熊野層群で，音無川層群および牟婁層群を不整合に覆います．
この地域には中新世の火成岩脈が貫入していますが，これらの貫入岩類は，石英斑岩と結晶質凝灰岩からなります．石英斑岩の貫入形
態には岩株状と岩脈状がみられ，前者は，高山〜大津荷周辺に分布し，羽六累層および熊野層群を貫いています．岩脈状のものでは，
川湯から曲川を経て平治川に点々と連なる貫URBAN KUBOTA NO.38｜51

北縁の皆地断層に平行する地域には，これら

ころは，地下に比較的密度の大きな岩体ある

高 い 比 抵 抗 域 は ，よ り 深 い 海 抜 − 1,OOOｍ 準

両方向の小断層がよく発達します．湯の峰温

いは隙間の少ない岩体があり，また逆に重力の比抵抗構造に明瞭で，高山から大 津 荷 周辺

泉で温泉が湧き出す礫岩中の割れ目も，北西

異常値の低いところは，地下に比較的密度のと平 治 川 周辺に分布します．高山では地表に−南東方向の小断層です．

小さい岩体あるいは隙間の多い岩体があると石英斑岩が露出し，平治川周辺でも石英斑岩(3)本宮地域の地熱開発促進調査から考えられます．

の岩脈が分布しますから，この高い比抵抗域

以上のように，本宮地域には非常に高温の温図 ７ ･12は ， 本 宮 地 域 の 重 力 測 定 値 を 解 析 しは石英斑岩の岩体を反映しているように思わ泉が白然湧出します．それでこの地域の地熱た重力構造図です．重力異常にはいくつかのれます．しかもその分布範囲がかなり広いこ資源が注目され，平成２〜４年(1990〜1992)

方向性が認められますが，そのなかでも南北と か ら ， 本 宮 地 域 の 地 下 で は ， 1,OOOｍ を越にかけて，㈶新エネルギー財団によって「地および北西−南東の方向性が目立ちます．まえ る深い部分には，石英斑岩の岩体が大きく

熱開発促進調査」が実施されました．

た重力異常の伸びの方向は，高異常のものと広がっている可能性があります．

これは，ボーリング調査，地質調査，変質帯

低異常のものが対になって分布しますが，そ比抵抗構造図と重力構造図を比べますと，低調査，土壌ガス調査，地化学調査，重力探査，のなかにあって湯の峰温泉から北西に向かう

重力異常域とその周辺には，同じ方向に低い

電気探査(比抵抗探査)など，各分野にわたる

地域は，低異常の軸が重複する低重力異常域

比抵抗域が分布し，比抵抗構造不連続線も卓

大規模な調査で，私自身も検討会のメンバーになっています．

越しています．またその南端には，低重力異に加わっております．この調査・研究によっ

一方，地下に電流を流して，地下にある岩石常域を境するように北東−南西方向の比抵抗て，本宮地域の温泉に関連する多くのことがや地層の電気の通り安さ(比抵抗)を測定し，構造不連続線が分布し，低重力異常域の輪郭らが新たに解明されました．これからの話は，地下の様子を探るのが比抵抗探査です．本宮を浮かび上がらせています．それで，この地このときの調査・研究にもとづいています．

地域の比抵抗構造図は，図７・12に重力構造域を「湯の峰低重力異常域」と呼んでいます．

(a)物理探査からみた地下岩体の状況図と合わせて示しました．

こ の 地 域 で は ， 少 な く と も 1,OOOｍ 以 浅 の 地

地下深くの岩石や地下水の状況はなかなか分

海 抜 − 500ｍ 準の 比 抵 抗 構 造 で は ， 湯 の 峰 温

下 岩体の密度が小さく，周囲の岩体とは異なかりませんから，これを探る物理的方法とし泉から北西に向けての低い比抵抗域が目立ちった状況にあると考えられるからです．

てよく用いられているのが重力探査と電気探ます．また全体的に，比抵抗の高いところと

なお低重力異常域および比抵抗構造不連続線

査です．

低いところの境い目が明瞭で，多くの比抵抗

は，本宮東断層に影響されずに，同断層を切地表のいろいろな地点で重力を注意深く測定

構 造 不 連 続 線 (地 層 の 連 続 性 が 断 ち 切 ら れ てるように北西−南東方向にのびています．

すると，場所によって測定値に微妙な差がみ

い る 部 分 )が 示 さ れ て い ま す ． 一 方 ， 湯 の 峰(b)地温分布

られ，これにより，地下の岩石の様子を探る

温 泉の南東方では，北東−南西方向の低い比

図 ７ ･13Ａ は ， 海 抜 − 500ｍ 準 の 地 温 分 布 で手掛かりが得られます．重力異常値の高いと抵抗域がみられます．

す．一見して明らかなように，80℃以上の高図７･12−重力構造・比抵抗構造解析平面図

図７ ･13Ａ−地温分布平面図(海抜−500ｍ準)

おお つ

か

へい じ かわ

図７･13Ｂ−地温分布平面図(海抜−1,000ｍ準)

URBAN KUBOTA NO.38｜52

温域は，小森から湯の峰温泉，渡瀬温泉を経と同様で，小森−湯の峰温泉−渡瀬温泉−川

酸性熱水下で，セリサイトは中性の熱水が関て川湯温泉にいたる北西−南東方向に伸びる湯温泉を軸として，高い熱流量を示す地域が与して生成されますから，この変質帯は，中区域で，いま述べた「湯の峰低重力異常域」

北西−南東方向に伸びています．

性からやや酸性の熱水の影響下で生成したわに重なっています．高温域の広さは，幅が約(c)熱水変質帯

けです．その生成温度は200℃前後と考えられ

１km，延長は約５kmで，この区域の外側にな《変質帯の分布とその特徴》ています．

ると温度は急に低下します．とくに川湯温泉

岩石や地層が地下から上昇する熱水に反応し珪化帯は，珪化作用により生成した珪化岩がの南側では温度低下が顕著です．

て変質し，変質鉱物を生成するのが熱水変質

まとまって分布する範囲で，武住変質帯と上

図 ７ ・ 13Ｂ は ， 海 抜 − 1,000ｍ 準 の 地 温 分 布

です．本宮地域の熱水変質は，白色粘土化お切原および三越石英細脈帯にみられます．

で す．前図と同じように北西−南東方向に伸よび黄鉄鉱化が特徴で，それらの変質帯は，以上は地表での分布ですが，地下の変質帯にび る 100℃ 以 上の 高 温 域 が み ら れ ま す ． た だ

まがり

図 ７ ･14に 示 す よ う に ，湯 の 峰 ，川 湯 − 曲
かわ

ついてもボーリングコアから調べられていま

本宮の北側辺りで幅が広くなるのが特徴です．

川 ，高山，久保野，平治川，武住，三越峠なす ． 主 な コ ア は 図 ７ ･15の 通 り で ， カ オ リ ナ

温度の低下は，高温域の南側で顕著です．

どにみられます．図には石英斑岩の岩脈もあ

イト帯は２ヵ所に分布します．

ふ つ う ， 地 下 の 温 度 は 100ｍ深 く な る ご と にわせて示してありますが，変質帯の分布が，１つは小森のＮ４‑ＨＧ‑２で，深度440〜570m

２ 〜３℃上がるといわれ，これは，地温勾配

石英斑岩の岩脈と密接に関連している様子が間にみられます．この坑井では，前述のよう

あるいは一般的な地温上昇率と呼ばれます．

よくわかります，本宮地域では，石英斑岩のに 深 度 570mの 礫 質 砂 岩 中 か ら 熱 水 が 採 取 さ

つまり地表付近の地温を15℃と仮定すれば，貫入時からそれ以降，この岩体が熱水の影響れ ていますが，カオリナイト帯がみられるの地 温 勾 配 で は 500ｍ 深 で 25〜 30℃ ， 1,OOOm深下にあったので，その周辺に変質帯が生成しはその直上の部分です．この地点は，いま述

で は35〜45℃です．ですから，本宮地域の高たわけです．

べた高温域の北端にあたります．もう１つは温域はこれに比べると非常に高いことが分か

これらの変質帯には，さまざまな変質鉱物が熊野川のＮ４‑ＨＧ‑１で，深度530〜650m間のります．

みられますが，それらを詳しく調べると，鉱石英斑岩中とその上盤側に見出されます．

この地温分布を断面でみると，図７・18のよ物の組み合せに共通の特徴をもつ変質帯が見《変質帯の生成時期》

うになります．上の図は高温域をほぼ南北に出されます．図のカオリナイト帯がそれで，変質帯に分布する貫入岩体については，川湯

縦断する断面で，高温の区域は丘陵状に南北

これは白色粘土化のなかでも，粘土鉱物のカ〜 平 治川 ,渡 瀬 付 近,高 山,Ｎ ４‑Ｈ Ｇ‑１ な どに伸び，温度低下は北側で緩く，南側で急にオリナイトとセリサイト，それに石英の組みから石英斑岩７試料が採取され，その年代がなっています．下の図は高温域をほぼ東西に合せを特徴とした変質帯です．湯の峰およびカリウム・アルゴン法によって測定されてい横断する断面で，温度低下は東側で緩く，西高山変質帯の大部分を占め，川湯−曲川変質

ます．その結果は12．7〜13．9Ｍa，つまり石側では急です．なお熱流量の分布も地温分布

帯では３ヵ所に点在します．カオリナイトは

英 斑 岩 の 貫 入 し た 時 代 は ，約 1,300万 年 前 頃

図７･14−変質帯の分布と年代測定結果

図７･15−各坑井間の変質分帯対比図

URBAN KUBOTA NO.38｜53

ということになります．

底温度は，どの源泉でも深度と共に上昇してれぞれの値が違うからですが，その結果は，一方，変質帯の生成時期ついては，湯の峰変いますが，その上昇率は石英斑岩に遭遇した

本宮地域の温泉水の組成は，地表水のそれと質帯３個，川湯−曲川変質帯２個，高山変質

か否かで大きな差を生じ，この岩体に遭遇しほぼ同じ値を示し，地表水(雨水)を起源とし帯２個の計７個の変質岩試料が採取され，熱なかった源泉では，温度上昇率は地温勾配をていることが確認されました．

ルミネッサンス法(ＴＬ)による年代測定が行やや上回る程度に止まっています．

さらに，雨水として地表に供給されてからの

わ れ ま し た ． そ の 測 定 結 果 は ， 図 ７ ･14に 記

また詳しいボーリング調査の行われた温泉井

時間については，トリチウム法によって調べ

し て あ り ま す ． 湯 の 峰 変 質 帯 で は 13 万 年

では，砂岩泥岩互層から石英斑岩へと変わるることができます．本宮地域では，いずれの前 ，6.9万年前，6.6万年前と一番新しく，川部分で，電気伝導度にも明瞭な変化があらわ

温泉水もトリチウム濃度が低く，地下での滞湯−曲川変質帯では，曲川で57万年前，川湯れています．これらのことから，本宮地域で留時間はきわめて長期間にわたると推定されで32万年前です．一番古い年代がでているのは，石英斑岩の岩脈が温泉水の上昇する通路ています．

が高山変質帯ですが，それでも79万年前，21となり，それを賦存する場になっていること

地下水の侵入域としては，皆地断層沿いの武万年前で，これらの変質帯を形成した熱水活が確かめられています．

住周辺が想定されます．この地域には，牟婁動が，ごく新しい時代，数十万年前まで活発

渡瀬地域は，従来はわずかな温泉兆候しかみ

帯の変形期および石英斑岩の貰入時に形成さであったことがわかりました．

られず，近年になって掘削により温泉が開発れた割れ目が発達しますが，周辺の地温も高(d)温泉水の生成とその湧出機構されました．ここでは，温泉水の上昇通路で温を示しません．地形的にも高所にあって，《湧出機構》

ある石英斑岩の主体が地下にあって，地表に地層も北東側に急傾斜しています．こうしたさきに述べたように，川湯温泉の自然湧出地

は支脈の一部が僅かに露出するだけです．そ点から武住周辺が主な地下水の侵入域と考え点は，大塔川沿いの石英斑岩の露出する範囲

して周囲には砂岩泥岩互層がやや不透水層をられるわけです．

に限られていて，温泉はこの岩体を通して湧なして，これが帽岩の役目をしてしまうので《温泉水の生成とその湧出》

出し，周囲の砂岩泥岩層からは湧出していま地表に熱が上がってきません．しかも温泉水

ところで，地表から地下深くへと，ゆっくりせん，また渡瀬温泉では，地下に潜在する石の水位も低いので，温泉が地表に湧出すること浸透してきた大量の地下水が，そこで加熱

英斑岩の岩脈にあたった源泉の方が，より高とはなかったわけです．それに対して川湯温され高温泉水に変わるためには，深部の高温温の温泉が得られます．

泉では石英斑岩の主体が地表に露出し，その部からの岩石を通じての熱伝導だけではとて

図 ７ ･16は ， 渡 瀬 ・ 川 湯 地 域 の 温 泉 井 の 掘 削

都分に温泉が湧出します．

も説明できません．それで現在では，地下深

深 度と孔底温度との関係をみたものです．孔

一方，湯の峰温泉では，礫質砂岩層の下底の部から上昇してくる高温流体（水蒸気やガス

割れ目から温泉が自然湧出します．湯の峰温を含む深部熱水）と地下水が混合し，高温泉

泉も，その主要化学成分は川湯・渡瀬温泉と水が生成すると考えられています．

同じですから，石英斑岩の岩脈が温泉水の流

本宮地域の地下深部でもこうした状況が想定

動・賦存の場になっているものと考えられまされ，岩石に含まれる珪酸濃度と比エンタル

す．石英斑岩は．温泉付近には露出してはいピ ー の 関 係 か ら ， 深 部 熱 水 の 温 度 は 約 210℃

ませんが，周辺域の火成岩脈の貫入方向からと 推定されています．また深部熱水の賦存域

すれば，温泉付近の直下で礫質砂岩層を貫いは，低重力異常域や低比抵抗域の分布から湯ているのは間違いないと推定されます．温泉の峰北方にあると考えられています．

水は，地下に潜在する石英斑岩から礫質砂岩

深部熱水は上昇しながら地下水と混合し，相層の割れ目に移動し，地表に湧き出してくる

対的に圧力が低く，岩体の密度も小さい（隙のでしょう．

間の多い）部分に温泉帯水層を形成します．

《温泉水の供給源》

本宮地域では，前述の高温域が熱水上昇域にでは，これらの温泉水はどこから供給されて相当し，この地域に潜在する石英斑岩を通路いるのかという問題になりますが，これにつとして，温泉水は地表近くに上昇してくるもいては，水素の同位体・酸素の同位体の組成のと考えられます．地表近くの湧出機構はさが調べられました．化石水のような閉鎖系のきに述べた通りです．

図 7･16−渡瀬・川湯地域の温泉井の掘削深度と孔底温度との関係

水と，地表水のような開放系の水とでは，そURBAN KUBOTA NO.38｜54

図７･17−本宮地域の地質図

URBAN KUBOTA NO.38｜55

⑤龍神温泉たっています．

に は 地 下 200ｍ深 の 等 温 線 も 記 し て あ り ま す ．

中屋

龍 神 温 泉 は ， 日 高 川 上 流 の 海 抜 約 500

図にみるように龍神温泉周辺には，本宮地域

この地域の熊野層群は下位より下里累層，敷ｍにある温泉です．奈良時代に修験道を開いの温泉や勝浦温泉で見らるような中新世の火屋累層および三津野累層に区分されますが，た役の行者小角が発見し，後に難陀 龍 王の成岩岩脈は地表には全く見られません．また

勝浦温泉の湧出域には泥岩層からなる敷屋累

夢のお告げによって弘法大師が浴場を開いた

熊野酸性岩体からも遠く離れているので，そ層が広く分布します．夏 山 から狼煙 山 にかけので龍神の名で呼ばれるといわれています．

の直接的な影響も考えられません．こうしたては東北東−西南西に延びる背斜があり，こ源泉は４つあり，そのうちの１つはボーリン

ことから，泉温40℃を超える温泉水が地下での背斜軸部には下位の下里累層が分布します．

グ泉です．このほか日高川左岸の岩石の割れどのようにして生成されるかについては，現

下里層は砂岩泥岩互層からなります．

目からも自然湧出が認められます．ボーリン

在のところよく分かっておりません．ただ最勝 浦 地 区 に は 200を 超 え る 非 常 に 多 く の 源 泉

グ泉を除く３つの源泉は，河床よりかなり高

初に触れましたように，龍神温泉は三重県南があります．泉温の最高は56℃で，勝浦湾をい位置にある横坑から湧出する温泉を利用し都の阿田和から熊野川町をへて本宮温泉郷に取りまく狼煙山から夏山にかけて，北東−南ています．ボーリング泉は約30ｍ深，湧出量

連なる本宮−阿田和弧状岩脈の延長線上に位西に延びる背斜に沿って高温泉が分布し，こは240 ／min程度，泉温は42〜49℃です．

置しますから，周辺の地下には石英斑岩の岩の周辺を離れるに従って泉温は低下します．

図 ７ ･19が 龍 神 温 泉 周 辺 の 地 質 図 で ， 温 泉 は脈が潜在する可能性も否定できません．

泉質は陽イオンとしてＮa + を主要成分とする

日 高川層群龍神層から湧出しています．龍神

なお龍神温泉の泉質は，陽イオンとしてはナものが大部分を占め，陰イオンの組成からは層はＲ １ 〜Ｒ ５ 層に区分されますが，龍神温泉

トリウムイオンおよびカリウムイオンが含ま

Ｃl ‑ を主要成分をとする食塩泉タイプのもの

付近にはＲ ３ , Ｒ ４ ,Ｒ 5 が分布します．Ｒ ３ およれ，陰イオンとしては炭酸水素イオンを主成と，ＨＣＯ 3 ‑ を主要成分をとす る重曹泉タイ

びＲ ５ 層は，頁 岩層と頁岩がち 砂岩頁岩互層分とする重曹泉で，十津川温泉や湯泉地温泉

プのものとに分けられます．また勝浦温泉全からなり，Ｒ ４ 層は砂岩の優勢 な岩相で，おなどと同様な化学組成になっています．

体としてＨ 2 Ｓを含有し，ＳＯ 4 2‑ 含量の少ない

もに砂岩層および砂岩がち砂岩泥岩互層から⑥勝浦・湯川温泉のが特徴です．食塩泉タイプの多くは海水のなります．温泉 は，このＲ ４ 層 の砂岩層と砂勝浦温泉は，勝浦湾内を中心にして，岬の外混入が推定されます．海岸付近に湧出するた岩がち砂岩泥岩互層の割れ目から湧出してい側や中の島など各所に温泉が湧き出していま

めＮa + とＣl ‑ を多く含有する含 食塩の高温泉

ます．しかも湧出地点は，現在の龍神温泉のす．近くには湯川温泉もあり，白浜温泉と並が出現するようになり，もともとは，これら露天風呂のある付近に限られます．この部分

ぶ紀南の代表的な温泉郷です．

もＮａ ‑ −ＨＣＯ 3 ‑ の組成をもつ温泉であったは，北西−南東に延びる背斜構造の軸部にあ

図 ７ ･20は ， 勝 浦 温 泉 周 辺 の 地 質 図 で ， こ れと考えられています(高橋，1977)．

な ん だ りゅう お う

図７･19−龍神温泉周辺の地質図

なつ さの ろ し やま図７･20−勝浦温泉周辺の地質図

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