紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形
木村克己・八木浩司
深田地質研究所

Mountainous terrain and geology of accretionary complexes captured fromabove the Kii Mountain Range
KIMURA Katsumi, YAGI Koji
Fukada Geological Institute
要旨：2023 年 2 月下旬の残雪期に，紀伊山地とその隣接地における以下の 6 種類の特徴的な地形・地質を空撮によって捉えてその解説を行った．
（1）大普賢岳東斜面に露出した秩父帯付加体のチャート・砕屑岩の覆瓦構造，（2）大台ヶ原の高位侵食平坦面と谷頭侵食で生じた急崖，および断裂系による組織地形，（3）池郷川流域における東北東 – 西南西方向の断層地形，（4）2011 年紀伊半島大水害で発生した十津川流域の深層崩壊群，（5）高野山の高位平坦面と谷頭侵食地形，（6）中央構造線沿いの五条谷断層と根来断層の右横ずれ変動地形．
キーワード : 空撮，大峰山脈，秩父帯，四万十帯，付加体，直交節理，深層崩壊，五条谷断層，根来断層
Abstract: In late February 2023, during the remaining snow period, an aerial survey was conducted tocapture and explain the following six distinctive topographical and geological features mainly in the Kii
Mountain Range:(1) The imbricate structure of chert and clastic rocks of the Chichibu accretionary complex exposed on
the eastern slope of Mount Daifugen - dake. (2) The high - level erosional ﬂat surface and cliﬀs formedby valley head erosion, and the organized terrain caused by fault systems in the Odaigahara plateau
area. (3) The northeast - southwest oriented fault topography in the Ikego River basin. (4) The deep seated landslide group in the Totsukawa River basin, which occurred during the 2011 Kii Peninsula ﬂood
damage. (5) The high - level ﬂat surface and valley head erosion topography of the Mount Koya area. (6)The right - lateral displacement tectonic landform caused by the Gojodani and Negoro faults along theMedian Tectonic Line.
Key words: aerial photography, Mount Omine Range, Chichibu Belt, Shimanto Belt, accretionary
complex, orthogonal joints, deep - seated landslide, Gojodani fault, Negoro fault

1. はじめに中心をなし，修験道の聖地としてもよく知られている．大峰山脈を縦走する大峰奥駈道は，2004

紀伊半島の脊梁をなす大峰山脈は，標高千数百年に世界遺産に登録された「紀伊山地の霊場と参メートル級の山々が続き，手つかずの雄大な自然

詣道」の一部をなす．このような大峰山脈とそのにめぐまれている．同山脈は吉野熊野国立公園の隣接地域は，地質的にも，四万十帯の付加複合岩

深田地質研究所年報，No. 24，p. 63 - 86 (2023)

木村克己・八木浩司

類の上に低角度のナップ構造をなす秩父帯の付加

八木も話の輪に入り，もう一度飛んでみてはどう

複合岩類が仏像構造線を介して衝上しているといかと提案された．八木は「図説 空から見る日本

う点で重要な地域である．

の地すべり・山体崩壊」（八木・井口，2022）をしかし，このようなダイナミックな地質構造

執筆するほどで説得力がある．すぐに話はまとまも，ヒマラヤやアルプス山脈のような植生のないり，木村と八木で今年 2 – 3 月の残雪期に空撮す高山地域とは異なり，日本の湿潤温帯の気候で植る計画を立てることになった．

生限界より低い山地では植生で覆われて目視でき

飛行場は撮影場所に最も近いことから八尾空ないのが通常である．それが目視できれば，地質

港とし，航空会社は八木が過去の空撮で実績のあ学関係者の創造性が養えるばかりでなく，一般のる第一航空株式会社を選んだ．問題は，天候の見人々にも，日本列島の地質の魅力を感じ理解して極めだった．対象とする斜面が東向きなので，午もらえるに違いない．

前中の時間帯で，雲がなく無風に近い晴天の日を本報告では，大峰山脈とその隣接地域に展開予測する．そして，搭乗時間が確保できるようにされる付加体や断層，および高位平坦面，侵食前

航空会社と日程を調整し，実行日を選ぶという難線，深層崩壊などの地形を空撮で捉えた写真を撮しい判断が求められた．これらの予測・判断は，影し，その解説を行う．空撮の対象としては，上

過去 10 年間の 2 – 3 月の大峰山域・上北山村にお記の秩父帯の覆瓦構造に加えて，隣接地域におけける晴天・日照時間記録を検討して，2 月半ば頃

る高位侵食平坦面と谷頭侵食による急崖，断裂系

から下旬を第一候補として移動性高気圧の動きをと組織地形，2011 年紀伊半島大水害で発生した

みながらスタンバイすることとなった．2 月 20

深層崩壊，中央構造線の横ずれ断層を含めた．

日に明後日朝決行という八木の判断で，21 日夜

今回の空撮の実施は次のようなきっかけで始に現地に向かった．翌朝八尾空港上空はどんより

まり，
空撮の計画が立てられ実行日が判断された．

曇っていたが，空港内で待機中，紀伊山地の方が年初に深田地質研究所での談話中，千木良理

よく晴れて空撮に好条件との情報が航空会社担当

事長から「大峰山脈大普賢岳の急崖に付加体の構者からもたらされ，9 時 30 分過ぎに発進するこ造が見えるのでは」として，空中斜め写真が木村とになった．

に紹介された．2010 年に深層崩壊の空撮を行っ

こうして，2023 年 2 月 22 日午前 9 時 43 分かた際に大台ヶ原上空から撮影されたものだった．

ら 2 時間 17 分の空撮が実施された．搭乗機は，

撮影時期は 1 月の積雪期で，適度な雪を被った急遊覧飛行でよく使われているセスナ 172（図 1A）

崖斜面に地質構造が浮き彫りにされており，北にで，最大 4 人乗り，巡行速度約 180 ㎞ /h である．

傾く覆瓦構造のような構造が見える．地質図と比

前列右席（図 1B）にナビゲーターとして八木が，較すると，仏像構造線のすぐ上盤に位置する秩父

後席に写真担当として木村が搭乗した．セスナで帯のチャート・砕屑岩ユニットに発達する覆瓦構の写真は，後席の左側に A4 サイズほどの撮影窓造に相当することがわかった．数キロ四方の広範（図 1C）があり，必要に応じて窓枠を手で開ける

囲にわたる付加体の覆瓦構造の写真は知られていことができる．離陸時の大阪上空では曇り空でない．残念ながら画像が明瞭ではなかった．後日あったが（図 1D），紀伊山地上空は雲一つない

ラウンジで千木良理事長とその話をしていると，晴天となった（図 1B，C）．

64

紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形

図 1 搭乗したセスナ機と機内・機外の様子．A: 八尾空港で搭乗したセスナ機，B：セスナ機の前席，C：セスナ
機の後席左側の撮影窓，D：セスナ機から捉えた大阪の二上山．

2. 空撮の対象と航路計画慮をした上で計画した航路図である．
航路では，まず，大普賢岳を目指し，その南を空撮の対象としては，当初の「大普賢岳東斜迂回して東斜面側で，反時計回りで回転したのち，面の秩父帯付加体の覆瓦構造」に加えて，その空

大台ヶ原に向かう．そこでは大台ヶ原と東ノ川谷路上にある興味深い地形・地質として，「大台ヶ頭部の急崖斜面を左手にして，反時計回りで回転原の高位侵食平坦面と急崖斜面」，「池郷川流域のする．つぎに池原ダムを目印に東ノ川沿いに下り，断層地形」，「十津川流域の深層崩壊」，「高野山の大峰山脈の池郷川流域と地蔵岳・涅槃岳を目印に，

高位平坦面と谷頭侵食」，「中央構造線断層帯の変時計回りで回転する．その後，大峰山脈を横断し，動地形」を加えて，
合計 6 箇所になった．そこで，栗平の深層崩壊地を目印に，反時計回りに回転し，約 2 時間あまりの飛行空路をこれらの地点を通

十津川沿いの宇宮原，長殿，川原樋川，赤谷の深るように地図上に描いた．セスナの巡行速度は約

層崩壊を中心に，反時計回りに回転して飛ぶ．そ

200 ㎞ /h なので，航路長は 400 ㎞の範囲内となる．

の後，高野山を目印にその南側を通って，和歌山

飛行機の左側から写真を撮るので，太陽の光の向

平野上空に出て，和泉山脈南斜面麓の根来断層上きを考慮する必要があった．図 2A がそうした考空を飛んで，飛行場に戻る．
65

木村克己・八木浩司

図 2 紀伊山地周辺の地形・地質と空撮航路．A：地理院の標準地図と地形陰影図（QGIS で作成）との重合，B：シー
ムレス地質図（産総研，2023）．白線：空撮の航路，MTL：中央構造線，BTL：仏像構造線．図には地名，地層名を追記．

66紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形

図 3 大峰山脈北部の地形と地質．図は地形陰影図に 20 万シームレス地質図（産総研，2023）を重ねて作成した 3D モデル．D：大普賢岳コンプレックス，Y，O：メランジュのコンプレックス，BTL：仏像構造線，破線は和佐又山から大普賢岳への登山道．

この航路は，地質図上では，内帯と外帯とを画

主な地形モデルとしては，数値標高モデルをデーする中央構造線を越えて，秩父帯・四万十帯とのタとして地形陰影図・傾斜量図・等高線を作成し，境界をなす仏像構造線付近を初めに旋回し，つぎ3D モデル化や標準地図，地質図を重合した．

に四万十帯美山層・大峰花崗岩付近を横断し，帰路で再び中央構造線を越えるルートとなっている

4. 大普賢岳東斜面の秩父帯付加体の覆瓦構造（図 2B）．
4.1

概要

大普賢岳（1780 m）は大峰山脈の北部に聳え

3. 地形モデルの作成手法

る名峰で，いくつもの鋭い峰が立ち並ぶ．吉野か
空撮地点の地形・地質の概要を説明するため

ら熊野三山へつながる修験道である大峰奥駈道のに，QGIS などの地理空間情報システムを用いて中間地点に位置する．周辺の地質図を図 3 に示

各種の地形モデルを作成した．作成時に利用した

す．以下の地質の説明は主に大和大峯研究グルー

地形データは，国土地理院が提供する基盤地図情プ（2005）に基づく．

報の 5mDEM と 10mDEM の数値標高モデル（国大普賢岳周辺の地質は低角な構造をなしてス

土地理院，2023a），WEB マッピング配信によるラストで平行に重合する秩父帯のジュラ紀から前

標準地図（国土地理院，2023b）である．地質図

期白亜紀に形成された付加複合体で構成される．

は，産業技術総合研究所地質調査総合センター提秩父帯の基底は，
仏像構造線（BTL）で境されて，供のシームレス地質図（産総研，2022）である．

四万十帯の主に後期白亜紀に形成された付加複合

67木村克己・八木浩司

体の上位に重なる．大普賢岳付近の地質体は秩父

主に，冷温帯針葉樹林のツクシシャクナゲ－ヒノ

帯の大普賢岳コンプレックスと呼称され，チャー

キ群集，
落葉広葉樹林のウラジロモミ－ブナ群集，

トとその上位に重なる砕屑岩が層序単元をなし

シラキ－ブナ群集，二次林のブナ－ミズナラ群て，スラストで繰り返す覆瓦構造をなすことで特集からなり，標高 1400 m 付近より上位に前二者徴づけられる．それより下位の秩父帯はチャート

が，以下に後二者が主に分布している．また，山や玄武岩，砂岩などの岩塊が泥岩基質中に混在し麓域や谷沿いを中心に，スギが密集した植林地がている混在岩相（メランジュ）を呈している．大広がっている．ツクシシャクナゲ－ヒノキ群集は

普賢岳へは，
中腹の和佐又山（1344 m）近くのキャ高木層にツガやウラジロモミを主体とする常緑性

ンプ場まで車で行き，そこから大普賢岳までの登の針葉樹林群が覆っているのに対して，シラキ－

山道が延びる（図 3）．同ルートの地質の詳細は，ブナ群集，ブナ－ミズナラ群集はブナ・ミズナラ

大和大峯研究グループ（2005）に掲載されたルーなどの落葉性広葉樹が主体となる．稜線や斜面のトマップが参考になる．

岩壁の乾性立地には 1400 m よりも低いところで写真で捉えた山地の濃淡の縞模様は，岩相のも，常緑性針葉樹林が優占する．今回空撮した 2違いだけでなく，植生の違いの影響も受けるので，月の冬期の残雪期において，常緑性針葉樹林が卓その概要を環境省の自然環境調査（1999 – 2013

越すると，針葉樹の葉っぱにより暗色帯となり，年）（環境省自然環境局生物多様センター，2023）

一方，落葉広葉樹が卓越すると，残雪で淡色帯にを参考に整理しておく．
大峰山地の高地の植生は，なる．

図 4 大普賢岳から行者還岳の範囲を捉えた空撮写真（北向き）．

68

紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形

図 5 大峰山脈の山上ヶ岳から八経ヶ岳の範囲を捉えた空撮写真（西向き）．

図 6 大普賢岳東斜面の空撮写真（西向き）．

4.2

岩峰がいくつも続く．なお，図 4 から図 6 におい

空撮

空撮では初めに大普賢岳を南側から捉えるこて，稜線沿いの岩相境界は図 4 および 5 万分のとができた（図 4）．南からの空撮は，秩父帯の1 地質図「山上ヶ岳図幅」（志位田ほか，1989），

構造的に累積する大普賢岳・メランジュの両ユ

大和大峯研究グループ（2005）のルートマップ・

ニットと内部の岩体が仏像構造線（BTL）におお

地質図と照らし合わせて，その位置を定めている．

むね平行に成層している構造を捉えている．大普岩峰の頂部付近が暗色なのは，急崖をなす

賢岳から和佐又山に延びる尾根には，尖峰をなす

チャート岩壁にツガやウラジロモミを主体とする69

木村克己・八木浩司

常緑性の針葉樹林群が覆っているからであり，そよび大普賢岳に延びる砂岩層の基底面の傾斜は北の下位の白い地帯は砂岩を主とする砕屑岩で傾斜

傾斜 25 度と急であり，北方へ次第に緩傾斜とながやや緩く，ブナやナラを主体とする落葉した広る変化を示す．また，大普賢岳直下の斜面には，葉樹林で薄く残雪で覆われていることによる．

厚いチャート層内に数層の暗色と淡色の縞状構造

つぎにセスナは大普賢岳の東に回り，北から南が認められ，内部でチャート層が，おそらく一部

へ，山上ヶ岳 – 大普賢岳 – 弥山 – 八経ヶ岳が聳に砂岩層を伴って構造的に繰り返している可能性える大峯山脈の変化に富んだ稜線と大普賢岳の東を示唆している．

斜面の急崖を捉えることができた（図 5）．大普

これらのチャート・砂岩層が示す北傾斜で重賢岳の東斜面には，付加体の北に傾斜する明瞭な合する地質構造は，T1 を底面の主スラストし，濃淡の帯状構造がみえる．図中の矢印で示した北

南へ順次チャート・砂岩層が衝上する北傾斜の覆（向かって右）下がりのラインはチャートの急崖

瓦構造に対比することができよう．

がなす暗色帯の基底にあたり，覆瓦構造をなすス
ラストに相当する．
そのラインより稜線にかけて，

5. 大台ヶ原の高位侵食平坦面と急崖斜面

濃淡の帯状構造が鮮明に見えている．これは，秩父帯の大普賢岳コンプレックスにあたる（図 3）
．

5.1

概要

暗色部は急崖をなすチャートに，淡色部は緩い傾

大台ヶ原から十津川流域の深層崩壊の撮影地

斜をなす砕屑岩にそれぞれおおむね対比でき，両点付近の地形の概要を示すために，図 7 に 3D 立

層がスラストで積み重なっている．

体地形モデルを示す．大峰山脈が南北に延び，そ図 6 の写真では，セスナが旋回してさらに接れを分水嶺として，東に北山川，西に十津川が位近した位置から大普賢岳東斜面を捉えている．お置している．両河川は新宮市の河口で太平洋に注

おむね，暗色部はチャート主体の岩相に，淡色

ぐ熊野川の支流である．北山川左支川の東ノ川源

部は砂岩主体の岩相にそれぞれ対応しており，頭部に大台ヶ原が位置し，その頂部には高位の侵チャート・砕屑岩の岩相境界やスラストを印した．

食平坦面が発達している．高位の平坦面は，大峰

チャート層は大普賢岳直下から和佐又山へ下る岩山脈の釈迦ヶ岳から涅槃岳にかけての範囲にも広峰群（最下端は P1 岩峰）の間，および大普賢岳

がっている（図 7）．河川は 40 度ほどの急斜面の北方の P2 小ピークからコルを越えて P3 の小ピー

V 字谷地形をなし，高位平坦面の縁は谷頭侵食でク間の 2 層準に分布し，それぞれ上位に砂岩層が形成された急崖斜面で切られる．

重なっている．前述したとおり，チャート層の基大峰山脈は不連続的に大峰花崗岩が貫入して底はスラストにあたる．

おり（村田，1984），その周囲には同花崗岩の接大普賢岳コンプレックスの中で，これらの触変成帯が形成されている（図 7；佐伯・古藤，

チャート・砂岩の構造は，小ピーク P1 岩峰直下

1972）
．最近の研究によると，接触変成帯は，北に延びるチャート層基底の北に緩く傾斜するスラ山川流域にも広がっており，付加体本来の層理面

スト（T1；北傾斜 5 度）に対して（図 6 の矢印），

や断層は癒着し，塊状で固い岩石に変化している．

より急傾斜して収れんするように見える．特に大その熱源として地下に伏在する同時期の深成岩体

普賢岳付近の P2 ピーク直下のスラスト（T2）おが推定されている（細野ほか，2022）．
70紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形

図 7 大峰山脈付近の傾斜量の 3D 地形モデル．大峰花崗岩の輪郭は村田（1984）に，赤破線の接触変成帯の範囲は佐伯・古藤（1972）による．白四角：図 11 の範囲．

大峰山脈の西麓付近から北山川流域にかけての稜線は両側に断ち切れ，40 度以上の急峻な斜の四万十帯付加体の岩石には，北東 – 南西，北面と高角な直交する断裂で画された露岩の急崖地

西 – 南東の直交する節理系とそれに沿った断層，形が発達する．尾根線は南北ないし北東 – 南西

これらを切って東北東 – 西南西に延びる横ずれ

走向が卓越する．

断層が発達していることが指摘されている（木村ほか，2023）
．

5.2

空撮

紀伊山地は地形的にも，付加体岩石が熱変成

図 8 と 9 は大台ヶ原を南西から捉えた空撮写を受けた大峰山脈および北山川流域（以下，北山真であり，大台ヶ原頂部に広がる緩い傾斜の侵食

川 – 大峰山脈区）とその西方に広がる非変成の平坦面（標高 1300 – 1500 m）とその縁を画する

十津川流域（以下，十津川区）とで様相を異にす

谷頭侵食で形成された急崖を捉えている．このる（木村ほか，2022; 木村ほか，2023）．すなわち，

急崖は谷底から 1000 ⅿの比高をもち，大蛇嵓な十津川区では，山地は付加体の地質構造を反映しどの垂直に切り立った岩峰が並び立っている．図たケスタ状の地形を呈し，重力性クリープによる8 の写真には地質図から読み取って記した仏像構

二重山稜や斜面のふくらみなどの変動地形が発達

造線（BTL）を記している．BTL は大台ヶ原のしている．一方，北山川 – 大峰山脈区では，山北に緩く傾斜する斜面に調和的な勾配を呈してい地斜面は部分的に頂部に旧平坦面を残すが，多くる．その南側には，四万十帯の砂岩が卓越する伯71

だいじゃ ぐら木村克己・八木浩司

図 8 大台ヶ原付近の空撮写真（北東向き）．

図 9 大台ヶ原付近の空撮写真（北東向き）．

母谷川層が分布し（図 2B），東西ないし東北東 –岩峰の鋭角な縁がなす高角度の線状構造が発達し西南西走向で北傾斜をなす．

ている（図 8）．細い矢印が示す層状構造は斜面

図 8 が捉えた大台ヶ原の切り立った斜面（西全体に出現するが，太い矢印は層状をなす線の幅向き）には，大小の矢印でマークしたように，北が広く明瞭でその出現は局所的である．
より近接した位置から捉えた図 9 をみると，傾斜の層状構造と，それらを切るように，岩壁や72紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形図 10 東ノ川流域の空撮写真（北東向き）．

急崖をなす岩壁全体に北傾斜の層状構造が明確にの凹地は，断層とそれに伴う破砕帯に，そして高認められ（斜めの矢印），太く短い矢印で指した

角度に傾斜する亀裂は直交節理面にそれぞれあた

レベルに，幅広い凹みが直線的に斜面を横断してると考えられる．

いる様子が観察できる．さらに，図 9 では高角傾

図 10 は北山川の左支川の東ノ川とその V 字谷

斜の面構造が岩峰の縁をなしており，その内部にを捉えた空中斜め写真である．図 10A は，東ノも平行した亀裂が発達していることがわかる．現川上流部で，植生の乏しい急崖斜面に北傾斜約

地調査と比較すると，北傾斜の層状構造は，成層40 度の断層と高角に傾斜する節理系（図 10 の細砂岩および砂岩頁岩互層の層理面と一部それに平い矢印）を捉えている．図 10B は東ノ川中流部

行なせん断帯に，局所的に出現する幅広い直線状で，断裂系は植生で覆われて明瞭ではないが，北73

木村克己・八木浩司

西 – 南東，北東 – 南西方向の節理に平行する東

6.2

空撮

ノ川河道のジグザグの形状と直線的に延びる支谷

図 12A は，大峰山脈の天狗岳から地蔵岳・涅

の配列で特徴づけられる組織地形を捉えている．

槃岳にかけて山頂に広がる高位の侵食平坦面と池郷川の急崖をなす渓谷を捉えている．この山頂の6. 池郷川流域の東北東–西南西方向の断層地形

平坦面は大峰花崗岩とそのループペンダントで構成されており（図 11；Kawasaki，1980）
，花崗

6.1

概要

岩のルーフの平坦な地質構造が地形に反映された

図 11 に池郷川上流域と大峰山脈中央の地蔵岳

組織地形であると考えられる．涅槃岳の北と南側から涅槃岳付近の傾斜量を投影した 3D 地形モデには 2 条のリニアメントが走り，稜線のコルかルを示す．大峰山脈の地蔵岳・涅槃岳にかけてのら東北東へ直線的に延び，谷・尾根を横断し池郷

山頂一帯には高位の侵食平坦面が広がり，それを川右岸に達している（図 12A の矢印）
．リニアメ

切る 2 条のリニアメントが東北東 – 西南西走向にントに沿って変動地形は認められないが，地蔵岳走る．木村ほか（2023）によれば，同系統のリニ

南斜面ではリニアメントに沿って多数の地すべり

アメントは 5 条認められ，大峰山脈から北山川にが生じている（図 12A，B）．池郷川下流部の左かけて，東北東 – 西南西走向で 7 – 20 ㎞側方に追岸において，山頂付近の緩傾斜面は遷急線（図跡できる．現地調査で幅 2 – 4 m の断層ガウジを12A の破線）を境に急崖となり，急崖は直線状伴った右横ずれを示す断層面が確認されている．

の多数のゴルジュで刻み付けられている．この急図 11 大峰山脈地蔵岳・涅槃岳付近の傾斜量の 3D 地形モデル．
黒実線：シームレス地質図（産総研，2023）の地層境界74紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形図 12 大峰山脈地蔵岳・涅槃岳付近の空撮写真（A，B）と地上写真（C）．A：涅槃岳付近の 2 条の東
北東 - 西南西断層と池郷川左岸の急崖（北西向き），B：地蔵岳南東斜面の東北東 - 西南西断層（黄色矢印）と地すべり地形（白破線は輪郭を示す），C：池郷川左岸に露出する大峰花崗岩の岩峰（石ヤ塔）．

表 1 2011 年紀伊半島大水害時に発生した深層崩壊の特徴（奈良県，2015）．

75木村克己・八木浩司

崖に露出する岩石は大峰花崗岩であり，上位の緩傾斜面には堆積岩
ホルンフェルスのルーフペンダン
トが重なる（図 11）．急崖をなす岩壁は，池郷川沿いの林道から観察すると，直交する平滑な面で画された衝立状の岩峰群からなることがわかる（図 12C）
．岩峰群は石ヤ塔と呼ばれ，奈良県下北山村の景勝地として知られている．この直交する面は，現地調査で北東– 南西，北西 – 南東走向でほぼ垂直の直交節理面であることが判

図 13 奈良県五條市赤谷周辺の深層崩壊．背景図：Google 衛星画像．

明している（木村ほか，2023）．
よび高角な断裂が崩壊地を縦断し水の通り道や崩壊部の輪郭をなしていること（木下ほか，2021；

7. 十津川流域の深層崩壊

木村ほか，2023）が指摘されている。
7.1

図 7 の 3D 地形モデルにおいて，大峰山脈西方

概説

2011 年の台風 12 号による記録的な豪雨で，紀の十津川両岸では東北東 - 西南西方向の尾根が発伊半島の熊野川流域では多数の深層崩壊などによ達し，その北斜面で栗平，赤谷ほかの深層崩壊地

る土砂災害，河川氾濫が発生し甚大な被害が発生が分布している．表 1 にこれらの深層崩壊の諸した．50 以上の深層崩壊が主に四万十帯の付加元を示す．表 1 のうち，栗平以外の深層崩壊地

複合体分布域で発生しているが，その詳細が LP

点を図 13 に示す．一方，大峰山脈から北山川流

データ・空中写真，現地調査に基づいて記載され域においては，5 章で記述したとおり，深成岩にている（千木良ほか，2012；地盤工学会関西支部

よる熱変成を受けて付加体岩石が塊状で硬化してほか，2015；奈良県，2015）。四万十帯が分布す

おり，深層崩壊地は極めて乏しく，2011 年にはる山地では，付加体の地質構造を反映した東北東

その発生が認められていない（木村ほか，2022；– 西南西ないし東西走向の尾根筋と北傾斜の緩斜

木村ほか，2023）．

面と南傾斜の急斜面からなるケスタ状の地形が発7.2

達するが，深層崩壊の多くはこの北斜面の流れ盤

空撮で発生している．その地質学的な誘因として，付図 14 は奈良県十津川村内原に位置する栗平の加体を特徴づける脆弱な泥岩卓越層や断層が深層

深層崩壊を捉えている．栗平の深層崩壊は，2011

崩壊底部の滑り面をなすこと（平野ほか，1984；

年発生の深層崩壊の中でも最大規模であり，対木村，2000；千木良ほか，2012；地盤工学会関岸に乗り上げた崩壊土砂により，高さ 88 m の堰

西支部ほか，2015；Arai and Chigira,2018），お止湖が発生した（奈良県，2015）．堰止湖は近畿76紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形整備局により管理されているが現在も存在していともに栗平の深層崩壊と栗平川を埋めた堰止湖のる．図 14A は東向きに，釈迦ヶ岳から涅槃岳の痕跡を捉えている．図 14 が捉えた栗平の深層崩

大峰山脈とそこから西方に延びる東西方向の尾根

壊の輪郭はいずれも直線的であり，これらは高角の北斜面に発生した深層崩壊地（栗平）を捉えてに傾斜した断層で画された形状であると考えられいる．麓の栗平川沿いにはその崩落土砂による堰ている（木下ほか，2021）．

止湖の痕跡が認められる．なお，図中の黄色矢

図 15 は宇宮原の深層崩壊を捉えている．同

印は 6 章で記述した東北東 – 西南西方向のリニ

深層崩壊は尾根頂部（946 m）から斜面中ほどのアメントが通るコルを示す．図 14B は南西向き，686 m までが主要な崩壊域で，崩壊面は南東向き

図 14C は南東向きの空中斜め写真であり，両者で 37 度の勾配を示す（表 1）．図 15A には，後図 14 奈良県十津川村栗平の深層崩壊を捉えた空撮写真．A：東向き，B：南西向き，C：南東向き．

77木村克己・八木浩司

図 15 奈良県十津川村宇宮原の深層崩壊を捉えた空撮写真．A：東北東向き，B：北向き，C：北向き．

述する宇宮原の深層崩壊地の上流約 400 m で発る．崩落部は主にせん断された砂岩頁岩互層が卓生した崩壊地と 1.5 km 上流に位置する長殿発電

越し，地層の層理面やせん断面は全般に西北西 –所が捉えられている．図 15A，B には後述する崩東南東ないし東西走向，60 – 70 度北傾斜を示す．

落面を横断する断層の位置を矢印でマークした．

崩落面の谷沿いには逆断層センスの断層が滑落崖

図 15C は宇宮原の深層崩壊について，尾根直下からすべり面を斜めに横断しているほか，全体にで遷急線をなす滑落崖（白破線でマーク）を斜め

その北側は擾乱が著しいことから，このような破上から捉えた写真である．注目すべきことに，さ砕部が多量の降雨に伴って大規模な崩壊にいたっらにその上位の尾根に沿って谷向きの小崖を伴うたと考えられる．崩壊土砂は土石流となって十津

明瞭な眉状の滑落崖が認められる．

川本流に流れ下ったが，この時，より下流側で先地盤工学会関西支部ほか（2015）に基づき，に発生した斜面崩壊の土砂で河道が閉塞し十津川崩落部の地質と崩落の原因・特徴を以下に記述す

本流の水位は上昇していたと推定され，
この結果，
78

紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形図 16 奈良県五條市赤谷周辺の深層崩壊を捉えた空撮写真 A：長殿，川原樋，赤谷の深層崩壊（南向き），
B：赤谷の深層崩壊（南向き），C：長殿の深層崩壊と崩落土砂で埋積された十津川（南東向き）．

上流へと遡上する段波が発生し上流にある長殿発礫による十津川本流の埋積と河床上昇の様子が図

電所が被災した．

16C で捉えられている．

図 16A は南向きの空中斜め写真で，奈良県五長殿，川原樋，赤谷の 3 か所の深層崩壊につ条市の長殿，川原樋，赤谷の近接した 3 か所で発いては，地形的な特徴は千木良ほか（2012），地

生した深層崩壊を捉えており，いずれも稜線部よ質の特徴は，
木村（2000），
Arai and Chigira（2018）

り発生した深層崩壊であることがわかる．上部ので記載されている．これらの文献によれば，3 か

滑らかな面は深層崩壊時のすべり面ないしその近所ともに北向きの流れ盤で発生しており，すべり

傍の破砕面が露出している．崩壊土砂により堰止

面は，長殿は破砕された頁岩内のせん断帯，川原湖が形成され，川原樋のそれは比較的早期に洪水樋は混在岩に沿ったせん断帯，赤谷は向斜状の主流で決壊したが，他は現在でも残存している（図要なスラスト面でそれぞれ形成されている．

16B，C）．十津川流域での斜面崩壊で発生した砂79木村克己・八木浩司

図 17 高野山とその周辺地域の地形．地図作成に使用した DEM は国土地理院・基盤地図情報サイト（国土地理院，2023a）より．

図 18 高野山域・宗教都市を成立させる高位の盆地状地形．画面中央左側のピークが弁天岳．同左上部の低所が紀の川河谷．

80紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形

8. 宗教的メソコスモス・高野山の地形を読み残る．また不動谷川系と御殿川水系は谷中分水で取る接している．高野山域南面は，有田川水系の一之枝川および内子谷川の源頭部ともなっている．さ高野山は，紀の川河谷の南側約 8 km に位置し，らに高野山域南東端部は，熊野川水系中原川の源

標高 900 m 級の峯々に囲まれながらも稜線直下に頭部ともなっており，高野山域を侵食基準面から広がる標高 800 m 程度で緩やかに東に傾斜した

遠く離れた位置にある奥深い山域としている（図谷底を含む山域である（図 17，18）．このような17）．高野山域は地質的に四万十帯の付加体堆積

高位の谷底地形の幅は東西で 4 km，南北で 2 km

岩である花園層に挟在するチャートなどの耐浸食と，山の上に残された盆地状地形と称することも性の高い地層が分布することから（平山・神戸，できる（図 17）
．以下小論ではこのような盆地状

1959），それらが深い下刻を阻む遷急点となって地形を高野山域と仮称して述べる．

いる可能性が高い．

高野山域は，大半が有田川水系の御殿川の集

高野山は，真言宗の開祖・空海が根本道場とし水域となっている．しかし標高 780 m 付近にあて金剛峯寺を開いた場所で，特定のピークに対しる遷急線から上部の高野山域には御殿川による深ての名称ではなく，山岳宗教地域としての総称で

い下刻は及んでおらず，緩やかで広い谷底が残さある．厳しい山林抖藪から超越した力や悟りを得れている．一方でその北面，西面および東面は紀る密教特有の修行場として選ばれたのは，高野山の川水系の不動谷川，鳴戸川，三尾川，清川の源域が地形的に俗世から隔絶された山上に盆地状の頭部となっている．不動谷川水系は高野山域北部

広がりのある地理的空間であるからであり，聖なを集水域としているが，南面と同様，標高 800 m

る世界としてのメソコスモス ･ 曼荼羅的世界を構付近の遷急線上部では深い下刻が及ばず緩斜面が築できることを空海に直感させたからであろう．

と そう

図 19 紀の川下流右岸域の地形概観と活断層．活断層の位置は，岡田ほか（1996a，b）に従った．

81

木村克己・八木浩司

9. 中央構造線断層帯五条谷断層と根来断層尾根が山地から丘陵への移行部で五条谷断層による右横ずれ変位を受けたものを示したものであ

中央構造線（MTL）は西南日本の外帯と内帯

る．白矢印に沿った切畑北方の山麓部で谷 ･ 尾根を分ける大地質断層として知られているが，奈良の系統的な右ずれが認められ，西方の名手川河谷

県五條市から大分県由布院に至る区間では，段丘の屈曲部に連続することが見える．

面や尾根 ･ 谷に系統的な右ずれ変位を与えてい図 21 は，五条谷断層が名手川右岸から上丹生ることから過去数万年間にわたって活動した活断

谷北方に続く位置で谷を右方向に屈曲させている層とされ，中央構造線断層帯と呼ばれている．紀ことを示したものである．山地斜面は，活断層をノ川右岸の和泉山地山麓でも，尾根や谷の明瞭な挟んで丘陵域に移行している．中津川右岸から西

右横ずれ変位が系統的に連続し，東側から五条谷

側では，一時的に横ずれ変位が不明瞭になるが，断層（長さ 29 km），根来断層（長さ 27 km）と丘陵の麓（高速道路の路線沿い）での垂直変位が呼ばれている（図 19；水野ほか，1994；岡田ほ明瞭になる（図 19）．

か，1996a，b；岡田 ･ 東郷，2000）．和泉山地南図 22 は，桜池西側の五条谷断層による右横ず

面斜面は，中央構造線断層帯を挟んで直線的な谷

れ断層変位地形を示したものである．画面左端矢によって山麓部を切られ，紀ノ川右岸の谷底平野

印から右方向に青い屋根上端を結んだ位置を通っに接した丘陵が発達している．丘陵と谷底平野のて二つの両矢印方向を結んだ線に五条谷断層が走境界にも活断層変位が認められる（図 19）．

る．
左側の両矢印を挟んで二つの溜池が見えるが，図 20 は，和泉山地南面から下ってくる小河谷・それらは同じ谷につくられたもので谷の右横ずれ

図 20 和泉山地南山麓を走る右横ずれ変位を示す五条谷断層．活断層は矢印の位置を通る．

82紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形図 21 和泉山地南山麓を走る右横ずれ変位を示す五条谷断層．活断層は矢印の位置を通る．

図 22 和泉山地南山麓を走る五条谷断層による右横ずれ変位地形．活断層は矢印の位置を通る．

83

木村克己・八木浩司

図 23 和泉山地南面の根来断層による系統的な谷と尾根の右横ずれ変位地形．

変位によって位置関係が大きくずれてしまった．

チャート・砕屑岩の覆瓦構造，（2）大台ヶ原の高図 20D は，根来集落上空から東北東方向に根位侵食平坦面と谷頭侵食で生じた急崖，および断来断層による系統的な谷と尾根の屈曲地形の連続裂系による組織地形，（3）池郷川流域において，を示したものである．山麓部を走る直線的な谷の東北東 – 西南西方向の断層地形，（4）2011 年紀

南（谷底平野）側に丘陵が発達するが，丘陵内を伊半島大水害で発生した十津川流域の深層崩壊群

開析する南北性の谷も右横ずれしていることが読（栗平，宇宮原，長殿，赤谷，川原樋）
，
（5）高野

み取れる．

山の高位平坦面と谷頭侵食地形，（6）中央構造線沿いの五条谷断層と根来断層の右横ずれ変動地形

10. まとめを捉えた．
本報告で紹介した空中写真で捉えられた地形・本報告では，2023 年 2 月下旬の残雪期に実施

地質の特徴が，地質学関係者の研究の進展と，一したセスナでの空撮で捉えた，つぎの 6 種類の般の人々が日本列島の地質の魅力を感じる一助に特徴的な地形・地質について解説を行った．
（1）

なれば幸いである．

大普賢岳東斜面の急崖に露出した秩父帯付加体の84紀伊山地上空から捉えた付加体の地質構造と山岳地形

Kawasaki, M. ( 1980 ) : Omine Acid Rocks, Kii

謝辞peninsula -Geology and major element
深田地質研究所の千木良理事長に空撮のきっ

chemistry. Journal of the Japanese Association

かけと有益な助言をいただきました．ここに深くof Mineralogists, Petrologists and Economic

感謝いたします．

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