ジオライド：三郡・筑豊・佐賀関・佐⽥岬・湯⾕⼝露頭・讃岐・吉野川・須崎
2005年3⽉6⽇〜10⽇
おもなターゲット
三郡⼭地（三郡変成帯）
筑豊地域（⼆畳紀〜三畳紀付加体と⽩亜紀花崗岩、古第三紀挟炭層）
佐賀関半島〜佐⽥岬半島（三波川変成帯）
中央構造線湯⾕⼝露頭
瀬⼾内⽕⼭岩が造る地形
吉野川
2005年3⽉6⽇〜8⽇、九州北部と四国を回ってきました。⼤⿅村の中央構造線北川露頭と安康露頭が⻑野県の天然記念物に指定される⾒込みになったので、愛媛県指定天然記念物である⻄条市（旧丹原町）湯⾕⼝露頭を⾒にいくことにし、ついでに前から気になっていた筑豊地域 と佐賀関半島〜佐⽥岬半島の三波川変成岩を、⻘春18キップで回って⾒てきました。
中央構造線は⽇本の断層のなかで最も天然記念物露頭が多く、2005年3⽉現在では、4ヶ所の露頭が、国または県により天然記念物に指定されています。⻄から愛媛県砥部町岩⾕⼝（国）、愛媛県⻄条市丹原湯⾕⼝（県）、徳島県三野町太⼑野（県）、三重県松阪市飯⾼⽉出（国）。また静岡県佐久間町北条峠の断層鞍部地形が、静岡県により天然記念物に指定されています。私は、群⾺県下仁⽥町川井の露頭も、これらに匹敵する価値があると思っています。
このうち丹原と三野の露頭は、まだ⾒ていませんでした。三野は国道の「道の駅」のそばにあるらしいのですが、公共交通では⽚道4kmも歩かねばならないので、後⽇⾞で⾏くことにし、丹原の露頭だけ⾒ることにしました。
事前に⻄条市教育委員会丹原分室に問い合わせしたところ、先⽅の今井さんがわざわざご案内してくださることになりました。

3⽉6⽇（⽇）市⽥1748（飯⽥線）→1808飯⽥1834（⾼速バス）→2031名鉄名古屋バスセンター2100（⾼速バス）→640⼩倉
例によって、20万分の1地質図を2倍に拡⼤したものに、線路と駅名をすべて書き加えたものを⽤意。夜⾏バスで⼀気に九州へ。2001年に九州を回ったときには、久⼤線以南と雲仙・松浦⽅⾯を⼤きく回りました。中部九州以南のたくさんの⽕⼭、豊後森の万年⼭（はねやま）の新第三紀鮮新世の溶岩からなる⻄部劇を思わせる台地地形、松浦⽅⾯の古第三紀挟炭層、背振⼭地の花崗岩と虹の松原の真っ⽩な砂が印象的でした。
九州北部は古⽣代の付加体や変成帯を⽩亜紀前期の関⾨層群が覆い、⽩亜紀後期の花崗岩が貫き、そこに古第三紀の地層が覆っている、古い岩が複雑に分布している興味深い地域です。しかし、前回はぜんぜん回れなかったので、福岡県内をできるかぎり乗り歩くことにしました。

3⽉7⽇（⽉）中⽣代⽩亜紀前期の関⾨層群、⽩亜紀後期の花崗岩類
⼩倉646（⿅児島本線）→906原⽥
まずは筑豊の⻄側の原⽥（はるだ）へ移動。九州では原を「はる」と読み、春を「はら」と読みます。

⼩倉→原⽥（地質調査所100万分の1地質図に加筆）
関⾨層群：K1⻩緑地に緑点（⽩亜紀前期の⾮海成堆積層）、K1⻩緑地にv点（⽩亜紀前期の苦鉄質⽕⼭岩）、⽩亜紀後期花崗岩類：K2ピンク（⽩亜紀後期珪⻑質深成岩類）
⾨司から⼋幡にかけて、古⽣代⼆畳紀の付加体や⽩亜紀の関⾨層群の⼭地が洞海湾に⾯した急斜⾯に都市が開けています。
折尾（おりお）は古第三紀漸新世の堆積層からなる低⼭－丘陵地帯にあります。
折尾を過ぎると、まもなく遠賀川（おんががわ）沿いの低地を抜け、古第三紀始新世の堆積岩からなる低⼭－丘陵から再び関⾨層群の⼭地をトンネルでくぐって宗像（むなかた）市の⾚間に出ます。ここまで来ると⽩亜紀の花崗岩が現われます。
博多湾沿いでは、⼭地はおおむね⽩亜紀前期に堆積した関⾨層群と⽩亜紀後期に貫⼊した花崗岩でできています。⼭地のすそに、古第三紀層が低⼭－丘陵をつくっています。津屋崎や博多湾⼝の野古島や⽞海島では、花崗岩の上に鮮新世〜更新世前期の⽕⼭岩がキャップのように載っています。
北九州は、⼤都市がある地域としては珍しく、古い地質の露出が多い地域です。福岡市街地が載っている第四紀層も、薄いのではないでしょうか。
この旅から帰って10⽇後に福岡県⻄⽅沖地震が起こりましたが、地震の規模の割に被害が少なかった理由のひとつと思います。⽞海島も頂上部をのぞき花崗岩です。崩壊した海岸沿いの崖を写した航空写真を⾒ましたが、花崗岩が露出していました。中越のような、軟弱な砂岩・泥岩・凝灰岩層が原因となった⼤規模な地盤変動は⽣じていないと思います。ただし花崗岩地帯は、⼩規模な崩壊が多発する性質があります。
太宰府付近では、背振⼭地から東⽅へ続く花崗岩の⼭地を北北東から南南⻄へ⼀直線に切る低地帯に沿ってJRも⻄鉄も通っています。⾕の中で、福岡平野から筑紫平野へ分⽔界を越えたはずですが、⽥んぼが続くばかりでほとんど分かりません。この直線的な低地は、何かの地質構造を反映しているのでしょうか。20万分の1地質図には、両側の⼭に分布する花崗岩を⾷い違わせるような断層は描かれていません。
九州北部の後期⽩亜紀前半の花崗岩は、その特徴から15の岩体があるとされ、それらは旧期と新期に分けられています。
20万分の1地質図『福岡』（久保・松浦・尾崎・牧本・星住・鎌⽥・広島・中島、1992、通産省地質調査所）は旧期花崗岩を「⽷島型」、新期花崗岩を有⾊鉱物が多くカリ⻑⽯が少ない花崗閃緑岩やトーナル岩質の「鞍⼿（くらて）型」と⽩っぽい花崗岩質の「嘉穂（かほ）型」に区分しています。⽷島は⽞界灘に突き出した半島、鞍⼿は遠賀川下流、嘉穂は遠賀川上流の郡名です。
また『⽇本の地質9・九州地⽅』（唐⽊⽥・早坂・⻑⾕ほか、1992、共⽴出版）では、⼩倉－⽥川構造線を境に、北部九州主部花崗岩類と北部九州東部花崗岩類に分けています。⼩倉－⽥川構造線は、ほぼJR⽇⽥彦⼭線が通る⾕の位置になります。

新⽣代古第三紀始新世と漸新世の挟炭層とボタ⼭
原⽥919（筑豊本線）→947桂川951（筑豊本線）→1001新飯塚

原⽥→新飯塚→博多（地質調査所100万分の1地質図に加筆）、
⽩亜紀後期花崗岩類：K2ピンク（⽩亜紀後期珪⻑質深成岩類）、三郡－蓮華変成帯：m3褐⾊（シルル紀〜⽯炭紀⾼圧型変成岩）⻘破線（⾼圧型変成岩の⽚理⾯の⼀般⾛向）、三郡変成帯中の蛇紋岩：U紫（超苦鉄質岩）、三郡－周防変成帯：m5褐⾊（三畳紀⾼圧型）⻘破線（⾼圧型変成岩の⽚理⾯の⼀般⾛向）、古第三紀層：PG2⼭吹⾊（古第三紀始新世陸成堆積層）
筑豊線は、原⽥（はるだ）から、旧期朝倉花崗閃緑岩の冷⽔（ひやみず）峠を越えて、遠賀川⽔系南⻄端の桂川（けいせん）に下ります。古道の冷⽔峠は江⼾と⻑崎を結んだ由緒ある⽯畳の道らしい。
桂川（けいせん）からいったん新飯塚まで往復しました。
丘陵地帯は古第三紀始新世の地層で、まさに筑豊炭⽥地帯です。ボタ⼭は、20万分の1地質図に描かれている唯⼀の⼈類による地質体です。それらしい痕跡を探しますがなかなか⾒つかりません。
ところが飯塚駅の⼿前右側に、とうとうそれらしきものを⾒つけました。樹⽊が茂った部分はもう⼩⼭です。しかしまだ樹⽊が⽣えず草地の部分もあり、これこそボタ⼭にちがいない。新飯塚の駅からもよく⾒えます。電⾞の運転⼿さんに聞いたところ、やはりボタ⼭でした。

新飯塚駅から飯塚のボタ⼭
後で調べると穂波町の旧住友忠隈炭鉱のボタ⼭跡のようです。⾼さ141m。地下にはそれだけの空洞が…。男性坑夫が⼿掘りし、⼥性坑夫が担ぎ出していた時代もあったようです。しかし、いまや緑のボタ⼭「筑豊富⼠」と呼ばれているらしい。
新飯塚1014（筑豊本線・篠栗線・快速）→1057博多

古⽣代⽯炭紀の三郡－蓮華変成帯
古⽣代⼆畳紀の秋吉帯呼野層群と中⽣代三畳紀の三郡－周防変成帯
中⽣代ジュラ紀の三郡－智頭変成帯
福岡市東⽅の三郡（さんぐん）⼭地が、福岡市と筑豊を隔てています。⻄南⽇本の古⽣代後期〜中⽣代前期の低温⾼圧型変成帯は、この⼭地の名をとって「三郡変成帯」と名付けられています。
「三郡変成帯」について、地学団体研究会編『新版地学事典』（平凡社、1996）によれば、「九州北部から中国地⽅を経て中部地⽅に点在する三郡変成岩によって⽰される広域変成帯として、⼩林貞⼀（1941）が命名。…周辺の弱変成古⽣層を含めて、三郡－⼭⼝帯（⽊村敏夫ほか、1971）あるいは三郡－中国帯（⻄村祐⼆郎ほか、1977）とも呼ばれ、…さらに放射年代学的には､約300Ma（3億年前＝古⽣代⽯炭紀）の三郡－蓮華帯、約220Ma（2億2000万年前＝中⽣代三畳紀）の周防地帯、約180Ma（1億8000万年前＝中⽣代ジュラ紀）の智頭（ちず）地帯からなる、３つの、らん閃変成帯に区分される（柴⽥ 賢ほか、1989）」（端⼭好和・⻄村祐⼆郎）。
20万分の1地質図『福岡』では、三郡変成岩を、⽯炭紀に変成を受けた変成岩と、三畳紀後期に変成を受けた変成岩に区分しています。
『新版地学事典』の「弱変成古⽣層」は、北九州では古⽣代⼆畳紀の呼野（よぶの）層群です。呼野層群は古⽣代後期の付加体である秋吉帯に属します。呼野層群の⽯灰岩が平尾台に露出しています。
三郡変成岩のうち、周防帯の三畳紀の変成年代を⽰す変成岩は秋吉帯の付加体が原岩として⽭盾はないのですが、蓮華帯の⽯炭紀の変成年代を⽰す変成岩は、秋吉帯より古い岩⽯が原岩であることになります。
三郡⼭そのものは、新期の早良（さわら）花崗岩です。
三畳紀の変成岩は南⽅の筑肥⼭地・⽔縄（みなわ）⼭地・三郡⼭地南東部と、平尾台南東から⾏橋（ゆくはし）にかけて分布しています。
秋吉帯の付加体は、北東の平尾台から⾨司の企救（きく）半島へ続いています。

⼀⽅、⽯炭紀の変成岩は、三郡⼭地北部に分布しています。
両者の中間部分には、かんらん岩・蛇紋岩帯があり、とりまくように緑⾊⽚岩が分布しています。篠栗（ささぐり）線がそこを通っているので、蛇紋岩や緑⾊⽚岩を⾒られることが期待できます。
桂川から博多への篠栗線の三郡⼭地をくぐる部分は開通が新しく、ほとんどトンネル。しかし城⼾（きど）南蔵院前駅付近の川で、緑⾊⽚岩と珪質⽚岩の転⽯を確認。筑前⼭⼿付近では蛇紋岩も確認できました。

博多1108（⿅児島本線・快速）→1152折尾1205（筑豊本線）→1241新飯塚1244（後藤寺線）→1305⽥川後藤寺
1329（⽇⽥彦⼭線）→1333⽥川伊⽥

博多→折尾→⽥川後藤寺→⽥川伊⽥（地質調査所100万分の1地質図に加筆）
関⾨層群：K1⻩緑地に緑点（⽩亜紀前期の⾮海成堆積層）、⽩亜紀後期花崗岩類：K2ピンク（⽩亜紀後期珪⻑質深成岩類）、古第三紀層：PG2〜4⼭吹⾊（古第三紀始新世〜漸新世陸成層）、秋吉帯：P淡褐⾊（⼆畳紀付加体）褐⾊破線（付加体の⼀般⾛向）、秋吉帯呼野層群の⽯灰岩：ｌ1⻘（⽯炭紀中期の⽯灰岩）
折尾へ戻り、こんどは古第三紀層のかつての筑豊炭⽥地帯を、遠賀川沿いに新飯塚へ向かい、新飯塚から⽥川後藤寺へ向かいました。新飯塚を出ると、さきほどの忠隈のボタ⼭が反対側から⾒えます。
後藤寺線は船尾（ふなお）付近でいったん呼野層群の⼭地を越えます。船尾には付加体の⽯灰岩の採掘場がありました。
⽥川後藤寺から⽥川伊⽥（いた）にかけて再び古第三紀層の分布域です。地質図にはたくさんのボタ⼭が記されているのですが、飯塚のようなピラミダルなものではないらしく遠⽬には丘陵と区別できません。
後藤寺駅のだだっ広い構内は炭鉱専⽤線が集まっていた時代の名残でしょう。

後藤寺駅
北東⽅向に⾒える⾹春（かわら）⼀ノ岳は、呼野層群の⽯灰岩の⼭でしたが、セメント原料のために採掘されて頂上が平坦に削り取られてしまいました。その向こうに、急傾斜の三⾓錐で頂上が丸みを帯びた、新期⾹春花崗岩の⾹春⼆ノ岳と三ノ岳が⽬⽴ちます。

採掘により消滅した⽯灰岩の⾹春⼀ノ岳（⼿前）と、⼭頂が円い花崗岩の⾹春⼆ノ岳（奥）平尾台の中⽣代三畳紀呼野層群の付加体⽯灰岩

⽥川伊⽥1340（平成筑豊鉄道⽥川線）→1423⾏橋1430（⽇豊本線）→1450城野1506（⽇⽥彦⼭線）→呼野→⽥川伊⽥（⽇⽥彦⼭線）→1609添⽥⽥川伊⽥→⾏橋→⽥川伊⽥→添⽥（地質調査所100万分の1地質図に加筆））
⽩亜紀後期花崗岩類：K2ピンク（⽩亜紀後期珪⻑質深成岩類）、古第三紀層：PG2〜4⼭吹⾊（古第三紀始新世〜漸新世陸成層）、秋吉帯：P淡褐⾊（⼆畳紀付加体）褐⾊破線（付加体の⼀般⾛向）、秋吉帯呼野層群の⽯灰岩：ｌ1⻘（⽯炭紀中期の⽯灰岩）
⽥川には平尾台をぐるっと回ってまた戻ります。このルートは、⼆畳紀付加体呼野層群と三畳紀の変成岩と、⽩亜紀に貫⼊した花崗岩が分布する地域です。⾏橋（ゆくはし）を経て⼩倉南部までの⼭地は花崗岩ですが、⽇豊線苅⽥（かんだ）付近に付加体が残り、⽯灰岩が採掘されています。
⼩倉の城野（じょうの）から、⼩倉－⽥川構造線に沿って、⽇⽥彦⼭（ひたひこさん）線で⽥川伊⽥へ戻ります。この区間の北半はほとんど付加体です。平尾台の⽯灰岩体はその⼀部です。呼野（よぶの）駅もこの区間にあり、⽯灰岩体が東側によく⾒えました。平尾台をいろいろな⽅向から⾒ると、稜線は南⻄に少し傾いた平坦⾯に⾒えますが、どうしてこのような地形になっているのでしょうか。

呼野から平尾台の三菱マテリアルの⽯灰岩採掘場
地質図には⽥川伊⽥付近に阿蘇⽕砕流堆積物が記されていますが、地形では判別できませんでした。

添⽥の古第三紀始新世の細礫岩
添⽥（そえだ）は彦⼭川沿いで古第三紀層が分布する最南端です。地質図では川沿いの低地は古第三紀層で、駅東側の⼭地は三畳紀の変成岩になっています。
東側の⼩丘へ⾏ってみましたが、まだ古第三紀層の細礫岩でした。基質に富み、礫種はチャートの細円礫が多く⾒られました。

添⽥の細礫岩彦⼭の新第三紀鮮新世の安⼭岩

添⽥→久留⽶（地質調査所100万分の1地質図に加筆））
彦⼭の⽕⼭岩：N3⻩⾊地に褐⾊v点（新第三期鮮新世苦鉄質⽕⼭岩）、⽩亜紀後期花崗岩類：K2ピンク（⽩亜紀後期珪⻑質深成岩類） 、三郡－周防変成帯：m5褐⾊（三畳紀⾼圧型）⻘破線（⾼圧型変成岩の⽚理⾯の⼀般⾛向）
添⽥1640（⽇⽥彦⼭線）→1719夜明1721（久⼤本線）→1822分留⽶1834（⿅児島本線・快速）→2118⾨司港
添⽥より南は、彦⼭（ひこさん）駅を過ぎるまでは新期の添⽥花崗岩。釈迦ヶ岳トンネルの⼿前から、英彦⼭（ひこさん）をつくっている新第三紀鮮新世後期の⽕⼭岩になります。
鮮新世後期の⽕⼭岩は、南⻄の福岡・熊本・⼤分県境の国⾒⼭と、東の耶⾺溪（やばけい）から国東（くにさき）半島へ続いています。
南東側には、阿蘇⼭、久重⼭、湯布岳、鶴⾒岳・伽藍岳という現在（第四紀後期）の⽕⼭が並んでいます。7万年前の阿蘇－4⽕砕流は、⽇⽥（ひた）盆地を埋め、⼀部は⽥川まで達しています。
夜明（よあけ）から久留⽶（くるめ）へ向かいました。久⼤線は筑紫平野の南縁を通っています。南⽅の⽔縄（みなわ）⼭地は、20万分の1地質図では⼤部分が三畳紀の三郡変成岩で、⼭すその⼀部に⽩亜紀の花崗岩が露出しています。
明⽇の⽇程のため⾨司港へ移動しました。ライトアップされた⾨司港駅周辺は、町全体が開港時の雰囲気を残すように保存され、なかなかの⾒物です。

⾨司港駅

3⽉8⽇（⽕）
今⽇は、いよいよ中央構造線を越えて外帯（がいたい＝中央構造線から太平洋側）へ⼊り、佐賀関から四国の三崎へ船で渡ります。
中央構造線
中央構造線は北側の⾼温低圧型の領家（りょうけ）変成帯と、南側の低温⾼圧型の三波川（さんばがわ）変成帯の、境界となっている断層です。
領家変成帯も三波川変成帯も、変成作⽤を受ける前の岩⽯は、ともに中⽣代ジュラ紀（2億年前）の付加体です。変成の時期も同じ⽩亜紀です
が、変成の温度と圧⼒（深さ）がちがいます。
たとえば泥岩が原岩の場合、領家変成帯の⾼温低圧型の泥質変成岩（泥質⽚⿇岩）は、変成鉱物の⿊雲⺟を多量に含んでいて太陽の光があたると⾦⾊にキラキラと輝き、⽩っぽい部分と⿊っぽい部分が縞々になっていて、多くの場合うねうねと褶曲しています。
⼀⽅、三波川変成帯の低温⾼圧型の泥質変成岩（⿊⾊⽚岩）は、ふつうは⿊雲⺟を含まず、薄板を重ねたような⾒かけをしていて剥げやすく、剥げた⾯は細かい⽩雲⺟（絹雲⺟）が光沢をもち、スベスベした⼿ざわりがあります。細かく褶曲していることもあります。
このように、同じ時代にタイプが異なる変成作⽤を受けた変成岩は、当時は別々な場所にあったはずなのに、後に中央構造線でずらされて接したというわけです。
ただし今⾒る中央構造線は、その後も何度も再活動をくりかえした結果としての姿です。

⼭陰花崗岩・⼭陽花崗岩・領家花崗岩
領家変成帯には変成岩のほかに貫⼊固結した花崗岩がたくさん⾒られます。しかし、⽩亜紀の花崗岩は、領家変成帯よりもずっと北まで分布しています。
⻄南⽇本の⽩亜紀〜古第三紀の花崗岩は、中国地⽅をモデルにして、瀬⼾内地域の領家花崗岩、その北⽅の⼭陽花崗岩、⽇本海側の⼭陰花崗岩の、３帯に区分されています。
⼭陰帯の花崗岩は磁鉄鉱などの不透明鉱物を体積で0.1％以上含み、⾵化した花崗岩から分離した磁鉄鉱（砂鉄）が、たたら製鉄の原料になりました。⼭陰帯は⾶騨の⽩川花崗岩へ続きます。
⼭陽帯の花崗岩はタングステン鉱床を伴っています。広島花崗岩が代表的です。東へは、六甲から野洲・御在所を経て⼟岐・苗⽊・上松、北関東の⾜尾⼭地の花崗岩へ続いています。飯豊・朝⽇の花崗岩も⼭陽帯のものとする考えもあります。⻄へは⼭⼝を経て九州北部へ続きます。
九州北部の⽩亜紀花崗岩は、熊本北⽅のものまで⼭陽帯に属するという考えもありますが、『⽇本の地質9・九州地⽅』は、⼭陽花崗岩に属するのは⼩倉－⽥川構造線の東側の北部九州東部の花崗岩類までで、⻄側の北部九州主部花崗岩類は微量元素のストロンチウムの含有量が⼭陽帯のものよりも低く、⼭陽帯の花崗岩とは異なると考えています。
領家花崗岩は領家変成岩分布域の花崗岩で、領家変成作⽤とほぼ同時期に変成岩の構造に沿って貫⼊した古期岩類と、領家変成作⽤の後に変成岩の構造を切って貫⼊した新期岩類に分けられます。
領家花崗岩は、九州では国東半島にわずかに露出しています。肥後花崗岩が領家花崗岩に属するかどうかは異説があります。
中国地⽅から東は、柳井〜四国北部〜淡路〜⾦剛・⽣駒〜三河〜⽊曽⼭脈・伊那⼭地〜筑波南部に分布しています。

国東半島の領家変成岩と領家花崗岩
活⽕⼭鶴⾒岳・伽藍岳
⾨司港523（⽇豊本線）→654柳ヶ浦702（⽇豊本線）→843幸崎

⾨司港→幸崎（地質調査所100万分の1地質図に加筆））
耶⾺溪の⽕⼭岩：N3⻩⾊地に褐⾊v点（新第三期鮮新世⾮アルカリ苦鉄質⽕⼭岩）、第四紀前半の⽕⼭岩：Q1淡褐⾊地〜Q2褐⾊地に褐⾊v点（第四紀更新世前期〜中期⾮アルカリ苦鉄質⽕⼭岩）、由布岳・鶴⾒岳⽕⼭：Q3濃褐⾊地に褐⾊v点（第四紀更新世後期〜完全新世⾮アルカリ苦鉄質⽕⼭岩）、三波川変成岩：m9⻘灰⾊（⽩亜紀⾼圧型変成岩）⻘破線（⾼圧型変成岩の⽚理⾯の⼀般⾛向）U紫（苦鉄質岩）
国東（くにさき）半島の基盤は領家変成帯とされていますが、じっさいは英彦⼭〜耶⾺溪（やばけい）から続く鮮新世の⽕⼭岩に覆われ、地表にはほとんど露出していません。
苅⽥（かんだ）の⼆畳紀付加体や⾏橋（ゆくはし）付近の⼭陽帯の花崗岩などの古い岩⽯は、その南で鮮新世の⽕⼭岩の下に埋まってしまいます。その下ではジュラ紀の付加体から、それを原岩とする領家変成岩や領家花崗岩に移り変わっているはずですが、知りようがありません。
2001年に⽇豊線を通ったとき、⽴⽯〜中⼭⾹（なかやまが）間で花崗岩らしき露岩を⾒たのですが、今回はうっかりしていて⾒過ごしてしまいました。
杵築（きつき）から、第四紀⽕⼭岩の地域になります。
⽕⼭の⼭体はもろく、活動を停⽌すると数10万年でオリジナルな形は侵⾷されて失われ、固く固結した岩⽯だけが残ります。こうなると、もう⽕⼭とは呼べません。
どの程度もとの⽕⼭地形が残っていれば「⽕⼭」と呼べるのか、私は定義を知らないのですが、第四紀中期以降の⽕⼭ならば、活動を終了していても⽕⼭と呼んでよいのではないでしょうか。
「⽇本の第四紀⽕⼭カタログ」 に掲載されているものを⽕⼭と呼ぶのが良いのかもしれません。
「活⽕⼭」の定義としては、⽕⼭噴⽕予知連絡会は2003年1⽉に、いままでの「過去およそ2000年以内に噴⽕した及び現在活発な噴気活動が⾒られる⽕⼭」の過去2000年以内を、「過去1万年以内」に改めました。この定義による活⽕⼭は⽇本列島に108⼭あります。
この⾒直しで、由布岳が活⽕⼭に加えられました。また鶴⾒岳に北となりの伽藍岳が加えられました。「鶴⾒岳・伽藍岳」は、ひとつの⽕⼭として扱われています。
鶴⾒岳の中腹以上は、野焼きにより草原が維持されています。頂上近くには雪が残っていました。
幸崎853（バス）→912佐賀関1000（フェリー）→1110三崎港
⼤分〜幸崎（こうざき）間のどこかで中央構造線をまたぎ、三波川変成帯に⼊りました。
三波川変成帯の岩⽯は、板を重ねたような「結晶⽚岩」類です。ジュラ紀の付加体の岩⽯が、⽩亜紀に地下15〜30kmで、低温⾼圧型の変成岩になり、のちに地表に露出したものです。
佐賀関（⼤分県）

⽇本鉱業佐賀関精錬所
佐賀関には鉱⽯から⾦属を取り出す精錬所がありました。現在は技術を⽣かして、希少⾦属を含む廃棄物を処理する事業を⾏っています。

⿊⾊⽚岩（泥質⽚岩）と砂質⽚岩の互層。もともと砂岩と泥岩の互層だったものが、低温⾼圧変成作⽤を受けて結晶⽚岩になったもの

⿊⾊⽚岩（泥質⽚岩）と砂質⽚岩の互層
幸崎（こうざき）と佐賀関（さがのせき）の間の佐賀関半島北岸の海岸線に露出しているのは、ほとんど泥岩を原岩とする⿊⾊⽚岩です。

豊予海峡を渡る佐賀関－三崎フェリーターミナル
佐⽥岬半島（愛媛県）

佐⽥岬灯台
四国側の佐⽥岬（さたみさき）半島では、⻄縁の灯台が載っている岩⽯のみ⿊⾊⽚岩で、他はほとんど⽞武岩質の変質・変成岩である緑⾊岩が原岩の緑⾊⽚岩でできています。

佐⽥岬半島南岸の海岸に、⾚⾊チャートが原岩の⾚鉄⽯英⽚岩が露出。上に重なっているのは緑⾊⽚岩

三崎港付近の海岸に露出する緑⾊⽚岩

上と同じ場所。⽚理⾯の⾛向N70°E，傾斜46°S

三崎神社の⽯垣神社の⽯垣も、緑⾊⽚岩の転⽯を積んだもの。
三崎港1157（バス）→1441松⼭市（バス）→1604湯⾕⼝

佐⽥岬半島の稜線道路の堀切⼤橋から三机集落を写す
三波川変成帯では、⾼所の地すべり跡に集落が発達する。

中央構造線湯⾕⼝露頭（丹原町）・・・現在は⻄条市
伊予⼩松駅から南⻄へ10kmにある中央構造線の露頭は、1949年に愛媛県により天然記念物に指定されました。松⼭市と新居浜を結ぶ国道11号の道沿い北側に説明板があります。そのすぐ北側の中⼭川の河床に露出しています。丹原町教育委員会の今井さんが、案内してくださいました。

国道沿いの説明板
この看板では三波川帯を⾚く⽰してあり、⼀般的な⾊使いと逆なので注意。
この看板の活動史の説明は、よく分かりません。砥部露頭では、ある時期には北側の和泉層群が南側の三波川変成岩に押し上げた逆断層運動があったと考えられています。ここには証拠はないが、同じ運動があったはずだといいたいのでしょう。
砥部の露頭では、現在では、1600万年前ごろに和泉層群が北から押し上げた逆断層運動があったのち、1400万年前ごろに北側がすべり落ちる正断層運動があったことが明らかになっています。
→砥部露頭の現在の知⾒と、湯⾕⼝露頭の解釈

中⼭川北⻄岸に露出している部分、右側が北⽅向
Sb：三波川変成岩、An：安⼭岩脈、Iz：和泉層群

中⼭川南東岸に露出している部分を下流から上流へ向かって撮影
和泉層群の下⾯に貫⼊した安⼭岩脈と和泉層群の境界⾯はうねっていて、和泉層群（Iz）の下から安⼭岩脈が顔を出しています（画⾯左下のAn）。奥に⾒える橋は、松⼭⾃動⾞道の中⼭川橋。

カタクレーサイト（破砕岩）化した和泉層群
この部分は、左横ずれ、または正断層のように⾒えます。
断層⾯の傾きは、砥部の露頭と同じように、内帯側へゆるく傾斜しています。断層⾯に沿って⼊った安⼭岩脈が⽬⽴ちます。カタクレーサイト（破砕岩）の放射年代として6000万年前、安⼭岩の放射年代として2000万年前という年代が報告されています。カタクレーサイト（破砕岩）や断層ガウジ（浅所で変形を受けてできた固まっていない破砕物）には、逆断層と正断層の痕跡があるとされています。

活断層としての中央構造線
中央構造線に沿って、新しい時代にできた地形や地層をくいちがわせている断層は、「中央構造線活断層系」または「活断層としての中央構造線」といいます。
はじめから地震評価だけを⽬的としている国の地震調査研究推進本部は「中央構造線断層帯」と呼んでいますが、その場合は活断層以外の、地質境界としての中央構造線をはじめ過去の時階の露頭は評価対象ではありません。
湯⾕⼝露頭から真北に約100メートルに、活断層が並⾛しています。川岸の露頭から⼩さな丘をこえると宝が池のため池があります。丘とため池のあいだの⼩斜⾯が、活断層とされている地形です。丘の側が上がり、ため池側が下がったとされています。この画像は、ため池のダム堤から活断層の延⻑⽅向（⾚線）を写したものです。右側の⽵やぶがある⼩丘をこえた反対側の川岸に露頭があります。
湯⾕⼝（今井さんの⾞）→伊予⼩松1859（予讃線）→2118多度津2135→2223⾼松2259→2309栗林

3⽉9⽇（⽔）
今⽇は、ともかく四国を、⾼松→徳島→⾼知→松⼭と、⼤回りします。
栗林615（⾼徳線）→817池⾕839（鳴⾨線）→855鳴⾨900（鳴⾨・⾼徳線）→942徳島
讃岐地⽅では、領家花崗岩の上に新第三紀中新世中期の瀬⼾内⽕⼭岩が載り、讃岐富⼠・屋島・⼋栗⼭などの⼩⼭を造っています。

屋島
始発列⾞なので、まだ薄暗い。硬い瀬⼾内⽕⼭岩が侵⾷に耐え、平坦な頂上を残しています。

⼋栗⼭
右のギザギザした頂上は瀬⼾内⽕⼭岩。左奥の⼭裾に、花崗岩の採⽯場があります。ここの花崗岩は「庵治（あじ）⽯」の名で知られています。

阿波⼤宮駅そばの和泉層群
讃岐⼭脈を横断する阿波⼤宮付近では、和泉層群が⾒られました。
和泉層群は、奈良県五条から愛媛県⾼野川にかけて、中央構造線の北側に10kmほどの幅で連続して分布する、⽩亜紀の海成の地層です。おもに砂岩と泥岩の互層からなります。⽩亜紀末期の中央構造線の左横ずれ運動にともなって、断層沿いに陥没が⽣じて堆積した地層だと考えられています。
五条から⻄では、中央構造線を境に三波川変成岩と和泉層群が接していますが、その断層は和泉層群を切っています。この「地質境界としての中央構造線は、和泉層群堆積後に形成されたと考えられます。

池⾕駅鳴⾨線ホーム。後⽅の直線的な⼭裾は、鳴⾨断層の断層崖。
鳴⾨線は、徳島平野北縁の中央構造線活断層系の鳴⾨断層にほぼ沿っています。
ここでデジカメの電池が切れてしまいました。
徳島（徳島線）945→1130阿波池⽥
徳島からは、吉野川の南岸を⾏きます。
和泉層群の讃岐⼭地南斜⾯には、⼤規模な崩壊が⾒られるとともに、⾼いところに集落が⾒えます。吉野川沿いでは、外帯側＝三波川変成帯の地すべり＝⾼所に集落が発達、内帯側＝硬い花崗岩＝急斜⾯で集落は発達しない、という図式は成り⽴たないことが分かりました。
砂岩泥岩互層である和泉層群も、⼤規模な地すべりを起こして⼈が住める緩い斜⾯を提供しているようです。ただし、⼭腹が地すべりを起こして⾼所に平坦⾯をつくる三波川変成帯にくらべ、和泉層群では⼩河川の源頭部が⼤きく崩落し、川沿いにひじょうに⼤規模に移動したように⾒えます。
いっぽうの南岸の三波川変成帯の側にはあまり集落が⾒えず、これは北斜⾯になるせいかと思いました。南に⼀⼭越えた祖⾕（いや）⾕では、三波川変成帯の⾼所に集落が発達しているはずなので、いずれ⾏かなければと思います。
阿波池⽥（⼟讃線）1135→1354⾼知1424→1529須崎
阿波池⽥直前の吉野川の河床には、緑⾊⽚岩がみごとに出ています。
⼩歩危（こぼけ）〜⼤歩危（おおぼけ）は、おもに砂質⽚岩と⿊⾊（泥質）⽚岩です。ただし、これらの固い砂質⽚岩は、三波川変成岩に押し被された四万⼗帯の岩⽯が顔を出していることが明らかになりました。
⾼知県に⼊り、⼤豊町の⼤⽥⼝〜⼤杉間は、ほぼ三波川変成帯と秩⽗帯を分ける御荷鉾（みかぶ）構造線に沿っています。そこから秩⽗帯に⼊ります。

繁藤（しげとう）駅は、⼤きな地すべりで列⾞ごと駅が滑り落ちた場所です。駅付近の広々とした平坦⾯は、その名残でしょう。
佐川（さかわ）付近には⿊瀬川帯の古い岩⽯が分布しています。いずれ佐川地質館を訪ねたいものです。
須崎1633→1728窪川
須崎の⼿前で仏像構造線を渡って四万⼗帯に⼊ります。
仏像構造線は、ジュラ紀付加体の秩⽗帯と、⽩亜紀付加体の四万⼗北帯の境界になっている、東京の五⽇市から沖縄の本部半島まで続く⼤断層です（房総半島も横切っているはずです）。「仏像構造線」という名前は，断層が通る，須崎市と⼟佐市の境界付近の⼟佐市に含まれる仏像集落という集落名から付けられました。
須崎で裏⼭に登ってみました。須崎付近の地形は沈降海岸に⾒えます。南海地震のたびにシーソー運動をする付け根にあたる「ヒンジライン」にあたるのではないかと思います。
くねくねと曲がる四万⼗川の流路といい、四国南⻄部の上下変動は興味深いところです。
窪川1749（予⼟線）→1954宇和島（予讃線・特急）1959→2018卯之町2027→2048⼋幡浜2104→2258松⼭
⽇は暮れましたが，翌⽇には⼤⿅に帰り着かねばならないため，松⼭へ移動しました。

3⽉10⽇（⽔）
松⼭603（予讃線）→1001多度津1002→1016坂出1027（瀬⼾⼤橋線）→1042児島1115（宇野線）→1150岡⼭1153（⾚穂線）→1309播州⾚穂1310→（⾚穂・⼭陽・東海道線）1538野洲1539→1613⽶原1643（東海道・飯⽥線）→1920新城1922→2219天⻯峡2223→2305
市⽥
鷲⽻⼭の花崗岩を⾒たかったのですが、瀬⼾⼤橋のため⾒る影もありませんでした。花崗岩の露岩は⾒えましたが、橋脚の⽅が⼭よりも⾼いくらいです。
博物館の展⽰のために、瀬⼾内海の領家花崗岩の画像がほしいのですが・・・。