URBAN KUBOTA NO.12｜64

アーバンクボタ

NO.12

NOVEMBER

1975

株式会社クボタ●目次
特集＝地殻変動
１地殻のなりたち

舟橋三男 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

2

２日本列島の地殻①島弧基盤と飛騨大陸

加納博 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

②秋吉台と京都北山

4̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲
清水大吉郎
10

③南紀海岸と黒潮古陸

徳岡隆夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 16④日本海と大和堆絈野義夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 22⑤島弧の形成と地震

鈴木尉元 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 26

３座談会・地殻の構造とその進化 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 32
湊正雄・舟橋三男・井尻正二・星野通平・藤田至則①山脈には空間的な規則性がある ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 32②造山運動のなりたち ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 34③造山運動の発生から消滅まで ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 40④三つの造山運動と地球の進化 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 40⑤大洋地殻をめぐって ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 46⑥グリンタフ造山運動 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 49⑦地殻の進化・月と地球と ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 54⑧地下資源とは何か ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 56⑨地殻と人間社会 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 59
鉄管事業部
ダクタイル管路の耐震性研究 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 60
環境装置事業本部
クボタダイナミックフィルター ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 62

発行所＝株式会社クボタ
大阪市浪速区敷津東1丁目2番47号
発行日＝1975年11月
第７刷＝1999年2月

編集製作＝㈲アーバンクボタ編集室
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
主要図版作製＝巧凡社

扉写真＝本州地向斜の時代に海底に堆積したチャートの腐食面にみられる放散虫の殻。
球形のものや円筒形のものなどさまざまな形のものがみられる。産出地は岐阜県大山。
下の写真は，球形の放散虫のクローズアップ。 いずれも走査型電子顕微鏡写真で，上の写真は，倍率約100倍，下の写真は約1000倍。
(本文10頁〜15頁参照)
写真提供＝京都教育大学・井本伸広

URBAN KUBOTA NO.12｜1

地殻のなりたち
舟橋三男＝北海道大学理学部教授

地球の歴史り，新しい地殻を構成しつつ現在まで35億年の経路をたどっ

地球は，そのはじめ宇宙塵や隕石の凝縮によってでき，これているのである．

が45億年の歴史をへて現在にいたっている．この考えは，今風化作用と外成作用

日では広く受けいれられており，それは，現在全宇宙で観測

この歴史にそって進行する分化過程を具体的に明らかにするされる事実ともよく合致している．地球の発生に関する考え

ことは，われわれの大きな課題である．実際のところ，地球方は，これまでにもさまざまな説が述べられてきたが，それの内部＝地核やマントルについては，現在のところ，充分にらが，いずれも空想的・冥想的色彩の濃いものであったのに論議ができるほどの知識は得られていない．しかし，表層にくらべ，上述の考えは，格段に科学的な確からしさをそなえあらわれ，直接われわれが触れることのできる地殻についてている．地球の始原物質とみられる宇宙塵や隕石は，現在では，人間の生活に直結し，さまざまに利用されてきたものでも，地球上で直接採取でき，その化学成分や鉱物成分はくわあるために，地質学の主要な考察の対象となって，今日ではしく調べられている．

体系的な理解が得られるまでになっている．

ところで，われわれの生活の土台となっている大地を構成す

この地殻が，地球の表層に限って構成されるためには，≪風る岩石―少なくとも，地表から深部にわたり正確に知りう

化作用≫が一つの大きな作用要素になっているといえる．風

る範囲にある岩石の性質は，そうした宇宙塵や隕石の性質と化とは，その外見を単純にみれば，岩石が崩れて泥や砂になは著しくかけはなれたものである．さらに，地球の内部探査

り変ることであるが，それはまた，水や大気が存在し，太陽の結果によれば，地球は，その内部まで一様な物質で構成さ光の照射を受けてはじめて達せられる事柄なのである．現在れているわけではなく，異質の構成物質が累層的に配置され月の表面には，45億年の年令をもつ岩石が，あたかも昨日噴ていることを示している．つまり，中心部には地核があって出して固まったかのように新鮮な姿で，風化のしるしなど全それを包んで上下に区別される厚いマントルがある．さらにく認められない状態で示されている．これは，月の質量が小

その表層部は，大陸域にのみ30〜60ｋｍの厚さをもつ地殻でさいために，その周囲に気体や水を引きつけておくことがで覆われている．その外側の表面の低地域には水圏をみせ，まきず，月の表面が宇宙の真空にさらされてきたためである．

た全体が厚い気圏にとりまかれている．

それに反して地球では，その質量にふさわしく，現在みられこの累層状態は，一見したところ，その成因説にふさわしいるような気圏や水圏を引きつけており，太陽光は気圏をかくものではない．しかし，45億年もの長い年月にわたってこの乱し，蒸発や降雨をもたらしている．この水の循環過程で，膨大な物質全体が，不変のままに存続したはずだとすること

化学的にみれば，岩石の構成分から水中に，カルシウム，マも，広い宇宙での例に照らしてありうべきことではない．こグネシウム，鉄，カリ，ナトリウムなどを溶脱させ，それら

れは，歴史的な問題なのであって，その始まりは，単一な宇は最終的に，溶液の形で水域に運びこまれている．これに対宙塵・隕石の凝縮体であったこの地球に，現在みられる累層

し，珪素やアルミニウムは，より溶解し難く残留性の強い元構造をつくりだす分化過程が，進行してきたのである．それ

素ということができ，それらが水と結合して泥の主成分となは， 容積 1,083×1027 立方センチ・質量 5,976×1027 グラム

り，地表の常温常圧のところでは安定な性質をもつ粘土鉱物に達する地球物質全体のうちから生じた，自律的な展開にほをつくり，現地に残留するのである．

かならぬとみるべきであろう．これが，≪地球の歴史≫なの

これが風化作用の基本であって，ここでは，地表にあらわれであって，その大すじは，宇宙物質の凝縮の時代＝宇宙時代

た岩石は完全に解体され，もとの性質を失ってしまい，解体にはじまり，現在の月の状態に似た原始地殻を生みだした月された諸成分は別れ別れになって，それぞれが水圏・気圏にの時代となり，この間10億年をへて，いよいよ地質時代に入順応した新しい状態に配分される．一口に≪泥≫とよばれる

URBAN KUBOTA NO.12｜2

が，そこには，このような深い意味を秘めているのである．

明らかに波の速度が低下する部分がある．その原因として，

この風化産物も，最終的には海に運ばれ，余分なものをすべ

この範囲の部分が，半ば融解状態にあるものと考えられていて排除し，適した組成粒子を充分に揃えるという強い淘汰作

る．それは，深さに従って増す荷重のエネルギーが熱に変わ用をうけて，定まった成分をもつ泥岩や砂岩となり，ここにり，また，放射性物質の変脱熱の蓄積などが局所的に集積す

落ちつくことになる．こうしてでき上った岩石は，花こう岩

ることとなり，そのために岩石は，高圧の場にありながら粥に類した化学成分をもっており，後に述べるように，このこ状に部分融解をはじめ，より低い温度で溶ける部分と，溶けとが，地球上に著しく大量の花こう岩がみられることの基とずに固体で残る部分とに分かれるものと説明されている．こなっている．

れは，岩漿（マグマ）の発生の源として考えるに適している．

こうして地球の表層は，風化産物を主体にした岩層に厚く覆一方，そうした高温状態は，宇宙物質に吸着されていた水をわれることになる．この過程は，水の営力にもとづくもので主体とする揮発性物質を解放させ，ここに，過熱水蒸気集団はあるが，その水にこのような運動を起させる原動力は，太を発生させる．このような液相集団・気相集団は，固体部分

陽光の照射である．その意味で，風化にはじまり堆積岩の成をかき分けて上昇し，火成岩漿の迸入として，また，深部の立にわたる一連の過程を，≪太陽エネルギーの地球表層部へ高い熱エネルギーを上部に運搬することになろう．造山運動の固定≫とみることができる．このことは，古くから≪外成にみられる内成作用は，このような性格をもつものである．

作用≫と名づけられてきたところでもある．

地殻の成立とその展開

造山運動と内成作用

地球の始原物質が，上述した部分融解をうけると，そこに玄ところで，このような堆積岩は，地殻の素材の一つではある

武岩質岩漿が発生する．このことは，広く認められている点が，これを直ちに地殻と規定することはできない．それが地で，地球上に玄武岩の量が著しいことの理由でもある．地球殻とよばれるためには，そうした堆積岩が造山運動にまきこが月の時代にあったとき，こうした玄武岩の噴出が大規模にまれ，一括して≪内成作用≫とよばれる地球の内部からの岩行なわれ，現在の月にみられるように，厚く地球を覆って始漿性のものと入りまじり，同時にそれに伴われる高温の作用

原地殻を構成したのであった．地質時代に入って，この始原をうけて，そのもとで安定な状態につくり変えられる必要が地殻の風化産物を材料とした新しい地殻の展開が始まったのある．こうした経過をうけて，そこにはじめて，地球の表層である．

部を覆う安定な岩体ができ上る．これが，地殻とよばれるも内成作用が地表近くにまで上昇し，堆積岩を犯すようになるのなのである．したがって，地殻とは，外成的な太陽エネルと，そこにも部分融解が進行する．さきにも述べたように，ギーの産物に，地球自身の内成的エネルギーが重復したこと

すでに花こう岩に類する化学組成をもっていた堆積岩から花の産物とみられるのである．

こう岩質の岩漿を生ずるのは，容易なことであろう．堆積岩

ところで，地殻の下底からマントル・地核とつづいて中心にの厚くみられる地帯には，いたるところでこうした花こう岩

いたる膨大な量の地球物質があって，長年にわたるそれらのがみられている．最も古い年令の花こう岩は，世界のどの地運動は，甚しく大きな規模で進行したことであろうが，現在域のものであれ，すべて35億年と測定されている．このことの知識では，それらの運動を具体的に述べることは不可能でから，この時代にはじめて，地球上に地殻が成立したであろある．しかし，われわれに身近な造山運動にあたって，そこ

うといわれている．これ以降，地球は周期的に造山運動をくに威力をあらわす内成的エネルギーの発現は，どのように考り返しており，その都度，地殻はその領域を拡大し，容積をえられるものであろうか．

増加して現在にいたっているのである．

へい

地震の波の伝わり方からみると，深さ100〜400ｋｍの範囲に，

URBAN KUBOTA NO.12｜3

日本列島の地殻―１

島弧基盤と飛騨大陸
加納博＝秋田大学鉱山学部教授①日本列島の地殻構造

うになってきた．地震波の速度は，岩層により＜古生代中期以降の地層岩石＞

異なるので，地殻の厚さや岩層を推定しうるのまる本州造山運動―つまり本州地向斜の基盤

地球をとりまく地殻は，45億年の昔から海が陸である．図２はその一つで，日本海から中部地が海洋性地殻であると考える人は，ほとんどいになり，陸が海になるといった造山運動をくり方を横切って太平洋にいたる，日本で最も地殻ない．図１に示される≪地殻下層≫の少なくも返し，生成発展をつづけてきた（編注）．大陸と太の厚い部分の地殻断面図である．地殻の厚みは，上半部は，図２と同じく地震波速度では6.0ｋｍ

平洋の接点である日本列島でも，決してその例

南極の海に浮かぶ氷山のように，本州の下で厚/sec層の花こう岩層で，この花こう岩層は，一外ではない．古生代中期いらい日本列島では，くなっているが，そのうち地震波速度Ｖｐ＝5.5

般に海洋性地殻には存在せず，大陸性地殻の厚

し まん とかしいまでは，古生代中期（シルル紀）にはじ

本州造山，四万 十 （日高）造山，およびグリン

ｋｍ/sec層と6.0ｋｍ/sec層とが，いわゆる花こい岩層を構成する主要部分だからである．

タフ造山という，少なくも三つの著しい造山運う岩層である．その下の6.6ｋｍ/sec層は玄武だが，かんじんの基盤の具体的な様相やその基動がくり返されて，バツクボーンの主要部分が岩層，8.0ｋｍ/sec層が上部マントルのかんら盤が形成された過程―本州造山以前の日本列つくられてきた．現在，この島々をおおい，地ん岩層である．ただし，花こう岩層といっても，島の長い変動の歴史についての研究は，まだ緒表に露出する地層岩石のうち，少なくも本州の

実際には花こう岩ばかりで構成されているわけについたばかりなのである．

主要部は，堆積岩であれ，火成岩であれ，またではなく，玄武岩層といっても必ずしも玄武岩②爆破地震からのアプローチ

変成岩であっても，これら三つの造山運動の産ではない．

＜地表に露出する6.0ｋｍ/sec層とその本体＞物であると言ってもよい．

二つの断面図を比べてわかるように，花こう岩

この基盤岩の実体を地質学的にみるまえに，もところでこれらの地層岩石の厚さ（地表からの層は一番厚いところで23ｋｍほどあるが，そのう少し，爆破地震によって得られた実験結果を深さ）がどの位あるかということだが，図１をほぼ上半分の部分は，花こう岩もあるが主としみてみよう．わが国で最初の爆破地震実験は，見てみよう．この図は，1960年代に行なわれたて造山運動によってつくられた岩体である．す1950年，南部北上山地で行なわれた．それは，国際地球内部開発計画（Upper Mantle Project

なわち上述の三つの造山運動の産物である，古岩手県水沢西方にある石渕ダムと釜石を結ぶ地

ア

ン

プ

通称Ｕ Ｍ Ｐ ）の地質構造部門グループの研究成

生層・中生層・第三系および第四系である（た域であるが，その結果だされた北上山地の地殻果の一つとして作成されたもので，近畿地方をだし後の二つは，図２ではほとんど省略してあ断面図は，一見すると解釈に苦しむ奇妙なもの

南北に切った地殻断面図である．図にみるようる）．では残りの下半分は何かということになであった．それは，図３にみるように， 6.1〜に，堆積岩層は，本州造山運動の舞台となった

る．図１でいえば，古期基盤岩類（地殻下層）

6.2ｋｍ/sec層が背斜状―峰状にもりあがって

ち こうしやとした部分で，地向 斜 基盤または島弧基盤，あ地表付近にまでせまっているという構造のもの

動によって形成された四万十区では牟婁 帯が最

るいは簡単に ”基盤（ベースメント）”と呼んでであった．さらに，その後行なわれた補助測線も厚い．とくに後者では12,000ｍ（12ｋｍ）の厚いるところがそれである．ここは，いわば日本では，この６ｋｍ/sec層が，南の日頃市で地表さにも達している．

列島の土台石にあたるものである．

に露頭する断面図がえがかれた．

＜島弧基盤＞

じつは，つい最近までわが国では，古生代地向

さきほどの図１や図２でみたように，日本列島

いっぽう，1950年いらい日本の各地では，爆破

斜は海洋性地殻の上に形成されたもので，それを東西によこぎるような大きなスケールでは，地震動の観測が行なわれ，それにより，地殻の以前の日本列島には，大陸性地殻はなかったと

地殻下層として地下深くにあった６ｋｍ/sec層構成についてのかなり詳しい情報が得られるよ

いうばくぜんとした考えが一般的であった．しは，局地的に，詳しく調べてみると地表に露出

本州地区では丹波帯が一番厚く，四万十造山運む

図１−近畿地方の南北地殻断面図

ろ<ＵＭＰ−Ｂ，1964>

図２−中部地方の地震探査南北断面図<Aoki etal，1972>

図３−岩淵―釜石地震探査断面図<MATSUZAWA 1959>

URBAN KUBOTA NO.12｜4

≪編注≫地質分野になじみが少なく，読みづらい場合には，第３部≪地殻の構造とその進化：32頁−59頁≫からさきにお読み下さい．

してさえいるのである．

到達するだろうという，ＵＭＰ深層試錐計画は，類が蛇紋岩類を伴って分布する．さらにまたそところで地震波による調査は，地下深い岩層のわたくしたちの昔からの夢であり懸案であった．

の中に，まわりの片岩類とは異質な一段と高い

厚さやその構成を知るためには大へんに役立つ

この夢は，未だ残念ながら実現していないが，変成作用をうけた黒雲母片岩・角閃 岩 類からなが，しかし，その岩層の実体を知ることはでき

1965年その先行調査として背斜を南北に横切るる変成岩体が多くの断層にはさまれて露出してない．６ｋｍ/sec層は，６ｋｍ/sec層としてか表

測線で爆破地震探査が行なわれた．

いる．

現できず，その本体の究明には，どうしても地その結果によると（図４），大歩危背斜の下に蟹沢聡史（1964）は，これを鵜ノ木変成岩と呼質学的なさまざまな方法が必要なのである．

は 5.0ｋｍ/sec のＶ１ 層が約 1.2ｋｍ の厚さで分んだ．そしてこれらの岩体を含む地帯が，断片

じつは，さきほどの図３でみた地域は，地表地布し，その下に 6.0ｋｍ/sec の Ｖ２ 層がもり上的ではあるが，弧状蛇紋岩列の軸方向に平行し質学の調査では，≪基盤≫の上昇地域にあたっって隆起する構造が示された．ここで5.0ｋｍ/

た背斜部をなすことから，図５にみるように，ていたところなのである．この地域は，もともsec の Ｖ１ 層が，本州造山運動によりつくられ

ここに黒石構造帯を設定した．つまり鵜ノ木変と世田米ドームといわれ，わが国で最古の化石た三波川結晶片岩であることはまちがいないと成岩は，蛇紋岩を滑剤として地下深部から上向を産出したシルル・デボン系の地層が露出し，して，その下の 6.0ｋｍ/sec の Ｖ２ 層はなんできの断層運動にまきこまれてしぼりだされた基隆起帯の中核部には，後述する問題の基盤岩

あろうか？

盤岩という考えである．このことから，黒石構≪氷 上 花こう岩≫が分布する地域である．（7頁

小島丈児は，この実験の行なわれる以前に，背造帯は日本におけるＵＭＰ深層試錐の第１順位

図9-⑤参照）

斜の下には石炭系下部からデボン・シルル系のに選定され，先行調査としての地震探査が行なしたがって，もし６ｋｍ/sec層の本体がこのよ

弱変成岩がつづき（そこまでが三波川系），さわれた．その結果は図６に示されるように，地うな古い基盤岩類であるとすれば，図３に示さらにその下に結晶質の基盤岩（黒瀬川構造帯の表地質調査からの推定断面図によく一致したもれた断面モデルも簡単に理解できるのである．

寺野変成岩に相当する基盤岩・６頁参照）が潜のになった．とくに黒石構造帯の真下に，ちょ＜四国大歩危峡の潜在基盤岩＞

在することを予想していたが，それが正に地震

うど大歩危背斜の場合に似て，6.25ｋｍ/sec 層

四国吉野川の名勝大歩危峡は，本州造山運動でひ がみ

かくせんがん波速度では，6.0ｋｍ/sec の Ｖ２ 層としてとらえの上昇がみられたことは収穫であった．この場できた三波 川 変成帯にある．三波川とは，群馬られたのである．

合構造帯にしぼり出された鵜ノ木変成岩の根源

県南部を流れる利根川の一支流で，この峡谷の＜構造帯と基盤岩石＞を，この6.25ｋｍ/sec 層に考えることは，きわ岩石が最初に研究されたので，三波川系と名づ

最後にもう一つだけ，地質学と地球物理学（爆めて当然というべきである．

けられた．図９にみるように，関東地方の一部

破地震学）の断面がわりあい合った（むしろ合このように石渕以後今日まで，日本列島を縦横と西南日本を帯状に走るもので，片状構造の強いすぎたとも言われた）例として，南部北上山に切る数多くの爆破地震探査が行なわれたが，い結晶片岩がこの変成帯の特徴となっている．

地の黒石構造帯の場合をあげておく．

それらの断面図にも６ｋｍ/sec 層が地表に露頭

土讃線の車窓からこの大歩危峡をみると，三波主として非変成の古生層から成る南部北上山地

したり，ごく浅いところまで上昇している例が

川結晶片岩系の最下部にあたる砂岩片岩が露出には，前述した世田米ドームのほかにもう一つ，

少なくない．そのような地域は，地質的にはいし，それが背斜状の構造をつくっているのがよ鳶ヶ森ドームとよばれる隆起帯がある．図５にずれも古期基盤岩が露出し，あるいは構造運動

くわかる．そこで大歩危背斜の軸部にボーリン

みるようにその中心には，上部デボン系の鳶ヶによって地表近くまで上昇した地帯になっていさん ば がわ

グをおろせば，本州地向斜の基盤に最短距離でも たい

森層と，その下位だが時代未詳の母体 弱変成岩

図６−ＵＭＰ―Ａ水沢中地震探査断面図<市川・吉田，1968>

図４−ＵＭＰ―Ｃ大歩危地震探査断面図<市川金徳，1968>

るのである．

図５−水沢付近地震探査周辺の地質図

URBAN KUBOTA NO.12｜5

③本州区の基盤岩類とその分布

図７−高知県中央部の黒瀬川構造帯<甲藤ほか

図８−三滝山<レンズ状体>内の地質図<市川ほか，1956>

図 10−日本列島の主な変成岩と基盤岩類の放射年代一覧<加納編図，1975>

1960>＜黒瀬川構造帯と先力ンブリア紀の基盤岩＞
北上山地における鵜ノ木変成岩および黒石構造
帯の発見は，それに先立つ黒瀬川構造帯の研究があってはじめて理解できるものであった．
四国中央部の三波川帯の南につづく秩父累帯は，主として非変成〜弱変成の古生層と中生層から成り，地質的にはわりあい単調な地帯である．
しかしそのほぼ中ほどに，周囲とは全く異質的な古い地層岩石から成る一連のレンズ状体が，古生層・中生層にはさまれていわば忽然と現わ
れる．1956年市川浩一郎ほか新進気鋭の研究グ
ループによって名付けられ，その地史的意義がはじめて解明された黒瀬川構造帯がこれである（図７）．図８は模式的なレンズ状体を示する
三滝・寺野地域の地質図である．ここでとくに注目すべきものは，これらのレンズ状体を構成
して，
1)非変成のシルル系，
2)主として圧砕花こう岩質の三滝火成岩，
3)雲母片岩と角閃岩を主とする寺野変成岩，
4)輝石ざくろ石角閃石片麻岩を特徴とする「黒瀬川塩基性岩類」（端山，1975新称）以上の４者が，網の目のように入りくんだ断層
で境されながら，相伴って現出することである．
このうち３と４は，後に若干の低下変成作用を
こおむつてはいるが，もともとは角閃岩相ないしグラニユライト相の高度変成岩である．つまり本州地向斜基盤の≪地殻下層≫が，上向きの断層運動にまきこまれて，地下深部からしぼり出されるようにして押しあげられてきたものなのである．―前述した黒石構造帯もそうだが，構造帯というのは，こういう地帯をいう―そして黒瀬川構造帯においては，相伴うシルル系の地層が変成していないので，これらの花こう
岩類や変成岩類のつくられた時期，つまり変成作用の行なわれた時期は，シルル紀以前，おそらく先カンブリア紀ではないかと考えられるのである．
四国の黒瀬川構造帯の延長は，東は紀伊半島西
ナ

バ

エ ハナ

岸の名 南 風 鼻 から，西は九州の臼杵川流域，三国峠，鞍岡山，八代地域に分布する（図９）．
これらの地域でも，上記の三滝・寺野・黒瀬川に相当する花こう岩・変成岩類がシルル系を伴って産出する．総延長500ｋｍ以上，レンズ状
体の露出は断続的だが，高度変成岩を含む結晶質基盤が，西南日本外帯の少なくもこの構造帯

URBAN KUBOTA NO.12｜6

図９−島弧基盤岩の分布⑤氷上花こう岩＝この片状花こう岩は，非変成のシルル
系や壺ノ沢片麻岩とよばれる高度変成岩を伴っており，
黒瀬川構造帯の三滝火成岩に似た点がすくなくない．絶対年代でも，いわゆる４億年岩石に属する．ただ三滝火成岩と異なる重要な点は，村田ら（1974）の主張するシルル系との不整合説である．いまのところこれには異論があり，氷上花こう岩の時代問題は，日本の地質学の当面する重要な課題の一つとなっている．
⑨関東山地吉見丘陵の岩石＝東京に近い低い丘陵地から，黒瀬川構造帯の変成岩に似たざくろ石角閃岩が見つかった．位置的には三波川帯の延長部にあたるが，構造帯の可能性も十分考えられるという（田中，1975）．
⑩舞鶴構造帯の河守変成岩＝いわゆる夜久野複合岩類の古期花こう岩にとりこまれた捕獲岩体で，角閃片岩・ポーフイロイド片麻岩・角閃岩などから成る．古期花こう岩の一部には上部トリアス系に不整合でおおわれるものがあり，それ自身通常の貫入岩とは異なり，深部から構造的にまくり上げられた可能性が大きい．その点では黒瀬川の三滝火成岩に類似している．しかしシルル系は知られていない．
⑪⑫長門構造帯の台変成岩＝山口県西部の構造帯で，両側を若い中生層と断層ではさまれた狭い地帯に，時代未詳の古生層・蛇紋岩・変はんれい岩・角閃岩などとともに圧砕トロニエム岩質の正片麻岩（オーソナイス）を断片的に産する．そのほか中国地方の三郡変成帯に分布す
ミ タケ

る火山岩（例えば⑫の金峰山安山岩）中には，基盤からとりこまれて地表に運び上げられた捕獲岩として，飛騨または隠岐の岩石に似た片麻岩類の産出があり，中でもグラニユライト質塩基性岩の存在は注目される．
⑬⑭⑮山口県柳井地方の領家変成帯中軸部で，北大島花
こう片麻岩と呼ばれる正片麻岩が識別されている．普通の構造帯の岩石とは少し意味が違うが，古い変成変形作
用をへた基盤の断片が，その後領家期の構造運動で上昇したものと考えられた（小島・岡村，1968）．ここで”
正片麻岩”というのは，従来わが国ではあまり耳なれない用語であるが，変成以前の花こう岩，つまり古い花こう岩が後の変成作用を受けて再結晶し，鉱物の定方向配列など結晶片岩としての特徴をそなえた岩石をいう．この場合には，それがさらに領家帯の最古期花こう岩である
蒲野花こう閃緑岩に切られている．なおさいきん，松山市東方の領家後期花こう閃緑岩の捕獲岩として見出された高度変成岩⑭（野戸，1975）も，あるいはこれと関係があるのかもしれない．愛知県幡豆地方の領家変成帯から発見された十字石片岩⑮（浅見，1971）も先領家基盤の可能性が十分残されている．
22 房総半島鴨川漁港の変成岩＝こんな所からと一見意外○な産出であるが，房総半島から三浦半島につづく嶺岡構
造帯の延長にあたる小さな島から見出され，角閃石片岩
・ざくろ石石英片岩・黒雲母片岩から成る（兼平ほか，
1968）．地質的産状からはこれまで知られている構造帯の変成岩に似ている．もしこれが真に古い基盤岩であるとしたら，地体構造上日本列島の最も外側（海溝に最も近く）に位置することになるので面白い．

URBAN KUBOTA NO.12｜7

の下に広い範囲にわたって潜在することは疑い

岩の変成岩，さいきんは，北九州篠栗の変はん④先力ンブリア飛騨大陸

ないところである．

れい岩から，３億年〜３億8000万年という値が＜阿武隈高原の十字石と藍晶石＞

黒瀬川構造帯が有名となり，その意義が広く認出ていることも注目に値する．これまで三波川

地殻深部の高温かつ高圧の条件下でつくられる

められるにしたがって，同じような構造帯の岩あるいは三郡と考えられていた熊本県木山の結変成岩には，一般に，そのような状態で安定な石が北海道を除く日本列島各地から見出され，晶片岩も，黒瀬川構造帯との関連で考えたほう鉱物が晶出する．十字石や藍晶石は，そういう報告が相次いだ．ここでは図９にそれらを一括がよいかもしれない．いっぽう東北日本の古期鉱物である．とくに藍晶石は，紅柱石・珪線石

し，本州区の構造区分とあわせて示し，本文でひ がみ

岩類では，阿武隈の古期花こう岩と北上の氷上と同じ化学組成（Ａｌ２ＳｉＯ５ ）であるが，地質的述べていない基盤岩類について解説した．

花こう岩が，いずれもＲｂ･Ｓｒ全岩年代（注１）でにも実験的にも，代表的な高圧鉱物として知ら＜４億年問題＞

それぞれ４億1200万年と３億3900万年，相馬のれている．

ところで，このような基盤岩石が，はたしてど

山上変成岩が３億年となる．ただし鵜ノ木変成

日本列島では，高圧だが低温の三波川変成帯とのくらい古い時代のものであるかは多くの人の岩は，１億6000万年より古い値は出ていない．

基盤の疑のある幡豆（図9-⑮）の場合を別とす

関心事となったが，それはまた，日本列島の地

いずれにせよ，少なくも西南日本のほぼ全域にれば，古生層起源の変成帯で，十字石・藍晶石

史解明のための重要課題でもあった．そのためわたって分布する，３億年ないし４億5000万年を産出するところは他にない．東北日本では，

1966年以来主として東北大学と京都大学においの岩石年代は，何を意味するのであろうか？

北上山地の白亜紀花こう岩の接触変成岩，日立て，黒瀬川構造帯の三滝（八代）火成岩・寺野

地質年代では，これはシルル紀から石炭紀前期

鉱山付近の変成岩，西南日本では領家変成岩な変成岩をはじめとして各地の岩石について，鉱の頃にあたる．しかし，黒瀬川レンズ状部内のどすべて紅柱石と珪線石で特徴づけられる低圧物または岩石中の放射性同位元素による絶対年

シルル系が非変成であること，シルル系礫岩に変成岩で，これらはどちらかといえば地殻上層代が測られた．その結果は，他の変成帯についおける変成岩礫の存在（山下，1958）から，寺部（地震波速度の第１層）に属する岩石である．

ての資料とともに６頁の図10に一括して示した．

野変成岩の変成作用が先シルル紀であるとした

図９の⑦に示した阿武隈高原主部の御斎 所 竹 貫これを一見して明らかなことは，構造帯の岩石ら，この年代は，変成作用の時期を示すのでは変成岩は，これまで領家帯の延長とみなされては，測定法の如何にかかわらず，多くのものがなく，基盤変成岩が上昇冷却した年代を意味す

いたが，1965年以後，この中から十字石と藍晶一致して４億年前後の年代を示すことである．

る可能性がつよい．今のところＫ-Ａｒ法（注２）と石が，少量ながら広い範囲にわたってレリツク

その中には黒瀬川のもののほか，台変成岩も含Ｒｂ･Ｓｒ法ではこれより古い年代は出ていないが，として見出された．それは，これらの変成岩がまれている．黒瀬川とは少し違うが，飛騨外縁

ジルコンのＰｂ-α年代（注３）では６億年となるこ

条件の異なる新旧２回の変成作用を受けたこと

構造帯（青海），舞鶴構造帯（河守），肥後変成とは注目に値する．

（複変成作用）を意味するもので，この発見に

図11−阿武隈高原における藍晶石と十字石の図12−阿武隈高原の地質図

分布

ござ い しよたかぬき<加納編図，1969><総研阿武隈グループ・1969>

URBAN KUBOTA NO.12｜8

＜注１＞Ｒｂ･Ｓｒ年代＝岩石中に存在するＲｂ（ルビジウム）のた岩石または鉱物の絶対年代．

同位元素のうちで， 放射能のある Ｒｂ87 が一定の時間で崩壊し＜注３＞Ｐｂ-α年代＝ジルコンは放射性の高い鉱物でウランやてＳｒ87（ストロ ンチ ウム ）になることを用いて測定された岩石

トリウムの崩壊でできたＰｂ（鉛）を含んでいる．その鉛の量とまたは鉱物の絶対年代．

α（アルファ）放射能を測って求められた岩石または鉱物の絶対＜注２＞Ｋ-Ａｒ年代＝岩石中に存在する放射性カリウム Ｋ40が年代．

一定時間に崩壊してアルゴンＡ40になることを用いて測定されより，もっと単純に考えていた従来の阿武隈観

幅150ｋｍ以上，北は日本海に没するのでどこま

かくして1940年代以来，少なからぬ地質学岩石を，根底から改めさせることになった（図11）．

で続くかわからない．中核部の飛騨片麻岩コン

学者が夢にまで見た≪先カンブリア飛騨大陸説

この成功は，阿武隈全域にわたる川砂中の重鉱

プレックスは，角閃石片麻岩・石灰質片麻岩・≫は，なお決定的証明までには至らぬとしても，物の追求という大へん息の長い，しかも目的意

晶質石灰岩を主とし，少量の含ざくろ石黒雲母

一歩も二歩も前進したと言える現状である．最識的な宇留野勝敏ほかのグループの努力によっ片麻岩を含む．いっぽう東部の黒部川・片貝川

近の美濃丹波帯の上麻生礫岩からの20億年変成てはじめて達せられたことを特記しておく．十流域からは，十字石藍晶石片岩，引き延ばされ岩―日本最古の岩石―の発見は，たとえそ

字石・藍晶石は，日立西方の西堂平片麻岩からた花こう岩礫を含む礫岩片岩など，興味ある岩れが礫であり，直接現在の飛騨変成帯に結び付も見出された．しかもここでは三つのＡｌ２ＳｉＯ５石を産出する．変成相からは緑れん石角閃岩相

かないとはいえ，わたくしたち先カンブリア論

鉱物が同時に共生するという珍しい産出を示しが普通であるが，その中に散在的だがもつと変者にとって，これ以上の贈り物はなかったといた．そのほかいろいろの点から総合して，わた

成度の高いグラニユライト相岩石の産出が最近ってよい．それだけでなく，日本列島をとりま

くしたちは，阿武隈の地史を図13のように考え注目されてきた（グラニユライト相岩石は前述

く先カンブリア基盤の分布は，いまや内・外帯

た．御斎所竹貫変成岩は，おそくも４億年よりの構造帯にも見出されていることを想起されたの各地各時代の礫岩から，相次ぐオーソコーツ

古い基盤岩であろう．本州地向斜の変成相とすい）．以前から論ぜられてきているが必ずしも

アイト礫（正珪岩）の発見によって，フィリピる証拠は何もなく，その点でも次に述べる飛騨十分とは言えなかった≪複変成作用≫について

ン海あるいは日本海域にも ”拡大”しつつある．

変成岩と共通している．藍晶石と十字石は，そも新たな事実（鈴木，1973）が付け加えられていまや日本列島の島弧基盤の研究は，日本海やの飛騨変成岩からも産出する．それは，黒部川

いる．放射年代では，最初は１億8000万年が優フィリピン海の成因にもつらなるきわめて重要

下流の宇奈月温泉付近の雲母片岩からで，1956

勢で古生層説を支持するようであったが，そのな課題となっているのである．

年石岡孝吉と諏訪兼位によって発見された．

後の資料では３億年〜３億5000万年，５億年，なお最近は，舞鶴構造帯の河守超塩基性岩中の６億年，さらには14億9300万年（砕屑性ジルコ

角閃岩からも見出されている．これもきわめてン）という古い年代も出ており，飛騨の地史が微細なレリック結晶で，阿武隈と同じ方法ではきわめて複雑であり，古生層起源の変成相とはじめて発見に成功した．

とても考えられないことを示している．最も頻＜飛騨変成帯＞

度の高い１億8000万年は船津花こう岩を含む飛飛騨変成帯は本州弧の最も内側に位置し，その騨変成帯の，一般的固結上昇年代を意味するこ規模は，隠岐まで含めれば東西500ｋｍ，南北のとで説明されている．

図13−阿武隈高原の地史<加納編図，1975>

図14−飛騨高原の岩石分布図<50万分の１金沢図幅>URBAN KUBOTA NO.12｜9日本列島の地殻―２

秋吉台と京都北山―本州造山運動を中心に―

清水大吉郎＝京都大学理学部地質学鉱物学教室①秋吉台のなりたち

西南日本各地に石灰岩台地として残されている

小さく，まれにしか見ることができないが，い＜珊瑚礁の海と海底火山＞

ものは，殆んどこうして形成されたもので，西っぽう砂岩や粘板岩など砕屑岩のほか，珪質の日本の本州島の中心である飛騨山脈から西へむからいうと北九州の平尾台，山口県の秋芳台とチャートやシャールスタイン層が多い．これら

かうと，けわしい山々は次第に低くなり，中国

半田蔵目喜台，広島県の帝釈台，岡山県の阿哲の岩石は，地向斜のうちでも，より運動の活発

山地に入ると，大山のような新しい火山のほか台と大賀台などである．さらに東にすすむと，な―海底火山の活動がきわめてはげしかったは，どちらかというとなだらかな山々がうねり

滋賀・岐阜県境の伊吹川塊やその南の霊仙の山

優地向斜を示すものなのである．

ながらつづく．これらの山々は，飛騨山地など々もそうであり，岐阜県の各地に点在しながら＜微生物がつくったチャート＞にくらべると最近の隆起量が小さいため，なだ

日本海岸の青海の石灰岩に終っている．このこ

地向斜の地層の一部をつくるチャートは，珪質らかな山容を示しているのだが，その本体を形とは，２億数千万年前の日本地域には，こういの硬い岩石である．チャートという名前は，もづくっているのは，今から２億年から３億年もった海底火山の高まりが各地に広く点在していともとは，ガラスのように硬く，かつ鋭利に割以前に海底に形成された地層なのである．

たことを示している．

れるという意味で使われたもののようである．

本州島が西の海につきる手前，小郡と萩のちょ＜本州地向斜＞

この岩石の成分は，95％以上がシリカ（ＳｉＯ２ ，うど中間にある秋吉台は，その日本ばなれしたでは，こういった礁性石灰岩の場のまわりの地

無水珪酸）で，硬さの原因もそこにある．チャ

景観と見事に発達した鐘乳洞によって，観光客

域はどうだったのか．点在する石灰岩台地をとート層の起源については，生物源説と化学的沈の人気を集めている．この秋芳洞は，第四紀とりまく広い地域には，非石灰岩相とよばれる地

澱説の二つが古くから対立していた．生物源のいう最も新しい時代に，石灰岩が地下水の溶食層が広く分布している．その地層は，大部分は

根拠は，チャートを顕微鏡で見ると，放散虫のさいせつ作用によって出来あがったものであることは，粘板岩や砂岩（砕屑 性堆積岩）である．そのほ殻が多数見えることにあった．他方，無機的な本誌№11号でくわしく紹介されている．ここでかチャートの地層やあるいはシャールスタイン

化学沈澱説の根拠は，放散虫が見えてもそれ以は，そういう大規模な石灰岩がどのようにしてとよばれる海底火山の噴出物も多い．これらの外の圧倒的な大部分は，微晶の石英からなって形成されたのかをみてみよう．

非石灰相の地層は，石灰岩相と同じ時代のものいるということにあった．1950年代から電子顕

秋吉台は，以前から豊富な化石産地として知らだけでも3000ｍから8000ｍの厚さにも達してい微鏡の利用が盛んとなり，チャートを電子顕微れている．最も多いのは紡錘虫や珊瑚の化石だ

る．地層の岩相からいうと，それだけの深さの鏡でしらべる研究があいついだが，その結果はが，ほかにも貝類や腕足類，また層孔虫，石灰海が埋められたのではなく，浅い海に地層が形

チャートは，微細な（１〜５ミクロン）の石英藻なども多い．いずれも，炭酸カルシウムの殻成されたが，地層が上へ上へと堆積するにつれの結晶の集まりであることがわかり，それは，をもつものである．これらの動物たちは，水のて，もとの海底がどんどん沈降していって，そ

無機的沈澱説の証拠であるかに見えた．しかしきれいな浅い海の底を這ったり，また海底に固れだけの厚さの堆積物をうけ入れていったのでそこには，ひとつのおとし穴があった．じつは，着して生活し，死ぬと，そのまま堆積して固まある．

あとになってわかったことだが，チャートを微っていった．現在の太平洋においても，珊瑚礁

こうして形成された厚い地層は，のちに上昇に細な生物の殻の集合であるというためには，電というのはこうした過程をへて形成されている

転じ山脈となるが，そのもととなる厚い堆積物

子顕微鏡の倍率は巨大にすぎたのである．あるのだが，同様のことが，２億年以上前の日本のをためた海を地向斜海という．そして，わたし人はこれをたとえて，人間の皮膚の構造を見て海で起っていたのである．

たちはこの２億数千万年前の古生代末期に広く美人かどうかを判定しようとする類の誤りであ

秋吉台科学博物館の太田正道氏は，秋吉台石灰

西日本一帯を包み，秋吉台をはじめ各地に石灰るといっている．

岩の中の化石の分布や岩質のちがいを綿密にし台地を残した地向斜海を本州地向斜とよび，そところが，あるきっかけから，チャートを弗酸

らべ，このような生物礁によって秋吉台石灰岩の運動全体を本州造山運動とよんでいるのであ（ＨＦ）で腐食させてみると，その表面に，実にが形成されたことを明らかにした．図１に示す

る．ところで，地向斜海のうち，海底火山活動

多くの放散虫の殻や海綿の骨針が見られることのがそれである．かんたんにいうと，海水の深ゆうが激しかった部分を優地向斜，少なかったとこ
れつがわかった．それは，低倍率の顕微鏡でもうかさ，水の動きなどによってそこに住む生物がちろを劣 地向斜とよんでいるが，本州地向斜の様がえるが，走査型電子顕微鏡で 200 ないし 300がうので，海底火山の上にはリング状に生物体相をもう少しくわしく調べてみよう．

倍の像を撮影してみると，繊細な放散虫の殻やの集まった礁性（リーフ）石灰岩が形成される．

②京都北山の岩石

それから突出する細く長い棘などが立体的にとその中の円形のくぼみには，波静かなので，ご秋吉台の石灰岩と同じ時代の地層は，日本中にらえられる．この発見は，チャートの起源をめ

くこまかい石灰質の砂や泥が沈積する．リング

広く分布しているが，そのうちで，石灰岩の非ぐる長い論争に終止符を打つことになった．

状の礁の外側は水の動きが激しいので，こわさ

常に少いものの代表として，京都周辺の山々のさらに慎重な観察によって，放散虫の殻とともれた礁の破片が，がらがらとつもっていく．そものがあげられる．北山杉のしげる洛北の山々に大量に含まれている細長い海綿の骨針が，一のさらに外側には，石灰質でないふつうの泥やは，いかにも日本的なたたずまいで人々の心を定の配列をもっている場合の多いことがわかっ

砂が堆積する．

なごませるが，しかしここにはまた，本州地向

た．細長い棒状の化石が，水の流れによって一

このようにして，直径20ｋｍ以上もある厚さ数斜の運動をさぐる重要なカギがかくされてもい定の配列を示すことは，他のさまざまな化石の100ｍの石灰岩体が形成されたのである．現在，る．これらの山々には，石灰岩の岩体は，ごく場合によく知られている．したがってチャート

URBAN KUBOTA NO.12｜10

＜注１＞このような構造は，乱泥流によって形成されたダービ
ダイトに見られ，チャート層の形成にも似た機構を考えることができる．

層の形成においても，同様の水の流れが働いて

図１･Ａ−秋吉台石灰岩の形成機構<太田正道氏の図を簡略化>いたことは明らかである．さらにチャート層の中には，粒度（殻の大きさ）の変化や斜交葉理，
あるいは底痕（ソールマーク）なども観察される．
これらのことも海底での流れを示していて，当時の地向斜海の相を復元するための貴重な証拠となる．（注１）＜枕状溶岩＞
本州地向斜の地層のなかには，古くからシャー
ルスタイン層とよばれる地層があった．それは

図１･Ｂ−石炭紀〜二畳紀の地向斜性堆積岩層の岩相と厚さぎよう かいがん

多くは緑色をしており， 凝 灰 岩 の部分もあれば，溶岩質の部分もあったが，くわしい構造がわからなかったこともあって，一括してこの名でよばれていたのである．ところが最近になってく

図２･Ａ−京都北山の河床における枕状溶岩の産状<岡市ほかより>

わしい観察から，これが海底火山の溶岩流の積み重なりであることが明らかになってきた．京都の山地では，川底で岩石がよく洗われている
場合や，あるいはまた新しい道路の切り割りなどに，図２に示されるような構造が観察されることがある．このうち最下部の部分は，割れ目の少い塊状部であるが，その上にレンズ状あるいは亜球状の割れ目の多い部分がある．そして
それは，上にむかってゆくほどレンズや亜球の大きさが小さくなってゆく．このような形は，立体的にみると枕の形に似ていることから，ふつう枕状溶岩とよばれている．また日本では，
断面の形から，車輪石とか米俵石とかよばれていることもある．この枕状部の上には，枕状部

図２･Ｂ−海底火山の模式図の破片の集積したものや火山灰に由来する凝灰岩の部分がある．実際の地層では，いまのべた構造の層（５〜30ｍの厚さ）が順次積み重なって，厚い地層を形成している．これらの一つ一つの地層は，海底火山の一回の噴火による溶岩流によって形成されたものなのである．現在でもハワイなど火山の溶岩流が海底に流れこんだところでは，このような枕状溶岩の層がつくられている．２億数千万年前の本州地向斜の海では，多くの場所で海底火山がはげしく活動していた．そのあるものは，海山となってとどまり，
その頂きに礁性石灰岩をのせいたが，多くのものは，陸から流れこむ大量の砂や泥の地層によって，海底下深く沈みこんでしまったのである．
＜夕ービダイト＞
地向斜で形成された地層のうち，もっとも量のけつ

多いのは砂岩や粘板岩（頁岩）のような陸源のさいせつ

砕 屑 物質からなる地層である．その中には，砂岩と粘板岩がくりかえし重なる互層とよばれる

URBAN KUBOTA NO.12｜11

ものが非常に多い．そういう地層は，陸から運はなくて，南あるいは南東方向からの流れを示いる．これらの様子から，当時，南方の構造山

ばれた砂や泥が浅海に堆積したあと，何らかのしている．この場合も，いくつかの古期岩類の地の上昇と同時に，北方の中国帯地域では，す原因で動き出し，混りあってより深い海底へ流礫が発見されていることから，丹波地帯の南側

でに隆起がはじまったことがわかる．中国帯のれ下って定着したものである．そういう流れをに複雑な組成をもつ陸地があったことを推定し

本州地向斜の地層は，二畳紀末までに海底下深混濁流あるいは乱泥流（注２）とよび，それにうるのである．この陸地は，広いものではない

く沈みこんでいったために，下部の地層は，高よって形成された地層をタービダイト（注３）が，上昇は激しく，それだけ浸食と堆積物供給

い温度と高い圧力をうけて新しい鉱物に変成しとよんでいる．

の量は多かったとみられている．またそのこと結晶片岩となっていった．それが造山運動によタービダイトの実態については，世界の各地では同時に，この陸地は削剥しつくされて，現在って変形し，さらに隆起して山となり，上部か各時代の地向斜について研究されており，日本の地表に広い痕跡を残してはいない．このようら浸食されていった．現在，中国帯に分布してでは四万 十 地向斜での研究がすすんでいる．

な陸地を構造山地（テクトニック・ランド）といる結晶片岩は，北九州の三郡 山の名をとって

本州地向斜の地層のなかのタービダイトについよんでいる．（図6-Ｂ）

三郡変成岩とよばれている（中国帯を三郡変成ても研究がすすんでいて，その形成機構が明ら同じような構造山地は，西南日本外帯の黒瀬川

帯とよぶこともある）．

かになりつつある．タービダイトをつくった海構造帯にそっても存在し，二畳紀の中期から後

この隆起は，二畳紀末には舞鶴地帯全域に及ん

底の流れの方向を知ることは，当時の古地理の期にかけて大量の礫・砂のような粗粒砕層物をでいた．それは各地での二畳系と三畳系の間の復元に大いに役立つのである．

もたらした．このように，本州地向斜の海は，不整合によく示されている．

③２億3000万年前の海と陸

多くの海底火山や火山島が分布し，構造山地も二畳紀〜三畳紀間の不整合がもっともよく示さ以上のべた事実から，古生代末期（二畳紀）の列状に配列しているという，たいへん複雑な様れているのは，兵庫県養父郡大屋町御祓 山であ海陸の分布を復元してみると，図6-Ａのような相をていしていたと考えられる．

る．ここでは，褶曲した上部二畳系舞鶴層群がものがえがかれる．図は，二畳紀初期から中期④本州造山運動削られた上に，下部三畳系が不整合におおっての古地理図で，北方には，広い飛騨大陸があっ―舞鶴構造帯の深成岩と隆起する中国帯―

いる．この地層は，基底礫岩にはじまり，砂岩て，本州地向斜海に砂や泥の堆積物をもたらし

古生代末から中生代のはじめにかけての時期は，・粘板岩の互層がさらに上につづいている．御ていた．この大陸は，遠く東アジアの大陸につ世界的にもまた日本でみても，大きな転換の時

祓山では礫岩はあまり多くないが，同じ時代のながるもので，北中国から朝鮮半島にかけて存期であった．京都府北部から中国地方にかけて地層でも地域によって礫岩層が多いこともあり，在した中朝古陸の東縁部にあたる．この陸地は，の舞鶴地帯には，その具体例が数多く発見され変化はいちじるしい．その状況を中沢ほか（19先カンブリア代以来のたびたびの変動をへて形る．舞鶴地帯に化石が多産することは以前から57）によって示すと，図３のように西北側に礫成されたもので，岐阜県の各地では，タービダ

し まん とさんぐん

みはらい

知られており，それによって二畳紀から三畳紀岩層が多く，南東側にむかって細粒となる．こイト層下底の 底 痕により，北の陸地から堆積物の海成層の分布をたしかめることができる．岩の傾向は，舞鶴地帯全域を通じてみとめられる．

が供給されたことが明らかにされている．

相からいうと，二畳紀中期以降，礫や砂岩が優こうしたことから舞鶴地帯の西北側の中国帯は，

いっぽう京都北山のいくつかの例は，北からで勢となり，またタービダイトも多く形成されてすでに三畳紀はじめには隆起地域であり，上昇

ソールマーク

図３･Ａ−三畳紀前期の中国帯･舞鶴帯･丹波帯の古地質断面模式図

URBAN KUBOTA NO.12｜12

＜注２＞タービデテイ・カレント Turbidity Current の訳＜注３＞ Turbidite 定訳がなくそのまま使っている．

しつつあったということがわかる．また隆起す

ものは，古生代後半のバリスカン造山運動で形

これらの上部三畳系は，いずれも北西側の陸地

る中国帯と，むしろ沈降しつつあった丹波地帯

成された陸地をふちどる沼沢地に，シダ植物がから砕屑物質が供給されて出来上ったが，潟性との境界をなす舞鶴地帯では，二畳紀末に，花埋もれてつくられたものであるし，日本のもののものや内湾性のものも多いから，北西側の陸こう岩をはじめとするさまざまな深成岩類の上は，日高造山にみられるように，新生代はじめのほかにも東南側にも小さな陸や島があって，昇・貫入があった．これらの深成岩は，その結のアルプス造山運動と一連のものと理解されて海岸線は複雑になっていた様相がうかがえる．

晶粒の性状から激しい圧力条件下での貫入を示いる．

西南日本外帯でも，同じ時代の地層は，四国としており，いわゆる造山時貫入岩であったこと

本州造山運動においても，隆起した中国帯の陸九州の中央部に細長く東西に点在していて，いがわかる．

地をふちどって，石炭層をつくるような盆地がずれも北の陸地の前面の浅い海に形成された地同様の岩石は，西南日本内帯では東西につらな出現した．この石炭層は，量としては少なく，層である．そして二畳系を不整合におおう場合り，中国帯の各地のほか，飛騨外縁構造帯にそ日本では無視されがちであるが，日本列島の形があることから，内帯の場合と似た地史が推定う船津花こう岩も同じ時期のものである．また成史を語る上ではたいへんな貴重な位置を占めされる．

西南日本外帯では，秩父累帯のなかの黒瀬川構ている．中国帯では，西の山口県大嶺と岡山県⑥大陸の時代（ジュラ紀〜白亜紀）

造帯にそって点々と分布する三滝火成岩類も，成羽の地域に，この時代の石炭層があり，さら本州造山運動によって，地層の変形をうけ，変この時期に再活動したものである．

に東では，京都府舞鶴の周辺にも分布している

成作用と深成岩の貫入をうけた本州地向斜は，これら造山時貫入岩類とされているものは，い（図４）．このうち舞鶴の志高のものは，三畳紀

三畳紀にいくつかの小さな堆積盆地や残存したずれも複雑な組成をもつ場合が多く，あるもの

初期のものと考えられている．つまり御祓山の地向斜海を残しながら，次第に縮小していき，は，本州地向斜の基盤をなしていた，より古い

ところでのべた下部三畳系の岩相のうち，もっジュラ紀には広い地域が陸に転化していった．

時期（４億年以上前）の花こう岩類が，本州造とも西北側の陸に近いところにあたる．また大現在の西南月本の大部分を占めるこの広い陸地

山運動に際して再活動し貫入してきたものと考嶺や成羽の石炭は，三畳紀中期のもので，本州は，当時アジア大陸とつながっていて，図6-Ｅ

えられている．いずれにせよ，これら造山時貫造山運動で形成された陸地がかなり浸食されたにみるように山地として上昇をつづけた．

入岩類とされるものが，構造帯にそって内帯とあとの盆地に出来たもので，二枚貝の化石を含

この山地の前面には，ジュラ紀後半から白亜紀

外帯にわかれて分布することは注目に値する．

む浅い内湾性の地層に互層をなしている．岡山のはじめにかけて浅い海がひろがり，暖い海流⑤中生代の石炭層と浅海

県や山口県では，下部三畳系は分布しておらず，の洗う澄んだ海底に，石灰質の殻をもつ多くの石炭層というと，石炭紀のシダ植物という知識

古生層（変成岩と非変成のものとがある）の上

生物が繁殖して珊瑚礁をつくっていた．それにが広まっているが，じつはそのほかの時代のもに直接，上部三畳系が不整合におおっている．

よって形成された石灰岩を鳥の巣石灰岩とよんのも多い．隣国の中国の石炭の多くは二畳紀のしたがってこの地域では，二畳紀末以来ずっとでいる．このように新しく南に移った地向斜海ものであるし，日本の石炭は，そのほとんどが陸域がつづいていたのか，あるいは下部三畳系

では，海底火山活動を伴いながら，厚い地層を古第三紀のものである．石炭層の形成は，造山

は少しあったが，すぐ隆起して削られてしまっ

堆積させていた．それは三畳紀からひきつづい運動とむすびついていて，ヨーロッパや北米のたのかなのであろう．

ているが，さらにジュラ紀をへて白亜紀までつ

図３･Ｂ−現在の舞鶴地帯断面図･夜久野地域の例<中沢ほか 1957 をもとに再構成>

図４−西南日本中生代の石炭層の分布

URBAN KUBOTA NO.12｜13

づいて，四万十地向斜にひきつがれてゆく．

そこに中生代の裸子植物や羊歯植物の森林が繁再びまた新しい活動期に人るのである．

本州造山運動によって形成された山地が隆起を茂した姿を思いうかべることが出来るのである．

本州地向斜にはじまる日本列島の歴史は，このよ

つづける背後には，いくつかの沈降地域があっ白亜紀に入ると，図６-Ｇ・図６-Ｈにみるよう

うに，いくつかの段階と地域差をはらんで彩り豊て，そこには，隆起する山地の浸食によって運にこの地域全体に激しい火山活動がくり返し起かな物語となっている．この複雑さの中にひそむ

びこまれる大量の砂や礫が堆積した．この地域った．この火山活動は，花こう岩の貫入を伴っ法則性は，現実に則した地道な調査によって，今は，湖であったり，また海水が入り混った汽水ており，広島付近に広く分布する花こう岩の名や見出されつつあるのである．

の内湾であったりした．また北陸地方の来馬層をとって，この変動全体を広島変動とよんでい群は，海成層だが植物化石が多く，薄い石炭層る．その一方で，南の地向斜海では，四万十地

さえはさんでいる．当時，この地域は山麓で，向斜の沈降が激しくなっていく．日本列島は，

図５−西南日本における本州区の構造区分

図７−西南日本の地質構造発達史

URBAN KUBOTA NO.12｜14

図６−古生代後期〜中生代における西南日本の古地理図

URBAN KUBOTA NO.12｜15日本列島の地殻―３

南紀海岸と黒潮古陸
徳岡隆夫＝京都大学理学部地質学鉱物学教室

し まん とち こうしや①紀勢線の車窓から破砕されている．湯浅の付近では，秩父帯の古②四 万 十 地 向 斜 の海

紀伊半島の南海岸は，黒潮の洗う美しい海岸線

生層を不整合に覆う白亜紀の地層があって，ア

仏像構造線から南の地帯は，四万十帯とよばれと豊富な湯量をほこる温泉にめぐまれ，多くのンモナイトや植物の化石を産することで，古くる．四万十帯は，赤石山地から紀伊半島，四国

観光客が四季を通じて訪れる．

から知られている．

南部，九州南部，さらには奄美大島から沖縄へ

天王寺から紀勢線にのって約１時間，汽車が和湯浅駅をすぎトンネルをでると，左後方に谷がと続いていて，その巾は約100ｋｍ，延長は1,500

泉山脈のトンネルをこえると，紀ノ川の平野がみえてくる．水越峠へとむかう谷で，右手の由

ｋｍにおよぶ．四万十という名前は，四国の西眼下にひらける．日本列島を縦断する≪中央構

良湾へとつづいていく．この直線的な谷は，秩部で太平洋にそそぐ四万十川が，この地帯を横

ぶうぞう

造線≫は，紀ノ川の右岸にそって東西に走り，

父帯と四万十帯を境する仏像 構造線にあたって

切って流れていることからつけられた．四万十

このあたりには，それが地形的にもっともよくいて，谷は断層谷をなしいる．仏像構造線は，帯は，中生代の中頃にはじまり，おもに白亜紀現われている．日本列島は，この中央構造線にちょうど紀伊由良駅の直下を通っていて，これ（約１億年前）から新生代の前半（約2,500万

よって北と南に大きく区分され，北は≪西南日

から南は四万十帯となる．おもに，白亜紀から年前）にかけて，四万十地向斜の海があった場

本内帯≫，南は≪西南日本外帯≫とよばれる．

古第三紀にかけての地層からなっていて，切割所で，陸から運ばれてくる砂礫や泥が厚く堆積

西南日本外帯は帯状構造をなしていて，北から，りや，眼下にときおりみられる海食台には，砂していった．したがって，この地帯ではどこで

三 波 川 帯・秩父帯・四万 十 帯が，東西方向によ岩層と泥岩層とが交互に重なっているのを識別も，似たような地層がみられるのである．

く連続している．それぞれの地帯は，分布するできる．

四万十地向斜は，どのようにしてできたのであさん ば がわ

し まん と岩石の種類や性質，形成された時代などを異に

みな べ

南 部 をすぎるあたりから，山はなだらかになる．
しゆう きよくろうか．四万十地向斜の海が誕生する以前の日している．

新第三紀の田辺層群の泥岩が，四万十帯の 褶 曲

本列島の生いたちをごく大まかにいうと，古生トンネルを出た汽車は，しばらくは紀ノ川にそした地層を覆っているのである．紀伊田辺のあ代シルル紀（約４億年前）以前に，中国や朝鮮って西へと走る．対岸の比較的なだらかな山々

たりからは，厚く成層した砂岩層となり，列車を含む大陸の縁辺であった日本列島のあたりにが三波川帯で，その背後のやや高い黒々としたは白浜へと到着する．

本州地向斜の海が誕生し，それは，約２億年前

山稜が秩父帯にあたる．和歌山駅を出ると，ま白浜から紀伊日置までは同じ田辺層群で，日置の本州造山運動によって陸化していった．そしもなく右手に海がみえはじめ，汽車は海岸線に川の鉄橋をわたると，ふたたび四万十帯の地層て，約１億年前から，その外側に形成され始め

そって南下してゆく．東西につらなる外帯の帯となる．ここから田並までの約１時間が枯木灘

たのが四万十地向斜の海である．四万十地向斜状構造を横断してゆくのである．

海岸で，釣人たちのメッカともいえる場所であの北方の陸地は，海での堆積作用と沈降運動に

臨海コンビナー卜のある海南から下津にかけてる．田辺湾に抱かれた白砂青松の白浜を女性的対応するかのように，隆起がさかんで，酸性のは，線路や道路の切割り，あるいは海岸の崖にな美しさにたとえるならば，山地がそのまま海火成活動がおこなわれ，膨大な流紋岩の噴出がみられるのは，三波川変成岩類である．黒色やにおちこんで太平洋の荒波に洗われるこの海岸

厚い溶結凝灰岩層を形成し，花こう岩類の貫入

緑色の千枚岩からなっていて，古生代の地層が線は，男性的な美しさに溢れている．眼下にみがはげしくおこなわれた．西南日本内帯の全域

高い圧力をうけて変成岩となったものである．

えかくれする海食台は，大地震のたびごとに隆にわたって起った≪広島変動≫とよばれるもの

箕島をすぎ，有田川を渡ると，すでに秩父帯で起し，隆起した海食台は，荒波との一進一退のがこれである．こうして形成された山地は，浸ある．三波川帯と岩石の時代は同じで，砂岩や死闘をくりひろげているのである．

食され，削りとられた砂礫や泥が，四万十地向頁 岩 ，チャートなどからなっているが，変成作

大阪から３時間，汽車の旅にもそろそろ厭いて斜の海へ運ばれて厚く堆積していった．このよ用をうけていない．しかし層理はあまりはっき

くるころ，潮岬の海岸段丘とその先端の灯台がうに従来は，四万十地向斜の海に運ばれた砂やりせず，つぎの四万十帯にくらべると，かなりみえてくる．田並駅をすぎれば，熊野層群であ泥は，北方の陸地だけからもたらされた，と考る．田辺層群と同時代で，砂岩と泥岩のつくる

えられていたのであった．

縞模様が見事である．そして串本をでるとすぐ，

ところで，四万十地向斜にたまった堆積物は，大島へと点々とのびる橋杭岩が陽に映えて美し

いまでは造山運動をうけて陸化し，四万十帯をい．それは，熊野層群をつきやぶって地表にあ形成している．その地層のしらべ方がくわしけ

らわれた石英斑岩の岩脈なのである．やがて，ればくわしい程，より正確な四万十地向斜の生

汽車は美しい海岸線の広がる那智勝浦へ到着す

成と発展の姿が描けることになる．

る．ここで殆んどの観光客を降ろし，新宮へと

昭和39年，紀伊半島の南部を調査していた原田

向かう．

哲朗氏は，四万十地向斜に太平洋側からも物質

天王寺駅から約４時間，変化に富んだ美しい南が運びこまれたことを示す証拠を発見した．そ紀の景観は，それを構成する一つ一つの岩塊のの証拠というのは，砂岩層 の 底面にみられるなかに日本列島の生いたちを秘めていて，わた「底痕」（ソールマーク）とよばれるもので，したちに，その美しさの由来を語り，その景観

それの示す方向を復元すると，砂岩層をつくっの保存を約束させる．

ている物質が，どの方向から運びこまれたかを

けつがん

図１−紀勢線沿線の地質図

URBAN KUBOTA NO.12｜16

知ることができるのである．このようにして，ているというよりも，砂岩層から泥岩層までが位を補正すれば，乱泥流の流れこんできた方向復元された底痕のなかには，太平洋側からの物

１セットといったほうがよいものなのである．

を知ることが出来，そのような方向を数多く集質の供給を示すものがあったのである．

このようなセットをなす砂岩の部分を，さらにめれば，かつての陸地がどこにあったかを知る

また，昭和42年には筆者によって，同じく紀伊

詳しく観察すると，写真でみるように下から上ことが出来るのである．太平洋側からの物質の半島の南海岸で，日本列島にはみることのできへ次第に細かくなっていたり，平行葉理や斜交供給があったというのは，このようにして推定ない正珪岩とよばれる岩石が，礫岩層中の礫と葉理などがみられることが多い．

されたことなのである．

して含まれていることが明らかにされた．

フリッシュがどのようにして形成されるかは，＜正珪岩の礫＞

この２つの証拠は，四万十地向斜の堆積物が必≪乱泥流説≫によってよく説明される．風化・

黒潮古陸のもう１つの有力な証拠となった正珪

らずしもすべて，北側の陸地からもたらされた浸食によって形成された砕屑物質は，河川を通岩について説明しよう．この岩石は砂岩の一種

ものばかりではないのではないか？

地向斜のじて海へと運ばれてゆくが，大部分は三角洲やで，日本でこそきわめてめずらしいものである

南側―現在の太平洋のなかに，失なわれた陸大陸棚で，一次的に集積される．それらが，地が，中国や朝鮮，北米，スカンジナビアなどの地が存在していたのではないか？

という疑問

震あるいは津波などを引金として，一時にくず大陸地域では，ごく普通にみられる砂岩である．

を生ずることになった．

れ，海底の斜面にそって流れおち，深い海底の石英（ＳｉＯ２ ）が95％以上を占め，砂粒のほとん③失われた陸地―黒潮古陸凹所（堆積盆）へと運びこまれる．堆積盆では，どは完全に円磨されていることが多い．大陸的太平洋中の失なわれた陸地の存在を示す２つの

ごく細粒の泥や浮遊性の生物遺骸が，僅かずつな環境下で花こう岩や片麻岩，まれには堆積岩

証拠について，もう少しくわしくのべよう．四

ではあるが定常的に降りつもっていて，そこにが長期間にわたって風化され，風化に対しても万十帯を構成する地層には，砂岩と泥岩の層が間けつ的に乱泥流がもたらされる．乱泥流によっとも強い石英のみが残されて，固結した岩石

交互に規則的につみ重なった≪砂泥互層≫がよって運ばれる物質は，乱泥流の速度や密度，運である．とくに先カンブリア紀末の全世界的にくみられる．このようなものは≪フリッシュ≫

ばれる量などによって異なるが，種々のタイプ

進行した準平原化作用と乾燥気候のもとで，大とよばれていて，地向斜地帯ではどこでも，どの砂泥互層を形成する．

陸地域ではどこでも似たような砂岩が形成されの時代にもみられる特徴的な地層である．フリ<太平洋側からの流れ>たことはよく知られている．

ッシュは，急激に上昇する山地から運び出され乱泥流によって形成されたフリッシュでは，地

南紀海岸で発見された正珪岩礫は，このようなる砕屑物質が，地向斜の海に周期的にもたらさ層の下面に 底 痕がみられることがある．写真で岩石なのである．これらが，それまで何故に発れて形成されると考えられている．列車が御坊

説明しよう．これは砂まじりの砂岩層の下面で，見されなかったのかは，実に不思議というか，を通過するあたりから枯木灘海岸にかけてみら

中央部の砂の細長いもりあがりの先端に礫がみ

チャートによく似ていて，日本のどこにでもあれるのは，こうしたフリッシュなのである．

られる．かつての海底面にもどして考えると，るチャートが礫になっているのだろうと軽く見＜フリッシュ＞

泥のたまっている海底面上に流れこんできた乱

過されていたのである．

フリッシュをなす地層を近くに寄って観察して泥流が減速するにつれて，乱泥流に含まれていところで日本列島は，はじめにのべたように，みよう．さきにフリッシュは，砂岩と泥岩が交た礫が落下し，海底面をえぐって傷をつけなが古生代の中頃から地向斜の時代に入り，造山運互に重なっているとのべたが，よくみると，下ら停止し，ひきつづいて落下してくる砂がつも動がはげしくおこなわれた場所なので，正珪岩位の砂岩から上位の泥岩に移るところには，明っていったということになる．写真では，このが形成されるような条件はなかった．現に地層瞭な境界はみられず，泥岩からその上位の砂岩ようにして出来た海底面の傷跡の”鋳型”をみてとしては日本のどこにもみられない．したがっへ移るところにはシャープな境界があることがいると考えればよい．したがって，この種の底て正珪岩礫の供給源を本州地向斜時代以前の日

多い．つまり，砂岩層と泥岩層が交互に重なっ痕の示す方向を測定し，後の構造運動による変

本列島の土台をつくっている岩石に求めるのは，

ソールマーク

図２−四万十地向斜堆積物の供給方向

URBAN KUBOTA NO.12｜17しごく当然のことなのである．しかも，紀伊半した砂泥互層としてみられる．国道42号線沿いされた．図８は，これまでに黒潮古陸の証拠が島の四万十帯に含まれる正珪岩礫の分布をしらでは，紀南パレスや切目崎オートグリル下の海あがったところである．最近では，台湾でも陸

べると，南の海岸付近にのみ発見される．もし，食台に，見事なフリッシュが露出している．

地の存在が報告されたことを追加しておこう．

中国や朝鮮の方向からはるばる運ばれてきたの

す

さ

み

牟婁帯の地層は，周参 見 から田並にかけての枯み

ろず

すなわち黒潮古陸は，四万十地向斜の南側に，ならば，四万十帯のどこにでも，また湯浅付近

木灘海岸でみられ，とくに見老 津 から田子にか

それと同様の規模で連続した陸地であったと推の秩父帯の白亜系のなかにもあってよい筈であけての海食台上に露出する地層には，底痕，正定される．

る．さきに，南紀海岸には太平洋側からの供給

珪岩の礫，地層上面の漣痕などが数多くみられ，

黒潮古陸の巾は，どれくらいあったのであろう

を示す流れがあることをのべたが，こう証拠が見学には絶好の場所といえる．以上にのべた四か．さきに正珪岩礫についてのべたが，黒潮古そろってくると，やはり陸地は太平洋側にあっ万十帯の地層は，西では田辺層群，東では熊野

陸から運ばれてきた礫はそればかりではない．

たと考えざるを得ないのではなかろうか．

層群とよばれる中期中新世の地層によって覆わ礫岩層のなかには，正珪岩礫とともに，砂岩・みな べ

かくして1968年に，失なわれた陸地は≪南方陸れている．それらは，南部 から椿にかけての海

頁岩・チャートなどの堆積岩，流紋岩や花こう地≫とよばれ，さらにその後の調査のつみ重ね

岸，田並から紀伊勝浦にかけての海岸で，ゆる岩などもある．正珪岩以外は，北の陸地から運のなかで，陸地の存在がますます確実なものにく海側へむかって傾斜しているのが，車窓からばれてきたと考えてもおかしくない岩石ばかりなったことから，1970年には≪黒潮古陸≫といもよく見られる．

である．しかし，礫岩層も，砂泥互層の場合とう正式名称が与えられることになった．

⑤四万十地向斜の生いたち同様に，乱泥流によって運びこまれたものであ

このように書いてくると，読者はしごく簡単に

これまでにのべたことから，どのような地向斜ることが明らかなので，これらの礫も正珪岩と黒潮古陸が明らかになったように思われるかもの発展史が画けるであろうか．第一に，時代をともに，同じ方向からもたらされたと考えざるしれない．しかし，四万十帯の地質がようやく異にする地層からなる地帯が，古い方から順にを得ないのである．そうすると，黒潮古陸にはわかってきたのは昭和40年代になってのことで北から南へと配列しているのは，堆積作用（あ多種多様の岩石が分布していたということになある．それまでは四万十帯は，≪未詳中生層≫

るいは沈降運動といってもよい）のおこる場所

る．つぎに，黒潮古陸からもたらされた礫は，という名前でよばれていた．「よくわからないが北から南へと，段階的に移っていったことを例外なく円磨されているという事実がある．すが，たぶん中生代の地層だろう」ということで，推定させる．第二に，それぞれの帯での地層のなわち，黒潮古陸の上を流れる川は，いくつか

広大な地域が地質図では一色に塗られていた．

つみ重なりの順序をみると，下位には細粒物質の岩石の地帯を横切って流れ，その川は海にそ

褶曲や断層による複雑な地質構造，化石がほとが多く，上位にいくにつれて次第に粗粒物質がそぐまでに，削りとった岩石を円磨させるに足んど産出しないこと，有効な地下資源がほとん

増加していくという特徴がある．このことは，る充分な距離をもっていたのである．地質学者

どないことから，多くの地質学者からも敬遠さ

深い堆積盆が次第に埋めたてられて，浅くなっの経験からすると，黒潮古陸は少なくとも現在れていた地帯なのである．このような未開の地ていったことを示すのではないであろうか．第の日本列島規模はあったであろう．

域に足を踏み入れ，ハンマーをふるうようにな

三に，それぞれの帯の北縁部と南縁部には粗粒⑦黒潮古陸の消滅

ったのは，井尻正二氏の「太平洋問題」の提起物質が多く，とりわけ，南縁部にそっては顕著

では，黒潮古陸はいつ消滅したのであろうか，に刺激された紀州四万十帯団体研究グループのな礫岩層が認められるのは，供給源である陸地

もう一度，地質図をみることにしよう．紀伊半面々で，やはり，若さと未知なるものへのあこが両側にあって，しかもそれほど遠くはないこ

島では，四万十帯の地層を傾斜不整合で覆って，がれのなせる業だったといえるであろうか．

とを示しているのではなかろうか．

西に田辺層群，東に熊野層群が分布している．

④紀伊半島の四万十帯

このような考えから，かなり大胆に地向斜の発傾斜不整合は，四万十帯の地層が造構運動をう

では，団研グループによって明らかにされた紀展史を復元したのが図６と図７である．地向斜

けて陸となり，浸食作用をうけたことを示して

伊半島の四万十帯について紹介しよう．

堆積盆のダイナミックな動きや，黒潮古陸の存いる．田辺層群や熊野層群は，中期中新世（約四万十帯は，３つの地帯に細分される．北から在を理解していただけるであろうか．

2,000万年前）の海成層であるので，黒潮古陸

日高川帯，音無川帯，牟婁 帯とよばれ，それぞ⑥黒潮古陸の拡がりはこれらの地層の形成時には，すでに ”沈没”

れは断層で接している．これらの帯に分布する

紀伊半島での研究から黒潮古陸の存在が明らかしていたことは明らかである．おそらく，四万地層は，それぞれ時代や岩石の性質を異にしてとなったが，その他の四万十帯でも同様の証拠

十地向斜の堆積盆が埋めつくされ，造構運動にいる．図３をみていただきたい．

がみられるであろうか．四万十帯は赤石山地か

よって陸化すると，それまで砕屑物質を供給し車窓では，紀伊由良から御坊 駅までにみられるら沖縄まで，１つの帯をなしているのであるか

つづけてきた黒潮古陸は，沈下したのであろう．

のが日高川層群で，厚い砂岩層や泥岩層が，から，もし紀伊半島の沖あいに黒潮古陸があった

中期中新世の造構運動は，紀伊半島のみでなくなり破砕されている．御坊から西へ，煙樹 ヶ浜とするならば，他の地域にも同様にあったので広く四万十帯全域にわたって認められ，≪高千をぬけ，潮吹岩から日御岬へ至る海岸では，厚はないかと考えるのは当然であろう．1968年に穂変動≫とよばれている．また，この時代はフい砂岩層や砂泥互層がよくみられ，ときには枕

南方陸地説を出して以来，筆者らは東へ，あるォッサマグナから東北日本にかけて，グリンタ状溶岩もみられる．

いは西へと ”２つの証拠”を求めて飛びまわっ

フ地向斜の海が急速に拡がっていった時代でも音無川帯の地層は印南付近の切割りに，整然とた．また，何人かの人々から同様の証拠が報告ある．黒潮古陸の ”沈没”は，このような日本

む

ろ

ご ぼう

えんじゆ

URBAN KUBOTA NO.12｜18

列島全体に認められる運動と密接に関連していしたものといえよう．ソ連の学者たちも，九州なったのは明るいニュースである．また，幸いたことは明らかである．それはまた，フィリピ―パラオ海嶺で花こう岩を得ていることをつけなことに，フィリピン海は日本の前庭ともいう

ン海や，ひいては太平洋の形成ともおおいに関

くわえておこう．

べき近さにあり，調査には地の利がある．精力係があるのであろう．

このように，現在はフィリピン海の成因をめぐ

的に海底岩石の採取をすることが必要であろう．

⑧フィリピン海って，アメリカ，ソ連，日本などの学者たちは，また，日本列島の生いたちは比較的よくわかっ

これまでは地層に印された記録から，黒潮古陸

しのぎをけずり，また，協力しあって研究を進ているので，それとの比較で海の生いたちを考の存在についてのべてきたが，海底に直接証拠めているのである．海洋底の研究では，フィリ

えていくことがよいであろう．

を求めることは出来ないであろうか．地殻の構

ピン海や日本海などの縁海が目下の焦点となっさらに具体的なテーマを提起してみよう．沖縄造からみた陸と海の境は，もちろん地形的な境ている．それはまた，島弧の成因，太平洋や大の東の沖合いに北大東島がある．この島では昭とは異なっていて，紀伊半島沖でみると，西南

西洋のような大きな海の成因をさぐる手がかり

和９年，11年にボーリングがおこなわれた．当日本海溝（南海トラフ）のところで，潮岬の沖を与えてくれるからでもある．

時としては，大変な大事業であったであろう．

あい約50ｋｍにある．この範囲までに黒潮古陸ところでアメリカは，グロマー・チャレンジャ

しかし残念なことに，第三紀漸新世の石灰岩をが存在したことには，学界でもそれほど異論はー号を駆使して，海底ボーリングによって直接掘りぬく途中で中止のやむなきに至った．これないところであるが，それを越えてさらに南ま海底の歴史を明らかにするという強力な武器とを再度復活させ，3,000 ｍあるいは4,000 ｍので拡がっていたかどうかということになると，大きな組織を持っている．ソ連はまた，国家的掘削が出来ないものであろうか．第三紀からさ問題は多い．しかし，すでにのべたように黒潮大事業として海底の研究を位置づけ，海底岩石

らに白亜紀の石灰岩を掘りぬいて，その下底に古陸が日本列島規模ということになると，どうの採取ひとつをみても，はるかに我々をりょう

あらわれるものは果して何であろうか．それはしても海溝の外にまではみ出してしまうことにがしている．では日本ではおくれをとらずにど

必ず海洋底研究に新しいぺージを開くものにな

なる．もちろん海溝が形成されたのは非常に新のようなことが出来るであろうか．グロマー・るであろうし，あるいはまた，海底にねむる資

しい時代なのであるが，海溝の外側は海洋型のチャレンジャー号による深海掘削は，今年度か源の開発にも，大きく貢献するところがあるで地殻をなしていることはよく知られている．しら国際共同研究となり，日本も参加することにあろう．

たがって，古陸が海溝の下にもぐりこんだか，あるいは大陸の海洋化が起ったのか，どちらか

図８−正珪岩礫の産出地点と太平洋側からの古流系<水路図複製・海上保安庁承認第500036号>ということになる．
前者は最近のプレートテクトニクス説にもとづく考え方であるが，後者のほうはどうであろう
か．じつは，フィリピン海にかつて大陸があったのではないかという考えは，古くから日本の地質学者によって唱えられていた説で，サイパン，グァム，ヤップ，パラオなどの諸島には，
せんりよく

花こう岩や閃 緑 岩などの陸的要素を多分にもった岩石が知られているし，陸と海とを境するといわれる≪安山岩線≫はフィリピン海のはるか東にあって，太平洋をとりまいている．またフィリピン海の地殻構造をよく検討してみると，
奄美海台，北大東海嶺，沖大東海嶺などには，
どうやら陸的な要素がうかがえるのである．
アメリカの深海掘削船グロマー・チャレンジャ
ー号による海底ボーリングは，七つの海で大きな成果をあげ，プレートテクトニクスの考えを実証しつつあるかにみえる．しかし，フィリピ
ン海においては，海底拡大を示すような証拠はまだ得られていない．最近の日本の地質学者による大きな成果としては，九州―パラオ海嶺や奄美海台における花こう岩の採取，沖大東海嶺
における変成岩の採取などがある．いずれも，陸的要素がフィリピン海に存在することを実証

URBAN KUBOTA NO.12｜19図３−紀伊半島四万十帯の地質図<紀州四万十帯団体研究グループによる>

図４−紀伊半島四万十帯の断面図<図３のＡ−Ａ´潮ノ岬沖の海面下の断面も含む>

図５−紀伊半島四万十地向斜の発達史模式図<海域はＧＤＰ−8,11などの資料。右端欄は藤田，1970による>

URBAN KUBOTA NO.12｜20

図６−紀伊半島における四万十地向斜発展の古地理図

図７−紀伊半島における四万十地向斜発展の構造断面図

URBAN KUBOTA NO.12｜21日本列島の地殻―４
や ま

と

た い

日本海と大和堆
かせ の絈 野 義夫＝金沢大学理学部教授

えんかい

日本海というひとつの縁海 が，どのような過程さをもち，頂上部の水深は1,320ｍという巨大山あり谷ありの地形を呈する．奥尻島をのせてを経て生まれ育ったが，という問題の解明は，なものである．

南北につらなる≪奥尻海嶺≫，佐渡島をのせる
やま と

も がみ

現代地球科学にとって第一級の課題である．日

本州と大和海嶺との間にある≪大和 海盆≫は，≪佐渡海嶺≫と，その内側に並走する≪最上 舟

本海の形成過程はまた，日本列島の形成にあず

深さ2,000ｍをこえ，やや小規模ではあるが，状海盆≫，富山湾から発して大和海盆までのびかった比較的新しい事件―グリンタフ造山運

日本海盆に似た深海の大平原である．やはり所る≪富山舟状海盆≫などは，とくに著しいもの

動―と密接にからみ合っている．ここでは，どころに海山が突出しているほかは，単調きわである．（図２参照）

日本海底に関する知見を要約して紹介し，グリまる地形を呈している．大和海嶺と朝鮮半島と今ひとつ，とりわけ注目をひくのは，長大な海

へだ

つし ま

ンタフ造山運動の一端をさぐってみよう．

を隔 てる≪対馬 海盆≫も，全体としては大和海

底の峡谷，延々400ｋｍにもわたってつづく≪富①日本海の海底地形

盆に似ており，その中央部には，突出した海山

山深海長谷≫であろう．陸上から富山湾にそそ

最近10年あまりの調査によって，日本海の海底が列をなして，ひとつの海嶺状をなしている．

ぐ庄川・神通川・黒部川などの延長部にあたる

やま と かいれい

地形は，かなり正確にわかってきた．そのあら≪大 和 海 嶺 ≫大和堆と北大和堆から成る突出

海底谷は，やがて一本に合流して富山海底谷とましは，図１のようになっている．大まかにい部を総称して，大和海嶺とよぶ．日本海の中心なり，富山舟状海盆の中を，峡谷をうがって北えば，深さ2,000ｍをこえる平 坦 な深海部と，部に，どっかと腰を据えた大和海嶺は，山陰中流する（図３）．この海底の峡谷は，さらに，

深さ2,000ｍ以浅で陸上の地形に似た複雑な起央部から隠岐島を経て張り出した，一大半島の深さ2,000ｍをこえる大和海盆の上を蛇行しな伏をもつ陸地的な部分，とに分けられる．シベ

先端部にあたり，九州ほどの広さをもつ．そのがら連続し，ついには，深さ3,400ｍの日本海

リア沿海州や朝鮮北部では，大陸が急に崖状に

頂上部の水深は，北大和堆で400ｍ足らず，大盆に口を開いているのである．この長大な深海落ちこんで，深さ3,000ｍをこえる深海に接し

和堆ではわずかに236ｍにすぎず，ちょうど冷長谷にそって，深海扇状地や自然堤防状の地形ているのに対して，日本列島ぞいには，複雑な

へい たん

水塊と暖流域との境界部にあたることと相まっ（堆積物）も見られるという．深海長谷が，海海嶺と舟 状 海 盆 などから成る≪縁 辺 海域≫が，て，有数の漁場として近年注目を浴びている．

底乱 泥 流 の通路となっているとしても，その原

かなりの幅で発達しているのが対照的である．

北大和堆と大和堆という二つの山脈の間には，

形は，いつごろどのようにして形成されたので≪深海の大平原と孤高の大海山≫

深さ2,000ｍに達する地溝状の落ちこみがある．

あろうか？

半分を占める ≪日本海盆≫ は，その面積 30 万山脈の頂上部からは，花こう岩などの巨大な円境界をなす構造線に沿って，かつて陸上で形成

ｋｍ２ で，深さ3,000ｍをこえる深海の大平原の礫がひき上げられることもあり（写真）， 深さされたものとすると，それ以後に，2,000ｍな様相を呈している．この単調きわまる広大な大3,000ｍの深海からそびえ立つこの大山塊が，いし3,000ｍに及ぶ陸地の沈降，あるいは海面

平原から，所どころに，孤立した海山がそびえ比較的最近まで陸地であったことを暗示する．

の上昇を想定しなければなるまい．深海長谷のしゆうじよう かい ぼん

えんべん

日本海の北

しゆうじよう かい ぼん

しんかいちようこくらんでいりゆう深海長谷の原形が，地質構造上の立っている．中でも，北緯42°と43°の間にある≪舟状 海 盆 と深 海 長 谷 ≫ 北海道の西岸から能原初の発生から現在にまで至る数奇の転変は，ボゴロフ海山は，南北90ｋｍ，東西35ｋｍの大き

登沖に至る間の縁辺海域は，とりわけ複雑な，とりもなおさず日本海の激変の歴史であり，こ図２−大和堆・富山舟状海盆の海底俯瞰図<原図･茂木昭夫>

図３−富山湾の海底俯瞰図<原図･茂木昭夫>

URBAN KUBOTA NO.12｜22

の深海長谷は，日本海盆と日本列島をつなぐ，

図１−日本海の海底地形<水路図複製・海上保安庁承認第500036号>

謎を秘めた虹のかけ橋であるともいえる．
②海底の地質構造
サイスミック・プロファイラー（船上から発した強力な音波の反射を用いて，海底面よりも下にある地層や岩石の構造を，映像として記録する装置）による近年の調査によって，海底下数100ｍ乃至2,000ｍまでの構造を解読することが可能となった．また，深さ10〜30ｋｍにまで達する深部の構造は，人工地震の屈折波の解析によって探査され，かなりの成功をおさめている．
とはいえ，岩石や堆積物そのものの試料は，ごく一部を除いては採取されていないために，未解決の問題は余りにも多い現状である．
≪縁辺海域の地質構造≫

北海道西岸沖から山陰沖に至る間の縁辺海域（深さ2,000ｍ以浅の日本列島沿岸部海底）の地質構造は，大まかにみて，沿岸陸域の新第三紀層の分布地帯（いわゆるグリンタフ地域）のそれと，ほぼ同様なものであるらしい．つまり，ひとくちにいえば，いくつかの列をなして海嶺状にのびる 高 ま り（火山噴出物から成る）の間を埋めて，堆積層が分布し，堆積層の一部は褶曲し，あるいは断層によって切られるなどの変形を受けている．
堆積層の厚さ，すなわち沈降量が最も大きい部
分は，当然のことながら，火山噴出物から成る突出部の中間にあり，全体を通じての沈降量の図４−日本海の地殻断面図

URBAN KUBOTA NO.12｜23

最大は6,000ｍにも達するらしい．
≪深海平原の堆積層≫ている．また，グリンタフ地域のものに似た安ある．ともかく，日本海盆の直下では，モホ面

日本海盆や大和海盆の川岩や玄武岩も知られ，その中には，漸 新 世が著しく浅く，大和海盆の下でもこれに似た傾ような，地形的に平坦な深海平原をなす部分の（4,000万年前）の年代値を示すものも報告され向が認められる，という観測結果は注目すべき

地質構造は，縁辺海域（グリンタフ地域）のそている．一部には，始新世を暗示する植物化石である．今までにえられた結果の要点をまとめ

れとは著しく様相を異にしている．深海平原部

含有層の存在も知られている．巨大な山塊につてみると，日本海と日本列島（東北日本）の下での堆積層の厚さは，通例 1,000ｍ 以上，最大

いてのごく僅かの情報から，全貌を的確にとらの地殻構造は，およそ図４のようになっており，

2,500ｍくらいであるが，地層はほとんど変形

えることは不可能ではあるが，大和海嶺が，本大和海嶺での花こう岩層の厚さは最大７ｋｍくを受けない水平層から成ると考えられ，著しい

州中部や西日本内帯に類似の経過をたどって形らいであるらしい．

火山活動の証跡はないらしい．日本海盆で行わ成された陸地的要素，つまり≪沈んだ陸地≫で③日本海のおいたち

れた深海ボーリングの報告によると，掘さくしあることは疑いない．そこでは，始新世に内陸

日本海をとりまく沿岸陸域での地層や火山岩類

た深度500ｍの下底部は鮮新世初期（600万年前

盆地があり，漸新世には，グリンタフ地域に一の分布，地層中に含まれるさまざまの化石の研頃）とされている．大和海盆などは，日本海盆

歩先んじて，すでに火山活動がはじまったとみ

究などから，日本海という特異な縁海の誕生のよりはかなりおくれて堆積が開始されたと見るてよいであろう．堆積層の厚さはきわめてうす

経緯や，2,000万年にわたる成長・変遷の歴史べきであり，おそらくその時期は，当初の幅せく，通例500ｍ以内にとどまるようである．

をあとづけることができる．

まい水域（グリンタフ地域）が，広大で深い海≪花こう岩層を欠く日本海盆≫≪日本海誕生の発端≫域へと急速に成長した時期（中新世中期，1500

る観測結果によれば，日本海盆では，水平な堆わたって，小さな内陸盆地を除けば全体として万年前頃）に対応するのではなかろうか．

積層（厚さ約2,000ｍ）のすぐ下には，海洋地陸域であった場所が，突如として海に変身しは≪大和堆の岩石≫

人工地震によ

それまでかなり長期に大和海嶺の頂上部や斜面か殻に似た玄武岩層があるらしい．つまり，陸地

じめる．その発端となった明確な大事件は，地ら，ドレッジによってえられた岩石（円礫や岩を特徴づける花こう岩層を欠くという点では，下深部に達する割れ目を通って噴出する無数の盤）には，いろいろなものがある．花こう岩に

太平洋底のような海洋地域に似ている．このよ

火山群の活動であった．いわゆるグリンタフ変は新旧二つのタイプがあり，片麻岩とみられる

うな意味で，日本海盆を，日本列島によって太動の開幕である（図５-Ａ）．西南北海道から東ものや，濃飛流紋岩に似た溶結凝灰岩も知られ平洋から隔離された≪大洋の遺物≫と見る人も

北日本の西側一帯が，最も激甚な火山活動の場

図５･Ａ−古第三紀末期−新第三紀初期の古地理<2500万年前−1900万年前まで>
湊正雄監修<目でみる日本列島のおいたち>

図５･Ｂ−新第三紀･中新世前期の古地理<1900万年前−1650万年前まで>

築地書館刊より

URBAN KUBOTA NO.12｜24

となり，そのひとつの分枝は北陸・山陰にもの深く沈降した地域やその周縁には，海底の各所

没説はこれをどう説明したらよいのだろうか？

び，同様な火山活動の舞台は，中部日本から七から玄武岩溶岩が溢流する（図５-Ｃ）．また，

日本海としての誕生・成長は，比較的新しい出島へとつづく地域にも及んだ．日本海中央部のこの時期に，深く沈降する海域に積もり積もっ

来事ではあるが，この地域にも，数億年にわた

一部にも火山が噴き出し，また，今日の深海部た厚い泥の層こそ，のちに変身して，原油をはる長大な歴史があったことは疑いない．かっての枠組みをつくった大断裂による落ちこみも，

らむ石油母層となったものである．

は，典型的な大陸と同様に，厚い花こう岩層がすでにこの頃に端を発したのであろう．当時の≪寒い海のはじまり≫

中新世最末期（600万

確かに存在したのであろう．その後，この地域

水域は未だきわめて狭く，一部はなお淡水域で年前頃）には，日本海地域にひとつの重大な転の著しい隆起運動により，数次にわたって浸食あった．

換期があったらしいが，その間の消息は，未だをうけた結果，花こう岩層の大部分はとり去ら十分明らかにされてはいない．そのあとをうけれ消失してしまい，そのあとで断裂しながら陥山爆発がうちつづく頃，やがて水域はさらに拡て，鮮新世（500万年前）にひろがった海域は，没したのだ，とする考えかたもある．

大し，中新世前期（1,800万年前）には，朝鮮北方からの影響の強い，かなり冷たい海であっ負けず劣らず有力な説としては，日本海の裂開の東岸を経て沿海州のウラジオストクにまで入たらしい（図5-Ｄ）．こうして200万年前，第四説，あるいは日本列島漂移説とよばれる説がありこむ湾入部が生じた（図５-Ｂ）．当時の沿岸紀に入り，弧状列島の完成へ向けて，目まぐるる．深さ3,000ｍをこえる深海部は，地殻がひの入江を特徴づける生物のひとつは，風格あるしい変動，新しい息吹きがはじまったのである．

きさかれて大陸地殻が水平に移動し，こうして巻貝ビカリアである．亜熱帯を思わせる暖海の④深海平原誕生の謎

裂け開いた部分に，玄武岩層がむき出しになっもろもろの動物たちとならんで，岸辺や内陸に大まかにいって，日本海は陥没によって生じたて出現したのだ，と考える説である．

は，緑したたる暖帯林が生いしげっていたにちとして間違いあるまい．3,000万年前には大部

日本海の深海平原の成因については，ほかにもがいない．

≪入りこむ暖海≫

東北日本にはなお激烈な火分が陸地であった区域が，今は広大な海に変貌

さまざまの学説や考えがある．果していずれが中新世の後半（1,500万

しているのだから．陥没を，まっすぐ下方へ落正しいかは，確固たる事実によってのみ証明さ年前）に入ると，日本海は急速に成長して青年

ちこむことだと考えると，陥没説にとってはひれるものである．今の段階では，不動の事実は期に達し，太平洋と広くつらなって，日本列島

とつの重大な難問が生まれてくる．日本海盆の余りにも少なく，ほんとうの解答は将来に委ねの大部分は海面下に没する．この時期にとくに底に花こう岩層がないことが事実とすれば，陥ねばならないだろう．

≪広まり深まる海≫図５･Ｃ−新第三紀･中新世中期−後期の古地理<1650万年前−900万年前まで>

図５･Ｄ−新第三紀･鮮新世の古地理<600万年前−300万年前まで>

URBAN KUBOTA NO.12｜25

日本列島の地殻―５島弧の形成と地震
鈴木尉元＝通産省工業技術院地質調査所①現在の地殻変動と測地学

う水準点は，いずれも上昇し，山地の隆起運動

れらの山地が現在も隆起・上昇しているとする

私達の足下にある大地は，不断に運動をつづけが現在もなお進行中であることをしめしている．

と，その周辺の断層も同時に成長しているに違ている．この大地の動きは，ふつう目でとらえその量は，もっとも大きな所で年間数ｍｍにもいない．断層が成長しているとすれば，そこはることができない程に，きわめてゆっくり進行

達する所があるといわれている．もっとも大き同時に，地震活動の場ともなるであろう．

している．このような運動は，地図作製の基準

な隆起運動は，本州中央部に陣どっている日本

図２・図３は，朝日・飯豊山地と阿武隈山地周とするために，全国の主要な街道にそって2ｋｍ

アルプスで，その隆起量は，第四紀を通じてお辺の地震活動の様相である．現在の日本の地震に１点の割合で設けられている一等水準点や，よそ1700ｍにも達したであろうと推算されてい観測網では，震央位置が内陸で±５ｋｍ位の精

全国に網の目のように張りめぐらされている三る．本州中央部には，房総半島をはじめ，三浦度で決定されるといわれている．この精度を考

角点を，精密に測量することにより明らかにす・伊豆・紀伊などの諸半島が太平洋に突きだし

慮すると，地震の震央が，基盤岩とその周辺のることができる．前者からは土地の上下変動が，ている．これらの半島の現在の動きを調べてみ新第三紀層との境界付近に集中することを，こ後者からは，その水平変動がわかるのである．

ると，いずれもその中央部が隆起し，周辺の海

れらの図は示している．すなわち，基盤を区切

このように，現在の地殻変動を知る方法は，測域に向って沈降するような運動をおこなっている断層付近に，地震は多く発生するのである．

地学的方法とよばれ，日本では，測量の開始さる．つまり，日本列島を形成する運動は，現在

このことは，基盤の分布を画すこれらの断層が，れた1880年頃からの大地の動きを，精確に知るもなお不断に進行しているのである．

現在も活動している活断層であって，山地の隆ことができる．

③上昇する山地と断層の成長

起・上昇運動にともなって成長しているもので現在進行しているこのような運動は，きわめて今から約2,500万年前の新第三紀の初頭，日本あることを明瞭に物語っている．このことを模

ゆっくりしたものであっても，ながい期間には列島をふくむ東アジアの東縁地域は，はげしい式的に描いたのが図４である．

いろいろな問題をひきおこす．たとえば，灌漑断層運動の舞台となった．この運動にともなっ

図２・図３に示したものは，比較的規模の小さ施設や港湾施設など半永久的な建造物は，このて大量の火山岩がふき出し，断層運動にともない地震であるが，過去の内陸山地の周辺におこような動きのために使用不能ということにもなって形成された陥没盆地をうめていった．いわった破壊的地震としては，1931年の西埼玉地震，

りかねない．大規模な土木建設工事にさいしてゆるグリンタフ造山運動である．東北日本につ1949年の今市地震などが知られている．前者はは，三角点や水準点をもとに，設計や工事が行いて見ると，この新第三紀の火山岩は，図１に関東山地の東北縁，後者は足尾山地の東北縁になわれる．その際には，大地の動きも考慮しなみるようにその中央部にそって広く，しかも厚発生したものである．これらの地震も，山地のければならない．さもないと，たとえば両側かく発達している．そして，それらの間やその周隆起・上昇にともなうその周辺の断層の活動にら掘りすすんだトンネルが喰いちがってしまう，

辺地域には，すでに古い時代に褶曲や断層運動ともなって発生したものである．

というようなこともおこりかねないからである．

をうけた，古生層や中生代の花こう岩からなる

このように，東北地方中東部の地震は，断層にこの大地は，ときとしてその動きをまのあたり≪基盤岩≫が，沈降運動からとり残されたよう

よって区切られた地塊の上昇運動にともなってに見せてくれることがある．地震にともなう運に分布している．

発生していることがわかるのである．

かんがい

いい で

動で，いままで海の底にあった土地が干しあが北上山地，朝日・飯豊 山地，阿武隈山地，越後④進行する褶曲運動―背斜の形成と地震って陸地になったり，逆に陸地が海底に没した山地などがその代表的なもので，それらは現在，

では次に，日本海にそう地域の地質構造と地震りした例は，わが国のような地震国では枚挙にその名のしめすとおり山地を形成している．つ

活動との関係についてみてみよう．

いとまがない．また，断層を生じて地面がくいまり，新第三紀の始め頃，これら山地の周辺地

日本海にそった秋田・新潟の両県は，わが国有違ったり，地割れができたりすることも，災害

域でははげしい火山活動が行なわれ，沈降して数の石油産出県である．石油は一般に，地層がをもたらすほどの大きな地震であれば，ごく普

火山噴出物をあつく堆積していったが，これら上に凸に褶曲した背斜 とよばれる構造の深部に通にみられる現象である．

の山地は火山活動の舞台にはならず，沈降から胚胎されている．図１からもわかるように，日日本列島は，環太平洋地震帯の一かくをしめ，取り残された隆起帯を形成していた．これらの本海にそった地域は，多くの背斜構造の発達しその周辺では，地球全体の地震エネルギーの10山地を構成する基盤岩は，その周辺地域では，ていることによって特徴づけられる．

％以上が放出されているという．それだけに大ときに断層によってもみくちゃにされ，また地

この地域の地形と地質構造とには，きわめて顕地の動きは活発で，１年に１回ぐらいは破壊的下深部から上昇してきた火山岩が貫入するとこ著な対応がみられる．すなわち，背斜は多く丘

地震におそわれるのである．

ろとなった．

陵をなし，その間にはさまれた向斜 は，対称的②島弧の形成と山地の上昇

この火山岩は，新第三紀の初頭のもので，そのに，谷ないし平野となっている．つまり，地表

今を去る200万年ほど前，第四紀とよばれる新時期にすでに断層が発生し，火山岩の貫入に利の高低は，地下の地質構造をひじょうによく反しい時代が始まるとともに，それまで広く日本用されたのである．

映しているのである．このことから，油田地帯

列島をおおっていた海はしりぞき，現在の島弧

ところが，これら新第三紀の岩石も，現在，断を構成する背斜や向斜は，漠然ときわめて新しが形成されはじめる．さらに山地のはげしい隆層によって切られているのである．このことは，

い時代に形成されたものであろうと考えられて

起・上昇運動がはじまった．

新第三紀に活動した断層が，その後の新しい時

いた．

水準点の改測結果によると，平野から山地に向期にふたたび活動しているこを示している．ここの油田地帯に一等水準点が設けられ，その改

はいしや

こうしや

URBAN KUBOTA NO.12｜26

図１−東北日本の地質構造区分図

図２−阿武隈山地とその周辺地域の震源<80ｋｍ未満>分布図

図３−朝日･飯豊山地とその周辺地域の震源分布図

図４−基盤岩の上昇と断層の成長を示す模式断面図

URBAN KUBOTA NO.12｜27

図５−新潟堆積盆地の地質構造区分図

図６−西山･中央油帯とその周辺地域の走向線と関原地震との関係

図７−関原付近を通る地質断面と関原地震の震源との関係<図６のＢ−Ｂ´断面>

図８−新潟堆積盆地の模式的断面図<図５のＡ−Ａ´断面>

URBAN KUBOTA NO.12｜28

測結果から現在の地殻変動の実体が明らかにさりやすい．1927年10月27日，新潟油田のほぼ中
せきはらが，とくに石廊崎断層付近では被害が大きく，れたのは，1920年代になってからであった．そ央部の長岡市西方関原 ふきんに地震が発生した．

山くずれ，落石によって多くの家屋がつぶされの結果は，現在もなお，背斜は上昇しているの震源が浅かったために，被害は局所的であった

た．ほぼ中心にあたる中木地区では，山くずれに対して，向斜は沈降していることを示していが激しいものであった．同村では，全壊家屋２によって，30名もの犠牲者をだし，直下型地震

た．つまり，油田地帯の褶曲のあるものは，現軒，半壊家屋３軒，そのほか壁や家具などの破の恐ろしさをまのあたりに見せてくれた．

在もなお成長をつづけているということが，あ損した家が31軒にもおよんだ．

伊豆半島は，新第三紀の中新世には活発な火山

きらかになったのである．

この地震の被害の分布，石どうろう・墓石や門活動の場であった．今日では，ほとんど火山活この油田地帯の褶曲は，名前から想像されるよ柱などの倒れた方向や回転した方向から求めた動の気配の見られない南部地域も例外ではなく，うな地層がスムーズに曲ったものではない．新震央位置は，平野と丘陵との境界付近，つまり，今回の地震活動の中心となった南西部では，溶潟油田についてみると，その骨格を形づくって箱型褶曲の急傾斜した翼部付近であった．しか岩流や大規模な岩脈が貫入した．なお，第四紀

いるもっとも大きな規模の褶曲は，箱型褶曲とも，地震波の方向を解析した結果は，この地震にも小規模ではあるが，火山活動がおこなわれよばれる角ばった肩をもった背斜である．ちょをひきおこした断層の傾きはほとんど垂直で，ていたことが近年あきらかにされた．このよううど箱をさかさまに伏せたような形をしている

丘陵側すなわち箱型背斜の頂部が，平野部に対に，石廊崎断層が出現したり，余震活動が活発ので，この名がある．新津油田，東山油田などして，隆起上昇したものであることがあきらかに行なわれた伊豆半島南西部は，古くから断層の大油田の多くは，このタイプの褶曲中に発達になった．

活動が活発で，それにそって火山活動もはげししている（図５）．

1961年には，やはり局地的な破壊をもたらしたかった地域にあたっているようである．なお，

これらの褶曲した地層は，新第三紀の主として長岡地震が，長岡市西部におこっている．この

石廊崎断層自身も，今回はじめて動いたもので砂岩や泥岩からなり，厚いところで6,000ｍ以地震も，平野下の背斜構造の成長にともなってなく，以前すでに動いた所が今回ふたたび動い上にも達している．これらの地層は，きわめて発生したものであることが，一等水準点の改測たものであることが，断層面に残されていた古やわらかく，石油は，砂岩などの空隙中に胚胎結果や地震波の解析からあきらかにされている．

い断層粘土の存在から明らかになった．

されている．そしてこれらの地層の下には，古

このように，東北日本の日本海にそった地域の伊豆半島には，半島を一巡する一等水準点が設生層や白亜紀の花こう岩が基盤として横たわっ地震も，基本的には，地塊の上昇運動にともなけられている．この路線は，1973年に測量がおている．古生層は，新第三紀層が堆積する以前って発生しているのである．

こなわれ，地震後まもなく南部だけ改測されたに褶曲や断層運動をうけ，きわめて堅い岩石に⑤伊豆半島沖地震からために，地震にともなう地殻変動の一端をとら変ってしまっている．花こう岩も，きわめて堅

昨年５月９日午前８時33分頃，伊豆半島の南部えることができた．この結果，石廊崎断層からい岩石で新第三紀の地層のように褶曲しない．

は，マグニチュード6.9の大きな地震に直撃さ数ｋｍ 以上はなれたところでも，かなり大きな

これら基盤岩の露出している所での観察によるれた．内陸に発生する地震は，もっとも大きな地殻変動がおこなわれ，石廊崎断層の５ｋｍほと，新第三紀ないし第四紀の運動にさいしては，

ものでもマグニチュード７クラスであるから，ど北方の下加茂付近では大きな不連続的変位の基盤岩は断層によって割れ，地塊（ブロック）規模としてはかなり大きな地震に属するものでおこなわれたことがあきらかになった．なおことして運動をしたことが明らかにされている．

い ろう

あった．この地震にさいして，半島南端の石廊
ざきの付近は，地震時のものとは逆であったが，そ油田地帯でも同様で，この基盤地塊の上昇を直崎 付近から北西方に５ｋｍ 以上ものびる，石廊の前の1967〜73年の測量結果でも，数10ｍｍ不接反映したのが，さきの箱型褶曲と考えられる

崎断層が出現した（図９）．この断層を境に，連続的に変位していることは興味深い．

（図７）．基盤を区切る断層を通じて，箱型褶

北東側の地盤は30ｃｍあまり南東方に移動し，これらの事実を総合して考えると，今回の地震

曲の翼部には，地下深部からもたらされた火山

かつ10ｃｍあまり沈下した．このため，たまたは，古い時代に活動した断層がふたたび運動す岩が分布している．

ま断層上に位置していた家屋は土台から破壊さることにともなって発生したこと，半島南部は，

このような褶曲が現在も成長をつづけると，基れ，とりこわさざるをえない程の被害をこうむ

この地震にともなって地溝状に落ちこんだこと

盤地塊を限る断層付近に変形がすすみ，応力が

った．

がわかる．

集中し，断層が成長して地震が発生する場にな

地震による災害は，半島南西部一帯におよんだ

図９−伊豆半島沖地震前後の地殻変動

URBAN KUBOTA NO.12｜29

図 10−おもな地震の震央分布図<東京大学地震研究所，1973>⑥大きい地震・小さい地震
日本ふきんに発生する破壊的地震の分布に一定の規則性のあることは，古くから気がつかれていた（図10）．もっとも大きい規模のマグニチ
ュード８クラスの地震は，日本列島の太平洋沖合地域にしばしばおこる．このクラスの地震は，ときに，中部山地周辺にもおこるようである．
マグニチュード７クラスの地震は，この太平洋沖合地域と，日本海ぞいの地域にしばしば発生する．そのほか，東北地方北部や関東地方などの内陸にもおこる．さらに一桁下のマグニチュ
ード６クラスの地震は，巨視的にみると，日本
中どこにもおこるといってもよさそうである．
このような地震の発生は，どのような地殻変動に支配されて行なわれているのであろうか．
東北日本の太平洋沖合地域からは，地質学的にはごく新しい鮮新世以降にごく浅いところでつくられた礫が，現在では，深さ1,000ｍ以上の海底から発見されている．また日本海では，陸上での浸食によって形成されたと考えられる谷地形が，現在では2,000ｍもの深海にまで追跡されている．
これらの事実から，日本列島周辺の海域は，ごく新しい時代に数1,000ｍにも達する急激な沈降運動をおこなったことが予想されている．第四紀における日本列島の隆起運動にともなうこのような急激な海域の沈降運動は，当然，両者の境界付近に大きな歪の集中域を生じさせるにちがいない．
このような運動が現在も進行しているならば，そこに地震が発生し，しかも，日本列島と太平
洋ないし日本海といった，大規模な構造単元の運動にふさわしい大きな地震がおこるにちがいない．これが，外側地震帯あるいは内側地震帯にそって，もっとも規模の大きな地震のおこる原因である，と筆者は考えている．
⑦地震をおこす力
この小論では，日本列島内部に発生する地震は，
大・小さまざまな規模の地塊の隆起上昇運動にともなって発生する，という主張で終始してきた．
ところが，よく知られているように，日本列島
は太平洋東部に発生した厚さ100ｋｍほどのプレートが沈みこむところに位置していて，日本列
島内部の地震は，このプレートの横圧力によって発生するのだという解釈がある．この近年隆盛をきわめているプレート・テクトニクス仮説

URBAN KUBOTA NO.12｜30

によれば，さきにのべた地塊の上昇運動も，こ家の大部分が破壊され，揚水量が大巾に減少すた川崎市の問題に見られるような人工的な地殻の横圧力によると考えるわけである．

るとともに，地盤沈下現象も一時見られなくな

変動がくわわるために，本当の地震の前兆をと

地殻変動の第一次的な原因が，水平方向の力にった．ところが1950年代にはじまる経済の高度らえることが他の地域にくらべてむずかしい．

よるのか垂直方向の力によるのかという問題は，成長にともなって，地下水の揚水も大巾に増加

これらの障害を克服して，地震予知への道をき

きわめて古い時代から議論されてきたもので，し，地盤沈下も戦前とは比較にならない規模でりひらくには，まだまだ解決しなければならな

近年も新たな資料をもとに論議がくり返されて進行するにいたった．この目に見えない形で進い多くの問題が残されている．

いるのである．

行する地盤沈下現象は，東京の江東デルタ地帯

ところが，地殻を波状に変形させるには，現在のような分厚い堤防に囲まれた，広域の０ｍ地

地殻中に想定される応力の10倍ないしは1O0倍帯を出現させた．

にちかいものがなければならないとされている．

このような事態の深刻化とともに，ようやく地さらに理論的な計算によると，地殻に横圧力が下水の揚水が大巾に規制され，所によって地下加えられると，大きな波状の変形はおこらず破水位が多少回復する所も見られるようになって壊してしまうという．このような資料もあって，きている．しかも，それにともなって従来観測

筆者は，垂直方向の力ないし運動が，地殻変動されたことのない地盤が上昇するといった現象の第１次的なものだと考えるのである．

が，あちこちで観測されている．

地震予知の具体的な計画の策定には，この仮説

じつは最近の調査結果によると，問題の川崎付の選定が大きな役割をはたす．水平の圧力が第近でも地盤沈下防止のために揚水が規制された

１次的な地殻変動の原因であるという立場では，

井戸が多数分布し，地下水位が回復しているこ

日本列島のどこかに断層を生じ地震を発生させとが明らかにされた．しかも地盤の上昇量は，る．この断層は，何回かくり返して運動する．

地下水位の回復ときれいな相関をしめし，そのしたがって，この活断層の分布をあきらかにし

量は，従来各地で観測されている水位の回復量

その周辺の運動を監視することが重要な課題ににほぼ見合う程度のものであるという．

なる．

⑨地震予知への道

一方，垂直な力が第一的な原因であるとする立

いつ，どこに，どのくらいの規模の地震がおこ場では，地塊の垂直な変形がある限界にたっす

るかをあらかじめ知り，被害を未然に防ぐこと，ると，その周辺のどこかで断層が成長し，地震

これが地震予知の目標である．

が発生する．したがって，地殻の変形を面的にこれまでにあげたいくつかの例からもわかるよ

とらえて，それを監視しなければならないというに，地震がどこに，またどのような条件でおうことになる．

こるかについては，内陸については地質学的・したがって，地震の予知は，これら両仮説の有測地学的方法によって，しだいに明らかになっ効性を検証する重要な問題ということができるてきている．また，伊豆半島沖の地震についてであろう．

みたように，地震発生前にすでにその兆候があ⑧地下水位の変化と地盤の運動

らわれている例も見出されている．

昨年12月にひらかれた地震予知連絡会の席上で，ところが，人口が集中し，地震が発生した時に川崎付近の一等水準点が異常に隆起している事

きわめて大きな被害が予想される関東平野など

実が，国土地理院から発表された．この現象が，の平野地域が，未解決のままに残されている．

直下型地震の前兆ではないかということで，川それは，関東平野などはあつい第四紀層におお崎だけでなく，隣接する横浜や東京南西部に住われているために，地震の発生と関係するようむ人々を大きな不安におとし入れたことは，まな深部の地質構造をあきらかにすることが容易だ記憶に新しいところであろう．

ではないからである．

ところがその後，この地盤の上昇現象と関係を

ところが近年，少しずつ関東平野の内部の構造もつと思われる，つぎのような事実が明らかにも解明され，地震発生の場となる活断層の分布なり，事態は新しい段階を迎えるにいたっていが，具体的にあきらかにされようとしている．

る．地下水の過剰なくみ上げによって地盤が沈さらに，地殻の変動を短期間にくりかえし測量

下する現象は，戦前から東京や大阪などの大都

し，また微小な地震を観測して地震の前兆をと市で知られていた．ところが第二次大戦中，とらえる試みがなされようとしている．

くにその後半期には，これら大都市の工場や民ところが，この地域は多くの雑音が発生し，ま図 11･Ａ−川崎市付近の地盤の隆起<国土地理院地殼活動調査部，1975>

図 11･Ｂ−川崎市付近の地下水位の変化<脇田宏，1975>URBAN KUBOTA NO.12｜31

地殻の構造とその進化

出席者
湊①山脈には空間的な規則性がある

正雄＝北海道大学理学部教授

わめて薄い層ということになります．しかし，そこが人間をはじめ生物の生活の舞台でもある

舟橋三男＝北海道大学理学部教授

地殻・マントル・核

し，結局のところ一番大事なところなわけです．

井尻正二＝東京医科歯科大学講師

編集

大陸地殻と大洋地殻とはちょっと違っている

星野通平＝東海大学海洋学部教授ている地殻について，その構造や運動の大要のこの地殻というのは，海をつくっている地殻＝

藤田至則＝東京教育大学理学部助教授

ところをいろいろとお伺いしたいと思います．

大洋地殻と，大陸をつくっている地殻＝大陸地

最初に湊先生からお願いいたします．

殻とでは，ちょっと様相がちがいます．図1-2①山脈には空間的な規則性がある

湊

地球の内部というのは，簡単に言うと大体には，大洋地殻と大陸地殻を区別して示してい②造山運動のなりたち

三つに分かれています．図1-1にみるように，ますが，ごらんのように，まず厚さが非常に違③造山運動の発生から消滅まで三層になっていて，そのまん中のところを核とう．海洋の地殻は10ｋｍ以下ですが，大陸のほ④三つの造山運動と地球の進化

いいます．その核をとり巻いて，ちょうど卵のうは大体40ｋｍ内外で，厚いところでは60ｋｍ⑤大洋地殻をめぐって

黄身に対して白身があるようにマントルと言わから70ｋｍにもなります．もう一つの違いは，⑥グリンタフ造山運動れる部分がある．マントルは，上部マントルと大洋地殻には，花こう岩層がないということで本日は，われわれ人間生活の基盤となっ⑦地殻の進化―月と地球と―下部マントルとに分けられていますが，核と下す．これは地震探査によって伝わるＰ波の速度⑧地下資源とは何か

部マントルの境は，大体地表から2,900ｋｍぐにより，速度層の断面をつくってみることから⑨地殻と人間社会

らいのところです．そして白身の厚さ，つまり判断しているわけです．花こう岩層と呼ばれてマントルの厚さは，上下あわせて2,850ｋｍぐいるものは，大陸の地殻に限られていて大洋のらいといわれています．

地殻にはない―そういうことになっておりま

これからみんなで話す地殻というのは，卵のちす．それで，大洋地殻と大陸地殻というようにょうど一番外側の，殻にあたる部分というふう分けて考える．大洋地殻のほうは，あとで星野に考えていただけばいい．非常に薄いものでし

さんからお話しがあると思いますので，私はまて地球の大きさから言えば，ごく表面的な，きず大陸地殻について簡単に説明します．

表１･１−地質年代表（相対年代と絶対年代）

図１･１−地球の断面

URBAN KUBOTA NO.12｜32

安定帯と造山帯

しかし，これは造山運動とはいいません．

られました．また同様に，化石を含む地層につ大陸地殻をよく見ますと，それは二つの単元に

ところが最近のように，地球的規模での環境問

いても，古生代・中生代・新生代に区分できる

分けられます．一つは造山帯，もう一つが安定

題やあるいは資源問題，または地震などのいろようになってきたわけです．

帯と言われているものです．安定帯というのは，いろな災害の問題がでてきますと，どうしても造山運動というのは，地球上に何回となくくり

古生代以降に造山運動というもののなかった地

地質関係の用語がいろいろな方面で使われだし

返しおこっているのですが，この表には３つに域をいいます．そういう約束ごとがあるわけでてまいります．ところが，こういった用語の使

大別してあります．そしてさきほども申しましす．古生代以前―始生代，原生代には，そう

われ方をきいておりますと，どうも正しい内容

たように，古生代以降に造山運動があった地域いう地域でも造山運動がたくさんあったんですで使われているとは限りません．

を造山帯とよぶのです．

が，いま見ると静かなところです．静かといっ

そんなわけですから，本日は，最初にまず地質

山脈における空間的な規則性ても上がったり下がったりの運動が全くないわ

年代表を表1-1にあげておきます．この表の中

それで造山帯の方から話しますと，一般の方々けではありません．ただ著しい地震や火山活動の名称もなかなかなじみにくいようですが（笑），

は，地殼なんていうものは非常にでたらめで，などはないという程度です．

じつはこの名称の中には，長年にわたる世界のその構成や分布に何の規則性もないように思わところでいま，造山帯とか造山運動という言葉

地質学者の努力の過程が反映されております．

れているようですが，造山帯を解析してみますを使いましたが，この機会にちょっとおことわ

人間の社会でも，その社会構造の発展段階に応と，人体の解剖学的な原則と同様の原則が存在りしておきますが，だいたい地質関係の用語は，じて，原始・古代・中世・近代・現代と区分しするんです．たとえば，人体でいえば肺や心臓時間のスケールが違いすぎて日常的な感覚ではますが，それと同じように地球の歴史でも，標の位置，あるいは背骨の位置というものは，どピンとこない，その上，ときどき変にむずかし

準化石とよばれる生物の進化段階の特徴に応じこにあるかきまっています．それと同じようにい言葉がとびだしてくるというような感じをいて地層を区分します．18世紀の始めごろまではどの造山帯をとりましても，一定の規則性があ

だかれておりまして，一般の人々にはまだあま

世界中の地層は，化石を含む地層と化石を含まるのです．図1-3に日高山脈とヨーロッパアル

りなじまれておりません．造山といえば，山がない地層とに大別されていて，化石を含まない

プスの断面図を示しますが，ごらんのように，できる，たとえば昭和新山ができることのよう地層を始原層とよんでいたのですが，その後の造山帯のまん中のところには花こう岩があり，に簡単に考えておられる向きもあるのですが，研究がすすむにつれて始生代と原生代とに分けその中心帯からややはづれて変成帯，次にフリ

図１･２−地殻の厚さ

URBAN KUBOTA NO.12｜33

ッシュとよばれる細粒の堆積岩，そして一番外なりました．

側にモラスといわれる粗粒の堆積岩が位置する

ところで，高さ6000ｍに達するヒマラヤ山脈が，というように，山脈はそういう配列をしている

もとは海にたまった堆積岩からできており，そ泥や砂から変成岩へのです．

の地層から貝の化石がでてくるという事実は，舟橋

この配列は，ウラル山脈でも，ノルウェーとス

最近では割合によく知られておりますが，この動は，地球の歴史の中で何回も何回もいろんな

ウェーデンの国境にあるカレドニアという大山ように山脈をつくっている岩石なり地層なりと形で繰り返されていて，世界のいずれの地域で脈でも，あるいは北米のシェラネバダ，南米のいうものは，それをよく調べてみますと，もともそれを見ることができます．日本列島地域でアンデスでも，みんな同じなんです．ですから

もとは海にたまった泥や砂なのです．それは，は，北海道の中心にある日高山脈にその様相がたとえば山脈には，重金属がどのように分布し日高山脈でもアルプスでもどこでも同じです．

きれいにあらわれております．そして私たちがているかということをみても，あたかも周期律②造山運動のなりたち

ち最初，浅い海に泥や砂がたまりだす．これを地
こうしやいまのお話にありましたように，造山運実際に調べ，具体的に知っているのは日高山脈表を立てたようなぐあいになっているのです．

向 斜 ―これはまたむずかしい言葉ですが，非ですから，ここでは日高を中心にしてお話しし変成帯のほうには，ニッケルとコバルトと白金

常に含蓄のある言葉ですからどうぞ覚えてくだます．

が多く，花こう岩のほうには，その他の元素，

さい（笑）―この地向斜の海が，どのようにご存知のように日高山脈というのは，北海道のスズ，銅，金などが集まっています．もちろん，

して山脈にまでなるのか，さきほどの図にある中心を南北に走る大山脈です．この山脈の地質同じ人間といっても赤ん坊から大人まで含まれように，花こう岩とか変成岩がどのようにして図と，それができ上がってくるときの構造を模

ますし，また白人もあり，黄色人種もいるようでき，山脈の中に規則的な配列をするようにな式的に示した図を38頁〜39頁に示します．

に，外見は種々さまざまです．それと同じようるのか―と，こういう話になるのですが，そ話は一足とびに約２億3000万年ぐらい前にさかに山脈においても多少の差異はみとめられます．

れは舟橋さんのほうから……

のぼりますが，中生代の初めぐらいから白亜紀

古い山脈もあれば新しい山脈もあります．しかの終わり頃までの約１億7000 万年 ぐらいの長し，どの山脈でも岩石の空間的な配列という点

い間，北海道の中心部から樺太にかけて，南北においては，いまお話しした原則をもっていまにのびる細長く，浅い海が発達していました．

す．これは日本を除けば1930年代に大体常識に（図2-1）

図１･３−山脈における空間の法則性

図２･１−地向斜時代の北海道中軸帯の古地理

URBAN KUBOTA NO.12｜34

その海に，陸地から運ばれた非常にこまかい泥

ます．つまり山脈の中心部ほど，岩石を構成す

た後作用としての盛り上がりの運動があるからや砂がたまります．その海の中心部が，後の日る鉱物が大形になっており，とくにミグマタイなのです．38頁に示しました図2-3と図2-4は，高山脈からその北部の延長部に相当し，そのたトなどは，溶液の中から自由に析出して成長し日高山脈にみられる花こう岩や変成岩，あるい

まりの厚さは，約10,000ｍにも達していまし

たとみられる程の特徴をもつ鉱物で構成されてはさまざま火成岩の性状やその分布の状況，そた．これはいろいろの調査からこのように結論おります．こうした特徴のために，ミグマタイ

れらの相互関係などをくわしく調べて，こうしされるわけです．

トと花こう岩とでは―この花こう岩というのた再編成作用と上昇運動の様相―その時間的

ところが現在，この海の中心部だったと推定さは，完全な溶融状態にある岩漿（マグマ）から・空間的経過を一つの模式図としてあらわしたれる部分が，盛り上がって山脈になっているわ

析出した鉱物で構成されているので，ミグマタ

ものです．

けですが，その盛り上がりの中心部一帯は，花イトと花こう岩とではあまり大きなちがいは認

花こう岩のおいたち

こう岩やはんれい岩をはじめ，いろんな種類のめられないわけです．

ところで，さきほどお話ししましたように，造変成岩で構成されております．とくに変成岩を実際に，この様な変化は室内実験でいろいろに山帯の中心部では，ミグマタイトができます．

よく調べてみますと，海にたまった泥や砂が変吟味されております．それによれば，水蒸気圧

片麻岩ぐらいまでの変成岩は，その場所で片麻成岩になり変わったという，そういう証拠がい2,000 気圧の下で約 700℃ 前後の状態になりま岩になり変わるわけですが，ミグマタイトのよたるところにでてくるわけです．

すと，いま申しました変化とほぼおなじ状態をうに非常に粒の粗いものになりますと，その一この海にたまった泥や砂というのは，せいぜい実現させることができるのです．

部が動き出すわけです．ちょっとすき間がある

200ｍ以上は深くない海で，温度も低く，圧力深部からのエネルギーの注入―と，そこへ飴のように流れ込んだりします．そもそんなに強くないところにたまったものです．

造山帯中心部の徹底的な再編成と上昇運動

してミグマタイトのでき方が高度に進むほど，

そういうものが変成岩になり変るというのは，

もちろん変成岩の状態から充分に推定されていすき間がありさえすればそこに入ってくる．ちかつて低い温度のもとでたまったものが，そのることですが，こうした変成作用には高圧の過ょうど深いところにできたマグマが，割れ目を上につぎつぎと泥や砂がたまり重なりますと，

熱水蒸気の存在が欠くことのできない要因にな通って上に上がっていくのと同じように，この今度は上から重いふたで押さえつけられるようっているのです．造山帯の基部で発生した大量

ミグマタイトもまた，いろんな岩層を押し分けなわけで，地下の深いところでは，非常に高いの過熱水蒸気が10,000ｍも厚くたまった泥や砂て上に上がっていくわけです．

圧力と高い温度に支配されることになります．

の中に積極的に侵入し，そこに，はるかに深いそうしますと，さきほどもちょっと触れました

こうした新たな環境に適応して，いわゆる高温

地球内部からの高い熱エネルギーを運びこみ，が，花こう岩というのは，これまで地下の深い鉱物や高圧鉱物が，砂や泥の成分の中から新しそこの泥や砂を高エネルギー状態の変成作用に場所でマグマ自体の純粋な結晶作用によってでく生みだされてくるわけです．こうして，新しまき込むのです．この過熱水蒸気は，地殻全体きたといわれておりましたから，このミグマタ

い鉱物の集った岩石ができるのですが，そのよをたち切り，マントルにまで達するかと考えら

イトと花こう岩とを一体どうして区別するのかうなものを変成岩と呼んでいます．

れるような大規模な断裂に沿って上昇するといということが問題になってきました．これは，変成岩は変成の度合いに応じて山脈の中心部かわれております．そのために，この断裂にとも1925年代からさかんに議論されてきたところなら外側に配列している

なうずれ上り運動が生じます．こうした運動がのです．そして現在では，花こう岩と言っていこの変成岩のでき方―変成作用をみますと，あるために片岩や片麻岩では，その構成鉱物がるもののほとんど大部分は，最初に海にたまっ

いろいろなちがいがあります．まず，山脈の裾

一定の方向に並べられる片状組織あるいは片麻た泥や砂が高度に変成を受けて，それがさらに野から山頂部へ，つまり造山帯の外側部から中状組織が示されるのです．

高度にミグマタイト化された結果，それがほと心部までたどりますと，そこにみられる変成作

こうして地下深部（マントル）に発生した過熱

んどマグマと同じような状態になって，これが用の程度がぐんぐんと高まっていることが知ら

水蒸気，同時に火成岩のもとになる岩漿，そう花こう岩になり変わったのだというようにいわれます．

いったものが地殻の割れ目を伝わって上昇し，れています．

具体的に申しますと，外側から中心部にむかっ

深部のエネルギーを大量に地殻の中に持ちこみ，一般の地質図を見ますと，造山帯の中心に花こて，ホルンフェルス→片岩→片麻岩といっ

造山帯の中心部は，それによって徹底的に再編う岩をあらわす赤い色相が帯のように延びていた岩石がつぎつぎと現われております．そして成されるのです．

ますが，それはすべて造山帯の中心部なのです．

中心部には，別にミグマタイトとよばれる花ここの深部からの上昇運動は，再編成が完了した造山帯の象徴が花こう岩ですけれども，この花う岩に似た岩石がみられるのです．

後でも．後作用として働き，造山帯の中心部は

こう岩というのは，もともとは海にたまった砂

これらはいずれも，黒雲母―石英―斜長石といもり上りの運動をつづけ，そのために図の断面や泥が最終的になりかわった姿であるというこう鉱物で構成された岩石です．そしてホルンフ

図にみるように，周りに多くの断層ができるのとです．日本では花こう岩のことを御影石といェルスでは，それぞれの鉱物が微小な鉱物粒にです．アルプスといいヒマラヤといい，また日っていて，御影石といえば，どなたでもビルのとどまっているのですが，片麻岩やミグマタイ

高山脈といい，いずれも屏風のようにつらなっ柱などで見ていて，あの粒の粗く，同じ模様をトでは，それを構成するそれぞれの鉱物は，数た峻嶮な山脈をつくっているのは，中生代末かもった立派な石を想像されるので，これがもとミリの大形な鉱物粒に成長したものになっていら新生代初頭にかけての造山運動の引きつづい

もとは海にたまった泥や砂であるとはとても実

あらURBAN KUBOTA NO.12｜35

感できないと思います．しかしここには，地殻この過程がどれ程徹底して作用するかというこ

その造山帯の外側に新しくできた海に堆積物をというもの，造山運動とは何かということを理とは，世界中の粘板岩（泥岩）がほとんど一定

もたらす供給源となります．こうして次のサイ解する一つのカギがかくされているのです．

の化学成分にたっしているという驚異的な事実

クルの造山運動に入り，新しい海の地域は，再岩石の輪廻 と造山運動からも容易に推察していただけると思います．

びまた花こう岩をつくるような大きなプロセス

最初，海にたまる泥や砂といっても，もともとこの過程というものは，元素の地球化学的輪廻を歩むようになります．図2-5は，このようなは，陸地に露出した岩石です．それが空気にさのなかでも最大の変革とよべるものです．そし岩石の輪廻というものを造山運動を中心としてらされて風化作用をうけますが，この風化作用て，こうしてできた粘板岩の組成というものは，

ごく概略的に描いてみた模式図です．

りん ね

せんりよく

というのは，地球上のいろんな元素の分布，あ花こう 閃 緑 岩に非常によく似たものになってい編集

るいは元素の離合集散といいますか，そういうるのです．これに少量のケイ素，カリウム，ナか．

ことについては実に重要な役割を果しているん

トリウムを加えると，これはもう完全な花こう舟橋です．この作用をうけて，カルシウム，マグネ岩の組成になります．ですから造山帯の中心に地下の深い所で固まってできるものなので，火シウム，鉄，ナトリウム，カリウムなどの元素

花こう岩ができるというのも，もとはといえば山岩とはいわないのです．火成岩のうちでも，は，岩石から溶脱してしまい，ケイ素やアルミ

最初に海の底にたまった堆積物の中に，すでに直接地表に噴出して固まったものを火山岩，あニウムなどの残留性の強い元素が残って，それその成因が用意されているのです．それが花こるいは噴出岩といっています．玄武岩とか，安が水とともに粘土鉱物類をつくります．このとう岩になるためには，変成作用によって，わず山岩，あるいは流紋岩とよばれるものなどが火きには，岩石全体の化学組成の上でも，著しいかに修飾されるだけで十分なのです．

山岩にあたります．

変化があるのです．その後もひきつづき，削剥

ところでこのように，造山帯の中心部で海にた

それから，ついでに申しあげますと，鉄，カルや運搬による陶汰がたえず行なわれ，水域に流まったものをつくり変えるような大きなプロセ

シウム，マグネシウムなどに富む岩石は，塩基入してからも波浪，海流による陶汰・選別作用

スがあって，そのプロセスと一緒に造山帯は構性とよびます．逆にそれらの成分に乏しく，珪を徹底してうける．こうした過程をへて，最終

造的に盛り上がります．そして，この盛り上が素，アルミニウム，アルカリに富むものを酸性的に堆積岩として水底に固定されるのです．そりが一度最終的な動きにまでたどりつきますと，の岩石といっております．岩石の場合には，化のさいにも，続成作用が大きく働いて，泥や砂

そのあたり一帯はバンとした一つの動かない不学でいう塩基性・酸性の区別とは異なります．

は，泥岩や砂岩に変っていくわけです．ですか

動の陸地となって，わずかな昇降を示す程度のご参考までに， 火成岩の単純化した分類表を

らすでにこのときには，いちがいに海にたまる地域になって，それ以後はあまりはげしい運動

図2-6に示しておきましょう．

泥や砂といっても，一般的に考えられる雑多な帯にはならなくなってしまいます．

過熱水蒸気＜スチーム＞をめぐって

粒子の集合物ではなくて，いま申しあげた過程

こんどは逆に，この造山帯が陸地となったため

編集の中で，完全に ”純化”されているのです．

に新たに風化の場となり，削剥の地域と変り，ものがあって，泥や砂がミグマタイトに変わっ

図２･５−造山運動を中心とした岩石の輪廻

はんれい岩というのは，火山岩なのです
はんれい岩というのは，火成岩ですが，

地下深部からのエネルギーの注入という

表２･１−堆積岩の分類

表２･２−火山砕屑岩の分類

URBAN KUBOTA NO.12｜36

ていくわけですね．

ういうたくさんのものが上がってくるのです．

湊

舟橋

星野

泥や砂の中から長石とか雲母とかという

それは，たいへんむずかしいところなんでいまのお話しに関連したことですが，信す．現在，地球上にある水というものは，地球

ああいう大形の結晶ができる．それが激しけれ

州大学の黒田さんたちが水のアイソトープか何の歴史の上でのある段階で，一度に出てしまっば激しいほど非常に大形になっている．というかで岩石の成因を研究されていますね．それにたのだと―このようにいわれていますが，そことは，これはやはり何かの媒質がそこへ入っよりますと花こう岩をつくる水は，マントルかれが必ずしも当たっているものかどうか―．

て，それが溶媒となって，こまかな泥から定まら来た水なのか，あるいは地殻の水なのかとい

大量の水がある段階ですでにできたということった組成が抽出され，それから大形の結晶に育うようなことだったと思うのですが，その辺のはいいんですが，やはり地質時代を通じて絶えてられるというプロセスがないといけない．そことは，いまどんなふうになっておるんでしょず下から水がしぼり出されてきているというこの媒質というのは，それはいまではほとんどのう．

とがあるとも思うのです．

人が過熱水蒸気―スチームという言葉を使っ舟橋

ある人は，マントルの中で部分的に融解と現在の火山だって，全部の水が地表水が浸透していますが―そういうものが，大量にマント状態が発生して，その融けた部分が集って，マていって，また温泉になって上がってくる，蒸ルから放出されて，それが断裂の目を伝わってグマができます．そういう温度状態のときには気になって上がってくるという，果してそれだ

上がってくる．そしてその断裂のまわり一体を水のような揮発性の高いものはフリーになってけのものなのかどうか．少なくともグリンタフ

すっかり再編成してしまう．

マグマと離れてしまう．マントルの中ですでになどができる，あれほど海底火山の活動が旺盛

そのスチームというのは，高温の状態で，そしマグマとスチームとが二つに分離してしまう．

な時期には，大量の水が下から上がっただろうて領域にたくさんに入ることによって，おもな

しかし結局は，両方とも割れ目を通って上がっと思うんです．

エネルギーの運搬者になる．そのように考えらてくるものですから，活動する場所は，みんな

もっともその量というのは，水かけ論のようなれているわけです．

造山帯の中心部なのです．このようにいっておところがありますが（笑），いまは何か，世の中

編集

ります．

がたいへんせちがらく，一寸した実験から大きの水蒸気が上がってきて，そこの地向斜の中のそれに対して，ある人は，地殻の下半部というなことをいう風潮もないわけではないですが，泥や砂が再結晶して非常にふくれ上がる，そしのは，上からの岩層の重みで非常に大きく加圧

多少のんびりした話もいいんで，地質時代を通て上昇が始まるというように考えていいわけでされるものですから，そこではいろいろな含水

じて絶えず水は上がってきているというふうなすか．

鉱物が脱水されて無水の鉱物に変わる．その脱ことがあったろうと思いますね．（笑）

舟橋
湊

そうすると，しろうと的に言うと，高温そうですね．
もちろん，その時には，いわゆる玄武岩的水されたものが上に上がってくる，このように考えているわけですね．

なものも上がってくる．つまり，いま舟橋さん

編集の言われた大量の過熱水蒸気を伴いながら．そら湧いてきていると考えても……．

そうすると，高温の水がマントルの中か

図２･６−火成岩の単純化した分類表

URBAN KUBOTA NO.12｜37図２･３−日高変成帯の構造発達史

図２･４−日高造山帯の模式断面図

<橋本誠二

<橋本誠二

1975>

1975>

URBAN KUBOTA NO.12｜38図２･２−日高造山帯南半の地質図

図２･２<日高研究グループ>

日高造山帯南半の地質図

造山帯が形をなすまでには，いろいろ出来事が場所と時期をかえて行われている．それらの重ねあわされた結果が，地質図に表わされる．
北海道中軸の日高造山帯の地質図の中心軸は，ミグマ
タイトや深成岩の分布する変成帯が占めている．その両側に，褶曲したジュラ紀の地層とそれより古い時代の地層とが広く発達する．これらは地向斜の堆積物である．白亜紀層は，褶曲の谷間（向斜部）におし込まれているが，とくに蛇紋岩が貫き西に衝上するカムイコタン構造帯の西にひろがり，フリッシュの性質を示している．さらにその西は，古第三紀層やモラスの新

図２･３第三紀層でおおわれる．

すこしくわしく，日高変成帯でのミグマタイト・変成

地質図は一見平面的である．けれども，その示す内容

岩および深成岩の関係を時期を追って示したのが図２

は，空間と時間にわたる四次元の世界なのである．地

−３である．変成帯は衝き上げられ，変形もしている

質図をどう読みとるか，これは大切な問題なのである．

にちがいない．それぞれの岩石のできた深さも異って図２･４いたはずである．しかしこの図では，いま見られる岩

日高造山帯の模式断面図

日高変成帯の構造発達史

図２−４（１）は、ジュラ紀末，地向斜期の日高造山帯

石はその場所に固定し深さの関係も無視している．

の断面である．地向斜の両はじ，とりわけ西側に火山

Ａ･Ｂ＝地向斜堆積物が変成し，背斜構造の片麻岩に活動がいちじるしい．図２−４（２）には日高造山のフかわる．背斜はもり上りながら西に倒れ断裂をつくり，リッシュ時期の様子が復元されている．変成帯の中心

そのわれめに角閃岩（輝緑岩）が貫入する．

動しはじめただろう．

では片麻岩やミグマタイトがつくられ，輝緑岩も構造

Ｃ＝片麻岩の背斜はますます西に倒れ傾むき，その東Ｆ＝この衝上断層帯に変はんれい岩が深処からつき上げ

的弱線にそって貫入する．カムイコタン帯にも貫入は側に片麻岩を置きかえながらミグマタイトが湧き上る

られてくる．かんらん岩も衝上してくる．これらの深つづいている．こういう初期火成岩は，後の変成作用

ように生れてくる．この間に，先に貫入した角閃岩は成岩は，地殻の底かマントル上層部ですでに固決してのためぜんぶ角閃岩になっている．今のべた弱線は，

一部片麻岩ようの岩石に変成する．一方かんらん石はいたものである．

つねに東側の地域を西方につき上げる性格のもので，んれい岩が貫入しはじめる．

Ｇ＝副次的ではあるが大規模な衝上断層が変成帯の西この性質は北海道中軸の地質構造を特徴づけている．

Ｄ＝普通はんれい岩が貫入してくる．日高変成帯では，縁に生じ今みられる構造が出来上った．

日高変成帯のなかでは，ミグマタイト・片麻岩が地向遅れて後に貫入する火成岩ほど東側に位置を占める．

凡例は，図２−２とすべて共通だから、どの辺りの深さ

斜堆積物から形成されてゆくかたわら，塩基性火成岩

つづいて片麻状花こう岩の貫入。流動性のミグマタイ

で岩石が生れ，造山帯にくみ入れられたか，注意してがつぎつぎに貫入してくる．これら火成岩は地下深部，

トである．

いただきたい．

マントルでのマグマの形成と発達の経緯を示している．

Ｅ＝花こう岩の貫入期．変成帯西縁では衝上断層が活<橋本誠二＝北海道大学理学教授>

かくせんがんURBAN KUBOTA NO.12｜39

③造山運動の発生から消滅まで入をうけて，ホルンヘルス，片麻岩，ミグマタ

ぞれの地表部を堆定したものです．どうしてこイトに変わり，さらには花こう岩に生まれ変わういうことがわかるかというと，それはかつて

地向斜のはじまりと海底の火山活動るというとてつもない変革―徹底した再編成の山麓の礫層を調べてみるとわかる．簡単にい湊

いま舟橋さんから，造山帯を構成する岩石が行なわれるのです．そして，これまで沈降のえば，山麓の礫層の一番下には不変成の礫があのでき方，とくに花こう岩が造山帯の中心にで舞台であった地向斜が，一転して，隆起・上昇

り，その上には脈岩などが入りこんでくる．そきるというお話しがありました．

運動をはじめだします．花こう岩質岩石の密度のさらに上には花こう岩類，最上部では片麻岩

では次に，造山運動のはじまりからその最終段は小さく，それが長期的な地向斜上昇の原動力とかミグマタイトの礫という具合になっていて，階にいたるまでの様子はどうなのか―この辺となるらしいのです．

山が浸食されていった過程―この浸食の過程のことを簡単にお話しします．

地向斜の上昇は，同時にまた造山帯の核心部が上昇していく造山運動というのは，さきほども申しましたよ

しかし，隆起しはじめたからといって，いきな

過程で，その証拠が，山麓の礫岩の種類に反映

うに，まず地向斜から始まります．泥や砂が浅り大山脈になるわけではない．まず，かってのされているわけです．

い海にどんどんたまり始めるのですが，この浅地向斜海の中央に，丘のようなものができてく

このように，かっては奈落の底となっていた地

海というのは常識的には200ｍより深くないとるのです．丘といっても，それを構成する物質

向斜の海の一番下の物質が天空にむき出しにな

ころです．そういうところに10,000ｍ以上の厚は非常に厚いもので，上部には，変成作用をうり，山麓に変成岩や花こう岩の巨礫を堆積するさの地層がたまる，ということは堆積の時代にけなかったかっての地向斜の堆積物をのせてお段階，これをモラス段階といいます．この時代

は地向斜の底がどんどん下がらなきゃならない．

り，その下の方は，舟橋さんの話にあったようには，フリッシュ段階とは異って，誰がみても原則としてはその通りなのですが，ところが一な片麻岩とか花こう岩などでできている．そし仰ぎみるような大山脈が，かっての地向斜海に方では，ただ下がるだけではなかったのです．

て，この丘がだんだん高くなってきますと，かそびえたっているわけです．

堆積物がある規模にまでたまれば，その下のほっての地向斜の海は，ますますせまくなります．

それで山が高くなりますと，場合によっては谷うの堆積層のうち動きやすいものは，側方へ動丘が地向斜のなかにできたことによって気候も氷河なども生じます．このように，最初に地向いていく．したがって中心部では，さらにまた変ってきます．その時代の海岸平野には，非常斜海に堆積がはじまり，やがて丘ができて，そ深くなってものが堆積しますが，その周囲では，な勢いで植物が茂ります．この植物がやがてはして山がそびえてくる．フリッシュ・モラス段

側方からおされるために高くもり上がります．

石炭に変っていくわけで，日高の場合には東の階の全過程―氷河作用もふくめたその全過程

そして地表にでれば浸食をうけます．こうして

釧路炭田，西の石狩炭田というのがその森林のを造山運動というのです．

堆積することが一方では沈降をおこし，他方で今日の姿であるわけです．

は上昇運動をおこさせるというようなことがあ

このように，地向斜が上昇してゆく過程で，中しゆうきよく④三つの造山運動と地球の進化って，地層は，褶 曲 や断層でもみくちゃにされ心帯の両側や変成帯の外側に，いま申しあげたていく．こうして上がったり下がったりしなが夾炭層のような新しい地層ができます．これを三つの造山運動ら最終的には下がってゆく．それからまた，こフリッシュといっています．この過程も非常に編集ういった断層，つまり弱線をとおって地下の深長い時代にわたるもので，海進と海退をくり返運動というのはアルプス造山運動の中に入るわ

部から，マグマが上昇してきます．

しながら厚い地層を堆積させていきます．

けですか．

こうして地向斜の海で，はげしい海底火山の活図3-1は，古第三紀の始新世から漸新世に堆積

湊動が行なわれました．この火山活動の産物は，した石狩統という地層の堆積状況を示したもの

アルプス山脈の地質構造の研究によってつけら

珪酸の少ない塩基性の溶岩（輝緑岩）や火山灰

です．ついでに，わが国の古第三紀層の層序をれたものですが，その地域に限らないのです．

（輝緑凝灰岩）が主なものです．それらが，砂表3-1にあげておきます．

中生代以降にはじまる世界の造山運動は，すべや泥とともに海底につもりつもって，地向斜海

モラス段階てアルプス造山運動という名で一括してよんでを埋めてゆきました．今日，日高山脈を歩けば変成岩や花こう岩に富む山麓の礫層

います．

砂岩や粘板岩にはさまって，輝緑岩の溶岩や輝こうしたさまざまな段階をへて造山運動は，最その地域というのは，アルプス山脈からヒマラ

緑凝灰岩がいたるところにみられますが，それ後の段階に入ります．この最後の時期の隆起・

ヤ山脈につながる地帯と，インドネシア，ニュ

はさきほどの日高山脈の地質図に示されている

上昇は，一般に急激で，1,000万年に2,000ｍとーギニア，フィリッピン，日本，カムチャッカ，

とおりです．こうして地向斜の海に堆積した地

いうような上昇量を示します．

ロッキー山脈・アンデス山脈をむすぶ環太平洋層が，終りには，10km以上の厚さに達します．

丘陵でははじめに，一番上部の地層が浸食されのぼう大な地域です．そのほか，極東，シベリ

造山運動のクライマックスていきます．それが上昇とともにだんだん核心

アや中国の中部から南部にも，中生代の造山帯

そして，さきほど舟橋さんの話にありましたよの岩石が露出していきます．図3-2は，日本のがあります．

うに，造山運動はクライマックスの状況にいた

古生代の造山帯の例で，造山帯の核心部の上昇

カレドニア造山運動というのは，古生代の始まります．高温・高圧の環境の中におかれた堆積と浸食を示す図です．図は，石炭紀から中生代

り，だいたい６億年以降から地向斜段階が始っ岩は，地下深部からの過熱水蒸気やマグマの注の三畳紀にかけての4つの時期について，それて，古生代のまん中ごろぐらいの時期，４億年

さきほどの表1-1からみると，日高造山

そうです．アルプス造山運動という名称は，

URBAN KUBOTA NO.12｜40

図３･１−石狩統沈積状況図<古第三紀／始新世―漸新世><田代修一，1950>

図３･２−安倍族造山帯核心部の上昇と浸食

表３･１−わが国の石炭層<古第三紀層>

URBAN KUBOTA NO.12｜41

ぐらいのときに花こう岩ができ，そのあと大体ということです．図4-2にみるように，地向斜ス造山運動が最高潮にたっする白亜時代をさか４億年以降でモラス段階になる造山運動，それ段階での初期火成活動の時期，造山時の火成活いとして，急激に姿をけしてゆきます．かわっをカレドニア造山運動といってます．

動の時期にはっきりとした同時性がみとめられて，胎盤をもつことによって寒暖の変化に耐えこの地域は，ノルウェーとスウェーデンの国境ます．またモラス段階というのも同時に始まって生存できる哺乳類が繁栄してくる―こうい地帯にあるカレドニア山脈．この山脈は，スコています．

った次第です．

ットランドからさらにグリーランドにつながっ

つまり，造山活動というものは，ある時期に汎

このように造山運動というのは，生物の進化とていきます．それから，アジアではバイカル湖

地球的規模でおこっているというわけです．そきわめて密接な関係をもって発展してきておりの南，アルタイ山脈，中国の南にもそれに対応

して地向斜段階では，いまの陸地にも海成層がます．―以上のことは，カレドニアとかバリする古生代の造山帯があります．また，オース

堆積したのですから，当然に，海は大きく拡がスカンという耳なれない名称をどうしたらなじ

トラリアにもみられます．そして，この造山運っていました．逆にモラス段階では，海退がお

みやすくし，血をかよわせようかということで動のモラス段階にできた地層というのが，旧赤こったので，陸地と海は変化しつづけたのです．

私なりに苦労した言い方をしたわけで（笑），

砂岩，オールド・レッド・サンドストーンといまた，造山運動によって大きな山脈ができれば，この辺のことはそう簡単に説明できることではわれているもので，魚類の化石がたくさん出て

気候の変化が各地であらわれます．こうした環

なく，やりだせばきりがないところなので，まくる地層として有名です．

境の変遷というのは，生物相にも大きな影響をた別に特集でもくんでください(笑)．ここではそれからバリスカン造山運動というのは，だい及ぼしています．各時代における生物の繁栄や興味深い歴史的事実を申しあげ，造山運動といたい４億年前ぐらいに地向斜段階がはじまりま消滅というものは，造山運動という背景を抜きうのは，常に地球の進化の過程に結びついた，

す．このバリスカンという名称は，この山脈のにしては論じられません．

ぼう大な内容を含むものとしてとらえていただ

構造を研究したオーストリアの地質学者のシュそういった意味で図4-2には，ごく大ざっぱにきたいと，それだけをお話しするとどめます．

ースが，この山脈のある中部ヨーロッパのザクですが，こうした関係を示しておきました．こ

安定帯―

セン地方の先住民族≪バリスキー≫にちなんでの図にみられるように，造山運動を語るという

古生代以前の造山運動と大陸地殻の形成つけた名前です．ウラル山脈やアメリカ東部のことは，同時にまた地球の歴史を語ることでも湊

アパラチア山脈の一部がそうです．それから豪あるのです．つまり，造山運動というものを，造山帯というのは，古生代以後に造山運動のあ

州の東のほうにもあります．アジアでは日本に地殻だけの運動に限定してイメージをつくってった場所だという定義をしておきました．

もあるのですが，なかでも天山山脈が有名で，いただいては充分ではないということです．

それでは安定帯はどうなのかという話にうつり

案外知られていなかったのが興安領です．つま編集

それは，たとえばどういうことですか．

ます．安定帯というのは，古生代以前に造山運りこの造山帯は，日本から興安領につづき，さ井尻

いまのお話しにそってわかりやすくいい

動の舞台になったところです．

らに中国大陸でアルタイなどのカレドニア造山

ますと，たとえば，同じ古生代に一括されてい現在地球上で最古の花こう岩というのは，37〜帯の南側をずっと通って天山につながっている

ましても，カレドニア造山の時代とバリスカン

38億年前のものです．それ以来少なくとも10回

わけです．それから，チベットの南側を回って造山の時代とでは，生物相にも革命的な変化がから20回の造山運動が地球上であったといわれ

北ベトナムあたりにつながっている別の一帯が生じています．

ております．地向斜の海に堆積物がたまる，そあります．アフリカにも，また南米にもみられ

たとえば，カレドニアの時代の陸地には，まだうすると，その一部は花こう岩に変わるというます．図4-1に，日本列島を中心にしてみた地

緑の植物はすくなく，したがってそれを捕食すようなことを繰り返してきた．したがって大陸質構造図を示します．

る動物もすくなかったわけです．それまで地球

地殻というものは，どこへ行っても花こう岩層

造山運動と地球の進化は，見渡す限り禿山の連続でした．ところがバ―花こう岩からできているという意味ではな

ところでこういった造山帯はすべて，さきほど

リスカン時代には，すでに緑の植物が大量に陸く，主要な部分がそういう岩石でできておると日高で申しあげましたような，空間の規則性，地をしめ，それを追うようにして陸上動物が繁いうことですが―そういう結果になっている．

発生の規則性というものをもっております．そ栄しだしたのです．カレドニア時代には石炭層

もちろん，そういった20億年とか25億年前の造れは，古ければ古いほどこわれていてわかりにはできませんでしたが，しかし，バリスカン造

山運動のモラス段階がどこで，変成帯がどうだ

くくなっておりますが，造山帯の原則というも山帯は，ヨーロッパやアメリカの大石炭層によという関係は，全部が見届けられてはおりませのは貫ぬかれています．

って特徴づけられています．このように同じ古ん．ただしそれは必ずしも不可能ではなく，たそしてもう一つ大事なことは，こうした造山運生代といっても二つの造山運動の間には，生物

とえばスウェーデンなどでは，始生代の造山帯動が歴史上のある時期に，いろんな地域で相呼相にも著しい差異がみとめられるのです．

のフリッシュやモラスがきちんとつきとめられ応しておきているという事実です．つまり，造また，アルプス造山運動へとつづく時代には，ております．

山運動というのは，地球上のかぎられた地域にいよいよ水から離れ，はじめて海をすてさった

このように大陸地殻に関する限り，造山運動がだけおきたり，地方地方で勝手にばらばらに始動物，陸上の乾燥した気候に耐えられる丈夫な

何回となく繰り返されて，そして最終的には花まるものではなく，世界中である時期を区ぎっ

殻につつまれた卵をもつ，は虫類の全盛時代が

こう岩層というものが広く形成されることになて，互いに関連ある現象としてあらわれている

やってきました．しかしこのは虫類も，アルプったというように考えられるのです．

ところで本日の話の一番最初のところで，

URBAN KUBOTA NO.12｜42

たてじようち≪注≫楯状地＝カナダ・ブラジル・オーストラリア・

出物を欠き，地層の変形・変成がほとんどみられない．

中国・インド・アラビア・アフリカ及び北欧その他の

このことは，古生代以後，これらの地域では造山運動

大陸には，先カンブリア紀の岩石が広く露出しているがなかったことを示している．一般にこうした地域は，地域がある．それらの地域では，一般に，それを被覆

あたかも西洋の騎士の楯のような形のひろがりを示す

する古生層・中生層・新生層はあっても薄く，火山噴ので，楯状地とよばれている．
（湊）

たて図４･１−日本列島を中心にした地質構造図<アルプス造山帯のうちジュラ紀以降のものは省略>

<原図・湊

正雄>

URBAN KUBOTA NO.12｜43図４･２−造山帯と造山運動の過程

URBAN KUBOTA NO.12｜44･45

⑤大洋地殻をめぐって

うのが，この海の中にはないというようなこと

科学上の上で問題になってきた．―そういうがわかってきたのです．

ことがあります．

大洋地殻の調査

大洋地殻と大陸地殻

だいたい海の底というのは，かなり平らなとこ星野

この座談会の一番始めのところで湊さん

現在，太洋底の地殻というのは，一番上にごくろが多いのです．ところが，海の底にはまっ平が言われましたように，最近では，海の地殻は薄い泥やプランクトンの遺骸の集まった層があらなところだけでなくて，非常に大きな山脈が大陸の地殻とは違うということになっておりまる．これは場所によって１kmから数百ｍの厚さあることが昔からわかっていたわけです．北極

す．大陸地殻というのは，すでに今世紀の10年で，これを第一層と言っております．その下に海をはじめとして，太西洋，太平洋，インド洋

代には，だいたい判明しておりますが，大洋地第二層と呼ばれるものがある．この層についてなどの海のまん中には大きな山脈があります．

殻の方は，なかなか調べにくいわけです．大洋

は，現在定説がなく，第一層の泥や砂が固まっ

たとえば太西洋についていいますと，ヨーロッ

地殻の最初の調査の一つは，1882年から1986年

たものという説や，あるいは地球の内部から吹パ，アフリカ，それから南北アメリカのちょうにかけて，有名なイギリスのチャレンジャー号

き上がってきた火山物質がたまったものというどまん中にＳ字型をした大きな海底の山脈があという世界一周の深海探険船によって行なわれ説がありますが，ともかくそういう第二層があります．それは延々と南北2000kmぐらいにわたました．深い海の底の泥や砂をさらってきて，ります．

って続いています．

その中の鉱物を調べたわけですが，そのさいにそれから第三番目の層は，玄武岩層で，これはそしてこの山脈の上には，溝みたいに谷があり海の中の鉱物というのは，かなり珪酸分が少な

大陸地殻の花こう岩層の下をつくっているもの

ます．しかも地震の浅い震源がこういう谷のといというようなことがわかりました．

と大体同じものだろうと言われております．そころに非常にくっついて分布しているという事

また，19世紀から20世紀にかけていろいろな島

ういう三層構造になっている．もちろん，その情から，こういった海底の山脈というのは，地の地質が調べられました．そうしますと，どう

上に海の水があるわけですから四層になるわけ

球内部のマントルから物質が湧き上がってくる

も海のまっただ中にある島の岩石，特に火山岩ですが，そういう四層の全部の厚さを足しても湧き出し口である．―このようにいわれていというのは，大陸地域に分布する火山岩とは非

せいぜい12kmぐらいです．

るわけで，これがいまさかんに言われているプ

常に違う．これもやはり珪酸分の少ないもので，先ほど湊さんのお話しですと，大陸では厚いとレート説の拠りどころの一つです．

つまり花こう岩のような岩石とは非常に違うところで60km〜70kmというような数字が出ており

ところが，必ずしもそういう事ばかりではないいうことがわかってきました．特に太平洋の中ますから，大陸に比べると海の方は，その厚さので，実はインド洋の海底の山なんかを見てみの，海溝に取り巻かれている部分の島の岩石とも違えば，でき方も違うという，そういうこと

ますと，インド洋のまん中の中央海底山脈と言は，大陸のものとは非常に違う．したがって，になっております．図5-1は，このような大陸っているところでは，地震があります．ところ

この海底を構成している物質は，大陸のものとと大洋の地殻構造のちがいについて，ごく大ざがその東の方に東経90度の線に沿った海底の山は違うということが1910年代の始めごろ言われっぱに示したものです．

脈がありますが，ここには地震なんか全くありていたわけです．

現在の問題点をめぐってません．それで成因的には別なことが言われてところで第二次大戦後になりますと，この海底

それから，もう一つわかってきたことに，縁海います．

調査というものが，資源的な理由や軍事的な理のことがあります．従来は，オホーツク海とかそれから，もう一つオーストラリアの西へ東西

由から非常に発達しました．その一端としては日本海とかいう縁海は，たとえ海の水が上をおに延びる山脈がありますが，ここからは非常に物理的な手法を使っての海底の調査というもの

おっていても，その底はかっての陸地が沈んで古い変成岩が出てきます．そのため，ここはもが非常に発達した．その一つは，ダイナマイト

いるものであって，地殻の構造からいえば，大うオーストラリア大陸の続きだというようなこを使って人工的に地震を起こし，海底を伝わっ

陸と同じであると考えていたわけです．ところとも言われております．

てくる地震波の速さを調べるという方法です．

が1950年代の半ば以降，いろいろ地球物理的な最近では，こういった海底の山脈のあちこちか

この方法は現在に至るまではやっているのです

手法を使って調べてみると，こういう海の中のら花こう岩がとれています．先ほどの舟橋さんが，これで見てみると，やはり大陸の部分と海深い部分は，全く花こう岩質の岩石がないとこのお話しですと，花こう岩というのは，マント底の部分とでは非常に違います．つまり，先ほろだということがわかってきました．それで，ルの深いところから湧き上がってきたものでは

どらい，いろいろ言われている花こう岩層といこういった縁海の成因というものが，いま地球ないということですから，この事実は，先ほどの地球の内部からの湧き出し口という考え方と

図５･１−大洋地殻の模式図は矛盾してくるわけです．そのため，氷河によってそこまで運ばれたのだとか，いろんなことが言われております．この辺のことも現在，一つの問題点になっております．海底の地殻の様子というのは大体そういうようなことです．
なお最後になりましたが，図5-2は，日本近海の海底地形図です．この図では，意識的に水深

URBAN KUBOTA NO.12｜46図５･２−日本近海海底地形図<水路図誌複製海上保安庁承認第500036号>

URBAN KUBOTA NO.12｜47

2,000ｍを境として色相を分けています．人間

縁海の海盆を低位安定帯としておられますが，のではなく，大きな変化をしています．ですかはなんといっても陸上の生物ですから，海水にそれはどういう意味なんでしょうか．

ら地表面の高さや海の深さ，あるいは地殻の隆おおわれた世界を感性的にとらえることは非常

湊

縁海は，太平洋などと同じく，地震探査に

起量や沈降量というのは，地球の中心を基準にに苦手です．しかし陸と海との境界というのは，

よれば花こう岩層を欠いており，星野さんの話して考えるべきで，海面というのは副の物さし

地史的にみて非常に変動のはげしいものですかにあったように，上から，未凝固の堆積岩からにしかすぎないというのが私の考えです．

ら，地殻ということを考えるからには，海水を成る第一層，ついで厚さ4〜5km内外の第二層がそういった意味では，陸と海というのは，地殻とりさった地球，つまり干上った海底を陸に加あって，その下に，直接に玄武岩層が存在する

構造のちがいで分けるべきではなく，単純に海えてみていかないといけない．その意味で，こことになっています．それのみではなく，縁海

水におおわれているかどうかで分ければよいのの図は大変参考になるのではないかと思います．

はかなり深く3000〜4000ｍに達します．それでです．現在の海岸線は，あくまでも現在という湊

天皇海山脈なんか非常に花こう岩があると一見，太平洋などと同じく海洋のようにみえる

時点での陸と海の境なのです．事実，海溝の陸いいますね．

のです．こうして縁海は，簡単に海洋地殻から側斜面にまで大陸地殻がのびているということ

星野

そうです．それから，九州とパラオをつ成るとみなされているのです．

は，ひじょうに古い時代の海岸線はそこにあっなぐ海底の山脈がありますが，そこから最近と

しかし，構造発達史や古地理学といった視野かて，当時は，そこで陸と海とが分けられていたれた花こう岩などは，ほとんどその場所で欠け

らみると，緑海はまちがいなくかつては大陸でことを物語っています．地質時代の海岸線の位てきた石ということです．よそから運ばれてきあり，そこには花こう岩層もあったと思われる

置，つまり，海面のレベルは，歴史とともに次たという考え方はちょっと無理だろうと思いまのです．おそらく花こう岩層を構成していた変第に上昇してきました．いいかえると，地球のす．それからイースター島という古代文明のシ

成岩・片麻岩・ミグマタイト・花こう岩類は，中心からはなれてきたということです．

ンボルのような島，大きな石の像のつくられた

長期にわたる浸食によって失われたものらしく海面の位置が地球の中心からはなれるというこ有名な島が太平洋のまん中にありますが，ここ思われるのです．そう考えるべき根拠が多いのとは，結局，地球が大きくなって，地殻の表面からも珪酸分の多い石が出てきています．

です．さらには，それらの変成岩や花こう岩類

が地球の表面から遠くなったということの結果

湊

それから，ヤップなんかでも，青木さんやは，楯状地にみる先カンブリア時代の岩石を含です．地球が大きくなるということは，奇想天

小島さんが行きまして，花こう岩の礫がたくさんでいたと推定される根拠もあるのです．した外のことではなく，古生代にくらべて現在のほんあるのを再確認してきてますね．それもかな

がって縁海は，楯状地に比べれば，単に低い位

うが地球の自転速度が小さい，といったようなり大きなものだそうですね．

置を占める安定帯であり，低位安定帯と呼ばれことにも表現されています．地球の膨張という星野てきたのです．

と耳なれない感じがしますが，これは，ゴム風といわれている海の中，海底の山から陸的の要

私どもは，縁海の玄武岩層といわれているもの

船がふくれるようなイメージではなく，紙風船素を持った岩石が至るところでとれているといの本体は，楯状地をはじめ大陸地殻の場合と同がふくれはじめるときにはでこぼこにふくれまうことなんです．

じく，変成度の高い片麻岩・ミグマタイト・結すが，そのようなイメージです．そして，これ編集

つまり，そういう大陸地殻とは全く違う

海底の調査では，地球物理的な方法以外

晶片岩をはじめ，超塩基性岩などから構成されが地殻の隆起運動なのです．

では，どのようなことをやっているのですか．

ると推定しています．もちろん玄武岩などでは第三紀の終りから第四紀のはじめにかけて，世星野

海底の調査のもう一つの手法としては，ありません．

界中のすべての高い山脈がつくられましたが，実際にボーリングするということが行なわれて海水準変化と地殻変動

この時期の浅海性化石は，大陸斜面の下部に広います．いまアメリカでグルマー・チャレンジ編集

星野先生に海溝のことについて，また図く分布しています．そして，海底峡谷の末端水ャー号という船を使って，大体6000ｍぐらいの5-2の説明のさいちょっと触れられました，海深や深海の平坦面が世界的に斉一性をもってい深海の底を1000ｍぐらいまで堀るというような水準変化と地殻変動のことについておききした

ること，さらには堆積層の形態や動物地理的事ことをやっております．

いのですが……

実なども考慮して，私は，この時期に海水準は

大体，先ほど言った第一層（堆積物の層）と第星野

その辺の質問にお答えするとなると，自2,000ｍほど上昇したと考えております．この二層，堆積物が固まったものか，あるいは地球説を述べないわけにはいかないのですが（笑），

ような大規模な海水準上昇は，海洋底の隆起以の内部から出てきた火山物質か，よくわからな

まず海溝というと，ふつう海面からの距離（深外には考えられません．従来は，アイソスタシいと言われるこの第二層の上部ぐらいまでは，

さ）が大きいところとして考えられていますね．

ー説にもとづいて，陸域で地殻が隆起すると，

地球上のあちこちの海で，実際にものを取ってそれも事実ですけれども，さきほども触れまし

海域の地殻は沈降するといわれていましたが，おります．いずれ，もっと技術がどんどん進み

たように，海水をはぎとって考えれば，海溝の事実はそうではなく，海域の地殻も隆起したのますから，大陸に比べて非常に薄い大洋地殻に底というのは，地球の中心に一番近い地球の表です．そして海溝というのは，隆起した海洋底ついても，地殻全体の実際の資料を手に入れる面という事実しか残りません．地表面の高さあとほぼ不動の大陸地殻末端との境界に形成されことが，そう遠くない将来にできるのではない

るいは海底の深さというのは，一般に現在の海たのです．いいかえると，地球全体に隆起運動

かと思います．

面を基準にして考えられていますが，しかし海があったわけで，私はこれを地球の膨張といっ編集面の位置は，地史的にみるとけっして不動のもています．

さきほど湊先生が示された図4-1では，URBAN KUBOTA NO.12｜48

⑥グリンタフ造山運動作用をうけて，緑色を示す変成鉱物が生じたか

た，グリンタフの変動にみられる地層の厚さ，らです．みなさんがよく知っている大谷石（栃つまり沈降運動の量は，いわゆる一般の造山運

最も新しい造山運動

木県産）がグリンタフの代表例です．図6-1に動のものにくらべてたしかに小さいのですが，編集

藤田先生がいわれているグリンタフ造山

東北日本におけるグリンタフの分布を示します．

たとえ沈降量は小さくても，沈降によって造山運動というのは……

グリンタフ造山運動は，いまから2,600万年ぐ運動の重要な要素である変成岩や花こう岩など

藤田

さきほどの湊さんのお話しにありました

らい前にはじまり，ほぼ500万年ぐらい前に終をもたらしていますから，まちがいなく造山運

ように，従来は，中生代未以後の地殻変動はす

了し，一部には，その後も引き続いて活動して動といって差支えないのです．

べて，アルプス造山運動として一まとめにされいたとも考えられる最も新しい造山運動です．

グリンタフ造山運動の発生から消滅までていたのですが，太平洋のまわりやヨーロッパ

ところでこのグリンタフ造山運動を，欧米をはところでグリンタフ造山の発生，すなわちグリのアルプス造山帯付近に，従来いわれてきたア

じめ古くから知られている一般の造山運動とく

ンタフ地向斜のはじまり方には，非常な特徴がルプス造山よりも新しい地殻変動があるらしい

らべてみますと，いろいろの点で違いがありまあります．一般の造山運動では最初，浅い海にということがわかってきました（図6-6）．それ

す．そのため，造山運動のなかまからはずされ泥や砂がたまって地向斜の海ができるのですが，がグリンタフ造山といわれるものです．

て，グリンタフ変動ともよばれています．

グリンタフ造山の場合には，こうした地向斜のグリンタフという呼び名ですが，これは，このなぜかといいますと，まず，ふつうの造山運動

海ができる前に，次のような変動が先行してい運動が始まった最初の時期が非常にはげしい海の寿命は１〜２億年ていどですが，この変動はるのです．

底の火山活動によって特徴づけられていて，こわずか2,600万年と短かいことです．また，一まず，陸上に一辺が20ｋｍたらずの多角形の地の時期の大量の火山噴出物がグリンタフとよば般の造山運動で生じる地層の厚さは１〜２万ｍ

域を一単位とした，たくさんの隆起部が出現しれているからです．グリーンとは誰でも知ってにも達しますが，この変動で生じる地層の厚さます．そして図6-2にみるように，この隆起部いるように緑色のことです．タフとは火山灰がは， 5,000ｍ 〜１万ｍ と薄いことなのです．

は，割れ目ができるためにやがて陥没し，多く

ぎようかい がん固まってできた岩石のことで，一般に凝 灰 岩 としかし，一つには造山運動というのは，新しいの湖が生じます．それらの湖にははげしい火山

よばれているものです．この凝灰岩が緑色をしものほど寿命が短かい傾向があるのです．です

活動がはじまり，火山噴出物によって陥没盆地ているのは，凝灰岩が地向斜の海底におしこめ

から，一番新しいグリンタフ造山の寿命が短かは次第にうめたてられます．やがて，こうしたられたときに，造山運動の一過程としての変質

いといっても，とくに不思議はないのです．ま

陥没盆地群の発達する地域は，次第に沈みはじ

図６･１−東北日本におけるグリンタフの分布

図６･２−本宿層堆積期の構造発達史

図６･３−グリンタフ地向斜発生期の東北日本<前期中新世―中期中新世>の古地理<前期中新世―中期中新世>

URBAN KUBOTA NO.12｜49

めます．このために，海水が入りこみ，いわゆます．このために，下位の地層と上位の地層の地向斜の底深くでは，変成作用のほかに花こうる地向斜の海が出現するのです．

重なり方は，お刺身を重ねたようにずれていき岩の活動がすすむことも，さきほど日高造山の一般の地向斜では，この段階から地向斜がはじます．ちょうどこの形は，将棋の駒が倒れた姿

ところで舟橋先生からくわしい説明がありまし

まるといわれているのですが，グリンタフ地向に似ているので，私たちは将棋倒し構造とよんた．グリンタフ地向斜にも，このような花こう斜の場合には，その前にいまいったような隆起でいます．このように，沈降の中心部が，つね岩の活動が知られています．グリンタフ地向斜→陥没→火山活動という事件がおきています．

に一方向へ移動するという傾向は，グリンタフの花こう岩類の規模は，一般に大きくありませそれで，こういった地向斜の発生期の特性とい地向斜の場合だけではなくて，すべての地向斜，ん．ただ花こう岩類の規模は，地向斜の沈降量

うのが，果してグリンタフ造山だけのものなの

すべての堆積盆地にあてはまるらしいのです．

と比例するように思われます．たとえば，沈降

か，それとも一般の地向斜にも存在していたに

さて，沈降運動が局限に達しますと，その前に量の大きい丹沢地方の地向斜の花こう岩類の規もかかわらず，だれもが気づかなかったのか，つもった地層は，地向斜の地下深くおしこまれ模は，他のグリンタフ地向斜のそれにくらべていずれにしても，地向斜の発生の問題として今ます．おしこまれた地層は，高い圧力とより高大きいのです．丹沢地方の花こう岩類の活動時後に残されています．

温の条件におかれ，そこへ，地下深部からのエ代やその規模， あるいは活動の仕方などは図

こうして地向斜の海の底が沈むにつれて，そこ

ネルギーをうけますと，地層は変成作用をおこ

6 - 7と図 6 - 8 に示すとおりで，この図では，石に供給された堆積物は，地層として残されます．

して変成岩が生じます．グリンタフ地向斜の場

英閃 緑岩類というのがこれにあたります．

東北日本を例にしますと，地向斜の海が最初に合にも，このように地下深くで変成作用をうけ

地向斜の海底は，変成作用や花こう岩の活動が入りこんだのは，図6-3のように現在の背梁山ている場所があります．図 6 - 7 と 図 6 - 8 は，丹進行する頃から次第に干上がってきます．厚い脈の地域です．こうした地域を皮きりにして，沢地方のグリンタフ地向斜の様子を示したもの

地向斜の地層は，隆起する過程で次第に曲げら次つぎに，沈降と地層の堆積がすすんだわけでです．丹沢の場合，私たちの調査によりますと，れて，褶曲構造ができます．もっとも，地向斜すが，この場合地層の分布をきめる沈降運動の最大 5000〜7000 ｍの沈降があったときに変成の地層の褶曲は，水平方向から押されて生じる

すすみ方に，一つのクセ（法則）があります．

岩の一種である結晶片岩が生じたのではないかという考え方もありますが，私たちは図6 - 8 の

図6-4にみるように，日本列島の中心に近い部という結論がえられています．

ように，地向斜の下方からの力によって生じる分からはじまった沈降運動は，時代がたつにつしかし，丹沢地方の地向斜は，他のグリンタフという立場で考えています．

れて，その運動の中心部が次第に日本海側へと地向斜のうちでは例外といってもよいほど沈降

こうして地向斜の地層は次第に隆起してきます

移動していくのです．

量が多いのです．グリンタフ地向斜の場合にはが，そのために地向斜の海は干上りつつ，次第

この傾向は，日本列島という大きなスケールで一般に，最大沈降期でも 2000〜3000 ｍていどに台地となりやがて山となっていきます．日本

あらわれるだけでなく，グリンタフ地向斜をつです．このために，結晶片岩のような変成岩は列島のグリンタフ地向斜の地域は，新第三紀のくる一つ一つの小さい沈降盆地（堆積盆地）にできないのです．たいていの場合，沈降期の火末期には，地向斜の部分は山地化したと考えても，これと似たような傾向がみられるのです．

山活動にともなって，地下深部から供給されるよいのです．丹沢地方の図でもよくわかるよう

図6-5は，仙台市と福島市の間の小さい堆積盆

熱水の影響をうけて生じる変質岩しか分布してに，かつての地向斜の海はしばしば，隆起した地群にみられる沈降の中心部の移動を示したもいません．この変質岩こそ，いわゆるグリンタ

山地の側方におしせばめられた形で残されるののです．すべてが南東から北西へと移動していフ（緑色凝灰岩）そのものなのです．

がふつうです．このような海は，次第に隆起すせん

図６･４−東北日本におけるグリンタフ地向斜堆積盆の移動<将棋倒し構造>

URBAN KUBOTA NO.12｜50

る地向斜の山が，風化・浸食され，そこからあ

図６･６−アジア東部の地殻分布図<藤田，1975>

らい出された土砂によって次第に埋立てられます．このように，地向斜の消滅期に，隆起する山から供給されて堆積する地層が湊さんのいわれたモラスで，グリンタフ地向斜にも，丹沢をはじめ各地にそれが知られているのです．
古い造山帯の上に新しい造山運動が発生した―火山列島の土台と骨組み―
ところで，グリンタフ造山は，図6-6にみるように日本列島だけでなくて，古第三紀までに完成したかにみえる大陸地殻の部分に発生しています．しかも，図にみられるように，日本海の深海で代表される内海が，この大陸地殻の内部に発達したということは，グリンタフ造山運動がはじまってから，極東の大陸地殻は，大規模に破壊されたのではないかという考えをみちびくのです．
一方，最近ではグリンタフ造山に限らず一般の造山運動においても，古い造山帯の上に新しい造山運動が一度ならず重なって発生するのがふつうであるという考え方がでてきています．これを多造山現象とよんでいます．たとえばヨー
ロッパでも，湊さんによれば，古生代中期以後のバリスカン造山帯の上にアルプス造山運動が発達していることが知られているのです．日本
列島でも，中生代以後の造山帯の下には，おそらく古い造山帯がかくされているとみてよいのでしょう．
こうした事実は，ひいては，大陸地殻がどのようにして発展してきたかという，大きな問題につながってきます．といいますのは，大陸や島<北村

信，1959>

図６･５−仙台〜梁川付近の新第三紀堆積盆地にみられる
将棋倒し構造URBAN KUBOTA NO.12｜51

弧をつくる大陸地殻は，古生代以前の先カンブ

島弧変動クの境目には，しばしば，とりのこされた凹地

リア紀以来の何回かの造山運動のたびごとに，―第三紀末〜第四紀の地殻変動と火山活動―が残されると考えられます．それが今日の山間その外側に向かってより広く成長してきたといおよそ500万年ぐらい前の第三紀の後期（中新盆地をいみするのだと思います．

う考え方が，従来から一部に知られていたので世末）までには，グリンタフ造山のエネルギー

また，あるブロックには，しばしば大きな歪み

す．この考え方は，大陸成長説とよばれていまは，ほとんどつきてしまいました．その後に生がかかって，そのへりが断裂し，割れ目にそっす．この考えによると，大陸の岩石は，中心部

じた主な地殻変動，すなわち第三紀末から第四て火山が生じると解釈されます．これが今日のが一番古くて，外側になるほど新しいというこ

紀の地殻変動を，私たちは島弧変動とよぶこと

日本列島の火山現象としてあらわれているわけとになります．

にしています．もちろん島弧変動が発生してもです．鈴木尉元さんは，こうした各ブロックの

しかし，実際にはこのようなことはありません．

なお，地域によってはグリンタフ造山の名残り

境界ないしはブロック内の断裂は，ときとして

それは，さきほどの図6-6をみてもわかりますが活動している場所もあるわけで，とりわけ，

地下のかなりの深さにまで達し，しばしば，そし，また最近，日本列島でも先カンブリア紀の日本海側の地域―新潟や秋田などには，こののような部分に歪みが生じ，深発〜浅発の地震

岩石と思われるものが，礫となってあちこちかことがいえるように思います．

現象が生じるものと考えておられます．

らでてきています．このことも，大陸成長説に島弧変動の特徴としては，次のような点をあげ

島弧変動においては，日本列島が一せいにブロ

合わない事実といえましょう．

ることができます．第一に，日本列島全域にわック隆起するのですが，この時代には，さきほ

いずれにしましても，日本列島をつくる大陸地

たって，一辺が50〜200ｋｍていどの多角形のど星野さんの指摘されました，世界の海水準が殻のおよその輪かくは，すでに先カンブリア紀

ブロックに分れて，それぞれが隆起するという2000 ｍ上昇したという事件も加わっており，の造山運動によって土台が形づくられていたもことです．しかも，この一つ一つのブロックが日本海溝をはじめ今日の海溝ができるのもこののと思われます．そして安倍族（日本のバリス

不均等に隆起しますから，いわゆる傾動の形を時代なのです．こんな次第で，今日の日本列島

カン）ないし本州造山，広島変動，日高またはとるのです．本誌のNo.10号で紹介されていたを特徴づける火山脈・海溝・地震の現象が，す四万十造山，グリンタフ造山などによって骨組

濃尾傾動盆地もその一つの例です．こうした運べて，この新しい島弧変動の≪申し子≫というみがつくられ，最後に，島弧変動によって補強動の原因として私は，地下深部に生じたとけたことになるのだと思います．

されたと考えられます．

物質の上昇を考えています．また，上昇ブロッ

図６･８−丹沢山地の構造発達史<原図･藤田＋杉山 1975>

URBAN KUBOTA NO.12｜52

図６･７−丹沢山地の地質図<資料＝丹沢団体研究グループ・1973・1975，MIKAMI，K・1961，島津光夫ほか・1971，赤松陽･未発表，滝田良基・1975，編図＝丹沢団体研究グループ>

URBAN KUBOTA NO.12｜53

⑦地殻の進化―月と地球と―

これは，花こう岩がつくられた時代の共通の諸地球における月の段階

条件が，花こう岩の中に反映されるためだろう

もちろん，その当時の地球の姿というものは，

岩石も進化していると思われておりますが，つまり，あの血も涙もとても復元はできませんけれども，一応，玄武編集

さきほど湊先生から，安定帯というのはない岩石にも，生物と同じように，一種の進化

岩質の地向斜物質を堆積した現在の大陸が海で始生代，原生代を通じて何回となく造山運動がともよべる原則がつらぬかれていることがわかあり，いまの海が陸地であったと考えざるを得

くり返し行なわれてきて，そして今の花こう岩った．だから，さきほどは，造山運動の繰り返ない．

層がつくられてきたというお話しでしたが，そしと申したのですけれども，それは，真の意味

では，この陸地は，現在のどの海であったかとうしますと，現在の大陸の安定帯というのも，の繰り返しではないわけですね．始原的な物質

考えてみますと，まず大西洋などは，これはそ一番最初の造山運動が行なわれる前は，海であは違い，できるものも違いながら，一種の繰りう古くないんです．北大西洋は，３億年ぐらいったということになるわけですか？

返しを行なってきて，そして大陸地殻ができてまでは陸だったといういろんな証拠がある．た湊

きた．

とえば，北アメリカの東岸にアパラチアという限りそうお考えになるのが当りまえですね（笑）

したがって，地殻というものには，最初に申し

古生代の造山運動によってできた大山脈があり

じつは，さきほど舟橋さんは，話が専門的になましたように解剖学的な原則があり，また，発ますが，この地向斜物質がどこからきたかとい

りすぎるためかお話しになりませんでしたが，生学的な原則があるということのほかに，もううと，これは大西洋側に陸地があって，そこか舟橋さんたち岩石学者は，きわめて重要な仕事

一つ，進化ということが伴っている．そういうら運ばれてきたことはっきりしております．

をされているんです．

結論になると思うんです．

またノールウェーからスコットランド，そして

それは，花こう岩というものを，古いものから

このようなわけで，いまはミグマタイトとか花

グリーンランドにつらなるカレドニア山脈の地

新しいものまで，在来にない方法で調べた．そこう岩といっているものでも，その源岩が何で向斜物質が，現在の北大西洋から運ばれてきた

うしますと花こう岩というのは，石英とか長石あったかということを大体推定していくことがことも常識になっている．それは，地質の言葉とか雲母とかいう鉱物が，それぞれ何％づつ入できるようになった．

では，北大西洋大陸とよばれているものです．

って構成されているという，その定義からみれそうしますと，過去にいけばいくほど，源岩にこういうことから大西洋というものは，海になば，みないずれも同じ花こう岩なのですが，も含まれる泥とか砂などが少なくなって，火山噴ったのは比較的新しいと思えるのです．

っと詳細に，その長石の成分とかその他いろい出物が多くなっている．図7-1にみるように，

このようにして，かつての始原大陸の候補地かろのことを吟味してみますと，花こう岩のつく火山岩起源の地向斜物質が多くなっているわけ

ら条件のあわないものをいろいろと除去していられた年代によって，花こう岩が区別できるこです．そして，古ければ古いほど，珪酸の少な

きますと，太平洋が始原的に陸地であった候補とがわかってきた．たとえば， 30 億年前，３い火山岩になっていく．というと，これはまさ者になってくる．先カンブリアの時代には，太億年前，3,000万年前の花こう岩には，それぞに，月がほうふつとしてくる．一面に玄武岩が平洋は陸地で，現在の中国の内陸部が海であっれの違いがはっきりと識別でき，同じ時代の花流れている陸地があり，そうして他の半球は海たという証拠もあるのです．そうすると，太平

こう岩は，世界のどの地域のものをとっても，であるとすれば，そこには，月の姿が浮かんで洋が大体陸地で，そのほかは海であるという図ある共通性をもっていることがわかってきた．

くるわけです．

7 - 2 にみるような地球儀を想像していただく．

おっしゃるとおりです．頭がおかしくない

図７･１−東アジア<ソ連の一部･中国･朝鮮>における先カンブリア界の岩相<源岩>

URBAN KUBOTA NO.12｜54

これがまさに月のようなものです．片方は海，源岩の性格は残されているわけです．最古のミうことによって潮汐も変わる．また，いまは地

片方は大陸で，そこに行って取ってこられる石

グマタイトや花こう岩，結晶片岩にそのことが球の傾きは21度ですが，過去においては25度だ

は，みな玄武岩であるという地球を想像してい残されているのです．このことから，地質時代

ったり26度だったということも考えざるを得な

ただく．これは，何も根拠もなくそういうこと以前の地球の姿，月の段階が推定されるのです．

い．それからまた，地球は一種のコマの運動をを言い出したわけではない．

ただ，地球はどうして月とは違った進化の歴史

します．そういうものも，地球自身が変われば詳細は省きますが，他の分野からの理論的なさをたどるようになったか，こうなると，水とか変わるわけで，それによって気候も変わる．あさえもある．地球がどうして核とかマントルと空気とか，それはいまとは組成が違うでしょう

るいは，月と地球の距離というものも変動してか地殻とかに分かれたかというのに，いろんなけれども，そういうものを重力によって地球のきたわけです．いまは明らかに地球の自転は，考え方がありますが，その中の有力な理論に，表層に閉じ込めることができた．そのために，

スローダウンしています．いまは365日ですけ

地球における月の段階を想定する理論があるわ

次には浸食が行なわれ，堆積が行なわれ，やがれども４億年前は400日ぐらいであったともい

けです．その理論が正しいかどうかは私もわかては生物も発生するということになった．

われております．それは，計算の仕方で405日

りませんが，10億年もかかって１回動くという月にはそういうものを閉じ込めておけなかった

だったり，399日だったりしておりますが（笑），

ような大がかりな対流があれば，片一方は内部ものですから，月の段階のままに終わって現在

しかし多かっことは間違いない．

からの物質のはき出し口になり，片側は引っ込に至っている．月だって新しい岩石というもの

また月が地球に一番近づいたときは，天体物理

むということになる．片側が海，片側が陸のよがあるわけですが，しかしだいたい原形にとど学者の間では，40 億年であったり，20 億年でうな月のような地形を，かっての地球もとってまっております．

あったりいろいろなんですが，地質学者が手固いたというモデルができ上がるわけです．

こうして，地球は月の段階をへて，その後の進い手法で調べていきますと，大体８億年プラス

われわれは，太古の岩石とか堆積岩の性状から化が始まった．そうして昔の陸は失なわれて海

２〜３億年というようなところに落ちつくわけ

こういうことを考えだしたわけですが，それをになり，昔の海は花こう岩の占める陸地になっです．そういうときは潮汐の運動は，いまとは全く別の側面から支えてくれる理論もあるといた．そうして古生代を迎えた．

くらべものにならない．いまは，せいぜい数メうことです．

こういうことだったろうと思うのです，これをートルですが，かりにこれが数百メートルだっ

地殻の構造発達における３つの段階要約したのが，図7 - 3 の地殻の構造発達史で，たとすれば，浸食作用はものすごいわけです．

―宇宙時代・月の時代・地質時代―

宇宙段階，月の段階，地質段階というようにし

１日に２回荒削りされて，海にものがたまるとではその前の地球はどうかというと，これは隕て，地球は進化してきているわけです．

いう―そういうことが先カンブリアの末に何石物質とか，そういうものの集まりだった．つ

それから最後にもう一つ，こういった地殻の構回かあったと推定されております．このように，

まり，地球における宇宙時代です．それからい造や進化を考えるさい，地球というものが孤立全部のことを総合的にとらえていかないといけ

ま申したような大規模な対流があって，陸と海した運動をしていないということも考えておかない．ある一つの視点，ある一つの手法だけでに分かれた．そして，月と同じようなかっこう

ないといけない．地球は，天体の一部として，考えるというのは，架空の物語りをつくることしたわけです．その陸地は玄武岩ですから，そ

太陽系の一員として運動をしています．

はできるでしょうが，しかしそれは，科学ではれが風化，破砕され，堆積岩となっていってもそうすると，山ができたり，海ができたりといありません．

図７･２−月の段階における古地理<Minato & Hunahashi, 1970>

図７･３−地殻の構造発達史

URBAN KUBOTA NO.12｜55

⑧地下資源とは何かが，これは植物の遺体が変形したり，変質してところで，そこからしぼり出されるようにしてできたものです．ただそこにもう一つ，バクテ

金属鉱床ができるというわけです．こういう見地下資源のほとんどは化石である

リアの働きも加わっています．植物体をつくっ方が最近強くなってきています．

編集

この辺で地下資源のことをお聞きしたいているリグニン，せんい素，たんぱく質，脂肪，それからまた，生物の中には，その体内にフッのですが……

ワックス，樹脂，キチンなどは，酸素のとぼし

素，リン，マグネシウム，マンガン，ゲルマニ

井尻

地下資源がどこにあるかというのは，先い水底でゆっくりと分解して，泥炭や石炭に変

ウム，コバルト，ニッケル，モリブデン，タリ

ほど湊さんが話されたように，でたらめに分布

わっていくわけですが，その植物体の分解には，ウム，ビスマスなどを集積する種類があることしているのではなく，造山運動の原則にしたが腐生菌，糸状菌など数十種のバ クテリアが働もわかってきております．これに最近の生化学って地下に存在しているわけですが，この地下いていて，その活動の産物が石炭として残されの進歩とあわせ考えますと，将来，予想外のも資源といわれるものをよくみてみますと，そのているわけです．つまり，石炭というのは，バのが生物源として見直されてくる可能性も強い

ほとんどが化石なんです．

クテリアの化石でもあるわけです．

わけです．

まず生物の遣体の化石としては，珪藻土があり石油も同じようなもので，石油はプランクトン

金属鉱床に対する従来の考え方ますね．珪藻土というのは，断熱レンガ，絶縁を主体にした海の生物の遣体が変形，変質した

舟橋

体，吸着剤，ろ過剤などに使われているもので，ものですが，この場合にも，生物体を分解するとになりますが，少し前までは，金属鉱床といいまの家庭では使われていないかも知れません

時に，硫酸還元菌をはじめいろいろのバクテリ

うのはすべて火成岩を源としていると言われてが，七輪の原料がこの珪藻土です．これは，そアの働きが作用しています．

おりました．

の名前のとおり，珪藻という単細胞植物の遣体

では金属資源はどうなのか．普通の人は，金属

たとえばマンガン鉱ができる過程というのは，が集合してできたものです．

資源といえば，地球の内部からマグマが運び出

次のように説明されていました．すなわち，どまた，御影石の話が先ほどから何回となく出てしてくるというように考えがちですが，これがろどろに溶けたマグマのなかにいろんな種類のおりましたが，同じ建築材料でも大理石の話が案外そうでないのです．

雑多な金属が微量に溶かされている．そしてマ

出てこなかったので，それを申し上げますと，

たとえば，ソ連，アメリカ，中国など，世界のグマに含まれる大部分の元素は，みんな結晶しこのもとがやはり生物なんです．

大きな鉄鉱床は，先カンブリア時代の鉄バクテて岩石の構成鉱物として固まってしまうが，最大理石というのは，石灰岩が再結晶してできたリアの遣骸が集ってできたようなものですし，

後の残り汁といいますか，残液の中に，微量金

いまの井尻さんのお話しの続きというこ
みなもとものですが，この石灰岩―これは生石灰・カ

マンガン鉱床にしても，その一部はマンガンバ

属がみんなはきだめのようにはき寄せられて，ーバイト・セメントの原料としてガラス工業・

クテリアの遺骸の集まりであることがわかってそしてマグマが上に上がってくる通り道を追っ

製鉄・ソーダ工業などが必要とする地下資源できています．硫黄鉱床の一部も硫黄バクテリア

かけてきて，そのマグマの固まった火成岩のますが―これも，有孔虫のような単細胞動物のの働きでできたものです．

わりにむらがって沈澱して鉱脈になる．こうい

遣骸が非常にたくさん集まってできたものです．

これ以外にも最近では，まさかと思うような金

うのが，今までの金属鉱脈のでき方とされてい石灰岩には有孔虫以外にも，石灰藻，紡錘虫，属資源まで―バリウム，銅，亜鉛，ストロン

たわけなんです．

サンゴ，巻貝，二枚貝，ウニ，アンモナイト，

チウム，ヴァナジウムなどの鉱床も，何らかの堆積岩に固定される金属

あるいはココリスとよばれる単細胞生物の超微形で生物源と考えられるようになってきていま

ところが近ごろは，その考え方ががらりと変わ化石など，いろいろの化石が含まれていて，そす．というのは，一般に生物体というものには，ってきまして，やはりそういういろんな金属とれは石灰岩のできる地質時代によって違ってい

こういった金属元素が非常にわづかにですが含いうようなものは，本来マグマの中に含まれてますが，いづれにしても，こういった生物遣骸

まれています．はやりの言葉で言えばｐｐｍ のいるものも確かにあるけれども，とくに銅，鉛，がたくさん集ってできたものです．

単位で含まれているわけです．

亜鉛といったようなどこにでもあるような金属ですから，建物の柱などに使われている大理石

そしてそういった生物がたくさん集まって死に，は，みんな一度は堆積岩の中に入った，そういのうち，変成度のすくない大理石―赤，黄，何百万年，何千万年とかかれば，大へんな量がう経歴をもつものだということがわかってきた

白などは変成度が強いので，どちらかといえばある地域に蓄積されます．

んです．

黒っぽい大理石を注意して見ていますと，こうもちろん，この間に生化学の作用で同じ種類のそれといいますのも，さきほども花こう岩のおいった化石が入っているものにぶつかることも元素が集積されたり，あるいは食物連鎖の過程

いたちのところでお話ししましたように，地表あるわけです．また最近では，チャート（珪石での濃縮という作用もおこなわれるでしょう．

の岩石に含まれるいろいろな金属元素というのの一種）は，たいていのものが放散虫とよばれそのようなところに先ほどからの話にあるようは，まず風化作用によって，ふるい分けられまる珪質の殻をもった，単細胞動物の殻の化石のに，いろんな火山岩が貫いてくれば，元素は濃す．マグネシウム，カルシウム，鉄，カリウム，集合であることもわかってきました．

集されて鉱床になってしまうわけです．なるほナトリウム，そういうものは風化作用の場でいバクテリアの働き―

ど見かけ上はマグマからできたものの中に入っ

ちはやく溶かされて，さきに流されてしまいま

石炭・石油からさまざまな金属資源までているけれども，その金属元素がほんとうにたす．そのあとに，珪素とかアルミニウムのようそれから先ほども話に出ておりました石炭です

まった場所というのは，生物の遣骸がたまったな比較的残留性の強い金属が，泥と一緒になっ

URBAN KUBOTA NO.12｜56

てあとを追っかけて流されていきます．

炭酸塩鉱物というようなものになっている．

つぎと沈澱され，そこに高い金属濃度の鉱脈・ですから，はじめに玄武岩石の中に分散して含こういうものは，原始人がやったように，その鉱床をつくりあげる．こういうプロセスをたどまれていた金属が，そういう風化の過程で，す鉱物を一緒にして燃やすと，還元されて重金属ることがわかってきたわけです．

でに大きく振り分けられて，海にもっていかれがどんどんできます．エネルギーが非常に少なですから，先ほど井尻さんが言われましたようるわけです．それからあとが井尻さんがいま言くてすみますから，経済的にも非常に利点があに，鉄鉱とかマンガンとか，そういうものは，

われたように，ほとんどの金属元素は生物の体るわけです．しかもこういうプロセスをたどっ堆積の場ですでに高い濃度に達し，それぞれ鉄内を一度通って，生物の生活作用を通って堆積てできた酸化物や硫化物は，スチームによって鉱床，マンガン鉱床とよばれる状態に到達して岩の中に固定される．

はき出されてくるものですから，ある狭い割れいるのです．日本でも大部分の鉱床，たとえばですから，いろんな場所の泥や砂の微量を分析

目があれば，そこに全部沈でんするわけです．

東北地方にある銅の尾去沢，あるいは黒鉱とよしますと，銅，鉛，亜鉛といったものは0.001

ですから，その量も非常に多くなります．こうばれるものは，そういうスチームの媒介によっぐらいのオーダーでみんな入っているのです．

して鉱脈ができ上がります．

て，下位の堆積岩中に稀薄な分散状態にあった深部からの酸性スチームのはたらき

このように金属鉱床に対する考え方が，いまで重金属が抽出され，これが浅いレベルに溶液のそれで，地向斜の海の底にはそういうものが，はがらりと変ってきております．かっては鉱床形で運搬され，適当な場所に沈澱したのだ―

銅，鉛，亜鉛というものが，いま言った過程でというものは，すべてのマグマの直接の産物でこのように考えられています．

陸地からはき出されて厚くたまってきます．そあるというように，わからない部分はみんなマ

グリンタフ造山と黒鉱

こに，先ほど申しました地球の深部からのスチ

グマのせいになっていたのですが，いまではそ―初期火成活動の中心地帯に―ーム，それが何万ｍもの通路をとおって，しみ

ういうことはありません．一つの金属を取り出編集

通りながら上がってきます．

しても，それは風化の場を経て堆積の場に運ばいうものも，グリンタフ造山運動などと密接なところでこのスチームというのは，非常に酸性れ，生物の媒介を経て堆積岩のうちに固定され関連をもっているわけですか．

度の強いものなんです．そういうことがはっきる．堆積の場では，だんだんと深部へ沈められ藤田りと分かってきた．そうしますと，酸性の強い

ますが，より深部から上がってきたスチームに

黒 鉱 ，あるいは石油や天然ガスなども，グリン

スチームが堆積岩の中を通るのですから，まずよって，また上のレベルに運ばれ，そして酸化タフ造山運動の過程で生じたものです．

一番先に銅，鉛，亜鉛といった重金属はみんな物とか硫化物となって，適当な狭い場所につぎ黒鉱というのは，1959年に秋田県の小坂内で，この酸性スチームに溶かされていく．そうしなくろ

そうすると，日本の地下資源のあり方とそのとおりです．いま舟橋さんが触れた

くろこう

図８･１−グリンタフ地域の鉱床と先中新統の岩石と構造帯との関連<舟橋三男編図>

がらこのスチームは，上へ上へとどんどん上がってきます．そして上の方にくれば，こんどはその酸性度がだんだんと中和されて落ちてきて，あるところにそういうｐＨ がからみますと，金属というのはみんな沈澱してしまいます．
火成岩の鉱物は資源にならない
ところで，一般に金属というのは，火成岩の中にありますと，たいてい珪素と結びついて，珪酸塩鉱物をつくるのですが，このように珪素と金属が結びいてしまいますと，これは離すのにものすごいエネルギーがいるのです．実験室などでは，一応溶かして金属だけを分離することができますが，これを普通の製錬所などでやったらものすごく金がかかって，とても採算に合わない．ですから珪酸塩鉱物という形では，いくら金属があっても資源にはならないのです．
鉱脈・鉱床のでき方
しかし先ほど申しましたように，堆積岩から溶けて上がってきたものはどうかといいますと，
それは火成岩などにくらべれば，かなり温度の低いところで溶けて，そしてやがて沈んでしまったものです．ですから，みんな酸化物とか硫
化物（硫黄と金属が結合している），あるいはURBAN KUBOTA NO.12｜57

埋蔵量1,000万トン規模の金属鉱床が発見されのすべての地域に黒鉱があるわけではないので何回も造山運動があれば，濃集の度合いも強くて，鉱業界にセンセーションをまきおこしたもす．それから，地域によって鉱床の性質がちがなって，人間が使えるだけの量がたまってくるので，銅・鉛・亜鉛・金・銀などの資源としています．

わけです．ですから場合によっては，生物がた
ほくろく

欠かせないものの一つです．これは，グリンタ

たとえば，秋田県の大館市周辺の北鹿 地帯は，だそこで死んで，堆積したものだけでも尨大な

フ造山運動の初期の地向斜の時期に行なわれた銅がかなりある．鉛，亜鉛もあるし金・銀もあ

スケールの鉱床ができ上ります．

海底の火山活動，その噴出物にともなうものでるといっていいと思います．ところが北鹿からさきほどの井尻さんの話にありましたように，

す．造山運動における初期火成活動の産物とい南にくると，金・銀も少し入っているけれども大陸の安定帯の方には，鉄バクテリアによってうわけです．

銅はずっと少ない．また北海道の方にくると，つくられたスケールの大きい鉄鉱床があります．

グリンタフ造山の場合，こうした初期火成活動

マンガンが多いんです．このように黒鉱に関す銅についても，堆積岩のような層をなしているの舞台は，東北地方でいいますと，今の背梁山る限り，グリンタフの中でも偏在している．どものがあります．それはカッパー・サンドと言脈の地帯が中心だったのです．そのために，黒うして偏在しているのかといいますと，グリンって，世界のいろんな地域にある．日本の近く鉱というのは，東北地方の中央部にたくさん知タフの下には，古い造山帯が存在するからなん

では，ソ連のアムール川流域にあるウドカンとられているのです．

です．その古い造山運動のときにも，すでにそいうのが有名です．アフリカにも，カナダにもグリンタフ造山と石油れぞれの鉱床がつくられている．造山運動からこういう層が大量にあります．

―造山運動後期の変動地帯に―いいますと，日本は，さきほどの藤田さんの話

編集

それから，グリンタフ造山が残したもう一つのにもありましたように，三階建，四階建ぐらいいうのは大体はわかっているんですか？

資源として，石油や石油ガスがあります．黒鉱になっている．先カンブリアの時代，古生代の湊をもたらした初期火成活動が終った後も，引き末，それから日高造山の時代，それから最後にね．いまは次第に海底ということになっている

つづき地向斜の海底はどんどん沈みながら，そ

グリンタフ造山というのがおきています．それと思うんですが．ただ資源というのは変わってこに厚い泥や砂がたまります．海中に大繁栄しで先ほど舟橋さんのお話にもありましたように，いまして，たとえば石油のように，あと30年したプランクトンなどの生物遣骸は，海底につも鉱脈というのは，下からのスチームが上がってかないと言っていたのが30年たつと，またあとると同時に泥や砂におおわれ，地下へおしこめ

くるときに，金属を溶かしこんできて出来上る30年というぐあいになる．（笑）

られ，各種の化学反応をうけながら，いわゆるわけです．ですからグリンタフ造山は，古い鉱たとえば中国では，四川省を除いたらなかった

原油が生じるといわれます．しかし，こうして床の金属をもう一度，選鉱，精錬していることんですが，東北地方から大慶油田をみつけたり，原油が生じたとしても，それがある場所に集油になる．そのため，古い造山帯のあり方，古い

その後，渤海湾岸からも多量に出しているわけ

されなくては資源とはなりえないのです．幸い

鉱床のあり方によって，グリンタフのさいにでですね．だから，技術が進歩していけば，それにしばしば，このような集油に都合のよい変動

きる鉱床の中の金属の性質や量が違ってくるわ

だけ資源の確定鉱量はふえるわけです．

が生じます．造山運動の後期に生じる地層のしけです．図8-1をみれば，その辺の事情がよく

現在，海底油田は50ｍぐらいの浅海が限度ではわ（褶曲）の運動，ドーム状の隆起，地層のず

おわかりいただけると思います．

ないでしょうか．ところが，近い将来に1000ｍ

れ（断層）などの構造が，原油を集める役割を

このように，黒鉱というのは何回もの造山運動の深海まで堀れるということになれば，これは果します．

はよって，人間が使える程度に金属を濃集させまたふえるということになりますね．ただし，

ところで，さきほど将棋倒し構造としてお話してきた，そういう点に特徴があると思います．

これは大陸棚以外の地域ですね．そういうとこ

しましたように，地向斜のはじまる背梁山脈付大陸の地下資源のあり方

ろまでやれるということになると，石油は，そ

近には，古い沈降期の地層が発達し，日本海側

大陸の大山脈ですと，もう一回きりの造山運動

う簡単になくなるものではない．

には，より新しい地降期の地層が発達しました．

で十分使えるような鉱床がつくられているんでそして，資源がどこに存在するかといえば，ここのために，同じグリンタフ造山運動の産物とすが，日本の場合には，金属の種類という点か

れは，さき程からお話ししているように，でた

いっても，その生成時期が異なるために，黒鉱

らいえば，非常に豊富なんですが，何しろ入れらめにあるわけではなく，やはり造山運動の過と石油の産出する地域はあきらかに異なってい物が小さいですから，万事につけてスケールが程でできていくものですから，そうした発生学

ます．造山運動の初期の産物である黒鉱が背梁小さい，そういうことになります．

的な原則と理論に従ってさがしていく，そうい

山脈側にあって，造山運動の後期の変動と関係

それから，いまはグリンタフ造山と関連して資うことになると思います．

のある石油が，日本海沿岸の秋田とか新潟地方

源の話が出ましたので，火成作用による鉱床のに分布するのは，こうした将棋倒し構造と関係ことが話題になりましたが，鉱床というのは，があるのです．

何も火成作用だけを通じてできるものではあり

グリンタフ造山運動は古い鉱床の金属を選鉱・ません．もともと鉱脈というものは，先ほど井精錬した

尻さんや舟橋さんの話にありましたように，生湊

物源のものが非常に多いわけで，それが造山運

いまの黒鉱の話を，もう少し補充しますと，一つには，グリンタフ地帯だからといって，そどんなところに，どんな資源があるかと陸上のほうは，かなりわかってきています

動のさいの火成活動によって濃集されてくる．

URBAN KUBOTA NO.12｜58

⑨地殻と人間社会

かどうか．これもまじめに考えなければならな

害にならないことも日本では災害になります．

い問題ですね．そういう意味では石油について

わかりやすい例をあげれば，アメリカなどでは

日本における資源問題をめぐっても同じことがいえるでしょう．

石油をばかみたいに採堀していますから，当然

湊

ところで，いま日本でいっている資源問題

それから，まだまだ問題はあるのです．開発途

地盤沈下がおこります．それで事務所が水浸しというのは，これまでいろいろと話してきたこ

上国に対する日本のこれまでのやり方というのになったりしているんですが，余り問題にされととは全く別のことなのです．自然科学者の方は，資源があれば何でもいい，ともかく輸入しない事が多い．というのは，その事務所をそので，逆におたずねしたい問題ばかりだと思うんてくるというわけなんです．しかし，ヨーロッ

まま放棄して，丘の上に新しいのをまた建てる．

ですよ．その一つは，20万トンタンカーを一時パの国々では，やることが少し違っているんで地盤沈下した地域には，もともと人間は生活し間おきに走らせるという，本当にそこまでしな

す．まず，その国の学生たちを，ほんとうに教ていないんですから，それですんでしまうのでければ，日本の経済は成り立たないのかという育している．そして，その教育に当っている人

す．ところが日本では，何がおころうがそこに疑問です．この現状はアブノーマルだと思うけ

も，１年ぐらいで帰国してしまうというのでな

しがみついていなければならない．
（笑）

れども，かりにその現状を認めるとしても，次く，一生骨を埋めるような，そういう心がけで震源にしても，海溝と日本列島との間は何といのような問題があるんです．

やっているわけです．

っても一番多く，もちろんグリンタフ地帯にもたとえば日本は，黒鉱地帯とか日立などを含め

やはり，お互いに利益になることを実現しながある．地震など全く知らないままに一生をすごて銅産国といわれ，15年ぐらい前は，大体メタら，この問題は処理していかなければならない

す人の方が，世界にはるかに多いのですが，日ルとしての年間消費量20万トンのうち10万トンと思うんですね．

本では，そういう幸せな人にはめったにお目には自前で出せたんです．ところが，いま15年たもし，かりに日本が逆の立場におかれたらどうかかれない（笑）．こういう次第ですから，日本って，どのくらい使っているかといえば，94万

なるか，日本には石灰岩ぐらいしか大資源といの土地で生活を設計するという場合には，ちよトンです．わずか15年間に74万トンも増えていえるようなものはありませんが，そういうもの

うど船をつくる時と同じような心がまえが必要る．そしてこのうち，日本で産出できるのは11

でもよその国の人がきて，どんどんと堀りだすなんです．いまのところ，波も風も止める方法

万トン内外です．あとの80万トンというのは，だけ堀り出してしまったら，これは感情的にもはありません．しかし，波と風に対してひっく

すべて外国から輸入してきている．５万トンは当然問題になってくるでしょう．

りかえらないように，船を設計することは可能

くず銅によるものです．もしこの勢いをそのま

資源問題というのは，気の長い長期の見通しをなんです．つまり，何よりも先ず，安全性を最まつづけたら，将来日本は，どれだけの銅を使十分に考えて，もっとまじめに処理しないとい優先にした計画・設計・施工に全力を注ぐこと

うのか，非常におそろしい量と思われます．

けない―そういう感を強くもつわけです．

が大切なんです．それを，地震予知をやれば地もちろん銅の鉱床というのは，さきほどもお話

安全性を優先にした計画を

震の災害をふせげるかのようなことをいったりししましたウドカンのように，ものすごい大き―日本の地質的特徴と災害―する人間が日本には多いのです．問題は，地質

いスケールのものもありますけれども，それは地殻の話からは，だいぶずれてしまいましたが，条件に適合した計画と工法にあるのです．それ

まだ開発されていない．どうしてもチリー，オ

話のついでにもうちよっと，日頃私の感じていが，もろもろの災害に対する真の対策であるべーストラリア，カナダ，アフリカ，フィリピン，ることを申しあげますと，災害の問題にしてもきなんです．

そういうところが日本の銅の輸出国になってい

次のようなことがあります．

効率を優先した計画に，どう安全性をあたえる

ます．ところがこれらの産銅国は，日本以外の本来，日本の国土というのは，その成り立ちかかということでは，問題は少しも解決に近づか国々へも銅の供給源となっている．そうすると，

らいって，道路をつくるにしても，人が住むにない．もっと根本的な方法として，たとえば日

従来の輸入には当然，限度があると考えなけれしても不利な点がたくさんあります．たとえば本では，百万人以上の都市をつくらないというばならない．この問題は，銅だけの問題ではな

グリンタフ地帯というものは，地すべりの要素

ようなことを，真剣に考えていかなければならく，他の地下資源においてもいずれはこういうを持っている．また海岸平野は，そのほとんどないように思いますね．

問題が出てきます．

が軟弱地盤です．ですから，外国で行なわれて編集

それから先ほどの94万トンというのは，純銅といる土木技術の工法をそのまま持ってきても，わりたいと思います．本日は，大変な長時間どしての量なんです．鉱石からいえば，わずか２日本にあてはまらない．たとえばスウューデン

うもありがとうございました．

―３％のものなのです．それを外から運んでくなどの地下鉄は，花こう岩のバーンとした岩石

るときには，現地で少し濃くして30％ぐらいのを堀り抜いたままです．日本のように，セメンものを運んでくるわけですが，いずれにしてもトや鉄を巻く必要はないわけです．

日本で，それを製錬しなければならない．そう

地表の建築物にしても，その基礎を含めて同じすれば製錬の過程でいろんなものがとれる．そ問題をかかえています．そういうふうに日本的の中にはもちろん有用のものもあるのですが，な特殊な問題をいろいろとかかえている．

同時に困った問題をかかえています．公害です．

災害というのは，そこに人間が生活しているか

この狭い日本で，製錬の規模を拡大していける

ら災害になるんです．ですから，他の国では災時間もなくなりましたので，この辺でおURBAN KUBOTA NO.12｜59

ダクタイル管路の耐震性研究①地震時の埋設管の挙動研究

図１−振動実験装置

図５−管路方式

1.埋設管の室内振動実験
地震が起った場合，埋設管は，地震で引き起された地盤変形の影響を受けることになります．パイプ技術研究所では，この地盤変形に注目し，図−１のように，小さな振動台を多数並べた実験装置を考案し，振動実験を進めています．実験は，大きな地盤変形の条件の下での，埋設管の加速度，管体応力，継手の伸縮量，曲管部の応力集中度，管と土との動図２−実測波形の例

的な摩擦抵抗などを計測し，地震時の管路の挙動を知る上の一つの手掛りをつかもうとしています．
②埋設されたダクタイル管路の地震時の挙動
観測
管路のような長い地下埋設構造物の地震時の挙動観測の試みは，未だほとんど行われておりません．
水道管路においてはＨ市の発案で，パイプ技術研究所が図−３のような観測装置
を，昭和47年に生きた600φダクタイル管路に設置したのが初めてでしょう．約３年経過した現在でも，震度Ⅱ以上での管体加速度，継手の伸縮量，管体歪などを計測しています．
図−４が記録波形の一例です．
図３−地震時の管路挙動観測装置ダイヤブロック

図４−実測波形の例 <昭和48年11月19日

22：02

震度Ⅲ>

URBAN KUBOTA NO.12｜60･61

クボタダイナミックフィルター<全自動単式無端ろ布走行横型圧搾機構付フィルタープレス>①汚泥処理の概要

あるといえます．

無端ろ布走行型の場合，ろ布の蛇行が大きな

河川，湖沼等の各種水域汚濁防止のために，②クボタダイナミックフィルターについて問題でしたが，クボタは独特の蛇行防止機構

ますます高度の水処理が必要となって来てい上述のように物理的，機械的減容法には種々により，これを完全に解決しました．

ます．水処理を行うということは，汚水中のありますが，その内でも特に効果的であるの(5)小さい据付面積と容積

固形物を分離し，汚泥を生成することともいが脱水操作です．

横型単式両面ろ過方式の為，処理能力当りのえます．したがって，汚水を浄化すればする

クボタダイナミックフィルターは，この脱水

面積，容量とも非常にコンパクトになりました．

ほど汚泥が発生し，これをなおざりにして水操作に用いられるフィルタープレスで，クボ(6)効果的なろ布洗滌方法

処理を考えることはできません．

タ独自のアイデアによる最新の技術を盛り込

脱水後，ケーキ排出と同時にエンドレスろ布

汚泥の処理，処分の目的は，汚泥の容量を出んだ高性能脱水機です．現在販売されているが走行し，洗滌室内で高圧水で洗滌される為，来るだけ減量し，かつ質的に安定化，無害化

フィルタープレスの中におけるダイナミック

ろ過面の再生が効果的であり，かつ洗滌水量することです．

フィルターの位置は，表−１に示す通りです．

も少量でよいのです．

一般に汚泥処理処分システムの単位操作で，③クボタダイナミックフィルターの特徴(7)容易な保守管理

汚泥の減容を図るのが濃縮，脱水，乾燥であ(1)全自動運転

横型であるため，メインテナンスが容易であり，安定化，無害化を目的とする操作が焼却，独特の機構による単式ろ布走行型である為ケ

り，またろ布の交換もエンドレス走行の為簡

焼成，固化などといえるでしょう．

ーキ排出，ろ布の洗浄等が無人で行なわれ，

単に短時間で行えます．

汚泥処理の代表的処理システムの例とその単全サイクルが自動運転です．

④ダイナミックフィルターの標準仕様

位操作を図−１に示します．

(2)高いろ過速度，低いケーキ含水率

標準仕様表は，表−２に示す通りです．

図−１に示された各単位操作をどのように組

ダイヤフラム圧搾機構の採用により，サイク⑤ダイナミックフィルターによる合せて処理システムとするかは，処理すべきルタイムが短縮され，かなり高いろ過速度が各種汚泥脱水成績

汚泥の性質，計画処理レベルによって選択さ得られ，かつ低含水率のケーキが得られます．

表−３に各種汚泥の脱水成績例を示します．

れるべきものです．さらに，これら各単位操(3)確実なケーキの剥離と排出作にどれだけの負荷を分配するかの検討も重単式両面ろ過方式の為，ケーキの落下排出に

以上のようにクボタダイナミックフィルター

要です．一般には，濃縮，脱水等の物理的，障害のない機構であり，かつろ布の走行によは，上水汚泥，工業用水汚泥，下水汚泥，産機械的単位操作の負荷を大とし，乾燥，焼却

り確実に排出されます．

業廃水汚泥等の各種汚泥の脱水処理に威力を等の熱的操作の負荷を小とするのが経済的で(4)確実なろ布蛇行防止

発揮する脱水機であります．

URBAN KUBOTA NO.12｜62図１−汚泥処理システムとその単位操作の例

図２−フィルタープレスの型式とその特徴

表２−ダイナミックフィルターの標準仕様書

表３−ダイナミックフィルターによる各種汚泥脱水成種例

URBAN KUBOTA NO.12｜63