瑞浪層群の地層断面と貝類化石＜表紙カラー写真＞
糸魚川淳二＝名古屋大学理学部教授
古瀬戸内海が形成された時期は，地質時代区分では新第三紀中新世にあたるので，この時期に瀬戸内区に堆積した地層は瀬戸内中新統とよばれる．瑞浪地域の瀬戸内中新統は瑞浪層群とよばれるが，この地層から産出する貝類化石は，その種類数と量において群を抜いて多い．下の図は，新しい地層は省略して，瑞浪層群の地層断面と貝類化石との関係を示したもので，Ａ，Ｂ両図の断面の位置は，本誌 21ｐの地質図で確かめられるが，Ｂ図の左（西部）は，下方が北の久尻相の断面を，上方が南の肥田相の断面を示す．貝類化石の記号が付されている部分は，霧頭で確認されていることを表わすが，両図にみるように貝類化石の様相は地層ごとに異なっていて，地層堆積時の海の浅深や寒暖の変遷をうかがうことができる．表紙のカラー写真には，図に示される貝類化石の主要なものが収載されているが，ここでは，図の貝類記号とあわせてこれらの貝類について簡単に紹介する．なお図中では，同環境にすむ数種の貝類を同一の記号で示している場合があるので，記号が重複する場合もある．また地層と古地理については，本誌第Ⅱ章を参照されたい．

アーバンクボタ

No.28

MARCH

1989

株式会社クボタ●目次
特集＝古瀬戸内海と瀬戸内火山岩類
1 古瀬戸内海とマングローブ沼①瀬戸内区と古瀬戸内海

柴田博・糸魚川淳二 ･･････････････････････ 2②中新世中期初頭のマングローブ林

山野井徹 ･････････････････････ 10

2 古瀬戸内の生きものたち−瑞浪層群を中心に−①瑞浪層群−古地理と貝類化石−②サメ・エイ類③植物

糸魚川淳二 ･････････････････････ 16

西本博行 ･･･････････････････････････････････････ 22

伊奈治行 ･･･････････････････････････････････････････････ 25④哺乳動物

亀井節夫 ･･･････････････････････････････････････････ 27

3 瀬戸内火山岩類−設楽と二上山を中心に−

沢井誠・佐藤隆春①瀬戸内火山区 ･････････････････････････････････････････････････ 34②設楽地域の火山活動 ･･･････････････････････････････････････････ 35③瀬戸内火山活動 ･･･････････････････････････････････････････････ 38④化学組成と鉱物からみた設楽・室生の異質性 ･････････････････････ 41⑤二上山の火山活動 ･････････････････････････････････････････････ 42⑥大阪周辺の瀬戸内火山岩類 ･････････････････････････････････････ 47⑦瀬戸内火山活動をめぐって ･････････････････････････････････････ 48⑧設楽の重力異常と地質構造 ･････････････････････････････････････ 50

ス ケ ー ルは各写真とも 0.2μｍ

4 讃岐平野の生いたち−第一瀬戸内累層群以降を中心に− ･･･････････ 52
長谷川修一・斉藤実

左 側 は ， 上 段 が木節粘土，中段は蛙 目粘土，下段が風化花崗岩より分離した粘土 の 透 過 型 電 子顕微鏡写真．右側は ，左側の各試料から得られた制限視野電子
線 回 折 パ タ ー ン．各試料とも２μm 以下．(本文 p58〜 p64 参 照 )上 段 ： 木 節 粘 土（県営印所鉱山）

5 目で見る瀬戸内火山岩類 ･･･････････････････････････････････････ 60
佐藤隆春・沢井誠

左 の 電 顕 写 真 には，カオリナイトの 集合している様子がみえる．個々のカオリ
ナ イ ト は 六 角 形，ときには長方形を 示し，薄い板状の結晶をしている．
右 の 回 折 パ タ ーンは鮮明で，規則正 しい六角形を示す．このカオリナイトは規則 正 し い 結 晶 構造をなしている．
中 段 ： 蛙 目 粘 土（県営印所鉱山）
左 の 電 顕 写 真 では，上段の木節粘土 と比較して輪郭がぼやけ，より微細になる ．
右 の 回 折 パ タ ーンでは，外形に比例 してスポットが乱れて円に近くなっている ．
同 じ よ う に 結 晶構造の乱れが大きく なっている．
下 段 ： 風 化 花 崗岩より分離した粘土 （瀬戸市曽野町）
左 の 電 顕 写 真 では，両側を濃く縁取 った細長い結晶が多く見える．パイプの特徴 を 示 し て い る点からみて管状のハ ロイサイトである．
写 真 ／ 瑞 浪 層 群の化石(瑞浪市化石博物館蔵)
右 の 回 折 パ タ ーンでは，円形および 平行に走る多くの直線のパターンがみられ● 上 段 ： 哺 乳 動物
る ． こ れ は ハ ロイサイトが管状をな しているためである．現在の地表で生まれ
１ ア ネ ク テ ン ス象・上顎〔×５〕(可児郡御嵩町中切)
て２
まデ
もス
なモ
いス
結チ
晶なので，内部構造の乱れも大きい．
ルス・臼歯〔×２〕(瑞浪市明世町山野内)
(文
３：
カ下
ニ坂
サ)イ ・ 下顎〔×５〕(美濃加茂市下米田町)● 中 段 ： サ メ ・エイ類の顎歯〔×２〕４シュモクザメ
８イタチザメ

５ホコサキ
９アオザメ

６ワニザメ

７メジロザメ

10 ホホジロザメ

大阪市浪速区敷津1丁目2番47号
発行日＝1989年3月

編集製作＝秋本・原田＋国東照幸
表紙構成／ネオックス(池上和夫)

表紙写真撮影／DVC(関利晃)

図版作成＝スタジオ・ツノ

13 メタセコイア(可児市東帷子)

14 コ ン プ トニア(土岐市泉町河合)

本社

11 ウシバナトビエイ● 下 段 ： 大 型 植物〔×４〕12 フ ウ (可 児市二野)

発行所＝株式会社クボタ

印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場

15 ホソバシラカシ(瑞浪市明世町山野内 )URBAN KUBOTA NO.28｜1

古瀬戸内海とマングローブ沼①瀬戸内区と古瀬戸内海／柴田博＝名古屋大学教養部教授・糸魚川淳二＝名古屋大学理学部教授②中新世中期初頭のマングローブ林／山野井徹＝山形大学教養部教授①瀬戸内区と古瀬戸内海

かにも，瀬戸内区の堆積物にはいくつかの共通す．それでこうした絶滅種については，近縁種した特徴があります．

で比べたり，あるいは一段上の属のレベルで現中新世の瀬戸内区と堆積物の特徴

例えば瀬戸内区では，堆積物が均質でなく，横生のものと比較してその生息場所を推定します．

編集

本日は，中新世の西日本に実在した古瀬の方向に激しく変化していること．地層は各所

こうした弱みがありますから，貝類化石によっ戸内海を中心に，いろいろとお話をお伺いしたで基盤に急激にアバットしており，さらに上位て，水域の環境条件を推定しようとする場合にいと思います．最初に柴田先生からお願いいたの地層が下位の地層を覆って，上位の地層ほどは，１種類の貝からではなくて，あるグループ

します．

分布範囲が広いこと．また，しばしば不整合面（群集）を基準にしてその生息環境を推定しま

柴田

瀬戸内区と古瀬戸内海というテーマです

あるいは非整合面が挟まれていて，堆積の連続す．つまり，地層中からは一緒に産出し，しかが，私は，主として中新世の瀬戸内区について性が長期あるいは短期間中断する場合のあるこも生息する環境条件がほぼ同じであるという貝概略をお話しし，あと糸魚川さんから補っていと．そしてもう１つ，これは地層の堆積後の特類を１つのグループ（群集）に集めて，それら

ただこうと思います．

徴ですが，この地域の堆積岩には著しい褶曲構を基準にして当時の水域の状態を推定するとい新第三紀の中新世という時代には，日本の各地造がみられず，地層が余り乱れていないことでう方法をとるわけです．

に広く海が侵入したのですが，そのうち，瀬戸

す．これは，各地域とも，堆積後に激しい構造

表1・1は，こうした方法により瀬戸内区の貝類

内区と呼ばれている地域―これは，東は長野運動を受けていないことを示しています．

化石を群集別にまとめ，それぞれがどういう環県の南部から西は広島県の北部あたりまでの，以上のように，この地域の堆積物にみられる共境条件に対応しているかを示したものです．こ長 さ が 約 5 0 0 k m ，幅 が 約 1 2 0 k m ぐ ら い の 東通の特徴から中新世の瀬戸内区と呼ばれるわけの表にみるように，これらの貝類化石群集は，

西に 延び た 細 長い 地域 で す が，この 海に 堆 積です．

当時の水域の状況を―例えば海の浅深についした地層は，同じ時代にほかの日本の各地に堆積

ただし，同じ瀬戸内区の堆積物でも，大阪付近てもかなり細かい部分まで明らかにしてくれました地層とは，大分性質が違っています．

を境にしてそれより東側の地域（東部地域）と，す．したがって，こうした貝類化石群集を，そ

図1・1は，中新世の前期から中期にかけて瀬戸

西側の地域（西部地域）とでは，堆積物の厚さ

れらを産出する地層の広がり方や重なり方との内区に堆積した地層の分布図で，図にみるよう

あるいは火山噴出物の量などにかなり大きな違関係で詳しく調べていきますと，その地域におにこれらの地層は，現在，主として内陸の盆地

いがあります．東部地域の方が一般に地層が厚ける海の侵入の仕方や内湾や沿岸の状況，さらなどを中心に，東は長野県の富草盆地から，西くて，火山噴出物の量も多いのです．それで瀬には，時代の進展とともにそれがどのように移

みよしは広島県の三次盆地まで，東西方向に点々とつ

戸内区をさらにこれらの２つの地域に区分する

り変わっていったかなどということが，かなりらなっています．各地における地層の層相とそことができます．

詳しく復元できます．こうして，それぞれの地の重なり方は，図1・2の地質柱状図に示してお貝類化石群集と水域の復元

域ごとに，詳細な古地理図を描くことができる

きます．

瀬戸内区の地層は，今述べましたように，火山わけです．

これらの堆積物（岩）が，ほかの日本の各地に活動が小規模で地層の乱れも少ないために，各海進・海退の小サイクルによる３つの時期区分みられる同時代の堆積物とどのように異なって地域の地層からは多くの生物（化石）が出てき

このようにして，それぞれの地域の古地理図はいるかといいますと，まず第１に，瀬戸内区のます．なかでも貝類の化石は，それぞれの地層

比較的正確につくれるのですが，こうした各地

中新世の堆積物は，地層が非常に薄いのです．

からいろいろな種類のものがたくさん出てくる域の古地理図をもとにして，瀬戸内区全体の古瀬戸内区で地層の最も厚いのは，伊勢湾周辺のわけですが，その大部分は，暖水域の内湾や沿地理図をつくるとなると，ある難しさを伴いま関，一志，知多などですが，それが1,000ｍ〜

岸にすむ種類です．もともとこうした水域には，す．というのは，ある地域のある堆積岩が，別1,500ｍほどで，他の大部分の地域の地層の厚非常に多くの種類の底生の貝がすんでいるわけの地域のどの堆積岩と同じ時代なのか，この点さは数100ｍ以下しかありません．

ですが，ありがたいことに貝というのは，同じを明らかにしない限り，同一時期の瀬戸内区全第２の違いは，瀬戸内区の堆積物には火山岩類

水域にあっても，塩分の濃淡や海深の程度，あ体の古地理図をつくることができないからです．

が少ないということです．さきの図1・1には，るいは底質などという環境条件の違いに対応しそれで，各地域相互間の地層の対比ということ

瀬戸内区に隣接する地域の同時代の地層の分布て，そこに生息する貝の種類もまた違います．

が大変重要な問題になってきます．

をも示してありますが，例えば山陰地方やフォですから逆に，貝類化石を詳しく調べることに瀬戸内区のうち地層の最も厚いものの１つは，

ッサ・マグナ地域では火山岩類が著しく多い．

よって，当時の水域の様相を詳しく推定するこ三重県の一志地方の地層ですが，この地層は海

また，紀伊半島南部は地層が非常に厚く，掛川とができます．貝類は，人間にとっては貴重な成の地層です．そしてこの地層を堆積した海の地方の堆積物は瀬戸内区の太平洋側のそれと比水産資源ですから，貝の生態は昔からよく調べ

移り変わりの様子を，貝類化石を手がかりにし較的よく似ていますが，それでも地層の厚さはられていて，現生の貝であればその生息場所のて詳しく調べていきますと，その海は，図1・2,000ｍ程あります．

条件がほぼ正確にわかっています．ただし，瀬3のなかの一志地方の示相曲線にみられるよう

このように，地層が薄く，火山岩類が少ないと戸内区のように1,500万年前以上の地層中からに，時期によって深くなったり浅くなったりしいう２つの点は，瀬戸内区の堆積物が他地域の産出する貝化石のなかには，もちろん現生種もています．そして全体としては，海進・海退のそれと区別される際立った特徴ですが，そのほおりますが，たくさんの絶滅種が含まれていま

規模はそれぞれ違いますが，そのサイクルが3

URBAN KUBOTA NO.28｜2

み よ し①三次盆地 (備北層群：100ｍ)②津山盆地 (勝田層群：200ｍ)にちおう じ③日応寺 (備北層群相当層：90ｍ)④児島湾 (備北層群：300ｍ)⑤小豆島 (土庄層群：35ｍ)⑥神戸 (神戸層群：270ｍ〔南部〕)
つづ き⑦奥山田 (綴喜層群：220ｍ)⑧奈良 (藤原層群：300ｍ)
つ げ⑨都祁 (山辺層群：200ｍ)
そ に⑩曽爾 (山粕層群：290ｍ)⑪阿波盆地 (阿波層群：250ｍ)
いち し⑫一志地方 (一志層群：1,100ｍ)⑬関地方 (鈴鹿層群：1,600ｍ)
あゆかわ⑭鮎河 (鮎河層群：430ｍ)

もろざき⑮知多半島 (師崎層群：1,000ｍ)
か に⑯可児盆地 (瑞浪層群：500ｍ)
みずなみ⑰瑞浪盆地 (瑞浪層群：560ｍ)⑱岩村盆地 (瑞浪層群：360ｍ)
し た ら⑲設楽盆地 (北設亜層群：1,000ｍ)⑳富草盆地 (富草層群：490ｍ)※瀬戸内火山岩類は含まない.

図1･1−瀬戸内中新統の分布

図1･2−代表的地域の瀬戸内中新統の地質柱状図とそれらの対比

図1･3−代表的地域の瀬戸内中新統の相曲線

みよし①三次盆地 (備北層群：100ｍ)

URBAN KUBOTA NO.28｜3

表1･1−瀬戸内中新統の貝類化石群集とそれらの古生態

図1･4−瀬戸内区の古地理
Ⅰ−1期

Ⅱ−2期

Ⅰ−2期

Ⅲ−1期

Ⅱ−1期

Ⅲ−2期

図1･4の凡例

URBAN KUBOTA NO.28｜4･5

つあることがわかりました．しかも，海進・海から ，一志地方では伊勢湾の湾口付近から，北全域にわたって入り組んだ湾が出現します．

ていないのです．しかしそれらの地層は，いず退の移り変わりは，図にみられるように，瀬戸

および西に向かって海が入り始めます．他方，

このときの海の深さは，一志地方で200〜300ｍ，

れもⅡ期の地層に比べて深い海に堆積し，外洋内区の他のすべての地域にも例外なく認められ三重県の関地方および岐阜県の可児，瑞浪，岩瑞浪地方では100ｍ前後と推定され，海岸から性の要素が強かったことを示しています．です

ます．ただそのサイクルが１つの地域もあれば，村などの地域には，すでに湖が出現しています．

急に海が深くなっているという状況のようです．

から，このときの海はⅡ期の海よりもさらに広２つの地域もあるわけですが，いずれにしても，これが中新世の瀬戸内区に初めて海が入ってき

また，長野県の富草地方や奈良県の天理地方かかっただろうと思われるのですが，その証拠と

海進・海退という事件は，瀬戸内区全体に共通たときの姿です．

らは翼足類化石が産出しますから，当時，湾奥なる地層が削剥されて今は残っていませんので，した同時期のものです．それで，こうした海進

その後，海は内陸部に向かって徐々に侵入してまで暖水性の外洋水が流れ込んていたことがわ

その範囲を明らかにはできません．いずれにし時や海退時の同時代性を基準に，他のさまざまいきます．それがⅠ-2図で，海は東西方向にゆかります．

ても東部地域の海は，図の等深線に示されていな資料を加えて検討していきますと，各地域間

っくりと広がっていき，一志地方の南半部からそしてこの時期の後半には，西部地域に初めてるように，かなり深い一様な海――例えば相模の地層の対比がようやく可能になってきます．

三河湾を抜け，設楽地方の北縁部を除く広い地

変化が生じます．すなわち，岡山県の津山と日湾のように急に深くなった広い湾，そういうよ

こうした事情から，各地に点々と分布している域が海域になります．そして，Ⅰ-1期にすでに

応寺，香川県の小豆島の北西部およびその西隣

うな性質の海であったろうと思います．ただし，

中新世の瀬戸内区の地層は，一志地方でみられ海が入っていたところでは海はさらに深くなり，の豊島，広島県の三次，庄原，仏通寺などに，図にみられるように，東端部の設楽地方へは海た海進・海退の３つの小サイクルの時代を基準

一志地方の南東部では海深50〜100ｍに，設楽

その大部分は小規模ではありますが湖が出現しは入っておりません．

にして，Ⅰ，Ⅱ，Ⅲの３つの時期に区分するこ地方南東部では海深100〜200ｍ程になります．

ます．

他方，西部地域に目を転じますと，ここではきとができます．そして，これら３つの時代を，一方，関および可児，瑞浪，岩村地域の湖も変

このⅡ-１期からⅡ-2期にかけての地層の堆積

わめて重要な変化があらわれてきます．すなわ

世界的に共通な時代区分に組み入れるために，わらずに続いています．これが，Ⅰ期の最大海

状況を一志地方の地質断面図（図1・5）でみてち，今まで海が入らなかったこの地域に一斉に瀬戸内区の地層から産出する浮遊性有孔虫を，進時の古地理です．

みますと，地層はいずれも基盤にアバットして海が入り始めたのです．この海は，日本海側とBlowの浮遊性有孔虫生層序と対比してみます

その後，何らかの理由で海が一時的に退いていおり，そして上位の地層は下位の地層に対し，太平洋側の両方から侵入した模様で，日本海側と，Ⅰ期はＮ.5帯上部〜Ｎ.6帯（約18.5Ｍa〜

く時期があります．その期間はきわめて短期間

順次，内陸側へオーバーラップしています．まからは，恐らく米子〜浜田付近を通って三次〜

17.5Ｍa，Ｍaは100万年，すなわち約1,850万であっただろうと推定していますが，伊勢湾のた，天理，都祁，曽爾，一志という別々の地域

東城地方に海が入り，続いてこの海はさらに東年前〜1,750万年前），Ⅱ期はＮ.7帯〜Ｎ.8帯

西側の地域では海は明らかに浅くなっており，

でも同じ現象がみられ，地層の堆積深度は，太の津山方面に向かって進んだものと考えられま

下部（約17.5Ｍa〜16Ｍa），Ⅲ期はＮ.8帯上部

このことによって小規模な海退のあったことが平洋側あるいは伊勢湾側で大きく，内陸側で小す．また太平洋側からは，海は紀淡海峡あたり〜Ｎ.10帯下部（約16Ｍa〜14Ｍa）に対比できわかります．この海退とともに，北東縁部の３さくなっています．こうした現象をみると，こから淡路島北部を抜けて，西方へ進んだものとます（図1・3）．

つの湖も一時的に消滅したものと思われます．

の時期には，東部地域の全体的な沈降に伴って，考えられます．この結果，東城−津山−大阪を

図1・4は，これらの３つの時期に対応して，瀬Ⅱ期の古地理内陸の低地へ向かって急速に海が侵入したので結ぶ線を北限，三次−小豆島−淡路島北部を結戸内区全体の様相がどのように移り変わっていこうした一時的な，部分的な海退の後，再び海あろうと考えられます．

ぶ線を南限とする東西に延びた細長い内海が出ったかを示した６枚の古地理図です．各期とも，が拡大する時期を迎えます．すなわちⅡ期の始Ⅱ期に拡大した海は，その末期には再び退いて現しました．この海は，入り組んだ海岸線をも海進時とその最盛期に分けて描いてあり，それまりです．そのときの様子を示したのがⅡ-1

いきます．この時期には，全般的な上昇運動がつ浅い内海で，中央部には多くの島々が浮かび，ぞれの図には，どのように海が入ってきたか，

図で，海は東部地域の全域にわたり，内陸側へあったと考えられていますが，海は伊勢湾周辺

その周辺には熱帯系のヒルギシジミの生息する

その海には，どこに，どういう貝類がすんでい

大きく広がっており，北は瑞浪の南部および岩部だけに小さく縮まってしまい，ほかはすべて

深度10ｍ以下の浅い汽水域が広がっていたことて，海の状況はどうであったか．あるいは堆積村の地域に及んでいます．そして可児地域は再陸化してしまいます．設楽地方の海退はかなりが確認されています．そして北縁部の各所に物を供給した陸地側の山の様子はどうであったび湖水域に変わります．

急激で，陸化後，火山活動が始まっています．

は，海岸線に沿ってマングローブ沼が存在してか．そういう細かい点まで描いてあります．

この海はさらに，かなり速い速度で広がり続け西部地域の各地の小さな湖もまた消滅します．

おりました．

Ⅰ期の古地理てやがてⅡ期の最大海進時に達します．そのとⅢ期の古地理−古瀬戸内海の様相−

図1・6は，三次から津山に至る東西方向の地質

浮遊性有孔虫の生層序でＮ.6帯というのは中きの様子がⅡ-2図で，東部地域では，このときⅢ期に入り，瀬戸内区は３度目の海進を迎えま断面図で，図の塩町累層はⅡ期の湖成層，備北

新世前期の後半になりますが，この時期に海がの海が残した地層が最大の広がりをみせています．このときには，瀬戸内区の全域にわたって

層群下部層がⅢ-1期の浅海層，同上部層がⅢ-2侵入し始めるというのは，日本全体からみてもす．すなわち，長野県の富草から岐阜県の岩村

急激に海が侵入します．そのときの様子を示し期の海成の地層です．この時期の地層はどこで比較的早い時期にあたります．その時期に，まおよび瑞浪をへて滋賀県の鮎河にいたる広大なたのがⅢ-1図です．東部地域では，伊勢湾を中も同じような層相を示しますが，なかでも浅海心にして北東と西に向かって海が拡大していま

性の備北層群下部層は，その層厚がどの地域でもほとんど同じという特徴をもっています．このことは，西部地域における初期の海が，ごくず，瀬戸内区の設楽地方と一志地方の南東部にそに地域が海域となり，一方では，三重県の曽爾かつげ

海が侵入し始めます．その様子を描いたのがら奈良県の都祁，天理，奈良を抜けて，京都府

すが，ただ，この時期の地層は，瑞浪，南知多，

Ⅰ-1図です．設楽地方では静岡県の掛川方面の奥山田地方まで海が侵入し，東部地域のほぼ

一志および阿波などの限られた地域にしか残っ

図 1・5−一志地方地質図および地質断面図<Shibata, 1970 を簡略化>
一志層群層序区分表

図 1･6−瀬戸内区西部地域(広島県三次地方−岡山県津山地方)の地質断面図

URBAN KUBOTA NO.28｜6･7

短い期間に一斉に侵入したことを語っています．

いかとも思いますので，その意味では，瀬戸内ていってしまいます．ですから浅海にすむ貝のこの海は，Ⅲ期の中頃，中新世中期初頭に最大区自体の古地理を，現在の日本列島だけを取り

種類も，この地域を境にして分布の型が違って海進期を迎えます．それがⅢ-2図で，瀬戸内上げてそこに描くというのは，やむを得ない面

きます．現生の貝類を研究している人々の間で区の海が最も大きく広がった時期で，従来からがあるとしても多少問題があるのではないかとは，暖かい要素の北限を銚子付近として，九州「古瀬戸内海」と呼ばれているのがこの時期の思います．

の南端付近から銚子付近までを亜熱帯，そして海です．図にみるように，東部地域も西部地域

瀬戸内区における最初の変動

九州の南端付近からその南方は熱帯として，貝も深い海の下に沈んでおり，その深さは，瑞浪

糸魚川

類を大きく区分することがあります．ですから

地方，津山地方で約200ｍ前後と推定され，生話しにあったとおりですが，最近の新しい知見

陸上で暖温帯とか温帯とかいわれている地域が，物相もほとんど同じ様相を示しております．従も含め若干の補足をさせていただきます．

海の方では，場所によっては亜熱帯ということ

来の研究では，この時期には，東部地域と西部

まず瀬戸内区に海が入ってくる以前の問題なんになります．

地域は海で結ばれ，西日本には広大な古瀬戸内ですが，さきの地質柱状図では，「可児」の最

図1・7は，貝類化石から推定した瑞浪地域の古海が存在したと考えられておりました．私ども下部に，瀬戸内区では珍しく火山岩が出てきま

海水温の移り変わりで，図中の温度は冬の海面も，この時期の貝類化石の様相からみて，東西す．これは，蜂屋火山岩類といって瀬戸内区で水温を表しています．図にみるように，この時の海域は大阪付近を通る狭い海峡を通じて結ば

最も古い時期の火山岩なのですが，その絶対年

代は全体としては大変暖かく亜熱帯の環境下にれていただろうと考え，1980年にはそうした古代が最近わかりました．その年代は，実は私どあると思われますが，ただ，Ⅱ期の中頃に海水

地理図を発表しております．

もが予想していたよりも大分古く，火山岩の一温が 15℃ 前 後 と，急に 寒く な る一 時期 が あ り

しかし最近，東西の中間点にある室生火山岩の番 下 位 で 22.2Ｍ a， 上 位 の 方 で 19.8Ｍ aと 出ます ．実 は ，こ の一 時期 の 地 層（ 山野 内 層基年代が大きく修正されまして，従来は13.1Ｍa

たんです．このことは，海が入ってくる大分以底）からはウソシジミ（Felaniella usta）といという測定値がでていたんですが，最近の測定前に，瀬戸内区の変動の前触れのような感じで，う小さな２〜３cmの二枚貝が密集して出てき値では15Ｍa，17.5Ｍaという値がでています．

局地的な火山活動がすでに中新世の前期初頭にます．この貝は現生種で，銚子以北の10〜30ｍ

そうしますと，この火山は陸域での火山活動で発生していたということです．

の浅海の砂底にすんでいるものです．そして現

すから，この時期に東・西が海で結ばれたこと

可児地域では，この火山活動に続いて湖の地層

在のこの地域の冬の海面水温が15℃前後．そはなかったというように考えられます．こうなが堆積しますが，この時期の後半になると，隣れで，この期間には北からの寒流が卓越する一りますと，東部地域の海は古伊勢海と呼ぶ方が接する瑞浪や岩村の地域，さらには三重県の関時期があったのだろうと推定されるわけです．

妥当なのかもしれません．一方，津山から鳥取地方などにも湖が出現します．こうした状況の

またⅡ期の終わりには古海水温が20℃前後ま方面へ抜ける海峡は，この時期に出現したもの

なかで瀬戸内区に海が入ってくるわけです．

で上昇し，熱帯の環境が出現します．この時期と考えられます．古瀬戸内海は，Ⅲ期の後半ま古海水温とその変遷の地層（宿洞相）からは造礁サンゴや，ヒルギ

でのかなりの期間続いたようですが，その後，

次に当時の海水温について触れてみたいと思い

シジミ（Geloina）という，現在では奄美大島以

ゆっくりとした海退期に入って陸化が始まり，ます．表1・1の貝類化石群集の水温という項目

南に分布する熱帯系の二枚貝が出てきます．そやがて中新世中期の中頃にはこの海は消滅しては，熱帯から冷温帯までに区分して示してあり

れでこの時期には，古海水温は，控え目にみてしまいます．

ますが，この区分は，陸上の植物帯で分けられも20℃までは上昇したものと思われます．

大体以上が中新世の瀬戸内区の概略ですが，後る気候帯とは幾分違ったニュアンスをもっていなお，先ほど柴田さんはお話しになりませんででお話があるかと思いますが，実はこの時期に，ます．

したが，柴田さんご自身も，瑞浪地域の浮遊性果たして日本列島の位置が現在のままであった

ご存じのように，現在，日本列島の太平洋側で貝類やオウム貝の化石の産出状況から，Ⅱ期のかどうかという問題があります．この時期の日は列島沿いに南から北上する暖かい黒潮の主流

中頃からⅢ期にかけての古海水温を推定してお本列島は，大陸にもっと接近していたのではな

は，銚子付近で向きを変えて遠く沖合へと離れられます．図1・8がそれですが，ほぼ同じよう

図1･7−貝類化石からみた瑞浪層群の古海水温

図1･8−浮遊性貝類から推定した瑞浪層群の表面古海水温

瀬戸内区の様相は，今，柴田さんのおな結果が出ており，特にⅡ期末期においては，
古海水温を21℃〜22℃と推定しておられます．
中新世中期初頭の熱帯系貝類の分布
以上のように，太平洋側の瑞浪地域では，Ⅱ期の末期には熱帯的な海の環境が出現した証拠がはっきりと出てくるのですが，Ⅲ-1の時期になりますと，今度は，日本海側から入り込んだ西部地域の内海に，今お話しした熱帯系のヒルギ
シジミがたくさん出てきます．さきの古地理図（Ⅲ-1）には，三次，東城，津山などにこの貝の記号が示されていますが，これらの貝はすべ

URBAN KUBOTA NO.28｜8

て殻の２枚合わさった立派な化石です．それで，すむハトムギソデガイという小さな二枚貝や，古瀬戸内の海は日本海側からだけ入っていて太この内海が熱帯的な環境下にあったことがわか

ワタゾコツキヒガイ，ハリナデシコガイという平洋とはつながっておりません．しかし私は，るわけですが，ではこの熱帯的な海はどういう

ホタテガイの仲間がこの時期になるといっせい

貝化石の一様性からみてⅢ期に限っては，この広がりをみせていたのか．こうした観点から瀬に出てくるんですね．Ⅲ-1期の浅い海が一挙

海は太平洋とつながっていたと考えています．

戸内区だけでなく，日本の中新世中期初め頃のに深くなってしまう．もちろん，その途中にち

なお図にみられるように，現在の伊勢湾口のあ地層中に，熱帯系の貝類がどのように分布してょっとしたステップはありますが，深くなり方

たりで，東部地域の海は北東−西南方向に少しいるかを調べてみました．

があっという間なんです．しかもこの時期には，くびれています．これは，中央構造線の方向とその結果は図1・9にまとめてありますが，これ同じ貝が東部地域にも出てきますし，さらに瀬一致していて，その活動と関係のある東西方向

は，現在の分布が南九州以南の貝類を取り上げ，

戸内区以外の地域―掛川地方や熊野地方にもの隆起―東は設楽から西は四国の中央部まで

その分布域を５段階に分けて化石の産出地を示同じ貝が出てきます．ただし，田辺地方は沿岸細長くのびる長大な隆起を考えているわけです．

したものです．図にみるように，全体では21属だったと思われ，キリガイダマシなどの浅海に瀬戸内区の中新世の堆積物は，また第一瀬戸内の熱帯系貝類が認められ，そのうち東南アジア

すむ貝が認められます．

累層群ともよばれますが，その後，鮮新世になに生息する貝類は７属で，これらは，瀬戸内区

じつはⅢ期の初め頃からは，太平洋のまわりのると伊勢湾地域には東海湖とよばれる大きな湖の西部地域（備北層群とその相当層）と，日本

各地でも急激な海の侵入があったことが知られが生まれます（この時期の瀬戸内区の堆積物が海側ではグリンタフ地域の富山県の八尾に集中ており，この時期には世界的な大規模な海水準

第二瀬戸内累層群です）．東海湖が湖であってしています．また，マングローブ沼に生息するの上昇があったとされています．したがって，海でなかったのは，やはりこのたかまりがある

貝類は７属が認められ，これは，熱帯系の貝類

瀬戸内区におけるⅢ期の急激な海進も，こうしために海が太平洋から入ってこれなかった，とを産出するどの地層からも産出します．ただした事件を背景にしているわけです．事実，このいうことだろうと思います．その点は大阪層群

現生の台湾以南のものは，今の両地域に限られ時期には日本全体が水びたしというような状況でも同様で，それが湖の地層として始まっていており，太平洋側にはみられません．このようが生まれており，またこの時期が，日本海の成るのも，やはり，紀淡水道の部分にも中央構造にみてきますと，当時の備北・八尾という日本立した時期にもあたっているわけです．

線ぞいのたかまりがあって，最初は海が入って海側の地域は，現在の西表島あるいはそれ以南

編集

これなかったからだと思います．

の台湾〜フィリピンに相当する熱帯的環境下にを通じて太平洋側とつながっていたんですか．

あったことがわかります．

糸魚川

中新世中期初頭の西南日本の位置

れもそこは閉じられていますし，また京都大学

さきに柴田さんは，瀬戸内区の古地理を正しくの石田さんが1979年に描かれた古地理図でも，復元するためには，中新世の日本列島の位置が問題になるだろうと指摘されましたが，この問題は最近，主として古地磁気試料によりいろい

この時期には，古瀬戸内の海は紀伊水道
従来の古瀬戸内海の古地理図は，いず

図1･9−中新世中期の地層における熱帯系貝類の分布

図1･10−中新世中期の西南日本の古地理と熱帯古環境の証拠<古位置は古地磁気のデータ(鳥居ら，1985)により復元>

ろと議論されております．京都大学の鳥居さん
らもこうした方法によって15Ｍa以前の西南
日本の位置を推定しておりますが，それによると，西南日本は著しく大陸に接近していて，日本海の姿も現在とは大分違います．この図に，今述べました中新世中期初頭の熱帯系貝類群集
およびサンゴ礁の分布を記入してみますと，図1･10のようになります．こうした図をみますと，
南からまっすぐに北上する暖流は，当時はまだ入り海的な要素の強かった日本海に流れ込み，そこに高水温の海を出現させたものと思われます．ただ，いずれにしてもこれは，日本海の成立と発展に関連した未解決の大問題なので，今後の課題ということになります．
Ⅲ期の海をめぐって編集

Ⅲ-2期の図をみると，西部地域の海はいまの瀬戸内海よりぐんと深いんですね．
糸魚川

そうです．水深200ｍ以上のところに

URBAN KUBOTA NO.28｜9

②中新世中期初頭のマングローブ林

ると，これはもうわかりません．逆に，花粉化た時期にあたります．時代区分でいえば，中新石の方はどの地層からも出てきますので連続性

世中期の初め頃，今から1,600万年前頃の時代

花粉化石と植物化石

はよくわかります．このように，花粉化石と大

です．

山野井

私の専門は花粉分析で，新第三紀の植型植物化石とでは，同じ植物の化石であってもマングローブ林発見までの経緯

物の花粉の化石を調べて，この時代の植物の変

その性格は大分違いまして，一方の短所が他方

この時期がかなり暖かい時代であったというこ

遷を研究しています．日本では，この時代の地の長所になっているという関係にあります．

とは，すでに大分以前から，植物の方からも指層がよく発達しているのは東北日本ですから，

新第三紀の花粉帯−NP-2帯の特異性−

摘されていたのですが，1950年代になりますと，

主として日本海側の，いわゆるグリンタフ地域

新第三紀の植物群については，従来から，北大

貝化石を研究されている大山桂先生が，富山県が私の研究の場になっております．

の棚井先生を初め多くの人々によって研究され八尾の黒瀬谷層から，ヒルギシジミ，センニン

だいたい花粉というのは，大きいもので150μており，その結果，いくつかの植物帯に分けらガイという，現在のマングローブ沼に生息するぐらい，小さいものは10μほどしかなく，顕微れてその変遷が明らかにされています．ただ，貝化石を発見しまして，このときに初めてマン鏡でのぞかないとわからないという小さなもの

こうした大型植物の葉の化石を中心にして調べ

グローブ沼の存在が予測されました．

ですが，花粉の外壁は，有機質でありながら非られた植物帯では，今述べた事情から，植物帯

その後，今度は，今お話しのあったように中国常に強固で，化学的にも非常に安定した物質での上下関係はわかっても，それらが移り変わ

地方の備北層群，古瀬戸内の堆積物からも立派できております．私どもが，花粉の化石を岩石る境の層準がわかりません．それで私は，これなヒルギシジミが見つかり，この時代には，この中から取り出すときには，まず最初に，フッらの境の層準を的確に知ることを目標の１つにちらの方にもマングローブ沼があったらしいと化水素酸で珪酸分をすべて溶かし，その上，アして，花粉化石を調べたわけです．そうします

いうことになり，この沼の存在が一段と確実視

ルカリで植物質のものを溶かします．こうしたと，大型植物の場合と同様に，また，それに対されてきました．ところが肝心かなめのマング処理をしても，花粉化石はびくともしませんで，応する形で，花粉の方でも時代ごとにそれぞれ

ローブ植物の証拠が見つからない．そういう状

ほとんどそのままで残ります．

違った植物の組み合わせが認められます．その況が続いていたわけです．

普通，花粉は，開花した雄しべから離れて空中

あるまとまった一連の花粉群集を花粉帯といいそれが，今から10年程前くらいですか，糸魚川を漂い地表に落ちますが，地表に落ちた花粉のますが，新第三紀の花粉化石については，NP-1

さんから，広島県のヒルギシジミが出た地層の大部分は，バクテリアによって分解されてしまか ら NP-5ま で の ５ つ の 花 粉 帯 に 区 分 す る こ

花粉分析をしてみないかといわれまして，試料います．しかし，バクテリアの作用が弱い湿地とができました．これらの花粉帯のそれぞれは，をもらって分析してみました．このときには，や湖沼，あるいは海などの水域にたどりついた

図2・1に示すような大型植物群と対応している

マングローブ植物のヒルギ科に属するものらし

花粉は，熱による分解を受けない限り，その強わけですが，各植物群の境の方は，今述べた事

い花粉が見つかったのですが，花粉の保存状態

靱な外壁に守られて底質の一要素となって堆積情により点線で示してあります．

が悪く決定的なことは言えなかったのです．そし，半恒久的に保存されることになります．しこれらの花粉帯の内容については，本日のテーれでこの後，糸魚川さんにお願いしまして，もたがって，水域に積もった地層（堆積岩）の中

マと離れますので省略しますが，花粉化石から

っと多くの地点の試料を送ってもらい，あるいからは，火山灰質でない限りどの地層中からもみた新第三紀の植物の変遷を全体としてみますは広島大学の岡本先生や田口さんなどに頼みま

花粉化石が出てきます．もちろん，これらの花と，その変化は非常に緩やかで，第四紀のそれして岡山県の料試をいただく．さらには新潟大

粉は，陸上植物の花粉がそこにたどりついて残のように激しく移り変わるということはありま

学の津田先生からは，先ほどの八尾の黒瀬谷層されているわけですから，花粉化石を調べるこ

せん．ただし，そのなかにあっても，かなり急の試料を幾つか送ってもらいまして，全部でたとによって，間接的に当時の陸上植物の構成を激な変化をみせる花粉帯がありまして，NP-2

しか20個ぐらい分析したと思います．

知ることができます．ただし花粉化石の場合に帯がそれなんです．この図では，古気温についそうしますと，そのうち15の地層から比較的保は，現在の研究段階では，植物を「属」のレベて も 記 し て い ま す が ， こ の カ ー ブ が NP-2帯

存のよい花粉化石が出てきたのですが，そのなルでしかとらえることができません．「種」ののところだけ暖かい方にぐんと突き出ています．

かの約半数の８地点から，オヒルギというマンレベルでの同定は，まだ難しい，そういう弱点

この花粉帯は，植物帯では台島型植物群というグローブ植物の花粉の化石が見つかったのです．

があります．

時代にあたり，当時は北海道の南部から東北地一口にマングローブ植物といいましても，これ

一方，高等植物の葉や実の化石―いわゆる大方にかけては，カシを主にした常緑樹，また現には非常に多くの種類がありまして，東南アジ型植物化石といわれるものは，「種」のレベル

在台湾に自生しているフウという樹木，こうい

アには約50種類ぐらいのものがありますが，そで検討することができるので，現生植物との類った植物群が支配した暖かい時代にあたります．

のうちの一つのオヒルギという植物がようやく縁関係も詳しく調べることができます．ただし，花粉化石の方からいいますと，西日本の各地でこのときに見つかったわけです．これによりま

葉や実の化石というのは，どの地層中にも残さ

マングローブ植物が出てくるのが，まさにこのして，当時，西南日本の日本海側の海辺には，れているわけではなく，産出する地層が限られNP-2帯なのです．この時代はまた，貝類の方広くマングローブ沼が分布していたということています．ですから，産出層準の古植物群は詳

からいいますと，いま糸魚川さんのお話しにあを，植物の方からも裏づけることができたわけ

しくわかっても，ほかの地層への連続状況となった熱帯系の貝類が西日本の各地に生息していです．これは，1980年のことです．

URBAN KUBOTA NO.28｜10

しかし，オヒルギという僅か一種類の植物が見

図2・2の地質図は，先生が1955年に発表された
にれはら

いわいね

粉化石を分析してみました．こうして西から
くぶ す

とち づ

つかっただけでは，例えばそれが，亜熱帯北限

もので，八尾層群は，下位より，楡原，岩稲，久婦 須 川，神通川， 栃 津 川―この川は常願寺の小規模のものか，あるいはまた熱帯の本格的

黒瀬谷，東別所の４累層に分けられています．

川の支流で，樫ノ木礫岩層の縁辺を流れる小さなものであったのか，というような当時のマン

さきに年代のことに触れておきますと，黒瀬谷

な河川ですが，これらの３つのルートをかなりグローブ林の性格や規模というものが全くわか層直下の岩稲層の安山岩年代が16Ｍa（カリウ

広い範囲にわたり，黒瀬谷層の下位から上位まりません．それでこのときには，八尾の黒瀬谷

ム・アルゴン法による），黒瀬谷層上位に含までの層準をまんべんなく選んでサンプリングし層のものが花粉の保存が非常によかったので，れる山田凝灰岩の年代は15Ｍa（フィッショ

たわけです．
（なお，大山先生がヒルギシジミや私は，引き続きこの地層の花粉を詳しく研究しン・トラック法による）と出ており，問題の黒センニンガイを発見したのは久婦須川流域です）．

たいと思いまして，新潟大学の津田先生とご一

瀬谷層は，中新世中期初頭の16Ｍaから15Ｍa

花粉分析の結果は，図2・3，図2・4，図2・5のと緒に調査を続けることにしました．その結果，にかけての100万年の間に堆積した地層である

おりで，各ルートのすべてから多くのマングロ

次にお話しするように，多くの種類の植物で構ことが確認されています．

ーブ植物が出てきました．これらの図でアカ色成される本格的なマングローブ林の存在が浮かこの黒瀬谷層は，図にみるように，東西に細長で記されている植物はマングローブ植物で，ヒび上がってきたわけです．

く延びて分布していますが，そのうち，神通川

ルギダマシ属（Avicennia），ヤエヤマヒルギ属

この間，昔のマングローブ沼を研究するためにの東から常願寺川の東にかけては礫岩の地層が(Ryzophora)，オヒルギ属(Bruguiera)，マヤプ

は，どうしても現在のマングローブ沼の実態をあります．これは，樫ノ木礫岩と名付けられてシキ属(Sonneratia)，シマシラキ属(Excoecaria)

知る必要があるので，富山市の横田先生のご援いますが，津田先生は，この礫岩の縁辺から周というのがそれです．また，図には記載されて助をうけて津田先生や糸魚川さんなどとご一緒辺にかけての岩相や産出する化石類を詳しく調いませんが，ウミマサキ属（Scyphiphora）―に，ほとんど毎年のように，南方に出かけてはべまして，この礫層が，当時の古神通川の河口

これは現生の分布がフィリピン以南に限られる

マングローブ沼に入り，調査を続けているとい

付近に堆積したことを明らかにしておられます．

種類ですが，これが久婦須川流域と栃津川流域

う状態です．

≪多種類のマングローブ植物の産出≫でそれぞれ１個体ずつ，コヒルギ属（Ceriops）

黒瀬谷層のマングローブ林

大体現在のマングローブ林というのも，河口付―これは現生の分布が台湾以南に限られる種≪樫ノ木礫岩層と古神通川の河口域≫

近の海辺の汽水域を中心に分布していますから，類ですが，これが栃津川流域で２個体産出して八尾層群というのは，富山平野南部の丘陵地帯

まず最初は，当時の古環境から判断して，このいます．

をつくる新第三紀の地層で，この地域は，津田

古神通川の河口の周辺域，すなわち樫ノ木礫岩≪神通川春日地点と栃津川流域≫

先生によって詳しい地質調査がなされています．

層の縁辺部を主に粗いサンプリングを行って花これらの図をみてすぐ気がつくことは，図2・4

図2･1−東北日本の新第三紀の古植物群

URBAN KUBOTA NO.28｜11

の神通川流域ではマヤプシキが50％以上，また分析結果で，この図には横に泥岩の柱状図を示現生の種に近いものであったことがわかります．

図2・5の栃津川流域では，マヤプシキが40％以してあります．そうしますと，予想どおりここ

他方，マヤプシキの仲間は，現生のものが東南

上，シマシラキが60％以上というように，マンでも，植物片が濃集している黒っぽい泥岩からアジアに５種類分布していますが，花粉の形態

グローブ植物が異常な高率で出てくる地点のあは，マヤプシキが非常にたくさん出てきました．

からみると，黒瀬谷のものは Sonneratia alba

ることです．

またシマシラキも，泥岩の下から上までほぼ連（マヤプシキ）の近縁種であることがわかりま

それで次には，これらの層準を詳しく調べてみ続的に出てきますし，ヒルギダマシも上位の層

す（写真２ａと写真２ｂ）．

ることにしました．神通川流域でマヤプシキが準から出てくるという具合で，この地域のマンそしてこれらの２種類が，現在，東南アジアのたくさん出てくるのは春日という場所ですが，グローブ林も相当規模のものであった様子がうマングローブ林ではどのように分布しているか

今度はこの地点（図2・2のアカ丸印）で，2ｍ

かがえます．

といいますと，マヤプシキの方は，マングロー

おきに試料をとって分析したわけです．その結

もともと，神通川流域の春日付近やこの栃津川

ブ沼の最も海側の浜辺，海に面した砂地や泥地

果が図2・6で，もちろんマヤプシキは，ほとん流域というのは，樫ノ木礫岩層の縁辺にあって，に地中から気根をいっばい突出して大木になっどの層準から高率に出てくるのですが，それだ

この礫岩がより細粒な砂やシルトの地層へと移ている場合が多い．これに反しシマシラキの方

けでなく，シマシラキがたくさん出てくる層準

り変わる境のところにあたります．ですからこは，マングローブ沼の背後に，河口から離れたもありますし，またさきの調査では出てこなか

こは，恐らく古神通川の河口のデルタを挟む両

川筋の奥まったところに生育しているという状ったオヒルギ，ヤエヤマヒルギ，ヒルギダマシ

側の海辺のような位置にあって，そのデルタを態で，この２種類は決して同じ場所には分布しなども，低率ではありますが出てきます．さら縁どるような形で，かなりの規模のマングローておりません．

には，ウミマサキも１個体発見されるという具ブ林が形成されていたのだろう．―そのようまた花粉の生産量を調べてみますと，マングロ合で，この地域のマングローブ林が相当な規模に考えられます．

ーブ植物のなかでは，この２つの樹木の花粉生であったという証拠が出てきました．

≪マングローブ林の景観≫

産量だけが他のものに比べて圧倒的に多いので一方，栃津川の方ですが，だいたい栃津川の河以上のようにこの地域では，多くのマングロー

す．ですから，この２種類の花粉がたくさん出

床には，ほかの地域ではちょっと見られない，

ブ植物のなかでも，特にシマシラキとマヤプシたからといって，この２種類の樹木だけが多か植物片をたくさん含むような異様な黒っぽさをキとがたくさん出てきます。このうちシマシラったということになりません．逆にまた，オヒもった泥岩が露出しています．幸いこれと同じ

キというのは，現生のものでは１種類があるだ

ルギ，ヤエヤマヒルギ，ヒルギダマシなどの花泥岩の露頭が，栃津川と常願寺川との間の丘陵

けで，その花粉形態を黒瀬谷のものと比べてみ粉の出る比率が低いからといって，マングロー

上の道路のがけの部分（図2・2のアカ丸印）にますと，写真の１ａと１ｂにみられるようにほブ林のなかでこれらの樹木の構成比率が低かっありましたので，この泥岩の露頭を細かくサン

とんどその違いがみられません．したがって当たというわけではないのです．現在のマングロ

プリングして分析したわけです．図2・7がその時のものも現生と同じ種か，あるいはきわめてーブ林をみても，単一の樹種で成り立っている

図2･2−八尾層群の地質図<津田，1955>

URBAN KUBOTA NO.28｜12

というよりも，多くの樹種で構成されているの

図2･3−久帰須川流域の黒瀬谷層を主体とした花粉分析図（主要産出花粉）が普通ですから，たとえ低率であっても，多くの種類の花粉が出たということの方が重要な意
味をもっているわけです．
さらにもう一つ，黒瀬谷から出たマングローブ
植物の現生での地理的分布を調べてみますと，
図2・8のようになり，シマシラキは奄美大島以南，マヤプシキは石垣島以南が生育適地ということになります．しかも黒瀬谷からは，ウミマ
サキ属やコヒルギ属も出ておりますから，少な
くとも当時の黒瀬谷の海辺が石垣島以南の環境下にあったということができます．
本誌，アーバンクボタ誌の25号では，マングロ
ーブ林がつくる特有な土壌―酸性硫酸塩土壌を特集しておりますが，その表紙には，マング

図2･4−神通川流域の黒瀬谷層を主体とした花粉分析図（主要産出花粉）

ローブ植物のきれいなカラー写真が，東京農大の中村先生によって紹介されております．このカラー写真を参照しながら当時の黒瀬谷のマングローブ林を推定してみますと，海辺には，その表紙の２段目に紹介されているマヤプシキが大樹をなして並び，その背後や川筋には，３段目と４段目に紹介されているようなヒルギ科の仲間が支持根をはりめぐらして密生し，さらにその奥のマングローブ沼の背後，川筋の奥まったところにはシマシラキ（これは紹介されておりません）の群落が分布するという―そういった景観が推定できるわけです．
<八尾層群の分布図>

図2･5−栃津川流域の黒瀬谷層の花粉分析図（主要産出花粉）

URBAN KUBOTA NO.28｜13このように黒瀬谷のマングローブ林は，少なくことがありますが，これはもう，ほかでは見ら限は佐渡なんです．ただ，北限を探るというのとも産出する花粉化石から推定する限りは，現れない独特の面つきをしています．古瀬戸内では非常に難しい問題がありまして，花粉が出な

在の熱帯〜亜熱帯のそれとほとんど変わらない

は，こういうものはありません．

かったからマングローブはなかったというよう景観を復元し得るのですが，ただし１つだけ本

編集に，短絡的に結論を出すわけにもいきません．

質的な大きな違いがあります．というのは，現

うなことは……

当時の陸と海の境の，そういう地層条件のとこ

在の熱帯〜亜熱帯のマングローブ林の背後には，山野井

ろを探して，マングローブ沼がどんな形で広が熱帯〜亜熱帯の森林が続くのですが，黒瀬谷のマングローブ沼そのものだろうと思っています．

っていたかということを，これから明らかにし場合には，マングローブ林の背後にあるのは，植物片のなかには，パイライトがキラキラと光ていきたいと思っています．

常緑カシなどを主体とする海岸低地林なのです．

って密集して入ってもいるんです。しかし，パ

それから，当時の日本海の対岸であった韓国のさきの図にも示されているように，花粉化石でイライトが入っているというだけでは，マング

ポーハン（浦項）というところ，ここでは，かもリムノキ属（ Dacrydium ），カルヤクルミ属

ローブ沼だというわけにもいきませんし，このなり暖かい貝が出てきますから，そういうとこ（ Carya），常緑カシ属（ egr. Quercus），フウ

仕事もこれからの課題になっているんです．

ろの花粉の分析も現在やっております．この方属（ Liquidambar）などが主体となった暖温帯

編集

は，いずれ結果が出てくることと思います．

の植物が出てくるわけで，これは，さきに述

山野井

そういう感じですね．

また，日本海側が片づきましたら，古瀬戸内のべた台島型植物群に対応するものです．この糸魚川

特別な，非常にいい条件だったのでし方も，糸魚川さんにいいルートを教わりながら，ように，陸上の植生としては，熱帯〜亜熱帯のょうね．

これから詳しい分析をしてみたいと，そういう植物は一切出てきません．したがって，沿岸部

編集

この泥岩は，風化すればやはり酸性に．

計画を持っております．

の熱帯〜亜熱帯，内陸部での暖温帯という，生山野井もちろんなると思います．こういう地

態分布の上からはまことに奇妙なズレをみせて層のところを，もし田んぼなどにしたらそれこ

編集

マングローブ沼そのものの化石というよ感覚だけで言うならば，私は，これはよくぞ残ったという感じなんですね．

中新世中期初頭の古気候ミステリー
中新世中期初頭という時代は，日本海側

い た の が こ の 時 代 の ，花 粉 帯 で い え ば NP-2

そ厄介な問題が起きてくるだろうと思いますの沿岸部では，貝の方でも植物の方でも熱帯〜帯の一大特徴なのです．そしてこれはまた，中(笑)．

亜熱帯の証拠がどんどん出てくるのに，内陸部

新世中期初頭のマングローブ林の特徴でもあり

編集

ます．

どうなっているんですか．

う，何か不思議な時代ですね．その前の植生はマングローブ沼そのものの化石か？

山野井

どんな気候帯のものなんですか．

編集

生物が泥をかきまわした跡が，まだらな形にな

山野井のは，見ただけですぐわかるのですか．

って残ってはいます．貝なども死ねば恐らく，というのは，クルミ，カバノキ，ブナ，コナラ

山野井

殻は強酸性のために数年のうちに溶けてしまうなどの落葉広葉樹が主体ですが，マツ科のもの

ない，異様としか表現しようのない黒っぽさでのではないかと思いますが．

も多産します．NP-1帯は，植物帯では阿仁合

すから，これはすぐにわかります．栃津川の河糸魚川以前，シンガポールの北側の島に行っ型植物群と対応し，これも落葉広葉樹に針葉樹

床に長さ100ｍぐらいにわたってベターッと露たときのことですが，pHが２〜３というようが混交するという植物群集で，その後にくる暖出しているんです（写真３，４参照）．

な強酸性のマングローブ沼で，センニンガイとかい台島型植物群とは明らかに違っています．

糸魚川

いう大きな巻き貝ですが，その外側の殻が半分ですからこの時期は，現在に比べてもやや冷温くらい溶けているのを見たことがあります．でな気候，恐らくこの時期の日本は大陸の東縁にすから，化石になる前に溶けてしまうという傾あって，現在よりは内陸的な気候下にあったと向は確かにあると思うんですが，ただ，だから思います．

といってマングローブ沼では動物の化石が全くそ れ が NP-2帯 に な る と ， 急 速 に 暖 か く な る

残らないというようには言えないんです．マンというだけでなく，今おっしゃられたように，

グローブ沼というのは，現在のものを見ても実沿岸部と内陸部との植生に大きなズレがあらわに多様なんです．ですから場所によっては，立れてくる．これは，きわめてミステリアスな古派なヒルギシジミやセンニンガイが残るという気候事件ですから，実は，その背景について私ことになるわけです．

なりに推定したことがあるんです．

マングローブ植物の分布限界

台島型植物群の時代になると，内陸的な気候は編集続いていたものの気温は上昇し，現在よりは明栃津川流域の異様に黒っぽい泥岩というほかの新第三紀の地層ではまず見られ栃津川のものは，私も一度見に行った

図2･8−東南アジアにおける現生の主要マン
グローブ植物の分布と黒瀬谷層の産出化石

そういう強酸性の泥では，動物の化石は動物の化石は全くありません．ただ，この時代のマングローブ植物は，どの辺の植生からは暖温帯のものしか出てこないとい

花 粉 帯 で は ， NP-2帯 の 前 の NP-1帯の地域まで見つかっているんですか．

らかに暖かくなります．だいたい台島型の植物

山野井

今，北海道の奥尻島から，津軽，秋田，群を堆積した東北日本各地の湖沼は，激烈なグ山形というように，この植物の北限をずっと調

リンタフ変動の過程で発生しているわけで，沈べているんですが，今のところ，花粉の出た北降と海進を伴っています．しかもこの時期は世URBAN KUBOTA NO.28｜14写真1〜2／黒瀬谷層産出の花粉化石と現生花粉の走査型電子顕微鏡像（左端下のスケールは5μｍ）
1a：Excoecaria agallocha L.（現生，シンガポール産），赤道観像．
1b：Excoecaria，赤道観像，TZ-03．
2a：Sonneratia alba J. SMITH（現生，シンガポール産），赤道観像．
2b：Sonneratia (Florshuetzia claricolpata YAMANOI)，赤道観像，TZ-01．

界的な気温の上昇があり，両極の氷塊が溶けて

図2･6−神通川流域の黒瀬谷層・春日地点の花粉分析図(主要産出花粉)

海水面が大きく上昇したといわれています．その結果，グリンタフ地域はもちろん，古瀬戸内などの非グリンタフ地域にも広く海が入ってくるわけですが，これは世界的な気温上昇とともに生起しているわけですから，この海進には南方からの強い暖流が流れ込みます．こうしてこの時期の日本は，内陸的な要素が失われ，気候
も海洋性の気候へと変わっていきます．また，南方からの暖流の流れは，先ほどの糸魚川さんのお話しにあったように主として日本海側へと流れ込みますから，この暖かい海流に運ばれて，

図2･7−栃津川流域の黒瀬谷層の重点的分析地点の花粉分析図(主要産出花粉)

この海域の沿岸各地にはマングローブ林が形成され，また熱帯〜亜熱帯の動物も移動し生育す
るようになります．ところが，この暖かい時代
は比較的短い期間で終わってしまうのです．その結果，海で隔てられているために移動のおそい熱帯〜亜熱帯の陸上植物の方は，日本へ上陸して生態的地位を占める期間がないままにこの時代が終わってしまう．そのため，当時の台島型の植物は，熱帯〜亜熱帯の気候になったにもかかわらず，より南方の植物にその生態的地位を奪われることなく存続することができた．こ
うして，日本海側の沿岸部には熱帯〜亜熱帯のマングローブ植物が繁茂し，内陸部には暖温帯の植物が生育するという，そうした奇妙な事態が成り立っていたのであろう．私は，このように推定しております．
編集

時間もなくなりましたので，この辺で終わりたいと思います．本日は，どうもありがとう存じました．

写真3･4／栃津川河床の異様な黒さをもつ泥岩

URBAN KUBOTA NO.28｜15

古瀬戸内の生きものたち−瑞浪層群を中心に−①瑞浪層群−古地理と貝類化石−①瑞浪層群−古地理と貝類化石−

糸魚川淳二＝名古屋大学理学部教授②サメ・エイ類
西本博行＝あ岐阜県立多治見北高校教諭③植物
伊奈治行＝愛知県立旭陵高校教諭④哺乳動物
亀井節夫＝京都大学理学部教授

した．このときには，工事と並行しての調査・致しています．

れのような形で発生したのがこの火山活動といこの例にみられるように，この地方からは中新収集ですからまことに忙しい思いをさせられま

表1・1は瑞浪層群の層序表で，この表にみるよ

うことになります．なお火山岩類に挟まれた砕瑞浪地方と中新世の化石

世の貝類化石がたくさん出てくるのですが，明したが，その結果集められた標本は実に10万点

うに各盆地に堆積した地層は，それぞれ可児層

屑岩類の中からは，あとで伊奈さんからお話し

編集

本日は，古瀬戸内の生物について，瑞浪治に入ると1898年（明治31年）に瑞浪市の山野以上にのぼり，この厖大な試料を生かすために群，瑞浪層群，岩村層群ともよばれ，それらのがあると思いますが，阿仁合型植物が産出し，地方を中心にいろいろとお話をお伺いしたいと内で，デスモスチルスという哺乳動物の頭骨の

瑞浪市化石博物館がつくられます．こうして，地層は，２つの非整合によって３つの累層に分またコイ科の魚や昆虫などの化石も出てきます．

思います．最初に糸魚川先生からお願いいたし

化石が発見され，これを端緒に本格的な古生物

中新世の化石を中心としたきわめてユニークなけられます．瑞浪盆地には３つの累層がすべてⅠ期の古地理ます．

学的研究が始まります．その後，この地方から化石博物館が1974年に瑞浪市に誕生したわけで揃っていますが，可児盆地と岩村盆地では上位−亜炭とウランをためた大きな湖の形成−

ご存じのように地質時代は，動物の進はウマ，サイ，ゾウなど多くの哺乳動物の化石

す．同館の発足によって，収集される試料は年の累層が１つ欠け，また可児盆地だけには最下

蜂屋地域の火山活動が終息し，19Ｍa頃になる化をもとに時代区分されますが，約6,500万年が発見されて研究も一段と進み，これらは，中ごとに増えており，現在では非常に豊かな内容

位に火山性の地層が発達しています．左端のⅠ，と，可児，瑞浪，岩村の全域にわたり，それぞ

前頃から始まる新生代は，哺乳類の繁栄で特徴

新世の日本の哺乳動物群を代表することになりのものが同館に保管されています．このような

Ⅱ，Ⅲの区分は，第１章で述べられた古瀬戸内

れ北東〜南西方向の長軸をもつ沈降運動が発生づけられる時代です．その新生代は，古第三紀ます．また貝類の研究も，1924年から槇山先生

来歴がありますから，日本の中新世の生物を語の古地理のⅠ期，Ⅱ期，Ⅲ期にそれぞれ対応しし，この地域には３つの大きな湖が形成されまから新第三紀・第四紀をへて現在にいたるわけ

によって始められます．

る場合には，瑞浪地方の化石を落とすわけにはています．

す（図1・2）．この時期の地層は，可児盆地ではですが，古瀬戸内の地層が堆積した新第三紀の一方，地層の方は，戦後になって1950年代頃かいかないのです．

図1・2〜図1・4は，岩相の特徴と貝類化石群集

中村累層，瑞浪盆地で土岐夾炭累層，岩村盆地

中新世の頃になると，現生生物との近縁種がぐら本格的な研究が始まります．私自身も貝類化

瑞浪層群

から復元された瑞浪層群の古地理図で，中新世

では阿木累層とよばれます．

んと多くなってきます．

石を中心に地層の研究を長いことやっているわ

中新世に東濃地方に堆積した地層は，一括しての前期から中期にかけて，この地域に生成した可児盆地の中村累層は層厚約120ｍ，下部層と古環境の移り変わりの様相を示しています．以

上部層に分けられます．下部層は，礫岩から始下，この古地理図を中心に，瑞浪層群の生成か

まって凝灰質砂岩・シルト岩の互層で終わる１

糸魚川

この中新世の化石は，日本でもいろいろな場所

けですが，最初は岩村地方から取りかかって，からでてきますが，なかでも岐阜県の東美濃に

そのご瑞浪地方に取り組み，1960年頃に最初のか

表1･1−瑞浪層群層序表

まったものだけが内型として残ったものです．

に

みずなみ

み

の

か

瑞浪層群とよばれますが，この地層は，美濃加
も

か

に

みずなみ

茂 市と可児市を中心とした可児盆地，瑞浪市ととき広がる丘陵地帯，可児 ，瑞浪 ，岩村といった地

まとめを行ったんですが，そのときすでに300

土岐 市を中心とした瑞浪盆地（土岐盆地），そら消滅までのあらましと，それに関連した貝類

つの小堆積輪廻を示します．上部層は，礫岩・域は，この時代の陸や海の生物の化石を豊富に種ぐらいの貝化石を認めました．これは，中新

して恵那郡の岩村町を中心とした岩村盆地，と化石群集について概説します．

亜炭をはさむ凝灰質砂岩とシルト岩からなり，産出することでよく知られており，これらの化世の地層としては非常に豊富な内容をもっていいう３つの堆積盆地に分かれて分布しています．

可児盆地における火山活動（プレⅠ期）

３つの小堆積輪廻が認められます．これらの地

石が人々の生活の中にとけこんできた日本でもることであり，この地層の貴重性が改めて認識

地層の厚さは600ｍ足らずで割合に薄いのです

瀬戸内区の最初の変動は，可児盆地に発生した層からは，ニッポンバク，カニサイ，ミノシカ，

珍しい地域です．有名なのが「月のおさがり」されることになりました．また1961年には，井が，そのほとんどが湖や浅海につもった地層で，火山活動です．この活動で堆積した火砕岩を主サイなどの化石を産出し，また阿仁合型植物群

で，なにか神秘性を感じさせるこの化石は，ご尻先生や鹿間先生らによって，パレオパラドキ

その後の構造運動の影響をうけていないので，とする地層が蜂屋累層で，層厚は300ｍ，美濃に対比される植物化石が出てきます．

神体にされて一般の家では神棚にまつられ，戦シアの発掘と研究も行われます．

豊富な化石を産出します．現在，これらの地層

加茂市蜂屋から可児市塩にかけて東西約15km，瑞浪盆地の土岐夾炭累層は層厚約140ｍ，泥炭，

時中にはお守りとしても使われていました．こそうしたところへ，1971年になると中央自動車

は，鮮新世の瀬戸層群やさらには第四紀の地層

南北約13kmの範囲に分布します．

砂岩，角礫岩からなりますが，主要部は泥岩で，の実体は，今は絶滅した中新世のビカリアとい道の工事が始まります．この道路は，その路線に被われていますが，図1・1は，そうした地層

火山岩は，いわゆる瀬戸内火山岩系ではなく，亜炭層と凝灰岩層をはさみます．亜炭層は幾つう巻貝――この貝は，殻の表面に深い彫りと大に古墳や古窯跡があるだけでなく，天然記念物をはぎとってみたときのこの地層の姿です．東Ｋ-Ａr法（カリウム・アルゴン法）で測定されかの層準にありますが，最上部のものは炭層の小の突起をもつ，すらりとした美しい形の巻貝となっている化石産地の中心部を横断します．

西に並列する３つの盆地は，いずれも北東〜南た火山岩の年代も非常に古く，22Ｍa（2,200万

厚さが10ｍにも達し，かつては盛んに採掘されですが，この殻の中に砂や泥あるいは珪酸分がそのため私も相談を受け，工事の進行と並行し西方向に長軸がありますが，この方向は，基盤年前）という値が出ています．つまり，瀬戸内ていました．

つまって固まり，外側の貝殻がとけて，中につて地層の調査と化石の採集を行うことになりまの秩父中・古生層や領家花崗岩の構造方向と一区に湖や海が出現する以前に，その変動の前触この地層中にはまた，ウラン鉱床が各地に形成

図1･1−瑞浪層群分布図<植村，1961>

図1･2−可兒・瑞浪・岩村盆地の古地理(Ⅰ期)

URBAN KUBOTA NO.28｜16･17

されています．だいたい土岐夾炭累層は，基盤かもしれません．いずれにしてもこの湖は，Ⅰ

地理図です．この時期に岩村盆地では，遠山累（Glycymeris）群集のすむ10ｍ以浅の砂底で，そく じり

ウ，カニサイ，ミノシカなどで，これらは平牧

ただこの化石の数が想像を絶するほどの多さなの谷地形を埋める形で堆積しているのですが，期の終わり頃になると陸化してしまいます．ど層下部の久保原砂岩層（海成層）が堆積しますの地層を久尻 相とよんでいます．

動物群とよばれ，大陸との関係が深い動物群でのです．

ウラン鉱床の大部分は，基盤近くの亜炭質をはの盆地でも最上部の地層頂面に侵食作用を受けが，この海は，図に示されるように，西縁部のなお瑞浪盆地では，瑞浪層群の主体をなす明世

す．また植物化石も出てきますが，それらは以以前，この化石層に含まれているウソシジミのさむ花崗岩の礫からなる礫岩層中に―とくにた形跡のあることが確かめられています．

汽水域にはオキシジミ（ Cyclina ）・ビカリア

累層は，盆地中心部と縁辺部では，同じ時期に前の中村累層のものとは違って暖帯性のものを数を計算してみたことがあるんですが，現在，みぞ状の構造が発達しているところに形成されⅡ期初めの頃の古地理（Vicarya）群集，武並山の基盤岩の西縁には浅堆積した地層でも岩層が著しく違っていたり，

含んでいます．なおヒラマキウマやミノシカは，

こ の 地 層 の 分 布 域 は 約 15km 2 ， こ れ は 削 剥 さています．風化し，こわされた花崗岩から雨水Ⅱ期に入って瀬戸内区が２度目の海進を迎える

い岩礁にすむエガイ（Barbatia）群集，そしてまた産出する化石の性質が異なっていることが瑞浪盆地の戸狩層からも産出します．

れたあとに残った地層ですから，もとの地層はや地下水によって微量のウランが洗いだされ，と，この地方にも再び変化が現れてきますが，中央部には汽水〜浅海にすむニポノマルシア

多いんです．こうした事情から，土岐市久尻付

Ⅱ期中頃の古地理−１

そ の ３ 倍 く ら い の 約 45km 2 ほ ど で は な い か と静かな凹地に沈澱・濃集したとも考えられてい今度は，湖の生成だけでなく海の侵入によって・プロトロテラ（Protorotella）(Nipponomarcia）

近にみられる砂岩を主とする地層は久尻相，瑞≪ウソシジミとデスモスチルス≫

思われます．そうしますと，化石として残ったます．なおウラン鉱床は，可児盆地の中村累層

大きな変化が生じてきます．

群集，その南には水深20ｍ程の砂地にすむゲン

浪市土岐町の桜堂付近にみられる砂岩・シルト

瑞浪盆地の明世累層の下部・中部は，さきの層数だけでも約1,050億という驚くべき数になっにも形成されています．哺乳動物の化石として最初に海が入ったのは，最も南側に位置する岩ロクソデガイ（Saccella）群集―以上のような岩の互層を桜堂相とよんでいます（層序表参序表に示したように戸狩層と山野内層で境されてしまうんです．ですから当時，ある期間中には，日本で一番古いゾウといわれるアネクテン

村盆地で，この地域ではⅡ期の初め頃に盆地のさまざまな貝類が生息し，入りくんだ浅い入江照）．

ますが，この境界付近には，アベックタフとよ

生きていた数は，この何倍〜何10倍にもなると

スゾウ，カニサイを産出し，また阿仁合型植物

南西部から海が侵入し始めます．瑞浪盆地では，をつくっていました．

その後，月吉の湾奥部は，ニポノマルシア・プ

ば れ る 厚 さ 30cm以 下 の ２ 枚 の 凝 灰 岩 層 と ，思われますが，いずれにしてもそれらは，大量群に属する植物化石群が出てきます．

Ⅱ期の開始当初は淡水成の本郷累層が堆積しま

瑞浪盆地では月吉の北あたりまでが湾奥部とな

ロトロテラ群集のすむ汽水〜浅海域に，さらにそ の 直 上 に 厚 さ 約 20cm ほ ど の ウ ソ シ ジ ミ

死という形で，地層中に化石のノジュールをつ

岩村盆地の阿木累層は層厚約60ｍで，この地層すが，盆地中心部にはすぐに海が侵入し，月吉

り，そこはオキシジミ・ビカリア群集のすむ汽カガミガイ（ Phacosoma）群集のすむ浅海域へ（Felaniella）の化石層が分布し，両者ともよくくっているわけです．約1,700万年程前のこと

も亜炭をはさむ凝灰質の砂岩・シルト岩からな層を堆積します．他方，可児盆地は，Ⅱ期以降

水域の浅い入江になりますが，その北部は基盤と移り変わり，海は少しずつ深くなっていきま

連続していて鍵層となっています．ウソシジミとはいえ，こういった軟体動物の大量死というり，基底部にはしばしば濃飛流紋岩の亜角礫のも海の侵入はなく湖が形成されて平牧累層を堆岩に妨げられて海は入らず湖になっていたよう

す．そこに堆積した地層が戸狩層で，西の縁辺の化石層はノジュール（団塊）になっていて，現象にぶつかりますと，やはり生物にとっての礫岩が含まれます．植物化石がたくさん出てき積することになりますが，湖の範囲はⅠ期よりです．西部の，土岐市の肥田−土岐津以南は，部は久尻相，東の縁辺部が桜堂相です．

保存のよい化石がたくさんつまっているのです

環境の重みというものが実感としてせまってきます．

はやや狭く，盆地北縁部は湖になっていないよ

ゲンロクソデガイ・フネガイ（Arca）のすむ深

一方，可児盆地では南部から東部の地域にかけが，この貝は現生種で，現在は銚子から北の海ます．なお，これらの化石層を含んだ明世累層

以上のように，この時期の３つの湖の地層は非うです．

さ10ｍ〜30ｍ程の浅海で，そこにつもった地層て湖が形成されますが，この地層中からは多くにすんでいます．ですからこの時期には，北かの露頭は，瑞浪市化石博物館のすぐ向かいの，常によく似ていて，あるいは当時，これらはす≪オキシジミ・ビカリア群集の入江≫が浅野相です．さらに北西の土岐市久尻地区は，の哺乳動物の化石が出てきます．ウマの先祖にらの寒流が一時的に流れ込み，それにのってこ丘の上に「日中不再戦の誓いの碑」が立てられ

べてつながっていて１つの大きな湖であったの

図1・3ａは，明世累層下部の月吉層堆積時の古キリガイダマシ（ Turritella ）・タマキガイ

あたるヒラマキウマをはじめ，アネクテンスゾの貝が瑞浪にすみ始めたと思われるんですが，ているヘソ山の崖にあり，見学用の通路もつい

図 1･3−可兒・瑞浪・岩村地方の古地理(Ⅱ期〜Ⅲ期）

図1･4−瑞浪地域の古地理図
山野内層下部堆積時

URBAN KUBOTA NO.28｜18･19

ていますから誰でも見ることができます．

海はだんだんに深くなっていきます．

了します．狭間層および宿洞相と，上位の生俵ちょっと話が横へそれましたが，実は，瑞浪の一方，岩村盆地では，この時期に両伝寺互層を累層の間に不整合が形成されます．

名を一躍有名にしたデスモスチルスの化石が，堆積しますが，ここでは水深はさらに深く200

Ⅲ期の古地理この時期の地層から出てくるのです．図1・4がｍ程になります．これは貝類化石が，スミゾメ

Ⅲ期の海進は，大規模な世界的な海水準上昇に

この時期の瑞浪盆地の古地理図で，図中のＤが・シワロウバイ（ Nuculana）
ソデガイ（Malletia）

伴って侵入しますから，この地域でもこの海進

デスモスチルスの産出地点で，これはウソシジ群集から，サザナミソデガイ（ Acilana）群集

は急激で，その範囲も最も広い地域に及んでいミの化石層の直上に，ゲンロクソデガイ・マル

へと移り変わっていくことでわかります．またます．この時期の古地理図が図1・3ｄで，主とフミガイ群集と一緒に出てきます．ですから瑞

この海には翼足類も生息し，暖水系の外洋水がして泥岩からなる生 俵 累層がこの海に堆積した浪におけるデスモスチルスの出現は，ウソシジ

流れ込んでいました．

地層です．岩村盆地にもこの海は当然侵入したミの大群に示されるような，一時的に寒流の卓Ⅱ期最末における熱帯的内湾の出現

はずですが，削剥されて地層が残っていません

越した環境条件と密接に関連していると思われところで瑞浪盆地では，狭間層の最上部に，縁から図に示すことができません．

しゅくのほらおいだわらます．

辺相として 宿 洞 相（宿洞砂岩相）が堆積します．

生俵累層の最下部には，瑞浪市の名滝，桜堂なまた同じ時期には，久尻相からパレオパラドキ

この地層からは貝類化石が多産するのですが，

どをはじめ一部の地域に礫岩の地層が不規則に

シアが，キリガイダマシ・タマキガイ群集と一分布が離れ限られているので，その層準をきめ分布し，名滝礫岩層とよばれます．これらはⅢ期

緒に出てきます（図中のＰ）．ただこちらの方は，るのが難しくいろいろと論議されてきました．

の海の侵入とともに堆積した地層で，この礫岩

しゅくのほら

おいだわら

瑞浪だけでみても，宿 洞 相（宿洞砂岩相）といその後，生 俵 累層に明らかな不整合関係で被わ・カキ（ Ostrea）群
層からは，サザエ（ Turbo）

う非常に暖かい海に堆積した地層からも出てきれる露頭の発見や，山野内層由来の礫がこの砂集，ユウカゲハマグリ（Pitar ）・キクザルガイ

ます．

岩相に含まれていることが明らかになり，狭間（ Chama）群集，カミオニシキガイ（ Chlamys）・

Ⅱ期中頃の古地理−２層の縁辺相という層準に位置づけられました

サンショウガイ（ Homalopoma ）群集など，主瑞浪盆地では，明世累層中部の時期には山野内（分布域は図1・5の地質図を参照してください）．

として沿岸浅海の岩礁や砂底性の貝類が含まれ層が堆積しますが，この時期に岩村盆地では牧盆地北部に分布するこの砂岩相からは，内湾沿ますが，そのほか，サンゴ，サメ，魚の耳石，

シルト岩層が堆積します．その頃の古地理図が岸性のカビルキナ（ Cavilucina ）・タマキガイ

腕足類など，じつに多種多様の化石が出てきま

図1.3ｂです．岩村盆地では，ゲンロクソデガ

・キサゴ（Glycymeris）群集や，カキ（Ostrea）

す．

イ群集からシラトリガイ（ Macoma）・ツキガイ（ Suchium）群集が出てきます．ですからこのそして，この礫岩層の上には均質な泥岩層（生モドキ（Lucinoma）群集へ変遷し，中央部全体

時期には，盆地北部は浅い水深の内湾という環俵泥岩層）が重なります．この泥岩層には貝類が水深30ｍ以上の海域になります．瑞浪盆地で境に変わっていて，Ⅱ期の海が次第に退いてい化石は少ないのですが，でてくる貝類の種類はも山野内層の貝類化石は同じ変遷を示し，ゲンった様子がうかがえるのですが，ただしこの時Ⅱ期のものとは大分異なっていて，いづれも深ロクソデガイ群集から，シラトリガイ・ツキガ

期の海は，以前のものとは大分違いまして，暖い海にすむものばかりです．すなわちサザナミ

イモドキ群集へと移り変わり，水深も30ｍ以上

かい外洋水の流入する亜熱帯〜熱帯の，非常にソデガイ（ Acilana）の群集，ハトムギソデガイになります．

水温の高い海に変わっています．

(Neilonella)・リュウグウハゴロモガイ(Peri-

こうして両地域とも緩やかな海進によって少しこのことは，宿洞相から出てくる化石には，熱ploma）の群集およびバギネラ（Vaginella）群集

ずつ海が深く広くなっていきますが，こうした帯系の生物が非常に多いということで裏付けらなどで，そのほかフリソデガイ（Yoldia）や，事情も関連して山野内層の海にはヒゲクジラ類

れます．例えばミオジプシナ（Miogypsina）とリンシア（Linthia）という深い海の泥底にすむやクジラ類なども遊泳してきます．もちろん，いう大型有孔虫がたくさん出てきますが，これウニなどがよくでてきます．このように，海はサメの仲間も当然泳いでいたわけです．

は中新世前期〜中期の示準化石で，暖かい環境

急に深くなり，盆地中心部では水深は200ｍをⅡ期末頃の古地理を示す指標にもなっています．また造礁サンゴ

超えていたものと思われます．

山野内層の堆積後，瑞浪盆地では一時的な小さの化石が出てくる露頭がありますし，さらに最またこの海には，宿洞相の堆積時と同様に，熱い海退がみられますが，すぐに海進があり，海近では，マングローブ沼に生息するヒルギシジ

帯的な暖かい外洋水が流れ込んでいました．やはさらに広がります．図1・3ｃがこの時期の古ミ（Geloina）も発見されています．

がてこの海は，古瀬戸内のⅢ期の海が消滅する

地理図です．瑞浪盆地中央部では狭間層が堆積

クリペアスター（Clypeaster）という暖かい海とほぼ同じ頃に陸化してしまい，以後，この地しますが，貝類化石はシラトリガイ・クルミガにすむウニの仲間も出てくるし，また翼足類も域は鮮新世の瀬戸層群が堆積する頃までは地層イ群集に変わり，水深は50ｍ以上と深くなりま出てきます．そしてこの時期以降の浅海性の貝を堆積することはなく，侵食をうけていたもの

す．盆地の西部では，この時期に肥田・小名田

類は，それ以前のものとははっきりと異なってと思われます．

付近までのびる細長い入江が新たに形成されまいて，暖かい環境を好む貝の種類がぐんと多く

瑞浪盆地にみられる具類化石の多様性

すが，ここでも，＜オキシジミ・ビカリア群集

なってきます．

なお，瑞浪盆地における貝類化石は，最初に述＞→＜カガミガイ群集＞→＜シラトリガイ・

一方，このように水温が暖かくなっていった過

べましたように瑞浪市化石博物館に保存されてツキガイモドキ群集＞で示される海進があり，程でこの海は退いていき，瀬戸内区のⅡ期が終います．1974年の開館時には450種が認められ

URBAN KUBOTA NO.28｜20

ましたが，その後の収集により1981年時点では

図 1･5−瑞浪地域地質図

570種に増えています．
これらの貝類化石群を，各層準ごとに地理的分
布型に分類して調べてみますと瑞浪の海は，全体を通して温暖な環境下にあったことがわかります．
また瑞浪の貝類化石を，瀬戸内区のほかの地域のものと比べてみますと，まず瑞浪の貝類化石
は，他地域に比べてその種類数がぐんと多いという特徴があります．瑞浪以外では一志地方で貝類化石が多いんですが，それでも200種余り
で，他の地域はほとんど100種以下です．そして瀬戸内区東部地域に出てくる貝類化石の80％
は，瑞浪のそれに含まれています．ただ，両者に共通する種の割合は，比較的深い海域にすむ種で高く，浅海性の貝類では低い．つまり，瑞浪の貝類は，浅海性の貝類においてその種類がじつに豊富なんです．このことは，当時の浅海のさまざまな環境条件を代表する種が，瑞浪にはそろっているということです．そうした点からも，瑞浪の貝類は，日本の中新世の貝類化石の研究には欠かせない試料になっているわけです．
中新世の貝類編集

古第三紀の貝類と中新世のものとを比べると，出てくる数や種類には大分違いがあるん
ですか．
糸魚川

それはもう中新世の方が，化石の数も貝類の種類も圧倒的に多い．日本でも貝化石の出てくる古第三紀の地層は，北九州の芦屋層群，
常磐地方の浅貝層などがありますが，こういう地層から産出する貝化石と比べると，中新世のものの方が内容がぐんと新しくなっていて，種類も非常に豊富です．何かどんどん変異して繁栄に向かって増えてきているという感じですね．
これは，環境条件が豊かになれば，それだけ貝類の内容も豊かになるわけで，例えば，それまで比較的単調で均一な古第三紀の亜熱帯的環境
が，熱帯的環境もあれば亜熱帯的環境もある，
さらには温帯的環境まで出現するとなれば，それに応じて生息する貝類の種類も数もぐんと増えてくるし，またその内容も新しくなってくる
わけです．
編集

瑞浪から出てくる中新世の貝類は，現在の貝と比べてそう変わりはないんですか．
糸魚川

種のレベルでは，そのほとんどが違っています．その上の属のレベルでは，300〜400

URBAN KUBOTA NO.28｜21ぐらいある属の大部分が同じものです．属のレ②サメ・エイ類

落とします．ですから例えば海の哺乳類，クジベルで絶滅したものは，ビカリア，ビカリエラ，

ラとかイルカの骨の化石が出てくるときには大ニポノマルシア，プロトロテラなど10あるかな

中新世のサメの化石

抵サメの歯も一緒に出てきます．このように，

いかです．

西本

ご存じのように高等魚類は，軟骨魚類とサメが採食したあとには脱離した歯が残される

それで当然，属のレベルで現在の貝と比較して，硬骨魚類の２綱に大分類されますが，内部骨格ことが多く，それがサメの化石ということにな

それらの生息環境を推定してよいかどうか―がすべて軟らかい骨でできている軟骨魚類は，るわけです．ただサメの場合には，歯の形が近ばんさい

そういう疑問が出てくると思います．しかし実

サメ・エイなどの板鰓類亜綱と深海性のギンザ縁種で著しく違うということが余りないので，際には，同じ属の中でも現在の種に対応すると

メ亜綱に分かれます．後者の方は，瑞浪の化石

種のレベルで同定するとなるといろいろと難し思われるものがかなりあること，また，亜属とでは皆無ですから，ここでは，軟骨魚類といっい点がでてきます．

ばんさい

いうもう少し小さい分類単位がありまして，そてもサメ・エイなどの板鰓類だけの話になりま

私たちが瑞浪でサメの化石を採集し始めたのはれによって比べることができること，その上で，す．

1968年頃からですが，このときには，若い人た１つの貝でなく，貝類群集としてとらえる．そだいたい中新世の魚類の化石は，鮮新世に比べ

ち，主として高校生と一緒に採集しました．何ういう方法で生息環境を推定しているわけです．

ると非常に少ないんですが，硬骨魚類の方ではしろ形が面白いものですから，一時はこの化石その意味では，絶滅したビカリアによって昔のたまに頭や顎の化石がとれることがあります．

の採集が西日本ではブームになってしまい，本環境を云々するのは，本当はよくないんです．

例えば瑞浪の山野内層からは，小笠原諸島より来の目的から離れて私蔵されるなど弊害も生じ

この場合には，ビカリアと一緒に出てくる二枚

南の暖かい海にいるカマスザワラ，また津山でましたが，今は，庄原などを除いては各地とも

貝のオキシジミや巻き貝のウミニナの方が重要

はウシザワラ―これは体長が１ｍ数10cmも採集熱は下火になっています．

なんです．

あ っ て メ コ ン 川 を 何 100kmも 遡 上 す る と い う

こうした採集の場合，１つの露頭での歯の化石

編集

熱帯系の魚ですが，そういった魚の頭や顎の化の産出数と個体数の関係をごく大ざっぱにみる

在の貝と中新世の貝とはどんな関係に……

石が出ています．ただこうした例は非常にまれと，大体100個で10種，1,000個とって20種，糸魚川

そういう視点でいえば，恐らくいま日であって，やはり中新世では硬骨魚類の化石と１万個で30種ぐらいの割合になるかと思います．

本にいる貝のある部分は，中新世に生きていた

なるとほとんどが耳石で，それも余り多いとは瑞浪尼群のサメ・エイ類

貝類の子孫だろうと思いますが，ただどの貝がいえません．

瑞浪層群では，サメの化石は，ほとんどの浅海

現在のどの貝につながっているかとなると，難軟骨魚類の場合にはこのような試料がもっと不成層から貝類化石に伴って産出します．明世累

しくてよくわからない．非常に限られたものに足していて，瑞浪ではカスザメの顎（後藤，層および生俵累層の約30地点で集中的にサンプ

ついてだけはわかっているんです．例えばキサ

1977）など皆無ではありませんが，こうしたケリングしましたところ，その半数の地点で組成

ゴ（ Suchium ），これは昔，子供たちがオハジ

ースはきわめて稀です．世界的にも，イタリアが計数可能な量，何百〜何千のオーダーで採集

キに使っていた平らで小さい貝ですが，これはの古第三紀始新統のモンテ・ポルカの体化石群できました（糸魚川・西本，1974）．ただこの

最初に瑞浪で中新世のものが出て，次に静岡県（Cappetta，1975）が知られるぐらいです．

ときはまだ，シルト岩などの岩石資料を水槽中の掛川で鮮新世のものが出る，そして現世のもふつう私どもが，“サメの化石”といっているで溶解し，篩にかけて鱗片などの微細化石を採のへとつながってくるわけですが，その変化ののは分離した歯のことです．これに少量の鱗・集するといった方法をとっておりませんで，主プロセスがわかっています．そのほかミクリガ

椎骨・背びれや尾の棘などを伴うわけで，サメとしてピックアップによる脱離した歯の採集でイという巻き貝やキリガイダマシという塔型の化石に関する報文も，これまでは一般に内外とした．そうした事情もあって，化石産出量のと貝，こういうわかりやすいものについてはわかも分離顎歯の記載が多いようです．これは，保くに多いのは，宿洞相と名滝礫岩層の２層準のっていますが，大部分のものは，形の変化が系存がよくて歯根が完全なら，だいたい属のレベ

礫岩のものになっています．

統的にあらわれないので難しくてよくわからな

ルまではわかってしまうからです．

表2・1が，瑞浪層群の各層準から産出したサいというのが実情です．

では，サメの場合，何故分離（脱離）した歯のメ・エイ類の化石表，図2・1にこれらの化石産化石がたくさんでるかというと，これはサメの出地を示します．この表にみられるように，板軟体動物の進化という点からみると，現歯がそなえている独特の機構によります．サメ鰓類化石は28属47種が認められましたが，さきは口の中に６〜20列ぐらいの歯をもっています

ほども申しましたように，種の同定にはいろいが，奥の方は置換歯です．つまり，１〜２列目

ろと問題が残っております．またこの表では，の歯で採食するのですが，その歯が割れたり欠本誌の性格上，学名だけを記載してすましていけたりするとすぐに奥の方の歯が代わりに前面るわけにもいきませんので，化石種名は和名でに出てきます．そういう歯の交換機能をそなえ記しました．これはたいへん便宜的な処置で正ているので，サメはいつでも鋭い歯をもってい確性に欠け，将来の訂正を必要としますが，そるわけですが，それと同時にビリビリッと体をの点をお断わりして話をさきにすすめます．な

ゆすって物を食べるときには，サメはよく歯をお現在，熱帯〜亜熱帯に広く分布する種は，表URBAN KUBOTA NO.28｜22

表 2･1−瑞浪層群産サメ・エイ類化石表

URBAN KUBOTA NO.28｜23

中ではアカ色文字で記しました．

の示すそれよりも，より暖かい海況がうかがわ≪生俵累層≫

以下，サメ化石群集が大きく変わる層準ごとに，れます．

瑞浪層群のなかで産出数が最も多く，出てくる群集の優勢種，その層準固有の特徴種などをあ≪宿洞相≫

サメの種類も最も豊かなのが名滝礫岩層で，とげ，あわせてそれらから推定される海況などに

明世累層最上部の宿洞相になると産出数はぐん

くに奥名地点の産出量と種類は他を圧倒していついて簡単に述べます．

と多くなり，メジロザメ属では１万本〜10万本ます．また戸狩288地点では，他にみられない≪明世累層≫の産出数（以下Ａランクとする）をだした地点

特徴的な種類が出てきます．

まず明世累層ですが，ここでは宿洞相を除き，（荻ノ島）があります．他の地点でもメジロザ

それでまず，この２つの産出地点を除いた名滝

下部・中部・上部の全体をとおして，メジロザ

メ属が多いんですが，この地層になると，温帯

礫岩層について述べますと，やはりメジロザメ

メ(1)−ウシバナトビエイ−ホコサキ群集が優勢

および熱帯の浅海に分布するワニザメ（シロワ属が圧倒的で，桜堂薬師西方の産出地点では産で，これらは，月吉層下部，戸狩層・久尻相・ニ）が多くでてきます．ただし，北部と北東部

出数がＡランクです．次いでワニザメ，アオザ

桜堂相の各最上部，山野内層下部，同上部，狭では若干違いまして，北部では，メジロザメ(1)−メ科の仲間，ホコサキなどが出てきますが，そ

間層最下部，肥田相上部の７層６層準から産出

エイラクブカ群集が優勢で，そのほかイタチザのほか，カグラザメ(1)，カスザメ，アカエイ，

しました．層準や海岸線からの距離の違いで多メが多く，ワニザメを伴う地点があります．特ウシバナトビエイも出てきます．また「テング少の変化がみられますが，久尻相，山野内層上徴種としては，インドネシアなどに分布するオのツメ」として有名な“カルカロドン”・メガ部（湾央部）および山野内下部でやや多産しま

オテンジクザメがでてきますが，この産出層準

ロドン―この大きくて鋭い歯は如何にもテンす．また山野内層上部では，湾口部になるとやは造礁性サンゴが発達し，また有孔虫のミオジ

グのツメにふさわしく，江戸時代以前の人々はや変化がみられ，メジロザメ(1)−ウシバナトビ

プシナを伴います．

何ともうまい名前をつけたと思いますが，これエイ−メジロザメ（エジャートニ）−ホコサキ群集

一方，北東部では，メジロザメ(1)−ワニザメ群

はホホジロザメとよばれるネズミザメ科のサメが優勢となり，それにアオザメも多く，特徴種集が優勢となります．特徴種は，現在では沖縄

で，いわゆる「ジョーズ」の親類です．特徴種

として，ウバザメ，オニイトマキエイを伴いま以南にすむレモンザメで，これはマングローブ

としては，南方糸・外洋性のマオナガおよびイす．

沼にすむ二枚貝のヒルギシジミと共産しました．

トマキエイが出ています．

さきの表にもみられるように，これらのものにサメの方からみても，この時期は熱帯的海況に

名滝礫岩層の奥名地点は，産出数・産出種類とは熱帯〜亜熱帯に分布する種が多く，貝類化石あったことがわかります．

も抜群に多く，メジロザメ属とアカエイの産出

図 2･1−瑞浪層群産サメ・エイ類化石産地図

数はＡランク，次いでホコサキ，ワニザメ，ア
オザメ科の仲間が出てきます．そのほか，カグラザメ，ドチザメ科の仲間，メガロドン，ツノザメ，カスザメ，ウシバナトビエイなど，実にたくさんの種類が出てきます．特徴種でも，いずれも南方系・外洋性のさまざまな種類が出ております．
名滝礫岩層の戸狩288地点では，メジロザメ属
がやはり多いんですが，ここでは次いで多いのが深海性のヨロイザメです．このサメはその同属のものが駿河湾の150〜800ｍの深さでとれています．次いでワニザメ，ホコサキの順にな
りますが，特徴種としてラブカが出てきます．
三また状の歯をもった原始的なサメで，現在は深海性で，同属のものが駿河湾の60〜300ｍの深さでとれています．先ほどⅢ期の海は世界的な海水準の上昇を背景にしているというお話がありましたが，現在の深海性の魚の化石がこの時期に発見されるのも興味深いことです．なお，
名滝礫岩層上位の生俵泥岩層からは，脱離化石は見つかっておりません．
中新世を境に繁栄に向かうメジロザメ科
大体以上が，瑞浪層群の板鰓類群集の概要です
が，ともかく全体を通してメジロザメ属が圧倒

URBAN KUBOTA NO.28｜24

的に多いというのが大きな特徴です．北九州に③植物

らも板鰓類の化石が出てくるのですが，そこで

伊奈

私は，これまで瀬戸内東部の中新世の大ハルニレ，ウリノキ，カエデをはじめとする落はメジロザメ科のものは少なく，他の種類の方

型植物化石を調べてまいりました．ふつう大型葉広葉樹や，落葉針葉樹のメタセコイアなどがが主流です．この点は，ヨーロッパやアフリカ

植物化石は，地層中から連続してでることはあ

多く産出します．また蜂屋累層からは，多数のいます．

は古第三紀の芦屋層群が分布していて，ここか

蜂屋累層の植物はタイプＡに属し，ハンノキ，などでも同じ傾向のようです．ですから，現在，りませんで，特に海成層からは，大型植物化石

アケボノビシやハスが見つかっています．この最大のグループをもつといわれるメジロザメ科

が密集してでてくることは殆んどなく，よほどような水生植物が含まれることや，川の氾濫原

は，どうも中新世の前・中期頃を境にして種が丹念に採集しませんと標本が集まりません．し

に多く見られる植物を多産することから，蜂屋増え始め，さらに鮮新世から第四紀にかけて繁かし幸いなことに，瑞浪では中央道の工事のさ累層堆積時には，可児盆地には浅い湖沼が広が栄を続けているように思われます．

いに，海成層から多くの植物化石（以後，大型っていたのでしょう．そして，蜂屋累層が堆積

また，先ほどの糸魚川先生のお話にありましたという言葉を省きます）が採集され，化石博物

したプレⅠ期の湖沼のまわりの気候は，現在のように，瑞浪の海は比較的温暖な，そして一時

館に保存されています．また，岩村盆地や富草

瀬戸内東部の気候より寒冷だったと思われます．

的に寒流が卓越したり，あるいは急激に熱帯的盆地でも，海成層から植物化石を採集すること

なおこの時期は，日本列島はまだ大陸の一部だな環境に移り変わっていった浅海域で，そこにができましたので，瀬戸内東部は比較的連続的ったと思われますから，夏冬の気温の差は現在は実に豊富な貝類が生息していました．そのこに植物化石が採集できた所だと思います．

の日本のそれより大きかったと考えられます．

とは，当然，生態系の豊かさを予想させますが，産出する植物化石は，当然，各地層によってそ

Ⅰ期の植物

それに伴い，サメ・エイの種類も非常に多彩にの構成種が違いますが，それ以外にも，湖沼に蜂屋累層の上に整合関係で堆積した中村累層や，なっているわけです．この点もまたそれ以前の堆積した地層中から産出する植物化石と，海成

中村累層とほぼ同時期に隣の瑞浪盆地で堆積し古第三紀のものとは異なっています．

の地層中から産出する植物化石とでは，やはりた土岐夾炭累層は，湖沼に堆積した地層で，や貝類と違って魚類の化石は，世界的な海流の動違いがあります．そのあたりにも留意しながら，はり植物化石を豊富に産出します．中村累層ときや海の浅深を反映します．その点からいえば，

瀬戸内東部の中新世の植物化石について簡単に土岐夾炭累層の植物は，プレⅠ期の植物とほと

瑞浪の板鰓類という限られた試料だけでも（そ触れてみたいと思います．

んど変わりがなく，タイプＡに属します．落葉の試料も脱離化石を中心とした不完全な試料で４つのタイプの植物群

広葉樹のドロノキ，ハンノキ，ブナ，ハルニレ，すが），中新世あたりを境にして移り変わってい瀬戸内東部では，植物化石は，可児，瑞浪，岩ウリノキ，カニデなどが多産するほか，メタセ

く世界的な海況の変化と，それに対応した板村，富草，設楽などの各盆地から採集されていコイアも多く産出し，蜂屋累層の植物とほぼ同

鰓類の生態的変化と進化の様相が垣間 見られまます．これらの盆地の植物を調べていきますと，じと考えてよいでしょう．また水生植物も多く，す．そうした問題を，硬骨魚類も含めて少しず

次のような４つのタイプに，すなわち

アケボノビシ，ハス，スイレン，コウホネ，サ

つでも明らかにしたいというのが私の念願です

タイプＡ：冷温帯落葉広葉樹を中心とする植物

ンショウモなど多彩です．地層中には，立木のかい まが，どうも容易なことではなく，本日は，この辺の話だけで終わらせていただきます．

群

まま埋もれたケイ化木や，トクサが立ったまま

タイプＢ：落葉広葉樹を中心とするが，僅かに化石になったものなども見つかり，浅い湖沼が常緑広葉樹を含む植物群

広がっていたことがうかがわれます．プレⅠ期

タイプＣ：落葉広葉樹に常緑広葉樹が混じる植からⅠ期までの長期間にわたって，湖沼のまわ

物群

りの植物群はほとんど変化が見られないわけでタイプＤ：常緑広葉樹を中心とする植物群

すから，気候は長い間安定していたものと思わという４つのタイプに大きく分けられることがれます．

わかりました．表3・1は，こうしたそれぞれの岩村盆地の阿木累層は，湖底に堆積した地層で，タイプの植物群が，瀬戸内東部のどのような地

やはり植物化石が多産します．阿木累層の植物層と対応しているかを示したもので，以下，こはタイプＢに属し，メタセコイア，ハルニレ，の表にもとづきながら，瀬戸内東部の古植物のカエデ，ウリノキなどを多産する点では，中村

変せんをみてみます．

累層や土岐夾炭累層の植物群に似ていますが，

プレⅠ期の植物落葉広葉樹でも台湾や中国に生えているフウや可児盆地に蜂屋累層が堆積した時期は，さきほ

西アジアに生えているパロチアをはじめ暖帯にどの糸魚川先生のお話しではプレⅠ期とよばれ分布する種が含まれます．また，常緑広葉樹もておりましたので，ここでも使わせていただき

数は少ないが産出します．このことは，海岸近ます．蜂屋累層は火砕岩を主とする地層ですが，くの湖では温暖な気候下で育つ植物が生えてい火山活動の合間に生じた湖沼に堆積したと思わたことを示すものでしょうが，ただ阿木累層が，れる砕屑岩を含み，その中から植物化石が出て瑞浪盆地の本郷累層と同時期のものという可能

URBAN KUBOTA NO.28｜25

性もあり，今後の課題として残されています．

物は，タイプＣに属し，アブラスギ，マツなど含まれていて，山地にはブナ林があり，丈夫なⅡ期の植物の常緑の針葉樹，アベマキ，クリ，ケヤキなど

穀斗だけが200ｍもの深さの海底にまで流れ込

Ⅱ期に入ると，可児盆地では平牧累層が，瑞浪の落葉広葉樹，ホソバシラカシ，ナソルストガ

んできたと思われます．ですから，この時期の盆地では本郷累層など湖の地層が堆積します．

シなどの常緑広葉樹がいっしょに産出します．

瑞浪地方は，夏は涼しく，冬は暖かい海洋性気糸魚川先生が示された層序表（表1・1）で見てまた，コンプトニアというヤマモモの仲間が産候下にあったと考えられます．

いただくとわかるように，これらの地層は，Ⅰ出するのもこれらの地層からです．したがって，

一方，設楽盆地では，設楽火山岩類に挟まれる期の中村累層や土岐夾炭累層を不整合でおおっ

内陸の可児盆地では夏冬の温度差が比較的大き凝灰岩から植物化石が多数採集され，北設楽郡ています．平牧累層や本郷累層の植物は，タイく，落葉広葉樹を中心にした植物がおい茂っての東栄町に保存されています．設楽火山岩類にプＢに属します．平牧累層からは，ドロノキ，

いた頃，瑞浪，岩村，富草などの沿岸部では常含まれる植物化石は，生俵累層の植物化石とはサワグルミ，ハンノキ，ケヤキ，フウ，パロチ

緑広葉樹や落葉広葉樹，常緑針葉樹が繁茂して全く異なっていて，シラカバ，イヌシデ，ハルアなどが多産するとともに，ナソルストガシ，いたことになります．

ニレなどの落葉広葉樹が多く，水生植物も産出

ウラジロガシ，バリバリノキなどの常緑広葉樹

ただ例外的に，明世累層の上部の狭間層からは，します．したがってこれらの植物は，火山活動も含まれます．平牧累層の中からはサンショウ

落葉広葉樹を主とするタイプＢの植物が見つかの合間に生じた湖沼に堆積した地層中に保存さモやアオウキクサ，アケボノビシのような水生っています．一時期，常緑広葉樹が成育できなれたものと考えられます．設楽火山岩類の植物植物も産出します．つまり，平牧累層は湖沼にい冬の寒さが襲ったことも考えられます．

は，冷温帯の植物を含む点でタイプＡにやや似堆積した地層であるにもかかわらず，Ⅰ期の海Ⅲ期の植物ていますが，メタセコイアやブナ，ウリノキな

岸近くに生えていたものとほぼ同じ植物が生えⅢ期の地層は瀬戸内東部では少なく，植物化石

どタイプＡに一般的な種を含んでおりませんで，ていたわけで，このことは，気候の温暖化が進が見つかっているのは，瑞浪盆地の生俵累層と，サッサフラスやコウヨウザンなどを含んでいまんだことを物語っています．平牧累層の植物と設楽盆地の設楽火山岩類のなかからだけです．

す．そのほか，タイプＡの植物よりは，現在のぬく た

生俵累層の植物は，タイプＤに属し，常緑広葉

日本に分布する種によく似た種が多いようです．

累層や千代累層，田 力 累層からも産出します．

樹が多く，特に常緑カシ類が多く，ホソバシラ

現在シラカバは，中部地方では900ｍ以上の山

これらの地層も，湖沼に堆積したものです．

カシ，イチイガシ，アカガシ，ウラジロガシ，

地にしか生育していませんから，当時，設楽に一方，この時期の海に堆積した地層には，瑞浪

シラカシ，アラカシが産出しています．またシできた湖は，標高900ｍ以上のところにあった盆地では明世累層，岩村盆地では遠山累層，まイ，クスノキ，バリバリノキ，コンプトニア，のではないかと考えられます．

よく似た組成の植物は，富草層群の下部の温田
ち

よ

た じから

おおしもじょう

あら き

だ

あわ の

た富草盆地では大下 条 累層と新木 田 累層，粟 野

ヤマモモなど暖帯林にみられる種が，いろいろ累層があります．これらの地層から産出する植とでてまいります．その一方で，ブナの穀斗が

表3･1−瀬戸内東部の層序と古植物

写真／瑞浪層群の大型植物化石

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④哺乳動物代に日本にいた哺乳動物の様子を知る貴重な手

シャンワン

山 旺 は，沼地あるいは入江のような環境にあっがかりが，この瑞浪でつかめることになったわて，そうしたところにいた多くの動物が化石と中新世の哺乳動物化石の宝庫

けです．

してよく残されていることで有名です．このよ亀井

さきほど糸魚川さんから，日本の中新世

そうした化石が，瑞浪層群のどういう地層から

うに1500万年前頃には，東アジアの大陸と古瀬の古生物学研究の始まりは，瑞浪市山野内での出てくるかということは，糸魚川さんのお話し

戸内の陸上哺乳動物は共通していたわけです．

デスモスチルスという哺乳動物の頭骨化石の発にありました．それを哺乳動物化石の立場でままたヨーロッパでは，この時代の哺乳動物の化見がきっかけになったというお話がありました．

とめてみますと，陸のものとしては，アネクテ

石の研究が非常によく進んでいて，哺乳動物化

この動物は，主として海にすんでいて，その子ンスゾウという非常に古いゾウが代表的なもの

石による細かい時代区分がされていますが，い孫は現在は死に絶えてしまったものです．舌をとされております．そのほか，カニサイというま述べた 山 旺 ，吉州 ，瑞浪などの東アジアの哺噛みそうな，おかしな名前の由来は，化石とし小型のサイ，これはアフリカのサバンナにいる

乳動物の化石は，ヨーロッパではオレニアンとて最初に見つかった歯（臼歯）が，ほかの動物

クロサイなどとは違って，主として水辺で生活いわれている時代のものと内容的に一致していの歯とは違ってたいへん奇妙な形をしていた

していたサイの仲間です．また，ニッポンバク

ます．

ことから名づけられました（扉写真参照）．デといわれるバクの先祖や，ヒラマキウマというしたがって，中新世の1,500万年前頃の哺乳動物

スモスはギリシャ語で「束ねる」，スチロスは

後肢が３本指の非常に小さなウマの先祖，ミノは，ヨーロッパと東アジアでは共通の要素が「柱」で，鉛筆を集めて束ねたような格好の歯シカという小さなシカ，これは現在生きている

非常に多く，ユーラシア大陸として普遍的なもをもった動物という意味の学名なのです．面白

ものでいえば東南アジアのマメジカの仲間です．

のであったと理解できます．ただ，アジア大陸

いことに，このような奇妙な形をした歯の化石

それからイノシシ，リス，テン，そういうさま

東端の古瀬戸内のもの―例えばニッポンバク，

は，その当時，日本の瑞浪とアメリカのカリフ

ざまなものも知られることになりました．

アネクテンスゾウ，ヒラマキウマ，ミノシカ，

ォルニアのほかには発見されていなかったので

一方，海のものでは，前に述べたデスモスチル

そういうものを見てみますと，種のレベルでは

すが，瑞浪で見つかったのは1898年（明治31年）

ス，パレオパラドキシアのほか，イルカの仲間

独自の要素であるといえます．つまり，生物地でした．カリフォルニアでは，それより10年前のミノイルカ，クジラの仲間ではヒゲクジラ，

理の立場からは全体としてはユーラシアとしての1888年に発見されていてデスモスチルスと命

ハクジラ，それからアシカの仲間，そういうも共通の一つの生物区の中に含まれていたけれど

名もされていたのですが，その当時は，論文がのが見つかっています．このように瑞浪層群でも，その中で古瀬戸内は，独特な要素を持った

出てから10年たっても日本にはそのことが伝わは，およそ1500万年前の中新世とよばれる地質地域として確立していたということになるわけっていなかったようです．そのようなわけで，時代の，陸と海の両方の代表的な哺乳動物化石

です．

1902年に日本では，徳永重康，岩崎重三の両氏が同時に見られることに大きな意義があるので中新世における哺乳動物の大変革によって「新しい化石の哺乳動物の発見」としす．

約6,500万年頃から始まる第三紀という地質時て論文が発表されたわけです．瑞浪のものは，これらの動物化石を手がかりにして，同時代の代は，哺乳類の時代といわれ，哺乳類の進化が歯だけでなく立派な頭の骨もありましたから，

古瀬戸内の動物を眺めてみますと，長野県の南非常に活発に行われた時代です．この第三紀は，デスモスチルスの頭骨化石の第１号ということの富草層群，知多半島の師崎層群，三重県の一

古い時代の古第三紀と新しい時代の新第三紀とで世界の学者たちの注目を浴びるようになった

志層群，ちょっと西へ飛んで岡山県の備北層群に区分されますが，その中でも，中新世は新第のです．

からも同じような哺乳動物化石が知られていま

三紀の前半にあたり，それ以前の古第三紀に比1914年には，可児盆地でゾウの化石が発見されす．このように，古瀬戸内には，共通の陸と海

べて，哺乳動物の様相が大きくさま変わりし，ました．上顎の化石で，東北大学の松本彦七郎の哺乳動物がすんでいたわけです．

新しいグループが全世界的に出現してきた時代

先生が研究され，アネクテンスゾウと名づけら

ユーラシア大陸にみられる動物相の共通性とされています．この時代に出現した新しい哺れました．それから数年後，同じ場所で，その次に，日本のまわりの広い地域についてみてみ

乳動物のグループが先祖型となって今日のもの

ゾウの下顎の化石が見つかり，京都大学の槇山

ハムキョン

ます．まず，朝鮮半島の北東の部分，咸 鏡 北道
キルチュ

ミョンチョン

シャンワン

キルチュ

へとつながることになるわけですが，なかでも次郎先生が研究されました．

の吉州，明 川 では，瑞浪で見つかったアネクテ

注目されるのは，この1,500万年前ぐらいにヒ

その後，1950年（昭和25年）には，土岐市の隠ンスゾウ，カニサイと同様な化石が発見されてトの遠い先祖にあたるものが出現したというこ

居山で，デスモスチルスの仲間でパレオパラド

います．また，可児盆地から出てくるコイ科のとです．

キシアという動物―「パレオ」はギリシャ語

魚と同じ仲間の化石も出ています．ですから，

現在，日本にいる哺乳動物はいずれも森林性で，で古い，「パラドキシア」はパラドックスとい朝鮮半島の北部と古瀬戸内とは，その当時は共草原性や砂漠性のものは見当たりません．こううことで，古いなぞの動物という名が学名とし通の生物区であったことになります．

した森林性の日本の哺乳動物の起源を調べていてつけられている―その動物の全身骨格が見さらに大陸の方にいきますと，中国の山東半島

きますと，この暖かい中新世の時代にまでさか

シャンワン

つかりましたから，これも大発見ということで，のつけ根のところに 山 旺 という化石産地がありのぼってしまいます．例えば日本特有のものとまたまた瑞浪の名が世界に広まったわけです．

ますが，ここの中新世の地層からは瑞浪層群のして，ネズミの仲間のヤマネというのがおりま

こうして1,500万年前頃という，非常に古い時ものと近縁な化石が見つかっています当時のすが，そのヤマネの起源をさかのぼってみます

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図 4･1−中国の古第三紀の気候帯<中国古地理図集，1983 より>と，実は中新世までさかのぼる．世界のほかのところでは絶滅したものの子孫が，日本では今日も引き続いて生き残っている．そのほかモグラの仲間にも，このような古い時代から現在まで引き続いているものがいます．このように，日本特有の哺乳動物の起源は，中新世の世界までさかのぼらなければならないことがわかります．
先ほど糸魚川さんから，瑞浪層群の最後の暖かい時期の海進は，全世界的な大規模な海水準の上昇を背景にしているというお話がありました，
海面が上昇してくると，大陸の方では地下水位が上がり，これに対応して全体的に森林が発展するということが考えられます．逆に，海面が下がると地下水位が下がり，全体としては乾燥してくるといえます．
最近の中国では，化石植物，特に花粉分析の研究をもとにして，古気候を示した古地理図がつくられていますが，図4・1は古第三紀，図4・2は新第三紀の頃の大陸の古気候を示しています．
これらの図は，大陸の広大な地域を対象にしているので，時代区分も1,000万年ぐらいを単位としておりますが，哺乳動物の消長の背景を探図 4･2−中国の新第三紀の気候帯<中国古地理図集，1983 より>

るには，こうした広域的な図からもいろいろな情報が引き出せます．
この図にみるように，古第三紀には，大陸ではほぼ全域的に乾燥していて広大な草原〜砂漠が広がっており，台北の北ぐらいの緯度のところが，そうした草原〜砂漠と熱帯の森林との境になっています．恐らくこの時期には，これだけの広大な乾燥地帯が一様に広がっていたことか
らみても，地形も割合に単調で，動物の移動を妨げるような大きな山脈もまだ形成されていなかったように思われます．そうした事情からも，生物の様相がヨーロッパからアジアまで共通していたということも理解できます．
ところが中新世の時代になりますと，先ほど述
べた地下水位の上昇に伴って，乾燥地帯は内陸の奥深くまで後退してしまい，大陸の東部から南部の広大な地域には，森林で占められる地域
が急激に拡大してきています．図4・2にみるよ，亜熱帯亜帯（Ⅰ3），
うに，暖温〜亜熱帯亜帯（Ⅰ2）
熱帯〜亜熱帯亜帯（Ⅰ4）というような気候下のさまざまな森林帯が，大きく広がるようになりました．もちろんこれらの森林帯には，大小の河川が流れ，多くの湖沼があり，局地的には草原も分布していたはずです．

URBAN KUBOTA NO.28｜28

こうして，この図例に示されるような多様で豊脈や中国の南部と北部を分ける山地もまだ低か

れも後ろ足は退化して，前足はヒレに変わってかな環境がつくられたことに対応して，それまったので，北アメリカのウマ類は中国やインド

います．

での，ほぼ共通の環境に対応していた古い時代にまで広がり，インドで発生したクマ類は北ア

これだけの違いがありますから，ムカシクジラの大陸の哺乳動物群のなかから，新しいさまざ

メリカに広がっていく．今日では東南アジアのが中新世のクジラとどうつながっているかとい

まなグループが急速に出現してきたわけです．

一部に限定されているパンダの先祖たちは西のうことは，大きな研究テーマになっているんでヒトの遠い先祖もまた，この時期に形成されたイングランドにまで分布していた．そういう世

す．古第三紀と中新世の境目は，陸のものだけ

熱帯〜亜熱帯の森林の中で姿を現しました．ま界が，中新世の初めには展開されていたわけででなく海の哺乳動物でも，大きな変わり目にあた，暖温〜亜熱帯亜帯の森林帯は，大陸から東す．

たっているわけです．

へのびて古瀬戸内を包み，そのために，山旺か

それが，森林が大陸に大きく広がることによっ編集

ら古瀬戸内まで同じような動物群が生息するこて，広大な生物区が小さく分断され，各地域ごですか．

とになったわけです．また環境の多様化は，すとに動物が進化してくる．古瀬戸内の哺乳動物

亀井でにこの頃から各地域での独自の要素の形成を群も，そういう流れの中でとらえられます．従派な後ろ足がみられます．

もたらすことになったと思われます．日本特有

来のように，１つ１つの種類がどこからきたの編集

クジラのご先祖はどんな動物ですか．

の哺乳動物の起源が中新世の森林性のものにまかという道筋で考えるのではなくて，まず全体

亀井

クジラの先祖はまだ何かよくわかりませでさかのぼるということも，こうした事情が背のものができ，環境が分断されると，地域ごと

んが，クマの仲間だろうという説があります．

景になっているといえます．

に違ったグループがあらわれ，古いタイプは消編集

えっ，クマですか？（笑）

そして次の時代，中新世の後半に入りますと，滅し，新しいグループはその数を増やしていく．

亀井

クマといっても，クマと共通の先祖．ク

今度は世界的に海が退いていき，大陸では乾燥

中新世という大きな変革の時代では，そういうマの先祖から分かれた１グループの陸上のものの時代が始まって，サバンナが拡大し森林は再形で生物の進化を考えることができるように思の中から，一方においてクマがあらわれ，他方

び後退していきます．動物は草原性のものへといます．

において海へ入ったものの中から，クジラヘつ大きく移り変わり始めますが，この新しい事態

編集

ながるものがいた．そういわれています．

のなかで，さまざまな動物の盛衰のドラマが展

類は，全体としてどれくらいになるんですか．

デスモスチルスとバレオバラドキシア

開されました．森林から離れて地上におりたっ亀井編集

たヒトの先祖は，二本足による独自の生活の場

位の科（family）という大きなまとまりでは，にいたのですか．

をきり開き，その子孫として今日の我々がある

中新世になって科の数が急に増え，27％の新し亀井

わけです．また日本のように，ずっと森林の状い哺乳動物の科があらわれています．それ以降ません．デスモスチルスやその仲間のパレオパ

態がひきつづいていたところでは，今日も古いはそんなに増えない．ですから，古第三紀といラドキシアの全身骨格は，日本ではかなり見つものの一部が生き残っているのです．

う時代と中新世の間には非常に大きなギャップ

かってきており，復元されてもいます．ただ，以上のように中新世という時代は，哺乳動物のがあるわけです．

研究者によって復元の仕方が違い，いろいろな時代といわれる第三紀の中でも，現在の動物のムカシクジラと中新世以降のクジラポーズのものがあります．しかし，どの格好の先祖型にあたる新しいタイプが出現し，より古編集

この時代の陸上の哺乳動物は，いまのもものでも，そんなに遠くへ泳ぐというようなもいタイプの動物群が消えていった１つの大きなのに比べて小さかったということですが，海にのではなくて，沿岸近くの浅い海での生活が推変革の時代であったということができます．

いたクジラも，やはり小さいんですか．

定されています．

従来から，古瀬戸内にいたゾウ，ウマ，シカな亀井

日本では同じぐらいの時代に，海牛（ジュゴ

どが，どこからやってきたかという問題があり同じくらいの大きさのものがあります．古第三ン）の仲間の化石がたくさん見つかっています．

ました．例えばヒラマキウマは北米大陸に先祖

紀のクジラは今のものと違いますが，中新世にそれで，恐らくそういうものと食べ物が同じで，があって，そこから渡ってきた．アネクテンス

なると，今と同じクジラが見られるようになっ

競合しながら生活をしていたのが，やがて海牛

ゾウはヨーロッパにいたアングステンスゾウのています．中新世より古い時代のクジラは，ムに生活圏を奪われて，デスモスチルスの方が滅仲間がやってきたものではないかなど，いろい

カシクジラと呼ばれて別なグループとされていぼされたという考え方もあるのです．

ろと議論されていたわけです．しかし，古瀬戸

ますが，これらには足が残っており，また非常

デスモスチルスは，どちらかというとカバに似内にヒラマキウマやアネクテンスゾウがくる前に複雑な形の歯をもっていました．瑞浪層群かているといいますか，ずんぐりした格好をしてに，既にユーラシア大陸全体にわたってアメリ

らは，ハクジラとヒゲクジラの両方が出てきま

おり，パレオパラドキシアの方は，もうちょっカ由来のものやヨーロッパで発生したものが広すが，これらはもう現在のクジラとはそう変わとすんなりしていたというようにも考えられてく混じりあって，既にユーラシア大陸としてのりません．ハクジラは，現在のイルカもその仲います．頭の格好などはかなり似ているんです

共通の哺乳動物の世界ができていたといえます．

間ですが，歯は単純な円錐形の歯が並んでいまが，ただ歯の形は決定的に違います．デスモス

図4・3にも示されているように，ベーリング海す．ヒゲクジラは，ナガスクジラのように，歯チルスの方は，鉛筆を集めて束ねたような歯で，峡のところは陸でつながっており，ヒマラヤ山

が退化して鯨ヒゲで餌を食べるものです．いずその高さはわりと高い．それに対し，パレオパ

中新世になって増えてくる哺乳動物の種
種数についてはわかりませんが，分類単

いや，中新世のクジラは現在とほとんど

今のクジラにも足の退化した跡があるん
痕跡はあります．クジラの胎児には，立デスモスチルスは，どの程度の深さの海
デスモスチルスの正体はまだよくわかり

URBAN KUBOTA NO.28｜29図4･3−中新世における哺乳動物の世界

図 4･4−霊長類と長鼻類の進化の比較概念図

URBAN KUBOTA NO.28｜30･31

ラドキシアの方は，形は似ていますが，束ねたすが，一方，ヒマラヤの南側，インドのシワリ

クスやドリオピテクスの化石と一緒にゾウの化形ではなくて，こぶが集まった格好でわりと小ク丘陵の北部の同時期の地層からも，このドリ石が出てきますが，このゾウは瑞浪のアネクテ

さい．

オピテクスが出てきます．ところが，シワリク

ンスゾウと同じ仲間，ゴンホテリウムというゾ

編集

そうすると，それらの食性はどのようにからは，さらによりヒト的な化石が発見されて，ウの仲間です．瑞浪のゾウの学名はゴンホテリ

違うんですか．

ラマピテクスとして区別されたのです．この発

ウム・アネクテンス（ Gomphotherium annec-

亀井

デスモスチルスの歯は物をかみ切ったり見後，各地の中新世の類人猿の化石が改めて調tens），南フランスのものはゴンホテリウム・ア

するのに便利で，パレオパラドキシアの方は物べ直され，東アフリカのケニアピテクスなども

ングスチデンスとされています．

をおしつぶす傾向の歯です．デスモスチルスのラマピテクスと同じと考えられていましたが，編集

方は水草，パレオパラドキシアの方はやわらか

今では別にされています．こうしてラマピテク

さい？

それらは，今のゾウに比べたらやはり小い海藻をおしつぶして食べる，―そういうよ

スの仲間は，ドリオピテクスという霊長類ショ

亀井

うに考えることもできます．いずれにしても，ウジョウ科から外されて，生物の分類ではヒト

身体の格好も違っています．ゴンホテリウムは，食性は違っていたと考えられています．

科の方に入れられ，同時にヒト科の仲間では最胴長で足が短い．今のゾウは，顎が短く頭は高それからもう一つは，すむ環境も違っていたよ

も古いタイプということになったわけです．こくて丸く，長い鼻を持っていますが，ゴンホテうです．デスモスチルスは少し寒い北の海，パのラマピテクスは，いろいろと復元されていまリウムは，顎が細長く頭は低くて細長く，鼻はレオパラドキシアは南の暖かい海です．たまた

すが，どの復元図を見ましても，骨盤の形は二短い．今のゾウは，上顎にしか牙がありません

ま瑞浪では一緒に出てきますが，これも糸魚川

足歩行のものとして描かれており，また顎の形が，この方は，短い牙が上顎と下顎の両方にあさんが言われたように，一時的に寒流の卓越すも，ゴリラなどより人間に近い格好になっていります．

る時期があって，それにのってデスモスチルス

ます．

編集

は瑞浪にきたのだと思います．この時期の日本15年程前，このラマピテクスの出たシワリク丘

方も違いますね．

周辺でのデスモスチルスとパレオパラドキシア

陵北部の発掘調査が日本とインドの合同で行わ

亀井の分布をみると，図4・5のようになります．パ

れました．そのとき，古生物の担当ということ数個ならんで生えており，森の中にあるやわら

レオパラドキシアの北限は，北海道の渡島半島で私も参加したのですが，約1,300万年前頃のかい木の葉や果実をおしつぶして食べるのに適ですが，これは，この一時期には日本海側の沿その地層からは，ワニ，カメ，大型のニシキヘ

していて，このゾウが森林性であったことを示岸にマングローブ林が生育するような非常に暖ビなどの化石がたくさん出てきます．哺乳類でしています．そして，ヒトの遠い先祖であるラかい時期がありますから，パレオパラドキシア

は，イノシシ類，古型のシカ類が多く，次いで，

マピテクスもまた，このような森林の生活者ではその暖かい海流にのって北の方までいったも古型のウシ，サイ，ジラフ，ゾウが見られます．

あったわけです．

のと思われます．

動物群の組み合わせからは，沼沢地の河辺林地

だいたいゾウの仲間，動物分類でいう長鼻類は，一方，デスモスチルスの方は南限が瑞浪と島根帯で，森林が卓越するが周辺はややひらけてい

中新世以降，鮮新世から更新世中期にかけてさです．北の方は，この図では北海道の宗谷で切るという，森林とサバンナの複合環境が推定でまざまに分化し，大繁栄したものです．日本でれていますが，実際にはここから北回りで樺太

きます．このようなことから，森林の一部がサ

も，さまざまな種類のゾウが入れかわり立ちかからカムチャッカを経て北米海岸まで，太平洋

バンナ化することによって，森の中にすんでいわり現われ，今から２万年前頃まではたくさんの北にずっとつながって分布しているんです．

たドリオピテクスのなかで分化がおこり，よりのゾウがすんでいたのですが，これらのほとん

そして，この時期以降になると，デスモスチル

ヒト的なラマピテクスがあらわれてきたと考え

どは，このゴンホテリウムの仲間を先祖としてスもパレオパラドキシアも忽然と姿を消してしられたわけです．

進化してきたものです（図4・4）．

まいます．

ほかの地域でも，森林型とサバンナ型の複合し日本では，ゴンホテリウムの次の時代にはステ

ラマピテクスた動物群と一諸にラマピテクスやドリオピテク

ゴドンというゾウがあらわれますが，このゾウ

編集

1,500万年前のヒトの遠い先祖は，何と今のゾウに比べたらずっと小さく，またそうすると，今のゾウとは食べ物や食べゴンホテリウムの臼歯は小さくて，顎にスが発見されていますが，その一番古いのはトは，顎が短くなって頭の高さも高くなり，大きいう名前ですか．

ルコのイスタンブールの南のパサラールのもの

な臼歯をもつ，大きなからだのものへと変わっ亀井

ラマピテクスといっています．「ラマ」

で，1,500〜1,600万年前頃とされています．地てきております（ステゴドンの名は，屋根型＝はヒンズー教の神さまの名，「ピテクス」はギ

域的には，中近東を中心にヨーロッパ，東アフ

ステゴス，歯＝デンスに由来する）．ゾウの進

リシャ語でサルのことですから，ラマ神のサル

リカ，西アジア，アジアではパキスタン，イン

化段階は，臼歯の形態によくあらわれるのですということになります．中新世の類人猿はドリド，中国の雲南省にまでラマピテクスは分布しが，ステゴドンは，新しいタイプの大きな臼歯

オピテクスといわれますが，これは南フランスています．

の発展によって食物の幅を大きく広げ，やわらの中新世中期（約1,400万年前）の地層から，

アネクテンス象の仲間とその子孫たち

かい葉や果実だけでなく，硬い草や木の枝もおたくさんのカシの葉の化石と一緒に発見されま編集

しつぶし，すりつぶして食べる能力を身につけした．それで，ギリシャ神話のカシの木の妖精

ウと同じ仲間ですか．

ることができたわけです．その結果，大陸に訪「ドリアッズ」をとって，そう呼ばれるわけで亀井

れた乾燥化と草原の拡大化に対して，より有利

シワリクで見つかったゾウは，瑞浪のゾ
シワリクでも南フランスでも，ラマピテ

URBAN KUBOTA NO.28｜32

な生態的地位を獲得し，さまざまな環境条件に

図4･5−中新世中期初頭(16Ｍa〜15Ｍa)の古地理図

対応して，その仲間を急速に増やすことになります．このようなステゴドンの時代にあらわれたのが，前人とか猿人とよばれる東アフリカの
アウストラロピテクスです．人類の進化は，石器の作製と使用によって進行し，このアウスト
ラロピテクスの仲間からジャワ原人や北京原人のような原人，さらに旧人，新人を経て私たち
現代人につながりました（図4・4）．
一方，ゾウの方をみますと，現生のアジア象，
アフリカ象，絶滅したナウマン象やマンモス象などは，広義のエレファス（ゾウ科）のグルー
プに入りますが，それらの臼歯はいずれも，ス
テゴドンのそれよりも，さらに強力でより発達した形になっています．板状の咬板は何枚か重なり合い，その大きな咬合面（かみ合わせ面）
は，周囲はエナメル質の板でとりまかれ，その外側のすき間にはセメント質がぎっしりとつまっているという構造で，硬い草や木の枝をすりうす

つぶすひき臼の機構はさらに完全なものとなり，草食動物ではこれに追髄できる臼歯をもつものはありません．エレファスにおいて，臼歯の発達は頂点に達したのです．
こうして，日々の食物の大量採取が可能となったゾウのからだは，次第に巨大化して力も強くなり，一方では，上くちびるから変化した筋肉
質の鼻も長くなり，鋭敏な神経を集中させた「第三の手」としての働きを発達させます．こうしてゾウは，陸上の王者として大繁栄の時代を築くことになるわけです（図4・4）．ゴンホテ
リウムからエレファスにいたるこのようなゾウの系統進化は，もちろん地球全体のできごとと対応して起こる長大なスケールの進化です．ヒトの進化も，それと無関係ではありません．こうした大きな進化のなかで，地域ごとの進化は互いに関連し，作用し合いながら進んだわけで

写真／デスモスチルスとパレオパラドキシア<瑞浪市化石博物館>

す．瑞浪のアネクテンス象が注目されるのも，
実はこうした大きな流れの原点を示すものとして位置づけられているからです．
編集

大変残念ですが，時間がなくなりました

のでこの辺で終わりたいと思います．本日は長い間，どうもありがとう存じました．

パレオパラドキシア（土岐市泉町久尻

隠居山）

デスモスチルス（サハリン〔樺太〕気屯）URBAN KUBOTA NO.28｜33

瀬戸内火山岩類―設楽と二上山を中心に―
沢井 誠＝愛知県立犬山高校教諭
佐藤隆春＝大阪府立長野高校教論①瀬戸内火山区

定義するかとなると，これにはさまざまな意見

山岩ですが，こうした火山岩が出ることが瀬戸がありまして，現在はまだ一定したものがあり

内火山区の特徴なわけです．この安山岩が出てません．

くる時期は，瀬戸内火山区では主として14Maの火山活動についてお話をお伺いしたいと思い

瀬戸内火山区(火山岩系)というのは，普通，〜 10Ma(1,400万 年 前 〜 1,000万 年 前 )で す が ，ます．最初に沢井先生からお願いしますが，た①地理的な分布範囲，②火山岩の種類，③火山

ところがこの同じ時期に，東の方では千葉県のだ設楽の話に入る前に，瀬戸内火山岩について

活動の時代という３つの立場からとらえられま

銚子に，西の方では大分県東南部の中央構造線

簡単に触れていただきたいと思います．

す．まず①の分布ですが，これは図１・１にみるの少し北側にある代三 五 山 に，この特殊な火山

沢井

編集

したら

に じょうざん

本日は，設楽 と二 上 山 を中心に瀬戸内区

だいさん ご やま

瀬戸内区と呼ばれる地域には，現在，第ように，東から設楽，室生，奈良，二上山，小岩が出てくるのです．ですから，瀬戸内火山岩

四紀の火山活動はありませんが，中新世中期の豆島，香川，石鎚山，松山周辺，山口大島とい類をそこまで広げて考える人もいるわけです．

約1,600万年前から約1,000万年前ぐらいの間うように，ほぼ中央構造線に沿ってその北側に，

そ う な り ま す と ， そ の 分 布 は 東 西 1,000kmにには，今の瀬戸内海に沿った形で特異な火山活

一 部 は そ の 上 に 乗 り な が ら 幅 狭 く ， 約 100km及ぶわけで，もちろん瀬戸内区からはぐんとは動が起きておりました．それらの多くは，現在，間隔でまとまりながら，これらの火山岩類が出み出してしまいます．

平野や盆地に接して比較的小さい山であったり，てきます．このうち，石鎚山はちょっと問題がさらにまだ問題がありまして，瀬戸内火山区でまた瀬戸内海に浮かぶ景勝の島に変わったりしありますが，地理的な分布としては，中央構造

流 紋 岩 が 活 動 す る の は 主 と し て 16Ma〜 14Maているわけですが，これらの火山を，私どもで線の北側で，瀬戸内海に沿った形というのが普ですが，この同じ時期に西南日本では，中央構

は瀬戸内火山岩類(系)とか瀬戸内火山区という通の定義なんです．

造線の南側(西南日本外帯)で花崗岩類の活動名で呼んでいます．

ところが，②の火山岩の方からみますと，瀬戸があるんです．その地域はさきの図にも示されこの火山岩類の特異性については，ずいぶんと内区に見られる火山岩では，ザクロ石(ガーネていて，東から熊野酸性岩，大峯火成岩，潮岬，

古くから指摘されており，すでに1916年に小藤ット)を含む流紋岩の出ることと，もう１つは，室戸岬の先端，足摺岬の先端，宇和島，こうい

文次郎という先生が論文を書いています．それ

古鋼輝石安山岩――これはサヌカイトやサヌキ

うところでは，この時期に花崗岩類が貫入して以来，いろいろと研究が積み重ねられてきていトイドとよばれ，斑晶が殆んどなく，化学成分

います．花崗岩は地下でマグマが冷却・固結しるんですが，では，瀬戸内火山岩をどのようにではマグネシウムが非常に多いという特殊な安た深成岩で，珪酸分の多い酸性岩という点では

図 1･1―瀬戸内火山岩類およびそれ以降の火成岩分布図

流紋岩と一緒です．ですから，酸性岩の活動としてとらえると，この時期には西南日本では，
内帯・外帯の広汎な地域で同時に起こっている
わけです．
そうしますと，さきの図にあった石鎚山というのにも花崗岩が貫入するのですが，これは中央構造線にまたがって，瀬戸内区と外帯との境目のところにあります．そしてこの時期の瀬戸内区にはもちろん花崗岩の活動はありませんから，
石鎚山は外帯の方に入ってしまい，瀬戸内火山区からは外されてしまうわけです．
ところが松本徰夫先生などは，石鎚山には特徴的な瀬戸内火山岩類が出てきますから，本誌の22号に紹介されているように，これを瀬戸内火山区に入れておられます．しかもそれだけでな
く，松本先生は，その延長にあって石鎚山と同じタイプの九州の祖母山，さらには宮崎県の尾鈴山までも瀬戸内火山岩として扱っております．
このように瀬戸内火山岩類というのは，区分の仕方によっていろいろに分かれてきます．現在
は，そういう状況にありますので，ここではその問題に深入りせず最も一般的な，さきの図に示した範囲のものに限定して話をさきにすすめたいと思います．

URBAN KUBOTA NO.28｜34

②設楽地域の火山活動

これも海成の堆積岩で，設楽地域では海進が最す．さらにこの地域の地層をよく調べてみます

大に達し，海が一番広がった時期の地層です．

と，中央構造線に近づくにつれて玖老勢累層の設楽地域の火山活動については，1976年に愛知

このときの海は，北の富草地域にまで及んでい削剥量が大きくなるので，陥没前の隆起量が大教育大学の学生と卒業生とが中心になって設楽ました．

きかったこともわかりました．つまり，隆起量
くろぜ

団体研究グループ(代表者：沢井)がつくられさらにその上位には玖老 勢 累層が堆積します．

の大きい部分で陥没がおき，その陥盆没地の縁て以来，すでに12年以上に及ぶ野外調査が続けこの地層はちょっと変わった分布を示し，北部

辺部に巨礫岩層が堆積し，その後，尾籠累層のつぐられております．この調査は現在もなお続行中の津具東方の狭い地域と，南部は坪沢累層の内火山岩類をためた大規模な火山活動が始まったですが，本日の話はすべて，こうした長年にわ側にしか分布しておりません．これは，後で触わけです．このように瀬戸内火山岩分布域でも，たる私たちの研究成果がもとになっています．

れますが，大峠周辺を中心とするドーム状隆起

グリンタフ地域と同じように，隆起→陥没→火設楽層群に関係しているため，大峠周辺ではこの地層は成活動という発生機構がみとめられます．

設楽地域は，瀬戸内区のなかでは最も早くから削剥されたり，吹きとばされてしまってなくな

一方，北東部の東栄付近でも中央構造線に近づ

海が入り始めた地域で，瑞浪や富草とは違ってってしまっているからです．これも貝やウニのくほど玖老勢累層の削剥量が大きくなっており，

1,000ｍ以上に及ぶ厚い海成層が堆積します．

化石がたくさん出てくる海成の地層ですが，た

したがってまた隆起量の大きかったことがわか

そして瀬戸内区のなかでは一番早い時期に陸化だ，この地層中にはきわめて連続性のよい３層ります．ですから，湯谷付近と東栄付近をつなしてしまいますが，陸化後，今度は火山活動がの軽石凝灰岩層があり，この鍵層を追跡するこいでみますと，北設亜層群堆積後，尾籠累層堆

始 ま り ま す ． こ の 活 動 は ， 16Ma頃 か ら 10Maとにより，本層の地質構造が明らかになりまし

積前に，中央構造線に平行する方向に隆起軸を頃まで続いたものと思われますが，これらの火た．

もつ隆起運動のあったことが浮かび上がってく山岩類を含め，設楽地域における中新世の堆積≪南設亜層群(設楽火山岩類)≫

るわけで，この時期には，広い意味で中央構造

物は，一括して設楽層群と呼ばれます．このう

その後この地域は陸化して，これらの海成層が線の活動があったものと思われます．そしてこち，下位の海成の堆積岩類を北設亜層群，上位

堆積したその内側の地域に設楽の火山活動が始の運動に伴って設楽地域の火成活動も変わり始の火山岩類を南設亜層群と呼んで区分します．

まるわけですが，その範囲は，貫入岩類を含めめています．

図２・１が設楽層群の地質図，表２・１が設楽層

る と 東 西 30km，南 北 40kmの 広 さ に 及 び ま す ．

≪尾 籠 累層―含ザクロ石流紋岩≫群の層序・岩相表です．図にみるように，設楽南部域では，これらの火山岩の分布域を中心に尾籠累層の火山岩はすべて流紋岩質の火砕岩で，層群は中央構造線に接して，その北側に分布しして北設亜層群が盆状構造をしており，これは一部に溶結凝灰岩が発達しますが，これらの流ますが，この地域はまた，地質構造上からは，設楽盆状構造(納富，1929．斉藤，1955)とよ紋岩には瀬戸内火山岩に特徴的なザクロ石や黒瀬戸内区の東端にあたり，グリンタフ地域の南ばれます．北部域では，火山岩は大峠を中心に雲母が含まれています．またザクロ石を含む 松縁部に近接する位置にあります．

分布しますが，南部域に比べるとその発達は小脂 岩(ピッチストーン)がたくさん出てきます．

規模です．

普通マグマは，高温の液体中に鉱物の結晶が混≪北設亜層群≫
ひがしかど や

お ろう

しょう

し

北設亜層群のなかで一番下位にある 東 門谷累層

火 山 活 動 は ， 約 16Ma〜 10Ma頃 ま で の 長 期 に合しているのですが，それをほとんど含まないは，化石がたくさん出てくる海成の堆積岩で，わたりますが，その間，火山活動の特徴などか

マグマが地表で急冷するとガラス質の火山岩にこの地域の周辺部一帯に分布します．中央の火ら活動時期は大きくは２つに区分され，それをなります．このとき，水分が１％以下だと黒曜山岩類が分布する地域にもこの地層は堆積した

第１サイクル，第２サイクルと呼んでいます．

岩，４％以下だと真珠岩(パーライト)，さら

はずですが，それらは，その後の火山活動によ第１サイクルは，酸性の流紋岩から始まって中に多くて５％以上になると松脂岩ができます．

ってふき飛ばされてしまい，恐らく地下を掘っ性の安山岩で終わり，第２サイクルは，再び酸松脂岩は,松脂 のような光沢をもつのでこの名ても出てこないと思います．

性の流紋岩で始まって塩基性の玄武岩の噴出でで呼ばれますが，ガラス質ですから叩くとパリ

この東門谷累層の最下部の地層を詳しく調べて終わります．両サイクルの間は不整合関係で，ンと割れます．昔から山岳仏教の霊場として有それぞれの火山活動の規模や範囲にも大きな違

名な鳳来寺山は，この松脂岩が出てくる山とし

楽町田口の北にあたる八橋，あるいは東栄町本

いがあります．

てもよく知られています．

郷などには，直径が３ｍ大もある花崗岩の巨礫

第１サイクルの火山活動≪大島川累層―層厚400ｍの溶結凝灰岩≫

や領家変成岩の巨大な角礫岩からなる特異な角≪火山活動発生直前の運動≫

かん さ

いきますと,寒 狭 川にかかる長篠橋の北側，設
やつはし

とうえい

まつやに

その上位の大島川累層は，尾籠累層と同じよう
お ろう

礫岩層がよく発達しています．これらの角礫岩

第１サイクルの最初の火山岩類が尾籠 累層で，な形で分布しますが，これは大部分が溶結凝灰

は遠くから運ばれてきたものではなく，当時，

これは南部のほぼ全域にわたり設楽盆状構造に岩で，場所によっては黒色泥岩や砂岩の薄層が近くに急崖があってそこから供給されたものと調和的に分布し，その一部が中央部を取り巻く挟まれます．ですから火山活動は，間に何回も考えられます．ですから瀬戸内区においても，

形で地表に顔を出しています．

の休止期を挟んでいるわけですが，岩質は，上北設亜層群の堆積盆の発生は，陥没によって始尾籠累層は，下位の北設亜層群とは大部分が不位に向かうにつれて流紋岩質から石英安山岩質まっていることがわかります．

整合関係ですが，特に南西部の湯谷付近では，に変わっていきます．

東門谷累層の上位にあるのが坪沢累層ですが，基底部に北設亜層群由来の巨礫岩層が発達しま

大島川累層の溶結凝灰岩は全部で７層もあり，

URBAN KUBOTA NO.28｜35

火山活動の激しさを物語っています．だいたいいきますが，その盛り上がった一番上の部分が溶結凝灰岩は，高温の火砕流堆積物が互いにく

ポコンと落ちます．この陥没は急激に起こるのっつきあって堆積し，それが冷え固まるときにで，縁辺が急崖となった直線状に縁取られた多できます．この大島川の場合には，少なくとも角形の盆地ができ，そこに崖錐性礫岩が堆積し，７回以上の火砕流が発生してそれらが次々に堆

その中で火山活動が始まり，火山岩類を堆積す

積し，そしてこれが冷え固まるときには，一度ることになります．

に数枚の火砕流堆積物が溶結しています．その≪エニグマ石と過アルカリ岩≫

ため，きわめて厚い溶結凝灰岩がつくられておここに出てくる火山岩類は大部分が白色に変質

り，その厚さは400ｍにも達しています．もちしているのですが，粗面岩(アルカリ成分の多ろん，それに伴う柱状節理もよく発達しており

い酸性の火山岩)と流紋岩質火砕岩が主体です．

ますが，とにかくこの溶結凝灰岩の岩相は如何

そしてこの粗面岩のなかには，表中にも記してにも古く，新第三紀中新世のものとは思えない

あるように，日本でも非常に珍しいアルカリ岩ほどの貫禄があります．

――アルベゾン閃石・エニグマ石・ソーダ質鉄≪明神山累層―中性の安山岩へ≫

ヘデン輝石粗面岩というアルカリ岩が小規模な

この上に尾籠累層と同じような形で分布するの貫入岩として出てきます．これは非常に変わっが明神山累層で，これは石英安山岩(デーサイ

たアルカリ岩で,エニグマ石という鉱物が火山

ト)および安山岩の溶岩が主体です．これも一岩に入っているのですが，これは日本でも１〜度の堆積でなく，間に何回かの休止期を挟んで２ヵ所，世界でも数ヵ所しかないという非常にいます．ただここではデーサイトや安山岩の中珍しい火山岩です．もちろん瀬戸内火山区にもに，鉄シソ輝石という鉄分の多い鉱物が入ってありません(60p．写真②参照)．

いる，そういうちょっと珍しいタイプの火山岩

なおこの時代に，これと同じようにアルカリ岩が出てきます．なお，フィッション・トラックが出てくるところは，近くでは，糸魚川・静岡

法によって，鳳来寺山地域のデーサイトの年代

線の東側の西八代層群，それに静岡県の高草山

が は か ら れ て お り ， 15.9Ma(鈴 木 ， 1970)となどです．また，大峠累層の火山岩類の化学組いう値が出ています．

成を分析しますと，普通のアルカリ岩よりもア

以上のように，尾籠累層から明神山累層までのルカリ成分が非常に多く，過アルカリ岩と呼ば火山活動は，南部一帯の全域にわたりほぼ同じれる部類に入ります．大体こうした火山岩は日範囲で大規模に発生し，その間，岩質が酸性の本では少なく，もちろん瀬戸内火山区にもあり流紋岩から中性の安山岩へ変わっていく．そうません．そうした意味では設楽は，瀬戸内火山いう特徴をもっています．おそらく，マグマだ区の中では異質なタイプということになります．

まりの中で，マグマが酸性のものから中性のも第２サイクルの火山活動のまで，累帯的に分化していたのではないかと≪神田累層―独立した堆積盆≫

推定されます．

設楽地域の火山活動は，第２サイクルに入ると

大峠累層

その規模はぐっと小さくなり，また活動の場も≪典型的なグリンタフ式火山形態≫

局地化してきます．第２サイクルの最初の火山

一方，尾籠累層から大島川累層までの期間には，岩類は神田累層で，これは神田周辺と南部の小今述べた火山活動の場からは少し離れた北部の地域にしか分布しません．神田周辺は１つの独地域で，特異な火山活動が起きています．大峠

立した堆積盆を形成し，基底部には明神山累層

累層というのがそれで，これは地質図にみられ由来の巨礫を含む礫岩層が発達しています．火

るようにほぼ五角形をした１つの堆積盆地をつ

山岩の大部分は斜長石流紋岩と黒雲母流紋岩で，くっており，基底には，すぐ近くの基盤に由来他は流紋岩質の溶結凝灰岩がほとんどです．溶する巨礫層(崖錐性礫岩)が分布します．この結凝灰岩は４層あり，１層の厚さが70ｍとい火山活動の形態は，藤田至則さんが明らかにさうものもあります．大部分が白色に変質していれたグリンタフ式の隆起・陥没・火山活動といますが，一部は変質をまぬがれ，黒色の松脂岩

う形の典型です(ただし規模は小さく４km×様のものとなっています．これは，流紋岩のピ

７km)．断面図を見てもらうとわかるように，ッチストーンときわめてよく似ていて新鮮な割

基盤と堆積岩は中央部に向かって盛り上がってれ口では区別できませんが，風化すると，溶結か

表2･1―設楽層群層序・岩相表

図2･1―設楽層群地質図

だ

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KUBOTA
NO.28｜7

したレンズ，礫がよくわかり区別できます．

を中心に南北に走る15kmに及ぶ平行岩脈群のることがわかっています．もう１つは，神田の最上部には，凝灰岩・泥岩の互層が発達します．

分布域に出てきます．ですからこれらは，これ

南から古戸 にかけて北東方向に延びる延長13

そしてこの凝灰岩からは，「三 河 白 」とよばれらの岩脈が貫入する時期に形成された玄武岩やkmの平行岩脈群です．こちらの方はもっと幅る刀の仕上げ用として使われた砥石が採掘され安山岩の火山体で，その後の侵食で現在の姿にが狭く，多いところでは，とにかく100ｍぐらていました．石英を含まず，きわめて均質な性なっているわけです．この活動を最後に設楽のいの距離に１ｍから10ｍぐらいの大きさの小さ質がこの砥石にはピッタリだからです．

火山活動はすべて終了します．

な岩脈が何本あるか数え切れないほど出てきま≪鳳来湖累層―複雑な褶曲構造≫貫入岩類

す．だいたい平行岩脈群というのは，地下の断その上位の鳳来湖累層は，神田累層の南側，設

なお貫入岩類，地層中の割れ目に沿ってマグマ層とか割れ目に沿って生じるとされていますか

楽盆状構造の中央部一帯に分布します．火山岩がすうっと入ってきて，そこで固結した岩脈・ら，その意味では，これらの地下の断裂線が非の大部分は斜長石流紋岩で，この地域の地形は，岩床の類は，設楽にはすごく大きなものから小常に注目されるわけですが，ただその分布は，流紋岩のつくる険しい岩場が多く，その真ん中

さなものまで，実にたくさんあります．まず大設楽層群全体の地質構造とは全く非調和的ですに鳳来湖という人造湖がつくられています．火

規模なものでは，西部の東門谷累層に出てくるから，一番最後の時期の活動と考えられます．

山岩の大部分は変質が著しく，岩相の変化も激非常に連続性のよい安山岩の貫入岩です．これ

しいので区分が大変だったんですが，最近になは，珪化安山岩(嘉藤，1962)ともよばれ，そ③瀬戸内火山活動って漸くこの中に，溶結凝灰岩，砂岩，軽石，のほとんどが白色に変質していますが，その分以上のように設楽の火山活動は，前期・後期に擬灰岩などが少なくとも400ｍほど積み重な

布は，地質図にみるように設楽盆状構造に調和

はっきりと区分できます．それで今度は，他のり，複雑な褶曲構造を形成していることがわか的で，この構造を形成した運動に深くかかわっ

瀬戸内火山岩類にもこうした画期があるのかどってきました．鳳来湖累層はこれまで，鳳来湖ているものと考えられます．

うか，そういった点に注目して，これまでに発周辺の火砕岩がほぼ水平の構造をしていること

一方，東部の方にも東門谷累層中に大規模な貫表されている瀬戸内火山岩の文献を調べ整理しから，大局的には設楽盆状構造に調和している入岩が分布しますが，これは流紋岩の岩床で，てみたんですが，そうしますとおおよそのこととされていましたが，より詳しくみると，かな

西部のものとは異質です．岩脈は地層中にほぼですが，２つの時期に分けられることがわかりり複雑な構造で，そう単純なものではないこと

垂直にできますが，岩床は地層と平行にできまました．

がわかってきたわけです．

す．地形断面を切ると平らになっていて，これ

だいたい瀬戸内火山岩の活動時期は，以前は，≪棚山累層―設楽盆状構造外の水平層≫が図にみるように延々とつながり巨大な岩床を中新世と鮮新世の２期に分けられていたのです

この鳳来湖累層を被って，棚山高原を中心とす形成しています．

が，1978年頃からは，火山岩の年代測定が盛んる地域には，黒雲母流紋岩，斜長石流紋岩(１大峠累層堆積盆地にも，図にみるようにその中に行われるようになり，それまで鮮新世の活動

部は松脂岩)を主体とし，火砕岩層からなる棚央部や基盤との境目に岩脈があり，その東方にとされていた瀬戸内火山岩が，すべて中新世の山累層が分布します．この地層はほぼ水平層で，は，この盆地を囲む形で領家変成岩中に玄武岩活動というように修正されました．そうします

いわゆる設楽盆状構造に加わっていません．しの大きな岩床がみられます．しかしそれだけでと，瀬戸内火山活動は，大体14Maを境に区分たがって，いわゆる設楽盆状構造は，鳳来湖累

なくこの盆地の周辺には，たくさんの小さな貫で き ，前 期 (第 １ サ イ ク ル )の 活 動 は お よ そ層堆積後，棚山累層堆積前に形成されたものと入岩類が盆地をとりまく形で分布し，巨大な岩16Ma 〜 14Ma ， 後 期 ( 第 ２ サ イ ク ル ) の 活 動

考えられます．

床群を形成しています．それらは，断面図にみは お よ そ 14Ma〜 10Maで ，前 期 の 火 山 活 動 は

この地層は，鳳来寺山の山頂部にも出てきます．

るように，基盤との境目では垂直に，そこから酸性岩の活動で始まる大規模なもので，後期のですから鳳来寺山というのは，土台は尾籠累層離れるにしたがって割れ目は次第に傾いていき，

ものは小規模なこと―大局的にみると，以上の松脂岩，その上に鳳来湖累層の松脂岩，そしついには水平になってしまいます．こうした割のようなとらえ方が成立することがわかってきて一番上に棚山累層の松脂岩が帽子をかぶった

れ目のでき方は，この盆地が隆起して陥没した

ました．それでここでは，さきの図１・１に示

ようにちょっと乗っている．そういう３層準のことを如実に示しています．貫入岩類は，アル

されていたもののうち，二上山と香川を除き，流紋岩や松脂岩でつくられているわけです．

カリ玄武岩が主体です．

蜂屋，室生，奈良，石鎚山―松山，山口大島にみ かわ じろ

つ

ぐ

ふ っ と

≪津具累層―散在する小規模な火山体≫

そして最後に，もう１つ長大な平行岩脈群があついて，ごく簡単に触れてみたいと思います．

最後の津具累層は，設楽地域の北部，愛知・長ります．これは２つありまして，その１つは，≪蜂屋火山岩≫野の県境にある茶臼山，あるいは天狗棚や津具

先ほど触れた津具を中心に南北に延びる延長

蜂屋累層は，玄武岩質の安山岩および玄武岩の周辺など，これまで火山活動のなかったところ

15kmの平行岩脈群で，これは亡くなられた久火山角礫岩・凝灰角礫岩を主とした火山岩類で，で離ればなれに発生した小規模な活動で，現在

野久先生が最初に記載したものです．その後，淡水中に堆積した地層です．火砕岩の間には何は，残丘状の地形となって点在しています．こ私たちの調査で，南の方にさらに延長している層かの亜炭層も挟まれています．矢島一昭さん

れらの火山岩には，カルクアルカリ安山岩と高ことがわかり，現在では，湯谷西方から長野県(1978)によりますと，この地層を堆積させた

アルミナ玄武岩とがありますが，高アルミナ玄の根羽村の辺まで，幅１kmほどのゾーンに南造盆地構造運動は,グリンタフ地域で指摘され武岩は，ただ点在しているわけではなく，津具

北性で幅狭く，岩脈が何本も延々と連なっていている，隆起→陥没→火山活動というパターン

URBAN KUBOTA NO.28｜38写真／設火山岩類(①〜⑤)⑤海老の西，旧田口鉄道トンネル出入□の露頭，珪化安山岩の①表参道からみた鳳来寺山．左手が鳳来寺山で，ほぼ全山が③鳳来湖(人工湖)西岸のじょろう岩．鳳来湖累層の流紋岩松脂岩からなる．左端の山頂付近のルリ岩は棚山累層の，そで鳳来湖から乳 岩 峡にかけてこのような奇岩が多い．

貫入岩．柱状節理が道路に対して東(左手)に傾き，これとほぼの右下の鏡岩は鳳来湖累層の松脂岩(写真②が鏡岩のアップ)．

④岩古屋．植林地帯より上方か明神山累層のデーサイト．植

直角に走る線か貫入岩の貫入方向とほぼ一致する

鏡岩の下から写真右手のパークウエイ駐車場を結ぶ線より下

林地帯を含む下方か玖老勢累層．デーサイトは，大きな縦方

方は尾籠累層の松脂岩．谷底には坪沢累層の露頭がみえる．

向の節理が発達するため断崖をつくりやすい．

ち いわ

写真／設楽火山岩

写真／室生火山岩類(⑥〜⑨)⑥曽爾村(南)からみた室生火山岩類．左手(西)から中央付近⑦屏風岩の西端，流紋岩質溶結凝灰岩の大規模でみごとな柱⑨鎧岩．柱状節理に直交する横の割れ目は，溶結凝灰岩堆積まで屏風岩が連なり，さらにその東部には兜岩(左)と鎧岩(右状節理がみられる．右下の露頭は，下位層の曽爾層群．

時の火砕流のフローユニットを示す．室生火山岩類が，連続端)が並ぶ，室生火山岩類は，その後の中央構造線ぞいの隆⑧室生火山岩類は侵食されて深い渓谷をつくる．香落渓はそして噴火した何回もの火砕流堆積物からなることがわかる．

起に伴い，北側へゆるく傾斜している．そのため分布の南限の代表で，流紋岩質溶結凝灰岩の柱状節理が山頂から谷底までは，ほぼ東西方向にきりたった崖をつくる．

で続く．岩石は，中新世のものとは思えないほど新鮮である．

写真／室生火山岩類

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が認められるとされています．基底部は崖錐性らも考えてみる必要があるかと思います．

ると考えられます．

の角礫岩が分布し，不整合は直線的で，基盤岩≪室生火山岩≫≪三笠山≫である美濃帯の中・古生層の中にも，陥没時に次に室生ですが，図３・１が志井田功先生が1967

この図の北西部，天理から奈良市鹿野園にかけできたと推定される固結破砕帯が堆積盆の縁辺

年に描かれた室生火山地域の地質図です．図にては，南北に細長く古瀬戸内の海成層(藤原層

つ

げ

ろくやんえ

に沿って多く分布しています．蜂屋累層は瑞浪

みるように，室生火山岩は奈良県東部の都祁 村群)が伸びていますが，その北側には古瀬戸内層群 の最 下 位 層に あた り ま すが ，放 射年 代 はから三重県西部の美杉村にかけて，東西28km，の淡 水成 層(地 獄谷 層)が分 布 し，これ を被 う

K-Ar法 に よ り 22Ma〜 20Ma(鳥 居 ，1982．野南北 15kmの 広 い範 囲に 分 布 し，その 規模 は 設のが 三笠 山(若 草山 )の 火山 岩 です ．こ の火 山村，1986)で，瀬戸内火山岩に比べると年代が楽に劣りません．山粕層群は古瀬戸内の海成層，

岩は輝石安山岩の溶岩で，この溶岩および花崗そにぐんと古くなります．火山岩の類も，他の瀬戸

その上に不整合関係で曽爾層群が堆積しますが，岩を貫いてほぼ北西方向にかんらん石粗粒玄武

内火山岩にみられる岩石がなく，そのかわりに，その最上位の地層が室生火山岩類です．火山岩

岩の岩脈が貫入しています．三笠山安山岩の年クロムに富むクロム質透輝石を斑晶にもつ火山は黒雲母とシソ輝石，ときどきザクロ石を含む

代は 13.3Maで すが ，地 獄谷 層 は室 生火 山 岩 に岩が出てきます．この火山岩は，時代は異なり流紋岩質の溶結凝灰岩で，最大層厚は400ｍ．

対比されますから，前期に入るかと思います．

ますが，鮮新世のフォッサマグナ地域に比較的女人高野で有名な室生寺付近をはじめ，曽爾村≪石鎚山〜松山≫こ うち

よく出てきます．ですから，分布としては瀬戸の塀風岩，香落 渓などでは見事な柱状節理がみ石鎚山は，中央構造線にまたがって三波川変成

内火山区に入りますが，時代も違えば火山岩もられます．従来は，さきほどの地質図にも示さ

帯の上に出てきます(図３・２)．瀬戸内の火山

違いますので瀬戸内火山岩の仲間に入らず，先れているように，中新統上部から鮮新統とされ活動を知るためには大変重要な地域で多くの研

瀬戸内火山岩ということになります．なお時代ていました．火山岩の年代も，以前には13.1

究がありますが，構造が複雑で火山層序がまだ的にこれと対応する火山岩が山口大島の一部にMaという値が出ていたのですが，最近の測定

はっきりしないので，前期・後期の区分ができ

分布 して い ま す．鷹村 権さ ん (1973)に よ り ま

値 で は フ ィ ッ シ ョ ン ・ ト ラ ッ ク 法 で 15Ma，ません．ただ，最初に流紋岩〜安山岩質の大規すと，これは変質した安山岩で先瀬戸内火山岩

K − A r 法 で 1 7 . 5 M a ( 松 田 ら ，1 9 8 3 ) で ，年

模な火砕流堆積物のあること，それが花崗岩にとして記載されています．そういった意味では，

代が修正されました．スケールの大きさと火山

貫 入 さ れ て い て ，そ の 年 代 が 14Maで す か ら ，

これらは，グリンタフ活動との関連という面か岩からみて，これは当然第１サイクルに対応す

花崗岩を境界として，前期・後期としてとらえ

図3･1―室生火山地域地質概略図

ることも考えられます．石鎚山の円形陥没体に〈志井田巧編，1967を一部修正〉

ついては，コールドロンとする考え方(吉田，1970)と，ドーム状隆起岩体とする考え方(増原，1981)があります．
なお松山の北の高縄半島では，高マグネシア安山岩や古銅輝石安山岩などが，岩頸，岩脈状にみ

ご しま

分布します．松山の西にある興居 島 層群は古瀬戸内のうすい湖成層で，この上に石鎚山のものともいわれる松山溶結凝灰岩が重なりますから，
これは前期とみなせます．その年代は14.2Ma．
それを貫いてサヌカイトが出てきますが，ただここでは，後期との境がはっきりしません．
≪山口大島≫
山口大島というのは，松山の西方にある山口大へ ぐり

島，平郡 島，祝島などの瀬戸内海に点在する島
おざ々と，その北側の室津半島の皇座山などに分布するものです．さきに述べましたように，鷹村さん(1973)の研究によりますと，最下部に著しく変質した先瀬戸内火山岩があり，その上に，いわゆる瀬戸内系火山岩が分布しています(図３・２)．島ごとに分布するため対比がむづかしいのですが，いずれも安山岩質の溶岩の活動が主体で，間に何回かの休止期を挟みながら厚い
１沖積層 ２更新統 ３鮮新統〜更新統(古琵琶湖層群・佐保累層等) ４三笠山安山岩 ５室生火山岩(中新統上部〜鮮新統)
６高見山火成岩 ７中新統〜鮮新統(地獄谷累層・都介野層群・曽爾層群等) ８中新統(藤原層群・山辺層群・山粕層群等)
９新白亜系(和泉層群) 10領家複合岩類 11三波川変成岩類

地層をつくっており，最後の方に古銅輝石安山岩(12.6Ma)や玄武岩の活動があります．

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以上，二上山と香川をとばして，駆け足で瀬戸

ウム (Na 2 O)など の化 学分 析 値 です ．そ うし ま

マグネシウム安山岩―サヌカイト，サヌキト

内火山岩を一瞥したわけですが，火山層序や年すと図にみるように，設楽というのは鉄，チタ

イド，古銅輝石安山岩というようなマグネシウ

代に不明な部分も多く，まだ何ともいえない部

ン，ナトリウムが多く，カリウムは一般的，マムが非常に多い安山岩，瀬戸内火山岩の特徴と分も残されておりますが，ただ大局的にみた場

グネシウムが非常に少ないんです．

なっているそういう特殊な岩石は設楽には出て合には，一般的な瀬戸内火山活動は，14Maを

それで右端の図のように，鉄とアルカリとマグ

きません．ではそれがどの辺から出てくるかと境に前・後期に区分されるように思います．こネシウムをとって三角形ダイアグラムをつくっいうと，二上山ぐらいが境目で，二上山より西れを，古瀬戸内の古地理との関連でみていきまてみますと，設楽は鉄が多くてマグネシウムは側にはこうした岩石がたくさん出てくるのです

すと，古瀬戸内の海が広がっている時期には，少ないので，ぐんと上の方になってしまいます．

が，室生・設楽にはサヌカイトやそのグループ

既に大規模な火山活動が起きており，それは東

この図のバックには，久野さんによるカルクアは全く出てきません．したがって，マグネシウからいうと，設楽，室生，二上山などです(石ルカリ岩系とソレーアイト岩系の線を入れてあムも当然少ない．

鎚山については何ともいえません)．そしてこります．これは火山岩というのは，化学組成やそれからまた，設楽の場合には，先ほども触れの海が退いて，全体が陸化し始めてからは，瀬含有鉱物の性質から，この２つの系列と，もうましたように，明神山累層の石英安山岩(デー

戸内区の全域にわたり特定の地域に集中する形

１つは，Ｋ，Ｎaに富むアルカリ岩系という３サイト)の中には鉄分の多い鉄シソ輝石というで，比較的スケールの小さい火山活動があちこ

系列に大別されるので，どの系列に入るかとい鉱物が入ってきます．瀬戸内火山岩類では，普ちで起きていたものと思われます．なお後期にうことが非常に重要な事柄になってくるからで通は，こうした酸性岩の中には，角閃石とか黒は，最初に述べましたように瀬戸内区以外でも，

す．そうしますと設楽というのは，図にみるよ雲母が入っていて，こうした鉱物は含まれてい東の銚子や西の代三五山で，同じタイプの火山

うに，多くのものがソレーアイト岩系に入ってないのです．それで，これも西の方から見てい活動が発生していたことになります．

しまいます．他方，普通の瀬戸内の火山岩は，

きますと，角閃石が入っているのは奈良ぐらい

その多くがカルクアルカリ岩系の中に入っていまでで，ここから西にはあるんです．しかし，④化学組成と鉱物からみた設楽・室生の異質性

ます．二上山，小豆島，香川，山口大島などに室生とか設楽には角閃石はなく，そのかわりに

では，このように東西に並ぶ瀬戸内火山岩類を，もソレーアイト岩系のものがありますが，これ流紋岩や石英安山岩の中に鉄シソ輝石が入って岩石の化学組成や含まれる鉱物からみるとどうはすべて後期のもので量もわずかで，それが図くる．ですから，当然鉄が多くなっている．こなるか．実は設楽は，果たして瀬戸内に属するの中に出てきます．しかし設楽は，前期の大規の点もまた，東西方向での違いです．

火山岩なのかどうか．そういう問題意識から調模なものまでもこの岩系に入っているわけで，次にアルカリ岩系を見てみますと，普通の瀬戸

べてみたのが図４・１です．これは，山口大島，その点で設楽はちょっと異質な要素がみられま

内火山岩からは，アルカリ岩系のものは全く出

松山，香川，二上山，設楽などの火山岩についす．

てきません．ところが設楽の場合には，先ほどての，チ タ ン (Ti0 2 )， マ グ ネ シ ウ ム (MgO)，

それで，火山岩としてこれを見てみますと，そも述べましたように，まず最初の時期に，世界鉄 (Fe 2 O 3 に 換 算 )， カ リ ウ ム (K 2 O)， ナ ト リの違いが歴然とあらわれてきます．いわゆる高でも珍しいきわめて特殊なアルカリ岩が出てき

図3･2―石鎚山周辺及び山口県大島付近の地質概略図〈永井浩三，1972．鷹村権，1973．地質調査所，20万分の１地質図・松山，1957などより編図〉

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ます．この時期には，さきの表２・１にも示し

く異なった要素をもあわせ備えている．そうい

地層であることや，二上山の火山岩類の活動順

たように，一方ではカルクアルカリ岩も出てきうことではないかと思います．

序などが明らかになりました．

ますが，それらが終わると，今述べたソレーア

そのご私どもは，1978年に一般の方々も含めて

イト岩，その次はカルクアルカリ岩ですが，最⑤二上山の火山活動

二上山地学研究会をつくり，二上層群堆積の後後に出てくるのがまたアルカリ岩です．この面

佐藤

全般的なことは，いま沢井さんから話し期に噴出したサヌキトイドを中心に野外調査をでは設楽の異質性が如実にあらわれています．

ていただきましたので，私は，主として二上山

続けてきました．そしてようやく1986年になっ

では室生はどうかといいますと，これがアルカの火山活動について少し詳しくお話しし，そのて地質図をつくることができました．それが図リ岩的なのです．それは，アルカリ長石が入っあと大阪周辺の小規模な火山岩について触れて５・１で，図５・２は火山岩類の層序関係図です．

ているためにそうなっているわけです．そしてみたいと思います．

以下，これらにもとづきながら，二上山の火山

奈良から西には，アルカリ岩系のものは一切出

今のお話しにあったように，瀬戸内火山岩はザ活動について概略をお話しします．

てきません．この点もまた東西方向の違いです．

クロ石を含む流紋岩とサヌキトイドで特徴づけ

二上層群

こうしてみますと，設楽は，瀬戸内火山区の中られるわけですが，サヌカイトという名前は四まず，二上山の火山噴出物が堆積している範囲

では異質タイプであることがはっきりとわかり

国の讃岐からきており，高松市周辺が本場です

ですが，これは東西が約７km，南北約９kmとます．実は設楽が異質タイプであることは，こが，ザクロ石を含む火山岩となると，これは二いう範囲で，設楽や室生に比べるとその規模はれは何も私が初めて言うわけではありませんで，上山が有名であったようです．1910年に大湯正

非常に小さいものです．ただ範囲は狭いんです

亡くなられた久野久先生が，設楽というのはち雄先生が調査し，1916年に小藤文治郎先生がまが，ここでは，次から次へといろんな火山噴出

ょっと異質ではないかということを，大分以前とめをしておりますが，これらの中で，「二上物がみられますから，火山岩を調べる上では非に指摘しております．私の方は，その異質な部

山は瀬戸内火山の扇のかなめである」と指摘さ

常に面白いところです．

分を詳しいデータに基づいて検証してみたわけ

れています．

二上山の火山活動が続いていた時期，つまり中ですが，ただそういう要素があるからといって，その後，ザクロ石についての研究は盛んに行わ新世中期の時代に，この地域に堆積した地層は設楽が瀬戸内火山区から外れることはありませれたようですが，二上山の地層や火山岩全体を一括して二上層群と呼ばれますが，これらの地

ん．久野先生もまた，含ザクロ石松脂岩の出る調べた研究というのは意外に少なくて，当時は，層は，下位からドンズルボー累層，原川累層，ことが瀬戸内火山岩類の特徴であると指摘して二上山の火山岩類は第四紀まで活動していたも定ヶ城 累層と大きく３つの地層に分けられます．

います．それに加えて，これまで述べてきたよのと考えられていました．それが戦後になって，ドンズルボー累層の火山岩には，ザクロ石と黒うな火山活動の共通性があります．活動が前・

森本良平先生，市原実先生らが団体研究を組織

雲母が含まれているのが大きな特徴です．原川

後期に分かれ，それぞれの時期で規模が対応しし，1953年に地質図を発表しました．この研究

累層に含まれる火山岩はサヌキトイド，そしてていること，こうした共通性をもちながらも，によって，二上山の火山岩類が大阪層群に不整一番上の定ヶ城累層ではデーサイトの出てくる

同時にまた設楽は，瀬戸内火山区のものとは全合におおわれることから，二上層群は第三紀ののが特徴です．

じようがしろ

図4･1―瀬戸内火山岩類と設楽火山岩類の化学組成の比較

URBAN KUBOTA NO.28｜42写真／二上山の火山岩類(①〜④)る．鹿谷寺跡には，溶結していない凝灰岩を削りとった奈良

ザクロ石が濃集して堆積しており，最近まで採掘されていた．

①当麻町(東)からみた二上山．中央(北)が雄岳(517ｍ)，左時代の石塔や線刻画が残されている．また古墳時代には，こ④屯鶴峯の凝灰岩(上部ドンズルボー層)．白色の流紋岩質凝(南)が雌岳(474ｍ)．万葉の昔には「ふたかみやま」とよばの凝灰岩が石棺の石材としてしばしば利用された．

灰岩および凝灰角礫岩か堆積している様子がみられる．独特

れた．山麓には中将姫をまつる当麻寺(写真では屋根だけが③石切場火山岩の柱状節理．溶岩が冷却・固結するとき，体の景観のため，奈良県の天然記念物とされ，休日にはハイカ

みえる)があり，雄岳山頂には大津皇子がまつられている．

積が減少するために規則的な割れ目が入り柱状節理ができる．

ーなどでにぎわう．手前の谷で急崖をつくる地層は火砕流堆②竹内街道から遠望した鹿谷寺跡と雌岳．手前の山の斜面にこの火山岩は，ザクロ石と黒雲母を多量に含んでいる．山麓

積物である．火口から噴出した熱い火山灰とガスがまじりあは，黒色の下部ドンズルボー層の溶結凝灰岩の露岩がみられの香芝町や太子町の沖積層には，これらの火山岩が風化し，って高速で流下し，湖水中に堆積した様子が想像できる．

このような基準で分けていますから，二上山のそして間もなくザクロ石黒雲母安山岩の爆発的その一部が大爆発を起こし，高温の火山礫や火火山活動は，以上の３つの地層を堆積した時期

な活動が発生し，火山礫・火山灰を下部ドンズ

山灰が火砕流となって一気に流下したものと思ごとに，第１期から第３期までに区分されるこ

ルボー層の上に堆積します．このときには塊状われます．それらの火山礫・火山灰が堆積したとになります．

溶岩を２度にわたって噴出しますが，それが石のが屯鶴峯に分布する白い凝灰岩層や凝灰角礫

第１期：爆発的噴火の時代―ドンズルボー累層

切場火山岩で，採石場跡(石切場)の露頭では岩層です．この時期の堆積物が上部ドンズルボ

第１期の火山活動は，二上山のある南部一帯で見事な柱状節理がみられます．この時期の堆積ー層です．

繰り返し発生しますが，この時期に堆積した地物が中部ドンズルボー層です．なお本地域では，

以上のように第１期の火山活動は，主として南層は，含まれる火山岩の礫を基準に，下位から森本ほか(1953)の研究にもとづいて火山砕層部一帯に溶岩や火山砕屑物を継続的に噴出し，下部ドンズルボー層，中部ドンズルボー層，穴岩層と溶岩とを分けて地層名がつけられたため，

しばしば火砕流を発生させる爆発的な噴火を伴

虫峠礫岩層，上部ドンズルボー層に分けられま

同じ時期に堆積した地層と溶岩に，それぞれのっていました．火山岩は流紋岩質で，ザクロ石す．

名前がつけられています．石切場火山岩の年代と黒雲母の斑晶を含むのが特徴です．

≪ザクロ石黒雲母流紋岩質の溶結凝灰岩≫

は ， K− Ar法 (カ リ ウ ム ・ ア ル ゴ ン 法 )で の 測

第２期：沈降運動と溶岩の流出―原川累層―

二上山の火山活動は，花崗岩(領家花崗岩)の定で16Maという値が出ています．

第２期に入ると火山活動の様相は一変します．

基盤の上にいきなり爆発的噴火が発生し，たく≪角閃石シソ輝石安山岩≫

火山活動の主要な場は，ドンズルボー累層の分さんの軽石や火山灰を周辺一帯に放出するといその後，二上山の北部には角閃石シソ輝石安山

布域からは外れてしまい，その西側から北側へう形で始まります．岩質はザクロ石黒雲母流紋岩の塊状溶岩が噴出します．それが畑火山岩でと移りました．それまで火山活動のなかったと

どんずるほう岩で，それらは溶結凝灰岩や凝灰岩として二上す．この時期には一部の地域が隆起し，屯鶴 峯

ころで地盤が沈降し，そこにサヌキトイドの溶山南部から太子町春日にかけて分布します(下の南の地域などには，花崗岩の礫や畑火山岩の岩が流出します．つまり火山活動は，第１期の部ドンズルボー層)．鹿 谷 寺 跡周辺では，花崗大きなブロックを含む礫岩層が堆積します．そように火山礫や火山灰を大量に放出するような岩を不整合に被って黒色ガラス質の溶結凝灰岩

れが穴虫峠礫岩層です．

爆発的な噴火ではなく，あちらこちらと点在しがみられます．また春日山南方には，分布は限≪ザクロ石黒雲母流紋岩≫た場所で，比較的おだやかに溶岩が流出するとられていますが礫岩の地層があり，そこから淡第１期の最後には，再び爆発的な噴火活動が起いうものでした．

水性の珪藻の化石が見つかっているので，一部こりました．雌岳とその東部域には，ザクロ石≪原川累層の層序≫には浅い水域があったことが確かめられてい黒雲母流紋岩の溶岩や火山角礫岩が堆積します

ドンズルボー累層がおもに火山砕屑岩層からな

ます．

が，それが雌岳火山岩です．このときの噴火活

りたっているのに比べて，原川累層は礫岩層や≪ザクロ石黒雲母安山岩≫

動は，溶岩がトロトロと流出するようなもので砂岩層が多く，また地域ごとに非常に激しい岩初期の爆発後，鹿谷寺跡付近の溶結凝灰岩は侵はなく，例えば，火口からニョキニョキと盛り相変化を示します．そのため，この時期の地層

ろく や

じ

食されて，凸凹の激しい地形がつくられます．

がんせん

上がってきた溶岩が岩尖のような形をつくり，の堆積過程や点在する火山岩の噴出順序を知る

写真／二上山の火山岩類

URBAN KUBOTA NO.28｜43図5･2―二上層群の層序と火山岩類の噴出時期

図5･3―原川累層，定ヶ城累層の柱状図

表5･1―原川累層田尻部層から産出した珪藻化石

図5･4―屯鶴峯
北 の小沢での田尻部層柱状図URBAN KUBOTA NO.28｜44図5･1―二上層群地質図〈二上山地学研究会，1986を一部修正〉

URBAN KUBOTA NO.28｜45

ためには，地域ごとに層序をたて，それらの相南部地域では，太子温泉付近で，サヌカイト

は，さきに述べた大和川断層方向と直交し北西互関係を知る必要があります．こうした事情か(石まくり火山岩)の溶岩の小規模な流出があ―南東方向の軸をもつ１km×２kmの小規模な

ら原川累層は，地質図でみられるように，西名り，同じころその北方の春日山地域でも，同じ堆積盆地で，その基底部には，花崗岩の巨礫や

阪自動車道より南に分布するものを田尻部層，

サヌカイト(春日山火山岩)の溶岩が流出しま

明神山火山岩の礫が堆積します(柱状図３)，

明神山の北および東斜面に分布するものを明神す．これらの溶岩の急冷部はちみつなサヌカイ

礫岩層の層厚は50ｍで，これがトメショ山部部層，柏原市の峠周辺に分布するものをトメシトとなっています．なお，石まくり火山岩の年層Ａ層です．

ョ山部層，柏原市高井田と玉手山に分布するも代は，フィッション・トラック法で13Maとい礫岩層の堆積後，この地域では，複輝石安山岩，のを東山部層，というように区分します．そしう値が出ています．

角閃石輝石安山岩など(旧期ドロコロ火山岩)てこれらの地層は，含まれる礫種などにもとづ

柏峯地域では，無斑晶安山岩(サヌカイト)のの溶岩が流出します．その後，礫岩，砂岩をはいて細分され，田尻部層と明神部層は，それぞ角礫を含む凝灰角礫岩が堆積したのちに，無斑さんで北端部では，かんらん石輝石安山岩〜玄れ下位からＡ層，Ｂ層，Ｃ層に，トメショ山部

晶質角閃石安山岩(柏峯火山岩)の溶岩を流出

武岩(雁多尾 畑火山岩)の溶岩の流出があり，層は下位からＡ層，Ｂ層に分けられます．なお，

します．この溶岩の流出によって南部地域の活最後にその南側に複輝石安山岩(新期ドロコロ

原川累層の代表的地点の柱状図を図５・３に示し

動は終息してしまいますが，この結果，二上山

火山岩)の溶岩を流出して火山活動が終息しまます．

のすぐ西隣からその南の周辺には，サヌキトイ

す．なおこの地域は，「亀の瀬地すべり」とし≪沈降運動の発生と巨礫岩の堆積≫

ドのぽっこりとした小山の群れが残されることて有名です．Ａ層の礫岩や旧期ドロコロ火山岩

第２期は，急激な沈降運動から始まります．北になります．

が変質をうけ，粘土化してすべり面をつくって部の明神山付近では，大きさが30cmぐらいの≪二上山での雄岳火山岩の貫入≫おり，これにのっている岩体が，南の大和川へ

花崗岩の亜円礫〜亜角礫，なかには３ｍから５ｍ

北部や南部で，明神山火山岩や柏峯火山岩の溶すべり落ちているものです．

にも及ぶ巨大な礫が堆積します(柱状図５)．

岩が流出していた頃，これと同じ無斑晶角閃石≪玉手山〜高井田地域での礫岩の堆積≫

その層厚は60ｍ，これが明神部層Ａ層です．

安山岩が，ドンズルボー累層を貫いて二上山の旧期ドロコロ火山岩の活動が終わる頃，北西部

一方，南部地域でも，春日山西端，柏峯周辺，

中央部ヘリング状に貫入してきます．これがいの玉手山から高井田地域でも沈降運動がおこり，

太子 温泉 (石 ま くり )な どで ，ドン ズル ボ ー 累

まは，雌岳のすぐ北側に並んでもう１つの山頂

花崗岩の大礫〜巨礫が堆積します．旧期ドロコ層や基盤の直上に，花崗岩の礫を主とした礫岩をつくっている雄岳火山岩です．

ロ火山岩の礫や明神山火山岩の礫も流れこんで層が堆積します(柱状図18・19・20)．これら≪田尻部層Ｂ層の堆積環境≫

堆積します(柱状図１・２)．この礫層が東山部層

が田尻部層Ａ層です．

またこの時期には，屯鶴峯の北側に湖沼ができ，で，層厚は20ｍです．

≪明神山付近の火山活動≫

そこに泥や砂が流れ込み，ときには安山岩の細≪東条火山岩と芝山火山岩≫

巨礫を堆積した明神山付近では，間もなくその礫を含む泥流堆積物，あるいは流紋岩質火山灰柏原市東条の南側では花崗岩を貫いて，二上山

北東部で，かんらん石複輝石安山岩(藤井火山(田尻峠凝灰岩層)などが堆積していました．その北北東約１kmにある 鳥 岳 とその西方では石岩)の溶岩が流出します．その後，この地域にれらの砂岩層や凝灰岩層からは植物化石が出て切場火山岩および畑火山岩を貫いて，かんらんは礫や砂が堆積する時期が続きますが，その間，きますが，それらの化石から推定すると，当時，

石輝石玄武岩の岩脈が貫入しています．これら

この付近のどこかで小規模な流紋岩の噴出があ

周辺域は暖温帯の気候下で森林が生い繁り，とが東条火山岩で，雁多尾畑火山岩の活動と同時ったようで，地層中には流紋岩の角礫が含まれきには草原も形成されていたことがわかります．

期に貫入したと推定しています．一方，東条のます．

さらに柱状図14の地点では，珪藻化石の分析を北側でも，斜長石の斑晶を含むかんらん石輝石

やがて明神山付近を中心に，大量の無斑晶質角行いました．図５・４が試料採取層準を示す柱状玄武岩の岩脈が花崗岩を貫いて貫入してきます．

閃石安山岩(明神山火山岩)の溶岩が溢流し始図，表５･１は，出現した珪藻化石を生息環境別

こ れ が 芝 山 火 山 岩 で ， 標 高 112ｍ の 小 さ な 丘

めます．このサヌキトイド溶岩は，10km ２ 以上にまとめてみたものです．その結果は，図にみ(芝山)の南斜面に露出しています．

の範囲に及び，第２期の溶岩流では最大の分布

るように，湖沼生64個(57％)，池沼・河川生

以上のように第２期は，いろいろな場所で急激を示します．また藤田崇先生は，大和川付近で27個 (24％ )， 河 生 ６ 個 (５ ％ )， 湿 地 生 16個な沈降運動が発生し，そこにサヌキトイドの溶はこの溶岩の等層厚線が，大和川断層の方向に(14％)です．湖沼生が大部分を占めるのは当岩が流出するという火山活動のパターンがみら沿っていることを指摘しておられます．ですか

然ですが，高山湿地生や渓流着生のものをはじれるわけですが，これらの火山岩の活動順序をら，すでにこの時期には，大和川断層の方向にめ，比較的低温を好む種も出ており，この当時，整理してみますと，①無斑晶安山岩(サヌカイ

沿う構造運動が始まっていたものと考えられま

やや高い山が周辺にあって，その山地からの河ト )お よ び か ん ら ん 石 輝 石 安 山 岩 ② 無 斑 晶 質

す．明神山火山岩までの地層が明神部層Ｂ層で，川が湖沼に流入していた様子がうかがえます．

角閃石安山岩③輝石安山岩④かんらん石輝

原川累層は，明神山火山岩を境にそれ以下を下≪峠地域の沈降運動と火山活動≫

石玄武岩⑤複輝石安山岩，ということになり

部，それ以降を上部に区分しています．

明神山火山岩の活動がおさまった後，北部地域

ます．

≪南部地域の火山活動≫

では，その北東端から峠およびトメショ山方面

第３期：デーサイトの溶岩―定ケ城累層―

一方，明神山北東部で藤井火山岩が活動した頃，にかけて，新たな沈降運動が発生します．これ

原川累層は堆積した後に隆起し，その一部は削

かりんどばたからすだけ

かりんどばたURBAN KUBOTA NO.28｜46剥されて，田辺東方などで礫岩を堆積します．

図6･1―大阪東南部から和歌山市東方に分布する新第三紀火山岩類〈佐藤隆春，1985〉

これと前後して羽曳野市の寺山や鉢伏山の周辺
一帯の約９km ２ の地域に，輝石や黒雲母の斑晶を含むデーサイト溶岩(寺山火山岩)が活動します．これは，米粒ぐらいの大きさの石英や長石がたくさん入っている特徴的な火山岩です．
このような溶岩は粘性が大きいのでモコモコッと盛り上がり溶岩円頂丘をつくっていたと推定されます．この寺山火山岩の礫を含んだ地層が定ヶ城累層で，関屋部層は田尻〜田辺にかけて点在し層厚は５ｍ未満，田辺部層は田辺の東に分布し層厚は約80ｍあります．また，玉手山
凝灰岩層(最大層厚20ｍ)は，この寺山火山岩の活動にともなって噴出した火山灰流堆積物と考えられます．この活動を最後に，二上山の火
山活動は終了し，堆積盆も消滅してしまいます．
大阪層群堆積後の隆起
その後この地域には，二上層群を被って大阪層群が堆積します．ご存じのように大阪層群は，鮮新世半ばから更新世中期の地層で，この地域の大阪層群には，二上層群を侵食した礫・砂・泥がたくさん含まれます．その分布は地質図の示すとおりですが，このうち，屯鶴峯の北東付
近では，新しい地層(大阪層群)が，古い地層(二上層群上部ドンズルボー層)の上に相対的にズリ上がった北東方向の逆断層が走っています．このように二上山もまた，生駒山・金剛山などとともに，大阪層群堆積後のごく新しい時
代に隆起して，現在の姿にたっているわけです．
⑥大阪周辺の瀬戸内火山岩類

図 6･2―信貴山周辺の火山岩岩脈〈八尾東高科学部，1980 に加筆〉

なお大阪周辺には，二上山だけでなく，広い範
囲にわたって瀬戸内火山岩が点在しています．
それで，これまでにいろいろな文献に断片的に記載されているものを一括してみました．それが図６・１で，以下，図中の番号順にコメントします(ただし奈良市の三笠山安山岩はすでに述べられているので省きます)．
かぶとやま≪ 甲 山 の火山岩類(１・２) ≫西宮市の甲山には，花崗岩を貫いて無斑晶質安山岩が山頂付近に露出しています．侵食されてかぶと

甲 のような形の小さい山になっていますが，周辺の大阪層群中には，この安山岩の礫が含まれています．また，六甲山東方の熊笹峠の東では，類似の安山岩が北東―南西方向に貫入しています．
≪生駒山周辺の火山岩(３・４)≫

URBAN KUBOTA NO.28｜47

生駒市の宝山寺には，花崗岩を貫いて角閃石輝あたる地層です．そしてこの地層を被うのが角てくる火山岩までも，瀬戸内区の岩石として一石安山岩の岩頸が露出し，東大阪市の石切北東

閃石輝石安山岩の溶岩(嶽山火山岩)です．一緒に扱っていいのかどうか．その辺のところはの小さい沢にも同じ岩質の岩脈が花崗岩を貫い

方，西麓の石川の川底には，礫岩層を被って柱問題になります．

ています．

状節理の発達したかんらん石輝石安山岩の溶岩三宅康幸さんは，和歌山県白浜の埴田などの安≪信貴山周辺の火山岩類(７・８)≫(汐の宮火山岩)が露出しています．この礫岩

山岩の岩脈について研究されていますが，それ生駒山系南端の信貴山周辺には，図６・２に示す

層には，ザクロ石黒雲母流紋岩や無斑晶質安山によると，瀬戸内火山区の安山岩と化学組成は

ように，ザクロ石黒雲母安山岩，輝石安山岩，

岩の角礫が含まれています．

よ く 似 て い る け れ ど も ， 埴 田 の 安 山 岩 は K2O

かんらん石輝石玄武岩が分布し，信貴山山頂部

さらに，この西方の図の22の地点，小山田町のの含有量が少ない．これは，マントルに含まれでは，ザクロ石黒雲母安山岩があとの２つの岩寺ヶ池の近くに溶岩が出てきます．これも甘南

る水の量が，瀬戸内火山区より外帯の方が少な石に貫かれています．この周辺部では，南北幅

備累層と思われる巨礫岩層の上に出てきますが，かったためだろうと述べています．

約500ｍの範囲に，大体東西方向に貫入する20

これは，かんらん石古銅輝石安山岩の溶岩(寺数本の岩脈が集中して，信資山岩脈群をつくっヶ池安山岩)です．この安山岩については巽好⑦瀬戸内火山活動をめぐってています．東端の椹原付近では玄武岩の岩脈が幸さんが研究されており，マグネシウム含有量

中央構造線の活動

大阪層群に被われています．

の高いことなどから，マントルで発生したマグ編集≪畝 久 山と耳成山の火山岩(11・12)≫

マが分化などせずに噴出したものであることを岩脈は，ほかの地域でも出てくるんですか．

大和３山のうち，この２つが瀬戸内火山岩でつ明らかにしています．また小豆島などいくつか

佐藤

くられた山です．耳成山には流理のはっきりしの場所でも，同じようにマントルから直接由来ある中島などでは，ザクロ石を含む流紋岩の周ているザクロ石黒雲母流紋岩が露出しており，したと思われる安山岩が報告されており，サヌ辺に輝石安山岩，かんらん石安山岩などのサヌ

敵久山にも類似の火山岩が花崗岩を被って露出

キトイドの成因がマントルでのマグマ発生条件

キトイドの小さい岩脈が点々と分布します．ま

しています．

ふしはら

うね び

みみなし

はめた

いまの大阪周辺でみられたような小さい
出てきますね．例えば松山のすぐそばにと関係して研究されています．

た松山市でも，流紋岩，黒雲母安山岩，角閃石≪嶽山周辺の火山岩類(13〜22)≫

このほか嶽山周辺では，北東方向の帯状の区域

安山岩というような，岩質からすると二上山の図の18の地点が富田林市の嶽山，19の地点が河に，北北東〜東北東の貫入方向を示す岩脈が数

下部ドンズルボー層の火山岩に相当する火山岩

内長野市汐の宮の石川の川底で，いずれも溶岩本分布しています．

類の分布域に，玄武岩，かんらん石安山岩，輝です．図６・３は，獄山周辺の地質図で，甘南備≪岸和田市，貝塚市南部の火山岩(23・24)≫

石安山岩というサヌキトイドが小さい岩脈とな累層というのは，花崗岩類の礫を含む礫岩層と岸和田市西南の鍋山には，かんらん石輝石玄武って数多く出てきます．

砂岩層からなる地層で，二上層群の原川累層に岩が露出し，大阪層群に被われています．その特徴的なのは，いずれも中央構造線に緩く斜行

図6･3―嶽山の地質図

少し南方の貝塚市水間温泉には，泉南層群を貫する方向でこれらの岩脈が分布することで，こく角閃石輝石安山岩の岩脈があります．

の点は，大阪周辺の小さい岩脈の出かたとも共≪中央構造線沿いの火山岩類(25〜27)≫

通しています．ですからこの時期には，中央構図にみられるように，サヌキトイドは中央構造

造線が活動し，その動きに影響されてこうした線に沿う形でも出てきます．ただこれらの岩石岩脈が貫入したものと思われます．

は変質が激しく，元の岩石がよくわからないと編集

設楽の場合はどうなんですか．

いうことはありますが，いくつかは輝石安山岩

沢井

従来から，この時期には中央構造線が左であるようです．

横ずれに動いて，その動きによって設楽の岩脈

だけやま

かん な

び

みずま

≪中央構造線以南の火山岩類(27〜35)≫
ともぶち群が形成された，というようにいわれているん

和歌山県の高野山の西の方に，靹淵というとこです(林，1965など)．しかし設楽の岩脈群は，ろがありますが，ここには三波川結晶片岩を貫先ほどもお話ししましたように，それだけではいてサヌキトイドの小さな岩脈が数本まとまっ

とうてい説明できないんです．長大な平行岩脈て出てきます．いずれも幅数ｍ以内で，北東〜群が南北方向と，北東―南西方向の２方向に出東の貫入方向を示します．これらは黒色の緻密てくるという事実もあるし，また岩脈だけでなな岩石で，輝石安山岩，角閃石輝石安山岩など

く大規模な岩床がたくさん出できます．ですかです．

ら，従来のように左横ずれの動きだけではとら

以上が，大阪周辺の瀬戸内火山岩の概観です．

えきれません．中央構造線の活動としては，さただ，最初に沢井さんが話されたように，中央きにも触れましたように，尾籠累層堆積前に，構造線より南の方は瀬戸内火山区に入れていな

中央構造線方向の隆起軸をもつ隆起運動がありいのが普通です．ですから，今のように中央構ました．玖老勢累層の削剥量をもとにこの隆起造線にまたがって，あるいはその南の外帯に出量を推定しますと，これは1,000ｍ以上という

URBAN KUBOTA NO.28｜48

ことにたります．ですからこの時期には，中央た方がよいと思います．

内火山岩類をみるときに，一方では，火成活動

構造線が1,000ｍ以上の隆起(運動)をしたこと

佐藤の大きな流れの中でとらえるという視点も必要になります．

ンタフの火山活動があって，そういう地層を基だと思いますね．

そのほか中央構造線の活動として確認できるの盤にして第四紀の火山が噴いているケースが多コールドロン

は鳳来湖累層堆積期で，この時期には中央構造

いんです．九州の場合も，グリンタフがあって編集

石鎚山のコールドロンというのは……

線に沿う方向で流紋岩の大規模な貫入がみられその上に第四紀の火山活動が続く．ところが瀬沢井

コールドロン(cauldron)というのは火ます．岩脈群と関係はこれからの仕事になって戸内の場合は，九州でダブッているところを除山構造性陥没地の総称で，火山活動の形態や規いるというのが現状です．

けば，瀬戸内火山岩類の上に新しい火山活動が模，噴火の有るなしに関係なく，すべての火山

ザクロ石の成因あるということがない．この点が違うところで性の陥没構造に対して用いられる用語なのです編集が，一般的には，パイエス型カルデラに伴う円

一般的には現在の第四紀の火山は，グリ

瀬戸内火山岩にザクロ石がたくさん含ます．

れているのは，基盤の花崗岩との関係ですか．

編集

その意味では，第四紀の火山活動まで含筒形の陥没構造に対して使用されています．バ佐藤

昔から二上山では，このザクロ石が非常めて考えると，瀬戸内火山区というよりも非グ

イエス型カルデラというのは，スミス・ベイリに珍しく，目立つということで盛んに研究されリンタフ地域の火山活動としてとらえるというー (1968)の 図 (本 誌 No.15号 ，39p)で み らておりましたが，その成因については，基本的のは……

れるように，以下のような順序で形成されるとには２つの考えが出されていました．

沢井

されています．

そういう考えは以前からあるんです．実

１つは，安山岩マグマから直接に晶出したといは中新世中期には，先ほどの銚子だけではなく，①地下浅所に巨大なマグマ溜りができる．

うもの．もう１つは，基盤の岩石に含まれてい図７・１に示すように東北地方では，阿武隈山②マグマ溜りの中の圧力が高まり，リソグ状のりょうぜんたザクロ石が，マグマに入りこんだ捕獲結晶で地の北の 霊 山 や仙台周辺，さらに北上川河谷か

割れ目ができ，この割れ目から大量の酸性火砕あるというものです．その後，山崎貞治先生あら下北半島などでは，瀬戸内火山岩とは少し異流が噴出する．

るいは加納博先生らの研究で，現在では，このなりますが，ソレーアイト系の火山岩を中心と③大量の火砕流の噴出に伴って，リソグ状割れ

２つの考えの中間的な成因が考えられています．

したものが出てきます．これらはすべてグリン

目の内側のブロックが変形することなしに沈下

つまり，マグマが上昇する途中でアルミニウム

タフより太平洋側の非グリンタフ地域で，地層し，円形陥没地彩(カルデラ)がつくられ，そ

成分に富む泥質変成岩を溶かしこんで，マグマも比較的薄く，褶曲や断層構造の少ない非常にの中は，噴出した大量の火砕流堆積物によっての化学組成がアルミニウム成分に富んでくる．

あっさりした地層です．活動の場所としてとらうめられる．

そこへ，花崗岩中のザクロ石の結晶が捕獲結晶

えれば，瀬戸内火山区とよく似ています．そう④その後，再び酸性岩の活動が中央部でおこり，として入りこむと，それが種結晶となって，マしたところに同じような火山活動があるわけでカルデラの中央部がドーム状に隆起する．

グマから直接ザクロ石が晶出・成長するというすから，今いわれたような感覚で論議されるこものです．

とも実際にあるんです．ただ能登のようなグリ瀬戸内類似の火山岩―その分布と時代と―ンタフ地域にも，ほぼ瀬戸内火山岩と同じ時代

編集に古銅輝石を含む火山岩が出ており，こうした九州の火山活動というのは，グリンタフがあって，瀬戸内の火山活動もあって，さらにことも留意していく必要があります．

第四紀の火山活動があるわけですね．

編集

佐藤

山岩は出てこないんですか．

近畿北部や山陰地域ではグリンタフが活

図7･1―東北日本における非グリンタフ地域の
中新世火山岩類の分布より古い時代で，瀬戸内火山岩に似た火動し，第四紀の火山活動もみられます．しかし

佐藤

中生代の西南日本には，流紋岩質の溶結

近畿・四国の瀬戸内地域では，後期中新世以降，凝灰岩を主体とした大規模な火山活動がありま

火山活動は全くありません．

す．大阪の和泉山脈北麓の泉南層群もその一部編集

設楽の場合には，第四紀の火山は……

ですが，その中に小川安山岩とよばれる火山岩

沢井

設楽に一番近いところは，中津川の北にが和泉市の南部に出てきます．これがマグネシある上野玄武岩で，これが約200万年前．それ

ウムの多い安山岩で，化学組成でみる限り，瀬に相当する玄武岩は，御岳の南かち高山にかけ

戸内火山岩のものと似ているといえます．

て点々と分布しています．これらはさきの図

沢井

１・１にも示してあります．それ以降になれば，―これは白亜紀末から古第三紀にかけて中部御岳をはじめ北の方にはたくさんの第四紀火山

日本に発生した大規模な火山活動ですが，このが分布します．ただ，一番近い上野玄武岩にし中に高マグネシア安山岩が見つかっています．

ても設楽からは北へ50km離れています．御岳ですから，瀬戸内火山岩をマグネシウムの多いに な る と ， 100km以 上 離 れ ま す ． で す か ら 設

安山岩ということだけでいえば，結構至るとこ

楽では，第四紀の火山は分布していないといっろに出てくるんです．そうした意味では，瀬戸

み ほ ろ

岐阜県の御衣 湖でも最近，濃飛流紋岩

URBAN KUBOTA NO.28｜49

注１＝古儀君男，1983：設楽火山岩体の地質と構造．地質学雑誌．89，487−500．高田亮，1987：設楽火成複合岩体の発達史とコールドロンの構造．地質学雑誌，93，167−184．
注２＝高田亮，1987：愛知県設楽地方の大峠環状複合岩体中に存在するコールドロンの構造．地質学雑誌，93，107−120．

石鑓山コールドロンもリソグ状の断層にとり囲のカルデラでは，これと同じパターンがでてき

また大峠についても，高田さん(1987)によれ

まれており，最後にドーム状隆起，つまり花崗ます．カルデラ内にデーサイトや流紋岩など密ば，パイエス型カルデラに伴うコールドロンで岩が貫入しています．現在は，上部の地層は削度の小さい火山岩類が堆積している場合には，あるとされています(注２)．私はさきほど述剥されてしまい，比較的下部の根っこのあたり

負の異常のパターンがでてくるわけです．

べたように，大峠累層の火砕物堆積以前に陥没が地表に顔をだしていると考えられているわけ

それで設楽についても，名古屋大学の志知龍一

し，崖錐性礫を堆積した盆地ができており，大です．なおカルデラ(caldera)は地形だけを示

先生，北海道大学の山本明彦先生と一緒に，こ峠陥没盆地はグリンタフ式の陥没盆地としていす用語なので，かつてはカルデラであってもその地域の重力異常を調べてみました．そうしま

ます．じつはさきほどは省略してしまいましたの後の侵食などでその地形が失われてしまえば，すと，ものの見事に非常にきれいな形の負の異が，このときの報告では，大峠累層の層厚をく

それと同時にカルデラとはいえなくなります．

常がでました．

わしく検討し，それが古戸を南北の境にして，カルデラの有るなしに関係なく，火山性の陥没

この重力異常図に地質図を重ね合わせたものが南より北の方がより陥没量の多いこと，そして構造があれば，それがコールドロンです．

図８・１ですが，これをみますと，いろいろなこ

大峠累層の層厚から，陥没量は少なくとも500⑧設楽の重カ異常と地質構造とがわかってきます．約10mga1を超す相対負ｍと推定いたしました(沢井，1979)．

実は最近，設楽についても，古儀君男さんの範囲はほぼ円形をしていますが，特徴的なのでは重力異常はどうかといいますと，大峠陥没(1983)，高田亮さん(1987)によってバイエス

は，円形のヘリの部分で相対負が急激に大きく盆地の北は周囲に比して２mga1程度の相対負，型カルデラに伴う一種のコールドロンという考なり，相対負の底はナベ底型でほぼ平らになっ

南 は 0.5mgalの 相 対 正 に な っ て い ま す ． バ イ

えがだされています(注１)．確かに，地質図ていることです．いま申しましたように，日本

エス型カルデラに伴うコールドロンならば，南をみてもわかるように，設楽火山岩類は周囲のの第四紀のカルデラのほとんどは，逆円錐形の北合わせて円形のナベ底型の相対負の異常パタ基盤に対して円形に近い形で堆積しており，コ

重力異常のパターンを示すのですが，設楽の場

ーンがでるはずですが，そのようなパターンはールドロンとみなせそうな形をしております．

合にはナベ底型のパターンです(このパターン

でないで，重力異常は北と南で陥没量の違うこ

私自身も調査を始める頃には，そうした視点をがでたのは，日本では初めてではないかと思いとを示しています．

もっていました．ところが調査が進むにつれ，ます)．

また，大峠陥没盆地の北半分にあらわれた２

さきに述べましたように，非火山性の巨礫岩層

そしてバイエス型カルデラに伴うコールドロン

mgalの相対負について，仮に周囲の岩石とのが縁辺部に出てくるので火砕流の噴出前に縁辺の場合には，このナベ底型のバターンが出てく

密度 差を 0.1g/cm ３ とす る と，陥没 量は 約500部が陥没していることがわかり，しかも内部のるとされているんです．ですから，重力異常のｍとなり，層厚から推定した量とほぼ一致しま

構造もそう単純なものではないことがわかってパターンそれだけを見ると，設楽は典型的なコ

す．この点は，さらに詳細な検討を必要としまきたわけです．

ールドロンのようにみえます．ところが地質図

すが，おおざっぱにいってグリンタフ式陥没で火山体の地下構造を調べる方法の１つとして，と重ね合わせてみると，相対負が急変するとこも，それに見合う相対負になることがわかりま

ブーゲー異常値を求め，重力異常図を利用する

ろは，いわゆる設楽盆状構造(納富，1929．斉す．このようにしてみると，重力異常の点から方法があります．重力異常値が相対的に負の異藤，1955)とよばれているところにほぼ一致しも，大峠は単純な円形の陥没体としてのコール

常になれば，その部分は周囲に比べ，地下に密ています．盆状構造をしているところの一番外

ドロンとはいえないと思います(注３)．

度小のもの(軽い物質)があることになり，ま側は，北設亜層群の層厚が急変するところに一こうしたさまざまな実体をみますと，設楽を単た重力異常値が相対的に正の異常になれば，地致し，層厚は盆状構造の内側に厚くなっていま

純に火山性の円形陥没体という意味のコールド

下に密度大のもの(重い物質)があることになす．つまり火山岩分布域は，北設亜層群堆積時ロンとして規定してしまうのには賛成できかねるわけです．ですから一般的に陥没していれば，から沈降量が大きいことになります．そして相るわけです．設楽には，この単純な規定では解その部分は相対的に負の異常になることが多い．

対負の急変部は，デーサイトからなる明神山累

決できたい要素が多すぎます．設楽というのは，

例えば，日本の第四紀のカルデラでは，屈斜路，層の分布と一致する部分は少なく，それと大き

歩けば歩くほど複雑でむづかしい要素をみせ始

支笏，洞爺，十和田，箱根，阿蘇などでは，いく斜交していたり，あるいはその外側になってめ，従前からいわれているような火山活動のあずれも周辺部から中心部に向かって負の値が大います．一方，ナベ底の部分にも小さい相対負り方だけでは解決できそうにない問題がでてき

きくなり，中心部に負の異常の目玉をもつ逆円がみられますが，これらはそれぞれ，神田累層

ます．それだけになお一層，この山に魅せられ

錐形タイプの重力異常のパターンが示されていや棚山累層などの小さな堆積盆とほぼ一致してるのかもしれません．

て，地下構造からも単一のカルデラであること

います．

編集

が明らかにされています(このうも阿蘇カルデ

このように重力異常からみても設楽の盆状構造

たいと思います．本日は，長時間どうも有難う

ラの重力異常図が本誌No.22号に紹介されていは，大規模な地下陥没(設楽火山岩団研，1979)

存じました．

ます)．ただし伊豆大島のカルデラの場合には，により形成されたこと，そしてそれぞれの相対

火口およびその周辺で正の異常が高くなります．

負と対応する各堆積盆もまた陥没により形成さこれはその部分に，密度の大きい玄武岩の溶岩れていると考えられ，バイエス型カルデラに伴が堆積しているためで，ハワイなどこのタイプ

うコールドロンとは考えられません．

時間もなくなりましたのでこの辺で終り

URBAN KUBOTA NO.28｜50

注３＝小室裕明さん(1986)は，地質学的事実とモデって構成される多角形状の陥没盆地となることを実証

マグマ溜りの収縮やマグマの噴出に伴う圧力減少では，

ル実験にもとづいて，マグマ溜りの上昇または“活性し，それに関連して，隆起→陥没→火山活動というグ

バイエス型カルデラによく似た円筒形陥没構遣が生じ度”の高いマグマによって生じるドーム状隆起→陥没

リンタフ式の火山性陥没構造を，本宿型コールドロン

ることを明らかにしています．この提唱にしたがえばでは，連続した環状断裂は形成されず，正断層系によと呼ぶことを提唱しています.またモデル実験により，

大峠陥没盆地は，本宿型コールドロンです(沢井)．

図8･1―設楽地域ブーゲー異常図〈沢井，志知，山本，未公表資料〉
仮定密度＝2.67g／cm３
等重力異常線=0.5ｍgal

URBAN KUBOTA NO.28｜51

讃岐平野の生いたち―第一瀬戸内累層群以降を中心に―
長谷川修一＝(株)四国総合研究所
斉藤
実＝香川大学名誉教授①はじめにり返ってみることにする．

山頂平坦な台地を作りメサ状に，あるものは円

讃岐平野は四国の北東部に位置し，南は讃岐山②香川県の地形・地質の概要

錐形のビュット状に，あたかも残丘のように平脈で境され，北に瀬戸内海を臨む東西にのびる

香川県の基盤は花崗岩類から構成されている．

野上に孤立し，讃岐独特の景観を画き出してい細長い平野である．讃岐平野の特徴は何といっ

本県は，地形および地質から，次の４つの部分

る．

ても，平野の中に浮かぶ台地状あるいは円錐状に分けることができる(図３および表１).

(3) 三豊層群および焼尾峠礫層からなる丘陵地．

の美しい小山が群立することで，こうした特徴(1) 南部の和泉層群よりなる讃岐山脈．

讃岐山脈北縁部から讃岐平野中央部にかけてのをもつ平野はわが国でも珍しい．前者の台地群

本県南部には，中生代白亜紀後期の和泉層群か

花崗岩類丘陵地の間には，第二瀬戸内累層群に

ご しき

こく ぶ

き やま

み とよ

は，五 色 台(国 府 台)，城 山 ，屋島などで，讃岐ら な る 讃 岐 山 脈 が 東 北 東 方 向 に 走 り ， 600〜

属する三豊層群および焼尾峠礫層が低い丘陵を岩(サヌカイト)あるいは讃岐岩質安山岩から1000ｍの標高で定高性の良い尾根を連ねている．

つくっている．三豊層群は北にゆるく傾斜し，なるメサと呼ばれる開析溶岩台地である．また讃岐山脈は，その南麓では中央構造線による断沖積平野の地下にもぐり，さらに瀬戸内海海底

後者の，飯野山(讃岐富士)に代表される小さ層線崖を形成しているが，北麓では，その西半下にも分布する．

い単体の山々は，讃岐岩質安山岩，黒雲母安山

み とよ

分は江畑断層による断層線崖となって，三豊 層(4) 沖積低地および低位段丘からなる讃岐平野．

岩等からなるビュットあるいは火山岩頸である．

群の丘陵と接している．また北麓東半分の断層

讃岐平野は，上述の瀬戸内火山岩類をのせる小両者は共に瀬戸内火山岩類に属し，今から約線崖類似の地形は，今まで断層線崖ではなく単山塊群によって，東から高松平野，丸亀平野，

1,400〜1,100万年前(中期中新世)の火山活動

なる差別侵食によるものであろうとされていた

三豊平野などの小さな平野に分割される．これの産物である．特にサヌカイトは，讃岐地方をが，最近の調査では，断層線崖の可能性も指摘

らの平野は，沖積低地および扇状地性の低位段代表する岩石で，ハンマーでたたくと金属音をされている．

丘から構成されている．

かなでるためカンカン石ともよばれ，屋島山上(2) 讃岐山脈北側の前山丘陵地帯および瀬戸内③山地・丘陵の地質の土産物店で販売されている．

火山岩類をのせた山塊群．

＜領家花崗岩類とその風化殻＞

一方，讃岐平野を特徴づけるもう一つの岩石は讃岐山脈北側の前山部分は，領家花崗岩類から花崗岩類は本県で最も広く分布する基盤岩類で，花崗岩である．瀬戸内の白砂青松は，花崗岩が構成される丘陵性の山地となっている．丘陵性

黒雲母アダメロ岩および花崗閃 緑 岩からなって風化してできた白い砂をぬきにしては考えられ山地の標高は大部分が400〜600ｍであるが，いる．その大部分は白亜紀後期の領家花崗岩類にない．そして現在見ることのできる花崗岩の風

瀬戸内方向に階段状に落ちていき，瀬戸内沿岸

属するが，小豆島には，より後期の黒雲母花崗化殻，すなわちマサの形成もまた中期中新世までは花崗岩の上面高度は100〜200ｍと低くなる．

岩からなる広島型花崗岩が分布している．

でさかのぼる．

そして落差の境界付近を長尾断層がほぼ東西方

花崗岩類は風化を受け，地表付近では所により

このように讃岐平野を特徴づける地形および地向に走っている．またこれら花崗岩丘陵の上に厚さ数10ｍに及ぶマサになっている．このよう質は，中期中新世から形成され始めている．そは，讃岐岩をはじめとする瀬戸内火山岩類に属な花崗岩類の風化殻は，後述する讃岐層群や三こで本稿では，これまで多くの研究者によってする各種溶岩及び火山砕屑岩がのって，幾つか

豊層群との不整合下にも発達しており，これら

積みあげられてきた成果にもとづき，中期中新の山塊群を形成している．これらの火山岩類はの地層の堆積前から風化殻が広範囲に形成され世以降の讃岐平野及び瀬戸内海の形成過程を振讃岐層群とよばれるが，このうち，あるものはていたことがわかる．

けい

表 1―香川県の地質層序表

せんりょくがん

例えば，小豆島の中央部の段山では，殆ど未風化の讃妓層群凝灰岩が赤色化したマサ及び赤色
粘土層を不整合に被う(裏表紙写真４)．赤色
粘土層は，赤色マサと同質の風化生成物が堆積したものである．マサ及び粘土層は，カオリナ
イト及びスメクタイトなどの粘土鉱物を多量に含むが，これに対して，上位の凝灰岩は粘土鉱
物としてはハロイサイトをわずかに含むだけで，主要構成鉱物である斜長石はほとんど変質していない．さらに凝灰岩の上位にある角閃石安山
岩質火山角礫岩も新鮮である．
き やま

がく さか

また，坂出市城 山 の南，額 坂 峠の砕石場では花崗岩の風化殻(厚さ30〜50ｍ)が讃岐層群の凝灰質礫岩，凝灰岩及び讃岐岩質安山岩に被われて い る (裏 表 紙 写 真 ３ ).不 整 合 直 下 の 花 崗 岩は黄褐色のマサ〜風化花崗岩で，スメクタイト
等の粘土鉱物を含む．これに対して，不整合直URBAN KUBOTA NO.28｜52

し かい

上の礫岩では堆積後の風化は殆ど受けておらず，ら，第四紀中頃には活動を停止したと考えられ上部の地層(四 海 層)は，全体として50〜80ｍ

新鮮な花崗岩礫が保存されている．そして礫岩る．一方，讃岐山脈の中〜東部でも山地と丘陵内外の層厚を示し，土庄町長浜の海岸にみられを被う凝灰岩および讃岐岩質安山岩の基底部は，との境界は明瞭で，樫原断層などによる断層線

るように，直接基盤岩を不整合に被覆する場合

少量のスメクタイトを含むものの，概ね新鮮で崖となっている．樫原断層などは，和泉層群中もある．本層は，黄灰色の，極めて特徴ある石ある．この他，高松市屋墓，その東方の五剣山の南傾斜の逆断層と推定され，これらも第四紀

英質の細粒砂岩で，ときに中粒となり，また花て しま

周辺，瀬戸内海の豊島 等の多くの地点において中頃には活動が終了したと考えられる．

崗岩類，ホルンフェルス，石英斑岩などの細礫も同様な関係が認められる．

＜土庄層群＞をもつ薄い礫岩層を挟む場合がある．本層の比

このように花崗岩は，その直上の讃岐層群の基

小豆島の北西部及び豊島には第一瀬戸内累層群

較的下部からは，不完全ながら多数の海棲化石とのしょう底部と比較して著しく風化を受け，厚い風化殻に属する 土 庄 層群が分布している(図１，図２)．

が産する．滝の宮の小渓谷中にはマガキ類のみを形成している．しかも，花崗岩の風化殻の上小豆島に分布する本層群は，所により層厚の変を含む石灰岩層が存在する．滝の宮及び長浜で部は一般に削剥され，地点により不整合の下の化が著しいが，全体として50〜150ｍの厚さではクロダタマキガイ，ハタイキリガイダマシ，

風化度が異なる．従って，これらの花崗岩の風ある．本層群は，本来，領家変成岩類及び白亜オヤシオキリガイダマシ，メイセンタマガイ，

化殻は，瀬戸内火山岩類および湖成層の堆積以

紀花崗岩類を不整合に被覆して堆積したものでアオザメの化石が産出する．

前に既に形成され，その上部が削剥された後，あるが，現在は，これら古期岩類とほとんど断豊島の土庄層群は，基盤の黒雲母花崗岩を不整

瀬戸内火山岩類等によって被覆された結果，現層関係で接している．本層群の下部の地層は亜合に被覆し，讃岐層群によって不整合に被覆さ在まで保存されたと推定される．

炭を含み，潟湖成であり，上部になると海棲化れている．本層群は，60〜130ｍの層厚で北部＜和泉層群＞

石を多数含み，純浅海成の様相を示す．

ほど厚くなっており，下位から豊島層，家浦層

い

き すえ

から と

讃岐山脈の母体をなす白亜紀後期の和泉層群は，下部 の地 層(伊 喜 末 層 )は，20〜 70ｍ の厚 さで ，及び唐 櫃 層の３層に区分されている．豊島層は，北縁では領家花崗岩類を不整合に被覆し，南限

花崗岩質の中粒〜粗粒の砂岩を主とし，基底近下位より基底礫岩層，中・粗粒アルコーズ砂岩

は中央構造線によって三波川変成岩類と接して

くでは礫岩質となり，淡緑灰色のベントナイト層，細・中粒砂岩層を挟む泥岩層へと漸次変化いる．北縁の不整合付近には，礫岩・アルコー

類似のシルト岩および数枚の粗悪な褐炭を挟む，し，海進相を示している．家浦層は，白色の含ズ砂岩が延々と東西方向に分布している．このこの褐炭は，東部にいくに従って厚くなり，北軽石凝灰質中粒砂岩〜細礫砂岩，礫岩を主体と基底礫岩層の南には，泥岩を主体とする泥岩相，浦及び肥土山方面ではかつて採掘されたことがし，唐櫃層は，主に灰緑色凝灰質泥岩と細・中さらにその南には砂若と泥岩との互層を主とすある．この炭質物中には，不完全ながら植物化

粒砂岩(一部凝灰質)からなる．

るタービダイト相が広く分布している．

石破片及び珪化木を含み，ときに樹脂の固まっ豊島層からは，アケボノスギ，ナラ，クスノキ

讃岐山脈北麓の西部では，江畑断層および竹成た琥珀状のものを産することがある．土庄町長の一種の植物化石が報告されている．また本層断層によって和泉層群が三豊層群に衝上してい浜海岸の崖からは，アケボノスギ，クスノキのからは，中期中新世を示すタマキガイ，ミノマ

る．江畑断層は，讃岐山脈と丘陵との地形境界

一種，コンプトニア属，ランダイカウバシ，ナヤガイ，シオガマフミガイ，キリガイダマシ，

を走り，著しい開析を受けた断層線崖を形成しラなどの植物化石が産する．とくに中期中新世

メイセンタマガイ，ヤナギダニヒタチオピガイている．当断層は焼尾峠礫層に被われることかを特徴づけるクスノキの一種が多産する．

などの貝化石を産する．従って豊島層は，岩相

図 1―豊島の地質図〈坂東・吉市，1978 を一部修正〉

図 2―小豆島北西部の地質図〈Saito，1962〉

URBAN KUBOTA NO.28｜53図3―香川県の地質図〈斉藤 実．1978を一部改変〉

URBAN KUBOTA NO.28｜54･55

および産出化石から，小豆島の伊喜末層およびり，上位になるにつれて黒雲母安山岩・黒雲母である)．

四海層にほぼ対比できる．

デーサイト・ピッチストーンなどの裂片を混え他方，上述の層序を伴わず，基盤上に噴出した

小豆島における土庄層群は，分布地南域の肥土

角礫質となる．また，全域的にみて本層中には黒雲母安山岩，斜方輝石角閃石安山岩，角閃石

山方面では，その走向は東北東〜西南西で，北ザクロ石の裂片が多く含まれている．

安山岩などの火山岩類が，ビュット状またはメ

西に５〜10度傾斜する．北域の北浦・馬越方面

本層中よりの植物化石は，ミズナラ，古ブナ，

サ状の地形をつくって広く分布し，また，主とでは南東に３〜５度傾斜し，北方向に沈下する

古イヌブナ，ヤナギなどで，小豆島からはフウ

して流紋岩からなる貫入岩が長尾断層沿いに分一つの緩い向斜状になっている．また多くの地が報告されたことがある．また最近(1987年)，布する．

点で古期岩類と断層で接しており，その断層付

津田町雨滝山山麓の凝灰質泥岩中に，香川県で香川県に分布する瀬戸内火山岩類では，デーサ

近では，ひきずりに伴い30〜40°の急傾斜を示

は初めて魚類の化石(コイ科？ギギ科)およびイト，流紋岩類から14Ma，讃岐岩質安山岩及すことがある．これらの断層は讃岐層群を切っ

ゴキブリの羽の化石が発見されている．

び 讃 岐 岩 か ら 13〜 11Maの k− Ar年 代 が 報 告ていないようなので，讃岐層群堆積前に活動し本層は一般に水平的であるが，局部的には20〜されている．また，雪の庭凝灰岩からは11Maたと考えられる．一方，豊島では，本層群の走30度とかなりの傾斜をしている．しかしこの凝のフィッショントラック年代が報告されている．

向がほとんど南北で，東へ10°内外傾斜してい灰岩層の上位にくる火山角礫岩は，水平になっ

これらの溶岩の一部は水中堆積したことが明らる．

ている場合が多いので，堆積時の構造を反映しかにされているので，讃岐地区の瀬戸内火山岩

土庄層群相当層は，岡山県児島湾の地下にも確たものと考えられる．

類は湖水域で噴出したと考えられている．

認されているが，香川県本土には化石によってこの酸性凝灰岩の上位には，標式地の国府台で＜三豊層群＞

確認された土庄層群相当層は分布しない．ただは，30〜50ｍ厚さの火山角礫岩がくる．この火三豊層群は，メタセコイア植物群によって特徴

し，五色台東方の坂出市片山に分布する礫岩及山角礫岩は，角閃石質で，上位に向かって斜方づけられる第二瀬戸内累層群に属する湖沼成層

びアルコーズ砂岩が，本層群に対比できるとの輝石を含む傾向にある．さらにその上位に，約で，瀬戸内海海底をはじめ瀬戸内沿岸平野部の報告がある．

50ｍ厚さの讃岐岩質安山岩溶岩及び30ｍの讃岐地下に普偏的に分布している．本層群は，花崗土庄層群と讃岐層群との関係は従来不整合とさ岩溶岩がくる．

岩類及び和泉層群を基盤として，段丘堆積物及れていたが，小豆島では整合の可能性も指摘さ

讃岐岩質安山岩は，斜長石を斑晶として含んでび沖積層によって不整合におおわれている．本れている．両者の間では時間問隔もなく，そのおり，また古銅輝石の他に単斜輝石も僅かなが層群は厚さは60〜100ｍで，礫層，アルコーズ

間に大きな変動も受けていないので，小豆島おら含むので，古銅輝石安山岩あるいは両輝石安砂層，黒灰色泥岩，青色シルト岩またはこれらよび豊島では，両者はほぼ整合的に堆積したと山岩とも呼ばれている．本岩は，屋島・北山・の互層からなる．本層群は主として，花崗岩及

ごう しみなせるかもしれない．しかしながら両者の分

豊島・城山・国府台・常山・角山・郷獅 山・大び和泉層群起源の砕屑物からなり，場所によっ布は，ここから西では大きく異なり，第一瀬戸

麻山・七宝山などに，溶岩として分布している．

ては瀬戸内火山岩類及び三波川変成岩類の礫を内累層群は北西の中国地方へ，瀬戸内火山岩類

一般に讃岐岩質安山岩溶岩は，下部は柱状，上多量に含む場合もある．

は西の松山方面へ延びるので，両者は一連の地部は板状の節理が発達している．本岩は，風化

香川県西部では，三豊層群の南限はほぼ江畑断層ではない．

すると赤褐色の粘土状となり，ボーキサイトに層に対応する．南縁部の三豊層群は，和泉層群＜讃岐層群＞

類似した風化物となる．国府台では讃岐岩質安の巨礫及びスラブ状の巨礫をもつ，いわゆる湖香川県内の瀬戸内火山岩類及びそれに伴う淡水山岩の赤色風化殻が讃岐岩によって被覆され保沼の周縁礫岩相で，それらの周辺礫岩上に，和性の堆積層は，讃岐層群と呼ばれ県内の全域に存されている．また屋島山上では，赤色風化を泉層群が江畑断層によって衝上している．またわたって分布する(図３)．本層群の模式的な受けた讃岐岩質安山岩(屋島山上の血ノ池の赤高松市南方では，長尾断層，鮎滝断層が三豊層

層序は，五色台(国府台)地域にみることがで色はここからきている)を，白色の雪の庭凝灰群のほぼ南限となっている．長尾および鮎滝断きる．国分寺町 東 奥 から，国府台の山頂に通じ岩および屋島礫層が部分的に被っている．

層は，その一部で段丘面を変位させている可能る道路の崖では，基盤のマサ化した花崗岩の侵讃岐岩(サヌカイト)は，黒色緻密で斜長石に性が指摘されているが，第四紀後期の活動度は食面上に，黒雲母流紋岩質凝灰岩・角閃石斜方

乏しく斜方輝石，特に古銅輝石の小針状斑晶に低いようである．

輝石安山岩質火山角礫岩・讃岐岩質安山岩溶

富み，ガラス質石基を多く含むのを特徴とする．

三豊層群分布域の周辺には，和泉層群に由来す

この讃岐岩は流理もしくは節理に富み，メサ状る礫を主体とする扇状地性礫層の焼尾峠礫層が

ひがしおく

しち

岩・讃岐岩溶岩の順に重なっている．城山・七ほう

おおあさやまが はい し さん

いやたにさん

宝 山塊・大麻 山 ・我 拝 師 山 ・弥 谷 山 の各地域で地彩をなしている．風化を受けると赤褐色の粘分布している．焼尾峠礫層はその命名当時，丘もほぼ同一の層序を示している．

土となるが，一部は風化を免れあたかも木片の陵を構成する礫層で段丘堆積物とは区別されて最下位の流紋岩質凝灰岩層は，層理及び斜交層

ようた溝状の筋がついた礫(縁とり石)となっいたが，そのご高位段丘堆積物として扱われる理が発達する水中堆積物で，湖沼性堆積物と推ている．本岩は，主として国府台地域の青峰・こともあった．しかしながら，本層は丘陵を形定される．特に基底部の花崗岩に近い部分では，白峰・城山・金山及び傾山の頂部に讃岐岩質安成し，堆積原面を残しておらず，また固結度も基盤岩の塊片および水蝕礫を混入した基底礫岩

山岩を被覆し分布している(屋島山上で売られ三豊層群とほぼ同程度なので段丘堆積物ではなとなっている．中位では，成層した凝灰岩であているカンカン石は，国府台産出のサヌカイト

く，第二瀬戸内累層群に含める方が妥当と考え

URBAN KUBOTA NO.28｜56

られる．近年，同相当層からメタセコイア消滅

部には，更新世中期〜後期の段丘が分布していウルム氷期最盛期に形成された谷を埋めて堆積期の植物・花粉等が報告され，かなりの部分がる．

した扇状地堆積物で，主として砂礫よりなる．

下部更新統であることが明らかになってきた．

讃岐平野の地下地質は，今までのところ，次の本層は，瀬戸内海における−15〜−20ｍ平坦面

また，三波川帯由来の結晶片岩礫を含む三豊層ように区分されている(図４，図５，図６)．

を形成するもので，また−40ｍ平坦面に直接露群下部層中の火山灰層からは2.5±0.3Ma，和(1)花崗岩類(基盤岩)出している．層厚は10ｍ前後である．

泉層群起源の砕屑物からなる焼尾峠礫層相当層

ボーリング調査データによると，高松平野では(4)沖積下部層からは1.2±0.2Maという値のフィッショント−100〜−200ｍ，三豊平野では−80〜−140ｍ，

細礫混じりの砂礫層で，沖積層の基底礫層と考ラック年代が報告されている．従って，焼尾峠

丸 亀 平 野 で は − 80〜 − 140ｍ ， 坂 出 平 野 で はえられる．

礫層の大部分は第二瀬戸内累層に属することが−60〜−90ｍで基盤の花崗岩に達する．

(5)沖積上部層(海成層)確実になった．このため現時点では，三豊層群

地下に伏在している花崗岩潜丘の位置は，地上

本層はピート混じりの粘土〜シルトからなり，が鮮新世後期〜更新世前期，焼尾峠礫層が更新における花崗岩丘陵の方向に関係がある．一般

一部に砂を挟む．層厚は10ｍ前後である．上部

前期〜中期の地層と考えられる．

に花崗岩の露出地に向かって浅く，離れるにつにいくにつれて貝殻を含む砂となる．いわゆる

三豊層群中の結晶片岩礫は，四国山地の三波川

れて深くなる傾向にあるが，断層などの影響の縄 文 海 進 (約 6,000年 前 )の 海 成 の 堆 積 物 で あ

帯から供給されたものであるが，この外帯由来

ためか急に深くなる場合もある．特に高松平野る．本層の下部に普辺的に存在するピート層は，の礫については，讃岐山脈の風隙地形を通じての紫雲山の東側や，丸亀平野の青の山の西側なアカホヤ火山灰を伴うことがある．この海成層

讃岐山脈が大きく隆起する以前にもたらされた

どは，直ちに基盤の深度が−100ｍ前後になり，は臨海部に分布し，軟弱地盤を形成している．

という考えと，既に隆起していた讃岐山脈を迂かなりの急崖が予想される．

(6)沖積最上部層

回して伊予三島方面からもたらされたという考(2)三豊層群

砂礫からなり，層厚は２〜５ｍ前後，海岸部でえがある．従って，讃岐山脈の隆起過程を解明

基盤の花崗岩類を不整合に被って三豊層群が60は貝殻を含み沿岸性の海成堆積物よりなる．

する上で，結晶片岩礫の分布と産状の検討とと〜140ｍ の厚 さ で分 布し て い る．讃岐 層群 は ，⑤備讃瀬戸内海の海底地質

もに，火山灰等を利用した三豊層群および焼尾陸上部と異なり，平野の地下では全くといって

備讃瀬戸海域の海底地質は，本四架橋に伴う音峠礫層の層序と構造の解明がまたれている．

いいほど分布していない．三豊層群は，青色粘波探査およびボーリング調査等によって，下位④讃岐平野の地下地質

土，秒，シルト，またはこれらの互層からなり，から花崗岩類(基盤岩)，三豊層群(湖沼成層)

讃岐平野は，主として三角州〜はんらん原から下部は砂礫層となっている場合が多い．ほとん

および備讃瀬戸層群(海成層)に区分されていなる沖積低地と，その背後の扇状地とから構成

ど水平で，わずかに北方向３〜５°傾斜する．

る(表２，図７，図８)．

される．この扇状地は，完新世に形成された沖本層は基盤の花崗岩潜丘にアバットしており，

備讃瀬戸の堆積盆の中心は，柏島〜女木島の間

積扇状地と，ウルム氷期に形成された低位段丘

讃岐平野全体が本層の堆積盆であった．

と，女木島，屋島，高松平野に囲まれた中間地相当の扇状地とに区分される．また平野の周辺(3)沈水性扇状地礫層

点で，基盤の深さは−70〜−180ｍと考えられ

図4―讃岐平野の代表的なボーリング柱状図〈斉藤他，1972〉

図5―丸亀〜坂出平野の地質横断面図(臨海部)〈栗原，斉藤〉

図6―丸亀平野(土器川の西岸沿い)の地質縦断面図〈栗原，斉藤〉

URBAN KUBOTA NO.28｜57

ている．ここでは，基盤のマサ化した花崗岩類

く，今後は，本地域の第二瀬戸内累層群以降の島の肥土山地すべりはこの典型である．また，を不整合に被って，三豊層群がほぼ水平に堆積

層序を，火山灰，微化石を利用して再検討する

集中豪雨による崩壌・土石流の発生は，急崖をしている．中新統は確認されていない．備讃瀬

必要があろう．

つくる溶岩からはほとんど発生せず，より緩傾

戸海域では東部ほど粗粒堆積物が多く，中部・⑥讃岐平野の形成史

斜のマサ化した花崗岩分布域で多発している．

西部へと細粒堆積物が増加するので，堆積物の讃岐平野の芽生えは，中期中新世前期の第一瀬

このように，現在香川県で発生する土砂災害の後背地は東部にあったと推定されている．

戸内海(古瀬戸内海)の進入に始まる．このと下地は，中期中新世における風化作用(マサのこの三豊層群を直接不整合におおって，備讃瀬

き，古瀬戸内の海は現在の小豆島付近で土庄層形成)とその後の瀬戸内火山岩類の活動によっ戸層群が分布する．これは大槌島層，槌ノ戸瀬群を形成したが，四国本島には達せず，北西のてつくられている．なお，広域的なマサは新第戸層および番ノ洲層に分けられている．大槌島

中 国 地 方 へ の び て い る ． 当 時 (16〜 15Ma)は ，三紀を通じて形成されているので，第四紀の地層は，三豊層群を侵食した起伏をもった面に堆

日本の広い範囲がマングローブ湿地に代表され殻変動に伴う基盤の断裂化が，広域的なマサの積し，青灰色粗砂，暗緑灰色シルト質粘土，砂る亜熱帯〜熱帯気候下にあったことが知られて形成に関与したとは考えにくい．

礫などからなり，−66ｍ付近には緑灰色の凝灰いる．そして当時の亜熱帯〜熱帯気候のもとで，

瀬戸内火山岩類の活動後，三豊層群で代表され岩をはさむ．音波探査および花粉分析により，地表の花崗岩には厚い風化殻が形成されたと推る第二瀬戸内層群までの期間は堆積物がないた

上部層と下部層に区分される．下部層の−87ｍ定される．讃岐層群に被覆された花崗岩の厚いめ，その間の情報は少ない．讃岐層群中には落と上部層の−40ｍ前後にはそれぞれ海成堆積物

風化殻も，この時期に形成された可能性が高く，差がせいぜい数10ｍの南北系の断層があるが，が確認されている．花粉分析結果によると，メ

また現在みることのできるマサの素地も，このこれらの断層は三豊層群に変位を与えているよ

タセコイアは検出されず，下部層はマツースギ

時期に形成されたのであろう．

うに見えないので，恐らく中期中新世から鮮新の組成を示し，現在とほとんど同じ気候を，上第一瀬戸内累層群堆積直後，中期中新世中期に世にかけて，すなわち，讃岐層群堆積中もしく部層はモミーマツーブナークルミの組成で，冷は，現在の瀬戸内海に沿うかたちで東西に並ぶはそれ以降に形成されたものであろう．

涼気侯を示している．

淡水湖が出現し，瀬戸内火山岩類(讃岐層群)

讃岐山脈北麓の樫原断層沿いおよび第四紀断層

槌ノ戸瀬戸層は，大槌島層を切る侵食谷に埋積の活動が始まった．もっとも，土庄層群中にもの長尾断層沿いでは，中期中新世の貫入岩(流したもので，その分布は広く河谷状に発達して凝灰岩が存在することから，その直前にも多少紋岩)がほぼ東西方向に点々と分布している．

いる．この侵食谷はウルム氷期最盛期のものとの火山活動があったと考えられる．小豆島では，また長尾断層の破砕帯は，第四紀に活動した部考えられている．本層はシルト質粘土の単調な土庄層群を切るものの讃岐層群を切らない断層分に比較して大きい．従って，これらの断層は層相を示す．また−40ｍ付近が上限となることがある．従って，土庄層群堆積直後に地盤の隆中期中新世頃から東西系の断裂帯であったと推が多い．本層はアンモニア類の有孔虫化石が起・沈降が生じ，東西に延びる凹地列が形成さ

定され，この断裂帯に沿って流紋岩が貫入した産することより，淡水の影響の強い湾奥部の堆れたと考えられる．

のであろう．そして，これらの断層は讃岐層群積物と考えられている．

香川県の全域におよぶ瀬戸内火山岩類の活動は，のほぼ南限に当るので，讃岐層群の堆積盆地の本海域の最上部堆積層は番ノ洲層で，砂及び砂

14Ma〜 11Maに わ た り ， 流 紋 岩 〜 デ ー サ イ ト

形成に関与した可能性がある．また後述するよ礫からなり，所によりヘドロが堆積している．

等の酸性火山岩類の噴出に始まり，讃岐岩の噴うに，鮮新世におけるこれらの断層運動によっ

下部層は陶汰の悪い砂礫・砂・粘土の少なくとも出を最後に終息している．ただし，屋島山上のて，三豊層群の堆積盆地が形成されたと推定さ２つのサイクルを持つ堆積物を含むことから，

雪の庭酸性凝灰岩など二，三の問題は残っていれる．

海水準の小刻みな変化がうかがわれる．本層はる．五色台では，溶岩と溶岩との間に赤色風化

香川県における第二瀬戸内の湖沼の形成は，鮮比較的冷涼な花粉群集をもつことより，縄文早殻が形成されていることから，この当時もかな

新世後期の三豊層群の堆積から始まる．讃岐平期の小海退期の堆積物と推定されている．上部

り温暖で風化が進行していたと推定される．ま野および備讃瀬戸では，基盤の花崗岩を直接三層には砂層が発達し，このころには海域の大半た陸上で形成される風化殻がはさまれることか

豊層群が被覆するから，これらの地域では，中が現海況の状態となった．

ら，瀬戸内火山岩類活動時に，噴出物および堆

新世中期には相対的に高所があったため讃岐層

次に，内陸部及び沿岸平野部の地下地質と海底積物が陸上に露出した時期があったことは確か

群が堆積しなかったか．あるいは堆積したが侵地質との関係であるが，これは図９のように考であろう．

食されつくされてしまったか，両方の可能性がえられている．この図での大きな問題の１つは讃岐層群の溶岩類は現在，マサ化した花崗岩類考えられるが，中期中新世の気候と風化作用を大槌島層の位置づけであろう．本層は三豊層群

あるいは軟質な土庄層群を被って台地〜小山地

考えると前者の可能性も高いと思われる．いずと密接に関係して分布し，局所的に整合部分も群を形成している．溶岩類は堅硬であるが，柱れにしても讃岐層群堆積後，三豊層群堆積前のあること，海成層をはさむことから大阪層群上状あるいは板状節理が発達しているので，キャ期間は陸上における侵食が進行した時期である．

部層に相当する可能性が考えられる．この場合，

ップロックとなって荷重および地下水を供給す

そしてこのときの侵食作用が，現在の讃岐平野

大槌島層は備讃瀬戸層群より三豊層群のメンバ

るため，マスムーブメント(地すべり)の発生の原形をつくったと考えられる．

ーに入れるべきであろう．また海成層と陸上の原因となっている．香川県では，讃岐層群の台

三豊層群は，江畑断層，長尾断層などの第四紀段丘堆積物との関係についても未解明な点が多地の縁辺部に地すべり地形が多く分布し，小豆断層を堆積盆地の南限としている．これより南URBAN KUBOTA NO.28｜58

には三豊層群はほとんど分布していないので，地理を完全に復元することは難しい．ただ和泉成立ちがもっと詳しくわかるであろう．

三豊層群はこれらの断層群による南側隆起の断層群起源の粗粒堆積物からなる焼尾峠礫層が下⑥おわりに層運動によって形成された堆積盆地に堆積した部更新統を含むことから，遅くとも100万年前

讃岐地方では，備讃瀬戸の島々や坂出市国府台，か，これらの断層をまたいで堆積したが第四紀頃には，讃岐山脈はかなりの高度に達していた

城山・金山を中心とした地域で，サヌカイトかの断層活動によって南側に分布した堆積物が隆と推定される．

らなる多数の旧石器が発見されている．旧石器起・侵食を受けたかのどちらかであろう．大きまた，鮮新世後期には三波川変成岩類の礫が三時代の人々が備讃瀬戸で生活していたのは，ちな谷では，三豊層群の分布はこれらの断層をこ豊層群中に供給されていることは間違いないの

ょうどウルム氷期の頃であり，讃岐地方は，大えて少し南へも分布していること，断層周辺ので，この径路については，当時の讃岐山脈の起阪府二上山周辺と共に旧石器時代における瀬戸

地層の変形が小さいことから，これらの断層は

伏も含めて今後さらに検討する必要がある．

内地域の石器の一大産地であった．ウルム氷期

第四紀に数100ｍもの垂直変位を起こしたとは

香川県に再び海が侵入したのは，大槌島層が堆の最盛期(約２万年前)には，海水面は現在に考え難い。従って，鮮新世(後期？)における積したときである．これ以降香川県は，第三瀬比べ100ｍ程度低下していたと推定されている．

これらの断層運動によって三豊層群の堆積盆地

戸内海の時代になり海水準変動の影響を強く受従って当時，備讃瀬戸は完全に陸化し，多くのが形成され，その断層運動が三豊層群堆積中もけることになる．すなわち，三豊層群の侵食が湖沼が存在し，大小の河川の流れる盆地になっ引続いたと推定される．特に，讃岐山脈の北始まり，段丘を形成する時代となる．大槌島層ていて，旧石器人たちはこの豊かな備讃瀬戸盆

麓の江畑断層，樫原断層などは，第四紀後半のの時代ははっきりしていないが，一部は更新世

地を生活の場としたのであろう．

活動が認められないことから，讃岐山脈の北麓

中期の大阪層群上部層に相当する可能性がある．

その後，気候が温暖化し，海進が始まって約１では隆起に伴う断層運動は，第四紀中頃までにこれに対して，香川県本土で確認されている海万年前にはほぼ現在の瀬戸内海と同じ環境が形終了した可能性が高い．

成層は，完新世の縄文海進相当層のみである．

成される．この海進により，ウルム氷期の扇状

三豊層群以降の堆積物は，第四紀断層付近を除従って，現在のところ香川県で確認された第四地は海底下に沈むが，内陸部では縄文海進時にいてほぼ水平に堆積しており，堆積後の地層の紀の海進は，大槌島層堆積期，槌ノ戸瀬戸層堆

も，ウルム氷期の扇状地はそのままに残った．

変形はほとんどなかったと推定される．これに積期および縄文海進期の３回である．しかしな

そして，その後の小規模な海退に伴い再び海面

対して，その層相は，後背地の状況や，海水準

がら，今後の調査によって新たな海成層が発見上に現われた海岸平野を，現河川の運搬する砂および侵食基準面の変動を受けて大きく変化しされる可能性もあろう．また，陸上の段丘堆積

礫が被覆して沖積平野をつくり，現在の讃岐平ている．現在のところ，各地区の三豊層群の対物と平野地下および海底堆積物と詳細な対比が野の微地形を形成することになる．

比が進んでいたいので，三豊層群堆積当時の古将来可能になれば，瀬戸内海および讃岐平野の図7―備讃瀬戸海底地質図〈高橋，1978〉表2―備讃瀬戸海域における層序，古気候と海水準変動図 〈高橋，1978を一部修正〉

図9―讃岐平野と備讃瀬戸内海との地質の対比(南〈斉藤・他，1972を一部修正〉
北方向の模式図)

図 8―備讃瀬戸の日比―大崎鼻間地質断面図

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目で見る瀬戸内火山岩類
佐藤隆春＝大阪府立長野高校教諭(3〜18)
沢井 誠＝愛知県立犬山高校教諭(1，2)
１〜３： 設樂および室生の火山岩類 4〜10：二上山の火山岩類
11〜14： 大阪周辺の火山岩類 15〜18：香川県国府台・五色台の火山岩類

ａ＝単斜輝石(普通輝石)
ｂ＝黒雲母
ｆ＝長石(斜長石)
ｇ＝ザクロ石ｈ＝角閃石ℓ ＝溶結レンズｏ＝かんらん石
ｐ＝斜方輝石(シソ輝石，
古銅輝石)
ｑ＝石英

URBAN KUBOTA NO.28｜60

注１：サヌカイト，さぬき岩(讃岐岩)＝讃岐地方に産する黒色できめの細かい古銅輝石安山岩．かたくて，割ると貝殻状の鋭利な切り口になる．石器として利用された．
注２：サヌキトイド＝サヌカイトを含めて，瀬戸内地域の斜方輝石玄武岩〜安山岩をサヌキトイドと呼んでいる(小磯，1916)．巽ほか(1982)や佐藤(1982)は，サヌキトイドの特徴
として，①斑晶量が少なく．体積比 1O％以下，斜長石斑晶は３％以下である．②かんらん石や古銅輝石の班晶は，マグネ
シウム含有量が高い．③鉄チタン酸化物班晶が含まれないな
どをあげている．
注３：古銅輝石(ブロンザイト)＝輝石のうち，斜方晶系に属し，マグネシウム成分の多いもの．細かい包有物のためブロ
ンズ光沢を示すことから名づけられた．
班晶：火成岩で細粒の石基中に肉眼的目立って大きくみえる結晶をいう．顕微鏡でなければ見えないものを微斑晶という．マグマ中で晶出し，自由に成長することが多いので，一般に鉱物固有の結晶形が発達している．
基質と石基：岩石中で径の大きな粒の間げきをうめている物
質を基質という．斑状の火成岩で斑晶の間をうめている物質(基質)をとくに石基という．石基は小さい結晶と火山ガラスで構成される．

①鳳来湖累層の松脂岩〈ピッチストーン〉(溶岩)〔×５〕②エニグマ石ソーダ質鉄ヘデン輝石チタン質普通輝石③室生火山岩(溶結凝灰岩)〔×1.7〕

変質して青緑色〜淡緑色をしていることが多い．新鮮

粗面岩(アルベゾン閃石エニグマ石ソーダ質鉄ヘデン輝

多量の石英粒を含む溶結凝灰岩で，軽石の溶結レンズ

な部分は黒色ガラス質で，松脂光沢がある．鏡下でも，石粗面岩〈岩脈〉中のゼノリス)〔×５〕の長径は 30cm に達することがある．石英，斜長石，黒斑晶のほとんどないガラス質岩，真珠状構造が顕著で大峠累層の過アルカリ岩．赤茶色にみえるのがエニグ

雲母，シソ輝石を含む．黒色で基質がガラス質のものある(鳳来町)マ石(e)，緑色部はソーダ質鉄ヘデン輝石(Ｓ)，中心(写真)と，灰白色で基質が微細な鉱物でできているも部はチタン質普通輝石(ｔ)で，周囲にソーダ質鉄ヘデのとの２つの岩相がある．写真の黒雲母のｂとｂʼは，ン輝石が累帯している．他はアルカリ長石，あいだを結晶の向きが違うので色が違ってみえる(多色性)．基うめている不透明鉱物物は磁鉄鉱．瀬戸内火山岩の典質には火山ガラスがみられる(室生村室生川沿い)型にはない設樂特有の火山岩(東栄町)④下部ドンズルボー層の溶結凝灰岩〔×2〕⑤畑火山岩(溶岩)〔×２〕⑥石切場火山岩(溶岩)〔×１〕

黒色ガラス質の岩石．高温の火山ガスと火山灰・軽石

風化して黄褐色〜レンガ色になることが多い．新鮮な青灰色の基質に多量の赤色のザクロ石と黒雲母，斜長がまじって噴火口から流れだす火砕流では，堆積後も岩石は暗灰色で，斜長石，シソ輝石，不透明鉄鉱物と石の斑晶が含まれる．鏡下では少量の斜方輝石の斑晶，温度が高いので軽石や火山灰は融合して，軽石はレン

少量の角閃石，黒雲母の斑晶を含む．肉眼ではとくにアパタイト，鉄鉱物などの微斑晶がみられる．黒雲母

ズ形の，火山灰はその周囲をうめるガラスとなる．写

斜長石とシソ輝石の斑晶が目立つ．石基は微細な斜長は一定方向に並んでいるが，これはマグマ中の流動に真の岩石には溶結レンズが多量にみられる．長石，黒石，斜方輝石，鉄鉱物などからできている．写真では沿って配列したもの(流理)である(香芝町ドンズルボ

雲母，ザクロ石の結晶が含まれる(太子町鹿谷寺跡)

角閃石の縁は不透明鉄鉱物に交代している(香芝町ドー南)

ンズルボー南)⑦石まくり火山岩(溶岩)〔×５〕⑧寺山火山岩(溶岩)〔×２〕⑨雄岳火山岩(岩脈)〔×２〕

溶岩の基底の急冷部は，黒色のち密なサヌカイトの岩

風化して青灰色や赤桃色をしていることが多い．新鮮

キメの細かな黒色のサヌキトイド．石まくり火山岩な相(注１，２)を示す．無斑晶で針状の斜長石と少量のな岩石は暗灰色のち密な岩石である．米粒のような形

どと似ているが，２〜３mmの角閃石を含む．鏡下ではほ斜方輝石が石基に含まれる．溶岩の中心部になると，と大きさの長石，石英を含んでいる特徴的な岩石で，かに斜方輝石，斜長石の徴斑晶がみられる．雄岳の山

斜長石の多い流理がみられる．サヌカイトは春日山で

このほか黒雲母，斜方輝石，角閃石の斑晶がみられる．

頂から北麓にかけて貫入し，リング状の分布をしていもみられる(太子町春日)

最近の研究(茅原ほか，末公表)で，黒雲母の新鮮な岩る(当麻町雄岳)

相と，黒雲母が酸化変質をうけた岩相が知られている．
写真は前者の石基の部分で，石英は視野からはずれている(羽幾野市寺山)⑩芝山火山岩(岩脈)〈クロスニコル〉〔×１〕⑪信貴山の玄武岩(岩脈)〔×２〕⑫甲山火山岩(岩頸)〔×５〕

かんらん石，単斜輝石，斜長石の斑晶を含むサヌキト

かんらん石の多い黒色の岩石で，ほかに普通輝石の斑斑晶が含まれないきめの細かい黒色の無斑晶質安山岩

イド．写真は岩体の周縁部の岩相で斜長石の斑晶は少晶が含まれる．輝石には細いすじ(へき開)がみられる(サヌカイト)．針状の斜方輝石，斜長石，ガラスででない．平行ニコルでは，これらは無色透明な鉱物であが，かんらん石にはあまりみられない．石基は，斜長きている．甲山は，おわんをふせたような特異な形かるが，クロスニコルにするとかんらん石は鮮やかな色石，普通輝石，不透明鉄鉱物，褐色ガラスなどからでら，以前は円頂丘型の火山地形と誤認されていたが，(干渉色)がつく(柏原市国分の東方：芝山)

きている．信貴山の山体は，ザクロ石と黒雲母を含む

大阪層群堆積前の火山岩である．その後，甲山火山岩

流紋岩であるが，それを貫いてこの玄武岩(サヌキトと大阪層群との侵食の違いにより現在のような地形がイド)が貫入している(平群町信貴山山順)

できた(西宮市甲山)⑬三笠安山岩(溶岩)〔×２〕⑭寺ヶ池安山岩(溶岩)〔×２〕⑮かんらん石両輝石安山岩(溶岩)〔×２〕

風化している岩石が多い．斜長石，シソ輝石，普通輝かんらん石と斜方輝石(ブロンザイト：注３)の斑晶がかんらん石の斑晶が多い．ほかに普通輝石，斜方輝石

石と粒状の不透明鉄鉱物などが斑晶として含まれる．

含まれる．石基は，褐色ガラスの基質に斜長石，普通が斑晶に含まれる．石基には，これらの鉱物のほか

斜長石には，中心部が汚れたように二次鉱物に交代さ輝石，斜方輝石が含まれる．石基の斜長石は弱い流理に不透明鉄鉱物とガラスからできている(国分寺町烏帽

れているものがある(奈良市三笠山)を示す．巽(1981)の研究によって，マグネシウム含有

子山北方)

量が高いことなどから，この安山岩マグマはマントル起源であるとされている(河内長野市小山田)⑯サヌキトイド(溶岩)〔×５〕⑰サヌカイト(溶岩)〔×５〕⑱〈⑮のクロスニコル〉〔×２〕

累帯構造がときにみられる斜方輝石の微斑晶を含む．

黒色ち密な岩である．鏡下では，斜方輝石と斜長石の普通輝石(ａ)は，中央を境に干渉色がちがう様子(双石基は，斜長石と輝石，ガラス，不透明鉄鉱物などで微斑晶がみられる．石基は，きわめて細粒な斜長石な晶)がみられる．左下にみられる黄色みをおびた粒状できている．斜長石は流理構造を示す．(高松市赤子谷)

どからできている．(高松市赤子谷)の鉱物は二次的にできた粘土鉱物，石基の黒色の部分
はガラスである．

(⑥⑦⑧⑩⑮⑯⑰⑱は茅原芳正氏のサンプルを使用した)