写真<上>：久住高原側から遠望した九重連山中心部<下>：沓掛山上空付近から俯瞰した九重火山群中心部（写真説明は表紙裏面を参照）

URBAN KUBOTA NO.22｜56

アーバンクボタ

NO.22

APRIL

1984

株式会社クボタ●目次
特集＝九州の火山と基盤構造
１九州の基盤構造・火山・地熱 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲
九州の基盤岩と北薩の屈曲
沖縄トラフ

木村

別府─島原地溝

橋本

松本徰夫
大塚裕之

早坂祥三

九州の火山と陥没構造
九州の地熱

勇

政昭

島原─熊本地溝と口ノ津層群
鹿児島地溝

2

林

松本徰夫

正雄

２阿蘇崋山
火砕流堆積物とカルデラ

小野晃司 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 42

中央火口丘群

松本幡朗 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 46

３九重火山群

松本徰夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 50

地熱井コアにみられる断裂系（本文40ｐ参照）① 傾 斜 角 65°の 鏡 肌 (断 層 )に ， 斜 め の 条 線 が 認 ら れ ， 正 断 層 と 横 ず れ 断 層 の中間的な性質を持っている．
②急傾斜の鏡肌に，ほぼ水平方向の条線が認められ，横ずれ応力場によって生成したことを物語っている．
③共役的と考えられる対をなす割れ目．
④熱水の通路に生成した硬石膏脈．
（林正雄）

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＝1984年4月
第２刷＝1997年3月

編集製作＝(有)アーバンクボタ編集部
図版作成＝巧凡社＋スタジオ・ツノ
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場

URBAN KUBOTA NO.22｜1

九州の基盤構造・火山・地熱①九州の基盤岩と北薩の屈曲橋本①九州の基盤岩と北薩の屈曲

勇＝九州大学教養部教授

九州を横断しており，ここには，いろんな地質
時代のものが集まっていて構造も非常に複雑で②沖縄トラフ

九州における内帯と外帯す．構成している地層は，大部分が二畳紀と三木村政昭＝琉球大学理工学部助教授

編集

本日は，九州の基盤構造・火山・地熱な

畳紀の地層ですが，石炭紀やジュラ紀，さらに③別府─島原地溝どについて，いろいろとお話しをお伺いしたいは白亜紀の地層もあります．従来は，この秩父松本徰夫＝山口大学理学部教授と思います．最初に橋本先生からお願いいたし

帯の大部分は，古生層だといわれていたのです●島原─熊本地溝と口ノ津層群

ます．

が，最近，コノドントや放散虫の化石がたくさ

大塚裕之＝鹿児島大学理学部助教授

橋本

九州の基盤の地質と北薩の屈曲についてん発見され，むしろ，中生代の地層が多いとい④鹿児島地溝

簡単にお話しします．ご存知のように本州弧のわれるようになりました．この地域は現在そう

早坂祥三＝鹿児島大学理学部教授

地質は，本州をほぼ南北に縦断するフォッサ･いう研究が盛んで，従来の知識が大きく変えら⑤九州の火山と陥没構造

マグナの西のヘリを走る糸魚川─静岡構造線にれようとしております．

松本徰夫＝山口大学理学部教授

よって２分され，その西の方が西南日本と呼ばこの地帯の特徴としてもう一つ重要なことは，⑥九州の地熱れます(西南日本の先新第三系は棚倉構造線ま秩父帯の中には，構造線に挟まれて非常に古い

林

で延長します).そして,この西南日本もＥＮＥ-

岩石からなるレンズ状の部分が点々と分布してＷＳＷに走る中央構造線を境にして，北の方をいることです．これは断層に挟まれて，４億年

内帯，南の方を外帯と呼んでいます(図１・１)．

前後の年代が測定されたものを含む古い変成岩

ところが九州は，西南日本でも特異なところで，類･花崗岩類と，シルル紀とデボン紀の非変成

外帯と内帯との区分が明確に分けられないのでの地層とが蛇紋岩を伴って見られるもので，黒す．

瀬川構造帯とよばれています．この構造帯の岩

四国の松山から佐賀県の伊万里へ走る構造線と，石は紀伊半島から四国を経て九州まで，点々と松山から八代へ走る構造線との間にはさまれる

分布しています．

九州の中部は，古くから長崎三角地域と呼ばれ四万十帯ています(図１･２)．この長崎三角地域とその秩父帯の南は，広い四万十帯の地域です．この北の部分は，一見，内帯のように見えますが，

地層は，ジュラ系最上部から新第三系の最下部

じつは典型的な内帯とはいえず，従来からいろ（中新統の下部）までが含まれています．そしいろと議論されてきたところです．しかし現在て従来は，この地層の大部分が，中生代の初め

では，内帯と外帯を分ける中央構造線の九州でから古第三紀にかけてのものと考えられていたの位置は，松山から佐賀関半島の三波川変成岩のですが，最近の放散虫化石による研究では，の北を通って，臼杵─八代構造線に合流して八ほとんどが白亜紀と古第三系の地層ということ

代に至る線とされ，それ以南は西南日本の外帯になりました．私が1950年代にこの四万十帯をの延長，それ以北は，西南日本内帯の延長とみ調べ始めた当時は，時代決定に使える化石がほ

なされております．

とんど発見されなかったために，主として地層

九州の外帯北西側の特徴の岩質や層序などを，四国や紀伊の地層などとまず外帯の基盤岩についてお話しいたします．

比較して層序区分を行ない，その構造を考えて九州の外帯は，四国や紀伊半島と同じような地いたのですが，1960年代から70年代にかけて，層や岩石が東から延長してきておりまして，南地質調査所の今井さんほかの方々や，同じ70年

部九州というのは，西南日本外帯そのものとい

代に主として宮崎県側を調査された九大理学部

うことができます．

の勘来良さんたちの研究の結果，非常に詳しい

西南日本外帯の先新第三紀基盤岩の特徴は，帯層序や構造が判明してきました．

状構造です．これは，岩層の一般的な分布と平こうして四万十帯の地層は研究の進展と共に次行してたくさんの断層があり，それによって帯々と修正され，現在の1/50万や1/100万の地質状に平行した幾つもの地帯に分けられるという図に，これらの研究の最新の成果が示されてい構造です．その帯状構造をなす基盤岩の地質をるわけです．細かい点についての議論は幾つか

簡単に申しますと，まず一番北西側の地帯が三ありますが，大筋においては大体そのとおりだ

波川帯で，低温高圧の広域変成岩からなり，九と思います．図１･２は，これらの図を簡略化

州では北東部にだけせまく露出しています．そしたものです．

の南の秩父帯は，幅は余り広くないのですが，ところで四万十帯というのは，大きくは２つに正雄＝九州大学生産科学研究所助教授

URBAN KUBOTA NO.22｜2

分けられます．北西側にあるのは白亜系，南東

中新世中期ということがわかったので，私は，のほかに北薩にも小規模な ＮＷ系断層があり側にあるものは，主として古第三系です．この北薩の屈曲は中新世中期ごろであろうと考えた

ますし，川内川河口にもそれと同系統の断層が２つは北帯･南帯と呼ばれ，地層の区分でいいのです．つまり，四万十累層群の堆積が新第三推定されます．それからまた，高隈山地にも，ますと，北帯は四万十累層群の下部，南帯は四紀はじめまでつづき，構造運動によって帯状構

そういう構造を思わせる断層が予想されます．

万十累層群の上部ということになります．北帯造がつくられ，その後に屈曲したと考えられる

このように南部九州には串木野─鹿隈断層に平と南帯の境界は著しい低角度のスラスト(逆断こと，そして中新世中期の花崗岩を切るＷＮＷ

行した断層がたくさん見られるわけで，今後も層)で境されており，その位置は，図でみるよ系の断層を認めたことから，花崗岩後もその屈見つかるのではないかと思っております．

うに延岡から市房山を通り，人吉から南の方に曲の運動は尾を引いたのであろう．そういうこ

ところで，四万十帯の南東部にあたる日南地域

下がって，高隈山の東の方を通ると推定されてとを発表したわけです．

では，日南層群（四万十累層群の上部）が一般います．

そのころ，鹿児島大学におられた有田先生は，に整然とした帯状構造をとらず,ＮＥ系,ＮＷ系，四万十帯の地層には，褶曲や鱗片構造(たくさ

薩摩半島の串木野から鹿屋に伸びる構造線に注

ＮＳ系,ＥＷ系などのいろいろな断層によってんのスラストで地層がくり返すような構造)が目されまして，鹿児島中央構造線と呼びました.

たくさんのブロックに分かれています．そのブ見られ，一般に北西側から南東側にゆくに従っ

現在では，地質調査所の寺岡さんらによって串ロックごとに地層の走向が異なり，地質図が綾て地層の時代は新しくなります．こういう四万木野断層とか串木野─鹿屋断層とか呼ばれていを織ったような感じになることから，松本達郎

十帯の地質構造は，中生代の終わりごろから段

ますが，この断層は，左横ずれの断層で，この先生はかってこの構造を綾状擾乱と呼ばれまし

階的に形成されていったものと考えられます．

ＮＷ系断層の南では東南に向かって約１０kmず

た．この構造がどうしてできたかいろいろな面

そして，このような複雑な構造は，四万十累層れていると有田先生がおっしゃったのです．私から検討しなければなりませんが，恐らくこれ群の上をおおう新第三紀中新世中期または後期

は，その構造線もあるだろうと思いますが，そも，北薩の屈曲と関連してできた構造であろうの火山噴出物や地層にはほとんど見られないこ

図１･１−先新第三紀地質構造区とから，四万十帯の構造は，中新世中期にはす<地質調査所(1978):100万分の1日本地質図の｢日本の先新第三紀地質構造図｣に基づき簡略化>

でに完成したのではないかと思われます．
北薩の屈曲構造南部九州の四万十帯と秩父帯が西南日本のほかの地域と違うところは，鹿児島県の北西部を中心として大きく屈曲していることです．1950年
代の初めに私が卒業論文で調べ,62年に論文で公表しました北薩地域の四万十層群の中で，この北薩の屈曲という名前を提唱したわけです．
北薩のというのは，北部薩摩のことです．この地域では，南部九州に卓越したＮＥ方向の走向が90度近く曲がり，方向転換して南北系に変わっているのです．その屈曲構造とともに気がついたのは，それに直交した断層の存在と，それひんがんに沿って貫入した玢 岩 (地下浅所に貫入した中性岩)の岩脈です．この玢岩の岩脈は，その後しび貫入した紫尾 山の花崗岩によってホルンフェル
ス化されていました─その紫尾山の花崗岩は，幾つかの ＷＮＷ 方向の断層でさらに切られた形跡があります．これは大きなものではありま
せんが，野外で花崗岩体の中に剪断帯が２本走っているのを認めました．
当時，火成岩の年代決定は冨田達先生が始められたジルコン法で判定していたのですが，先生によると，紫尾山の花崗岩は中新世ということでした．これは，その後のカリウム･アルゴン法による年代決定でも同様のことが確認されております．こうして紫尾山花崗岩の放射年代がURBAN KUBOTA NO.22｜3

と考えられます．

の屈曲というのは，四万十帯の真ん中あたりを構造や全体の構造とも関連して非常に大きな問

北薩の屈曲は，松本達郎先生も指摘されました

折り曲げた構造ということになります．四万十

題になるわけですね．

ように，琉球弧形成運動の影響と思われます．

帯には花崗岩や流紋岩が点々と分布しています

橋本

現在の琉球弧は，主として第三紀中頃以後に形が，そのほとんどが中新世中期です．

九州の内帯の特徴

成されたものですが，その形成のきざしは白亜編集

琉球の方にも秩父帯はあるわけでしょう．

編集

紀までさかのぼれるということを，松本先生は

橋本

あります．

になるのですか．

以前から主張しておられます．それは，天草や編集

そうすると，秩父帯も含めて曲がってい

橋本

こしき

はい．
九州の内帯の基盤というのは，どのよう九州の北半分の基盤岩についてまだお話

甑 島にみられる上部白亜系や古第三系の構造が，るわけですね．

ししておりませんので，それについて簡単に申それ以前の西南日本の地層や岩石の一般走向と橋本そうです．曲がっているといいますと，します．九州の先新第三紀基盤岩が東の方の四やや斜交していることなどによるものです．

九州での曲がった位置に秩父帯が出ていなくて国や紀伊半島と違うのは，むしろ臼杵─八代構

新第三紀の火山噴出物以後になりますと，この困るのですが，これが断片的で，九州での秩父造線より北の部分です．いわゆる長崎三角地域

北薩の屈曲に関係した運動は，もうほとんどな帯の南限は，阿久根，川内川の河口，薩摩半島

やその北東には火山噴出物などが広く分布し，

く

た しま

いと予想されますが，これについては，鹿児島の西方の久多 島 ，それから野間岬の先端部など

基盤岩の露出は断片的ですが，九州の特異性が県の中心部に分布する火山噴出物や，それと同に露出しています．琉球孤は，そのほとんどがうかがえます．

時期の地層をよく調べないとはっきりしたこと

四万十帯の延長ですが，奄美大島とか押紙本島

まず基盤岩の構成を申しますと，広域変成岩がはわかりません．この噴出物は，時代的には中などの北西側に，秩父帯に相当する地層があり多く，不変成の古生層は，福岡県の北部などわ新世から始まるようで，余りはっきりした化石

ます．ただし，宮古島から西の方は違いまして，

ずかしかみられません．中生代の地層では不変は出ていませんが，串木野付近の荒川鉱山の坑西南日本的な地質構造ではありません．

成の白亜系が福岡県北部や大分南方，熊本南方，

内から発見された化石によりますと，中新世中編集

天草，甑島などに知られています．西南日本内期ということです．ですから，少なくとも中新

マグナのような構造はないわけですね．

帯の大きな特徴である花崗岩類は，福岡･佐賀

世には，この頃出物が既存の構造を覆って発達

橋本

慶良問と宮古との間の宮古凹地あたりがの県境にまたがる背振山地など各地にみられましたということができます．

西南日本の西の境になるわけですが，ここではすが，九州では白亜紀に貫入しています．以上

では，北薩の屈曲構造の原因は何かということ

フォッサ･マグナ付近のような折れ曲がりではの岩石類や地層をおおって古第三系が筑豊，伊になりますが，これは非常にむずかしい問題ななくて，基盤が横ずれをおこしている可能性が万里，天草などに発達し，この中には石炭層がんです．四万十帯はかなり研究が進んだといいあります．フォッサ･マグナに似た折れ曲がりはさまれています．

ましても，それは部分的なことであり，まだ空

構造は，むしろ北薩付近にみられるのです．

ところで，これらに関して九州以東と違う点に，

白地帯が非常に多い．第１に屈曲構造の詳しい編集

そうしますと，北薩の屈曲というのは，

まず三波川変成岩の分布があげられます．この実態をまだ十分にはつかんでいないわけです．

本州弧と琉球弧との単なる会合部というのでは岩石は四国では幅広く分布し，九州でも佐賀関

しかし，この屈曲が，琉球弧の生成に関係してないのですね．

半島まではつづきますが,それ以西では典型的いるのは確かでしょう．琉球弧は，九州の南方橋本なものが見られません．

で南東側に大きく押し出されており，その琉球

きほども申しましたように，西南日本は琉球孤第２に,中央構造線の北に分布する 領 家 変成岩

弧の押し出しと北薩の屈曲とは一連のものであができるときに影響をうけています．とくに九(高温低圧型広域変成岩)が九州東部の国東半島

ることはまず間違いありません．しかし，ほか

州南部は琉球弧の構造形成時に変形され，そのや朝地にはありますが，八代附近では典型的なならぬこの地域でなぜ曲がったかということに南西部は，最初の位置よりも南東側に押し出さものではなくなります．

ついては，まだ何ともいえません．これには，れたと考えられるのです．

第３に，三郡変成岩(低温高圧型広域変成岩)

九州東南方沖の海底の地質が大きなかぎをにぎ

編集

関東では，フォッサ･マグナの南の延長が福岡県北部から熊本県まで大きく広がっていっているのです．九州の南東側には九州･パラ

部には伊豆･小笠原という隆起帯があるわけでますが，三郡変成岩も領家変成岩も，九州以東

オ海嶺という海底の大きな山脈が知られていま

しょう．

にくらべると南方へぐっと張り出しています．

すが，ここの地質がわからないと屈曲の成因に

橋本

第４には，九州西岸に，三波川変成岩に似た長ついても確かなことがいえないのです．ですかにも，伊豆･小笠原海嶺という海底の山脈があ崎変成岩が奇妙な分布をしています．

ら今後は，そういう海底の地質調査も，必要だ

ります．北薩の屈曲の方は，南東の海底にさき

さらに，臼杵─八代構造線より北の上部白亜系

ろうと思っております．

ほど申しましたように九州･パラオ海嶺がありの地層群も九州以東とはかなり違っていること

四万十帯の南方延長ます．ですから，屈曲形成のメカニズムでは，が，松本達郎先生によって指摘されております．

編集

似た点があるかも知れません．火山噴出物が多編集まであるのですか．

いという点でも，フォッサ･マグナ地域と似て

のですか．

橋本

います．

橋本

編集

布するほか，天草の西端にも少し露出している

四万十帯の南方への延長は，どのあたり四万十帯は琉球弧の沖純本島やその南西の慶良問諸島まで追跡されます．ですから北薩

西南日本の西の境には，東のフォッサ･

はい，単なる会合部ではないのです．さおっしゃるようにフォッサ･マグナ地帯

いずれにしても，屈曲という問題が基盤

りょう け

長崎変成岩というのは，どういう岩石なにしその ぎ

野母半島（長崎半島）や西彼 杵 半島に分URBAN KUBOTA NO.22｜4

図１･２−九州の先新第三紀基盤岩<地質調査所(1978)：100万分の1日本地質図，地質調査所(1980)：50万分の1鹿児島地質図，寺岡・今井・奥村(1981)：九州外帯の屈曲構造，に基づき簡略化および一部修正(橋本)>URBAN KUBOTA NO.22｜5

三波川変成岩によく似た変成岩なのですが，そ②沖縄トラフの位置や構造方向が特異なことから，従来，三底の地層を見ることもできます．この方法では，反射面の間の地層の速度を求めることができる

波川変成帯または三郡変成帯の延長といわれた海底の地質調査

ので，地層の性質をある程度推定できます．こり，あるいは琉球弧の変成岩の延長という意見

木村

沖縄トラフの形成については，まだわかの方法による調査は，日本独自で行ったものはもあり，いろいろと議論の多い変成岩です．

っていない部分が多いのですが，海底の調査のほとんどありませんが，アメリカのコロンビア

進展とともに，かなりのことがわかってきまし大学ラモント･ドハテイ地質研究所と日本とのた.この海域では，海底の音波探査の資料が最

日米協力によるものがかなりあります．また，近10数年の間にかなり集まってきており，これアメリカと台湾とが共同して台湾の近くを一部らの資料を取りまとめると，ある程度のことは調べたものがあります．以上のような調査資料言えるような段階になりました．本日は，一応を全部合わせると，沖縄トラフについては，か

その結果についてお話しいたします．

なり十分な測線が張られており，最初に申しま

まず，海底の調査方法ですが，海底の地質層序したように，その全体について，大体知りたいとか構造を調べる場合，最も基本的な方法は音ことがわかる段階になってきたわけです．

波探査といわれるものです．エアガンとかスパ

沖縄トラフの規模

ーカーなどを使って海底に向かって音を発し，

沖縄トラフというのは，まだ必ずしも定式化さその戻ってくる音を記録するものです．最近でれてはいませんが，水深が北の方で500ｍ，中は，発音のエネルギーを大きくすれば，海底下南部で1,000ｍぐらいのコンターで囲まれた細数 km ぐらいまでの情報が得られるようになっ

長い海底のくぼみで， 幅が約100km， 長さはております．従来，東京大学海洋研究所，地質約1,000ｋｍを越す長大なものです．琉球列島

調査所，海上保安庁の水路部などが主として行にほぼ平行してその西側に位置し，北端は九州なってきた方法は，シングル･チャンネルとい西方まで達していますから，近海のうちでは，って，１つのチャンネルで音を受けているもの

第１級規模の海底地質構造であるといえます．

で，この場合には，海底下１ｋｍぐらいまでの(以下図２・１参照)．

情報が得られます．

ここでは話をすすめる都合上，便宜的に沖縄ト

この海域の総合的な音波探査は，1968年のエカ

ラフを，陸上の琉球弧の区分と同じように，北フエによるハント号の調査が最初です．そのと部，中部，南部と３つに大きく分けておきます．

きに東海大陸棚（東シナ海の大陸棚）に，新第まず，奄美大島と屋久島の間にはトカラ構造海三系と思われる堆積盆がかなり広く存在するこ峡（トカラチャンネル）という深みがありますとが指摘されました．そのため石油資源の面かが，これの西延長で切った線より北側を北部とら注目され，日本の調査も急速に進んでいった

します．次に中部ですが，沖縄本島と宮古諸島わけです．地質調査所では1969年頃から音波探との間には慶良間海裂(宮古凹地，宮古チャン

査を開始しておりますが，その頃，私も調査所

ネル)といわれる深みがあります．これの西延に勤務していたものですから，この地域の北部長で切った線とさきほどのトカラチャンネルのの調査に従事しました．その後，東大や海上保

西延長との間を沖縄トラフの中部とします．そ

安庁の水路部でも調査を行っております．ただ，して，それから南が南部です．一応このように

沖縄トラフ全体をカバーする測線は，エカフエ

暫定的に分けておきます．

の調査の後は，主として地質調査所が行ったわ

琉球海嶺･トカラ海嶺･沖縄トラフ

けです．またこのほかに，石油会社及び国の石ではまず，これを胴切りにして東西の断面をみ

油の基礎探査もすすめられており，そこでは，

るとどういうことになるか．そうしますと，中

マルチ･チャンネルによる音波探査がなされて・北部というのは，やや似たような構造をしています．この方法では，海底下数ｋｍぐらいまいます．奄美大島や沖縄島というのは，一つのでの状態がつかめるのですが，ただこの調査は，大きな海嶺（リッジ）の上にのっていて，その必ずしも沖縄トラフを十分に覆うものではなく頂部が海上に頭を出しているわけで，非火山性て，陸に近いところが多いのです．

で第四紀の火山活動がない地域です．これを，いままで申しあげた方法は，反射法で海底の地

図２･２および図２･３のプロファイルでみます

質構造を見るもので，強い反射面だけ記録されと，Ⅴと記したところがそれで，琉球海嶺といてくるわけですが，もう一つ屈折法によって海

われるところです．この図でお判りのように琉URBAN KUBOTA NO.22｜6

図２･１−沖縄トラフのテクトニック・マップ<木村政昭(1984.)未発表.（木村,1983に加筆）

URBAN KUBOTA NO.22｜7

球海嶺のすぐ西側は，非常に顕著な急崖となっラフの中では新しい貫入岩によってもまれていトラフ中央の裂け目と陥没構造ています．これは，多くは断層を伴い，断層崖

る．そういった事情から，大きくいえば東から

それで次に，トラフの真ん中の状態をもう少しと思われます．ですから，この急崖より東側が西へ，図２・１に示すように，琉球海嶺(帯)，精しくみてみます．図２･４,図２･５,図２･６

一つのプロックに分けられるわけです．

トカラ海嶺(帯)，沖縄トラフ(帯)という，帯は，トラフの部分を拡大した断面で，図２･４

琉球海嶺の西側には，新第三紀の火山と第四紀状構造に分けられるわけです．

は中部で奄美の西付近図２･５も中部で沖縄本の火山活動の活発なトカラ列島があります．図ところが南部になりますと，その様相が少し変

島の西の付近,そして図２･６が南部で，それぞ

２･２および図２･３のⅣと記したところで，こわってきます．宮古島や石垣島をのせている海

れの位置は図２･１に示してあります．

れも１つのブロックに分けられ，トカラ海嶺地嶺がありますが，その西がいきなりトラフにな

そうしますと，これらの国でわかるように，場域としておきます．トカラ海嶺地域の海底の凹っているかのようにみえます．そしてかなり厚所によると，いまにも裂けたというような，大凸をみますと，波長がかなり長くゆったりしてい堆鋳物がたまっている．トラフの中に，中･洋中央海嶺でみられるようなリフト(割れ目)構

いて，海底表面のそこここに浸食されたところ

北部のように新しい貫入岩のようなものが頭を造がはっきりとでてくるのです．いずれにしてが見えるのが特徴です．

出しているところも限られています．このようも北部．中部･南部のトラフの中央部には裂け

では，沖縄トラフの中はどうかというと，北部に南部というのは，中･北部とはかなり様相が目がある．この裂け目を中央地溝(リフト)と名の方は堆積物で埋まっていて比較的平たんに見違っており，これについては後に触れます．反

付けます．

えますが，中部になると小波長の凹凸があらわ

射記録の上からは，以上のようなことがわかっ

では,こうした中央地溝は,平面的にはどのようれてくる．これは，どうも非常に新しい貫入岩てきました．

に配列しているかといいますと,それは図２･１のようなのです．つまり，トカラ海嶺地域の上に示すように，これらの裂け目は必ずしもトラを覆っていた鮮新世と思われる地層は，沖縄トフと平行せずトラフと斜交しながら，いわゆる

図２･２−流球弧から沖縄トラフの構造区分を示すエアガン･プロファイル

図２･３−沖縄トラフの構造区分を示すエアガン･プロファイル〈木村，1983〉〈木村，1983〉

URBAN KUBOTA NO.22｜8

エシエロン状に発達しているのです．トラフのには，中央地溝でも非常に幅が広く1 0 k m ぐら

です．しかもこの辺の重力異常と地磁気の異常

中･北部では，幅1 0 〜 2 0 k m ほどの陥没構造がいはあります．そして，広大なトラフの中で，をみますと，宮古から石垣というこの海嶺が，認められますが，トラフ南部では，海盆状の広海底が中央部に向かって階段状にだんだんにお

トカラ海嶺とそっくりなんです.それからまた，大な凹地が中央リフトの両側にひろがっていま

ちこんでいっているわけです．とくにトラフ南

1924年にこの近くで海底噴火があったのですが，す．

部では,図２･６にみるように，典型的な階段構

これについて琉球大学の加藤先生は，西表海底

さらに，こうした裂け目の形成というのは，ど造を示しています.

火山という名前で呼んでおり，当時の船の船長

うも新しいということもわかってきました．た

南部の基盤とトカラ海嶺(帯)の電報やあるいは軽石の分布などをいろいろととえば図２･５の位置は沖縄の久米島の北方沖

次に，先ほど橋本先生のお話で基盤の延長の問調べて，海底噴火の場所は，どうしてもこの海ですが，この南で1980年頃から群発地震が起こ

題がでておりましたので，それに関連して南部嶺の上にあるといっておられます．さらには，っています．また図のステーション398というのことに触れてみます．石油会社による海底の竹富島の近くで海底から温泉が出ているという山でドレッジをして岩石をとり，それをカリウ

ボーリング試料を参考にしますと，四万十帯はようなこともあって，どうもこの海嶺に火の気

ム･アルゴン法で年代測定をしましたら，大体

宮古の北まで続いております．沖縄本島で四万のあるのが気になるのです．

100万年より若いという値がでています．です

十帯の古第三紀に属している地層として嘉陽層すなわち図２･１で示したように，南のこの部からこれは第四紀です．そういう新しい時代にというのがありますが,それに相当する地層(約分は，新第三紀以降の基盤配列からは，トカラ

図のように貫入して，しかも側方へ力が働いて4,000万年前の変成を示す)が，宮古の北でとれ海嶺帯の延長というようにみなさざるを得ないいる．これらの断面図では，横のスケールに比ています．また，その場所より少し南では，約のです．つまり地形的にいえば，南部の方はト

べ縦は30倍ぐらい誇張されていますから，割れ3.4km掘って八重山層群に当たっています．こカラ海嶺帯としては海底にあり，北部の方は，目の幅がせまいようにも見えます．しかし実際

れは，新第三紀の中新世の中部から下部の地層

海底といっても，かなり高い位置にある．第四図２･４−沖縄トラフ中部の中央地溝を示すエアガン･プロファイル<木村,1980> 図２･５−沖縄トラフ中部の中央地溝を示すエアガン･プロファイル <木村, 1983>

図２･６−沖縄トラフ南部の中央地溝を示すエアガン・プロファイル<木村,1983>

URBAN KUBOTA NO.22｜9

紀の火山帯としてのトカラ海嶺の延長は，南部ということは確実に言えるのですが，ただトラ

編集

では，トラフよりの海底下に沈んでいると考え

フの底には，鮮新世より新しいセディメントがあがったか，ともかく海になって厚い地層を堆られます．

どのくらいの厚さであるのか，そしてそれより積した……．

トラフの北方延長

古いセディメントがどのくらいの厚さであるの

木村

では，沖縄トラフの北方への延長，九州の方へか．この辺がむずかしいのです．

世の後期，この時期に不整合ができたんだろうの延長の関係はどうか．沖縄トラフはさきに申東海大陸棚と五島(─尖閣)隆起帯と考えられます．というのは，鮮新世の地層としあげたように，大きな陥没構造であることが編集

ちょっと話がずれますが，東シナ海の堆

いっても，中新世の最上部ぐらいは少し含むん

はっきりしてきた．しかもその構造は，かなり積盆地の方との関係はどのようになっているのです．それはもちろん一連の地層ではあります

複雑な断裂構造を伴っているわけですが，そのでしょうか．

が，それから推していって，やはり中新世の後構造は男女海盆までは確認できます．そしてそ木村

期ぐらいに陸化したか，何かがあったんだろう．

の北はどうかというと，これは松本先生が陸のは，基盤の高まりがあり，これを五島(─尖閣)後期というと，ちょうどグリンタフ活動の最盛方の研究をされておりまして，陸上では，別府隆起帯と名付けています．南では尖閣列島の付期をすぎた頃です．その辺に何かありそうなん─島原地溝を明らかにしておられます．それで，近，北では五島列島の南の延長，これより西がですね．

トラフはそこへ続く可能性が最も高いわけです．

へこんでいて，そこに厚い地層が堆積している

松本

また一つには，九州の西方を北上してゆく可能わけです．エカフエの調査では，３万ジュール

ろとお考えですか．

性はどうであるか，これらのことをいま検討しのスパーカーを使って 約２kmぐらいまでの深木村ているところです．

さの情報を記録紙にとった．それでこの地域全い時期からの何らかのつながりはあると思いま

トラフの堆積物

域のセディメントの厚さを示したわけです．そすが，しかし，陥没活動が盛んになり始めたの橋本

うしますと，２ｋｍ以上厚い新第三系の地層がは第四紀更新世に入ってからではないかと思いに関する時代はどのようにお考えですか．

あることが指摘され，その分布も示されました．

ます．それまでも，いろいろな意味でそこにで

木村

トラフの底の表面からはコアがとられてそれが尖閣列島ぐらいをへりにして，それよりきなければならないという何かはあるのでしょ

いますが，直接証拠はほとんどなく大体現世と中に，台湾の北に大きいのが一つ．あと，北のうが．

いうことになってしまっていて，それより古い方にも幾つかのベースン（堆積盆）が示されたのはなかなか得られないのです．ただ，音波探わけです．

査と，それからトカラの近くでの石油会社のボ

基本的にはそれはいいんですけど，その後の調ーリング試料から推定すると，トラフの底を埋査でもう少し精しいことがわかってきました．

めているセディメントは，島尻層群に対比させ

南の台湾ベースンの方はどうか知りませんが，られるものとそれより新しいものが主です．つ

北の方のベースンについては，新第三系が厚く

まり後期中新世から更新世の地層までです．ボ

あると思われていたのが，そうではなく古第三ーリングでは白亜紀の花崗岩をベースに，その系が比較的厚いらしい．大陸棚の上では，上か上に溶岩が出てきています．厚さは余り厚くはら１km弱ぐらいは主として鮮新世の地層があないのですが，その年代が600万年前で，これるのですが，その下が新第三系を欠いて，古第は島尻層群の下部に対比できそうです．その上三系が何kmかにわたって厚く堆積しているとに鮮新世の島尻層秤，さらにその上に第四紀がいうこともあるらしい．そういうのが中･北部ある．

の現状なんです．つまり，鮮新世の地層は，大この地域では，トラフの中にもリッジの上にも，体１ｋｍ弱ぐらいの厚さでずっと中国寄りまで

いわゆる後期中新世プロパーの地層がないよう

きれいに続いている．もちろん，たとえば五島にみえます．宮古の北の付近でも，鮮新世から隆起帯などのところは，下が持ち上がっていま

中新世最上部ぐらいまでを含む地層で，その下すから,その厚さは数 1 0 0 ｍ ぐらいになったりは四万十帯の嘉陽層なんです．また宮古の別のはしますが，大体はどこでも１ k m 弱 ぐらいのところでも，鮮新世の地層のすぐ下は中新世の厚さでずっと続いています．その下に平らに不下部から中部ぐらいの八重山層群がでてくる．

整合がある．

ですから，中新世の上部というものは，トラフ

編集の底でも，リッジの上でも，たまたま掘ったトと陸地だつたということですか．

カラの周辺でも，いずれもスボンと抜けている木村ようにみえます．北部では，鮮新世および第四て，いずれにしても，東海大陸棚のある部分は紀の地層がリッジからトラフの底まで厚くある

陸地かあるいは湖的な要素が強かった．

沖縄トラフの底のセディメント(堆積物)

西の方の東海大陸棚と沖縄トラフの間にそして鮮新世のときに陥没したか海面がまあそういうことでしょうね．特に中新沖縄トラフが形成され始めたのはいつご形成の始めというのは，それはぐんと古ということは，中新世は，この辺はずっ
そう単純に言っていいかどうかは別にしURBAN KUBOTA NO.22｜10

③別府─島原地溝
松本

九州では，新生代に大きな陥没構造がつくられているのですが，最初に，こうした構造の存在を考え始めた理由からお話しいたします．
九州の地質図を全体として大きくながめますと，
中部中新世から現在にいたるまでの新しい火山群が広く分布している地域としては，中部九州と鹿児島湾を中心とした南部九州との２つが目立ちます．
鹿児島湾の地形とカルデラ説
まず後者の鹿児島湾というのは，実は，昔から非常に特異な地形として注目されておりました.
というのは，大陸から九州までの海の深さを見てみますと，いま木村さんのお話しにあった沖縄トラフを除けば，この鹿児島湾だけが異常に深いのです．たとえば，長崎から朝鮮半島ある
いは中国大陸へ行くということを考えた場合に，海の広さは相当なものですが，その深さはせい
ぜい 200ｍです．それに対して鹿児島湾は非常に狭いにもかかわらず，ここだけが深い．
そうした意味で，ここの地形は以前から注目されていたわけで，その成因として陥没によるものではないかという考え方が背からあったのです.そのうちに 1943 年に松本唯一によって，ここには２つのカルデラのあること，すなわち湾
あい ら

奥に姶 良 カルデラ，湾口に阿多カルデラのあることが提唱されました．そのときの考え方では，
これら２つのカルデラが落ち込んで，それに引きつられてその中央部も落ち込み，この特異な地形ができあがったというように説明されていたわけです．しかし，もしそうであるとするな
らば，鹿児島湾の誕生というのは，当然このカルデラ形成以後ということになりますから，非常に新しいことになります．最近の年代測定の結果では，姶良カルデラの噴出物のなかで一番古いものでもわずか何万年前というオーダーです．ですからカルデラだけで考えようとすると，鹿児島湾全体の形成が非常に新しい時代に限られてしまいます．
霧島─鹿児島湾地溝の提唱
ところが最近，指宿あたりで 1,000ｍという深さのボーリングを２本堀っているのですが，それでも基盤につかない．いまここでいう基盤とは，中新世よりも古い地層のことです．四万十帯の帯状構造から考えれば，この地域の基盤として考えられるのは，四万十帯の岩石，場合によっては花崗岩類があるかもしれませんが，いてはおりません．そうすると，阿蘇のカルデラずれにしても四万十の岩石がでてきていいわけ

でも，落ちこみはどんなに大きく見横もってもです．地表の高さはそんなに高くなく，せいぜ

せいぜい数 100ｍです．

い 100ｍ以下です．しかるに，そこで 1,000ｍ

そういうことを考えると 1 , 0 0 0 ｍ 以上の落ちのものを２本堀っても基盤につかない．つまり，込みというのは，カルデラ形成以前に地溝性のこの地域では四万十の岩石は 1,000m より深い

陥没構造があったに違いないと考えざるを得なところにある．ところが，さきほどの橋本さんい．ですから，さきほどお話しした鹿児島地溝の図にあったように，指宿のすぐ北西では四万は霧島まで延びるだろう．さらに鹿児島湾の南十の岩石が地表に露出しているのです．ですかには硫黄島がありますが，ここにも鬼界カルデ

らここでは，どうしても陥没構造というものをラと呼ばれるカルデラがあります．これは，ち考えざるを得ないのです．それからまた，早坂ょうど霧島─鹿児島湾地溝を南に延長したとこ

さんたちの海底の地形・地質の研究によって，ろにあります．このように，南九州には鹿児島

鹿児島湾に陥没構造があることもわかってきた

湾を中心とした大きな地溝性の陥没構造があるのですが，それはこの次の話になるので，ここ

わけで，この地溝は，北は霧島で終っています

では触れません．

が，南の方は一体どこまで続くか─それが今一方，姶良の北に位置する霧島の方でも同様の後の課題で，そのあたりは早坂さんの方におまことがわかってきたのです．鹿児島大学の露木

かせいたします．

先生らは，霧島まで含めて温泉をいろいろ調べ

別府─島原地溝の提唱られて，温泉の方の研究からここに陥没によるでは，中部九州の方はどうか．まずこの付近の地溝があるとして鹿児島地溝を提唱しておられ地質図を全体として見てみますと，中央部は，

か

く

と

ますが，またここには，以前から加久 藤 カルデ

そのほとんど全域が新しい火山岩現によって覆ラと呼ばれたカルデラがあるのです．これは，われています．それに対して，先中新統の基盤

霧島カルデラとも呼ばれております．このカル岩類は，細かく見ればいろいろとありますが，

デラは，最初松本唯一が，凝カルデラまたはシ

大ざっぱにみると，別府─九重─熊本─島原をェードカルデラと名付けたもので，次に有田忠つなぐ地域には分布していません．その西端で雄先生がはっきりと提唱されたものです．地形は，南は天草，北は諌早〜大牟田に古第三紀層

的にはカルデラの北半分だけが地表にあらわれの地層があり，さらに長崎県の野間半島に長崎ているものです.そして最近では，加久藤カル

変成岩が分布しているのですが，中部九州の広デラと小林カルデラの２つに分けて考えられて大な地域には，先中新統が地表に露出していな

います．カルデラの南半分というのは，新しいいのです．

霧島の火山に覆われて地下にもぐってしまって

そこで，この地域の重力異常をみてみます．図

いて，地形的には見えない．

３･１は京都大学の久保寺先生らが発表された

そしてここでも最近のボーリングの結果，落ちもので，国にはプラス，マイナスの等重力異常

こみの場所や深さがある程度まで推定できるよ

線が描かれていますが，マイナスの異常といううになり，やはり四万十が 1,000ｍ以上も落ちのは，新しいカルデラ，特に陥没カルデラと密込んでいるらしいということがわかってきたの接な関係があります．たとえば典型的な阿蘇カです．1,000m 以上の落ち込みというのは，火ルデラを例にしますと，地下深くのマグマだま

山性のカルデラだけではとうてい説明しにくいりからものすごい勢いで大量の火砕流堆積物をのです．たとえば阿蘇では，ご存知のように非噴出して，極端にいうとマグマだまりが空洞に常にきれいなカルデラが地形として出ています．

なってしまう．しかもそこは，当然圧力も落ち

ではその場合，落ち込みがどれぐらいかというるでしょうから，上のものがガサッと落ち込む．

と，これは，現在の外輪山の高さとカルデラのその場合に，落ち込んでそこを埋めたときの埋底との差を見ればすぐわかります．もちろんカめ方は，当然，落ち込んでいない周辺の状況とルデラの中には，カルデラ形成後の新しい地層は達ってくる．そのために負の目玉がでてくる．

がたまっていますからそれを除いて考えないとたとえていえば，植木鉢をひっくり返してそこいけないわけですが，この地層の厚さというのに土を入れると，最初はふわっとしていますが，はボーリングでわかっていますが，そうたまっ踏み固めたところはかたく密になる．そうしま

URBAN KUBOTA NO.22｜11すと，密なところはプラスが出て，粗なところです．海水面を基準にして，どの範囲がどの程落ちの活断層です．そうしますと，これらの断はマイナスが出てくる．ということで，マイナ

度上がっているかを描いたのが図３・２です．

層のうちのどれかは，初期の断層が再動したとスの目玉があるということは，新しいものがそ

この図からわかることは，さきほどの尾根を結も考えられますので，この付近が別府─島原地

こを埋めているというように見ていいわけです．

ぶ線をもとにして考えれば，少なくとも北側は溝の北限ではないかと思われます．

ただし，逆にプラスの目玉が出るようなカルデ

落ち，南側は上がるという相対的な動きがある

一方，別府湾南側の佐賀関半島についてみます

ラもあるのです．それは玄武岩の小さい火山で，ことがわかるわけです．

と，ここは古生代の三波川変成岩が分布していたとえば伊豆大島の三原山に見られるように，

もともと，以前から，別府湾地溝というのは多るところで，その別府湾側(北側)は断層とされ山頂付近に非常に小さいカルデラがありますが，くの人々によって言われており，そのほか別府ております．その西側では，三波川変成岩と大こういうカルデラでは，逆の重力異常が出てく─九重地溝とか，あるいは阿蘇水道とかという分層群との境界が断層とされており，この断層ることがあります．しかし，九州のように大量ように，さきほどのＬの目玉が連続して並んだは東西性で北落ちです．それで，この断層がこの火砕流堆積物を噴出する陥没カルデラではマ地域の地形については，凹地や低地あるいは地の付近の別府─島原地溝の南限と考えられるわ

イナスの異常が出てくる．図では低重力中心域

溝をあらわす表現が昔から幾つか使用されていけです．また，九重火山地域の南東側では，地にＬの記号を付してありますが，図にみるようました．また，この凹地を東に延長すると，い

質調査所の小野さんによって，野津原町から久に，Ｌの目玉が点々と連続的に並んでいるのがわゆる瀬戸内陥落地帯につながるということも住町にかけて，七瀬川沿いと芹川沿いの２本のよくわかります．西は，島原半島の西側の橘湾いわれていたわけです．こうしたことから，こ

平行伏在断層が指摘されておりますが，これら

─実は橘湾も，九州大学の島原火山研究所のこに大きく地溝というのを考えたらどうか─．

は何れも，古期の朝地変成岩類(貫入岩類を含太田さんによって千々 石 カルデラと呼ばれていまたそう考えてみるとそれほど矛盾はない．そむ)と後新第三系の分布から推定されているわ

るのですが，この橘湾から東の別府湾まで，ずういったことをふまえて私は，1979年に別府─

けです．また，西南学院大学の唐木田さんは，

っとＬの目玉が並んでいます．

島原地溝を提唱したわけです．

七瀬川沿いの圧砕化された荷尾 杵 マイロナイト

それに対して，高重力の方は尾根が出てきます．

もちろん，こうした大きな陥没構造を考えた場

帯を一種の構造体と考えておられますが，このそして，この尾根を結ぶ線の南側をみてみます

合に，その内側に，古い基盤が地表や地下の浅七瀬川断層─荷尾杵マイロナイト帯は，大分─

と，そこは大ざっぱにいって九州山地で，新しいところに出ていたりすることが実際にありま熊本線と一致し，これをそのまま西南西に延長い火山岩類が分布しない地域です．もちろん小す.しかし私のいう大きな陥没構造というのは，

すると阿蘇カルデラの中部付近からややその南さなものがちょこちょことありますが，それにある線でいきなり落ち込んで，そのなかが平ら側付近にぶつかるのです．これらの断層は，すついてはあとでお話しします．そして九州山地ということではないのです．そのなかにも細かべて北東─南西方向の断層で，北西落ちです.

の最近の地殻変動が調べられているのですが，な凹凸─グラーベン(地溝)や，ホルスト(地ですから，これらの断層が，この付近の別府─

その結果では，ここが相対的に上昇しているの塁)がいくつももあるというのが実際の姿でし

島原地溝の南東限と考えられるわけです．

図３･２−九州の第四紀における隆起・沈降量

ょう．そこには不連続の部分が必ずあり，逆に

図３･４は,九重の大船山付近を別府─島原地溝

いうと，そこのところに何かあるらしい．ですにほぼ直交して切った地質断面図で，この地溝から，大きくは考えるけれども，また，そのなの南限の基盤の状態が示されています.図の右かを幾つかに分ける考え方も必要なのです．

端にみるにように，三宅山火砕流堆積物と基盤

別府─島原地溝の北限と南限岩が，左側(北側)へゆくほどストン･ストンと大きくみると,以上のようなことがいえるので落ちています．この三宅山火砕流堆積物は，約すが,では今度は,この地溝をもう少し細かく見

1,400万年前の瀬戸内系火山岩で，その下位にてみます．図３・３は，別府─島原地溝に関係はおそらく先中新世の基盤岩があるものと考えある断層を赤で入れたものです．この図には，られます.すなわち，基盤岩の北側が地溝状に臼杵─八代線(中央構造線)や仏像線など，古く落ちこみ，そこをグリンタフ火山岩類が埋積しからの九州の基本的な構造線はスミで描いてあているのでしょう．その間に，三宅山火砕流のります．

活動があり，さらに前述の地溝をつくった断層≪九重─別府地域の南･北限界≫が再活動して新たに陥没し，地溝ができたもの

まず，別府北東部から国東半島南部についてみと考えられるのです．その後，さらに豊肥火山

ますと，ここには池田さんの調査や活断層研究

活動が生じ，地溝が埋めつくされた．この断面

ち

ぢ

わ

<資料は国立防災科学技術センター，1969による>

な

に

な ごえ

お

き

会の報告で，唐木山断層，鹿鳴 越 断層，尼蔵岳

図には，こうした関係がよく示されています．

断層，猫ケ岩山断層，さらにこれらに続いて別≪島原─熊本─阿蘇地域の南・北限界≫

ひ

じ

う

み

お

ー

さ

ん

府北断層，日出 生 断層，一尺 八 寸 山 断層，入美では，島原─熊本─阿蘇地域はどうかといいま

断層などと名付けられた多くの断層があります．

すと，この地域の別府─島原地溝の北限は，残これらの断層はほとんどが東西性で，すべて南念ながらあまりはっきりしたことはわからない

URBAN KUBOTA NO.22｜12図３･１−中部九州重力異常図

図３･３−別府─島原地溝内の断層と基盤深度<久保寺ら，1976による><松本徰夫，1983>

URBAN KUBOTA NO.22｜13

のです．ただ私は，古期岩類の分布などから考輪山の少し西方に鞍ガ岳という山があり，そのやご やま-1,8１0m．この深さはレベルにして約−2,000

えて，図の破線で示したように，島原半島の北すぐ近くに矢護 山 がありますが，ここにも鞍ガｍですが，ここではまだ基盤についていないの

縁をかすめて玉名市南方から植木の東方に至り，岳─矢護山断層群という活断層が10本近くあっです．それから九重の八丁原付近では海水面か

さらに菊池付近を通るのではないかと推定してて，矢護山が落ち込んでいます．つまり，それら-740ｍ．ここは基盤にぶつかっております．

おります．

より北の断層が南落ちで，南のものが北落ちの

そのほか，図にみるように，やはり海水面からこれに対して，南限の方ははっきりしておりま断層で，両者の幅は狭いけれども，地溝状に落の深さで約−520ｍとか−464ｍというのもありす．熊本市南方から阿蘇カルデラにかけては，

ちこんでおり，私はこれを矢護山地溝と呼んでます．

北向山断層，布田川断層などがあり，これらは，います．それからまた阿蘇の西方になると，木地表から−482ｍ．ここは標高が約400〜500ｍ

東北東─西南西方向で，北北西側落ちの断層で山断層と北甘木断層というのがありますが，こですからレベルではほとんど０ｍです．内ノ牧

す．これはさらに，北北東─南南西に向きを変の間は完全にグラーベンです．これは木山一嘉

でも−154ｍという非常に浅いところに基盤がえて砥川断層となり，さらに日奈久断層に連な

島地溝と呼ばれており，熊本大学教育学部の渡出てきている．このようにいろいろな凹凸があります.一方，布田川断層をそのままの方向で辺さんや元農政局の籾倉さんの論文で実証されるのですけれども，これは，先ほども述べたよ

西南西に延長すると北甘木断層となり，これもています．また非常に有名なのが雲仙火山の中

うに，大きな陥没構造の中に小さなグラーペン

北北西落ちです．ですから，布田川─日奈久断にある雲仙地溝です．なお，島原半島についてやホルストがあると考えれば，決して解釈つか層から，益城町砥川北方で分岐した１本が北甘

は天草灘地溝との対比という点でも大変重要なぬことではない．ただそれらが，あるブロック

木断層であると見なすことができるわけです．

ので，鹿児島大学の大塚さんに別にコメントしごとに落ち込んだり，あるいは残ったりという

この北向山，布田川，北甘木の各断層，さらにていただけたらと思います(16p〜18P参照)．

ことがあってもよいと思うのですが，そのあた

その西方の縁川に沿うあたりが，別府─島原地

このように小さい意味ででの地溝は，速見地溝，りのことは，まだ具体的にはよく判っておりま

溝の南限を示すものと考えられます．北甘木断

万年山地溝，矢護山地溝，木山─嘉島地溝，雲せん．いずれにせよ，中新世以降現在までの陥層の西方延長は，宇土半島の北縁から大矢野島

仙地溝など，別府─島原地溝の中に幾つもある

没量の総量は，最大で2,000〜2,500mぐらいにおよび天草上島の北縁をかすめ，さらに天草下わけです.そして地溝があれば当然ホルスト(地なると思います．

島北海岸をかすめるものと考えられます．そし塁)もあります.たとえば，九重火山地域でみら

天草灘地溝て，別府─島原地溝は，天草下島で急に北北東れる日 平 台 地塁などです．そういう小さな凹凸≪天草下島志岐地域の高角不整合≫･南南西に方向を変え，天草灘地溝に連なるよを含めながら，全体として一つの大きな陥没構

次は天草灘地溝です．天草下島の北西部には，うにも見えますが，この点は問題のあるところ造がある．このように考えられるわけです．

天草灘に画して富岡半島という小さな岬が突きで，後に述べます．

別府─島原地溝内の基盤の深さと陥没量でていますが，じつは，このすぐ手前の志岐地

別府─島原地溝内の小地溝と小地塁

では次に，その付近の基盤の深さはどうなのだ

域を木村さんや大塚さんと一緒に調べにいき，

いま申しあげたように，別府─島原地溝内には，ろうか．図３･３に示した数字は，これまでにそこでものすごい高角不整合を確認したのです．

これに平行または斜交した東西性，東北東─西

調べられた基盤の深さで，括弧で結んだのが地

釜付近から土呂呂を結んだ線の東側は古第三系

南西，芦北西─束南東方向の数多くの断層があ

表からの深度，そうでないのは海水面からの深の地層で，その西側には釜層が分布し，両者のりますが，これらの断層にはさまれた地域には度です．そうしますと，一番深いのが万年山地

境界はほぼ直線的です．釜層の下位は佐伊津層

たくさんの小地溝や小地塁があります．

溝の少し南にある地点で，-1,8１0ｍ以探．こで，これら２つの地層の関係は，島原半島の口

別府─九重地域では，池田さんのいわれる速見

れはボーリングで与えられたデータです．ボーノ津層群における北有馬層と大屋層とに対比さ

地溝や万年 山 地溝があります．また，九重山群

リングが曲がったら，当然それより浅くなりまると考えられます．両者は不整合関係で，佐伊の千町無田の地溝．それから阿蘇の方では，外すけれども，一応垂直に掘られたと仮定して

津層・大足層は湖成層，釜層・北有馬層は海棲

は

ね やま

ひび ら だいまた，阿蘇カルデラ内の宮地北方では，

図３･４−九重山地域の別府─島原地溝断面図 <55p．図２九重火山地質図のＣ─Ｄ断面，但し，スケールは異る>

URBAN KUBOTA NO.22｜14化石を産出し海成層です.時代は，前者が約200≪天草灘地溝≫し，古い時期のところはなかなか確認できてな〜180万年前，後者が約140万年前からの堆積でところで，天草灘としてみた場合にはどういうい．しかし更新世に入った新しい時期についてす．

ことになるかといいますと，ご存知のように天

いえば，これは，あとで火山活動のところでおこの近くに内田というところがありますが，こ草灘の西縁は野母半島で，ここには長崎変成岩

話しする予定ですが，九重や雲仙などの活動のの南方で，われわれは，釜層と古第三系との高が分布しています．そしてこの半島の東海岸線

始まりは，恐らく30万〜25万年前であろうこと

角不整合の露頭にぶつかったのです．高角不整にほぼ平行した東落ちの断層が海底に推定されがわかっています．また，万年山地溝と呼ばれ合というのは，不整合面が立ってしまっているております．一方，天草灘の東の方には，いまているのは，万年山の年代が約50万年ですから，

わけで，測れたところでは，50度から70度の角申し上げたように，天草下島の古第三系と釜層

これは，50万年より新しい．このように，何回度で西側に急傾斜している．しかも，この不整との暁に高角不整合の西落ちの断層が直線的にも動いているわけで，ただ１回の大規模な動き

合面に対してぶつかるようなかたち(アバット)

延びている．ですから，この間が天草灘地溝とでこうした大地溝がすっぱりと出来上っているで，礫岩（釜層）がずうっと堆積しているので考えられます．ところで，この断層崖の南方のわけではない．大きい動きが何回もあり，そのす．海岩線から見ますと，山の高さが70ｍでそ海底には，さきほどの木村さんが指摘されまし間に小さい動きも勿論あり，しかも場合によっ

こまでずうっと礫岩がある．そしてその中に，た沖縄トラフ東縁を限る西落ち断層が認められては古い割れ目などが再び動くということも含

ちょっとした砂岩の薄層があるので，ほとんどておりますから，沖縄トラフがここまでのびてめてこうした大地溝ができ上っているものと思

水平にこの礫岩が堆積したことがわかる．

きていることはまず間違いありません．しかし，われます．

では，どうしてこれだけの礫岩が堆積したのか

天草灘地溝のすぐ北方には，別府─島原地溝が編集ということを考えますと，この不整合面というありますが，これら両地溝の方向はあきらかに

帯と続くわけですか．

のは，もともとは断層による急崖であったのだ

異なっていて，連続しているとはいえません．

松本

当然，それに続くと考えられます．

ろう．断層崖が不整合面になっているから，落それで，この辺の問題が，今後の課題になって編集

霧島─鹿児島湾地溝の発生時期はいつご

ち込みのある西側へ次から次へと礫岩がたまっいるわけです．

ろですか．

ていく．つまり，一方の側がどんどん落ち込ん

別府─島原地溝の形成過程

松本でいったから，こういうものすごいたまり方に

富岡─志岐の地溝では，古第三系の基盤ととも方にグリンタフが出てきます．ですから中新世なった．ですから，ここに出てくる礫岩は余りに，断層に平行した岩脈が何本か認められます．

のときから落ち込みを始めたと思っています．

円磨されていない亜角礫岩〜角礫岩です．他所

その岩脈の貫入は，もし天草の深成岩と同じだ

編集から運ばれてきたのではなく，その場の崖のととすれば,おそらく中新世の古い時期で約1,900

くるんですか．

ころの基盤が礫としておちこんでたまった不淘

万年前です.そうしますと，この方向の弱線(割松本汰礫岩です．このように，ここではどうしてもれ目)というのは，少なくとも1,900万年前にはんでいるのです．すごい火山活動があっても，断層とその西側の落ち込みというものを考えなできておったわけです．しかも，いま申しましある時期にある程度落ち込んでしまえば，そのいと説明がつかない．この断層崖は，ほぼ直線

たように，釜層の時代が140万年前です．です

火山堆積物そのものはその時点で埋め込まれて状に５km 以上にわたってのびており，西側がから，ここでは中新世のときから最近まで，何しまいます．しかし，落ち込みの外側では，そ落ち続けることによって釜層が堆積したと考え回か動いている．この辺の断層はまだ調べられの時の火山堆積物が残る．薩摩半島のさきの春

られるわけです．

てはおりませんが，最新のものは，私は当然活日金山あたりのグリンタフがそれなんです．こ≪富岡─志岐の小地溝≫断層だろうと思っております．つまり，天草灘こでは)四万十の基盤の上にきれいな不整合でまた大塚さんは，志岐町周辺と富岡半島との間地溝を含めた別府─島原地溝の発生は中新世で，グリンタフがのっています． (19Pへ続く)の地層を精しく調べ，ここにトラフ状の小さな

その後何度も動きがあつた．そしてこの動きと堆積盆のあることをつきとめています．ここでいうのは，大きくわければ３つの段階があるのは，古第三系の侵食された上面は深いところでだろうというように私は考えております．

海面下120〜160mのところにあり，さきほどの１つは，中新世に始まった大規模な動きです．

急崖に沿ってその西側に，幅が800〜2,000ｍ，

中部九州には，いわゆるグリンタフと言われて約５km以上にわたって凹地が延びております．

いるものが点々とありますから，これから考え

これはまさに，小地溝性の陥没構造です．そして最初の大きな動きは，中新世の中期，もしくて，釜層の下位に佐伊津層が分布していたもの

は前期の終わりごろから活動が始まっているだとすれば，この小地溝の陥没は，その地層の年

ろう．そして，第２ステージとして，鮮新世最代からいって更新世初期（約200〜180万年前）

末期〜更新世初期に大きな動きがあり，さらにの直前であり，さらに釜層堆積直前の前期更新

第３のものとして更新世の中期に大きな動きが世の中頃（約140万年前）に再び陥没したもの

あったろう．もちろん，それぞれの動きの間にと思われます．

も細かい幾つかの動きが当然あるだろう．しか別府─島原地溝というのは，瀬戸内沈降

この地溝でも，ボーリング試料では下の鹿児島の地溝でもグリンタフが下に出てええ，でてきます．そして何度も落ち込

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島原─熊本地溝と口ノ津層群
大塚裕之＝鹿児島大学理学部助教授

図１−島原半島地質概略図

図３−口ノ津層群大屋層と加津佐倉の不整合<大塚原図><大塚未公表資料>

図２−島原─熊本地溝発達概念図<大塚未公表資料>

図４−口ノ津層群における小断層面の極の等集中度曲線図<大塚未公表資料>

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図５−天草下島北西部における釜層の基底面深度図<大塚．1970>

中部九州に認められる新生代後期の地溝性陥没構造として，松本（1979）は別府─島原地溝を提唱し，同地溝は，その中に認められる構造上の不連続地域を境にして，東から，別府地溝，
阿蘇─九重地溝，島原─熊本地溝の３地溝に区分されるとした．この中で別府─島原地溝の南縁と大分ー熊本構造線は大局的には一致し，それは三角半島に沿って天草下島北端を走り，一方，北縁は島原半島の北部を東西に走り，全体として同地溝の規模は東北東─西南西に約150
km，幅30km〜20kmであるとした．

図６−天草下島北西部の地質図<大塚，1970>

島原─熊本地溝内にある島原半島は，雲仙火山からなる中・北部と基盤岩類(第三系と口ノ津層群)からなる南部に分けられる．中・北部の雲仙火山地域には東西性の断層が卓越するが，
ち

ぢわ

南落ちの千々石 断層と北落ちの金浜･布津両断層に挟まれた中央部は，東西にのびた火山性陥
没地溝“雲仙地溝”をなし，雲仙火山を形成す
る有史溶岩の噴出，火山性地震の発生，温泉の湧出などの火山現象は，ほとんどこの地溝帯に集中している(図１)．
口ノ津層群は，島原半島南部に模式的に分布するほか，有明海南部海底一帯，さらに天草下島や大矢野島の北部沿岸部に分布する更新世前期の地層である．同層群の下半部の諏訪原層と大足層は砂礫層･シルト層を主とし，一部に火山灰層を挟む淡水成層で，上半部の北有馬層が浅海成層であり，これと同時異相の南串山層は輝石安山岩の砕屑岩および溶岩（豊肥溶岩）からなる（表１参照）．島原半島における同層群は最大層厚850ｍで，全体として東西性走向で，南へ緩傾斜している．層群全体としては東西性断層により北側へ階段状に落ちており，そのために半島の中・北部では同層群の地表への露出は見られない．
表１−口ノ津層群の層序表

島原半島の南北地質断面図をみると，口ノ津層群および雲仙火山噴出物は，雲仙地溝の北側では南へ，南側では北へそれぞれ階段状に落ちている．またそれらの断層運動の活動時期は口ノ津層群の堆積開始時から雲仙地溝形成期までの何回かの異った時期に断続的に起っている．島原─熊本地溝の発達史は断層運動と堆積盆地の変遷史という観点から，次の4つの時期に分けて考えることができよう(以下図２参照)．
第１期

大分─熊本線に沿って形成された半地

溝的陥没地への諏訪原層の堆積(鮮新世中〜後期？)．重力探査データ一によると，大矢野島

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の北西海岸に沿って北東から南西へ走る等重力断層面の極をシュミット網上に投影して描かれ不良なのが特徴である．地表では最大層厚30ｍ

線があり，それは北西へ向って急激な重力傾斜

た等集中度曲線図であるが，断層面の極はＳ極ある．旧炭鉱によるボーリングならびに音波探を示しており，それは現在の有明海南部一帯にに近く最大集中部がある．この図は，口ノ津層

査資料を整理してみると，天草灘から志岐平野

低重力地帯を形成している．このことは，第三群には東西性の断層が卓越すること，ならびに，を通り，早崎瀬戸にかけての狭少な地域に釜層紀以降の著しい沈降帯の存在を示唆する．諏訪

当時地溝一帯がテンションの場であったことを相当層が古第三系を被って分布しているのがわ

原層が対岸の島原半島に分布しないことからみ示唆している．

かる（図５参照）．

て，当時の陥没地は北西側に浅く，南東側に深

第４期

竜石層や雲仙火山の溶岩円頂群などを同層の堆積盆は，西側を富岡半島により，東側

い半地溝状のものであったと推定できる．

構成する山陰系火山岩類の噴出と，これらを切を天草下島山系を構成する古第三紀層によって第２期

第１期の陥没盆地は更新世前期(約190

る東西性断層群の活動期であり，島原─熊本地挟まれた“ひょうたん”型の輪郭をなし，第三万年前)にはその北方へ拡大し，地溝全域に淡溝内に最大幅８ k m におよぶ雲仙地溝を形成し紀層の侵食面である釜層の基底面は中心に向っ水成層の大屋層が堆積した．同層はチャート･た．これらの断層群は雲仙地溝北側の南落ちで，て深くなり，最大水深160ｍ以上に達する．ま

ち

ぢ

わ

石英・片岩等の古生層起源の礫を主とするが，最大落差300ｍに達する千 々 石 断層として，また，この堆積盆を埋めた釜層は，北方の早崎瀬

これらは東方の九州山地からこの地溝へそそぐ

た南側の北落ち布津・深江南断層や金浜断層と戸へ向って伸びている．本層には一部に海棲貝

河川によって運搬された．この期の初期には玄して表現されている．竜石屑の絶対年代（約24化石を含むことから，その堆積時期は北有馬層

武岩，角閃石含有石英安山岩溶岩や同岩質火砕万年）からみると，第４期の断層運動は更新世と同期の可能性がある．

流を噴出した．大屋層の堆積の末期には陥没運中期以降となる．またこれらの断層群が舞岳･志岐平野から南へ走る県道沿いには，淘汰が著動は休止し，侵食期があった（小 利 の不整合;

矢岳などの更新世後期（２〜３万年前）の雲仙

しく不良な亜角礫層からなる釜層が海岸に面し

図３参照）．その後地層は傾動し，東西性北落

火山岩類を切っていることから，雲仙地溝の形て約70ｍの急崖をなしている．これらの礫層とち断層によってブロック化した．この断層運動

成は更新世最末期ということになろう．

古第三紀層とは約70度の高角度の不整合面で接を契機に，陥没地への海の進入が始まり，浅海≪天草下島北西部の地溝性陥没と釜層≫しており，また両層の境界線は平面的にみると，

成の北有馬層を堆積せしめた（約１40万年前）．

天草下島北西端に位置する苓北 町一帯には，古ほぼ直接的に北北東から南南西に伸びている．

お とし

たついし

れいほく

雲仙火山基底砕屑物である竜石 層の堆第三系を不整合におおう佐伊津層（大屋層相当

これらのことから判断すると，釜層は地溝性陥積前に，口ノ津層群は有馬・鳳上岳両断層で代層）の小露出と，これらを不整合におおう釜層

没地への堆積物と見做される．この地溝性陥没表される東西性北落ち断層によって，北側（地や段丘堆積物が分布している（図６参照）．釜の地質学的意味については，今後更に検討を要

溝の中心）へ落ち，ブロック化した．上記両断層は早崎瀬戸に画した釜海岸と天草灘に面したするが，松本(1979)の提唱した≪天草灘地溝≫

層の落差総計は約90ｍで，この値は第４期の深沿岸部一帯の狭い範囲に分布する．同層は基盤の伸びの方向に平行性のある小地溝性陥没構造

江･布津両断層の落差総計1 0 0 ｍ にほぼ匹敵す

岩の古第三系から由来した砂岩･頁岩の亜角礫とそれを埋めた堆積物を反映していると見做す

る．図４は，口ノ津層群において確認された小層で，一部にシルト薄層を挟み，著しく淘汰がことも可能であろう．

第３期

図４･１−南九州の地質略図（温泉群の分布と鹿児島地溝）<露木， 1969>

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④鹿児島地溝

図４･２−鹿児島市地域の基盤岩（四万十層群）上限の等深線図<早坂・大木，1971>

表４･１−鹿児島市地域の地表と地下における層序の比較<早坂・大木，1971>

図４･３−鹿児島市地域の地質断面図（原良町〜甲突川河口付近・図４･２のＡ─Ｂ断面）<早坂・大木，1971〉

鹿児島地溝
早坂

いま松本さんのお話しにあったように，

鹿児島地溝というものを最初に提唱されたのは露木さんです．その話に若干の補足を加えますと，露木さんは，霧島地区と指宿地区の噴気･変質帯に伴う活火山性の温泉を別にすると,人
吉盆地の人吉温泉，加久藤盆地の加久藤･京町･青田・吉松などの温泉群，隼人・国分･加治木平野の隼人･浜之市・加治木･帖佐などの温泉群，そして鹿児島平野の鹿児島市内の温泉群など，南九州の中央部を南北に連ねる盆地や平野の温泉の構造が，いずれも共通の特徴をもつていること，こうした特徴は地下の地質構造を反映したものであると考え，そこに鹿児島地溝を提唱されたわけです.図４･１は，そのとき露木さんが描かれたもので，これが発表されたのは1969年です．
研究の出発点
ところで，もともと南九州とか鹿児島湾周辺というのは，地質についてのデータが非常に少な
かったところなので，この地域の地史を明らかにしていこうというのは，鹿児島大学に理学部
地学の教室が設けられて以後，われわれの共通の目標となったし，現在もその過程にあるわけです．
そこで，まず鹿児島市内の地質から手をつけ始
あい らめたのですが，そうしますと，例の姶良 カルデ
ラから噴出物がものすごく多くて，しかもそれからが細かい単位でたくさん重なっている．これを調べるのは大変な仕事だったのですが，とにかくそれは一段落して，現在は，鹿児島市内のものと，湾周辺部のものとの対比が少しづつ明らかになってきているという段階です．そしてこの過程で，否応なく鹿児島湾というものにぶつからざるを得なくなってしまったのです．
周知のように，鹿児島県あるいは南九州というのは，その中央部に湾がどてっと控えており，
いろんな問題が湾に邪魔されてしまうものですから，湾を何とか究明しなければならなくなった．それと同時に，湾そのものがカルデラと密接な関係があり，カルデラの歴史を明らかにするためにも湾の歴史を考えねばならない．こうして段々に海の中に入っていかざるを得ず，湾の中にひきずりこまれてしまった（笑）．そしてまたグラーベン構造(鹿児島地溝)というもの

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にぶつかってしまったわけです．ですから，私ともなって照国の火成活動が発生している．こらしいと考えていたのです･の特合は，足もとの問題をチョロチョロやっての照国火砕流の年代測定は地質調査所でしてもそのうちに鹿児島大学で音波探査装置（スパー

いるうちに大きな問題をかかえてしまった感じ

らいましたが，その結果は約290万年前，鮮新カー）を購入してくれたものですから，それをで，最初から，南九州の地体構造を明らかにし世の終りの時期です．

使って湾奥部はもちろん湾全域についての海底

ょうなどという大目的は，全く念頭にはなかっ

それからさきほどの花倉層ですが，この地層は，の地質をより精しく調べることができました．

たのです．

もちろん火山性の物質が非常に多いのですが，それを示したのが図４･５ですが,この調査によ

鹿児島市域の地下地質と地溝の西緑

その中には見や有孔虫の化石を含み，明らかにって，湾奥の西半部と北東部とでは，図にみる

さて鹿児島市内というのは，どこを掘っても温海成層です．そして地表では，鹿児島市内の花ように地質構造も違うこと，両者の境にある断泉がでるという極めて特異な場所で，市内の銭倉の海岸にほんのわずかしか見出されないので層も確認されたのです．

湯やホテルの風呂なども大てい天然温泉です．

すが，ボーリングでみると6 0 0 ｍ ほどのすご

その当時，湾奥の最深部周辺域で水銀汚染魚のというのは，ここではボーリングをして，地下

い厚さで地下に堆積していることがわかった．

問題が起っていました．いまでもこの海域の魚の基盤岩に突き当りさえすれば温泉がでるのでこれは，照国火砕流の発見と並んでこのときのは出荷停止になっています．ところがその原因

す．ですから昔から，至るところで温泉を掘っ調査のもう一つの重要な成果でした．すなわちが判らない．周辺には該当する工場もなく，いている．そして昔は，ボーリングのさいは必ず花倉層を堆積した海は，基盤を切って地溝がでろいろと調べられていましたが手がかりがつか

コアをとっていますから，そのコアが残っていきたあと，その地溝の中に入りこんだ海である

い．その頃，われわれもこの周辺の海底を調べて，これがわれわれにとって貴重な資料になっこと，花倉層は，いわば古鹿児島湾の堆積物でていたものですから，文部省から話しがあって，た．それで，記録をたどってこれらのコアをしあることがわかったのです．こうして鹿児島地

東工大の小坂さん，鹿児島大学の鎌田さんなど

らみつぶしに調べていって，何とか市内の地下

溝の西の縁の姿がどうやらわかりかけてきたわが中心になって，この間題を調べてみることに溝造を明らかにすることができた．

けです．

なりました．

そうしますと,図４･２にみるように，西方では湾奥部の海底地形と海底のカルデラ

そうしますと，水を調べても泥を調べても，水山の上に露出している四万十層群の基盤岩が，では，地溝の東縁はどうなのだろうか．こうし

銀汚染魚を生むような量の水銀はない．結局た

東の方へいくにしたがって急激に地下深くに入て湾の海底を調べることになったわけですが，どりついたのは，この地域の海底からは炭酸ガっていく．鹿児島湾の海岸線付近では，細かく

じつは，こうした調査の以前にも，湾の中の堆

スを多量に含む火山ガスが猛烈にでてくるとい上がったり下がったりして等深線が錯綜しなが積物や有孔虫を調べてはいたのです．それで，うことです．炭酸ガスは水深が200ｍあるから，ら深くなり，偶然のことでしょうが現海岸線は，湾奥の海底地形については，いろいろと問題がそこで水に吸収されてしまう．ですからここで-600ｍの等深線の位置とほぼ一致しています．

あることはつかんでいました．

は，水深100ｍ以深の水はpHが，厳冬，循環期

それとこの調査で明らかにされたもう一つの重図４･４は鹿児島湾の海底地形で,図でみるようをのぞいて急激に低下しており，海底近くでは要なことがあります.表４･１は，鹿児島市地域に，同湾は湾口と湾奥に２つの鞍部があるとい6.7〜7という値を示します．出入りの少ないこの地表地質と地下地質との対比表ですが，このう特異な地形です．そして桜島の北側に位置すのよどんだ酸性水塊ために，有孔虫の生態にも表中に，地下地質の方には基盤岩の直上に照国る湾奥部は，ここは古くから姶良カルデラとい特殊な影響がでている．そうしたときに，アメ火砕流というのがあります．これは，当時地表

われ，火山性海湾と考えられていたところです．

リカの生物学の研究報告に，酸性水域の場合にでは発見されていなかったもので，ボーリング

ここの海底地形を細かにみていきますと，西半は，その水が標準的な海水であっても，そこにで始めて見つけられたものです（これがきっか

分は約140ｍ深ぐらいのフラットな地形が広がすむ魚の体内には水銀が濃縮される傾向がある

けとなって，いまでは地表での分布も明らかにり，北東部に一番の深みがあります．かって桑という内容の論文が発表されました．それで，されています）．

代さんは，この深みの部分をプロトカルデラのわれわれグループは，この海域の条件づけだけ

図４･３は,鹿児島市の原良市から鹿児島湾へ市一つとして─つまり，湾奥部全体を単一のカをして，あとは生物学の方々に問題を任せる形

域を東西にきった地下断面図ですが，これでみルデラとしてではなく，多くのカルデラの集合になりました．

るとよく判るように，照国火砕流は基盤岩の直体として考え，その一つがここにあり，これをこういうこともあって，この海底のガスはずい

はらら

上にあちこちでくっついております．そしてそわかみこ

若 尊 カルデラと名付けて発表された．そういう分と調べられました．おもしろいことに，潜水の上には，花倉 層という厚い海成層が堆積して深みの場所です．

艇を使って海底からガスの噴出するジャストポ

おりますが，この花倉層は，下の基盤を切る断ところが，フラットな西側から東側の深みへのイントをひとつひとつ追っていきますと，さき層に影響されていませんが，照国火砕流という落ち込み方は，なだらかなスロープ状ではなくほどの断層線に平行して並ぶのです．しかもあのは，厚さの分布からみても高さの分布からみて，階段状に東側ヘストン・ストンと落ちている線を境にして，西側にはガスが全くでず，東ても，下の基盤岩と一緒に断層によって切られてきわめて画然としているのです．それは，地側はその線に近い程分布密度が濃く，遠ざかるていると判断せざるを得ない．つまり，照国火

形図では明示しにくいのですが非常にはっきりに従ってだんだんとまばらになるという地下の砕流が発生すると殆んど同時に，断層によってとしたもので，その伸びの方向をつないでみる

構造に関連した問題もわかってきました.さらに基盤も切られている．換言すれば，断層運動にと直線状になり，これはどうも構造地形である

地形図にみるように，この深みの東縁には水深

け くら

URBAN KUBOTA NO.22｜20

図４･４−鹿児島湾の海底地形

図４･５−鹿児島湾の海底下地質<早坂祥三，1982>

図４･６−桜島南側海域の東西地質断面

図４･７−鹿児島市街地より桜島南側海域へかけての地質断面模式図

URBAN KUBOTA NO.22｜21

90ｍ程の高い山があり，この頂部付近からもガ堆積物で,図４･６はこの部分のスパーカーの記

うな感じです．

スがでているのですが，意外なことに，ガスの録です．この図に写しとられているように，地湾とカルデラ─南九州の地史のために─

成分は殆んど同じなのです．それでスパーカー

層の重なりの中に谷地形がつくられ，その中を編集によって，この地域(図４･５の湾奥の⑤にあた

上からほぼ連続的な地層が埋積していますが，のの実体がよくわからないのです．それと，いる)の海底下の構造をみますと，層状構造は全

この地層は現世堆積物にほぼ連続しているもの

まのお話しからすると，いままで一般に姶良カ

く示さない散乱波の不規則なパターンを基盤とで非常に若い．このことは，大きなグラーベン

ルデラの噴出物といわれているもののなかには，して，その上を現世堆積物が覆っている．そしの中にさらに小さなグラベンが発生して，その湾内の海底カルデラにその供給源をもつものもてそこでは，基盤が断層でザクザク切られて，中を埋めたものであろうと思われます･また，

かなりあるわけでしょう．

その切られた部分にクサビ形に堆積物がつまっ

こうした谷地形の平面的な分布に示される南北

早坂ているようすで，ともかく複雑な場所なのです．

性の構造運動が，現世堆積物の堆積形態にまでな用語で，地質的な内容は含まれておらず，成一方,水深90ｍの山体も無層理のパターンで構影響を与えていることが，スパーカーの記録か因論にしても後からつけ加えられたものです．

成され，その表面を堆積物が薄くカバーしていら読みとられます．

松本唯一先生がいわれたのも，まず地形に注目る．

図の⑤のパターンは，さきほども触れましようされていっておられるわけで，姶良カルデラは

つまり，ガスのでてくる場所は，下の基盤が高に海底に認められたカルデラで，湾奥と湾中央

さきほどの湾奥部．阿多カルデラは西縁が鹿児まっている地点に限られていて，基盤が深くそ

南半部にありますが，いずれも共通のパターン

島市西方の鬼門 平 という絶壁，東縁は大隅半島の上に現世堆積物が厚くたまっているようなとを示します．

の西の崖で，この中には開聞岳を含む指宿火山

ころにはガスはでていない．したがってガスの図の⑥は，下から突きあげられた貫入岩体で，群が入ります･鬼界カルデラは，明らかに海底

噴出は，海底地形の起伏とは無関係で，基盤岩

これらはカルデラの存在と密接に関係しており地形です．もちろん松本先生は岩石の専門家での深さ，いいかえれば表層堆積物の厚さに規制ます．この記録では，もっと古い時期のカルデ

すから，噴出物もくわしく調べられておられまされているといえそうです．図４･５の⑤の部

ラがあるかどうかまでは読みとれませんが，少す．しかし，とくに阿多カルデラについては，分は，後でも述べますように，これは海底にあなくとも新しい時期に海底下150〜200ｍの範囲

全体が単一のカルデラかということになるといるカルデラ性の構造と考えられるのですが，こ内に活動の跡を厳として残しているものは，図ろいろと論議のあるところで，地下の構造を始の構造の海底下の状況を簡略に話すと，以上の示したカルデラと考えてよいと思います．そしめいろいろのことが明らかでない現状では，まようなことになります．

て，これらのカルデラが，地溝の東縁にまたがだ何ともいえません．

湾全域の海底地質と地溝の東縁るようにして発生していることも判ります．

それから,さきの表４･１にある坂元火砕流，こさて最後に，湾全域の海底地質について説明しまた桜島火山は，若いグラーベンの延長線上でれは一般に入戸 火砕流と呼ばれているもので，ます.図４･５はスパーカーを使用して調べられ噴火しているようにも見受けられます．最近の市域はもちろん南九州一帯に広く分布し，層厚た同湾の海底地質です．

京大の防災研の報告によれば，震源の分布が桜も最大100ｍもある大規模のものですが，少なまず図の①の部分は，褶曲のはげしい妙なパタ

島南側のこの若いグラーベンの位置に集中してくともこの火砕流は，湾奥の海底にみとめられーンのでるところで，明らかに堆積岩なのです

いるということですから，これらの間には何らる．カルデラからの噴出物と考えられます．

が，他のどの部分とも様相が違います．これはかの関連があるのかも知れません．

なお，鹿児島地溝の生成，古鹿児島湾の発達，

現在のところ，四万十層群よりなる基盤岩とし

図４･７は，いままでに得られた知見をもとにカルデラの活動などといった過程には，当然，か考えられません.また図の北方には，陸上のして，市域から鹿児島湾までの東西の断面を模

第四紀の海水面変動などもからんでくるわけで，四万十層群の分布を限る線が示されていますが，式的に描いてみたものです．地溝の規模や，そ南九州の地史を組立てるのには，陸域と海域と湾奥では，丁度この延長線上に①のパターンをの中に発生している若いグラーベン，また桜島

をとわず地史に関する統一的な解釈を目ざして限る線がくるわけで，これがおそらく地溝の東と若いグラーベンとの関係などがおわかりいた

ゆく必要があります．

縁と考えられます．これをさらに湾中央部につだけるかと思います．

それともうーつ，鹿児島にみられる現在の地質

いてみますと，大体図に示したような位置にく

なお，さきほど松本さんからだされておりまし

学的現象としては，桜島という活火山の活動がるものと思われます．

た鹿児島地溝の南方延長の問題ですが，これは周辺海域の堆積物に与える影響を無視すること

図の②のパターンは，きれいな水平の層状構造

現在調査中で，まだお話しのできる段階には達ができないのです．この問題は，地層の堆積環を示します．これは，さきほどお話しした花倉

していないのですが，ただ南への延長部は，ど境論とも関連するもので，興味深い重要な研究層に相当する海成の地層ではないかと考えられうも湾の中のようにはすっきりとでてきそうにテーマだと考えております．

ます．ただ湾中央部になりますと，いろいろとありません．ずい分と複雑な様相がありそうで解析のむずかしい部分もでてくるのですが，①

す．たしかに活火山の分布をみると，諏訪之瀬との境界もだいたい図のようなかたちで読みとまで見事に直線上に並んでいて，グラーベンのれます．

延長上にあります．だから私自身も期待して調図の③のバターンは，谷地形を埋めている若い

べているのですが，そう単純なものではなさそ姶良カルデラとか阿多カルデラというもカルデラという言葉は，もともと地形的

おんかどびらいとURBAN KUBOTA NO.22｜22

⑤九州の火山と陥没構造に属するものと考えられます．そして更新世のグリンタフに属するものは日本のほかの地域で始めになると島弧変動がおこりますが，この変は，山陰から北陸･佐渡にかけて，あるいはフ九州における後期新生代の火山系列動に属する火山活動として,豊肥・肥薩以降のォッサ・マグナの地域から東北日本やさらには

松本

中新世以降の九州における火山活動は，活動があります．北部･中部九州の豊肥火山活北海道に広汎に分布しております．このうち新火山岩の性質や活動年代などから，大局的にみ動および南部九州の肥薩火山活動は，その発生

潟県から秋田県にかけてのグリンタフの堆積岩

ると表５･１のようにまとめることができます．

は一部鮮新世にまでさかのぼりますが，約200は石油を伴っていますから，この地域はボーリ

この表にみるように，ほぼ2,000万年前〜数100

万年前〜約60万年前頃まで続き，その後に豊後ングなどで精しく調査され研究も進んでいるの万年前にかけては，北 部 ･中 部 ･南 部 九州にお火山活動がおこります．豊肥(肥薩)および豊後です．しかし九州では，石油を伴う地層も発見

いてグリンタフ火山活動がありました．そして火山活動は，中心噴火して火山体をつくるといされておりませんので研究の進み方もおそく，

この活動と時期的に一部重なるかたちで，中部

うよりは，広い溶岩台地をつくるというようなまだわかっていないことが多いのです．

九州の主として大分県に，瀬戸内系の火山活動

広域的な火山活動が特徴です．

グリンタフの年代がわかっているのは，壱岐，がみられます.これは，1,500万年前〜1,200万

この活動が終ると，山陰系および琉球系の火山

対馬，五島，平戸，宇佐，鯛生などで，これら年前の活動で第１瀬戸内とも呼ばれます．一方，活動になります．山陰系は由 布 ･鶴 見 ･九 重 ･は，その大部分が火砕流堆積物をたくさん含ん

北部九州では約900万年前頃から大陸系の火山

雲仙など，琉球系は阿蘇･霧島からさらに南へだ火山岩類です．壱岐では，グリンタフの厚さ活動が始まります．これは，アルカリ岩系の玄と続くもので，これらはいずれも火山体をつくは500ｍ以上，この中には陸域で堆積したこと

武岩を主とした火山活動で，活動時期は第四紀る活動で，約３0万年前頃から始まり現在まで続を示す溶結凝灰岩がかなりみつかっています．

まで継続しています．また，北部･中部九州でいている火山活動です．

中部九州のグリンタフの代表層群は，宇佐層群

はグリンタフ火山活動につづいて，第２瀬戸内

グリンタフ火山岩類と鯛生層群で，鯛生層群は厚さ3 , 0 0 0 m にも達系の火山活動がみられます．これは非常に小規

グリンタフの火山活動は，中新世の約2,000万

しています．鹿児島県のグリンタフは南薩層群模なのですが，瀬戸内系火山岩の特徴をそなえ年前頃から鮮新世のある時期までの活動で，現と呼ばれますが，北薩の方は，古期北薩安山岩ているもので，最近の年代測定で400万年前〜

在,地表でみられる分布域は図５･１のとおりで類という名称で呼ばれています．一般に九州の300万年前いうことがわかり，第２瀬戸内系とし非常に限られています．九州では，この地層のグリンタフは，陸域の堆積層あるいは火山岩がて区分したものです．

中に金・銀・アンチモニーなどの熱水鉱床を伴多いのですが，一部は海成層で，北薩地域及びこのように，中新世〜鮮新世にかけて九州では，うのが特徴です．この地層の最下部には非火山

五島ではグリンタフの一部に海棲化石が見つか

グリンタフ，瀬戸内〜第２瀬戸内，大陸系の火性の不淘汰礫岩がありますが，その他の大部分っています．なお，九州での第三紀火山岩類の山活動がありますが，これらはグリンタフ変動は火山性の砕屑岩や溶岩です．

対比表を表５・３（34p）に示します．

表５･１−九州における後期新生代の火山系列と活動年代

図５･１−グリンタフおよび瀬戸内系火山岩類の分布

URBAN KUBOTA NO.22｜23瀬戸内系火山岩類

ス質安山岩(Bronzite glassy andesite)といい

しば花崗岩を伴います．花崗岩を伴うというの

グリンタフと同じ中新世の時代に，九州で重要まして，非常にＭgに富んでいるのが特徴です．

は，地盤が上昇して山の上の方が削られ，侵食

なのは瀬戸内系の火山活動です．この火山岩類

普通の火山岩では,ＳiＯ２ に対してＭgＯの量がされてくれば当然深所にあった花崗岩が見えての九州での分布域は図５･１をみて下さい.これある範囲に平均的に決まってくるのですが，そくるわけで，このように火山岩と深成岩（花崗は，図５･２に示すように，設楽盆地から近畿の平均よりもずっとＭgＯが多いのです．

岩）とが一緒に出てくるのをポルカノ･プルト

地方の室生，二上山付近，四国へきて讃岐と松

瀬戸内系火山岩類では，また，デレナイトと呼ン･コンプレックスといいます．これは熊野も山，そして九州では大分県の大野付近というよ

ばれる非常に強く溶結した溶結凝灰岩がありま

石鎚も祖母もそうです．石鎚の面河渓谷はそう

うに，ほぼ1 0 0 k m ぐらいの等間隔で点々と分す．これは，きわめてガラス質で珪長質である

いった深成岩です．祖母の方もいわゆる大崩 山

布しています．中新世中期の約1,500万年前〜

のに，かんらん石を含むという特徴を持つ岩石の花崗岩がそうなんです．

1,200万年前という時期は，第１瀬戸内期と呼です．四国の松山市の高浜港付近では松山溶結

しかもこれらは，いずれもカルデラを伴っていよいい

おおくえやまばれる時代で，いわゆる最初の瀬戸内海ができ

凝灰岩，九州では傾山北方26kmにある 鎧 ヶ岳るという特徴をもっています．カルデラといいたとされていますが，当時，前述の地域には淡とその付近にあって，大野溶結岩類（鎧ケ岳溶ましても，いわゆるコールドロンといわれるも水域がひろがり，そこに火山活動が発生しまし岩）と呼ばれています．年代は1,500万〜1,200のです．カルデラとコールドロンの違いというた．これが瀬戸内系火山活動です．

万年前ぐらいです．それからまた，瀬戸内系火のは，ここでは簡単に，地形的に現在も見える

この瀬戸内系火山岩は，サヌカイトと呼ばれる山岩類としては，柘榴石を含む流紋岩が出てきのがカルデラで，かってはカルデラであったが，特徴的な火山岩などを含んでいます．もともとます．これは大和の二上山（ドンズルポウ）な

その後の侵食ですでに地形としては見えなくな

四国の讃岐にこの岩石が出ることからサヌカイ

どにでてくるものが有名です．

ったものがコールドロンと考えてもらってよい

ト（Sanukite）という名前が学名になりました．

≪祖母・石鎚・熊野≫

かと思います．熊野も石鎚も祖母も，いずれもこの岩石は，ガラス質の非常に緻密な岩石なの

瀬戸内系火山岩類を産出するその少し南側を見コールドロンです．

で，木槌でトントンとたたくと，カーンカーン

ますと，紀伊半島では熊野酸性岩，四国では石≪祖母・傾山コールドロン≫という非常にいい音色を発します．

鎚山，それに連なって九州では祖母山に類似の祖母山のすぐ東には傾山がありますが，ここにこれと同じ岩石が九州でも点々と産するわけで，火山岩がでてきます･祖母山火山岩類の年代は，は1973年に私どもが傾山カルデラと名付けた

傾 山 の北北東にある代 三 五 山 とその付近には，最近の測定では1,500万〜1,400万年前です．熊

中新世のコールドロンがあります．これは，亡流理のはっきりしたこの溶岩がみられ，これは野，石鎚，祖母の特徴は，非常に大量の火砕流くなった宮久三千年君との共同発表だったので

代三五山溶岩〜安山岩と呼ばれています．この堆積物がみとめられることです．その岩石は，すが，傾山と祖母山にカルデラ型式の陥没構造

サヌカイトの岩石学上の名前は，古銅輝石ガラ

デイサイト（石英安山岩）から流紋岩で，しばが存在することを，私どもが最初に発見したのかたむきやまだいさん ご やま

図５･２−第１瀬戸内期の古地理と火山活動<森本ら，1957を松本徰夫一部修正〉

図５･３−祖母山火山〜深成岩類と大野火山岩類<松本徰夫,1983>

URBAN KUBOTA NO.22｜24

です．図 ５ ･ ３ に示すように，祖母･傾山地域

また傾山コールドロンに接してその西側には，構造線の九州への延長である臼杵─八代構造線には臼杵─八代構造線にまたがるかたちで，祖さらにもう一つ，もつと規模の大きい祖母山コにまたがるように発生していることは，火山活

母山火山岩類が分布発達しています．

ールドロンがあります．

動と陥没構造という関係からも大変に注目され

祖母山火山岩類の活動は，カルデラ形成期をは

それからまた，祖母山には古くからリングダイ

る事実です．

さんで前期と後期に大別されます．前期はさらク（環状岩脈）と言われていた岩脈があるのでそれから，さきほども一寸触れましたが，近年にⅠ・Ⅱ ・Ⅲ期に細分され，石英安山岩類･流すが,図５･３にみるようにその岩脈に沿って秩の年代測定の結果，いままで瀬戸内系火山岩類

紋岩類・無斑晶流紋岩類などの降下火砕岩・火父古生層や四万十層が相当ずれているのです．

と考えていたものの中に，約400万年前〜300万

砕流堆積物・溶岩を大量に噴出したのですが，ずれてないようにみえるところも部分的にある年前のものが小規模ながら含まれていることがこの直後に断層活動に伴う陥没が生じ，カルデのですが，いずれにしてもその環状岩脈という分かってきました．耶馬渓の木ノ子岳，佐賀県

ラが形成されます．その後，後期火山活動があのが，いわゆるバイアス型のカルデラではないの鬼が鼻山などです．これらを私は，第２瀬戸

り，これはⅣ・V・VI期に細分されますが，輝かと推定され得るのです．そうしますと，この内系火山岩類と呼ぶことにしています．という石安山岩を主とし，一部に石英安山岩を含む溶大崩山コールドロンは，径25km×45kmの陥没のは，第２瀬戸内期というのは更新世初期の時

岩や降下火砕岩の活動で，これらが前述のカルをもつ日本一大きなカルデラになります．

代をさしていたのですが，最近の大阪層群など

デラを埋積してしまいます．その後，さきの断祖母山コールドロンは，その北側の方に部分的の研究でこの時期が鮮新世にまでさかのぼるこ

層の再活動などに伴う新期酸性貫入岩類の活動にはっきりしないところがあるのですが，少なとが明らかになってきていますので，これに対が生じました．この地区周辺には，錫をはじめ

くとも内側については1,000ｍのオーダーで落応するものとして第２瀬戸内系火山岩を区分し各種の金属鉱床が形成されていますが，こうしち込んでいることが最近のボーリングでわかったわけです．

た鉱床は，花崗岩類の貫入による変成・変質・てきております．それも，傾山コールドロンと楠本

鉱化作用の産物です．そしてこの酸性貫入岩類

同様に，下の方は花崗岩類が出てきてしまい，んですか．

は，祖母･傾山地域のすぐ南にある大 崩 山 花崗

いわゆる基盤が出てきませんので，それ以上の松本

岩の北方延長部として潜在し，その一部が地表

深さはわからない．そして，地質調査所の寺岡

尾鈴の酸性岩というのがあるのですが，これはに露出しているのです．図５・４は，傾山コー

さんたちが大野川グラーベンと言っておられる

ポルカノ･プルトン・コンプレックスがあるの

ルドロンの地質図で，いま述べた事情はこの図ものがあるのですが，その大野川グラーベンのです．時代的には中新世の中期で，どちらかとによく示されております．傾山コールドロンは，

ヘリの部分に祖母山や傾山カルデラの落ち込み

いえば祖母山よりちょっと後のように思います．

径６km×12km，落差は1,000ｍ以上に達するもが重なってくるのです．このように祖母･傾山のと考えられます．

という中新世中期の大規模なカルデラが，中央

おお くえ やま図５･４−傾山地域地質図

宮崎県の尾鈴山の火山岩はどの系になる
祖母山あたりと同じではないでしょうか．

<松本・宮久,1972>

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大陸系火山岩類

みるように，その東縁は，樺太諸島から東北日≪大陸系火山岩の分布と陥没構造≫

大陸系の火山岩類に移ります．この火山岩は玄本，山陰をへて西北九州まできれいに分布してこれらの大陸系の火山岩の分布は，陥没構造と武岩で，アルカリ岩系を伴うという特徴をもっいます．こうした点に着目されて冨田先生は，は全く関係がないようにみえますが，実はそれています.そして，図５･５にみるように大陸側

新生代環日本海アルカリ岩石区を提唱されたわが関係あるのです．九州での玄武岩の分布は，にたくさん出てきます．たとえば中国の方からけです．

メインとしては，別府─島原地溝より大陸より言いますと，七星山，五大連池，竜湾，それか

さらに，最近，立岩先生は，日本海のウルルン島のぎりぎりの線で境されています．そしてぐっら中国と北朝鮮との国境の白頭山，北京の近く

では，海面下に中新世後期の2,000ｍ以上の玄と西南の方をみますと，沖縄トラフのすぐ向うでは大同，そして北京から蒙古寄りの地域や山

武岩の火山の存在が推定されること，この火山側，すなわち大陸側に尖閣列島があります．こ西省，山東省にも点々と分布します．さらに日ができた後，地盤の広域的な沈降運動もしくはの尖閣列島の中に黄尾礁という小さな島(図５･

本海ではウルルン島，竹島．そのほか済州島，

海水準の広域的な上昇が生じ，かつての準平原

１0．31p参照)がありますが，これが玄武岩な

隠岐諸島の島後・島前，さらに壱岐，五島列島

面が現海面下2,000ｍに変り，その削剥されたんです．しかも非常に特徴のある岩石で，アルなど，これらの地域にはすべてアルカリ岩を伴海蝕台の上に若い火山体が形成されていること

カリ岩系とも，紫蘇輝石質岩系ともつかない両う火山が分布します．九州では，佐賀県から長を発表しております．このようなことから，大者の境界にあたる岩石です．こういう岩石とい崎県にかけて，アルカリ岩（系）の玄武岩類が陸系火山岩は，日本海の形成と無関係でなく，うのは，まさに五島や島原のあたりに出てくる

広大な台地をつくっていて，これらを松浦玄武

この活動と並行して日本海が深海化していったのです．それで，これをもっと大きく考えてみ岩類と呼んでいます．これらの岩石は，島原半のではないかと推定されるのです．

ますと，別府─島原地溝があって，その南方へ

島南端のロノ津から，介屋，今宿，能古島，津それからこの火山活動は，新しいのは完新世まの延長が沖縄トラフとすると,その向う側(大陸屋崎，北九州の黒崎，油谷湾，さらに山陰の萩であるのです．たとえば，五島列島の福江島の側)に限って玄武岩が大量に出てくる.その途中の方へずっと連なっています．

鬼岳などは非常にきれいな単成の火山砕屑丘で，は，よくわからないのですが，五島がきてそのかつて冨田先生は，このようなアルカリ岩がで

現在でも火口が崩されることなく残っています

次に尖閣列島，しかもこれをずっと台湾の方へてくる地域を岩石区として区分し，新生代環日から，これは相当新しいでしょう．また，白頭

延ばしていくと，台湾の大陸側に澎湖諸島とい本海アルカリ岩石区と呼ばれました．このアル山，五大連池，済州島の火山活動は，歴史時代

うのがあるのですが，そこにつながっていく．

カリ岩玄武岩の活動は，最も古いのは古第三紀の記録にも記されていますし，隠岐島の玄武岩ですから，こうした観点からみると，九州からにさかのぼりますが，最盛期は中新世後期からの下の地層からは土器がでてきています．この台湾まで大陸系玄武岩がでてくるその手前に陥鮮新世の時代で，この時期に，日本海をとりまように新しいところは現世まで続いているので没構造があるあけで，そこに両者の関連がみとくようなかたちでおこっています．図５・５にす．

められるのです．

図５･５−環日本海新生代アルカリ火山岩の産地<松本徰夫，1983>

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豊肥火山岩類と肥薩火山岩類ているほどです．

山などの山地群がつづきますが，これらはすべ

豊肥火山活動は，一部は鮮新世にさかのぼるか

豊肥火山活動および肥薩火山活動による火山岩て豊肥溶岩の台地で，地形はかなり開析されてもしれませんが，その大部分は，第四紀の更新類は，九州ではものすごい量で，豊肥のそれはいてメサやビュートをつくっています．また，

３

世初期の約200万年前からほぼ70万年〜60万年

2,000ｋｍ 以上になります．図５・12(33p)は，

別府市内の新期火山岩の下位にもこの溶岩の存前にかけて，九州の北部および中部の全域にま２大地溝に直交して描いた九州の火山地帯の広在が確かめられています．

たがって活動した第１級のきわめて大規模な火域的な断面図です．これをみても，豊肥および≪島弧会合部の溶岩台地≫

山活動です．九州南部にもこれと同時期の火山

肥薩火山活動の規模が，他の火山活動を圧倒しところで九州以外の地域でも，この豊肥火山活活動があり，これを肥薩火山活動と呼んでいまている様子がよくわかります．とくに中部九州動と類似の火山活動があるのです．しかもそれす.これら火山岩類の分布域を図５･７(28ｐ)に，の多くの山々がこの活動によってつくられていは，島弧の会合部のところ，島孤の折れ曲がり

火山岩の性質や活動時期を表５･４(35ｐ)の第るだけでなく，新期火山体の下位にもこの火山のところに限って分布しているのです．その一四紀火山活動対比表に示します．

岩が存在し，その分布する面積はきわめて広範

つはいま述べた九州，もう一つがフォッサ・マ

この表にみるように，初期のころは，角閃石安囲に及んでいます．ですから私は，これを第１グナ地域の信州で，美ヶ原溶岩台地はその代表

山岩，デイサイト,ー部流紋岩などが中心で，級の火山活動といっているわけで，しかもそれ的なものです．建築材料として使用されている

火山砕屑岩，いわゆる凝灰角礫岩などが多く，はさきの図にみたように，九州の陥没構造とも

あの鉄平石はみなフラットラバーです．もう一一部に火砕流堆積物や溶岩などがあちこちに入密接な関係をもっているわけです．

つが北海道の道南．札幌周辺から南の方，そしっています．更新世初期というのは，第２瀬戸

図５・６は，大分市・別府市付近の地質図です．

て渡島半島にかけてあの付近の溶岩台地がみな内期に含まれる時代で，中部九州から瀬戸内にこの地域は，グリンタフ火山活動，瀬戸内系火フラットラバーです．このように，いずれも島かけて東西方向に湖沼が並んでいましたが，こ山活動，豊肥火山活動，山陰系火山活動などが弧の会合部にあたるところに大規模なフラット

うしたところでは，これら火山活動の噴出物が交錯したきわめて特殊な地域で，速見火山区とラバーがあるのです．だいたい豊肥あるいは肥水底にたまり水底堆積層をつくりました．そしもよばれています．図のうち，由布川軽石流，

薩火山岩は，その大部分がカルク・アルカリ岩て，上部の方になりますと，輝石安山岩溶岩

滝尾層，それに小鹿山・城ケ岳あるいは雛戸岳と呼ばれる種類ですが，なかには一部にピジオ(ＰＡ)の台地溶岩を特徴とするものに変ります．

などつくる筑紫溶岩が豊肥火山岩類で，それらナイトをもつピジオン輝石質岩系，簡単にいう

これは，いわゆるフラットラバーとよばれるもは，山陰系火山の由布岳・鶴見岳をはさむようとソレアイト岩系のものがあります．いま申しので，広く平たいテーブル状の溶岩です．そうにして，その北側と南側に分布しています．北

あげた３つの場所―島弧の会合部ではとくに，した特異な地形のために，たとえば大分県の大側の方は,この図にはあらわれていませんが,雛この時代の火山岩の量が多いのです．これには，

岩扇山や鷹巣山というのは，天然記念物になっ

戸岳のさきに日 出 生 台 ,人見岳,獄下山,鹿 鳴 越

図５･６−別府市付近地質図

ひ じゅ う だいかな ごえ

何らかの意味があるだろうと思います．
〈宮久三千年,1972原図を松本徰夫一部修正>

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豊後火山岩類

れが古代人に石器として愛用されたのです．そ琉球系火山岩類と山陰系火山岩類

豊把･肥薩の大規模な火山活動は，約60万年前

れで黒曜岩製の石器の場合には，その色を見る

最も新しく現在も活動している火山活動で，そ頓には終了し,その後の１0万年間は,九州ではだけで姫島産ということがわかります．ですかの分布域は図５･11（32p）をごらん下さい．琉

火山活動は知られていません.ところが約50万ら，この石器の分布範囲もすぐにわかり，それ球系の火山岩類の特徴は，一部玄武岩を伴いま

年前〜30万年前には，とくに中部九州で火山活はまた古代の交流の範囲をそのまま示すことにすが大部分が輝石安山岩で，しばしばカルデラ

動が盛んになります．万年 山 溶岩，耶馬浜溶結なるので，考古学的にも関心がもたれている岩を伴い，中央火口丘はその多くが成層火山で，凝灰岩，姫島，中峠火砕流堆積物などがそれで，石です．この岩石の年代は32万年前です．

なかには溶岩円頂丘的なものもあることです．

その分布域は図５･７のとおりです．

それから，耶馬渓溶結凝灰岩あるいは耶馬渓火たとえば開聞岳の山頂部のものとか，トカラ列

だいたい万年山というのは，二重メサという非砕流堆積物は，耶馬渓地域のなかで，深耶馬渓

島の悪石島や沖硫硫黄鳥島にその例がみられま

は

ね やま

うるわしだに常に特徴的な地形面をもつので有名です．メサの台地や 麗 谷 の景観をつくっておりますが，

す．カルデラを伴うということは，大量の火砕というのは，スベイン語でテーブルという意味

この火砕流の噴出源は，これは確証はまだない

流堆積物を出しているわけです．

で，万年山のメサは，上･下ともに溶岩台地でのですが，分布から考えると，玖珠盆地，豊後

これに対して山陰系の火山体というのは，主とす．下部の方は複輝石岩安山岩の豊肥溶岩，上森のある盆地ではないかと考えられます．

して角閃石安山岩で，溶岩円頂丘のものが多く，部の方は流紋岩の万年山溶岩が台地をつくり，

こういったものを含めて豊後火山活動といって火砕流堆積物も若干含まれます．山陰系と琉球

上･下の台地間には湧水が流れて明瞭な境界をいるわけで，それらは，万年山の約50万年前，系の火山を大まかに特徴づければ，以上のようつくっています．

耶馬渓の約40万年前，姫島の32万年前などからに分けられます．

また国東半島の北東５kmのところに姫島とい考えて，ほぼ50万年前から30万年前に活動した

琉球系火山の分布は，さきの図にみるように阿う小島があります．図５･８は姫島の地質図で，ものと考えられます．

蘇カルデラと阿蘇中央火口丘，加久藤カルデラ

この図にみるように，ここには５つの小さい火（霧島カルデラ）と霧島の中央火口丘，姶良カ

山体がありますが，このうち域山北端の観音崎

ルデラと桜島，阿多カルデラと開聞岳（ここにからは非常に面白い黒曜石が産出します．岩石はほかに幾つかの小さい火山があり指宿火山群

学的にいうと，黒曜岩（オブシーディアン＝とよばれています），鬼界カルデラとトカラ硫

obsidian）といいます．普通のオブシーディア

黄島，トカラ列島の諸火山とつらなり，さらにンは真っ黒なのですが，ここのは灰色で，択色

南の方へ点々と続きます．琉球列島の火山につのオブシーディアンというのは，この付近以外

いてはこの後に述べます．

にはどこにも産出しないのです．ところが，こ

それに対して，山陰系火山の分布は，雲仙，金図５･７−豊肥(肥薩)火山岩類と豊後火山岩類の分布

図５･８−姫島の地質図<笠間・藤田，1955による>

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峰山,九重，由布，鶴見，国東半島の一部の両子

琉球列島の新生代火山活動対比される火山岩と地層は，琉球列島ではどこ

山,そして徳山市周辺に幾つかあって,これらはところで琉球列島では，新期の琉球系火山活動にあるかといいますと，それは南部琉球にはな

さらに山陰地方の三瓶，大山につながっていき

以前にはどのような火山活動があったのか．こく，宮古門地のすぐ北方の久米島とトカラ列島

ます．このうち大山は，相当大量の火砕流堆積

こには，グリンタフ火山活動や豊肥火山活動にの宝島に分布発達しております．さらに探成〜

物を出しています．九重も火砕流堆積物を出し対比される活動があったのかどうか．

半深成岩類の活動も，南部琉球では前期中新世ていますが，量的には10km 以下でそれほどでこうした問題を解決するためには，琉球列島のであるのに対し，北・中部琉球は中期中新世で，はありません．由布，鶴見も一部出しているよ

詳細な地質学的・岩石学的研究が十分に行なわ両地域に違いがでています．

うですが，量的に小さく，はっきりしない点がれねばならないのですが，しかし琉球列島には，

鮮新世〜前期更新世になりますと，久米島と沖あります．いずれにしても，山陰系火山は九重

交通の便がきわめて悪い島や無人島なども多く，

縄本島に顕著な火山活動がみられます．久米島や雲仙の火山帯に代表され，メインは溶岩円頂

現地調査がむつかしいということもあって研究のこの時期の火山活動は，中西さんなどによっ

丘で一部溶岩流を伴うということになります．

の進展も十分とはいえません．幸いにも私は，て精しく調べられ，中新世のグリンタフに対しでは，これらの火山活動がいつごろから始まっ

口之島，悪石島，横当島，沖縄硫黄鳥島などのて隆起─断裂─陥没という一連の構造運動が明たかというと，現在の年代測定では，九重の26

新期火山島と，奄美群島の大島，鬼界島，徳之らかにされています．沖縄本島の方でも同様の万年前，多良の五家原岳の25万年前，雲仙の24

島，八重山群島の石垣島，西表島，鳩間島，おことが推察でき，この２つの地域の火山活動は，万年前などという値がでています．阿蘇１の火

よび尖閣列島などを調査することができ，その九州での豊肥と同じく島狐変動にかかわる火山

砕流堆積物では，26万年前と36万年前という２ほか幾つかの島々を見学することができました．

活動としてとらえられます．またトカラ列島のつの測定値がでています．ですから30万年前ご

表５･２および図５･12は，こうした問題意識か

平島，臥蛇島，黒島などにも，この時期の火山

ろから始まったとみてよいかと思います．そしら，琉球列島における新生代の火山活動を，現活動の存在が予想されています．

て，こうした火山活動というのは，たとえば阿在の知識でまとめてみたものです．

後期更新世以降になると，九州に連なる琉球系

蘇，霧島，桜島などで見られるように現世におそうしますと，まずグリンタフ変動とその火山

火山活動が多くの島々をつくっていますが，火いても活動しており溶岩流を流しています．山

活動は，本州や九州では中新世に最盛期を迎え

山島として確認される南限は沖縄硫黄鳥島まで

陰系では現世になって溶岩を流し，それが残っるのですが，琉球列島では，八重山群島の石垣です．これらの火山体のうち角閃石を含むものているのは雲仙だけです．現在噴気が上がって島と西表島に限って古第三紀始新世のグリンタ

は，口之島と中之島の古期岩類の一部で，他はいるのは，鶴見や九重や雲仙などで，こういう

フ火山活動がみとめられるのです．また奄美大

すべて輝石安山岩類の火山体です．以下，北の新しい火山岩源がないと，地熱も利用できない

島には，この時代に花崗岩の活動があります．

方から一瞥します．

わけです．

では，中期中新世の本州や九州のグリンタフに≪トカラ硫黄島と鬼界カルデラ≫3

図５･９−沖縄県硫黄鳥島地質図

カルデラの<松本徰夫,1978>

付表１−沖縄硫黄鳥島火山系統表

付表２−有史時代の活動記録

URBAN KUBOTA NO.22｜29

中央火口丘にあたるのが硫黄岳と稲村岳で，硫≪上之根島≫

黄岳は成層火山，稲村岳は下位に溶岩をもつ岩

ぼ正方形の無人の火山島で，まだ踏査されていさて最後に，九州での２大地構と火山活動との滓丘です．硫黄岳からは硫気を噴出しています．

ない唯一の島です．その形態から成層火山体と関連について大きくまとめてみます．そうしま≪口之永良部島≫

東西２つの火山体が連なっ横当島の北東約2.5kmにあるほ火山と陥没構造判断され，岩石も横当島と同種とのもの推定さ

すと，さきほどお話ししたように大陸系火山活たようにみえますが，実際は数個の成層火山体

れます．

動については一応除いて考えられますから，火からなります．東部火山体の新岳と古岳の２つ≪沖縄硫黄鳥島≫の成層火山からは硫気を噴出しています．

ていましたが,1959年以後は無人島です.図５・≪口之島≫

かっては硫黄採掘が行われ２重の成層火山の外輪山をもち，

９にこの島の地質図を示し若干の説明を加えま

中央火口丘としてマエタケ成層火山とムエタケ

す．本島は，２つの火山体が接合したもので，

溶岩円頂丘があります．他に比較的大きい岩脈

北東側を硫黄岳火山体，南東側をグスク火山体と岩類があります．ムエタケにかすかな噴気がと呼びます．両火山体とも複輝石安山岩が主で，あります．

角閃石はありません．

≪中之島≫

山活動としては，①中新世〜鮮新世のグリンタフ火山活動と瀬戸
内系火山活動
②鮮新世後期〜更新世初期の豊肥（肥薩）火山
活動③更新世中期以降の豊後および琉球系・山陰系
火山活動

北西側の御岳と南東側のシイザキ

グスク火山体は，グスクと呼ばれる中央火口丘というように大別されます．冒頭にお話ししたの２つの成層火山体が接合してつくられた火山を２重の外輪山がとりまいており，外側の第１

ように，このうち，①はグリンタフ変動に，②島で．御岳からは硫気を噴出しています.

外輪山は大部分火山砕屑物からなる成層火山で，と③は島弧変動に関係した火山活動です．そし≪諏訪之瀬島≫琉球系火山の中では桜島と並一部に溶岩流，南面に岩脈群がみとめられます．

て，九州の大地溝が形成され始めたのは，①のぶ最も活動的な火山で，しばしば噴火していま

その内側の第２外輪山は火山砕屑物からなる成活動直前で中新世初期と考えられますが，もちす．島の中央部に２つの火口をもつ御岳成層火層火山，中央部の中央火口丘は偏平な溶岩円頂

ろんグリンタフ変動中にも，地溝の再活動や大山体があり，１つは1884年，他の１つは1813年

丘です．

地溝内での小地溝の形成などがあったことと思に溶岩を洗出しています．

硫黄岳火山体は，火山砕屑物からなる成層火山

われます．さらにまた，②と③の活動に関係し≪悪石島≫

多角形状の火山島で，２重の成層で溶岩流はなく，東側に岩脈が１本あります．

てさまざまな小地溝の形成，あるいは地域的な火山の外輪山をもち，中央火口丘として御岳円火口壁北西には円形の溶岩円頂丘がそびえ，火陥没（カルデラ）がありました．たとえば，②頂丘があります．

口内部に湖水堆積物が分布します．硫黄岳の砕の時期では初期加久藤凹地，③の時期では阿蘇，≪横当島≫

東西２つの火山体が連なるひょう

屑物はグスク第１外輪山を覆っており，活動時

加久藤（霧島），姶良，鬼界などの各カルデラ

たん形の無人の火山島．東峰は成層火山体，西期は付表１のように推定できます．有史時代のや，雲仙地溝，万年山地溝などがその例です．

峰は成層火山体を主とし一部溶岩円頂丘です．

噴火記録は付表２のとおりです．

そしてこのような大きなカルデラは，大地溝構

表５･２−琉球列島火成活動対比表<松本徰夫，1981>

URBAN KUBOTA NO.22｜30

造の縁にまたがるように形成されることが多い

図５･10−琉球列島火山位置図のです．
図５・12は，別府─島原湾地溝および霧島─鹿
児島湾地溝内にある新期の火山を含めた地質断面図で,ａ─ｃは別府─島原地溝に,ｄ〜ｆは露島─鹿児島薄地溝にそれぞれ直交するように描いてあります．この図には，①から③の活動に対応する陥没とそれぞれの火山活動の噴出物を色分けして示してあります．火山岩層が陥没の範囲内にしか分布しないものがありますが，これは，火山活動の直前に陥没したからです．この国ではタテ・ヨコの比を１：１で描いていま
すが，地層の厚さは表現できる程度にしてあります．この図をみていただけば，局地的には大きく陥没している大地溝も，火山と陥没との関係あるいは地殻表層の動きとしてとらえると，割合に小さいスケールであることが判っていただけると思います．

URBAN KUBOTA NO.22｜31

図５･11−九州における新生代火山岩類の分布<松本徰夫，1980>

URBAN KUBOTA NO.22｜32図５･12−九州の地溝構造と活火山の地質断面<松本徰夫，1981>

URBAN KUBOTA NO.22｜33

表５･３−九州における新生代火山活動対比表<松本，1983>

表５･４−九州における第四紀火山活動対比表<松本，1983>

URBAN KUBOTA NO.22｜34･35

⑥九州の地熱というのは─これは私の定義になりますが，の沸騰温度をＴｂ,普通の地温勾配の温度をＴｇ

地下の温度が水の沸騰曲線に沿って上がるようとすれば,その地熱井の熱的な評価，ＡＩ(acti-

広義の地熱帯と狭義の地熱帯

なところということになります．

vity index)は，図に示すようにＡＩ=a/b×100

林

世界の地熱帯を調べてみますと，1,000ｍ掘削

ないしは〔1-(Ｔｂ-Ｔｍ)/(Ｔｂ-Ｔｇ)〕×100とし

九州では1967年に，九重火山のなかの大岳に日地熱資源の利用という面からみてみますと，すると最高300℃程度まで上昇しております．

て表わすことができます．ですから，図に示さ本で第２番目の１万ＫＷの地熱発電所がつくらということは，普通の地温勾配の10倍はあるとれたＴｍの地熱井についていえば，1,500ｍでれ，10年後の1977年には，やはり九重火山のないうことです．ところが500ｍ程度の深さです

約250℃ですから，その活動度指数は70というかですが，地熱発電所としては日本最大の規模と，最高は250℃ぐらいもあり，これは普通のことになります．

をもつ5.5万ＫＷの八丁原発電所が建設されて地温勾配の17倍にも相当します．もっと極端な活動度指数の応用例を示しますと，Ａ地点ではいます．そのほか九州では，九重火山周辺だけことをいいますと，100ｍ掘った段階で180℃ぐ100ｍ掘って100℃，Ｂ地点では500ｍ掘って200

でなく，別布，阿蘇，雲仙，霧島，薩南などで，らいの温度が得られることもあります．そうす℃，Ｃ地点では1,000ｍ掘って250℃が得られた国あるいは民間の会社によって精力的に地熱調ると，これは普通の地温勾配の60倍もあることとします．これら３つの地点のうちで，どこが査が進められております．

になり，普通の地温勾配と地熱帯の地下温度と一番有望であるかという問題は，活動度指数をでは，地熱帯とは何かということからまず考えを単純に比較するだけでは，地熱帯の評価をす

用いれば簡単にきめられます．わずか100ｍ掘てみます．

ることが難かしくなってくるわけです．

って100℃もの高温が得られると非常に活発な100ｍ掘るごとに温度が３℃上がると言われて地熱帯の活動度指数

地熱帯であると思われるかも知れませんが，じいます．地熱帯は，広い意味では，この地温勾

そこで私は，地熱帯の熱的な階級を数量的に評

つはこの活動度指数では，わずか55しかありま

配が普通より高いところをいいます．したがっ価するために，図６・１に示すような活動度指せん．500ｍで200℃だと77，1,000ｍで250℃だて，新しい火山岩類が分布している地域は，広数という考え方を提案いたしました．右端の青と83ということになり，この1,000ｍが一番良い意味ですべて地熱帯ということになります．

色の曲線は水の沸騰曲線，左端の直線は普通のい地点ということになります．

しかし，地熱発電という観点から考えますと，

地温勾配で，これは100ｍ掘るごとに３℃上が活動度指数による地熱帯の評価

最低200℃以上の温度がないと，現在では経済っています．地下温度は，ほとんどの場合これ

次に，普通の地温勾配と水の沸騰曲線の間を活的になりたちません．そうしますと，そういうら２つの間にあります．ある地熱井で，たとえ動度指数に従って５等分し，それぞれをＡ〜Ｅ

非常に活発な地熱帯とはどういう所かというこば図のように1,500ｍの深さでＴｍという温度にランキングし，活動度指数がマイナスにくるとが問題になります．この狭義の意味の地熱帯が得られたとします．その時，同じ深さでの水ところはＦ，沸騰曲線を超すような特殊な地帯

だいたい大地というのは，普通，

図６･１−地熱帯の活動指数

図６･２−世界の地熱井の活動度タイプ

URBAN KUBOTA NO.22｜36

はＡＡとします．これを適用して，地熱発電に

図６･４−九重地域の火山活動と地熱帯の夕イブ<地質図は松本1983を簡略化>

使われている世界の地熱井を評価してみますと，
図６・２にあるように大部分がＡタイプで，一部Ｂタイプも認められます．ＡＡというのも１
例ありますが，この地熱水は特に塩分に富んでいる特殊例です．このように，活発な地熱生産井というのはほとんどＡタイプであって，一部Ｂタイプが含まれるということになります．
九重地域の地熱帯についてみますと，図６・３に示すように大岳の生産井も八丁原の生産井も，ともにＡタイプです．大岳発電所の生産井は，世界で最も温度の低い生産井といわれています
が，それは深さが300ｍ〜400ｍ程度と浅いからで，活動度据数は平均90を超す非常に活発なタ
イプです．それから九重の北西にある岳ノ湯は，熊本県などが地熱調査をしていますが，これはＢランクになりそうです．また湯布院町の西側にある野矢も調査されましたが，ここは，いまのところＣタイプの地熱帯と評価されます．Ｃ
タイプだと，経済的な地熱発電が可能かどうか疑わしいところです．
火山の年令と地熱帯の活動度
次に，各タイプの地熱帯と火山の年令との間には，どのような関係があるかを考えてみます．
図６･４は,松本先生による九重火山の地質図を
図６･５−霧島地熱帯ＫＴ−５号井の流体包有物温度
図６･３−九重地域における地熱帯の活動度タイプ

URBAN KUBOTA NO.22｜37

もとにつくったもので，ここでは九重火山岩類とを示しているわけです．このようにして，現地熱帯は，火山活動の年代ともよく一致し20万は，古期・中期・新期に分けられ，その中にい在あまり活発でない地熱井というもののほとん

年前より若そうです．Ｂタイプの岳ノ湯は30万

ま述べた地熱帯の位置が示されています．そうどは，冷却の結果であることがわかってきまし

年程度の古さで，Ｃタイプの野矢は40万年前かしますと，Ａタイプの地熱帯は20万年より若い

た．

それよりも古い地熱帯だということがわかりま火山，Ｂタイプの地熱帯は20万〜30万年前の火では，その活発であった時期はいつ頃であろう

す．このように，活発な地熱帯は若くて，やや山，そしてＣタイプの地熱帯は40万〜50万年前

か．火山岩の年代を測る方法の一つにフイッシ

不活発な地熱帯は古い．人間の年令にたとえれの火山の分布と一致していることがわかります．

ョントラック法というのがありますが，年代測ば，九重の場合は，20才ぐらいまでは非常に活

つまり，地熱帯の活動度と火山活動の年令との定とは別に，フイッショントラックの長さが加発であるが，30才になるとやや衰え，40才にな

間には，密接な関係があることがわかります．

熱によって収縮し短くなる性質を利用すれば，ると殆んど衰えてしまう（笑）．

図６･５は霧島地熱井の１例で,現在および過去

過去の最高温度の時代も推定することができま

松本の温度条件を流体包有物法によって詳しく調べ

す.たとえば，図６･５の地熱井では，過去には林たものです．得られた包有物温度は赤色の正規

地下2,000ｍで約320℃の高温状態にありました

霧島火山とを比較しますと，九重では数10万年分布曲線で示してありますが，非常に幅広いのが，現在では220℃程度にまで冷却しています．

というオーダーが，霧島では１万年ぐらいですが特徴です．黒の折れ線が現在の温度,青色の仮りに地温が時代とともに直線的に冷却するもから，確実に１ケタ違います．その理由を私な

点線は水の沸騰曲線です

そうしますと，包有のと仮定すれば，フイッショントラックの収縮りに考えてみますと，霧島火山の方が，九重よ

物温度の一番低い側は現在の温度とほぼ一致し,率から逆算しますと，過去の非常に活発な時代

りも塩基性のマグマに富んでいるからではない

高い方は沸騰曲線に沿っていることがわかりまは約１万年前であることがわかりました．

かと思います．塩基性のマグマは，規模が小さす．これらのことは，この地点が過去にはＡタ

図６･６は,こうした方法により九重のそれぞれいので速く冷却すると考えられます．しかし霧イプの非常に活発な地帯であったが，現在はすの地熱帯について，最も活発な時期を推定して島火山でも，中心部のえびの高原では現在も活でに冷えてしまって，Ｃタイプになっているこみたものです．大岳や八丁原などのＡタイプの発な噴気帯があり，最近，その少し南側で国が

図６･６−九重地域の地熱帯の熱史

５０才になるといよいよだめや（爆笑）．
地熱帯の冷却の速度について，九重火山と

図６･８−八丁原地熱帯ＨＴ−４号井の断裂系

図６･７−１ℓ 中の飽和水に含まれる熱量

URBAN KUBOTA NO.22｜38

地熱井を掘り，1,500ｍで280℃という非常な高が上がるに従って一定体積中に蓄えられる熱量

温が得られました．恐らく，近い将来地熱発電

は比例的に大きくなりますが，350℃以上にな所ができるものと期待しておりますが，ただ霧りますと，密度が小さくなるため蓄えられる熱

島では，冷却の速度が非常に速そうだというこ

量が急激に少くなるのです.図６･７は，その関とに留意する必要があるかと思います．

係を示したもので，縦軸に１ℓ 中の熱量，横軸大規模深部地熱貯留層の深度に温度をとってその関係を示したものです．そ現在，サンシャイン計画の一環として中部九州

うしますと，330℃の地熱貯留層が一定体積中の豊肥地区で，深部の大規模地熱貯留層の探査に最も多くの熱量を蓄えることができ，最高品がすすめられています．これは，地下３ｋｍか位を有することがわかります．330℃を超える

ら５ｋｍの深さのところに，350℃ないしそれと，熱を蓄える能力が急に小さくなってしまう

以上の地熱貯留層を見つけて，１ ヵ 所 で 25万ので，私は330℃の貯留層を探査すべきだと主ＫＷ程度の発電所をつくろうとするもので，５張してきました．ただし，この点については議

年前から約100億円といわれる巨費が投じられ，論のあるところです．

地熱調査が精力的に進められているものです．

それで,さきほどの図６･１をみていただきます．

ただ私の考えでは，地熱鉱床の品位という観点非常に活発な地熱帯というのは，水の沸騰曲線

でみると，地熱貯留層というのは，一定容積にに沿って温度が上昇しますから，もし，330℃

対してどれくらいの熱量が水の中に蓄えられるの地熱貯留層があるとすれば，最も浅い場合でかによって，品位がきまってくると思うのです．

は1,750ｍのところにあるはずです．やや不活

・

・

・

・

・

それで，一定 体 積 中 の飽和水の熱量と温度との発な地熱帯はだんだんと深くなり，たとえば活関連をみますと，常温から300℃までは，温度動度指数が80のところでは3,500ｍぐらいと推図６･９−八丁原地熱帯の断層と地熱井

図６･10−大岳・八丁原地熱帯の地質断面図

URBAN KUBOTA NO.22｜39

定されます．このように，ある一定温度の貯留いたことがわかります．ですから，その断裂系向です．しかし電気探査では，図にみるように層というのは，活動度据数が少し小さくなればの方向さえわかれば，いろいろの情報が得られＮＷ方向もありますが，ＮＥ方向の断層も確

急激に深くなります．たとえばＣタイプの地熱るわけです．写真３（扉カラー写真３）などもかめられています．ききほどの結果とあわせる帯で330℃の地熱貯留層を見出そうとすると，共役的な断層だろうと推定できるわけです．

と，ＮＥ系は古い断層なので地表地質調査にはとてつもなく深くなって経済的になりたたない．

図６･８は,こうして得られた情報をもとにしてあらわれにくいが， ＮＷ系の断層は新しい断以上のことを考慮しますと，大規模深部地熱開作成した八丁原ＨＴ-４号井のデータを,ウルフ層なので，若い火山岩に覆われているところで発というのは，非常に活発なＡタイプの地熱帯

ネットの上半球に投影したもので，黒丸が鏡肌，も地質調査で明らかにされ易いと考えられます．

において，深度2,000〜3,000ｍの貯留層をねら

赤丸が熱水脈，青点が節理です．そうしますと，さらに，ＮＥ系は別府─島原地溝の方向ですか

うのが一番経済的だと思われるのです．その程あまり明瞭ではありませんが，２種類の断裂系

ら，この地溝の発生と関係があると思われます．

度の深さのところに最高品位の地熱貯留層があが見出されました．１つは走向ＮＷで南落ち，その後，何らかの応力場の変遷があり，ＮＷ系

れば，最も経済的であるということになります．

もう１つは走向ＮＥで南落ちです.じつは私は，の正断層が発生して，それを通じて地熱流体が地熱断層を求めて南落ちないし北落ちの両方の断裂系を通して熱

上がってくるようになった．じつは，さきほど

いままでお話ししましたように，活動指数を利水が上がってくるのではなかろうかと予想しての条線の方向などを便って古い応力場を復元し用することにより，ある地熱帯ではどれくらいいたのですが，この図によれば，鏡肌とか熱水たものが図６･11です．図では，赤いのは鏡肌の深さにどの程度の温度の貯留層が期待できそが上がってくる熱水脈は，主要なものは１つので，それに対する共役系と考えられるような断うだということがわかってきましたので，次の断層面，つまり共役的な２つの断裂のうち一方裂は緑色で示しております．タイプⅠは，別府

課題は，地熱流体の通路となるような断層を見の面にかたよることが明らかになりました．

─島原地溝にほぼ平行のＮＥ系の断裂で，タイつけることです．ところが，これが非常にむずこの方法を使えば，断層の方向と傾斜角もわかプⅡが，地熱流体の通路となった ＮＷ 系の断かしい．というのは，ボーリングで得られた地

りますし，共役的な２つの断裂の中でどちらの裂です．ほぼ水平の条線がついているタイプⅣ

熱井のコアを調べてみると，ところどころに鏡方を熱水（地熱流体）が上がってくるかというは，どうも非常に新しそうなのです．というの肌や断層が見出されますが，ボーリングコアのこともわかります．従って，地質学的にどの位は，新しく生成した変質鉱物の上にその水平の現位置での方位がわからないので，そのままで置をどの深さまで掘削すれば，目的の断層面に条線ができているからです．こうしてみますと，はその走向を知ることができません.

当たるだろうということが予想できるようにな

最近の応力場は，横づれをきたすような応力場

しかし幸いにも，大岳，八丁原地熱帯では若いりました．また，どの深さにどれ位の温度の地になっているらしい．現在の九州は，東西方向

火山岩が大部分なので，コアの磁性を測り，北熱貯留層が期待できるかということは，さきほのコンプレッション（圧縮）が働いているといを指す方向が現在の北極に向いていただろうとどの活動度指数を用いて推定できますから，こう意見が強いのですが，しかし，比較的地下浅仮定して，断裂系の方向を推定してみました．

の両方を組合わせることにより地熱探査のむず所では東西コンプレッションが働いて，それにたとえば，写真１（扉カラー写真１）は条線がかしさが軽減されると思います.

ほぼ平行の割れ目ができているとしても，地下

斜めについており，写真２（扉カラー写真２）

深浅による応力場の相異

深いところでは，岩圧が勝ってきて，ＮＥ系ないは条線がほぼ水平についています．すなわち，

図６･９は,大岳・八丁原地熱帯の地熱井の位置

しＮＷ系の正断層型の断裂系が生成するので条線が斜めについているのは，ほぼ正断層的応と断層を示したもの,図６･10はその地質断面図

はないかと，私は思っています．中部九州にお力が働いたことを示しており，条線がほぼ水平です．図６･９の実線は,松本先生等の地質調査

ける東西性の断裂というのは，多分，地下浅所についているものは，横ずれ断層的な応力が働によって明らかにされた断層で，すべてＮＷ方だけの現象ではないだろうかというのが，現在

図６･11−大岳─八丁原地帯の応力場

URBAN KUBOTA NO.22｜40

の私の考えです．

さ1,200ｍから1,300ｍの不整合面と断層の交点

ただけでも半径が京町からＫＴ-５号井に至る15

編集

浅いというのはどの程度ですか．

付近に高温の熱水が多量に貯留されているのでｋｍにも及んでいます．

500ｍないし1,000ｍより浅い．さきほどのす．しかし図６･10の断面図でいいますと，豊また火山層序の面でも貴重な試料が入手できま

写真にあるようなはっきりした断裂は，500ｍ

肥の岩質と宇佐の岩質が非常に似ている上に，した．たとえば，芽島火山の基盤は四万十層群

より浅いところにはほとんどないのです．また，地熱流体により原岩が熱水変質をこうむっていの堆積岩類であることが確認され，さらにその浅いところの断裂は，面が波状になっていたり，ます．ですから，この断面図では色分けされて上に厚さ300〜500ｍの溶結凝灰岩類（霧島溶結

不規則なのです．岩盤力学の圧縮試験の結果できれいに塗り分けられていますが，実際にはこ凝灰岩と新称）が広域に堆積していることがわ

も，封圧が小さい場合には断裂面が不規則になの境い目をきめることが実にむずかしい．これかりました．

ります．写真のようなきれいな断裂面ができる

らの岩石を年代測定する場合，フイッショント

さきほどお話ししましたように，霧島火山の北のは1,000ｍ以探です．ですから東西性の割れラック法を適用すると，深部では地熱によりト部の地熱帯は，現在やや冷却していて地熱発電

目というのは，恐らく500ｍより浅いところ，

ラックが消えてしまっているので正しい年代がが可能かどうか微妙なところですが，西部およ

深くても1,000ｍより深くはならないと思いま

得られません．それで，岩石からジルコンを分び中央部では，Ａタイプの地熱井が続々と見出す．

離して含有量を比較します．たとえば豊肥火山

されており，近い将来，霧島火山の周辺に地熱地層境界の判定のむつかしさ岩だと１ｋｇ中にジルコンが10〜20粒程度しか発電所が建設されるものと期待しています．

編集

入っていないのですが，宇佐層群の岩石になり林

いま地熱関係では，九重が一番よくわかっているのですか．

ますと数100粒のオーダーで入っていますから，林

地熱井の本数が一番多いのです．たださき

ジルコンの含有量でほぼ分けることはできるのほどの話にありましたように，グリンタフ活動です．しかし，それでもこの境界をきめることの火山岩類は安山岩を主としています．豊肥火は至難のわざに近いのです．

山活動も大部分安山岩です．そのため両者の境

霧島火山の地下構造と霧島地熱帯

界がはっきりしないのが現状です．大岳発電所

編集

では，豊肥の中に貯留層を見出しているのです

地下構造はどうなんでしょうか．

が，八丁原発電所では，豊肥とその下位の宇佐林層群(グリンタフ火山岩）の境い目にある貯留井が掘削され，霧島火山の地下構造が次第に明層から蒸気を得ています．

らかになりつつあります．加久藤カルデラとい編集

うのは，霧島火山の北東延長の京町を中心とし

図6･10の地中深くで曲がっているのは井霧島地熱帯での地熱探査，あるいはその霧島では，現在までに30本以上の地熱探査

戸ですか．

たもので，これは1957年に有田忠雄先生によっ林て提唱されたものです．ところが，最近の深度

そうです．こういうのを傾斜掘といいます．

すごく曲がっているでしょう．

2,500ｍに及ぶ地熱探査井では，図６・12に示

編集

熱水はそこからとっているのですか．

すような大規模な陥没が存在することが明らか林

いいえ，この井戸はたまたま割れ目が小さとなりました．この陥没構造は，加久藤盆地をくて小量の熱水しかでていません．深い２本ははるかにこえ，霧島火山の中心に向かってより大規模深部地熱の探査井です．八丁原では，深深くなっています．現在，その規模は確認され

図６･12−霧島火山の北西─南東模式断面図<田口，1983>

URBAN KUBOTA NO.22｜41

阿蘇火山─１

図１−阿蘇カルデラの地形図

火砕流堆積物とカルデラ
小野晃司＝地質調査所環境地質部

阿蘇火山を訪れて最も印象的な景観は，煙を吐に中央火口丘群が並び，それによって，カルデ

た軽石・火山灰などの降下堆積物がみられる．

Ａso-１とＡso-２との間には溶岩も洗出した(表き続ける火口とともに，カルデラの周囲にひろ

ラ底は北の阿蘇谷，南の南郷谷に分けられる．

降下軽石・火山灰の各ユニットは，噴出源から

１)．それらの小規模な噴火サイクルの間でも,がる雄大な草原であろう．活動火口を含む中央

阿蘇谷から見る北側のカルデラ壁は,高度差300の方向・距離に従って規則的に層厚・粒径を変火山灰が風化して土ができるまでの時間があっ火口丘群は次章の主題となるので，ここではカｍ程の崖が平に横に延びているばかりであるが，化させるので，広い範囲にわたって確実に同定た．

ルデラとそれに関係する火砕流について述べる．

南郷谷から見上げる南・西側のカルデラ壁は，・追跡できるよい鍵層となる．火砕流相互の岩

阿蘇カルデラの北東25ｋｍに九重火山がある．

阿蘇火山

高度差300〜600ｍ，急崖と深い谷とが交互する相が似ていて識別が難かしいときでも，その間

この火山も何回も火砕流を流出させ，その裾野

約200万年前から50万年前位まで，中部九州に彫りの深い地形で，南北両側はきわめて対照的にある降下火砕物を介して層準を知ることがでの火砕流台地はそのまま阿蘇カルデラの火砕流

は多くの陸上火山がつぎつぎに作られた．多くな景観を作っている．カルデラ壁の外側の地形

きる．降下火砕物の多くは偏西風によって噴出台地に連続する（図１・図３）．両台地の接すは輝石安山岩の火山であるが，玄武岩や角閃石も,東から北側は１〜２°のきわめて緩い傾斜で源の東方に運ぼれて堆積するので，阿蘇カルデる付近では，阿蘇火砕流の中間の降下火砕物の安山岩・デイサイト，流紋岩などの火山もある．

あるのに，南から西側は10°前後の斜面である．

ラでも降下火砕物の分布する東側の火砕流台地

間に，九重火山起源の火砕流がはさまり，両火

その後，約30万年前頃，現在の阿蘇カルデラの両者の地形のちがいは，カルデラ壁の東・北側

で，まず降下火砕物・火砕流の層序がたてられ，山が同時代に活動していたことが明らかになっ内側から，大規模な火砕流の流出を伴う活動がは主に阿蘇火砕流の作る台地であり，一方，南

それから降下火砕物のない他の地域にもひろげた（表１）．九重火山は，この間一貫して角閃始まり，カルデラが形成された．

・西側は古い火山群の残骸からなるという地質られた．こうした野外調査によって判明したカ

石を多量に含む安山岩・デイサイトだけを噴出

それまでの火山群は阿蘇地域に限らず，中部九のちがいを反映したものである（図１）．

ルデラ形成までの阿蘇火山の活動史は次のようしており，一方，阿蘇火山は(Ａso-４以外は)

州一帯に広く分布していたものの一部だが，こ

火砕流台地

である．

角閃石を含まない流紋岩・安山岩のみを噴出しの大規模な火砕流の流出は阿蘇地域のみで４回

火砕流台地の傾斜が緩いのは，火砕流の見掛け

４回の噴火サイクル

続けた．このことは鉱物組成・化学組成の全く繰り返された．それだけでなく，火砕流から現粘性がきわめて低いことによる.現在のカルデ

大きな火砕流の噴出を含む噴火サイクルは４回異なるマグマが，同時期に，この程度の距離に在の中岳火口の活動にいたるまで，そのマグマラの内側で発生した火砕流は,古い火山の１０°あり,それらを古い方からＡso-１,Ａso-２,Ａso-

存在し続けたことの確実な例である．

には共通性があって，それ以前の火山群のもの

をこえる斜面には堆積せず，基盤の低所に集り,

３,Ａso-４とよぶ.Ａso-１,-２,-３の各サイク

火砕流の山越えと海越えとは区別できる．そこで，火砕流の噴出以来現緩傾斜のところから堆積し始める.堆積量が多ルでは，噴火の初期に火砕物を降下させる活動

これまでの調査による各火砕流の分布を図２に在にいたるまで，この地域に活動を起こした火ければ基盤の起伏は埋めたてられ，火砕流台地があり，それに引き続いて大量の火砕流が洗出示す.最上位のＡso-４が広く地表を覆っている

山を阿蘇火山とすることにする．

が形成される.

した(Ａso-４のサイクルには，噴火初期の降下

ので下位のもの，とくにＡso-２とＡso-１との阿蘇カルデラカルデラ東側の火砕流台地では，谷に刻まれた

火砕物が発見されていない）．各噴火サイクル

分布はわかりにくいところがある．また熊本平

阿蘇カルデラは，南北25ｋｍ，東西18ｋｍの大台地の断面を見ることができる．各火砕流は水の中間には，それより小規模な噴火サイクルが野では各火砕流は沖積面下に埋没しているらし

きいカルデラである．カルデラ底のやや南より平に連続する崖を作り，それらの中間に成層し何回もあって，軽石や火山灰を降下させ，またいが，その分布状態は将来明らかにされるであ

表１−阿蘇火山の層序と周辺の火山との関係

図２−阿蘇火砕流の分布

URBAN KUBOTA NO.22｜42･43

ろう．

火砕流の噴出量と年代地がかなり侵食をうけ，谷地形ができてから流

Ａso-４火砕流はカルデラ周辺の台地だけでなく，

阿蘇火砕流はカルデラの周囲で広い火砕流台地出したことがわかり，数万年程度の間隔があっ中部九州のほとんどすべての水系に沿って分布を作り，その周囲では谷に沿って流下している．

たものと思われる．しかし，阿蘇火砕流の絶対3しており（図２），それらのうちには阿蘇カル

その体積は内輪に見積っても約200ｋｍ になる的な年代は，フィッショントラック法による数

デラとは分水界を隔てたものがかなりある．つが，この莫大な量の噴出物はわずか４回の噴火例があるだけで，まだ確実にわかったとはいえまり，見掛け上火砕流は山を越えている．同じで地表にもたらされた．南関東の平野部を覆っない.これはその年代がＫ-Ａｒ法と 14 Ｃ法それ現象はＡso-３についてもみつかっている.山越ている赤土（いわゆる関東ローム）の大部分はぞれの有効な年代範囲の谷間にあるためである．

えを可能にするメカニズムはいくつか考えられ

富士火山からの降下火山灰である．その総体積

最近Ａso-４の火山灰が日本海海底のコアや,関るが，まだ定量的な評価による結論は出ていな

は約260ｋｍ 3と見積られているが，それは約８

東地方の湖成層から発見され，他の堆積物とのいのが実情である．

万年間に数100回の噴火の繰り返しで放出され関係からＡso-４が約８万年前であることが判

また,Ａso-４火砕流は図にみるように海を隔てた（町田，1977）ものである．富士山の火口付

明した(町田・新井，198)．Ａso-１は40万年前た天草下島や山口県西部にも分布している．こ近では山体を作る溶岩も流出させているが，そよりは新しく，30万年前後であろう．

のような分布を説明するために，噴出当時は氷の体積も含めた１回の噴出量は，大噴火でもた

谷埋めの溶結凝灰岩と台地の非溶接火砕堆積物

3

期の海面低下によって，現在の浅海は乾陸化しかだか１ｋｍ 程度で,阿蘇火砕流の１回の噴出

マグマ中のガス成分が分離して気泡を作ることていたので，実際は海を越えていないという考量はその数10倍以上になる．一時に大量のマグを発泡という．急激な発泡によって爆発が起きえもあった.しかし，Ａso-４の噴火が８万年前

マが噴出することは，地下の空間に，ある時点

ると，火口から発泡したマグマの破片─軽石・だとすると，当時は低海面期ではなかったらしで大量のマグマが蓄積されていたことを意味す

火山灰─が上方に高速で放出される．噴煙がい（貝塚，1978）．私は以下のように考える．

る．それが排出されるとマグマ溜りに空間が生

高空まで上昇し，風に流されて，軽石・火山灰

Ａso-４の非溶結や弱溶結の堆積物中には見掛け

じ，マグマ溜りの屋根が陥落して陥没カルデラが上垂から降下するのが降下火砕物であり，そ比重が１前後のものがある．この火砕流が流走が形成される．姶良・十和田・支笏などの大型れほど上昇せずに火口の周囲に落下した軽石・していたときはもっと膨んでいたにちがいない

カルデラは，大規模な火砕噴火によって作られ火山灰がガスと混合し，一種の混合流体としてので，流体としての見掛け比重は１以下となる．

たものである．

地表を流れるのが火砕流である．噴煙内の軽石

つまり海水より軽かったのである．海岸から海１回の噴出量数10ｋｍ 3 という巨大な火砕流は，・火山灰は，噴煙柱が上昇する際には周囲から上に出た火砕流は，海水に接した基底の部分だ

きわめて短時間─長くて数日間，あるいはそ空気をとりこむので,そこで冷却され,風によ

けが海面にとらえられるが，それ以外の(上の)れが年程度の間隔で繰り返した─で完了した．

って運搬され，降下火砕物として地表に降下す部分はそのまま流走を続ける．全部が海面に取堆積が終るとともに，陸上では風化・侵食が始るまでにさらに冷却される．一方，火砕流は流り去られないうちに対岸に到達すれば海を渡っまる．地質調査によって各火砕流の境界をしら

動中にはその中での熱の保存がよいので，火砕たことになるわけである．

べると，各火砕流はその前の火砕流の作った台流の温度に最も影響するのは噴煙柱での冷却で

図３−阿蘇カルデラ東側の地形略図

図４−火砕岩台地のＡso-４火砕流

URBAN KUBOTA NO.22｜44あるらしい．火口を出るとき，マグマの破片の結によって各部分に一様の比率で圧密がおきた

Ａso-１からＡso-４にいたる４火砕流のすべて

温度は700〜900℃であった筈であるが，火砕流とすると，厚さの大きい部分では，圧密量，つがカルデラの四周に分布し，また，それらのすが停止するまでに，火砕流によって300℃以下

まり表面の沈下量が大きい．ところが，荷重がべてがカルデラ縁で切られているので，これらから700℃以上までという温度の幅が生じる．

大きい程溶結は進行するので，層厚による表面の火砕流は現在のカルデラの内側に噴出源があ高温の火砕堆積物には溶結という現象がおきる．

の沈下はさらに強調されて，旧河谷を再現した

り，また，現在のカルデラ地形はＡso-４の噴

溶結は火砕流台地の地形や，したがって次の火形で新しい台地面に谷が現れ，以前の水系がそ出後に生じたことになる．火砕流の中間に降下砕流の分布にも影響するので少し説明しよう．

のまま復活することになる.調査の結果,Ａso-４した軽石．火山灰などの等層厚線から推定した

マグマ（液体）は急冷されると結晶の晶出が間火砕流が流出したとき,Ａso-３の台地を切る谷

噴出源の位置もカルデラ内にある．各々が数10に合わずガラス状態になる．ガラスは軟化温度

は現在とほとんど同じ位置にあり，現在とほぼ

ｋｍ 3の大きさの火砕流であり,それらの間に万以上では，力を加えられると塑性変形する．火同じ程度まで台地への谷頭侵食が及んでいたこ

年代の長い時間間隔があるので,陥没はＡso-４

砕堆積物の溶結とは，ガラスの塑性変形によっとが判明した．

の噴出後におきただけでなく，各火砕流の噴火て堆積物中の空隙を上に追い出し，ガラス破片

阿蘇カルデラ東側の台地では,Ａso-３火砕流が直後におきたと考えられる．１回の噴火ごとにどうしが接着する圧密の過程である．同じ化学作った台地の上を非溶結のＡso-４Ａ火砕流が覆陥没が重複・拡大して,Ａso-４後の現在の形に組成のガラスでは，高温であるほど，また荷重

い,続いて強溶結のＡso-４Ｂ火砕流がその上になったのであろう（図６）．

が大きいほど強く溶結する．強く溶結した火砕のっている．ところが台地を刻む谷を埋めた部

Ａso-４の噴出以後すでに８万年が経過している．

堆積物（溶結凝灰岩）は溶結する前の堆積物に分ではＡso-４Ａ火砕流はきわめて強く溶結して次の大きな火砕流─Ａso-５─の噴火が地下比べ）比重は２倍以上で，硬く緻密な，全く見いる．侵食によって台地上と谷底との両部分ので準備されているのかどうか，これを知ること

掛けの異なった岩石に変る．溶結後の常温まで連続が断たれると,谷壁を作るＡso-３火砕流をは大きな問題である．それには，まず現在の中の冷却過程で“おくれた結晶化”(脱ガラス化作

はさんで，台地上の非溶結相と谷底の強溶結相

央火口丘群の活動史と活動の状況を正確に理解用)がおきて，さらに岩相が変ることもある．

とそれぞれ全く岩相の異なる部分が谷筋ごとにすることが重要である．そして，それと過去の火砕流台地の地形は平坦な台地表面と，台地を交互して現れることになる(図４)．河谷の再現

大火砕流の中間におきた噴火活動とを比べるこ

刻む深い廊下状の谷とで特徴づけられる．このはＡso-３の流下したときにもあったらしく,竹と，各活動の絶対年代の決定，噴出物の組成な地形に次の火砕流が流れこむと，まず谷を埋積

田市付近では谷埋め現象の重複を見ることがで

どを含む全体の活動史を正しく知ること，さらし，堆積物の量が多けれぼやがて台地面を覆い，きる．

には，地球物理学的手法等によって，カルデラ

一面の連続した台地となるだろう．新しい堆積

カルデラの過去と将来の地下構造を想像から実像へと移行させるため物だけに着目すると，上面は平坦だが，旧河谷

阿蘇カルデラは地形的にも，また重力の表現との作業を積み重ねることが必要である．

の上では極端に厚い，いわばベニヤ板に角材をしても（図５），単一のカルデラであるが，こ裏打ちしたような形をしているはずである．溶の地域からは大規模な火砕流が４回噴出した．

図５−阿蘇カルデラの重力（ブーゲー）異常

図６−阿蘇カルデラの想像断面

URBAN KUBOTA NO.22｜45

阿蘇火山─２

中央火口丘群
松本幡郎＝熊本大学理学部教授

大峰・赤井火山などを側火山にもち，火砕流活用である．マグマが，まわりの岩石をとりこみ，け易い部分が生じ現在甲地形ができた．天狗岩

動をした阿蘇外輪火山は，数万年前に活動を終とかして温度の降下とともに固化する作用を混(根子岳最高峰1,433ｍ)と西峰との間で，天狗えた．阿蘇火山中央火口丘群からの火山灰で，成作用といってる．すなわちマグマが周囲の岩岩岩脈の西の末端部が魚尾状にみられる．この

絶対年代の最も古いものが8,650年程前である．

石をつまみ食いし，消化不良をしたと考えればように岩脈の末端部が露出しているのは非常にこの間にカルデラ形成があり，カルデラ湖の時よい．この混成作用によるものが根子岳型であ珍らしく，日本では勿論，世界でもまれな例で代があったわけであり，約１万年間以上は湖でる．中岳・高岳型の岩石は，これら両者の作用ある．

あったと思われる．

によるものである．また，ある程度マグマの結高岳と鷲ヶ峯阿蘇中央火口丘群には，いわゆる阿蘇五岳の外晶作用が終わり，その残りものが固まって岩石

高岳は中央火口群最も高く,山頂には直径約400に多くの火山体があるが，初期の活動はまだ湖になるが，これが烏帽子岳型である．

ｍの浅い美しい火口の跡がある．高岳南面は急水が存在していた時に始まったと考えられる．

以下，各中央火口丘について記す．

崖で人を寄せつけない．また北側もけわしく，

烏帽子岳基底溶岩の一部には真珠岩と軽石があ

根子岳

この高岳北面の岩稜は北星根と呼ぼれており，り，その証拠を示している．中央火口丘群は，根子岳は特異な山容を示し，東西方向の稜が鋸

ロッククライミングの岩場として有名である．

その岩石の性質により，中岳・高岳型，杵島岳

歯状をしており，火口を思わせる地形はみられ

この岩稜のなかに鷲ヶ峯，虎ヶ峯が連なり，そ・往生岳型，根子岳型，烏帽子岳型に分けるこない．しかし，明らかな成層火山であり山頂部の支稜に龍ヶ峯がある．鷲ヶ峯，虎ヶ峯の溶岩とができる．

に大きな火口があったと考えられる．火口の活流は南に傾いて高岳本体の溶岩の下に入りこん

阿蘇火山のマグマは高アルミナ玄武岩質マグマ

動後，放射状に３つの岩脈（南西の山口谷，南でいる．すなわち，鷲ヶ峯は高岳より古い火山といわれるもので，このマグマの分別結晶作用

東の地獄谷，北東の鏡ヶ宇土にそれぞれ平行の体である．高岳北西斜面は東のケーブルカーかで生じた岩石が，杵島岳・往生岳型である．分岩脈）貫入があり，続いて山頂部の火口を壊し

らみると美事な層をなし，高岳本体が成層火山

別結晶作用とは，マグマの温度が下がるにつれ，て東西方向の天狗岩岩脈が貫入した．さらに北であることがわかる．高岳の南斜面には丸山とその条件に適した鉱物がつぎつぎに晶出する作

西方向の断層運動があった．このため侵蝕を受いうミヤマキリシマの花が美しく咲く小丘があ図２−阿蘇火山中央火口丘群発達図<松本幡郎，1963>

URBAN KUBOTA NO.22｜46図１−阿蘇火山地質概略図<松本幡郎原図，1963>

URBAN KUBOTA NO.22｜47

る．丸山は山頂部に三重火口の跡がほとんど完

米塚・蛇ノ尾・上米塚に示したのが図２である．

全な形で残っている．

これらはいづれも火山砕屑丘であり，杵島岳，

阿蘇火山の有史時代の活動

中岳

往生岳の北西斜面にある．上米塚は赤水よりの

阿蘇火山の有史時代の活動はすべて中岳火口で

中岳は中央部に位置し，涅槃 像（阿蘇五岳はお有料自動車道路の上の料金徴収所の横の山体である.延暦15年（796年）の活動が日本後記に記

釈迦様の寝た姿にたとえられている）のちょうある．ここで火山砕屑丘の断面をみることがでされており，これが最も古い記録である．隋のどお臍 のところから噴火口の煙がでている．いきる．山頂部に直径わずか10ｍ内外のかわいい

記録に倭国が紹介されているが，その中に「有まなお活動する噴火口があるため，阿蘇中央火火口の跡が３つ集まっていた．しかし，その西阿蘇山其石無故火起接天……」とある．このこ

口丘群のなかで最も新しい火山体と思う人も多の１つは道路建設のため完全になくなってしまとから阿蘇という名前，また活動のことは相当い．しかし，中岳の誕生は阿蘇中央火口丘群のい，現在は２つしかみることができない．

古くから知られていたようである．しかし，溶中でいちばん古く，いまも生きているわけで，米塚は典型的な火山砕屑丘で頂上に美しい火口

岩を流すようなことはなく，噴石，火山灰を抛

命の長い火口丘である．中岳の火口は，その中の跡があり，多くの観光客の目を楽しませてい

出する活動であった．活動の記録は明治以前に腹（1,300ｍ）のところにあり，南北約１ｋｍ，る．山頂に登るのは僅か10分程であるが，目に60回程あり，明治以後現在までは,その倍の120

東西300〜400ｍ，周囲約４ｋｍ，深さ約150ｍ

つくのは牛糞ばかりであり，この小さい山は眺回をこしている．これは近年の記録が克明になで数個の火孔が集まっている．記録に残っていめる山である．蛇ノ尾は山体の南西部が侵蝕でったためで，阿蘇火山の活動がとくにはげしくる限りでは南北の火孔が交互に活動しており，

こわれているため，高所より望む時大蛇が尾をなったということではない．

現在は北端の火孔が噴煙をあげ，しばしば火山

巻いているようにみえる．

近年の大噴火は昭和７〜８年にあった．昭和７

灰（阿蘇地方ではヨナという）を降らしている．

杵島岳，往生岳ができる前は米塚付近に活動の〜８年の噴火時は第一，第二の両火孔がどちら

現在の火口の南に砂千 里 といわれる平たい場所

一大中心地があり，これからの溶岩は西方に流も実に綺麗な真赤な溶岩湖であり，第一火孔はがあるが，これも火口の跡である．火口の跡をれ外輪山にぶっつかり，それより南に折れ黒川

５〜10分毎の短周期で噴火した．第二火孔は20

ね はん

へそ

すなせん りすがる

調べると，６重，７重と数えることができる．

本流の数 鹿 流 ノ滝より戸下に至り，白川本流を〜30分と第一火孔にくらべると長周期で溶岩塊

内側より２番目の内輪は西側内面に高い断崖を流下，立野駅西方約１ｋｍに達している．このや溶岩表面の皮殻（溶岩湖のカサブタ）を噴きつくっており岩脈が貫入している．砂千里の南，

溶岩流出以前に，いまの白川は既に存在していあげた．その高さ数百ｍ，もっとも遠いのは約たため，溶岩流末端に滝ができた．滝は後退し1ｋｍ離れた本堂裏にまで達した.両火孔も昼間

さらいし

皿山の北斜面では有名な「皿石 」が採集できる．
なら お

ならやま

あゆ がえり中岳の北西に楢尾 岳，南に楢山 が対座している．

戸下の合流点よりわかれて，白川は鮎 帰 ノ滝，

表面は黒く，ところどころは静脈の血のようにいずれも侵蝕が進んでいるにもかかわらず，い黒川は数鹿流ノ滝となっている．合流点からのみえ，青いというか煙がでている．そのうち割くつかの噴火口の跡がある．この２つの火山体

距離は前者が1,200ｍ，後者が1,750ｍである．

れ目がはいり,カルメラをつくる時のようにふはその活動も同じで，初期に塩基性，中期に酸両瀑布の後退距離は，その流域の南郷谷，阿蘇

くれる．ふくれたなと思った瞬間，溶岩湖のカ性，末期に再び塩基性の溶岩を流出している．

谷の集水面積にほぼ比例している．

サブタ部分やふくれた部分がものすごい勢いで烏帽子岳と千里ヶ浜

その他

吹き上げる．噴出物が火口壁の半分程まできた
お かま ど鳥帽子岳は現在噴火口の跡はみられない．阿蘇

このほかに，烏帽子岳の南に御竈 門 山があり，時，耳をつんざくような爆音が聞える．夜景は

中央火口丘群中，この火山の溶岩は最もガラス

直径約800ｍ，深さ1,000ｍに近い大火口の跡が非常に美しく，火口壁上で人の顔がみえる程明質であり，また活動の末期には溶岩を流出せずあり，ちょうど鬼のカマドのように馬蹄形に東るかった．この時の噴火で，丸形の噴石中最大に多くの軽石を噴出している．この軽石は烏帽の方に開いている．御竈門山の西に一夜でできのものは直径約４ｍ，第二火孔壁上に落ち「丸子岳の表層部を占めており風化に弱く，また烏たと伝えられる夜峯があり，山体の北部に浅い昭八」といわれ，そのままの位置にある．また

帽子岳のできた後，この北に接して側火山であ一大火口の跡があり，放牧地に利用されている．

最大の噴石は，厚さ１ｍ余，直径10ｍをこえ，る千里ヶ浜火口の大活動により烏帽子岳の火口現在夜峯の山体は南部のみ残り，火口の跡の北

火孔より西方約500ｍ地点，山上神社と第一火は破壊されてしまったのである．千里ヶ浜火口西部には爆裂火口の地獄の噴気地域，および地孔の間の谷間に落ち「丸昭八」に対し「平昭八たるたまは草千里ともいわれ，直径１ｋｍの広く浅い二獄，垂玉 などの温泉群がある．御竈門山，夜峯」とよばれる．このように大きいものは第二火重火口で，内側の火口は直径約400ｍで東に少の岩石は中岳型であるが，古い火山体である．

孔からのもので，第一火孔の噴石は数は多いがし寄っている．烏帽子岳山頂付近にはイワカガ

京都大学火山研究所のある567ｍの丘は１つの小型であった．

ミやミヤマキリシマなど多く，草千里から簡単

かくれた火山体で溶岩は地表に流出せず，下部

昭和７〜８年の大噴火後，10回の噴火および爆に登れる．

よりもりあげられた，かくれたドームである．

発をしている．昭和７〜８年の噴火は典型的な杵島岳と往生岳

烏帽子岳の西約1,500ｍのところに968ｍの山体

ストロンボリ型であったが，それ以後の噴火で杵島岳および往生岳は千里ヶ浜の北にあり，そがあり小烏帽子岳といわれる．これも１つの火はスコリア状の噴石は少量で，そのかわりに莫の山容は類似しており，幼年期の地形を示して山体である．小烏帽子岳および567ｍ丘は，そ

大な量の火山灰を噴出する噴火である．このよいる．阿蘇中央火口丘群中，この２つの火山体の岩石より烏帽子岳型になる．

うな噴火型式は他の火山にあまりみられないのは美しい紡錘状火山弾が最も多く存在する．

これら多くの阿蘇中央火口丘群の発達を模式的で「阿蘇式噴火」と名付けたい．

URBAN KUBOTA NO.22｜48

昭和49年の活動は翌50年３月まで続いたが，49

阿蘇火山の中岳火口は観光客が非常に楽に行け

よることはできない．血液検査など，そのほか

年７月より21月末までの間に，しかも火口からるので，爆発による悲劇がよくおこる．昭和にの色々な検査とあわせて，はじめて正確な診断

１ｋｍの範囲内で320万トンという大量の火山なって５回犠牲者がでている．昭和28年４月27ができる．火山爆発の予知もこれと同じである．

灰が降った．１日あたりにすると６トン積みト日午前11時30分頃の爆発では，火口縁上の観光

爆発予知も地震計の記録，地形の変動，噴煙のラックで3,300台分になる．この火山灰中には客５名死亡，91名負傷，昭和33年６月24日午後

色や量，火孔内および周辺の温度変化，火山ガ

塩素，フッ素，硫酸板の可溶性成分が含まれて10時15分の爆発では12名死亡，28名負傷．昭和スの組成や量の変化，昇華鉱物の種類や量の変おり，空気中の水分や降水にとけ，塩酸，弗酸，

54年９月６日午後１時頃噴火中の爆発では，３化，火孔そのものの状態変化など，すべてを総硫酸になる．平均すると，市販の塩酸1,500ト

名死亡，11名負傷という惨事がおきている．地合して判断しなければならない．爆発は噴火とン，弗酸1,300トン，硫酸14,500トンという大下のマグマが実際に動いて，溶岩，スコリア，

ちがって突発的であり，岩石塊も非常に速く飛豊のものになる．重金属も馬鹿にならず銅438

火山灰等として地表に噴出する噴火では，地震ばされる．昭和54年９月６日の爆発では火孔底

トン,亜鉛230トン,カドニウム864ｋｇが320万

計も直接反応し，そのほかの測定器械にも記録の初速度は秒速108ｍもあり，とても逃げられ

トンの火山灰に含まれていた．火山灰中には非が表われる．しかし，上述した悲劇を引きおこるものではない．火口見物には十二分注意する

常に粒子の小さいものも多くあり，これが物にす爆発活動は，単に火孔内，火孔地下の蒸気圧必要がある．

付着し物理的に，また前記の可溶性成分が化学が高まり，その圧力で火孔内を閉塞していた岩的に作用して被害を大きくしている．昭和49〜

石塊や火山灰を吹き飛ばす活動である．換言す

50年の活動で降灰量の総量は1,500万トンを優れば火孔の「クシャミ」であって，この型のクにこえている．また昭和54年の活動では6ヶ月

シャミ的爆発の予知は非常に困難である．医者間で917万トンと算出されている．

が病人を診断するのにレントゲン写真にだけた

図３−阿蘇火山中岳噴火口第一火孔噴石分布図<阿蘇山測候所原図を松本修正>

URBAN KUBOTA NO.22｜49

九重火山群
松本徰夫＝山口大学理学部教授

中部九州には，巨大なカルデラをもつ阿蘇をは≪瀬戸内系火山岩：三宅山流紋岩≫≪下部層≫下部層は九重山域の地表では認めらじめ，由布・鶴見，九重，雲仙などの著名な火

九重火山の南東〜南々東の竹田市から直入・大れないが，大岳〜八丁厚地熱帯のボーリングに山群が九州本島を横断するように分布している．

野付近にかけては，中新世の火山岩類が分布す

より地下深部にみとめられる．主として溶岩流

九重火山は，東西22ｋｍ，南北24ｋｍにわたる

る．この火山岩類は，小野（1963）によって大であるが一部に凝灰角礫岩を挟在する．岩石は地域に形成された一大火山群で，約25万年前頃，

野火山岩類として一括され，下位より白岩山流

角閃石を含む普通輝石紫蘇輝石安山岩〜両輝石

由布・鶴見火山群や雲仙火山と共に火山列をつ紋岩，代三五山安山岩，三宅山流紋岩，かんら安山岩である．約230万年前〜160万年前の測定くりながら，火山活動を開始した．しかしこのん石安山岩岩脈に細分されている．これらの火値が得られており，鮮新世最末期〜前期更新世

地域には，中期中新世の約2,000万年前頃より，

山岩の岩質は，デレン岩，サヌキトイド〜サヌの火山活動と考えられる．

性質の異なる火山活動が何回となく発生し，積カイト，流紋岩からなり，その年代は中期中新≪中部層≫地表では鳴子川上流域から九重火山み重ねられてきた．そのため九重火山の基底部世である．したがって，これは第一瀬戸内期の北方に隣接する小倉岳西麓，同東麓，さらに万には，これらの火山岩が厚く広く分布している．

火山活動で，瀬戸内系火山岩類である．この火年山下部卓面の山麓部などに分布発達する．もそこでまず，九重火山の基底にある火山岩類に山岩類のうち，九重火山にもつとも近接して分

ちろん地下にもみとめられる．一部に溶岩や凝ついて簡単に述べ，その後に九重火山本体の発布しているのは三宅山流紋岩で，久住町東方の灰岩を挟むが，主に凝灰角礫岩である．岩石は

達史を概説しよう．

木原山から，その北東方の亀ヶ岳，東方の三宅

角閃石両輝石安山岩〜角閃石含有両輝石安山岩①九童火山の基盤岩類と基底の火山岩類

山にかけて山頂付近一帯に分布している．これ〜両輝石安山岩である．

九重火山地域には，先新第三系の基盤岩類，新は，鎧ヶ岳溶岩（松本唯一，1933），大野溶結≪上部層≫大岳〜八丁原地熱の地表一部から地第三紀の火山岩類，第四紀の先九重火山岩類が岩（松本唯一，1960）と呼ぼれたものの一部で下一帯，一目山西方，日平台一帯，九重火山北分布する．表１に九重山地域の地質系統表，図ある．

方に隣接する小倉岳，河上岳，さらに万年山下

１に九重火山基底の火山層序，図２に九重火山≪前期更新世の玖珠層群≫部卓面などに分布発達する．大部分溶岩流から群の地質図を示す．

九重火山北麓の玖珠郡九重町野上から宝泉寺になるが凝灰角礫岩を挟む．岩石は角閃石含有両≪先新第三系の基盤岩類≫

かけて分布する地層で，砂岩，シルト岩，珪藻

輝石安山岩〜両輝石安山岩である．いくつかの

先新第三系は，古生界を原岩とする変成岩類

土層の水底堆積層と多くの火山岩類からなり，測定年代は，いずれも80数万年前に集中する．

（主として結晶片岩）および花崗岩類である．

下部・中部・上部に分けられる．火山岩類は，したがって，一般に豊肥火山活動は前期更新世

九重山域の東方には朝地変成岩類，北東方の国角閃石安山岩，デイサイト，流紋岩などの比較にその活動を終了したと考えられる．

東半島には領家花崗岩，また西方の津江山地に的珪長質の火山岩類で特徴づけられる．野上付

この活動は，広い溶岩台地を形成したことが大は筑後変成岩類が露出している．これらのこと

近の中部層には，水中火砕流堆積物（中村軽石

きな特徴で，多くのメサやビュートとして残さから九重山域基底部には，結晶片岩や花崗岩類

流堆積物）がみとめられる．

れている．そのため古期台地溶岩とも呼ぼれた．

が基盤岩類として存在するものと考えられる．

≪豊肥火山岩類≫

一方，九重山群の東方隣接域の阿蘇火砕硫堆積

八丁原ＨＴ５-１号井では,孔口からの傾斜深渡

豊肥火山岩類は，九重山周辺域に広く分布し，物のうち，小野（1963）によって今市火砕流堆

1,914ｍ(海抜-740ｍ)で基盤変成岩に達し，八九重山域とその基底部に厚く発達する．前期更積物が区分されたが，これは，豊肥火山岩類の丁原Ｈ-17号井では,孔口からの傾斜深度1,970

新世（一部は鮮新世末期）に活動し，下位のも上部層に含められる．

ｍ（海抜−735ｍ）まで掘削され，海抜−685ｍのは，前述の玖珠層群と指交関係にあって同時≪最上部層≫九重火山北方域の日平台の968.6〜−735ｍまでの50ｍ厚の間は，変成岩礫を含異相と考えられる．

ｍ峰および栗原南方の932ｍ峰の頂上部を形成む礫岩であることが確かめられている．

わい

九重山域内においては，大岳付近，日平台，湧たするもので，溶岩流が主で一部に凝灰角礫岩が≪グリンタフ：宇佐層群相当層≫

蓋 山麓咳ノ湯付近，一目山西方の高地，黒岳北含まれるものと考えられる．岩石はかんろん石

九重火山の基氏には，上述の基盤岩類を不整合

麓〜西麓，大船山東麓有氏付近に分布し，これ両輝石安山岩である．

に覆って中新世の宇佐層群相当層が広く分布しらの高度は比較的高く，海抜850ｍ〜1,000ｍで≪豊後火山岩類≫ているものと考えられる．この宇佐層群相当層ある．そして九重火山岩類におおわれていると

豊後火山活動とは，広い溶岩台地を形成した豊はグリンタフで，基底礫岩に始まるが大部分はころでも，ボーリング結果では，九重火山岩類

肥火山活動が終息し，山陰系・琉球系の火山活火山岩源である.前述の八丁原ＨＴ５-１号井では比較的薄く，地表浅所から深部にかけて豊肥動が始まるまでの間，すなわち中期更新世のほは，基盤岩類の上位には不整合関係でほぼ50ｍ

火山岩類が厚く発達している．一般的には，高ぼ50〜30万年前の酸性火山活動に対して筆者が厚の基底礫岩層があり，その上位に800ｍ程の

度1,000ｍ以深が豊肥火山岩類で，それより高提唱した名称である（松本徰夫，1977）．この層厚の地層が発達するが，これが宇佐層群相当

い位置に九重火山岩類が発達することになる．

火山岩類で九重火山隣接域に分布するものは，層（グリンタフ）である．また岳ノ湯付近のボ

豊肥火山岩類の全層厚は，八丁原のボーリング

黒岳や大船山東方に分布する中峠火砕流堆積物ーリングでは，グリンタフ相当層の層厚は，からほぼ800ｍ以上と推定されるが，これらは，と，同上地域および九重火山北域に分布する万2,000ｍを越すものと予想されている（馬場ら，

下部・中部・上部・最上部の４部層に分けられ

年溶岩である．

1982）．

る．

≪中峠火砕流堆積物≫黒岳東方の上峠から東方

URBAN KUBOTA NO.22｜50

にかけて分布する万年山溶岩と，その東方に分飯田火砕流と久住Ⅱ火砕流の活動を主とする第布する本峠熱雲堆積物の下位に発達しており，Ⅲ期火山岩類である．これら前期の火山岩類は，

高さ1,200ｍ付近から，1,170ｍ峰，さらに881

上崎，中峠，本時の稜線付近からその南方域に九重火山の周縁部に認められ，九重火山中心部

ｍ三角点に至る稜線を形成している．

分布する．これは，上記３峠の北方域では豊肥の地表ではみることはできない．おそらく，そ

大船山の第Ⅲ期の活動は認められない．しかし，火山岩類を覆い，はるか南方の久住町古屋敷付の後の後期火山岩類の噴出物によって貫入また

九重火山全域にわたって，後述の久住Ⅱ，飯田

近では，今市火砕流堆積物を覆い，九重火山岩は被覆されているためであろう．

の両火砕流が，九重山中心付近よりそれぞれ南類および阿蘇火砕流堆積物に覆われる．本層の一方，九重火山北部域においては，鹿伏岳およ北に噴出流下する．

全層厚は100ｍを越す．岩石は，角閃石黒雲母

び中イタの火山岩類が噴出したと考えられる．

大船山域における第Ⅳ期の活動は顕著である．

流紋岩である．

鹿伏岳においては，奥双石溶岩，鹿伏岳溶岩，すなわちⅣａ期には，大船山南溶岩(注３)が円≪万年山溶岩≫黒岳東方の上峠付近から本峠西

同頂上溶岩が順次噴出〜流出し，比較的裾野の頂丘として大船山の南半部を作るが，一部は粘方にかけての稜線頂上部，さらに黒岳の東斜面

広い火山体を形成した．

性の大きい溶岩流として南側に舌状に張り出し部に分布する．また万年山からその南方域，青後期の火山岩類は，主として中心部の溶岩円頂ている．次いでⅣｂ期には北大船山溶岩(注４)野山，城山および生龍付近にも分布する．生龍丘や一部の成層火山体としてみとめられる．すが，円頂丘として大船山の南部を形成する．こ付近のものは玖珠層群に対して貫入しているが，

なわち，大船山，平治岳，三俣山，久住山，稲れも粘性が高く，一部は西山麓に向かって，溶他の区域ではすべて溶岩流で，溶岩台地を形成

星山，扇が鼻，沓掛山，猟師岳，合頭山，黒岩

岩流として舌状に張り出している．北大船山溶している．本層の全層厚は上峠付近で140ｍ以山，泉水山などの大船山地区と久住地区の九重岩の円頂丘形成後，山頂部に段原火口の凹地が上で比較的厚い．測定された年代は53万年〜50

火山中心部の火山体，および九重火山北方域の形成される．これはマグマの圧力低下により火万年前で，すべて中期更新世を示す．

崩平山などを形成している．これらはまた，九道内の溶岩柱が下降して生じたのかもしれない．

≪阿蘇カルデラ噴出物≫

重火山最盛期の第Ⅳ期火山岩類，大船山と平治

大船山での第Ⅴ期は，段原火口の南半部の内側

阿蘇カルデラ噴出物は，九重山麓全域に分布発岳などにみられる輝石安山岩類などの第Ⅴ期火の米窪火口の活動に始まる．すなわち米窪下部

達する．これは火砕流堆積物を主としており，

山岩類，さらに主として爆裂型の活動による第溶岩(注５)が米窪から西方に流出し，立中山に

Ａso-１,Ａso-２,Ａso-３,Ａso-４a,Ａso-４bに分Ⅵ期火山岩類に分けられる．

まで流下している．続いて米窪上部溶岩(注６)

けられる（小野ら，1969）が，地質図では一括③九重各火山体の発達史

が，同じく米窪から東，北，西に流下している．

して示してある．九重火山地域内での本層の分

九重火山群は一大火山群であるため，多くの火

米窪からの溶岩流は，何れも薄い溶岩流である．

布は，北部の天が谷貯水池下流から十三曲りに山体が複合されており，きわめて複雑である．

続いて，国見山溶岩(注７)が，大船山頂部(国かけてと，南部の久住高原の産山 村などで，前そこで，本節では①大船山〜黒岳〜平治岳〜三見山，1,787ｍ三角点)の円頂丘を形成する．

者はＡso-４a，後者はＡso-４bと推定される．

俣山の東部域，②久住山を中心とする中部域，大船山は第Ｖ期までの溶岩類で形成される．そ②九重火山

湧蓋山〜一目山〜黒岩山の西部域の３地域に分の後第Ⅵ期には，大船山頂東部直下の御地火口

九重火山の活動は，上述の豊後火山活動が終っ

け，各地域の火山体の発達史を概説しよう．

の爆裂と米窪火口の再活動により，火山抛出物た後に，由布・鶴見火山群や雲仙火山と共に火

１：九重火山群東部域の各火山体を噴出するらしい．以上で大船山が形成され，山列をつくりながら活動を始めたものと考えら≪大船山火山体≫

その活動も終了する．

れる．これらは，その火山活動の特徴から山陰

大船山の基底は，おそらく第一期の久住Ⅰ火砕≪黒岳火山体≫系火山系列に属し，その活動の開始時期は約25

流堆積物であろう．これは普通輝石紫蘇輝石黒黒岳では，第Ⅳａ期に黒岳外輪溶岩(注８)が円万年前頃と推定される．

雲母角閃石デイサイトであり，大船山の南方か頂丘を作る．次いでほとんど連続して第Ⅳｂ期

九重火山の活動史については，まだ不明の点もら東南方にかけての山麓に分布している．このには，これの中央部に黒岳溶岩(注９)が中央円あるが，その発達史は，およそ図３のようにま時期には，既に大船山から黒岳の東側にかけて，頂丘を作り，二重式火山が形成される．同時にとめられる．この図に示すように九重火山の活中峠火砕流堆積物および万年山溶岩などからな

黒岳タカノス溶岩(注10)が寄生火山として黒岳

動は，前期・後期に２大別される．

る上峠周辺の台地状の高まった地形が存在しての東側に形成される．その後，黒岳山頂部に火前期の火山岩類は，大船山東麓〜毒水，平治岳いた．そのために，九重火山の火砕流や溶岩は，口状の凹地「みいくぼ」が形成される．この成および三俣山北麓の台ノ山〜湯沢，飯田高原のここでさえぎられた分布を示している．次いで

因は，段原火口と同じように圧力低下による火

朝日台〜豊後渡，湧蓋山〜ミソコブシ山〜一目

大船山の南東側に向かって，同じく第Ⅰ期の岳

道内の溶岩柱の下降によって形成された可能性

山，あるいは九重火山北部域の鹿伏岳〜中イタ

麓寺溶岩(注１)が流出する.同溶岩は上峠南方がある．黒岳は以上のように比較的簡単な形成など，九重火山周縁部にみとめられる．この時の標高800ｍ付近から板切にかけて南側に斜下

史によって完成されている．

期は，断層運動や顕著な火砕流活動が主であっしており，毒水溶岩に明瞭に被われている．こ≪平治岳火山体≫

たが，それらの特徴から第Ⅰ期〜第Ⅲ期に分けの溶岩は九重火山岩類の中でやや苦鉄質である．

平治岳の基底には，三俣山の基底と同じ溶岩もられる．すなわち，断層活動以前の第Ⅰ期火山

大船山での第Ⅱ期は，毒水溶岩(注２)の活動で存在しているので，あわせて述べる．平治岳・岩類，断層運動に続く第Ⅱ期火山岩類，さらにある．これは大船山の南側に厚い溶岩流として，三俣山の北方には，第Ⅱ期の溶岩類が分布発達

うぶやま

岳麓寺溶岩を被っている．これは大船山南面のURBAN KUBOTA NO.22｜51

している．すなわち,台ノ山溶岩（注11），下湯三俣山の第Ⅵ期には，三俣山外輪円頂丘と三俣部付近より飯田火砕流(注23)が北方に噴出流下

沸溶岩(注12),上湯沢溶岩(注13)の三枚がそれ

山中央円頂丘の北側境界部において，大鍋火口，する．この時期には，既に飯田高原の東側にはぞれ厚い溶岩流として溶岩台地を作っている．

小鍋火口が爆裂したと考えられ，この両火口が湯沢の上下２段の溶岩台地が高まった地形を作

これらは，平治岳・三俣山の基底となって北方できあがり，三俣山は完成される．

っており，同じく西側は一目山から湧蓋山の高に分布発達しているが，黒岳の基底にはなって

２：九重火山群中部域の各火山体

まった地形が形成されていた．そのために飯田いない．平治岳においては，その後休止期間が九重山域中央部の久住山域は，久住山をはじめ火砕流は東西に発達した地形的な障壁の間を縫あって，第Ｖ期の活動となる．すなわち，平治

多くの小溶岩円頂丘が乱立しているので，一括って，北方にのみ流下したと考えられる．また直下部溶岩(注14)が平治岳山頂火口より東側にして述べる．

この火砕流堆積物は，十三曲りや町田発電所付沈下する．現在，大戸越東方に小範囲に露出し第Ⅰ期には，久住Ⅰ火砕流(注20)が九重火山域

近で，明らかに阿蘇火砕流堆積物のＡso-４aをている．次いで，平治岳上部溶岩(注15)が，前中央部付近より大量に噴出流下し，南半部一帯

おおっている．

と同じく山頂火口より全面に流下する．これらに広範囲に分布発達する．これが九重山群の南久住山域の第Ⅳａ期には，北千里浜溶岩(注24)の溶岩流は，何れも薄い溶岩流である．その後，半部の基底を作る．

と沓掛山溶岩(注25)が同時に活動し，それぞれ第Ⅵ間の活動として，山頂火口より火山抛出物

久住山域での第Ⅱ期には,展望台溶岩(注21)が山麓に対して厚い溶岩流として流れており，舌を噴出したと考えられる．

久住山域の南面に流下して，舌状の張り出しを状に張り出した溶岩流末端部の地形がしばしば≪三俣山火山体≫

作る．この時期には，久住山域北面では，三俣認められる．また，これらの溶岩流は，展望台

三俣山の基底は，平治岳で述べた第Ⅱ期の台ノ山の基底となった下湯沢溶岩が星生山の基底に溶岩や下湯沢溶岩をおおっており，特に北千里

山溶岩，下湯沢溶岩，上湯沢溶岩の各溶岩台地まで分布発達する．したがって，久住山域の南浜溶岩が展望台溶岩を被覆した露出が，稲星山であり，これらは三俣山の北麓に形成されてい半部には展望台溶岩が，北半部には下湯沢溶岩

南側の高さ1,100ｍ付近の本山滝において観察る．次いで，第Ⅲ期の飯田火砕流の噴出とほとが分布発達して，この山域の基底を形成する．

される．

んど同時に，鳴子川軽石層(注16)が形成される．

久住山域における第Ⅲ期は火砕流の活動である．

久住山域の第Ⅳｂ期になると，多くの溶岩円頂

これは湯沢の両溶岩台地とともに三俣山の基底

すなわち，久住Ⅱ火砕流(注22)が久住山域付近

丘が乱立する．すなわち，この山域で東側から，を作るものと考えられる．

から噴出し南方に流下する．これは久住Ⅰ火砕

片が池，白口岳，稲星山，天狗ヶ城，久住山，

三俣山の本体は第Ⅵ期に形成される．すなわち

流堆積物をおおって，久住高原一帯に分布発達

星生山，肥前ヶ城，扇ヶ鼻の８個の溶岩円頂丘

Ⅵａ期には，三俣山外輪溶岩(注17)の円頂丘がしている．また，扇が鼻南麓の赤川北西方，高が，久住山を中心にほぼ東西に形成される．こ形成され，さらに，中央部の溶岩柱低下のため．

さ1,100ｍ付近では，展望台溶岩が舌状に張りれらの岩石は，すべて紫蘇輝石普通輝石角閃石

凹地を作る．その後Ⅵｂ期に入って，三俣山溶出して作った台地上の上位に，これをおおって安山岩の溶岩である．また，これらは，それぞ岩(注18)がこの凹地部に中央円頂丘として形成

発達している．さらに荻草の東方の横断道路にれ独立の火道から小円頂丘群を作ったものと推される．同時に，三俣山指山溶岩(注19)が寄生

沿ったところでは，あきらかにＡso-４bをおお定される．

円頂丘として三俣山の西北斜面に形成される．

っている．また同時期に，やはり久住山域中心

久住山城の第Ⅴ期には．鳴子山溶岩(注26)が稲図４−九重火山群における火山体，火口，温泉の分布図

URBAN KUBOTA NO.22｜52

星山東斜面の１ヶ所より溶岩流として噴出し，

その後九重火山群西部域では，第Ⅵａ期になり，

注１岳麓寄港岩＝（黒雲母）角閃石普通輝石安山岩

東側に流下した．また，この時期に久住山南面

４個の溶岩円頂丘が形成される．すなわち，猟注２毒水溶岩＝（黒雲母石英含有）普通輝石紫蘇輝石の一部が崩壊して，稲葉川泥流を形成したもの

師岳溶岩，合頭山溶岩，黒岩山溶岩，泉水山溶と考えられる．

岩(注32)が，ほぼ南西側から東北側に向かって岩

久住山域における第Ⅵ期の活動は，何れも爆裂順次に，しかも連続して円頂丘を形成した．こ

注４北大船山溶岩＝（黒雲母含有）紫蘇輝石普通輝石型である．すなわち，星生山北面，西千里浜，

れらは，何れも粘性の大きい溶岩で円頂丘を作

北千里浜，鍋谷などの一面が開いた凹地形が，るが，一部は溶岩流として山麓に流下し，舌状

この時期に形成された可能性がある．さらに，に張り出した溶岩末端の地形がよく観察される．

注６米窪上部溶岩＝かんらん石含有普通輝石紫蘇輝石

小さい爆裂として，片が池，空池，御池，馬洗④各火山体・火口・温泉の配置と構造線

安山岩

池，星生尾根の一角が活動し，それぞれ小火口九重火山群の各火山体，火口，地獄および温泉を形成する．一方，東千里浜を中心とした地域などの配置には，およそ北東―南西，北西―南安山岩と星生尾根一帯の硫気活動が続き，後者は現在

東，東西，南北の４つの方向性がみとめられる．

注８黒岳外輪溶岩＝黒雲母含有複輝石角閃岩安山岩〜まで続いている．こうして九重火山群中心部のこれらを図４に示す．

デイサイト

久住山域が形成される．

この図に示されるように多くの規則的な直線状

３：九重火山群西部域の各火山体の配列がみとめられるが，このうちのいくつか

注10黒岳タカノス溶岩＝紫蘇輝石普通輝石角閃岩安山

九重火山の西部域は，湧蓋山から一目山にかけ

は，地下に存在する構造線を示すものと推定さ

岩てと，黒岩山から泉水山にかけて，面積的に広れる．たとえば，北東―南西方向の配列は，別

注11台ノ山溶岩＝普通輝石紫蘇輝石含有角閃石安山岩範囲であるが，形成先を考えて一括説明する．

府―島原地溝の南東縁と考えられる推定断層と九重火山群の西部域における第Ⅰ期は，爆発活平行する．すなわち，野津原町から久住町付近

注13上湯沢溶岩＝同上安山岩

動から始まる．すなわち，前述した久住Ⅰ火砕に推定される２本の断層は，北東─南西方向で

注14平治岳下部溶岩＝角閃石含有普通輝石紫蘇輝石安流の活動に続き，豊後渡凝灰角礫岩(注27)が形あり，さらに，白水鉱泉─タカノス山─黒岳─

成される．これは湯坪下流の豊後渡付近と牧ノ段原火口および米窪火口─片が池─稲星山に連戸温泉下流に分布するもので，西部域の基底となる方向の北東延長は阿蘇野川となっている．

注16鳴子川軽石層＝黒雲母普通輝石紫蘇輝石含有角閃なる．同質のものが，黒川凝灰角礫岩として黒この阿蘇野川沿いに，炭酸泉の鉱泉が直線上に石デイサイト質の軽石凝灰角礫岩

川上流に分布するが，同じ活動に属するものか並んで存在している．この事実と地質関係からもしれない．次に中岳の凝灰角礫岩(注28)と溶推定される阿蘇野川沿いの断層と上記の白水鉱

注19三俣山指山溶岩＝紫蘇輝石普通輝石角閃石安山岩

岩が，湧蓋山〜湧蓋山西方域付近を中心として

泉―稲星山方向は，完全に一致して同一延長状

注20久住Ⅰ火砕流＝普通輝石紫蘇輝石黒雲母角閃石デ噴出し，主として西北方に堆積または流下した．

にある．これらのことからも，北東―南西方向

イサイト

これらは，しばしば自破砕溶岩となっているこの構造線の存在が推定されるのである．

とも多く，一見，凝灰角礫岩状に見えることがまた，東西方向の配列は，栗原断層や地蔵原断

注22久住Ⅱ火砕流＝黒雲母普通輝石紫蘇輝石角閃石デ多い．これらは，一般に下部に中岳凝灰角礫岩層で示されるように，九重山北部からその北方

イサイトが発達し，その上位に中岳溶岩が発達しており，隣接域にしばしばみとめられる断層線の方向で溶岩の下部がしばしば自破砕溶岩になっている．

ある．その北方では，別府―島原地溝の北縁とその後，ミソコブシ山溶岩(注29)が，ミソコブ

推定される日出生断層や別府北断層も東西方向

石紫蘇輝角閃石安山岩

シ山付近より噴出し，周囲に溶岩流として流下である．その他にも多くの東西性の断層がみと

注25沓掛山溶岩＝（黒雲母石英）紫蘇輝石普通輝石含する．

められ，これらと平行する構造線の存在が推定

九重火山群西部域の第Ⅱ期には，ミソコブシ山

される．

安山岩

溶岩を貫入被覆して，ミソコブシ山の南北に火さらに，北西─南東方向配列は，九重火山北西

注27豊後渡凝灰角礫岩＝普通輝石紫蘇輝石角閃石安山

山活動が認められる．すなわち，南側では，一域の湧蓋山─筋湯断層や，その北方隣接域の木岩質目山溶岩(注30)が，主として西〜西南側に，一納水断層，および口ノ園断層などと一致または部は東側に流下する．同時期に北側では湧蓋山平行する．したがって，この方向の構造線の存

注29ミソコブシ山溶岩＝普通輝石紫蘇輝石含有角閃石

溶岩(注31)の円頂丘が形成される．以上によっ在も推定される．

安山岩〜石英かんらん石含有普通輝石紫蘇輝石角閃石て，湧蓋山から一目山までの地形が完成される．

以上のように，北東─南西，東西，北西─南東

安山岩

九重火山群西都城における第Ⅵ期の直接の活動の３方向の構造線の存在は，地表の地質関係かは存在しない．しかし，既に述べた飯田火砕流

らもその可能性が推定されるのである．これに

注31湧蓋山溶岩＝普通輝石紫蘇輝石角閃石安山岩が九重火山中心部付近より北方に噴出し，飯田

対して，南北方向の構造線については，これを注32猟師岳・合頭山・黒岩山・泉水山＝溶岩紫蘇輝石

高原一帯に堆積した．

積極的に支持する地質学的証拠は見出されない．

角閃石安山岩注３大船山南溶岩＝黒雲母石英含有両輝石角閃石安山

角閃石安山岩
注５米窪下部溶岩＝（黒雲母）角閃石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩注７国見山溶岩＝普通輝石紫蘇輝石含有黒雲母角閃石
デイサイト〜石英黒雲母含有紫蘇輝石普通輝石角閃石

注９黒岳溶岩＝（石英）黒雲母含有紫蘇輝石普通輝石
角閃岩安山岩注12下湯沢溶岩＝黒雲母紫蘇輝石含有普通輝石角閃岩
安山岩

山岩
注15平治岳上部溶岩＝かんらん石普通輝石紫蘇輝石安山岩

注17三俣山外輪溶岩＝普通輝石紫蘇輝石角閃石安山岩
注18三俣山溶岩＝紫蘇輝石普通輝石角閃石安山岩注21展望台溶岩＝（黒雲母石英かんらん石含有）普通
輝石紫蘇輝石角閃石安山岩

注23飯田火砕流＝黒雲母普通輝石紫蘇輝石石英含有角閃石デイサイト
注24北千里浜溶岩＝黒雲母石英かんらん石含有普通輝有角閃石安山岩
注26鳴子山溶岩＝黒雲母角閃石含有普通輝石紫蘇輝石

注28凝灰角礫岩＝（石英）紫蘇輝石普通輝石含有角閃石安山岩〜複輝石角閃石安山岩

注30一目山溶岩＝石英含有紫蘇輝石普通輝石角閃石安
山岩〜黒雲母普通輝石紫蘇輝石含有角閃石安山岩

普通輝石含有角閃石安山岩

URBAN KUBOTA NO.22｜53

図３−九重火山群発達図<図２の凡例を兼ねる>

表１−九重火山地域の地質系統

図１−九重火山基底の火山層序<図２の凡例を兼ねる>

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図２−九重火山群地質図<松本徰夫,1982>

URBAN KUBOTA NO.22｜55