55(521.75)(084.32M50)(083)

地域地質研究報告5 万分の 1 図幅
京都(11)第 61 号

須

磨

地

域

の

地

藤田和夫・前田保夫

昭 和 59 年

地

質

調

査

所

質

i

目
Ⅰ．地

次

形 ......................................................................................................................................................... 1

Ⅱ．地質概説 ..................................................................................................................................................... 3
Ⅲ．基盤岩類 .................................................................................................................................... 7
Ⅲ．1

花崗岩類 ............................................................................................................................................. 7

Ⅲ．1．1 六甲山地南西端の花崗岩類 .............................................................................................................................. 7
Ⅲ．1．1．1 布引花崗閃緑岩 ...................................................................................................................... 7
Ⅲ．1．1．2

六甲花崗岩 ............................................................................................................................. 9

Ⅲ．1．2 淡路島北東端の花崗岩類 ................................................................................................................ 1 0
Ⅲ．1．2．1 洲本花崗閃緑岩 .................................................................................................................... 1 0
Ⅲ．1．2．2

岩屋花崗岩 ........................................................................................................................... 1 3

Ⅲ．1．2．3 細粒花崗閃緑岩 .................................................................................................................... 1 4

Ⅲ．2

岩脈類 ............................................................................................................................................... 1 4

Ⅳ．被覆層 ....................................................................................................................................................... 1 5
Ⅳ．1

神戸層群 ........................................................................................................................................... 1 5

Ⅳ．1．1 多井畑累層－付岩屋累層 ................................................................................................................ 1 5
Ⅳ．1．2 白川累層 ....................................................................................................................................... 1 7

Ⅳ．2

大阪層群 ........................................................................................................................................... 1 8

Ⅳ．2．1

概説 .............................................................................................................................................. 1 8

Ⅳ．2．2 垂水・明石地区の大阪層群 ............................................................................................................................ 2 0
Ⅳ．2．2．1

下部亜層群 ........................................................................................................................... 2 0

Ⅳ．2．2．2

中部亜層群 ........................................................................................................................... 2 4

Ⅳ．2．2．3

上部亜層群 ........................................................................................................................... 2 5

Ⅳ．2．3

六甲南麓の大阪層群 ...................................................................................................................... 3 1

Ⅳ．2．4

淡路島の大阪層群 .......................................................................................................................... 3 1

Ⅳ．3

明石累層・明美累層・高位段丘 .................................................................................................. 3 2

Ⅳ．4

段丘 ................................................................................................................................................... 3 5

Ⅳ．5

沖積層 ............................................................................................................................................... 3 5

Ⅳ．6

埋立地 ............................................................................................................................................... 3 5Ⅴ．地質構造 ................................................................................................................................................... 3 6
Ⅴ．1

概説 ................................................................................................................................................... 3 6

Ⅴ．2

古期地質構造 ................................................................................................................................... 3 6

Ⅴ．2．1 六甲山地南西部 ............................................................................................................................. 3 6

ii

Ⅴ．2．2 淡路島北東部 ................................................................................................................................. 3 7

Ⅴ．3

新期地質構造 ................................................................................................................................... 3 7

Ⅴ．3．1 断層系 ........................................................................................................................................... 3 7
Ⅴ．3．2 鉢伏山山地の断層系 ...................................................................................................................... 3 8
Ⅴ．3．3 高塚山断層・高塚山撓曲 ................................................................................................................ 3 9
Ⅴ．3．4

淡路島の断層系 ............................................................................................................................. 4 2

Ⅵ．明石海峡 ................................................................................................................................................... 4 2
Ⅵ．1

概説 ................................................................................................................................................... 4 2Ⅵ．2

海底地形 ........................................................................................................................................... 4 2Ⅵ．3

海底地質構造 ................................................................................................................................... 4 3

Ⅵ．4

明石海峡の形成 ............................................................................................................................... 4 7

Ⅶ．神戸港の海底表層地質 ........................................................................................................................ 4 9
Ⅶ．1

概説 ................................................................................................................................................... 4 9

Ⅶ．2

下部層：第 10 海成粘土層 ............................................................................................................ 5 0

Ⅶ．3

中部層：第 11 海成粘土層 ............................................................................................................ 5 2

Ⅶ．4

上部層：第 12 海成粘土層 ............................................................................................................ 5 3

Ⅶ．5

最上部層：第 13 海成粘土層 ........................................................................................................ 5 5

Ⅶ．6

神戸港の海底地質構造 .................................................................................................................. 5 6

Ⅷ．応用地質 ................................................................................................................................................... 6 1
Ⅷ．1

概説 ................................................................................................................................................... 6 1

Ⅷ．2

埋立及び人工島 ............................................................................................................................... 6 3

Ⅷ．2．1

神戸方式の埋立 ............................................................................................................................. 6 3

Ⅷ．2．2 埋立地の沈下 ................................................................................................................................. 6 3
Ⅷ．2．3 埋立材料 ....................................................................................................................................... 6 7
Ⅷ．2．4

構造物の支持層 ............................................................................................................................. 6 8

Ⅷ．3

神戸における地盤災害 .................................................................................................................. 7 1

Ⅷ．4

土取場 ............................................................................................................................................... 7 5

Ⅷ．4．1 防災対策 ....................................................................................................................................... 7 5
Ⅷ．4．2

Ⅷ．5

掘削時の諸問題 ............................................................................................................................. 7 6

明石海峡大橋 ................................................................................................................................... 7 9

Ⅷ．5．1

地質調査の流れ ............................................................................................................................. 7 9

Ⅷ．5．2 舞子側調査 .................................................................................................................................... 8 0
Ⅷ．5．3 松帆側調査 .................................................................................................................................... 8 3

Ⅷ．6

文

淡路島における採石 ...................................................................................................................... 8 5

献 ................................................................................................................................................................ 9 1

Abstract .............................................................................................................................................................. 9 5

iii

図・表・図版目次
第 1 図 播磨灘上空から淡路島及びその彼方の六甲山地を望む ........................................................... 2
第 2 図 六甲山地及び淡路島北部の断層系 ................................................................................................ 3
第 3 図 明治 18・19 年の須磨地域地形図 ................................................................................................... 4
第 4 図 布引花崗閃緑岩を貫くアプライト及びペグマタイトの岩脈 ................................................... 8
第 5 図 六甲全山縦走コースのなかで，最も峻険な尾根を構成する細粒黒雲母花崗岩 .................. 9
第 6 図 洲本花崗閃緑岩を貫くペグマタイトの岩脈 .............................................................................. 1 1
第 7 図 神戸層群総合柱状図 ....................................................................................................................... 1 5
第 8 図 岩屋花崗岩及びこれを不整合に覆う神戸層岩屋累層基底部の礫岩砂岩互層 .................... 1 6
第 9 図 神戸層群岩屋累層の砂岩 ............................................................................................................... 1 6
第 10 図 須磨地域及び北隣神戸地域における大阪層群の模式柱状図 ................................................. 2 1
第 11 図 神戸市研究学園都市及び高塚山周辺における大阪層群の地質柱状図
作成地点図( a ) 及び地質柱状図(b) ......................................................................................... 22,23
第 12 図 神戸市研究学園都市付近の地質概念図 ...................................................................................... 2 4
第 13 図 大阪層群明石累層の下位層中に含まれるヤギ火山灰層の産状 ............................................. 2 5
第 14 図 川西粘土層の露頭 ........................................................................................................................... 2 7
第 15 図 a

須磨地域西部における大阪層群中部亜層群の地質柱状図 .................................................. 2 8

第 15 図 b

川西粘土層と上部亜層群舞子貝層との間の不整合を示すスケッチ ................................. 2 8

第 16 図 大阪層群上部亜層群( 明美累層) 中の高塚山粘土層の産状 ................................................... 2 8
第 17 図 大阪層群上部亜層群明美累層の地質柱状図 .............................................................................. 2 9
第 18 図 高塚山粘土層にみられる珪藻被殻の出現状況 .......................................................................... 3 0
第 19 図 神戸市垂水区霞ヶ丘西方より東を望む ...................................................................................... 3 2
第 20 図 明美累層最上部の赤色化礫層 ....................................................................................................... 3 3
第 21 図 明美累層最上部の瀕海層とみられる細礫砂層 .......................................................................... 3 4
第 22 図 六甲山地とその周辺地域の中期更新世古地理図 ...................................................................... 3 4
第 23 図 多井畑付近における神様松撓曲を示す地質構造図及び地質断面図 ..................................... 3 7
第 24 図 急斜する神戸層群の上に六甲花崗岩が衝上している横尾山断層 ......................................... 3 8
第 25 図 高塚山断層に沿う被覆層の撓曲と副断層を示すスケッチ図 ................................................. 3 9
第 26 図 高塚山撓曲と明美累層との関係を示す概念図 .......................................................................... 3 9
第 27 図 淡路島北東部海域における音波探査測線図(a)及び海底地質断面図(b) ....................... 40,41
第 28 図 淡路島周辺の海底地形図 ............................................................................................................... 4 3
第 29 図 明石海峡における海底微地形図 ................................................................................................... 4 4
第 30 図 (a)明石海峡海底地形図 .................................................................................................................. 4 5(b)明石海峡における海底地質構造 ............................................................................................. 4 5

iv

第 31 図 垂水沖におけるボーリングの地質柱状図 .................................................................................. 4 6
第 32 図 神戸港の海底表層地質に関する模式地質柱状図及び堆積環境の概要 ................................. 5 0
第 33 図 神戸港西方の第 10 海成粘土層から産出する樹木花粉化石群集 ........................................... 5 1
第 34 図 六甲アイランドの第 11 海成粘土層から産出する樹木花粉化石群集 ................................... 5 2
第 35 図 六甲アイランドの第 12 海成粘土層から産出する樹木花粉化石群集 ................................... 5 4
第 36 図 ポートアイランド及び六甲アイランドにおけるピート挟在層の地質柱状図及び 14C 年代 ..................................................................................................................................... 5 5
第 37 図 六甲アイランドにおける " 沖積層 " 基底面及び Ma13 の層厚線図 ....................................... 5 5
第 38 図 大阪湾及び神戸港における測量基準面の対比図 ...................................................................... 5 6
第 39 図 神戸港における主要ボーリング地点及び地質断面図作成の位置図 ..................................... 5 7
第 40 図 神戸港における主要ボーリング地点の地質柱状図 .................................................................. 5 8
第 41 図 神戸港の海底表層地質を示すブロック図 .................................................................................. 6 1
第 42 図 神戸港における埋立地と土取場の位置図 .................................................................................. 6 2
第 43 図 ポートアイランド中央部における代表的地質柱状図 ............................................................. 6 4
第 44 図 Ma12 及び Ma13 の土質特性 ......................................................................................................... 6 4
第 45 図 ポートアイランド中央部における地層の圧密降伏応力の深度分布 ..................................... 6 5
第 46 図 粘土層の e-log p 曲線 ...................................................................................................................... 6 5
第 47 図 ポートアイランド南西隅における旧海底面の沈下曲線 ......................................................... 6 5
第 48 図 ポートアイランド南西隅における層別の沈下測定結果 ......................................................... 6 6
第 49 図 盛土部及び周辺部の沈下状況 ....................................................................................................... 6 6
第 50 図 層別圧縮量及び全圧縮量の経時変化 .......................................................................................... 6 7
第 51 図 表層土砂の粒度分布 ....................................................................................................................... 6 8
第 52 図 神戸港における埋立土層の土圧計による単位重量測定 ......................................................... 6 8
第 53 図 神戸層群砕石による締固め盛土地盤 .......................................................................................... 6 8
第 54 図 神戸大橋橋脚部の載荷試験結果 ................................................................................................... 6 9
第 55 図 ポートアイランドにおける鋼管杭の載荷試験 .......................................................................... 7 0
第 56 図 振動締固め工法の改良効果 ........................................................................................................... 7 1
第 57 図 阪神大水害の浸水区域 ................................................................................................................... 7 3
第 58 図 昭和 13 年，36 年及び 42 年豪雨の時間雨量累計 ..................................................................... 7 3
第 59 図 昭和 42 年の浸水区域 ..................................................................................................................... 7 4
第 60 図 神戸市布引ダム北方市ケ原における山腹崩壊 .......................................................................... 7 5
第 61 図 切取斜面における水圧による花崗岩塊のはらみ出しを示す模式図 ..................................... 7 6
第 62 図 渦ケ森地区における水平ボーリング孔からの流出量と地下水位 ......................................... 7 7
第 63 図 六甲花崗岩の切り取りによる P 波速度の変化 .......................................................................... 7 7
第 64 図 明石海峡大橋の橋梁一般図及び大橋下の地質断面図 ............................................................. 7 8
第 65 図 明石海峡大橋地質調査の流れ図 ................................................................................................... 7 9

v

第 66 図 明石海峡大橋原位置調査用位置図 .............................................................................................. 7 9
第 67 図 舞子側地盤モデル ........................................................................................................................... 8 1
第 68 図 垂水地区における礫層の原位置試験による地盤状況 ............................................................. 8 2
第 69 図 垂水地区における礫層の原位置試験による砂礫の粒度分布 ................................................. 8 2
第 70 図 B，C 試料の三軸圧縮試験の結果 ................................................................................................. 8 4
第 71 図 ひずみ計設置及び載荷試験位置図 .............................................................................................. 8 5
第 72 図 載荷試験位置の地質断面図 ........................................................................................................... 8 6
第 73 図 載荷板直下のひずみ分布の例 ....................................................................................................... 8 7
第 74 図 深層における特殊載荷試験機の概要図 ...................................................................................... 8 7
第 75 図 神戸層群の深層載荷試験結果 ....................................................................................................... 8 8
第 76 図 神戸層群アルコース砂岩の三軸圧縮試験結果 .......................................................................... 8 8
第 77 図 三軸圧縮試験における側圧と強度との関係 .............................................................................. 8 9
第 78 図 須磨地域内の淡路島における大規模採掘場の推移 .................................................................. 9 0
第 79 図 松帆側アンカレイジ位置における地質及び地盤の状況 ......................................................... 9 1

第 1 表 須磨及び隣接神戸地域の地質総括表 ............................................................................................ 6
第 2 表 神戸層群多井畑累層及び岩屋累層産の貝化石 .......................................................................... 1 7
第 3 表 大阪層群に関する層序区分・年代・化石・地殻変動及び海水準変動の総括表 ................ 1 9
第 4 表 須磨地域及び周辺地域における大阪層群層序の比較 ............................................................. 2 0
第 5 表 大阪層群に挟まれる火山灰の特徴 .............................................................................................. 2 6
第 6 表 神戸港の海底表層地質に関する層序の総括表 .......................................................................... 4 9
第 7 表 神戸港付近における第 10 海成粘土層(Ma10)の分布状況 ..................................................... 5 0
第 8 表 神戸港付近における第 11 海成粘土層(Ma11)の分布状況 ..................................................... 5 2
第 9 表 神戸港付近における第 12 海成粘土層(Ma12)の分布状況 ..................................................... 5 3
第 10 表 神戸港付近の第 12 海成粘土層に含まれるピート及び腐植土の 14 C 年代 ............................ 5 4
第 11 表 神戸港海面埋立事業計画 ............................................................................................................... 6 2
第 12 表 神戸市西部における土地造成事業計画 ...................................................................................... 6 2
第 13 表 締固め土の三軸試験結果 ............................................................................................................... 6 9
第 14 表 神戸大橋橋脚部の支持力試験結果 .............................................................................................. 7 0
第 15 表 昭和年代における神戸の水害記録 .............................................................................................. 7 2
第 16 表 明石海峡大橋基礎の地質調査総括表 .......................................................................................... 8 0
第 17 表 明石海峡大橋用の原位置試験の概要 .......................................................................................... 8 0
第 18 表 乱さない砂礫試料の土性 ............................................................................................................... 8 3
第 19 表 乱さない砂礫試料の強度定数 ....................................................................................................... 8 3
第 20 表 神戸層群の載荷試験結果 ............................................................................................................... 8 7
第 21 表 神戸層群アルコース砂岩の試験結果 .......................................................................................... 8 9vi

Table 22 Summary of the geology of the Suma and neighbouring districts ............................................... 9 6
Table 23 Summary of geotectonic history of the Osaka Group .................................................................. 9 7

第Ⅰ図版

第Ⅱ図版

第Ⅲ図版

1

六甲花崗岩の中 - 粗粒黒雲母花崗岩

2

上記写真の中央下部の石英を拡大したもの

1

岩屋花崗岩の中 - 粗粒黒雲母花崗岩

2

高塚山粘土層産出化石

1

地下鉄工事に伴って現れた大露頭と高塚山断層

2

淡路島北東部海域における音波探査記録

第Ⅳ図版
第Ⅴ図版

アカシ象の右下顎骨第三臼歯の一部
1

神戸層群岩屋累層産の貝化石

2明石海峡における神戸層群の礫岩

1

地域地質研究報告5 万分の 1 図幅
京都（1 1 ）第 6 1 号（昭和 58 年稿）

須磨地域の地質
藤田和夫 *・前田保夫 **須 磨 地 域 は 昭 和 5 7 年 度 特 定 地 質 図 幅 の 研 究 と し て 行 わ れ た も の で あ る が ，こ の 機 会 に 著 者 ら と その 協 力 者 の 2 0 年 来 の 調 査・研 究 資 料 の 上 に 立 っ て ま と め ら れ た ．本 報 告 の 作 成 に 当 た っ て は ，第 四紀 層 と 神 戸 港 表 層 地 質 に つ い て は 前 田 保 夫 が ，そ の 他 を 藤 田 和 夫 が 主 と し て ま と め た ．し か し な がら ，基 盤 地 質 に つ い て は ，服 部

仁・河 田 清 雄 両 氏 の 調 査 結 果 に 基 づ く 記 載 を 採 用 し ，応 用 地 質 関

係 に つ い て は ，西 垣 好 彦 博 士 に 負 う と こ ろ が 多 か っ た こ と を 特 記 し て お く ．ま た 神 戸 層 群 に つ い ては ，田 中操・高 久 昭 紀 の 未 発 表 資 料 を 利 用 し ，神 戸 層 群 の 貝 化 石 同 定 に つ い て は 名 古 屋 大 学 の 糸魚川淳二博士にお願いした．
こ の 地 域 は 神 戸 市 の 西 神 地 区 開 発 計 画 が 進 行 中 で ，垂 水 区 の ほ ぼ 全 域 に わ た っ て ，自 然 改 造 的 な
造 成 工 事 が 行 わ れ ，そ の 切 取 り 土 砂 は ベ ル ト コ ン ベ ヤ で 運 搬 さ れ ，海 岸 の 埋 立 地 造 成 に 利 用 さ れ て
い る ．そ の 間 に 出 現 し た 大 露 頭 は ，従 来 の 研 究 結 果 を 一 変 さ せ る よ う な 資 料 を 多 く 提 供 し て い る が ，造 成 区 域 の 北 側 の 隣 接「 神 戸 」地 域 に ま た が っ て い る 地 域 も 合 わ せ て ま と め て 記 載 す る こ と に し た ．
はしこれらの調査については觜本

格・井 口 博 夫 氏 ら に 負 う と こ ろ が 多 い ．

本 地 域 の 大 部 分 は 神 戸 市 域 に 含 ま れ ，そ の 調 査 に は 神 戸 市 市 長 室・開 発 局・土 木 局・水 道 局 に より 便 宜 が 与 え ら れ た ．特 に 多 田 政 文・村 尾 正 信・小 倉

晉・大 野 公 男・渡 辺 嘉 道・野 上 行 久・鍵 政

紘 二 氏 に は お 世 話 に な っ た ．ま た 著 者 の 一 人 前 田 に 与 え ら れ た 神 戸 市 立 教 育 研 究 所 長 足 立

己氏の御配慮を感謝する．
本 地 域 内 に は 明 石 海 峡 が 含 ま れ て い る が ，こ こ に は 本 州 四 国 連 絡 橋 に 関 し て 数 多 く の 調 査 が 行 わ
れ ，関 係 各 位 に い ろ い ろ 御 世 話 に な っ た が ，特 に 初 期 の 調 査 段 階 で 藤 田 に 多 大 の 便 宜 を 与 え ら れ た
国鉄技師故伊崎晃 氏 と ，そ の 後 多 く の 資 料 を 提 供 さ れ た 宮 島 圭 司 氏 に 感 謝 す る ．ま た 建 設 省 近 畿

地 方 建 設 局 に は 大 阪 湾 岸 道 路 関 連 の 多 く の 資 料 を 提 供 し て い た だ い た ．そ の 御 配 慮 に 深 謝 し た い ．
こ の 長 期 に わ た る 調 査・研 究 の 中 で ，共 同 研 究・調 査 援 助 そ の 他 で 謝 意 を 表 し た い 方 々 は あ ま りに も 多 い が ，い ち い ち 名 前 を 挙 げ る 余 裕 は な い ．し か し 特 に 故 笠 間 太 郎 大 阪 市 立 大 学 教 授 が 多 く の
資 料 を 残 さ れ た こ と に 深 謝 し た い ．本 来 な ら ば 共 著 者 と な っ て い た だ く は ず の 方 で あ っ た ．
なお地質部服部仁・河 田 清 雄 両 技 官 に は 基 盤 岩 類 に つ い て の 調 査 を ，環 境 地 質 部 寒 川に は 更 新 統 の 調 査 の 手 伝 い を ，ま た 宮 村

旭技官

学大阪出張所長には全般にわたり御配慮をいただいた．

更 に 応 用 地 質 ，特 に 神 戸 港 の 土 木 地 質 に 関 し て は ，基 礎 地 盤 コ ン サ ル タ ン ツ ㈱ 関 西 技 術 セ ン タ ー 西
垣 好 彦 所 長 に 協 力 し て い た だ い た ．記 し て 感 謝 の 意 を 表 す 次 第 で あ る ．
本 図 幅 地 域 は ，北 及 び 北 東 側 に 隣 接 す る「 神 戸 」
・「 大 阪 西 北 部 」地 域 と 合 わ せ て ，西 南 日 本 の 地
殻 変 動 に 関 す る あ ら ゆ る 情 報 が そ ろ っ て い る 地 域 で あ る と い え る ．合 わ せ て 見 て い た だ く こ と を 希
望 す る ．な お 東 側 に 隣 接 す る「 大 阪 西 南 部 」も 続 刊 の 予 定 で あ る ．

Ⅰ．地

形「須磨」地域は，六甲山地の南西端に当たる横尾山・鉢伏山山塊を含み，その東側は神戸市街地で占められているが，西側には広大な台地が発達し，現在大規模な造成工事が進捗中である．六甲山地は南西に延び，いったん明石海峡で絶たれるが，その延長は淡路島に現れ，特にその北半は構造的にも類似* 帝塚山大学** 神戸市立教育研究所

2

第 1 図 播磨灘上空から淡路島及びその彼方の六甲山地を望む（高度 7000_ m，昭和 38 年 12 月撮影，神戸新聞社）
Bird's - e ye vie w of nor the r n ha lf of Awa
ji I sla n d （1 9 6 3 ）. T h e R o k k o M o u n t a i n s （upper left ） can_be seen far beyond Akashi Strait （Kaikyo）.

している（第 1 図）
．したがってこの地域の地形は，海底地形と合わせてはじめて全体像が得られる．更にこの地域の構造地形の特徴は，隣接する「神戸」及び「大阪西北部」地域と合わせて，はじめて理解できるであろう．
よこ お

てつかい

本地域中央部の花崗岩よりなる横尾山（312.2 m）
・鉄拐山（234 m）
・鉢伏山（252.8 m）を含む山塊は，風化花崗岩特有の悪地地形を呈するところが多く，両側の断層崖である急崖を開析する小谷が発達し，急峻な尾根の続くところもあるが，部分的に山頂部に隆起浸食小起伏面が保存されている．以下この地塊
を鉢伏山山地（地塊）と呼ぶ．その東麓に沿っては，幅狭い丘陵地と段丘があり，沖積平野へと続いているが，海岸線は埋立によって著しく変形している．
山地西側の神戸市垂水区から明石市にかけては，大部分台地であるが，それらは高位段丘面と中位段丘面に分けられる．いずれも人為的に改変されているところが多い．山地に接近した塩屋川流域や福田
川上流部は，新第三紀の神戸層群で構成される丘陵地となっている．
本地域南西隅に顔を出す淡路島は，同島の北部の北東隅にすぎない．断層に支配された花崗岩ブロッ
クが直接海にせまり，海岸沿いに神戸層群が付着するように分布しているが，島の中央部の標高 200 m
前後の隆起浸食小起伏面上にも同層群が点在している．松帆の浦の砂嘴は明石海峡を流れる潮流によって形成されたものである．明石海峡を隔てて淡路島と六甲山地とが連なっている様子は，第 1 図の空中写真によく現れている．
六甲山地は，第 2 図の断層分布図でも明らかなように，その大部分が断層で囲まれた断層地塊であると同時に，東に高く西に低くなる傾動地塊である．それは六甲地塊と帝釈地塊とに大別できるが，本図幅地域中の山塊は，六甲地塊の南西端に当たり，最も新しく隆起したところである．更に詳しくみると，六甲山塊の本体は鈴蘭台の東で終わり，鉢伏山地塊は小さな独立地塊となり，淡路島地塊との中継3第2図
六甲山地及び淡路島北部の断層系_
Fault system of the Rokko Mountains and northern Awaji Island, and their neighbouring areas.

の役割を果たしているといえる．
この山地を境として，その東西両側で著しく地形が異なるのは，地質構造に深く根ざしている．すな
わち東側には沈降の著しい大阪盆地があり，数 100 m に達する第四紀層が累積してきたのに対し，西側の地塊は比較的安定していて，第四紀層は薄い．すなわち六甲山地は，大きな地質構造上の境界に当たるといえる．この差異は地形にもよく表現されているが（第 3 図），現況ではその面影はない．
明石海峡は最深部は－ 100 m 以上に達し，海釜を持つ特異な地形をしている．その詳細と成因については，第Ⅵ章で詳述する．

Ⅱ．地 質 概 説
本地域及び北側に隣接する「神戸」地域内にみられる地質系統を第 1 表に示す．このうち，太字で示

4

5

6

第1表 須磨及び隣接神戸地域の地質総括表 太字のものだけが本地域に分布する

したものが本地域に分布するものである．これらは明瞭に基盤の花崗岩類と被覆層とに大別される．
基盤花崗岩類は，鉢伏山山塊及び淡路島北部に分布し，明石海峡底にも断層支配を受けて局部的に露出している．前者は笠間太郎により六甲花崗岩と布引花崗閃緑岩とに分けられた（笠間，1968）．
淡路島北部のものについては，従来まとまった調査はなかったが，今回岩屋花崗岩・洲本花崗閃緑岩
その他に細分された．そしてこれらに貫入した岩脈が認められる．
被覆層は新第三紀中新世の「神戸層群」，鮮新 - 更新世の「大阪層群」及びそれ以降の地層とに大別でさん だ

きる．新しい火山岩はない．神戸層群は六甲山地西側から帝釈山地との間の構造谷及び北側の三田盆地にわたって広く分布し，「白川化石植物群」を多産するので有名であるが，本地域にはその南縁の一部が分布するにすぎない．しかしながら，本層群最下部は明石海峡底に広く分布し，特に淡路島北端の岩屋付近及び神戸市垂水区多井畑付近には浅海成層がみられ，海生化石を産するのが注目される．この海は「第一瀬戸内海」と呼ばれ，中央構造線北側の領家帯に沿って広く分布している．この内海及び周辺の湖盆に堆積した中新統は一括して「第一瀬戸内累層群」と総称されている．
大阪層群は，垂水地区から明石地区にかけて広く分布するが，大阪盆地側の神戸市須磨区の市街地区
では，段丘層あるいは沖積層下に厚く潜在分布し，わずかに大谷町付近の丘陵に露出するにすぎない．
須磨盆地側のものは，従来 " 明石累層 " あるいは " 明石層群 " と呼ばれ，大阪層群下部に対比されてき7た．しかしながら神戸市垂水・西区一帯にわたる研究学園都市建設のための大規模な造成工事が進捗す
るにつれて新事実が続出し，大きな書き替えが必要になってきた．
すなわち，従来一括されていた明石累層は，中部更新統に属する「明美累層」と下部更新統ないし鮮
新統の「明石累層」に二分され，前者が後者を不整合に覆うとともに，その堆積面が「明美面」と呼ばれる高位段丘面を形成していることが明らかになった．
中位段丘は，大阪層群で構成されている丘陵・台地を開析する川沿いと，播磨灘沿岸に分布しているが，高位段丘面と共に東より西へ高度を減じ，傾動運動を示している．鉢伏山山地南麓にも山麓扇状地
面が段丘化したものが分布する．
低位段丘とみられるものは，福田川沿いにわずかにみられるにすぎない．

Ⅲ． 基

盤

岩

類

本地域内に分布する基盤岩類は花崗岩類とそれに貫入する岩脈類だけである．

Ⅲ． 1

花

崗

岩

類

本地域の花崗岩類は，六甲山地南西端及び淡路島北東端に分布し，それぞれ新生代被覆層の基盤を構成している．
六甲山地南西端の花崗岩類は，主に六甲花崗岩からなり，極めて小岩体の布引花崗閃緑岩をルーフペ
ンダント状で取り込んでいるに過ぎない．淡路島北東端の花崗岩類は 4 種類に区分される．すなわち，①洲本花崗閃緑岩の主岩相である中粒花崗閃緑岩，②洲本花崗閃緑岩中の塩基性岩類，③岩屋花崗岩，
及び④細粒花崗閃緑岩である．
六甲山地南西端の花崗岩類と淡路島北東端の花崗岩類との相互関係は，両者が明石海峡に隔てられ分布しているため対比上の証拠が乏しい．しかし，笠間（1975）は，「六甲上昇帯の延長にあたる淡路島北部山地では，北端部の岩屋 - 松帆海岸付近に六甲花崗岩がわずかにみられるほかはすべて領家花崗岩類で占められている」と述べ，岩屋花崗岩を六甲花崗岩と同一のものとみなしている．

Ⅲ ．1 ．1

六甲山地南西端の花崗岩類

本地域周辺の花崗岩類は，六甲山地主部を構成する花崗岩類の南西方向延長部として取り扱われ，布
引花崗閃緑岩，土橋石英閃緑岩及び六甲花崗岩に 3 区分されている（藤田・笠間，1982；1983）．これら花崗岩類の岩石学的特徴は，既に笠間（1968）によって記述されているので，詳細についてはそれを参照
していただきたい．本地域内では，布引花崗閃緑岩と六甲花崗岩が識別できる．

Ⅲ．1．1．1

布引花崗閃緑岩（Ng）

本岩は北隣「神戸」地域の布引貯水池及び鳥原貯水池付近を模式地とし，神戸市市街地裏山，特に国鉄東海道・山陽新幹線新神戸駅を含めた六甲山地の南縁に分布する．

8

第4図

布引花崗閃緑岩（Ng）を貫くアプライト及びペグ
マタイト（Ap）の岩脈 （六甲花崗岩との接触部から60-70 m の至近距離，神戸市須磨区板宿町，須磨女子高
等学校グランド及び神戸市営板宿配水池の裏山）
布引花
崗閃緑岩中には径 5-20 cm の塩基性捕獲岩が散在する
ほか，局部的に流理構造（N-S，50°W）が認められる．
Aplitic rock（dike）intruding into the Nunobiki Granodiorite.

本地域では，山塊北端の中央部において北西 - 南東に延びる約 500 m × 1,000 m の岩体をなすほか，鉢状山南西方の山頂（標高 179 m）付近にわずかに認められる程度である．
本岩は灰色の長石・石英と黒ないし暗緑色の黒雲母・角閃石とがごま塩状に混じった中粒の花崗閃緑岩であり，しばしば数 cm-20 cm 大の黒色団塊状捕獲岩を含んでいる．また，まれに黒雲母・角閃石の平行配列による流理構造が認められる．
布引花崗閃緑岩は六甲花崗岩と断層関係で接することが多く，直接の貫入関係を確認できる露頭は限られている（藤田・笠間，1982；1983）．本地域においても状況は同じで，両者の直接の関係はわかっていない．第 4 図は布引花崗閃緑岩を貫く幅 15 cm の花崗岩質岩脈の産状を示している．この岩脈は以下の理由から六甲花崗岩からの分岐支脈とみなされる．
（ⅰ）本岩脈の走向は N60°E，傾斜 50°SE であり，布
引花崗閃緑岩と六甲花崗岩の境界面にほぼ直交する．
（ⅱ）本岩脈は主にアプライト質であり，局部的にペグマタイト質になっている．この特徴は，六甲花崗岩のなかにしばしば脈状及び塊状で現れる細粒黒雲母花崗岩の性質に似ている．
（ⅲ）六甲花崗岩まで数 10 m の距離にある．

9

布引花崗閃緑岩は，本地域内では検鏡可能な岩石標本を採取できていないので，以下のとおり一般的
岩石記載を抜粋して引用するにとどめる．
「主成分鉱物として石英・カリ長石・斜長石・黒雲母・角閃石が認められる．副成分鉱物としては，燐灰石・褐れん石・スフェン・ジルコン及び不透明鉱物が認められる．これら副成分鉱物の総量は 1% に満たない」（藤田・笠間，1983，p．15）．
鉢伏山南西方の山頂付近に分布する小岩体は，著しい風化作用を受けていて，かろうじて暗灰色中粒
花崗閃緑岩と識別できるものである．周囲の淡紅色粗粒黒雲母花崗岩（六甲花崗岩）と極めて対照的な岩相を見せることから，ここでは便宜上，布引花崗閃緑岩として区分している．

Ⅲ．1．1．2

六甲花崗岩（Rg）

本岩は六甲山地の大部分を構成する中 - 粗粒の黒雲母花崗岩であり，少量の細粒花崗岩を伴っている．
本地域では，本岩は須磨断層と横尾山断層とに挟まれて，北東 - 南西方向に細長く延びた幅 1 ないし 2
km のくさび状に分布する．本岩は，新鮮で堅固な露頭をなすことは少なく，ほとんどマサ（真砂）化している．
本岩の肉眼での特徴は，優白色の斜長石・紫色を帯びた淡灰色の石英からなる基地に淡紅色のカリ長石が斑状で混じり，また黒雲母が散在していることである．本岩は全体として赤味がかった，いわゆる「本みかげ」として知られている．
細粒花崗岩は黒雲母斑晶を含む細粒花崗岩，微文象花崗岩，アプライトないしペグマタイトからなり，幅 10 m 以上の岩脈状をなして中 - 粗粒黒雲母花
崗岩のなかに分布する．細粒花崗岩は，
1 本の岩脈のなかでも著しい岩相変化を示している．
横尾山東方では，切り立った断崖が連なり鋸歯状の尾根を作っている．この尾根は主に細粒花崗岩からできており，周囲の中 - 粗粒黒雲母花崗岩が著
しくマサ化しているのとは対照的に，
風化浸食に耐えてきた結果生じたもの
第5図

六甲全山縦走コースのなかで，最も峻険な尾根を構成する細粒黒雲母花崗岩（神戸市須磨区横尾山東方）
Characteristic rough ridge in the mountain block of fine-grained biotite granite, seen near Yokoo Yama.

である（第 5 図）．この尾根における細粒花崗岩は幅 10-20 m で北東 - 南西方向に延びる岩脈状をなし，60-100 m 間隔

10でほぼ平行に数本が貫いている．この細粒花崗岩は径数 mm 以上の大きさの黒雲母斑晶を含み，赤味がかった灰色を示している．
代表的な六甲花崗岩の主な特徴は以下のとおりである．
てつかいさん中‑粗粒黒雲母花崗岩：〈R 24359〉 神戸市須磨区高倉町採石場，鉄拐山隧道東方〈鏡下〉
弱 い 斑 状 構 造 が あ り ，径 5 m m 以 上 の 斑 状 結 晶 の 間 を 少 量 の 細 粒 結 晶 が 埋 め て い る ． 斑 状 結 晶 は ，
自 形 で 著 し い 累 帯 構 造 を 示 す 斜 長 石 ，他 形 で 局 部 的 に 微 斜 長 石 構 造 を 示 す カ リ 長 石 ，及 び 丸 味 を 帯
び た 石 英 か ら な る ． 細 粒 結 晶 は 主 に 暗 褐 色 の 黒 雲 母 ，他 形 の 石 英 ，半 自 形 の 斜 長 石 ，他 形 の カ リ 長
石 か ら な り ，少 量 の 不 透 明 鉱 物 ，褐 れ ん 石 ，ジ ル コ ン 及 び 燐 灰 石 を 伴 っ て い る ． カ リ 長 石 ‑ カ リ 長 石の 粒 間 に 沿 っ て ，微 粒 の 斜 長 石 集 合 体 が 生 じ て い る ． 有 色 鉱 物 の 総 量 は 1 0 % を 超 え て い る ． 黒 雲 母の 一 部 は 緑 泥 石 化 し て い る ほ か ，斜 長 石 の 核 部 や 石 英 の な か に は ，白 雲 母 及 び 炭 酸 塩 鉱 物 の 生 じ ていることがある．
本 岩 の 石 英 は 著 し い 波 動 消 光 を 示 す と と も に ，一 部 サ ブ グ レ イ ン 化 し て い る ． ま た ，0 . 1 ‑ 0 . 2 m m
間 隔 で 平 行 に 延 び る 微 細 な 割 れ 目 が 無 数 に 発 達 し て お り ，一 枚 の 薄 片 内 で 交 差 す る 3 方 向 が 認 め られ る（ 第Ⅰ図 版 1 及 び 2 ）． こ の 微 細 な 割 れ 目 は ，こ れ に 沿 っ て 後 生 鉱 物 が 晶 出 し て い な い こ と か ら ，
最も新しい時期に生じたものと考えられる．
〈帯磁率〉
64 × 10-6emu/g（測定：金谷弘）〈放射年令〉
黒雲母

K‑Ar 法72.9 ± 3.6Ma〈24‑40 メッシュ〉
71.6 ± 3.6Ma〈40‑60 メッシュ〉（測定：Teledyne Isotopes 社）〈化学組成〉SiO2

TiO2

Al 2O 3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2 O

K 2O

P 2O 5

Ig.loss

Total

74.49 0.16

13.87

0.44

1.29

0.04

0.21

1.72

3.41

3.97

0.02

0.70

100.32%(
Ⅲ ．1 ．2

分析者： 大森貞子〈FeO 及び Ig.loss〉)

服部 仁〈他成分は蛍光X線分析による〉

淡路島北東端の花崗岩類

本花崗岩類は諏訪・濡木（1968）により岩屋花崗岩及び洲本花崗閃緑岩に区分され，また近年，中島ほか（1982）により明神花崗岩及び洲本花崗閃緑岩に区分されている．明神花崗岩の模式地は淡路島中央部であり，淡路島北東端における明神花崗岩の分布範囲はほとんど岩屋花崗岩と同一とみなせる．しかし，形成時期と花崗岩類の対比について 2 つの論文の間で見解が大きく分かれている．本報告では，以下に述べる野外の観察事実に基づいて，岩屋花崗岩の区分を採用することとした．
今回，洲本花崗閃緑岩を主岩相の中粒花崗閃緑岩と塩基性岩類とに分離して地質図上に区分するとともに，新たに細粒花崗閃緑岩を識別した．4 種類の花崗岩類は，洲本花崗閃緑岩の塩基性岩類，洲本花
崗閃緑岩の中粒花崗閃緑岩，岩屋花崗岩及び細粒花崗閃緑岩の順に貫入したものと考えられる．

Ⅲ．1．2．1

洲本花崗閃緑岩（Sg 及び Sb）

本岩は北西 ‑ 南東方向の直線状の境界を北縁として，その南西側に広く分布する．淡路町鵜崎から南西方の東浦町楠本東まで海岸に沿って幅 600 m 程の間は，近年砕石用の大規模採掘によって山体が削り11とられて平坦化するなど，地形が大きく改変されている．この部分は現在採掘後の埋め戻しなど地ならしのため，露頭が全く失われていて，花崗岩類の岩相区分・分布などはわからない（第 78 図参照）．
これまで諏訪・濡木（1968）は，この辺りの洲本花崗閃緑岩について特に塩基性火成岩起源の含有物を多量に含んでいるところ，としている．鵜崎団地の住宅造成地の基盤，採掘場西縁の壁面，及び海岸岩場における限られた露頭観察から，また採掘対象が暗灰 - 黒色緻密な塩基性岩であることから判断すると，この範囲には塩基性岩類が広く露出していたと考えられる．以上の事から塩基性岩類を洲本花崗閃
緑岩の主岩相である中粒花崗閃緑岩から分離して塗色してある．
中粒花崗閃緑岩は，本須磨地域よりも西方を含めて，淡路島北部に最も広く露出している花崗岩類
で，しばしば径数 cm 以上の黒色団塊状塩基性捕獲岩を含んでいる．本岩は，捕獲岩の大きさや含有量
及び有色鉱物の存在量が変化することによって若干の岩相変化を示すものの，比較的均質な岩体をなしている．捕獲岩の 1 つとして，淡路町岩屋南西 1k m 付近で幅 1 m，長さ 4 m の岩脈状黒雲母角閃石安

12

山岩が発見された．この安山岩は熱変成のためホルンフェルスになっている＜ R 24346 ＞．
岩屋花崗岩との境界付近では，中粒花崗閃緑岩はいたるところで幅 5-10 cm のペグマタイト及びア
プライト脈によって貫かれているほか，中粒花崗閃緑岩＜ R 24333 ＞中の角閃石が黄褐色鉱物に変質したり，淡紅色のカリ長石の目立つ岩相に変わっている（第 6 図）．
代表的な本岩の特徴は次のとおりである．

斑状，中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩：<R 24344>淡路町岩屋南西約1.5 km
肉 眼 で は 本 岩 は ，灰 白 色 の 斜 長 石 と 紫 色 を 帯 び た 灰 色 の 石 英（ 一 部 あ め 色 に 移 化 ）と か ら な る 優 白質鉱物のなかに，黒色黒雲母と角閃石とが混じっていて，全体としては暗灰色を呈する．
鏡 下 で は 本 岩 は ，径 5 - 8 m m の カ リ 長 石 が ポ イ キ リ テ ィ ッ ク 斑 晶 と し て 成 長 し て い て ，他 鉱 物 を
包 有 し て い る ほ か ，ほ と ん ど 径 1 - 3 m m の 鉱 物 か ら 構 成 さ れ て い る ． す な わ ち ，半 自 形 斜 長 石 ，他
形 石 英 ，淡 褐 色 の 黒 雲 母 ，緑 色 角 閃 石 及 び 少 量 の 他 形 カ リ 長 石 か ら な り ，褐 れ ん 石 ，燐 灰 石 ，ジ ル
コン及び不透明鉱物を伴っている．カリ長石 - カリ長石の粒間に沿って微粒の斜長石集合体ができて い る ． 有 色 鉱 物 の 総 量 は 1 5 % を 超 え て い る ． 本 岩 中 に は 捕 獲 岩 片 と し て ，径 数 m m 以 下 の 微 小 な
細粒角閃石黒雲母石英閃緑岩が認められる．
かがりばやま塩基性岩類は淡路町鵜崎から東浦町楠本東までの海岸沿いの岩場や道路に面した崖，及び篝場山南東
方の採掘場西縁の壁面において良く観察される．
塩基性岩類は，褐色を帯びた暗灰色 - 黒色の細粒緻密のひん岩質岩石から，塊状暗灰色で幾分斑状の細粒角閃石黒雲母トーナル岩及び黒色中粒の黒雲母角閃石石英斑れい岩ないし石英閃緑岩の諸岩相を識別できる．なかにはこれらの岩相からなる層状構造が認められる．
本岩類の代表的な岩相の一つ石英斑れい岩の特徴は次のとおりである．

斑状，細粒黒雲母角閃石石英斑れい岩：<R 24351>篝場山南東方300 mの採掘場壁面
肉 眼 で は 本 岩 は ，劈 開 面 の 明 瞭 な 黒 色 角 閃 石 と 幾 分 褐 色 を 帯 び た 黒 雲 母 及 び 暗 灰 色 斜 長 石 が 識 別
で き ，全 体 と し て 黒 色 緻 密 で ガ ラ ス 光 沢 を 持 つ 岩 石 で あ る ．
鏡 下 で は 本 岩 は ，弱 い 斑 状 構 造 を 示 し て い る ． 径 2 - 4 m m の 斑 状 結 晶 は 全 体 の 1 0 % 位 の 量 に 過 ぎ
な い ． 斑 状 結 晶 は ，自 形 で 累 帯 構 造 を 持 つ 斜 長 石 ，緑 色 を 帯 び た 褐 色 の 自 - 半 自 形 の 角 閃 石 及 び 橙 色を 帯 び た 淡 褐 色 の 板 状 黒 雲 母 の 3 種 類 で あ る ． 細 粒 結 晶 が 本 岩 の 大 部 分 を 占 め て お り ，平 均 径 0 . 1 0 . 3 m m で あ る ． 細 粒 結 晶 は 主 に 自 形 で 累 帯 構 造 を 持 つ 斜 長 石 ，他 形 角 閃 石 及 び 黒 雲 母 か ら な り ，
極 少 量 の 他 形 石 英 ，不 透 明 鉱 物 及 び 燐 灰 石 を 伴 っ て い る ． 有 色 鉱 物 の 量 は ，斑 状 結 晶 及 び 細 粒 結 晶を 併 せ て 4 0 % を 超 え て い る ． 角 閃 石 の 一 部 は 無 色 に 近 い 淡 緑 色 角 閃 石 に ，ま た 黒 雲 母 の 一 部 は 緑 泥石に置き換えられている．斑状斜長石の核部や割れ目に沿って緑泥石や炭酸塩鉱物が生じており，
また細粒斜長石にも同様に変質鉱物がしばしば認められる．角閃石はポイキリティックに微粒斜長石 を 包 含 す る こ と が あ る ． 石 英 は わ ず か 容 量 2 % に も 達 し な い 位 少 な い が ，サ ブ グ レ イ ン 化 を 伴 って い な い も の の 顕 著 な 波 動 消 光 が 認 め ら れ ，他 の 花 崗 岩 類 の 場 合 と 同 じ 現 象 を 示 し て い る ．

塩基性岩類は，各露頭において大抵の場合中 - 細粒の優白質花崗閃緑岩の岩脈に貫かれている．岩脈の幅や貫入方向，及び岩相は一定していない．まれには，母岩の壁面に平行に岩脈内の有色鉱物が配列し，流理構造を作ることがある．
東浦町楠本東集落に近い採掘場跡に見られる幅数 m の優白質岩脈は，斑状の細粒黒雲母花崗閃緑岩で

13あり，少量の褐色ざくろ石を含んでいる．この岩脈の被貫入岩はひん岩であり，ホルンフェルス化している．すなわち，斑晶及び石基を構成する角閃石が無色に近い角閃石のモザイク集合体に変わっており，石基には橙色を帯びた淡褐色の微粒黒雲母が晶出している＜ R 24354 ＞．
優白質花崗閃緑岩の岩脈は岩相変化し多様に見えるものの，鏡下における特徴は次のようにまとめられる．
①

有色鉱物の量が少なく，特に不透明鉱物が極めて少ない．

②

角閃石及び褐れん石が発見できない．

③

カリ長石の量が少なく，その上他の花崗岩類に良く観察される，カリ長石 - カリ長石の粒間に沿って介在する斜長石の微粒集合体が認められない．
この岩脈は一見したところ洲本花崗閃緑岩の主岩相である中粒花崗閃緑岩に似ているものの，鏡下での特徴からみると，上記のとおり若干異なっている．したがって岩脈状の中 - 細粒黒雲母花崗閃緑岩は，
洲本花崗閃緑岩からの枝別れではなく，恐らく塩基性岩類に固有のもので晩期相の珪長質岩であろう．
今回の調査では，露頭条件の制約もあり，洲本花崗閃緑岩と岩脈との相互関係は確認されていない．

Ⅲ．1．2．2

岩屋花崗岩（Ig）

本岩は，淡路町松帆の浦から南東へ岩屋港を経て鵜崎に至る海岸に沿って，幅約 1 km で北西 - 南東に延びる岩体をなしている．本岩は直線上の境界線を南縁とし，洲本花崗閃緑岩に変質を与えたり，ペグマタイト及びアプライト岩脈として貫入している．岩屋花崗岩はほとんどが中 - 粗粒相の黒雲母花崗岩であるが，流理構造を持つものや捕獲岩を含む部分，更に局所的に細粒相が現れる．
岩屋花崗岩の典型的な岩相は次のとおりである．

中-粗粒黒雲母花崗岩：<R 24331> 淡路町鵜崎，岩屋中学校校舎の裏山
肉 眼 で は 本 岩 は ，中 - 粗 粒 で 弱 い 斑 状 を 示 し ，灰 白 色 斜 長 石 ，紫 色 を 帯 び た 淡 灰 色 石 英 及 び 淡 い ベージュ色，カリ長石からなる基地に，黒色黒雲母が混じっていて六甲花崗岩に似た岩相を持っている．
黒 雲 母 及 び カ リ 長 石 が 平 行 配 列 す る こ と が あ る 1 ）．
鏡 下 で は 本 岩 は ，径 3 - 5 m m の 斑 状 結 晶 ，特 に ま れ に 径 1 0 m m を 超 す カ リ 長 石 に よ っ て 特 徴 づ
けられている．細粒結晶は径 0 . 5 - 2

m m 位 で ，そ の 量 は 斑 状 結 晶 よ り 少 な い ． 斑 状 結 晶 は パ ー サ イ

ト 構 造 を 持 つ カ リ 長 石 ，著 し い 累 帯 構 造 を 示 す 自 - 半 自 形 の 斜 長 石 ，丸 味 を 帯 び た 石 英 ，及 び 褐 色 黒
雲 母 か ら な る ． 細 粒 結 晶 は 著 し い 累 帯 構 造 を 示 す 自 - 半 自 形 の 斜 長 石 ，他 形 石 英 ，他 形 カ リ 長 石 ，暗
褐 色 黒 雲 母 及 び 褐 れ ん 石 か ら な り ，ジ ル コ ン ，燐 灰 石 ，不 透 明 鉱 物 を 伴 っ て い る ．
カ リ 長 石 は 斑 状 及 び 細 粒 結 晶 と も に ，他 鉱 物 と 接 す る 他 形 で あ る が ，別 の カ リ 長 石 と 隣 り 合 う 時にはその境界に沿って必ず微粒の斜長石集合体が介在している．また斑状結晶に成長している場合，
カ リ 長 石 の 輪 郭 は 他 形 を 示 す が ，全 体 の 形 状 は 自 形 的 で あ る ． 石 英 は 著 し い 変 形 に よ り サ ブ グ レ イ
ン 化 す る と と も に 著 し い 波 動 消 光 を ，ま た サ ブ グ レ イ ン 間 の 境 界 は ジ グ ザ グ の 縫 合 線 を 示 し て い る（ 第Ⅱ図 版 1 ）．

岩屋花崗岩中の細粒相は，優白質の緻密な黒雲母花崗岩でアプライト質に見える．細粒相は岩屋西方
1.0- 1.5 km において最も広く分布し，石の寝屋古墳周辺の岩場を作っている．典型的な岩石は乳白色

1） これは流理構造であり，走向 N70 ° W，傾斜 35 ° N を示す．岩屋花崗岩分布域の南縁にはこの地点のみでなく鵜崎団地の北縁などにも水平に近い流理構造が観察される．

14を示し，鏡下では黒雲母はほとんど白雲母に移化し，カリ長石に富む細粒花崗岩である＜ R 24356 ＞．
捕獲岩を含む岩屋花崗岩は，2 箇所において確認された．1 箇所は淡路町長浜近くで，中 - 粗粒相中に径 5-30 cm の暗色団塊状捕獲岩がまばらに入っており，典型的な岩屋花崗岩と比べると有色鉱物の量が若干多い．鏡下では捕獲岩は細粒角閃石黒雲母閃緑岩であり，このほか径数 mm 以下の微小岩片としても含まれている＜ R 24336 ＞．
もう 1 箇所は，岩屋花崗岩分布域の北端に位置し，大谷川に沿って松帆から約 700 m さかのぼった所
で，南東側に突出した川の屈曲点に当たる．そこでは温泉用ボーリングが行われており，深度 840 m ま
での連続コアが観察された．深度 645 m までは岩屋花崗岩の中 - 粗粒相が続き，極少量の微小暗色捕獲
岩が挟まれている．深度 646-647 m に厚さ 2 m 位の洲本花崗閃緑岩の塩基性岩類と少量の中粒花崗閃緑岩が挟まれている．深度 720 m ではひん岩が，750 m から厚さ 20 m 位の中粒花崗閃緑岩が挟まれている．
深度 815 m から 830 m までは主に中粒花崗閃緑岩と少量の塩基性岩類が岩屋花崗岩の中 - 粗粒相中に取り込まれている＜ R 24339-1 ～ 8 ＞．
Ⅲ．1．2．3

細粒花崗閃緑岩（fg）

本岩は淡路町岩屋付近に東西方向に延びたくさび形の小岩体をなし，洲本花崗閃緑岩及び岩屋花崗岩を貫いて分布するほか，幅数 m の岩脈としても貫入している．本岩は細粒緻密で，有色鉱物に富み暗灰色を呈する花崗閃緑岩であり，風化作用に対する抵抗が強く比較的急傾斜の地形を作っている．この点では本岩は，岩屋花崗岩の細粒花崗岩に似ているが，岩質においては大きな違いがみられる．
本岩と岩屋花崗岩及び洲本花崗閃緑岩との貫入関係は本岩体周辺において良く観察されるが，断層が介在するため分からない場合もある．
鏡 下 で は 本 岩 は ，淡 褐 色 黒 雲 母 が 4 m m 以 上 の 針 状 結 晶 に 成 長 す る 点 を 除 く と ，全 体 が 径 0 . 5 - 2
m m 大 の 主 に 斜 長 石 ，石 英 ，黒 雲 母 及 び カ リ 長 石 か ら な り ，少 量 で 微 小 の ジ ル コ ン ，燐 灰 石 ，不 透
明 鉱 物 及 び 褐 れ ん 石 を 伴 っ て い る ． 斜 長 石 及 び 黒 雲 母 が 半 自 形 を 示 す ほ か ，他 の 鉱 物 は ほ と ん ど 他
形 で あ る ． 黒 雲 母 は 明 る い 淡 褐 色 を 呈 し ，緑 泥 石 は 認 め ら れ な い が ，無 色 鉱 物 の 核 部 や 割 れ 目 に 沿
っ て 極 少 量 白 雲 母 が 晶 出 し て い る ． 黒 雲 母 の 量 は 1 0 % 近 く に な っ て お り ，カ リ 長 石 は 多 く て も 1 0 %前 後 含 ま れ る に 過 ぎ な い ． カ リ 長 石 が 他 の カ リ 長 石 結 晶 と 接 す る こ と は 少 な い が ，両 者 の 接 す る 粒
間 に 沿 っ て 微 粒 の 斜 長 石 集 合 体 が 介 在 す る ． 石 英 は ほ と ん ど サ ブ グ レ イ ン 化 し て お ら ず ，著 し い 波
動消光を呈している <R 24335 及び R 24340>．

Ⅲ．2

岩

脈

類

本地域においては岩脈類の産出は少なく，また著しい変質作用を受けていて，地質図上には 4 本記入されているに過ぎない．すなわち，六甲山地南西端においては，六甲花崗岩を貫く N60 °E 方向のひん岩（P）が 2 本．また淡路島北東端では岩屋花崗岩を貫く流紋岩及び文象斑岩（R）が，それぞれ 1 箇所記載されている．
しかし，西隣「明石」図幅地域内には洲本花崗閃緑岩中を貫く数本のひん岩及び流紋岩の岩脈が発見されている．

15

Ⅳ．被
Ⅳ．1

神

覆

層

戸

層

群

神戸層群とは，本地域内の明石海峡一帯に分布する新第三紀層に対して，1938 年に鹿間時夫が与えた名称である（鹿間，1938）．その後本層群の連続が神戸市須磨区の白川峠一帯にも広く分布することがわ
かり，更に六甲・帝釈山地の北側の三田盆地にも広域に広がっていることが明らかにされた（藤田・笠間，1982；1983）．これらについては，神戸地域の研究報告に，「白川植物化石群」の化石リストを含めて記載されているので参照されたい．
本地域を含む神戸市須磨区の白川地区の神戸層群の模式柱状図を第 7 図に示すが，3 累層のうち白川累層と多井畑累層だけが本地域に分布するにすぎない．淡路島の岩屋累層は多井畑累層に相当する地層である．明石海峡海底における神戸層群のボーリング柱状図は第 31 図に示した．

Ⅳ ．1 ．1
模式図

多井畑累層（Kt）―付岩屋累層

神明道路沿いの切取り，層厚 90 m ＋

主として横尾山山地の西側の丘陵地に分布しているが，明石海峡底にも広く分布していることがボーリング調査その他で明らかになっている．淡路島側にも海岸線から島の中央部の隆起浸食小起伏面上に点々と分布している．
本州側の本累層は，主として粗粒 - 中粒砂岩と，青色泥質岩層で構成されているが，両者が漸移するところも多く，神明道路下畑トンネル両側の切取りでも，その状況を確かめることができる．また中礫ないしは大礫級の " 古生層 " 礫の優勢な礫岩をいろいろの層準に挟んでいるが，どれも急速に尖滅して砂質岩に移るものが多い．
これらの中に 4 枚の凝灰岩層が認められ，そのうち上位から 2 枚を除いた
残りの 3 枚は，困難ではあるがほぼ全域にわたって追跡でき，これによって構造を知ることができる．最下位の凝灰岩のやや上位に，場所によって不鮮明になるが，1 枚の海成粘土層がある．多井畑断層の北側の谷底に露出していた海生貝化石を含む「多井畑貝化石層」は，この延長に当たるものと考えられる．この露頭は現在宅地造成によって埋没してしまった．
明石海峡底の神戸層群のボーリング結果によれば，海底面下少なくとも150 m 以上にわたって神戸層群の砂岩・泥岩層が続き，凝灰質の部分が多く，多量の海生化石を含むようになり，下部は淡路島の岩屋累層に類似してくる．
岩屋累層（第 8 図）は，淡路町岩屋の絵島に模式的に露出する砂岩を主とす

第 7 図 神戸層群総合柱状図（Huzita et al., 1971） 1．凝灰岩
2．凝灰質泥岩 3．泥岩 4．凝灰質砂岩 5．砂岩 6．凝灰質円礫岩 7．円礫岩 8．亜角礫岩
General columnar section of theKobe Group.

16

第8図

岩屋花崗岩及びこれを不整合に覆う神戸層群岩屋累層基底部の礫岩砂岩互層（淡路町鵜崎，岩屋中学校校舎裏山）

Iwaya Granite and overlying strata of the Iwaya Formation, Miocene Kobe Group, which iscomposed of alternating beds of conglomerate and sandstone.

第 9 図 神戸層群岩屋累層の砂岩 含まれるノジュール中に海生貝化石を多産する （淡路町岩屋，絵島）
Sandstone of the Iwaya Formation, Miocene Kobe Group, containing abundant marine fossils
in nodules, at the northeastern tip of Awaji Island.

17

第2表 神戸層群多井畑累層及び岩屋累層（淡路町岩屋，絵島）産の貝化石
Molluscan fossils of the Taihata Formation and the Iwaya Formation, Kobe Group.

同定：糸魚川淳二 . ＶＡ：極めて多い Ａ：多い Ｃ：普通る累層で，ノジュール中に多量の海生化石を含む（第 9 図）
．次に安藤保二採集による多井畑標本，藤田和夫・前田保夫採集による岩屋標本を，糸魚川淳二の同定によって第 2 表に記載する．

Ⅳ ．1 ．2
模式地

白川累層（Ks）
上部（Ksu）は神戸市須磨区妙法寺から白川台に至る道路の白川峠付近断面．
下部（Ksl）は須磨区奥畑付近．

層厚120 m ±

白川累層は，もとはいわゆる神様松撓曲以北に分布する保存のよい植物化石を多産する白色凝灰岩を多数挟む地層を総称していたのである．これはまた奥畑層とも呼ばれたことがある．ところが，福田川上流部の奥畑・中山間の谷筋に見られるように，非凝灰質の砂礫岩の厚層が凝灰質部の下位にくるが，この部分が多井畑累層のどの部分に相当するのか不明なままに，神様松撓曲以北を白川層，以南を多井畑層と分類していたにすぎない．
しかし凝灰岩の徹底的な追跡による神様松撓曲・多井畑断層付近の構造解析によって，両者の関係が

18

はっきりしてきた．すなわち，いわゆる「白川層」と「多井畑層」の間には，断層による地層の欠如はなく，前者の下部と後者の上部とは同一の地層と見るべきであるという結論に達した．この場合，非凝灰質層から始まって凝灰質層に終る堆積のサイクルを 1 累層とするという三田盆地での累層区分を適用するとすれば，奥畑付近の砂礫岩層を「白川累層」の下部とすべきであり，この部分が神様松撓曲以南の地域の山頂部に分布することになる．
下部は前述のように砂礫岩質であるが，特に最下部には礫が多く，中位にも著しい礫岩層がある．そのやや上位に凝灰岩を挟むが，東にいくにつれて尖滅するもようである．上部は 4 枚の厚さ数 m から 10
数 m に達する厚い流紋岩質白色凝灰岩と厚い礫岩の互層で，礫岩も大部分極めて固結度が高いため，急崖をつくる部分が多くて特異な景観を呈し，地形的にも本層の分布が識別できるほどである．凝灰岩中から多産する植物化石については，小畠信夫の研究結果が既に「神戸」地域の研究報告に記載されている．

Ⅳ．2

Ⅳ ．2 ．1

概

大

阪

層

群

説

大阪層群は神戸層群を不整合に覆う地層群で，六甲山地の南西端部に当たる鉢伏山山地の南東側の神戸市街地区と，その北西側の西神丘陵地帯に主に分布する．本層群は主に砂，礫層によりなるが，その中に淡水成粘土層や内湾成（海成）粘土層，火山灰層を挟在し，これらは重要な鍵層となっている．その大部分は第四紀の堆積物であるが，一部は鮮新世にわたる可能性がある．
その全般的な研究史は，「大阪西北部」地域の研究報告（藤田・笠間，1982）で述べたが，西神戸地区
に関しては，明石層群研究の一部として市原・小黒（1958）及び市原ほか（1960）によって記載された．しかしながら神戸市研究学園都市造成に伴い，大幅な改訂が必要となり，1983 年段階までのまとめは「神戸」地域の地質（藤田・笠間，1983）で行われた．その後，更に工事の進捗に伴う新資料に基づき，最はし

近，普及的内容であるが「神戸の地層を読む 1」―神戸市研究学園都市の自然史―（前田・觜本，1983）が発刊され，地質年代や化石に関する新しい事実が述べられている．
六甲山地周辺の大阪層群に関する層序区分，年代，化石等に関する事項は第 3 表に総括した．ここでは本地域に関する事項だけをまとめておく．
1） 大阪層群をマッピング・ユニットとして上部亜層群・中部亜層群・下部亜層群に分ける．上部と中部との境界は，M a 5 と M a 6 海成粘土層との間においた．また中部亜層群と下部亜層群の境界は，
Ma 0 を目安にしたが，Ma 0 が存在しないところでは，Ma 1，あるいは火山灰層ないしは植物遺体に着目して不整合現象に留意しながら分けた．この区分は地質図区分というだけでなく，更に大きな地
史的な意味も含まれていると考えられる．
2） 大阪層群を上・下部に分け，その境を Ma 3 におく区分法が，従来の地質図に採用されることが．これはメタセコイア化石出現のほぼ上限を示し，ア多かった（HUZITA et al., 1971; 藤田・笠間，1971）
ズキ火山灰層を鍵層に用いることができる利点があるので，極めて有効な区分法であることは間違いな
い．しかし，地質構造の表現には有効でないので本図幅には採用しなかった．

19

第3表 大阪層群に関する層序区分・年代・化石・地殻変動及び海水準変動の総括表
Summary of geologic history of the Osaka Group.

20

第4表 須磨地域及び周辺地域における大阪層群層序の比較
Comparison of the stratigraphy of the Osaka Group.

3） 本図幅地域内の神戸市西区伊川谷から垂水区多聞にいたる神戸市研究学園都市建設地からは，フィッショントラック年代，化石等，従来の研究成果に大幅な改訂を加える必要のある新事実が得られた．

Ⅳ ．2 ．2

垂水・明石地区の大阪層群

垂水・明石地区の大阪層群は，急速な住宅地開発に伴って地層露出地が急減し，野外調査が著しく困難になった．その反面これから述べる神戸市研究学園都市建設のような大規模開発が，ここ数年来着工されて，豊富な資料が与えられることになった（第Ⅲ図版 1 参照）．
神戸市伊川谷町小寺を中心に建設中の神戸市研究学園都市からは，垂水・明石地域の大阪層群研究に関する基礎的情報が得られた．第 4 表及び第 10 図はそれらの総括である．

Ⅳ．2．2．1

下部亜層群（O 1 ）神戸市研究学園都市域の大阪層群は厚さ 100 m に近い砂礫層であるが，その中に上・中・下部の 3 枚の淡水成粘土が挟まれている（第 10 図）．神戸市営高速鉄道西神線（地下鉄）学園都市駅建設時の露頭ではこれらの粘土層は，下部より上部へそれぞれ 5 m，10 m，17 m の層厚をもち，いずれも帯緑青灰色を呈し硬い．
火山灰層としては 2 枚が認められる．下部粘土層の直上のものをフジタ火山灰層，上部粘土層の上限に近い層準のものをヤギ火山灰層と呼ぶことにする．化石は一般に少ないが，上部粘土層にはところに
よって炭質物を含み，灰褐色の色調を示すところがあり，メタセコイアの球果などの植物化石を豊富に産する．また，上部粘土層には塊状の藍鉄鉱がしばしば発見される（第 11・12 図）．
ヤギ火山灰層は灰色を呈し，有色鉱物は少ないが，紫蘇輝石・普通輝石・磁鉄鉱を含む（第 13 図）．火山ガラスは偏平型のものが多く，屈折率は 1.499-1.501 である（第 5 表）
．また含有ジルコンのフィッシ．
ョントラック（FT）年代は，1.9 ± 0.4 × 106 年と測定された（京都フィッショントラック K．K．測定）
また若葉学園東方約 200 m 地点で採集されたフジタ火山灰層も灰色で，有色鉱物は非常に少ないが，紫蘇輝石・普通輝石を含む．火山ガラスは多孔質のものが多く，屈折率は 1.506-1.510 である．

21

第10図 須磨地域及び北隣神戸地域における大阪層群の模式柱状図_
General columnar section of the Osaka Group in the Suma district and its northern Kobe District.

学園駅東方 700 m の地点からアカシゾウ（Stegodon akashiensis）の臼歯（第Ⅳ図版）が発見されたが，その産出層準は上部粘土層中のヤギ火山灰層の 1 m 下位である（第 11 図 b，地点 5）．アカシゾウのフィッショントラック年代が約 200 万年前と直接測定されたことの意義は大きい．アカシゾウを産出し，ヤギ火
山灰を挟在する淡水成粘土層を特に小寺粘土層と呼んでいる（前田・觜本，1983）．
植物化石は，次のものが淡水成粘土層より採集された（南木睦夫同定）．

Metasequoia disticha, Juglans manchurica, Sapium sebiferum, Pterocarya paliurus, Prunus salicina, Paliurusnipponicus, Berchemia sp., Wikstroemia sp., Phellodendron amurense, Fagara schinifolia., Ampelopsis
brevipedunculata, Symplocos sp., Viburunum sp., Clerodendron sp., Euphorbiaceae, Corylus? sp., Fagus
microcarpa 型，Quercus cf. mongolica, Corylopsis cf. epigyna, Vitis sp.,

上述のような内容を持つ下部亜層群は，研究学園都市域より西方へ，明石市西八木海岸に至る間に分布しているが，露頭に乏しい．神戸研究学園都市以外の重要な露頭について記載しておく（第 11 図 a,b）．
地点 1 及び 2．神戸市垂水区多聞町小束山，神戸市立若葉学園南：フジタ火山灰層を挟む淡水成粘土と砂礫層との互層．層厚約 15 m．
地点 3．神戸市垂水区多聞町，神戸市立多聞小学校：フジタ火山灰層以下の淡水成粘土と砂礫層．層
厚約 6 m．市原（1960）の大沢粘土層に当たる．
地点 7．明石市東朝霧丘の土採場〔藤本産業〕（第 11 図 a に示されていない）：上部粘土層とヤギ火山灰層及び最上部粘土層と砂礫層．層厚約 20 m．最上部粘土層には厚さ 20 cm の亜炭層を挟む．三木（1948）が
朝霧丘の崖に露出する粘土層産として，Glyptostrobus pensilis, Metasequoia disticha, Hamamelis parrotioidea,

22

第 11 図 a
第 11 図 神戸市研究学園都市及び高塚山周辺における大阪層群の地質柱状図作成地点図（a）及び地質柱状図（b）
国土地理院発行の 2 万 5 千分の 1 地形図「前開」及び「須磨」を使用_

Location map （a） and columnar sections （b） of the Osaka Group, in and around Kenkyu Gakuen Toshi and_
Takatsuka Yama, Kobe, City.

Wistaria brachybotrys, Ilex cornuta, Berchemia racemosa, Vitis cf. thunbergii, Cornus controversa を報告している．
この粘土層は最上部粘土層のことである．
地点 8．神戸市西区伊川谷町兵庫県立伊川谷高等学校西方の山陽新幹線長坂トンネル西出口付近：上部
粘土層（ヤギ火山灰層を挟む）と最上部粘土層及び砂礫層からなる．層厚約 13 m．なお伊川谷高等学校運動場付近の青粘土層より Stegodon akashiensis の臼歯が発見されている．その層準は上部粘土層で，研究学園都市のアカシゾウ産出層準と同層準であることが注目される．
上記のような下部亜層群は，研究学園都市の上部粘土層よりアカシゾウが産出すること，淡水粘土層
全般にわたってメタセコイア植物化石群に属する植物遺体が認められること，上部粘土層中のヤギ火山
灰層のフィッショントラック年代が 1.9 ± 0.4〔× 10 6 年〕と測定されたことなどから，本地域の大阪層
群下部亜層群は前期更新世に属するが，一部は鮮新世にわたる可能性もある．
なお北に隣接する「神戸地域の地質」研究報告書において，ヤギ火山灰層を大阪盆地のイエロー火山灰層に対比したのは，本層に含まれる植物化石群が上部メタセコイア帯に属する傾向があることから推23

第 11 図 b24

定したもので，この問題を含めて，大阪盆地の大阪層群，明石
海岸の明石累層模式図との対比
は今後の問題としたい．

Ⅳ．2．2．2 中部亜層群（O2）
神戸市と明石市の市境に当たる神戸市垂水区狩口台と明石市
松ヶ丘にわたって，高度 40- 60m の台地がある．東は山田川，
西は朝霧川で境される地区で，
国鉄朝霧駅がほぼ中間に位置す
る．この海岸に沿った台地面を構成する礫層下にほぼ水平に分布している粘土の厚層が川西粘土層（市原，1960）で，ラミナの発達した海成粘土層である（第14 図）．
朝霧駅北方約 200 m のところに比高約 10 m 余の切取り崖があり，上部より 6 m の厚さをもつ砂礫層の下位に暗青灰色のラミ
第12図 神戸市研究学園都市付近の地質概念図_
Simplified geological map of Kobe Kenkyu Gakuen Toshi.

ナの発達を特徴とするシルト質
粘土層が約 10 m 続き，最下部は礫層に接する．この粘土層の延長は，東約 500 m の川西（現狩口台 6 丁目）にも分布するが，北西約 500 m の東山にも分布する（第 15 図 a）．
川西粘土層からは従来貝化石の印象化石が発見されたとの記録はあるが，珪藻化石では，Cyclotella
striata, Melosira sulcata, Actinoptychus undulatus, Tharasiosira sp., などの海生種や，Nitzchia undulata,
Diploneis smithii, Surillera sp., などの汽水生種のほか，海生の渦鞭毛藻類の休眠胞子（シスト）の遺骸を産出することから，内湾成粘土であることは明らかである．
昭和 47 年，明石市の野々池貯水池工事の際に池底に露出した粘土層は，ラミナが発達し，硫黄粉を析
出し，川西粘土層に層相が酷似していた．本層中には多量の植物遺体が包含されていたが，粉川昭平の鑑定によれば，Picea koribai が最も多く，Metasequoia, Lepidobalanus, Pterocarya paliurus, P. stenoptera,
Zelkova, Ilex cornuta などが同定できた．
川西粘土層の層準としては，一応 Mal 粘土層に対比しておく．この Mal は大阪層群の海成粘土層
で火山灰が確認されていない数少ない粘土層であり，川西粘土層からも現在のところ火山灰層は発見さ

25a

第 13 図b

大阪層群明石累層の下位層中に含まれるヤギ火山灰層の産状（a）,（b）：神戸市研究学園都市北部

Occurrence of the Yagi Tuff intercalated in the lower part of the
Akashi Formation of the Osaka Group.

れていない．更に川西粘土層の分布は広く，明石市野々池地区から，東二見海岸にまで追跡できる．このことからみても，川西粘土層は Mal の可能性が大きい．

Ⅳ．2．2．3

上部亜層群（O 3 ）神戸市垂水区多聞町小束山の神戸市立若葉学園（移転後）東の道路側面に，下部亜層群ないしは中部亜層群である明石累層を不整合に覆って，上部亜層群に属する明美累層が分布する．この状況については「神戸」図幅とその研究報告書（藤田・笠間，1983）に詳しく記載しておいたので参照されたい．
明美累層の基底に近く分布する高塚山粘土層は多量の海生貝化石を包含し，古くから高塚山貝層（安藤，1953；1965），高塚山粘土層（市原ほか，1960）として知られており，市原（1960）により Ma2 に対比

26

第5表 大阪層群に挟まれる火山灰の特徴
Characteristic features of the volcanic ashes intercalated in the Osaka Group.

されてきた．
新しく出現した大露頭（第 16 図，第 17 図地点 10）での観察によると，厚さ 7 m の本粘土層の下半部は淡水成で，上半部が海成である．海成粘土層からは次の海生貝化石を産出した（安藤，1965）．

Volachlamys yagurai, Chlamys harimensis, Ostrea（Crassostrea） pes-tigris, Ostrea（Crassostrea） gigas, Ostrea
denselamellosa, Fulvia mutica, Dosinia japonica, Pitar japonica, Semele zebuensis, Macoma incongrua, Trapezium（Neotrapezium） liratum, Potamocorbula amurensis takatsukayamaensis, Promantellum hirasei, Anomia lischkei,
Mactra veneriformis, Rapana thomasiana, Lithophaga curta, Monia umbonata, Dentalium octangulatum

そのほか，今回 Oulangia stockesiana miltoni, Carcharhinus gangeticus の歯など，古環境を指示する上で重要な意味をもつ化石が発見された（第Ⅱ図版 2）．また海成粘土の下部にハシモト火山灰層が挟まれていて，厚さは数 cm- 数 10 cm の幅で変化する．このハシモト火山灰層は角閃石・紫蘇輝石・普通輝石・黒雲母・磁鉄鉱を含み，火山ガラスは多孔質で，1.505- 1.509 の屈折率を示す（新井房夫による）．この火
山灰層のフィッショントラック年代は 0.49 ± 0.09〔× 106 年〕と測定された（京都フィッショントラック
K.K. 測定）．このフィッショントラック年代は，後述するようにヤギ火山灰層のフィッショントラック
年代とともに，神戸・明石地域の第四紀編年上非常に重要な意味をもつ．

花粉化石によれば，下部の淡水成粘土からは，ブナ Fagus（22.7%），アカガシ亜属 Quercus subg,
Cyclobalanopsis （14.3%），ハンノキ Alnus （13.3%），ケヤキ・ニレ Zelkova-Ulmus （12.3%）などのほか，モミ Abies，トウヒ Picea，マツ Pinus，ツガ Tsuga，スギ Cryptomeria，コウヤマキ Sciadopitys などが出現する．これに対して上部の海成粘土では，マツが 26.4%，アカガシ亜属が 31.2% に急増し，いっぽうブナ・ハンノキ・ケヤキ・ニレ型などは急減する．
以上のような花粉化石の変化は，本層堆積当時の気候が急速に温暖化したことを示している．したが

27

第 14 図 川西粘土層（O2）の露頭（明石市朝霧）．ラミナが著しい

Occurrence of the Kawanishi Clay
Bed （O 2 ）.

ってこの高塚山粘土層は気候暖化に伴う海面上昇によって形成された地層であることは明らかである（第 18 図）．上述のメジロザメも温帯以南の暖海域に生息し，シオガマサンゴは現生種が仙台湾近くまで北上して生息する暖流域の単体サンゴである．また貝化石を報告した安藤（1965）によれば，産出化石のほとんどは暖流の支配下にある内湾に生息するものとされている．これらの事実は，高塚山粘土層が本格的な海進によって形成されたことを示すものである．
高塚山粘土層の地質年代については，本層が明石累層を不整合に覆うこと，ハシモト火山灰層のフィッショントラック年代が 0.49 ± 0.09〔× 106 年〕であることから，中期更新世に属することは確実である．またメタセコイア化石が発見されないこと，正帯磁であることもこれを裏付けている．
大阪層群との対比では，上記の理由から Ma6 に対比したいのであるが，Ma6 は大阪盆地内では火山灰層の発見されていない数少ない地層のひとつであることが問題である．火山灰の色調や火山ガラス

28

第 15 図 a 須磨地域西部における大阪層群中部亜層群（O2）の地質柱状図
Geologic columnar sections of the Middle Subgroup （O 2 ）of the Osaka Group in the western Suma district.
第 15 図 b 川西粘土層（O2）と上部亜層群舞子貝層（O3）との間の不整合を示すスケッチ（藤田，1952，手記）．（神戸市垂水区狩口台付近）

A sketch showing unconformable relation between the
Kawanishi Clay Bed （O 2 ） and the overlying Meimi Formation（gragel beds） containing the Maiko Shell Bed （O 3 ）.

第 16 図 大阪層群上部亜層群（明美累層）中の高塚山粘土層の産状 （神戸市垂水区若葉学園敷地）
高塚山粘土層が下位の明石累層の上に不整合でのっている

Occurrence of alternating beds of clay
and sand & gravel （Meimi Formation）
which unconformably rest on the underlying sediments （Akashi Formation）.

29

第 17 図 大阪層群上部亜層群明美累層（O3）の地質柱状図（神戸市研究学園都市）
地質柱状図作成地点は第 11 図 a に示す

Geologic columnar sections of the Upper Subgroup of the Osaka Group.

の屈折率ではサクラ火山灰層（Ma7）との対比も考えられる．しかしながらこのように見ると，従来大阪層群下部とみられていた本層が，その上部に入ることは間違いないところとなった．
次に化石内容から高塚山粘土層と密接な関係にありとみられるものに舞子貝層がある．これは山田川
川口右岸及び朝霧川川口左岸の細礫混じりの粗砂層から海生貝化石を産出するものであり，槇山・安藤により次の化石種が報告されている．

Natica adamisiana, Cinctiscala kamakuranum, Papyriscala harimensis, Mitrella bicincta, Tegura（Chlorostoma）
rustica, Anomia lichkei, Anadara subcrenata, Arca boucordi, Volachlamys yagurai, Chlamys harimensis,
Promantellum hirasei?, Ostrea gigas, Mytilus coruscus, Corbicula japonica sandaiformis, Venerupis variegata
kioroshiensis, Solen gouldi, Macoma incongrua, Mactra veneriformis

30

第 18図 高塚山粘土層にみられる珪藻被殻の出現状況 （前田・觜本，1983）
Appearance of three types of diatoms, classified on the basis of their ecotype.
（a）: marine, （b）: brackish, （c）: limnitic

これらの内容は絶滅種である Volachlamys yagurai, Chlamys harimensis を含み，高塚山粘土層のそれに酷似しているので高塚山貝層と対比され，従来のように鮮新世 - 前期更新世のものとは考え難くなった．
問題は舞子貝層が，川西粘土層の露頭に近接して露出していながら，それより標高にして約 10 m 下位にあることである．このため舞子貝層は川西粘土層の下位層準にくるとされてきた．しかしながら，明石累層と明美累層の不整合関係が明らかになり，多聞町付近から南に向かって，明石累層への明美累層の削り込みが著しくなる傾向が明瞭に認められるので，現在直接露頭では確認できないが，舞子貝層の砂礫層は，川西粘土層の削り込み部を埋積したものと解釈したい．かつて，1952 年に藤田が当地域を調査した際のスケッチが残っているが，川西粘土層のタイプとされている狩口台 6 丁目で次のような観察を行っている（第 15 図 b）．
川西粘土層とその上位に重なる 6 m 余の赤色酸化の著しい上部亜層群（O3）との関係は，両層ともに水平層であるため一見整合的にみえるが，東側の谷（山田川）に沿って大きな川西粘土層の削り込みがみられ，この凹部を埋める砂礫は台地面を構成する砂礫層とは違って赤色化を受けておらず，一見新しそうに見えるが，その下位にくることは確実である．したがって山陽本線北の崖に露出する舞子貝層はこの明美累層の砂礫内に含まれるものとみてよい．川西粘土層が崖の西方へ急速に消滅するのも，同様な削り込みのためとみられる．
更に，安藤（1965）は明石市東山西寄りの清水の舞子貝層から次の化石を報告している．なお舞子貝層
は垂水町の福田川沿いの数箇所にも点在するが，宅地化が進み調査は困難である．

Tegura rustica, Cinctiscala cf. kamakuranum, Papyriscala harimensis, Natica sp., Mitrella bicincta, Rapana

31

thomasiana, Arca boucardi, Mytilus corusus, Volachlamys yagurai, Chlamys harimensis, Mornia umbonata,
Ostrea denselamellosa, Crassostrea gigas, Corbicula japonica sandiformis, Venerupis variegata kioroshiensis,
Macoma incongrua, Cryptomya busoensis, Barnea（Umitakea）dilatata japonica, Promantellum hirasei, Anomia
lischkei, Tonna sp.

次に北西部の明美累層の分布について記載する．高塚山粘土層が模式的に露出する若葉学園に隣接する神戸市研究学園都市の馬谷には，明石累層を不整合に覆って 2 枚の海成粘土層が分布する．両者の間には淘汰のよい砂層が挟在する．下位の粘土層には海生のミゾガイ（Siliqua pulchella）の印象化石が得られたほか，次の 20 種にのぼる温暖気候を指示する植物化石が得られた（南木睦夫同定）．火山灰は粘土化が進んでいるが，下位の海成粘土層に挟在する．

Abies sp., Torreya sp., Quercus （Cyclobalanopsis） sp., Q.（Lepidobalanus） sp., Fagus microcarpa, Melia
azedarach, Magnolia kobus, Prunus sp., Cornus sp., Carpinus sp., Zelkova sp., Callicarpa sp., Broussonetia
kazinoki, Rubus sp., Acer mono, A. sp., Wisteria sp., Zanthoxylum, Ehretia ovalifolia, Carex sp.

上部亜層群中には，高塚山粘土層（Ma6）をはじめとして，明美面を形成する赤色化を受けた瀕海性の砂，細礫層との間に数枚の海成粘土層を挟在する．若葉学園西の高塚山トンネル西出口北の崖には，3 枚の海成粘土が認められる．また多聞台や霞ヶ丘地域にも海成粘土層の数 m の層厚をもつものや，レンズ状に砂礫層中に挟在するもの等が知られているが，現在の段階では正確な層準は判明していないので，今後の問題としたい．

Ⅳ ．2 ．3

六甲南麓の大阪層群

六甲南麓の大阪層群は，須磨断層に沿って小規模な丘陵をつくっているにすぎず，それもほとんど市街地化されているために詳細は不明であるが，大阪湾方向に向かって断層で切られながら，急激に層厚を増していることは確実である．
最も広く分布するのは神戸市長田区大谷町・長尾町・西山町の丘陵地である．ここでは丘陵地の南縁部に 10-15 度程度に傾斜する海成層が見られ，丘陵南縁に沿う断層の存在が推定されるが，層準は明確ではない．恐らく中・下部亜層群から上部亜層群にわたり存在するものと見られる．
須磨地区では上部亜層群と見られる砂礫層がわずかに見られるにすぎない．

Ⅳ ．2 ．4

淡路島の大阪層群

本図幅地域内の淡路島に見られる大阪層群は，わずかに松帆付近に見られる厚い礫層があるにすぎず，砂利取り場になっている．この礫層はその堆積面を保持しているから，上部亜層群に属するものとみられる．
しかしながら隣接する「洲本」及び「明石」図幅地域内の仮屋町一帯の丘陵地には大阪層群下部亜層群に属するとみられる淡水成の粘土層を挟む砂礫互層の厚層がみられ，仮屋断層の延長上では著しく急32

斜している．

Ⅳ．3

明石累層・明美累層・高位段丘

本地域から隣接「神戸地域」にまたがる明美丘陵地域は，大規模な造成工事に伴ってこの数年来新資料が続出しているが，その整理は現在進行中であり，年代

第 19 図 神戸市垂水区霞ヶ丘西方より東を望む （昭和 27 年 8 月 5 日）
Perspective view of the Tarumi area seen from the west of the Kasumi Hill.

測定に関する最終結果もまだそろっていない．したがってまだ結論を出すべき段階ではないが，現時点における問題点を整理しておきたい．
かって本地域の鮮新 - 更新統は明石層
群と播磨層群とに大別されてきた（市原・小黒，1 9 5 8 ；市原，1 9 6 0 ；市原ほか，
1960）. 明石層群は明石の海食崖に露出する累層を模式とし，播磨層群は明石層群を不整合に覆う段丘構成層を一括したものであった．前者は鮮新世から前期更新世に わ た る も の と み ら れ ，後 者 は 中 期 更新世以降の地層とされてきたが，その間の不整合関係は，一見明瞭のように思われてきたが実際はそうではなかった．その関係が最近の西神地域の大露頭の出現
によって明瞭になってきたのである．
その従来の見解との差は，それまで鮮新 - 更新等で大阪層群下部と対比された
きた明石層群の縁返礫層とみられてきた垂水礫層とその中の M a 1 あるいは M a 2
層準とみられてきた高塚山海成粘土層が中部更新統として分離，上部亜層群（O 3 ）に編入され，明美累層と命名されたことである（藤田・笠間，1983）．更に「神戸地域の地質」研究報告において，本地域における M a 1 に対比される川西海成粘33

土層と，明石海岸を模式地とする明石累層プロパーとの関係や，明石累層中の上部メタセコイア帯に属するとみられる植物化石から，明石累層が中部亜層群（O2）に編入されたのである．
その後，高塚山粘土層中のハシモト
火山灰層のフィッショントラック年代が約 50 万年前と得られ，明美累層の年代に関する予想は適中したが，明石累層中のヤギ火山灰層については約 190
万年前の値が得られ，問題が生じた．
というのは，この火山灰層が正帯磁をしているところからみると，松山逆磁極期におけるオルドバイイベントに対比できる可能性ができたからである．
したがって明石累層プロパーを大阪層群下部亜層群（O1）として中部亜層群（O2）からはずし，川西粘土層だけを中部亜層群とすべきか否かが問題となるが，なおこれに決着をつけるには資料

第20図

明美累層最上部の赤色化礫層（神戸市垂水区若葉学園付近）
Pebble beds of the uppermost part of the Meimi Formation.

不足を免れない．今回，アカシ象含有「神戸」地域の地質図幅との間に整合性を欠非海成層を未区分大阪層群下部（O1）として塗色したので，くことになった．
次に明美累層（O3）に関しては，その内容と年代がほぼ確立してきたとみてよい．本累層は神戸市垂水区高塚山付近から明石海峡にかけての丘陵性台地のほぼ全域に分布する三角州性の堆積物で，高塚山断層に接近すると急速に扇状地性の厚い礫層となる．
東側では礫質層が優勢で，舞子墓園付近に突出する六甲花崗岩のバリアーにアバットしながら海峡方面に延び，沿岸部では第 19 図にみられるように霞ヶ丘と呼ばれる小丘をつくり，最上部には赤褐色の海浜細礫（beach pebble）を何層も挟む砂層をのせていた（第 20・21 図）が，このあたりも全く市街地と化した．
高塚山より伊川谷町にかけては高塚山粘土層を含めて 3 枚の海成粘土が認められ，海進・海退を繰り返しながら，海成粘土層に始まり，砂礫層に終わる三角州性の互層を累積していったことがうかがえる．
そして最後のサイクルは 50 m に達する偽層の著しい前置層としての礫層が，高塚山撓曲に沿って発達した．これが明美累層の主体となるものである．
このような前置層の前進によって堆積されていった海底面が離水するに当たって，海底面に広く頂置層としての赤色泥質層が堆積し，また海浜には細礫層が累積した．これが離水し平坦面を形成したのが

34

第21図 明美累層最上部の瀕頻海層とみられる細礫砂層（神戸市垂水区霞ヶ丘）．著しく赤色化している
Pebble-bearing sand layer showing the beach facies of the topset of the delta in the uppermost
part of the Meimi Formation.

第 22 図 六甲山地とその周辺地域の中期更新世古地理図 （藤田・笠間，1983，第 47 図の再録）
Middle Pleistocene paleogeographi cmap of the Rokko Mountains and their surroundings.

35

高位段丘面を特徴づける赤色層である．したがって「高位段丘面」は，明美累層の最後の三角州の離水面といえるであろう．そしてこのような変化は，高塚山断層（撓曲）に表現されている六甲山地の急上昇を示唆している．当時の古地理的復元は第 22 図に示される．その詳細については「神戸地域の地質」研
究報告書をされたい．

Ⅳ．4 段

丘

従来，この地域の段丘は高位段丘・中位段丘・低位段丘に区分されてきたが，高位段丘面が大阪層群
上部亜層群に属する明美累層（O3）の堆積面であることが明らかになったので，一般的な意味での段丘は中位段丘と低位段丘であるが，本地域では低位段丘はほとんど発達していない．
中位段丘（Tm）は，大阪層群で構成される丘陵を開析する明石川・伊川沿いと，明石海峡沿いに発達している．大部分厚さ数 m 程度の礫層で構成されているが，ところどころで下部層への削り込みがあり，それらを堆積しているところでは 10 数 m に達する．本地域の西に当たる明石海岸ではこのような状況が明瞭にみられ，中位段丘層は西八木層，その堆積面としての中位段丘面は西八木面（旧大久保面）と呼ばれている．不整合面である削り込み部を埋めて海成層がみられ，海進と対応していることがうかがわれる．この中位段丘は関東地方における下末吉段丘に対比されると考えている．
中位段丘の高度分布をみると，明石市街地では 15 m 程度であったものが，東にゆくにつれて次第に高度を増し，垂水付近で 30 m 以上に達し，東高西低の傾動運動を示している．この傾向は高位（段丘）面についても同様で，段丘時代になっても，六甲山地を含めての傾動運動が継続してきたことを物語ってい
る．

Ⅳ．5

沖

積

層

沖積層は六甲南麓に主として発達する．六甲山地より流れ出る小河川の山麓扇状地の複合よりなる．
和田岬の部分は，明石海峡を流れる潮流によって形成された砂嘴がこれに付加されたものである．海底の " 沖積層 " に関しては第Ⅶ章にゆずる．

Ⅳ．6

埋

立

地

須磨浦から和田岬にかけては古い埋立地があるが，最近ポートアイランドの大規模な埋立が行われた．これについては第Ⅶ ・Ⅷ章で述べる．

36

Ⅴ．地

質

Ⅴ．1

概

構

造
説

本地域の地質構造は，本州側と淡路島側に別れている．それらをつなぐのが明石海峡底の海底地質構造であり，三者合わせて全体像がつかめるのであるが，明石海峡については別章で記述することになる．
これらの構造はいろいろの地質年代の構造の複合であるが，基盤岩体にみられる古期構造と，被覆層にみられる新期構造とに分けて考えるのが便利である．前者はメソテクトニクスに，後者はネオテクト
ニクスに属する．
ネオテクトニクスとは，神戸層群が形成された新第三紀中新世以降の構造運動をいうのであるが，本地域では特に第四紀になってからの変動が著しく，多くの断層が発生して断層地塊化し，それらの隆起によって現在みられる構造地形がつくられた．これを「六甲変動」と呼ぶ．この造構運動は，単に被覆層の形成とその変形・変位をもたらしただけではなく，基盤岩体の中にも新しい断裂を発生させ，これを脆弱化した．鉢伏山山塊の深部風化が著しいのも，これに起因している．
更に大構造として注目されることは，六甲 - 淡路島山系を境として，東側と西側とで著しい相違のあ
ることである．東側は「近畿トライアングル」（H UZITA , 1962）と呼ばれる近畿中央部の構造区の西部を占めて構造起伏が著しく，大阪盆地内には数 100 m に達する厚い第四紀層が堆積し，断層支配が著しいのに対して，西側は安定的で第四紀層も薄く，この状態は西へ中国地方に続く．すなわち，六甲 - 淡路山系は，西南日本の中の新期構造区の重要な境界であるといえる．

Ⅴ．2

古期地質構造本地域には丹波層群も有馬層群も分布しないため，古期地質構造は花崗岩類内部における構造としてとらえる．

Ⅴ．2 ．1

六甲山地南西部

この地区の花崗岩類は北西側を横尾山断層，南東側を須磨断層によって切られており，その分布形態は NE-SW に延びたくさび形である．花崗岩類はほとんど六甲花崗岩からなり，その中に布引花崗閃緑岩がルーフペンダント状小岩体として残っている．
布引花崗閃緑岩にはまれに角閃石及び黒雲母が平行配列し，流理構造（N-S，50°W）を呈する．六甲花
崗岩中には多数の細粒花崗岩ないしアプライトの岩脈が貫いている．この方向はほぼ NE-SW にそろっている．しかし，六甲花崗岩を貫くひん岩岩脈は測定数に乏しいが，ENE-WSW の方向を示し，六甲山
地における岩脈類の主要方向の一つに相当している．

37

第23図 多井畑付近における神様松撓曲を示す地質構造図及び地質断面図
1：段丘堆積物，2：大阪層群，3：神戸層群白川累層，4：神戸層群多井畑累層，5：花崗岩類

Simplified geological map and cross section showing the flexure structure ofKamisamamatsu.

Ⅴ ．2 ．2

淡路島北東部

この地区では洲本花崗閃緑岩に岩屋花崗岩が貫入しており，NW-SE 方向の貫入面にほぼ平行な流理構造が観察される．二つの花崗岩類のなかには，岩脈の貫入方向によって示される N30°W-N30°E の節
理系が認められる．

Ⅴ．3

Ⅴ． 3 ．1

新期地質構造断層系

六甲 - 淡路山系全域にわたる断層系を第 2 図に示した．これによって，これらの山地がいかに断層支配を受けているかがわかるであろう．これら大部分の断層については，「大阪西北部」・「神戸」地域の研究報告に記載した（藤田・笠間，1982；1983）．

38

第24図 急斜する神戸層群の上に六甲花崗岩が衝上している
横尾山断層 （神戸市須磨区横尾，啓明学院北方）
Outcrop of the Yokooyama Fault. The Rokko Granite
thrusts up against the steeply dipping Kobe Group.

Ⅴ ．3 ．2

鉢伏山山地の断層系

鉢伏山山塊は，須磨断層・高取山断層・横尾山断層で囲まれた三角形の断層地塊である．
高取山断層は，露頭では低角衝上性の逆断層で，神戸市営高速鉄道西神線の妙法寺駅建設時に大露頭が出現した．詳細は「神戸」地域の研究報告を参照されたい．その延長は神戸層群分布地域内に入ると，多井畑の北を通る神様松撓曲となって現れる．この付近は現在完全に宅地に造成され，全く原地形をとどめていないので，1965 年度調査資料に基づく地質図と断面図を第 23 図に示した．

39

第 25 図高塚山（基盤）断層に沿う被覆層の撓曲と副断層（第Ⅲ図版1 参照）を示すスケッチ図

A sketch showing the flexure of overlying layers along the Takatsukayama Fault and associated thrust（refer
to Plate Ⅲ -1）.

第 26 図 高塚山撓曲と明美累層との関係を示す概念図（藤田・笠間，1983，第 41 図を一部修正）
A diagrammatic cross-section showing the relation between the Takatsukayama Flexure and theMeimi Formation.

多井畑の北側の東西方向の谷は，かって地すべりの多発地であったが，その分布は神様松撓曲と多井
畑断層で囲まれた地塊と一致している．神様松撓曲はこの谷の北側の尾根を構成していた白川累層の厚い白色凝灰岩層の急斜帯で表され，空中写真でもよく追跡できた．これは基盤岩体中の逆断層に伴う被覆層の変位を表しているものとみられ，多井畑断層は，この撓曲運動に伴い，その頂部に現れた正断層と推定される．
山塊南東側の須磨断層は，扇状地式の段丘堆積物や崩壊層で覆われて露頭を確認し難いことが多い
が，西須磨では約 70 度の傾斜で花崗岩が大阪層群上に衝上している．
横尾山断層は各所で見事な露頭が確認できた．なかでも国立神戸療養所の正門前の崖では，神戸層群
が直立ないし逆転し，その上に六甲花崗岩が約 40 度の傾斜で衝上しているところがみられた．本断層に沿ってはほとんどの部分で同様な状況を示すものとみられるが（第 24 図），神戸層群は断層から数 10 m 離れると水平に近い状態に戻る．断層に沿う花崗岩の破砕は著しく，その典型的な状態は多井畑トンネル
西口付近でみられる．この山塊は全般的に節理面や劈開面の発達が著しく，断層運動の影響が全山塊に及んでいることを示している．なお横尾山断層は塩屋断層とも呼ばれている．

Ⅴ ．3 ．3

高塚山断層・高塚山撓曲六甲山地の西縁を縁取る " 高塚山断層 " は，その東側の六甲山地内の神戸層群と西側の明美丘陵の大40

阪層群とを分ける断層とされてきた．地形的にも明瞭な段差があり，大阪層群側が低く，東側の神戸層群上にも大阪層群が残存分布することから，いわゆ
る " 西落ち断層 " であることは明らかである．したがって，一見西落ちの正断層のようにみえるけれど
も，断層運動の機構については六甲側の隆起運動であることは明らかであるので，本質的には逆断層であろうと推定されてきた．
今回隣接「神戸」地域と本地域にまたがり，神戸市研究学園都市の造成工事が進められてきた中で，ほぼその全貌が明らかになってきたので，一括して記載しておく．
高塚山（186.0 m）の周辺が本断層の性質が最もよく現れているところである．東側の神戸層群の分布地である白川台地区では標高 170 m のレベルまで切り取りが行われ，約 30 m の垂直断面が得られた（藤田第 27 図 淡路島北東部海域における音波探査測線
図 （a） 及び海底地質断面図 （b） （藤田・鎌田編，1964 から一部を再録，第Ⅲ図版 2 参照）．
ただし，
（a）図の大阪層群（未区分）は（上部亜層群）とする

Sea- bottom geologic cross- section off the coastof northeastern Awaji Island. （refer to Plate Ⅲ -2）.
（Read Upper Subgroup for undivided）.

・笠間，1983，第 39 図参照）．この部分では下位の神戸層群と上位の大阪層群とは，両者とも水平といってよく，完全に近い平行不整合で，その岩相と色調の相違によってのみ区別できるのである．それが断層帯に近づくにつれて両者ともに折れ曲がるように傾斜を強め，20（前後に西に傾斜するようになる（第 25 図）．
このような傾斜帯が約 100 m 続き，第 25 図・第Ⅲ図版1 の中央部に見られるように明瞭な断層面が現れるが，それは走向は N42°E，傾斜は 80°W で西側の神戸層群が東側の大阪層群上に衝上する形態をとっている．すなわち，一度沈み込んだ神戸層群が再び出現して逆に東へ衝上しているのである．そしてこの神戸層群の部分が差別浸食によって地形的段差を強調しているとみられる．更にその西側では神戸層群とともに大阪層群も傾斜するが，100 m にも満たない短距離の間にほぼ水平に復する．この水平部分
では大阪層群は下位の明石累層と上位の明美累層とに分かれ平行不整合関係にあるが，傾斜部では明石
累層は神戸層群とともに傾斜するが，明美累層はその撓曲崖にアバットするような形で堆積しながら，更に撓曲運動にも参加し，撓曲帯に近づくにつれて緩やかに傾斜するようになる．このような傾向は「大阪西北部」地域における甲陽断層・仏念寺山断層と全く同じである（藤田・笠間，1982）（第 26 図）．
以上を総合すると，高塚山断層は基盤花崗岩体中の恐らく高角度逆断層運動によって生じた神戸層群
・大阪層群の撓曲帯で，撓曲の推移に伴って撓曲帯の西縁に基盤断層とは異なる二次的な逆断層が発生したものといえる．したがって全体としては逆断層であると結論される．その模式的な断面を第 26 図に示す．その両側に露出する花崗岩の高度や神戸層群の分布高度から推定すると，基盤断層の変位量は東上
りで約 110- 150 m とみられる．以上のような構造観の上にたって，これを高塚山断層と総称し，神戸・

41

42

大阪層群の構造からいえば高塚山撓曲ということにする．そして露頭にあらわれた逆断層を高塚山副断
層とした．
高塚山撓曲は北へ行くほど緩やかになり，伊川以北では次第に分岐して消滅する模様である．

Ⅴ ．3 ．4

淡路島の断層系

淡路島北半の断層系の大綱は第 2 図に示したが，本地域にはその最北東端が現れているにすぎない．
したがって陸上の断層は小規模である．しかしながら，淡路島の形を決定する重要な断層が海岸線に沿って走っていることが，大阪湾音波探査委員会によって昭和 37 年度に実施された調査によって明らかにされた（藤田・鎌田編，1964）．この断層を仮屋断層と呼ぶ．
音波探査記録とその解析結果を，第Ⅲ図版 2 及び第 27 図に示す．測線 22 についてみると，測点 4-5 の間に花崗岩の突起があり，5 より 6 にかけて地層の急斜帯が現れ，8 付近よりほぼ水平に復する．この急斜層は，大阪湾内に広く分布する大阪層群上部亜層群であることは確実で，中部更新統である．同様の急斜帯は測線 3 にも現れるが，これらが，須磨断層と淡路島東岸を結ぶ線上にあることは明らかである．
測線 22 では，断層が大阪層群上部亜層群を切断しているのに対して，測線 3 では急斜帯が表皮層で覆われているようにもみえるが，このあたりの記録は不明瞭で断定しにくい．

Ⅵ．明

石

Ⅵ．1

概

海

峡
説

本州側と淡路島側とを分離する明石海峡は，本地域内において重要な部分を占めているが，昭和 34 年
以来，本州 - 四国連絡橋計画の一環として，国鉄・建設省・本四連絡橋公団などによって海底調査が行われ，膨大な調査資料が集積されてきた．それらを整理し記載することは容易ではないが，この機会に，
海峡の地形・地質・発達史などに関する概要をまとめておきたい．調査資料は，音響測深記録・音波探査記録を主とし，海底ボーリングドレッヂ，小型潜水艇白鯨号による海底観察（第Ⅴ図版 2）などに基づ
いている．

Ⅵ．2

海

底

地

形

淡路島を取り巻く内海の海底地形を第 28 図に示す．これにより，明石海峡と友ケ島水道・鳴門海峡との相違がよくわかる．
播磨灘側をみると，水深 -10 m の浅瀬である鹿ノ瀬と淡路島との間に -30 m 前後の地溝状の地形があり，播磨灘側から明石海峡へ流入する潮流の流路になっていることがうかがえる．そして水深 -135 mに達する海釜が現れるが，これは東西に延びる比較的幅広いもので，友ケ島水道や鳴門海峡の海釜とはかなり異なる．

43

第 28 図淡路島周辺の海底地形図 （小野寺・大嶋，1983，第 2 図に一部加筆）
Sea-bottom topographi cmap around Awaji Island.

明石海峡の中央部は，架橋調査によって，類をみない精密な海底地形図が国鉄によって作成されている．第 29 図が等深約 1 m 間隔のものであり，第 30 図 a は簡略化して 5 m 間隔としたものである．これにより，従来知られていなかった海峡底の詳細が明らかになった．
これらによると，この海釜の東端は，淡路島西岸と六甲山地を結ぶ線で終り，それ以東は剣崎，高磯などと呼ばれる六甲山地 - 淡路島を連ねる線上にある浅瀬を切って，- 100 m ～ - 80 m 級の川の流路状地形に連なり，大阪湾側に抜けるが，再び - 84 m の海釜が現れる．これが大阪湾内の最深部である．
このような海底地形の成因には従来二説があって，氷期の海面低下期の旧河床が埋積されてできたという河床残存説と，潮流による海底浸食説とがあるが，いずれもここに示したような詳細な海底地形図に基づいてはいない．これらの図は明らかに海底地質構造を反映していて明石海峡中央部の隆起運動と海底潮流の差別浸食との合作によってこの複雑な海底地形が成立したことを示唆している．

Ⅵ．3

海底地質構造明石海峡底の地質は，基盤花崗岩と神戸層群・大阪層群よりなる．花崗岩は六甲型とみられ，海峡中央部を六甲 - 淡路方向に延びる海底リッヂを構成している．この高まりは，空磯・マンザマクイヤなど

44

第 29 図明石海峡における海底微地形図 （神戸市，1963）
架橋予定は初期段階のものを示す（第 66 図参照）
（等深線間隔 1 m）
Micro-topography of the sea-bottom of the Akashi Strait （1 m contour）.

と呼ばれている．その西側は急崖となっているが，この部分には NE-SW 方向の断層が走り，神戸層群
・大阪層群と接している（第 30 図 b）．
この花崗岩リッヂにほぼ平行に延びる西側のリッヂは剣崎・高磯などと呼ばれるが，この部分は神戸層群よりなり，その西側もまた断層で切られている．これらの断層は北東方向に収斂しながら六甲山系の断層に接続するとみられる．また剣崎西側の断層は，淡路西岸を画する野島断層の延長であることは確実で，西岸沿いの神戸層群は西方に向かって急斜している．
神戸層群は N 値 30-50 に達するよくしまった砂岩・泥岩の互層が大部分でまれに礫層を挟む．舞子沖合 120 m 地点のボーリング資料によれば，海面下 -55 m まで大阪層群，それ以深より神戸層群となり，-180 m で基盤花崗岩に達した．そして基底部 20 m は礫岩となっている（第 31 図）．
神戸層群は，海生貝化石を豊富に含む下部累層と，淡水成とみられる上部層とに分けられるが，下位層は多井畑層や岩屋累層に対比できるから，海峡部と陸地部との間にはどうしても断層変位を推定しなければならない．

45

第 30 図 a 明石海峡海底地形図 （等深線間隔 5 m）
Sea-bottom topography of Akashi Strait （5 m contour）.

第 30 図 b 明石海峡における海底地質構造 （鉄道技術研究所研究報告，314 号，1962）
Sea-bottom geology of the Akashi Strait.

46

47

神戸層群を不整合に覆う大阪層群は，ところどころに泥質層を挟むが，砂礫層が優勢である．その細分は困難であるが，含有礫の種類と粒径によって 3 層に分けられる．下部より，
A 層： 流紋岩などの 30 cm 以上の大礫を含むのが特徴でマトリックスが少ない．
B 層： 垂水沖 1.2-2.5 km あたりに見られるもので，チャートや神戸層群の砂岩などの中・小礫よりなる．
C 層： チャートなどの中古生層系の中・小礫を主とし，時に大礫を含む．流紋岩の礫も少なくない．
A 層とは一応区別できる．
これら 3 層はともに断層支配を受けている．
このような大阪層群区分を陸上のそれと対比することは困難であるが，その分布上の特徴をみると，
A 層は神戸層群と同じく海峡の深部に沿って分布しているのに反して，B・C 層は -60 ～ -40 m 付近に分布し，特に C 層は -40 m 付近の平坦面と関係があるようにみえる．構造上からみても，C 層は神戸層群や A 層上を広くオーバーラップしていることがうかがえる．したがって A 層は大阪層群下部亜層群（明石累層）に，C 層は上部亜層群に対比するのが妥当と思われる．B 層については判断材料がない．
地質構造は，断層によるブロック構造で特徴づけられている．淡路島の西岸に沿って走る野島断層と東岸に沿って延びる仮屋断層とが六甲方向に延びながら収斂し，垂水沖で合一するようにみえる．一方，六甲山地両側の須磨・横尾山断層も鉢伏山の南で収斂して海中に延長しているはずである．したがって塩屋沖は，4 断層の会合部に当たる．これと類似の構造は，小規模ではあるが，「神戸」地域内における長田・丸山・高取山断層の会合部に見いだされる．
また淡路島の北端を取り巻くように延びる弧状の断層の存在が注目される．これを境界として淡路島ブロックの隆起が行われたのであろう．

Ⅵ．4

明石海峡の形成

上述のような明石海峡の海底地質構造からみて，「明石海峡」という場合，2 つのとらえ方があることがわかる．ひとつは，大阪湾と播磨灘側に海釜を持ち，両者を結ぶ -100 ～ -80 m の溝状のチャンネルを意味する狭義の明石海峡であり，もうひとつは現海域であらわされる本州・淡路間の幅広いチャンネルである．これを広義の明石海峡とする．
従来の明石海峡の形成論は，主として狭義の明石海峡に対するものであり，海釜の成因について 2 つの対立する意見があった．ひとつは矢部・田山（1934），桑代（1959），茂本（1963），及び大嶋（1980）の主張する海底潮流による浸食説であり，他のひとつは星野・岩渕（1963）が主張する旧河床の残存地形説である．
そしてその形成時期については，縄文早期以後現在まで引続いているとする説（茂本，1963）や，完新
統下部の堆積中もしくはそれ以後の低海水準期とする考え方があった（藤田・前田，1969）．また星野・
岩渕（1963）は，海釜地形をウルム氷期の低海水準期の河床底が埋積されずに残ったものと考えた．最近
小野寺・大嶋（1983）は，淡路島を取り巻く 3 海峡について詳細な調査を行い，これらの海釜は，最低位
海水準期以降の海水準上昇過程で形成されたものと考えた．そして 3 海峡は友ケ島水道（約 13,000 年前），

48

鳴門海峡（約 11,000 年前），明石海峡（約 8,000 年前）の順序で形成されたとした．
ここではまず広義の明石海峡について考察する．海峡底の神戸層群の延長は，本州側にも淡路島にも分布しているから，海峡底の部分は，両側の隆起から取り残されたところであることがわかる．次に播磨盆地側の大阪層群中には，2 枚の海成粘土層が認められる．下部亜層群に属するとみられる淡路島の大阪層群には海成層は発見されておらず，本州側の中部亜層群内に，川西粘土層によって前期更新世の海進が，また高塚山粘土層によって中期更新世の海進が示されている．したがって，現明石海峡の北寄り，あるいは北側を含めて，大阪・播磨両盆地の海を結ぶ広いチャンネルが存在していたに相異ない．
A 層は恐らく前期更新世におけるこのチャンネル内の礫層であろう．
中期更新世になって再び海進があり，海はこのチャンネルを通じて播磨側に入った．そして明美累層をつくる巨大な扇状地性三角州がこの内海に広がった．垂水地区の扇状地もチャンネル内に押し出し，
これを埋めて C 層を堆積したと思われる．
その後これらの地層をすべて変位させながら断層地塊運動が起こり，六甲 - 淡路山系の隆起が著しくなるとともに，チャンネル内においてもその方向のリッヂが細長く隆起，基盤花崗岩や神戸層群が露出するようになった．
このリッヂの隆起によって，チャンネルが閉鎖されたかどうかが問題である．沿岸段丘に注目すると，中位段丘が本州側に沿って発達していて，ほとんど播磨側から大阪側にかけて連続的に分布している．したがって下末吉期（約 12 万年前）には，広義の明石海峡の枠ができていたことは確実である．
中期更新世は海水準の上昇時代であって，大阪盆地内には数 100 m に及ぶ厚い大阪層群中期亜層群を堆積した．50 万年のフィッショントラック年代を示す高塚山粘土層の存在は，この時期から播磨盆地が完全に内海化したことを示すものであるが，この盆地は大阪盆地ほど沈降が著しくないので何度か海進・海退を繰り返したことは推測できるが，大阪盆地と同様の古地理的変遷をたどったとは考えられない．
その最も著しい海退が約 2 万年前のウルム氷期の最盛期であった．当時大阪盆地は完全に離水し，古大阪川が武庫川・猪名川・淀川水系などの水を集めて大阪湾域の中央部を流れて友ケ島水道を抜けていたことが知られており（藤田・鎌田，1964），その最深部は -70 m あたりである．したがって，当時播磨灘も完全に離水していたことは確実であるが，ここに集められた水がすべて小鳴門や鳴門海峡を通じて排出されたとは考え難い．やはり明石海峡の隆起リッヂを先行的に切って大阪側に流れていた「古明石川」によって大阪側に排出されていたと推測される．しかしながらその川底の深度が -70 m 以内であったことは確実である．
以上の結果をまとめると，広義の明石海峡が形成されたのは後期更新世になってからであり，水深－100 m 以上の水路と海釜を持つ狭義の明石海峡ができたのは，完新世に入っての潮流による海底浸食によるものと結論できる．

49

Ⅶ．神戸港の海底表層地質
Ⅶ．1

概

説

本地域の東部に位置する神戸港には昭和 40 年代初めから，面積 436 ヘクタールに及ぶ大規模な人工島，
ポートアイランドの造成工事が開始され，昭和 58 年にはほぼ完成した．そして更にポートアイランドの東方に六甲アイランドを建設中である．この両人工島造成に関連して，多くのボーリング調査が実施された結果，神戸港沖海岸における海底表層地質が解明されてきた．ボーリング調査は，他地域の臨海工業地帯の埋立地と同じく，いわゆる軟弱地盤の下位にあって，構築物の支持層となる砂礫層の存在を確認するのを目的とするものであった．したがってその深度も 30 m 前後のものが多い．しかし，人工島と陸側とをつなぐ長大橋や高さ 100 m に達する巨大ビルディングが建設されるに至って，いわゆる“洪積層”の圧密沈下が問題となり，ボーリングの掘削深度も 100 m 前後に達する調査が行われるようになった．特に建設省が計画中の大阪湾岸道路に関連した地質調査においては，従来の土質工学的調査に加えて，地層の対比の正確を期する目的で，堆積物に含まれる微化石（花粉・珪藻・有孔虫）群集の組成が詳細に検討された．その結果，神戸港から阪神間を経て大阪湾，堺港に至る大阪湾岸の地質構造が明らかになったので，この機会に本地域の海底表層地質をまとめておきたい．従来大阪湾周辺の表層地質
は，大阪市港区において実施された OD- 1 深層ボーリングの結果に基づき，Ma11 以上を“上部洪積層”，それ以下を " 大阪層群 " として区分されてきたので，それを基づいて記載する．大阪層群上部亜層
群は一応 M a 6 から M a 1 0 までとしてある．これらの境界を「中部更新統」と「上部更新統」の境界とすべきかどうかは今後の問題である．
概括的にみると，神戸港の海底下約 100 m までの地層群は，大阪層群上部亜層群の第 10 海成粘土層（Ma10）と，従来 " 上部洪積層 " と呼ばれてきた第 11 海成粘土層（Ma11），第 12 海成粘土層（Ma12），及び“沖積層”である第 13 海成粘土層（Ma13）によって構成されていることが判明した（第 6 表）
．以下に
第6表 神戸港の海底表層地質に関する層序の総括表
Summary of stratigraphy on the submarine geology in Kobe Harbor.

50

第32図 神戸港の海底表層地質に関する模式地質柱状図及び堆積環境の概要
A diagram showing simplified geologic columnar section of the sea-bottom geology of Kobe Harbor and its
sedimentary environments.

これらの地層の特徴について述べるが，それに先立って層序，模式地質柱図を第 32 図に示す．

Ⅶ．2

下部層：第 10 海成粘土層（Ma10）

主に暗青灰色の内湾成粘土層よりなる．ポートアイランド，六甲アイランドではともに下限は確認で
第7表

神戸港付近における第 10 海成粘土層 （Ma10）の分布状況
Distribution of Ma 10 Clay Bed in Kobe Harbor.

51

第 33 図 神戸港西方の第10海成粘土層から産出する樹木花粉化石群集 左端の柱状図の凡例は，第34・35図とに，第 10 図と同じ．（地点 1，第 39 図参照）

Assemblages of pollens occurring from the Ma 10 Clay Bed at site 1（refer to Fig.39）, west of Kobe Harbor.

きなかったが，層厚は 10 m 以上で粘土層はよくしまっており，N 値は 20-30 である．Ma 10 が大阪湾岸地域に広く分布することは知られているが，神戸港付近でも六甲アイランドからポートアイランドにわ
たって，ほぼ深度 - 100 m 前後でよく連続する（第 7 表）
．そして和田岬から長田港にかけて，現海岸線あたりから砂質シルト - 細砂質粘土に漸移する．神戸港の海岸線より陸地側にも分布するが，著しく砂質化する．
Ma 10 の堆積環境は，有孔虫化石群集の産状から内湾主部 - 湾奥部であったと推定される．主要な産出種を示すと次のような内湾に特徴的な群集である（千地万造氏同定）．
Ammonia beccarii tepida, A. kawachiensis, Eliphidium incertum, E. excavatum, E. clavatum, Bulimina
aculeata, Brazalina striatula, Buccella frigide, Valvulineria osakaensis
Ma 10 の花粉化石群集：神戸港西部工区の長田港で行った深度 107 m（標高 -105 m）のボーリングコ
アの花粉分析結果のうち，地層対比に有効な木本花粉化石の産出状況を述べる（第 33 図）．
針葉樹種では，マツ属（Pinus）が優占し，モミ属（Abies）とスギ（Cryptomeria）が続く．コウヤマキ（Sciadopitys），ツガ属（Tsuga），トウヒ属（Picea）は低率であるが全層準にわたって産出する．広葉樹種ではブナ属（Fagus）が高率 20-30% で，ハンノキ属（Alnus），ニレ・ケヤキ型（Ulmus-Zelkova）が続き，コナラ
亜属（Lepidobalanus）とアカガシ亜属（Cyclobalanopsis）が低率であるが全層準にわたって産出する．木本樹
種全般を通じてみた産出状況はマツ・スギ・モミ・ブナ属が安定した出現傾向を示す点である．更にコナラ亜属が低率であることが注目される．このような花粉化石の出現傾向を現在の日本列島の森林植生

52と比較してみると，マツ - モミ - スギ - ブナの組合せは中間温帯林に近似，もしくは冷温帯落葉広葉林の下限を想定させられるものの，コナラ亜属の異常な低率を示す出現傾向は，現在の森林植生に大きく異なる組成である．以上のような花粉化石群集を示す海成粘土層は，神戸港付近では前述したように，ほぼ 100 m 前後の深度に広く分布する．

Ⅶ．3

中部層：第 11 海成粘土層（Ma11）

中部層の下部・中部は主に暗 - 淡青灰色の砂質シルト - シルト質粘土，細砂質粘土層からなるが，両者の間に薄い砂層を介在する．また，上部は砂礫及び砂層で構成される．堆積環境としては，淡水 - 汽水域が推定される．Ma 10 や Ma 12 に比べ，低い鹹度の内湾に堆積したものである．神戸港の海底下では粘土層そのものの層厚も 10 m 前後の場合が多く，一部に砂質部を挟在し，海成粘土層の発達は必ずしも良好でなく，かつ，分布域も狭い．細砂 - シルトを含むため，N 値は 20- 30 を示し，一般に硬い．層厚は非常に不規則である．神戸港の海底下における分布を第 8 表に示す．
Ma11 の花粉化石群集：針葉樹種ではマツ層が高率で出現し，他の針葉樹種のうちトウヒ属が 5% 前
後で全層準にわたって出現する（第 34 図）．スギ属，ツガ属も安定して出現する．しかしコウヤマキ属は
第 8 表 神戸港付近における第 11 海成粘土層 （Ma11）の分布状況
Distribution of Ma11 Clay Bed in Kobe Harbor.

第 34 図 六甲アイランドの第 11 海成粘土層から産出する樹木花粉化石群集 （地点 17，第 39 図参照）
Assemblages of pollens occurring from the Ma 11 Clay Bed at site 17 （refer to Fig.39）, Rokko Island.

53

ほとんど産出しない．広葉樹種ではブナ属，コナラ亜属が安定して出現するが，アカガシ亜属は非常に低率でほとんど産出しない．下部では広葉樹が優占するが，上部では針葉樹が優占するようになる．現在の日本列島の冷温帯落葉広葉林に似た森林植生を示す．暖温帯要素の樹種の花粉化石がほとんど検出されないのが，第 11 海成粘土層の特徴である．
有孔虫化石は検出されず，珪藻遺骸群集では，下部には淡水生種が優占し，上部では汽水生種が優占し海生種と淡水生種が伴う．

Ⅶ．4

上部層：第 12 海成粘土層（Ma12）

本層下部は主に暗青灰色の海成粘土層からなり，厚さは 10-20 m．一般に N 値は低く 5-10 前後である．
貝類化石・有孔虫・珪藻を豊富に含み，それらの示す堆積環境は内湾主部と推定される．神戸港付近の海底下に広く分布し，現海岸線を越えて陸側にも分布する連続性の良好な内湾成粘土層である．地層対比上の大きな特色は，本層最上部にモトジマキリガイダマシ Turritella kuroshio IDA を多産することである．これは，神戸港付近の海底下に分布する Ma12 のみならず，西宮，尼崎，大阪港にわたる広い範囲に認められる極めて特徴的な産出傾向である．なお Turritella kuroshio は絶滅種である．Ma12 の神戸
港付近の海底下の分布状態を第 9 表に示す．
Ma12 の花粉化石群集：針葉樹種が高率で産出し，広葉樹種の出現率をしのぐ（第 35 図）．針葉樹種ではマツ属，モミ属，ツガ属が多く，コウヤマキ属は全層準にわたって出現するが，5% 前後である．広葉樹種ではカバノキ科，ブナ科が多く産出する．特にハンノキ属，ブナ属，コナラ亜属，アカガシ亜属が多い．第 12 海成粘土層から当時の大阪湾北岸地域の森林植生の復元を試みると，現在の日本列島の暖温帯落葉広葉林（中間温帯林）から冷温帯落葉広葉林下部に似た森林が推定される．
有孔虫化石群集の産出状況を六甲アイランド，地点 17 でみると，-74.1 ～ -69.5 m では Ammonia beccarii tepida, Brizalina striatula, Buccella frigida, Elphidium advenum, E. incertum 等を主体として，Elphidium
hispidulum, E. translucens, Nonion japonicum, Reussella naniwaensis, Valvalineria osakaensis などを産出し，典型的な内湾主部 - 湾口海域の群集組成を示す．-68.0 m では，Ammonia beccarii tepida, A. b. forma B. Buccellafrigida, Elphidium advenum, E. hispidulum, E. incertum, Valvulineria osakaensis 等を主体とし，Ammonia
kawachiensis, Fissurina marginate その他多くの種を伴う典型的な内湾主部の群集である．-66.4 m では
Ammonia kawachiensis を優占種とし，Elphidium advenum, E. incertum, Ammonia beccarii tepida, Buccella frigida
第9表

神戸港付近における第 12 海域粘土層（Ma12）の分布状況
Distribution of Ma 12 Clay Bed in Kobe Harbor.

54

第 35 図 六甲アイランドの第 12 海成粘土層から産出する樹木花粉化石群集 （地点 17，第 39 図参照）
Assemblages of pollens occurring from the Ma 12 Clay Bed at site 17 （refer to Fig.39）, Rokko Island.

14

第10表 神戸港付近の第12海成粘土層に含まれるピート及び腐植土の14C年代
C ages of peats and humus soils included in the Ma 12 Clay Bed around Kobe Harbor.

などを主体とする種を伴い，内湾奥部汽水域を示す（千地万造氏同定）．
Ma12 の上部の砂礫層の問題：内湾成粘土層の上に，砂礫・粗砂・中砂などの粗粒堆積物があり，一部粘土及び腐植層の薄層を挟在する厚さ 20 m に達する砂礫及び砂層が重なる．この層はポートアイランドの神戸大橋，六甲アイランドの六甲大橋の潜函作業室で観察できたが，これらの粗粒堆積物は，そのほとんどが六甲山地より供給された花崗岩類の砕屑片であった．量的には少ないが，丹波層群のチャー
トや砂岩礫も認められるものの，これらも六甲山地内や大阪層群の礫層に由来するものであろう．
またこの砂礫層・砂層の特徴は，数枚のピート層を挟在することである．潜函作業室で採集したピー

55

ト層の 14C 年代とその層準を第 10 表及び第 36 図に示したが，これによって上記の粗粒堆積物の形成年代
が，ウルム氷期であることがはじめて明らかにされた．ウルム氷期には海面が低下し，その最寒冷期には 100 m 以上も現海面を下回ったとされている．これは大阪湾の完全離水を意味する．これらの粗粒堆
積物は，この大阪湾の陸化期に六甲より供給された山麓扇状地性堆積物である．ウルム氷期は，約 6 万年前より約 1 万 5 千年前にわたるが，その間における気候変化，海水面変動等はまだ十分に解明されていない．神戸港の海底下のこの粗粒堆積物も，当然海水面変動の影響を受けていると考えられ，今後これらの地層は古環境の変遷との関連で，更に詳しく解明されるであろう．
今回は未区分のまま上部層として一括するが，これらは大阪平野下の天満層あるいは低位段丘層とされているものに対比されるものである．

Ⅶ．5

最上部層：第13海成粘土層（Ma13）

いわゆる沖積粘土，貝殻混じりの青粘土などといわれ，1 万年前以降の海面上昇（縄文海進）によって形成された堆積物で，現大阪湾底堆積物に連続するものである．和田岬には第 36 図 ポートアイランド及び六甲アイランドにおけるピート挟在層の地質
柱状図及び 14C 年代 凡例は第 32 図と同じ
Geologic columnar sections of the peat-intercalated beds in Port Island
and Rokko Island, with 14 C ages.

第37図 六甲アイランドにおける"沖積層"基底面及びMa13の層厚線図
Contour lines showing the basement of the "Alluvium"and thickness of the Ma 13
Clay Bed in Rokko Island.

56

砂堆を形成する粗粒堆積物がみられるが，ポートアイランドや六甲アイ
ランドには，完新統上部を特徴づける上部砂層は発達せず，ほとんど全層準にわたってシルト質粘土 - 粘土によって構成されている．六甲アイ
ランドでは，その基底面深度は - 11
～ - 14 m（K.P. 基準）を示し，その上に厚さ 8- 20 m の粘土層が分布し第38図 大阪湾及び神戸港における測量基準面の対比図
A diagram showing different levelling standards used in Osaka Bay
and Kobe Harbor.

Ⅶ．6ている（第 37，38 図）．Ma 13 の応用
地学的特性は第Ⅷ章に詳述する．

神戸港の海底地質構造

神戸港の海底表層地質構造上，最も注目されることは，次の 2 本の活断層，和田岬断層と摩耶断層の存在である．
和田岬断層は，大阪湾岸道路建設計画に関連して行われたボーリング調査と音波探査によって判明したもので，神戸市兵庫区和田岬砲台跡と，和田岬灯台間の地下に潜在している．和田岬断層を挟む両側の地質柱状図とその位置及び地質断面図はそれぞれ第 39，40，41 図に示した．地点 2 の地質柱状図では
Ma 12 層の上限は標高 - 44.5 m，下限は - 53.5 m である．隣接する地点 3 では - 65.5 m，- 78.0 m であり，更に第一防波堤の西端の地点 4 においては -68.0 m と -80.0 m である．

地 点 2 と 地 点 3 と の 調 査 結 果 を 並 記 し た の は 次 の よ う な 理 由 に よ る ．こ の 大 阪 湾 岸 道 路 建 設 に 伴 う
地 質 調 査 で は ，ボ ー リ ン グ コ ア の 土 質 力 学 的 な 調 査 に 加 え て 花 粉 化 石 ，有 孔 虫 化 石 ，珪 藻 化 石 等 の
微 化 石 群 集 に 基 づ く 地 層 の 対 比 を 行 っ た ．と こ ろ が 本 格 的 な 地 質 調 査 の 開 始 に 先 が け て 昭 和 4 4 年 に実 施 さ れ た 地 点 2 の 和 田 岬 灯 台 付 近 の ボ ー リ ン グ 調 査 で は ，そ の よ う な 綿 密 な 計 画 を も た な い 予 察
的 調 査 で あ っ た ．し た が っ て ボ ー リ ン グ コ ア の 採 取 間 隔 も 数 m ご と に 行 わ れ て い て ，昭 和 4 5 年 以 降の 調 査 に 比 べ ，著 し く 調 査 精 度 が 低 い ．和 田 岬 断 層 の 考 察 に 関 し て ，地 点 3 の 第 一 防 波 堤 に お け る
調 査 結 果 を 参 照 し た の は こ の よ う な 理 由 に よ る ． い う ま で も な い が ，地 点 2 と 地 点 4 に お け る M a
1 2 は ，土 質 力 学 試 験 と 微 化 石 群 集 と の 検 討 の 結 果 ，同 一 層 で あ る と 認 定 さ れ て い る ．

先にあげた Ma 12 の下限を地点 2 と地点 4 とにおいて比較すると，両地点の標高差は 26.5 m ある．
この標高差は，Ma 12 堆積後より現在に至る間の断層活動により生じた垂直変位量である．Ma 12 は，既に述べたようにほぼ 10 万年前に形成された地層であるから，年平均垂直変位量は約 0.3 mm/y. と試算される．
この和田岬断層はどのような方向性をもつか．ボーリング調査記録によれば，神戸港臨海部を東西に走る阪神高速道路，浜手バイパス道路の地表下 20 m 前後に貝殻混じりの内湾成粘土が広く追跡される

57

第 39 図 神戸港における主要ボーリング地点及び地質断面図作成の位置図 国土地理院発行の5万分の1地形図「須磨」・「神戸」及び「大阪西北部」を使用

A map showing important borehole sites and lines for geologic cross-sections in Kobe Harbor.

が，N 値と深度よりみて，Ma 12 に対比される．この粘土層は神戸駅南より東へ貿易センタービルまで追跡できるが，それより東部では，このような深度には認められない．また，貿易センタービルより南へポートアイランドへの南北方向の地質断面図（第 40 図 c，E-E' 面）を検討すると，Ma 12 は，神戸大橋の南側橋脚下（地点 18 近く）-53 m にその上限がある．更に同橋の北側橋脚下には Ma 12 に達する深さのボーリング資料はないものの，-50 m で，まだ Ma 12 は確認されていない（地点 18）．したがって，
和田岬断層の通過地点は貿易センタービルと神戸大橋北側橋脚間に求められる．ここにおける Ma 12の下限の標高差は第 40 図にも示したように約 30 m と推定され，和田岬における垂直変位量に近似した値であり，同断層の延長部と確認できるであろう．
一方，本断層は和田岬沖合すなわち大阪湾側にはどの方向に延びているのであろうか．神戸港外で行った音波探査記録によれば，和田岬南方海上 400 m の海底下に，著しい東落ちを示す地層の急斜部が確認されていて，ここを和田岬断層が通過していると推定される．
和田岬砲台 - 和田岬灯台，貿易センタービル - 神戸大橋，和田岬沖の 3 点を結ぶコースが，和田岬断層の延長方向であるが，この方向を六甲山地に延ばすと，五助橋断層につながる．更に大阪湾側に延ばすと，明石海峡東部海底に存在する海釜の最深部に延長される可能性が大きい（第 27 図，第Ⅲ図版 2）．
摩耶断層は，ポートアイランドと六甲アイランド間の第五防波堤の東西両端で行われたボーリング調
査で明らかになった．第五防波堤の西端に近い地点 13 では Ma12 は -45 ～ -64 m にわたって存在する．
一方，同防波堤の東端に近い地点 14 においては，Ma 12 は－ 75 ～－ 95 m にわたる範囲にあることが確認

第40図a

神戸港における主要ボーリング地点の地質柱状図 地点の位置は第39図に示す．

58

Geologic columnar sections of important boreholes in Kobe Harbor.
東西方向（A‑A'）の地層の対比

59

第 40 図 b 東西方向（B-B'）の地層の対比

第 40 図 c

南北方向（C-D 及び E-E'）の地層の対比

第 40 図 d 南北方向（F-F' 及び G-G'）の地層の対比

61

第41図 神戸港の海底表層地質を示すブロック図
Schematic block diagram showing the submarine geology of Kobe Harbor.

されている．Ma 12 の両地点間における標高差は 31 m に達する．和田岬断層と同じく，31 m の標高差はMa 12 堆積後，この断層の活動によって生じた垂直変位量であり，平均変位量は 0.3 mm/y. である．
この断層の両側の Ma 12 の対比に関しても土質試験と微化石群集の検討結果に基づいて認定が行われている．
また，ポートアイランド東南端のボーリング地点 7 と，その東方海上地点 8 の調査結果をみると，両地点間には第五防波堤と同様な Ma 12 の変位が認められ，この間を摩耶断層が通過するようである．
ただ陸地側のボーリング調査に Ma 12 を貫通した深度の調査は少なく，大阪湾側で実施された音波探査でも 1 地点のみ，地層の乱れが認められているものの，和田岬断層ほど明瞭にその延長方向が推定できない．
和田岬断層・摩耶断層ともに音波探査では緩やかな地層の撓曲としてあらわれる．この撓曲は基盤の断層運動の表層的表現であるので，両者の関係をよく認識する必要がある．

Ⅷ．応 用 地 質 2）
Ⅷ．1

概

説

本地域は陸地部に比べて，海域が広い．海域における地質調査は陸上部のように広域的に系統だてて実施されることは少ない．しかし，土木工学と地質学との関係はより密接で，海域で土木工事を施工す

2） 本地域は，神戸港の埋立造成とそれに伴う大規模な山地掘削、更に明石海峡架橋計画など巨大プロジェクトが進行中である．いずれも本地域及び隣接「神戸」地域の複雑な地質条件と密接な関係があるものである．したがって応用地質学的な問題も多く，数多くの土木地質的資料が集積されている．この機会にこれらをまとめておきたいので，特に西垣好彦博士に依頼してまとめていた
だいた．

62

第 42 図 神戸港における埋立地と土取場の位置図 （渡辺・浮田，1981）
A map showing the reclamation projects in Kobe Harbor.

第11表 神戸港海面埋立事業計画
Outline of the reclamation projects of Kobe Harbor.

第12表 神戸市西部における土地造成事業計画
Land development projects for housing and public facilities on the Rokko Mountains, west Kobe City.

るに当たってその地域の地質条件を把握することは，工事を経済的に施工するため，また工事を順調に進めるためには非常に重要で，高度の土木地質学的調査が要求される．そのため海域の建設工事ではかなりの地質調査が実施されるが，工事が終了するとそれらの調査データの役目も終り，その後，日の目をみないことが多い．しかし応用地質学的には極めて貴重な資料が多いので，ここにそれらのデータを

63

基に，建設工事に当たってどのような応用地質的問題点があったか等についてまとめておく．また，淡路島北東部淡路町及び東浦町における採石の状況について，終りに簡単に触れる．

Ⅷ．2
Ⅷ ．2 ．1

埋立及び人工島

神戸方式の埋立神戸の市街地は背後に六甲山系，前面に大阪湾があるため，東西 30 km の海岸線に沿って細長く伸びている．そのため，都市発展は必然的に海と背後の六甲山系に向けられてきた．神戸港は水深があり，海底には沖積粘土が厚く堆積しており，一般に行われる浚渫による埋立は不経済である．しかし，市街地背後に迫る六甲山は風化花崗岩であり，掘削は容易で，山を削り海を埋め，山と海の両方に新しい都
市空間を造るといういわゆる「山，海に行く」を合い言葉に，一石二鳥の神戸方式が採用されてきた．
埋立地と土取場の関係を第 42 図に示す．また，これらの埋立地と土地造成地の規模を第 11・12 表にまとめた．最も大規模な土取場は標高 291 m に達する高倉山で，これを 140 m まで切り下げ，5,300 万 m3 の土砂を削り，ポートアイランドが埋立てられた．その後地は 96ha，計画人口 12,000 人の住宅地となった．その間，種々の工法が開発されたが，その代表的なものは土砂運搬方法である．土砂運搬はダンプカーによるのが一般的であるが，神戸の交通流が東西方向であるのに対し，運搬系路が南北となる特種事情と，騒音・振動などの公害問題等から，土砂運搬工法として，ベルトコンベヤによる運搬，河川敷
ダンプトラック専用道路，プッシャー・バージによる海上運搬等が採用された．第 1 期埋立事業に使用
つるかぶとされた鶴甲地下ベルトコンベヤは昭和 41 年まで工事に使用され，現在は下水道幹線として第二の勤めについている．海上プッシャー・バージは第 1 期埋立事業後半から第 2 期埋立事業（ポートアイランド，
六甲アイランドの造成工事）に採用され，須磨の海岸に船積桟橋を設け，ここから 15-20 km 離れた埋立地の大土木工事が短期間に実施された．海中部の埋立はバージの底盤を開き，直接海底に土砂が投入されるが，埋立面が海面近くになるとバージが入れなくなるので，円型式バージに土砂を積み込み，岩壁に設置したバケット式アンローダで陸上げし，埋立地内はシフタブルコンベヤで運搬し，まき出しを行うという工法が採用された．

Ⅷ．2．2

埋立地の沈下第 1 期埋立事業は水深 10 m までの海岸沿いで実施されたので，沖積粘土層も薄く，かつ埋立荷重も小さかったので沈下は少なかった．第 2 期埋立事業のポートアイランドは水深 10-13 m，六甲アイランド
は 11-14 m の水深があり，かつ粘土層も厚いため，かなりの沈下が生じた．
神戸港の地層は第Ⅶ章で述べたように連続性のよい粘土層がみられ，それらは幾つかの断層で切られている（第 39-41 図）．海底には沖積粘土層が厚く堆積し，北から南に向かって極めて緩やかではあるが傾斜し，かつ次第に層厚を増している．Ma12 も同様南へ緩く傾斜している．沖積層の厚さはポートア
イランドでは 10-15 m であるが，六甲アイランドでは 10-20 m と前者より多少厚くなっている．沖積粘土層の下には 30- 40 m の砂・砂礫・粘土の互層があり，Ma12 の上であるので“天満砂礫”相当層ということになるが，大阪平野での状態とかなり異なり層厚が厚く，粘土層・腐植土層を多く挟んでは

64

第 43 図 ポートアイランド中央部（第39図，地点10の近く）における代表的地質柱状図（渡辺ほか，1983），
た だ し ，中 央 コ ラ ム の 地 質 区 分 の う ち 沖 積 粘 土 はMa13，沖積粘土は Ma12 に当たる

第 44 図 Ma12 （図の下部）及び Ma13 （図の上部）の土質特性 （渡辺ほか，1983）
Physical properties of the clay beds of Ma 12 and Ma
13.

Representative columnar section of subsurface geology
at the central part of Port Island.

いるけれども（第 43 図），支持杭などの支持層とされている．
沖積粘土層（Ma 13）の土性の深さ方向の分布（第 44 図）をみると，含水比は 80-100% で深さ方向に減少傾向がみられ，かつ一軸圧縮強度が増加傾向にあることから，ほぼ正規圧密粘土とみなせる．Ma 12 は含水比 50-70% で，間隙比は 1.5-2.0 である．
圧密降伏応力 Pc の分布は第 45 図のようになり，沖積粘土層は正規圧密粘土であるが，それ以深の粘土は過圧密状態である．しかし，埋立地盤高を K.P.+5 m まで盛土するとかなりの粘土層が正規圧密状態となり，沖積粘土層も沈下することがわかる．各粘土層の圧密特性をみると第 46 図のようになり，
Ma12 の圧縮指数 Cc が 1.4- 1.6 と沖積粘土より大きく，Ma 12 が沈下すると急激に沈下量が増加することを示している．
沖積粘土層の圧縮指数は，ポートアイランドより六甲アイランドの方が大きく，平均値は前者が Cc=0.75，後者が Cc=1.1 である．
ポートアイランドでは昭和 43 年から埋立前の海底に沈下盤を設置し，埋立による沈下を測定した（第47 図）．その結果，盛土高が海面上になると沈下はは急激に増し，沈下量も推定量よりかなり多い傾向がみられた．そこで昭和 51 年から洪積層の沈下を調べるために層別沈下測定が実施されたが（第 48 図），載荷
重が大きくなると洪積層の沈下量もかなり大きくなり，全体の約 40% を示した．そのうちでも -90.7 m
以深における沈下が 80% で，深層の沈下量がかなりを占めている．その後，六甲アイランドが建設されており，そこでの多くの観測結果もポートアイランドと同様に深層での沈下が多い傾向を示している．

65

第 45 図 ポートアイランド中央部における地層の圧密降伏応力の深度分布 （渡辺ほか，
1983）．" 洪積粘土層 " が Ma12 に当たる

Distribution of consolidation yield stressof subsurface strata in central Port Island.

第 46 図 粘土層の e-log p 曲線 （渡辺ほか，
1983）

Consolidation characteristics of clay beds.

第47図 ポートアイランド南西隅における旧海底面の沈下曲線（渡辺・浮田，1981）
Time-settlement curve of the subsiding former sea-bottom surface observed atsouthwest Port Island.

今後の埋立の継続によりどのような傾向を示すか興味深いところである．
これに対し，ポートアイランドのほぼ中央の市民病院用地のプレロード工法による地盤改良時の沈下状況は，盛土部分では最大 3 m の沈下である（第 49 図）．この時の層別沈下の様子は前述とは多少異なり，上部洪積互層及び埋立土層の沈下はほぼ落ち着いて少ないのに対し，沖積粘土層と Ma12 以深の66

第48図 ポートアイランド南西隅における層別の沈下測定結果（渡辺ほか，1983）
Time-settlement curve of the individual subsurface layers observed at southwest Port Island.

第 49 図 盛土部及び周辺部の沈下状況 （渡辺・浮田，1981）
Subsidence of the reclaimed land at the embankment site and its periphery.

沈下量がほぼ同じで，洪積層の沈下がかなり大きい（第 50 図）．約 2 年間の盛土に対する沖積層の土性変化は，層の上下ではかなり圧密されているが，中央部ではプレロード前と比べそれ程大きな変化がなく
未圧密で，プレロードのみの圧密には長時間かかる．Ma12，及び " 下部洪積互層 " の沈下傾向については第 45 図の圧密降伏応力の分布傾向と一致していないことが今後の問題である．

67

第 50 図 層別圧縮量及び全圧縮量の経時変化 （渡辺・浮田，1981）
Time-settlement curves of consolidation of individual beds and total compaction.

Ⅷ．2 ．3

埋立材料

土取場の地質は花崗岩・神戸層群及び大阪層群である（第 12 表）．それらの表層土砂の粒度は第 51 図のようになる．ポートアイランドを埋立てた風化花崗岩は採取に当たって発破を必要としたのは深層部のみで，クラッシャーを要する硬岩は 3% 程度と非常に少なかった．粒度はシルト分以下が 10% までで，透水性が良好で，取扱いや締固めが容易で，埋立には最適の材料である．埋立された後の密度の実測値は非常に少ないが，大型ピットや大型土圧計を用いた鉛直土圧測定による単位体積重量試験から，γ t =2.13t/m3（w=15%）と推定されている（第 52 図）．この測定は埋立土層の表面近くで測定されたが，埋立地の N 値測定結果は深さに関係なく N ≒ 10 程度であり，上記の値はほぼ平均的値とみなしてよい．
みょうだに

土砂採取区域が名谷に移ってからは地質が神戸層群となり，特に凝灰岩・砂岩では発破を要することが多く，硬岩の量は 15- 20% と増大したため，硬岩処理用クラッシャーを土砂投入口に設置し，土砂と硬岩を選別後クラッシャーにかけた．この神戸層群は六甲アイランドの埋立用土砂として利用されており，水中にゆるんだ状態で 4 m 盛土した 6 か月後の N 値は土質に関係なく 4 程度であった．また，薄層締固めされた神戸層群の盛土は N=10-30 程度である（第 53 図）．埋立土の力学的性質を知るために，突固め試験の最適含水比で飽和度を変えた供試体の試験結果は第 13 表のようになり，飽和度が大きいと内部摩擦角が減少し，粘着力が増加する傾向がみられる．

68

第 51 図 表層土砂の粒度分布 （神戸市開発局，1981）
１：礫岩，2：砂岩，3：砂質凝灰岩，4：凝灰質砂岩，5：凝灰岩，6：泥質凝灰岩，7：泥岩，8：泥岩，9：マサ土
Grain size distribution of subsurface soil.

第 52 図 神戸港における埋立土層の土圧計による単位重量測定 （三笠・高田，1977）
Earth pressure of reclaimed soil in Kobe
Harbor.

Ⅷ ．2 ．4

第 53 図 神戸層群砕石による締固め盛土地盤（神戸市開発局，1981）

Compacted embankment by crushed rocks ofKobe Group.

構造物の支持層埋立地や人工島等の造成地では急速施工が行われるため，前述したようにかなり長期間にわたって沈下が継続するので，沈下安定後構造物の建設が望ましい．しかし，高価な土地をいつまでも放置しておくわけにはいかず，地盤改良を実施して構造物が建設されることになる．ポートアイランドは昭和 56 年に完成されたが，そこで実施された各種の例を次に述べる．
人工島の造成が始まると，まず最初の構造物は人工島に渡る橋梁である．ポートアイランドへの連絡橋である神戸大橋は第四突堤とポートアイランドを結んで建設された．建設予定地点は第 43 図に示した

69

第13表 締固め土の三軸試験結果 （神戸市開発局，1981）
Results of triaxial compression test of compacted soil.

第 54 図 神戸大橋橋脚部の載荷試験結果 （中村・島田，1971）
実線：ポートアイランド側，点線：第 4 突堤側

Diagram showing loading test of bridge-foundation of Kobe Oohashi.

ような地盤で，支持層は沖積粘土層下位の砂礫層（第 43 図の地質柱状図の中間部分）に決定された．この層は Ma12 の上位にあるので，大阪臨海部の天満砂礫層に相当するが，大阪付近とは地質状態がかな
り異なり，礫層中に多くの粘土層や腐植土層を挟んでいる．
神戸大橋の橋梁型式はポートアイランド完成後の交通量等から中央径間 217 m のダブルデッキ 3 径間
連続アーチ橋で，主橋脚ニューマチックケーソンで，その他は鋼管杭基礎である．主橋脚ケーソンはK. P. -31.0 m に支持され，ケーソン底で支持力確認のために載荷試験を行い，第 54 図，第 14 表の結果を得，十分安全であることが確認されている．また，鋼管杭基礎については今後多く採用される予定であったので，設計施工の資料を得るため，φ 1,016 mm，l ＝ 38.5 m の試験杭による載荷試験が行われた（第55 図）．
埋立完了後建設される構造物基礎は直接基礎か杭基礎である．一般的には軽量低層構造物は前者が，高層建築物や重要構造物は後者が採用されるが，両者の中間構造物は設計者の地盤に対する認識や評価

70

第 14 表 神戸大橋橋脚部の支持力試験結果 （中村・島田，1971）
Bearing capacity of bridge-bases of Kobe oohashi.

（a） 鉛直載荷試験（b） 水平載荷試験第55図 ポートアイランドにおける鋼管杭の載荷試験 （中村・島田，1971）

により大きく変わる．
直接基礎の場合，沖積粘土層の改良は実施しないことが多く，その場合沈下量は大きいが，不等沈下はほとんどみられず，埋立層の締固めを実施すればあまり問題はない．埋立層の振動締固め例を第 56 図__に示した．振動締固め工法により改良前 N ≒ 10 の地盤が改良後 N ≒ 22 程度となった．
杭基礎を採用する場合でも沖積粘土層が厚いため，今後の沈下によりネガティブフリクションが生ずるので，地盤改良が実施される．ポートアイランドではプレローディング工法とサンドドレーン工法が採用された．前者は構造物建築までの時間的余裕のあるところで採用され，前述した市民病院の例（第 49図）がそれである．盛土は 2 年半かかって行われ，盛土外と盛土中央とでは約 1.7 m 沈下差が生じた．
そして，盛土撤去後にも緩やかな沈下が続いた．支持杭としては 40 m 前後の長尺杭となるのでφ 500600 mm の鋼管が主に使われている．杭に作用するネガティブフリクションの測定結果によると，沖積粘土層上の埋立層の摩擦力が大きく，この部分にアスファルト処理した SL 杭等が使用されている．鋼
管杭は打撃工法が採用され，その結果埋立地の締固め効果もあるが，今後は打撃工法が採用できなくな

71

り，埋立層の改良については別途実施する必要がある．
施設の建設を急ぐ場合には，沖積粘土層の地盤改良にサンドドレーン工法が採用された．当初，厚い埋立層を打ち抜くサンドパル打設機がなかったが，下水処理用地で試験工事を行い，技術開発が進められた結果，作業効率も大幅に上昇したので，下水処理場・高層住宅・屋内水泳場
・新交通ヤード等の予定地でサンドドレーン工法が実施された．
一般に杭基礎建造物は周辺地盤の沈下により浮き上がりが生じ，さまざまな問題が発生するので，各種の対策工事が実施されている．神戸市ではポートアイランドでの経験を生かし，「六甲アイランドの地盤について」という小冊子を発行し，土地購入者への啓蒙を行っている．

Ⅷ．3

神戸における地盤災害

神戸近傍における地盤災害は他都市ではあまりみられな
い斜面崩壊，あるいは豪雨時の土石流及び水害という災害で，これはこれまでに述べてきたように神戸の地形・地質的特性によるものである．海面埋立のための六甲山系の大第 56 図 振動締固め工法の改良効果（渡辺，1981）

Effects of vibration-compaction methord.

規模な掘削は，このような斜面災害と深い関係があり，今後の防災のためにも検討されなければならない問題が多い
ので，ここに資料をまとめておく．

神戸には六甲山地の急斜面が市街地のすぐ背後に迫っているので，緑豊かな自然に恵まれた都市であるが，一方，豪雨による斜面崩壊や土石流によって過去何度も大災害を受けてきた都市であることはとかく忘れがちである．六甲山地には多くの断層があり，階段状になった急斜面がいたる所にみられる．
そして基盤の花崗岩は風化が著しく，表層はマサ化して崩壊しやすく，集中豪雨に見舞われると多くの箇所で斜面崩壊を起こすと同時に，それらは巨大な岩塊を含む土石流となって河川を流下するため，一
挙に山麓部には土砂堆積が起こり，広く泥海と化してします．このような歴史の繰り返しによってできたのが山麓部の地盤であるから，旧河川部には巨大な玉石・礫が多く，河川部から離れた所には砂質土の堆積がみられる．このような山麓部に人間が生活するようになると，これらの自然現象も人間側にとっては自然災害ということになる．そしてそれを防ぐための自然改造が，逆に災害を助長することにな
りかねない．このように六甲山地は非常に異なった二面性を持っている．
以上の理由から，神戸では古来より多くの災害に遭遇し，昭和年代の主な水害だけでも第 15 表のようになり，数年おきに水害に脅されていることになる．その結果，河川を堤防で囲むようになったため，

72

第 15 表 昭和年代における神戸の水害記録 （神戸市企画局，1980，p. 57）
Records of floods at Kobe in the Age of Showa.

< 神戸市地域防災計画実施細目（神戸市総務局）1979>

河床が上り，さらに堤防をかさ上げするための天井川となり，山には多くの砂防ダムが設けられてきた．水害の内でも大きい被害をもたらしたのは昭和 13 年の阪神大水害，昭和 36 年・42 年の集中豪雨である．いずれも前線が瀬戸内海にあり，特に昭和 36 年・42 年の場合は台風または弱い熱帯性低気圧が北上し，暖湿流の補給によって前線を刺激したため，雨量は著しく増大した．
昭和 13 年の阪神大水害は 600 名以上の死者を出す最大の被害を与えた．六甲山系を中心とする神戸市
及び阪神間の各市町村並びに六甲北側の有馬町付近は甚大な被害を受け，各河川はいずれも土石流を伴って大氾濫し，道路・街区・耕地を埋没した．とりわけ住吉川・芦屋川の土石流はおびただしく，道路・橋梁の流失が続出し，阪神国道・鉄道は全く途絶した．また，市街地で河川を暗渠化していた生田川
・宇治川は土砂・流木により埋没したため，土石流が氾濫し大惨事となった．生田川は明治初期には幅80 m もあった川で，常時の流量の少ないことと市街地の発達に伴い，昭和 7 年に 3.1 × 3.3 m（内法）の暗73

第 57図 阪神大水害の浸水区域 （神戸市企画局，1980）
Flooded residential areas at the time of “hanshin Dai-suigai”in 1938.

第 58 図 昭和 13 年（7 月 3 日 -5 日），36 年（6 月 24 日 -27 日）及び 42 年（7 月 7 日 -9 日）
豪雨の時間雨量累計 （神戸市企画局，1980）．観測所：神戸海洋気象台
Cumulative diagram of rainfalls of 1938, 1961 and 1967 heavy rains.

74渠としたことに対する自然の手厳しい批判といえる．第 57 図に示したように市街地のほとんどが浸水区域となった．土砂の流出量は概略神戸市で 200 万 m3，阪神間各地で 400 万 m3 と推定され，神戸市の全被害額は兵庫県全体の 61.5％にも達した．この災害の結果に鑑み，六甲山系の治山治水を国営事業として取り組むため，建設省六甲砂防工事事業所が設立され，現在も砂防工事の努力が続けられている．それにもかかわらず，その後も大きな被害をもたらしたのが昭和 36 年・42 年の集中豪雨である．
第 58 図は昭和 13，36 及び 42 年の時間雨量総累計を比較したものである．昭和 13 年と 36 年は総雨量はほぼ同じであり，雨の振り方が異なっているが，昭和 1 3 年と 4 2 年は降り方のパターンがよく似ている．昭和 42 年と昭和 13 年の総雨量を比べると前者はやや少ないが，日雨量や時間雨量は上廻っており，
崩壊箇所は同程度である．昭和 42 年の浸水区域は第 59 図で明らかなように，昭和 13 年（第 57 図）に比べるとかなり少ない．市街地域の開発・発展が昭和 13 年に比べて著しく進み，かつ人口や建造物が激増しているにもかかわらず，被害額や流出土砂は著しく低下しているのは砂防工事の効果のあらわれである．たとえば住吉川上流の五助ダムには 12 万 m3 の土砂が堆積したことからも被害の防止に効果があった
ことがうかがえる．昭和 42 年の災害の特徴は，次に述べるように災害が都市周辺へ集中する傾向のいわゆる都市災害の典型的タイプとみられる．
1） 昭和 42 年は治山治水がはかどっていたため流出土砂量は少なかったので，それによる被害ではな
く，山麓部河川の出口や，小河川の流域に被害が集中し，市街地では浸水被害が主であった．
2） 今回の災害では六甲山中の市ヶ原（第 60 図）・天王谷等の新開地での住宅の全壊や埋没にみられる

第 59 図昭和 42 年の浸水区域 （神戸市企画局，1980）
Flooded area of 1967 heavy rains.

75

ような社会経済的誘因による新しいタイプの被害がみられ，特に十分な造成工事が実施されていなかったと
ころに災害が多かった．
3） 河川のいっ水が見られなくとも，低地部での浸水が見られた．これは都市化により地盤の保水性がな
くなり，降雨量がすぐ流出量となるから，集中豪雨に対応する排水容量がないための浸水区域である．

Ⅷ．4

Ⅷ ．4 ．1

土

取

場

防災対策

多くの地盤災害を受けてきた神戸において、六甲山系を削り崩して埋立用土砂を採取することは無謀だという意見も強かった．しかし，当時
既に住宅地区は山裾から次第に山腹にはい上がって拡大しており，100 mm
未満の雨量でも，造成地の石垣や擁壁が崩壊し，不幸な死傷者を出す例が目立ってきていた．そこで，神戸
第60図 神戸市布引ダム北方市ヶ原における山腹崩壊
Avalanche caused by heavy rains at Ichigahara, north ofNunobiki Dam, Kobe.

市当局は災害のない土地造成のための防災対策を十分に検討し，災害を未然に防ぐための諸案を策定した．

最初に，第 1 期埋立事業の鶴甲山土砂採取に先だって学識経験者，各界の専門家からなる「神戸市裏山
土砂土取計画委員会」が昭和 34 年 10 月に設けられた．この委員会の答申に基づいて工事が実施され，その施工は安全かつ円滑に進められた．また，昭和 36 年・42 年の豪雨の際，工事現場から災害が発生しなかったのは特記できよう．この委員会の答申は今日の環境アセスメントに当たるもので，大規模開発事
業の手本となったといえる．
防災対策の主なものとしては流出土砂対策，河川に対する防災等で，前者には既設の砂防ダムのかさ上げ・浚渫，砂防ダムの新設及び工事区域内の砂溜桝の設置があり，後者としては流域変更，河川改修及び洪水調節ダムの築造等が挙げられる．
土砂採取区域が西神地区に移ってからは新たな問題が生じた．名谷地区の近くには山陽新幹線が，横尾山地区では地下鉄が通っており，また両地区には水道用送水トンネルがあったため，土砂採取用の発76

破振動の影響調査が必要となり，薬量と距離によるトンネルへの影響が調べられた．その結果，爆源に近い地表面振動は水平成分が上下成分に比べて大きく，遠い所では同程度となり，トンネル内の振動速度は等距離の地表面振動速度より小さく，一般には 1／2-1／3 程度とわかった．そこで発破
管理は発破店からトンネルと等距離にある地表面の水平成分の振動値に基づいて規制された．

第 61 図 切取斜面における水圧による花崗岩下塊のはらみ出しを示す模式図 （田中，1975を一部修
正）．
花崗岩中のたて方向の節理が切り取りにより傾動している．

Diagrammatic profile showing the swelling of
the excavated surface, due to the ground waterpressure loaded into joint planes of granite.

Ⅷ ．4 ．2

掘削時の諸問題

土取場掘削時の問題は大部分斜面崩壊に関するもので，ほとんどすべてが地質構造と何らかの関係を持っている．詳細な調査に基づき原因が究明されれば，今後の方針が立て易くなると思われるが，崩壊が発生するとその対策に追われ，原因調査までいきとどかない事が多く，その詳細は明らかになっていない．現在わかっている崩壊の原因の一
つは破砕帯と地下水との密接な関係であり，その崩壊対策として水平ボーリングによる水抜工事が実施され効果をあげている．その例を次に述べる．
渦ヶ森地区の布引花崗閃緑岩を 1 割勾配で切り下げていたところ，切取面がはらみ出し，節理群が押し出し鋸歯状の不陸を生じた（第 61 図）．この対策として切取面から約 30 m の水平間隔で A，C の水平ボーリングを実施し，地下水を包蔵している破砕帯中に貫入させ，そこから排水することにより地下水位を約 2-6 m 低下させることができた．これは破砕帯の断層粘土の前面の岩塊に粘土を介して水圧が作用し，その水圧を受ける側の岩塊にたて方向の節理群が発達していたためずれを起こし，前方へ回転して傾いたものであった．昭和 44 年 6 月末から 7 月初めの集中豪雨の時には副次断層内の脈状地下水の排水をねらった No. D 水平ボーリングの湧水量が急造したにもかかわらず，No. 4 の水位は 10 m も上昇し，豪雨開始直前の水位に戻るのに 1 月を要した（第 62 図）．
鶴甲北部地区でも大月断層付近に多数の破砕帯があり，のり面の安定化対策に水平ボーリングを実施された．それらからの湧水量の降雨の関連性は，それぞれの地下水の起源，水みち等の差異により流出
状態が降雨に極めて敏感なものと，そうでないものに区別された（田中，1975）．また，地下水の水質の変化も降雨と関係のあるものと，そうでないものとがあり（田中ほか，1975），湧水量の傾向と一致している．
神戸層群地域にも掘削中にすべりを生じることがあり，これらは旧地すべり地であったり，流れ盤となっていることが多い．神戸層群中の泥岩が層状破砕（西垣，1983）を受けていることがあり，これらの層は地下水の浸透により膨潤して非常に軟化し易く，掘削によりすべり易い状態にあるので注意が必要
である．

77

第62図 渦ヶ森地区における水平ボーリング孔からの流出量と地下水位 （田中，1975に加筆）
Ground water level and outflow from the horizontal borehole at Uzygamori.

第63図 六甲花崗岩の切り取りによるＰ波速度の変化 （中井，1980）．横尾地区
Change of P-wave velocity in the weathered Rokko Granite due to excavation.

78

六甲山地の六甲花崗岩は著しく深層風化している．この風化の程度を弾性波探査で調査された結果がある．横尾山周辺における土砂切取り前の弾性波（P 波）速度をみると，地盤内部は大きく 3 層に分けられる．第 1 層は層圧 2- 3 m で v p ≒ 300 m ／ s，第 2 層は層圧 6- 30 m で v p ≒ 1,400 m ／ s，第 3 層は地
表下 10-30 m 以深で vp ≒ 2,700 m-3,500 m／ s である．この第 1 層は表土層で完全にマサ土化し，空隙の多いものから，手で握ると砕ける程度で，乾燥密度は 1.85- 2.0t ／ m 3 である．この状態は非常に崩れ易
く急傾斜地では豪雨によって崩壊する．また，崩壊し堆積した層も同様の速度を示す．第 2 層はかな
り風化が進んだ状態で，ハンマーなどでたたけば崩れる状態から，強くたたくとブロック状に欠ける程
度で乾燥密度は 2 . 2 t ／ m 3 である．第 3 層は風化があまり進んでおらず，非常に硬く，節理がやや発達した程度である．このような地盤を約 80 m 切取後の測定結果は，地表面付近 1-5 m が vp ≒ 300-1,500
m／ s で自然斜面の第 2 層に近い速度で，第 2 層は層厚 2-3 m で vp ≒ 1，700-2,200 m ／ s 及び 2,000-3,500である．第 3 層はそれ以深で v p ≒ 3600 m ／ s で切取りの影響は全くない（第 63 図）．切取り前の第 3
層は切取り時に多少発破を必要としたものの切取りに苦労するような岩ではなく，切取り後表層約 5-8m では非常に速度が低下するが，それ以深では切取り前の状態である．これは上部の切取りにより応力解放が生じ，緩んだためと考えられ，その証拠として第Ⅰ図版 2 に見られるような割れ目が注目される．これは掘削後の花崗岩を特殊処理することにより，目に見えない微小な割れ目が明らかにされたもので，これらは応力解放によりクラックが開いたため，速度が表層では低下したといえる．切取りにより速度が低下する例は高倉山でも確認されており，切取り高約 120 m でも同様に表層部には低速度層がみられ，かなりの深さまで切取りによる影響を受けていることを示している．

Ⅷ．5

明石海峡大橋第 64 図 明石海峡大橋の橋梁一般図（a）及び大橋下の地質断面図（b）（TAKAHASHI et al., 1981）. 1：上部洪積層
及び沖積層， 2：明石累層， 3：神戸層群， 4：花崗岩， 5：断層

General view of Akashi Strait Bridge （a） and geological cross-section along the bridge （b）.

79

Ⅷ．5

Ⅷ ．5 ．1

明石海峡大橋

地質調査の流れ明石海峡大橋は本州と四国を結ぶ唯一のルートとして，昭和 30 年代初めに国鉄・建設省・神戸市がそれぞれ独自に明石海峡の調査を開始している．そして現在は他ルートより遅れはした
ものの本州四国連絡橋公団により実施設計のための詳細な調査が進められており（西垣・佐伯，
1984），現段階での計画は中央径間 1,780 m の世界最大の吊橋となる予定である（第 64 図 a）
．明
石海峡大橋建設予定地は，海峡幅約 4 km，最大
水深約 110 m，最大潮流約 9 ノットで，橋の桁下高 65 m 以上である．世界の最大吊橋のほとん
どは硬岩に支持されているのに対し，予定ルートの明石海峡大橋のアンカレイジは本州側・淡路側とも神戸層群に支持される予定である（第6 4 図 b ）．しかし，神戸層群は第三紀の軟岩で第65図 明石海峡大橋地質調査の流れ図
Flow chart of geologic investigation for
Akashi Strait Bridge.

あるため，技術的問題についてあらゆる角度から検討されている段階である．本州四国連絡橋
公団設立後，架橋ルートが決定され，基本設計
及び施工のための詳細な地質調査が実施されている（第 65 図）．もちろん，これ以前に予備調査として沿岸の地表踏査，音波探査及び概査ボーリングなどによる広範囲の調査が行われており，それらの結果については既に第Ⅵ章で述べたとおりである．
海上ボーリングによって基礎の地盤構成を明らかにするとともに，ボーリング孔を利用した諸計測及びボーリングコアによる室内岩石試験第66図 明石海峡大橋原位置調査用位置図
Map showing in- site investigation for Akashi
Strait Bridge.

が行われる．しかし，その試験結果からは相対的な地盤の工学特性の判定に非常に有効な測定値が得られてはいるが，まだ地盤の設計用定数を求めるまでには至っていない．基礎地盤の強度・変形に関する力学的定数は海底地盤におけ

80

第16表 明石海峡大橋基礎の地質調査総括表 （宮島，1982）
Summary of geological investigations at the site for Akashi Strait Bridge.

第17表

明石海峡大橋用の原位置試験の概要 （宮島，1982に加藤）Outline of in-site test for Akashi Strait Bridge.

る原位置試験結果により推定されるが，その実施が困難な場合は陸上部の類似地盤で原位置試験を行い，ボーリング孔内計測調査や岩石試験結果によって海上部と陸上部の工学的性質の相関性を利用して，
実際基礎部の力学定数を推定する方法がとられている．また，基礎の安定性の検討に当たっては慣用的手法（例えば道路橋示方書）による検討はされるが，それが対象となっている基礎に比べ吊橋基礎はあまりにも大規模であるので，原位置試験結果を種々の解析手法でシミュレーションを試み，支持力や変形について検討されている．その妥当性の検証された解析手法を用いて，実橋基礎の支持力・変形解析が行われる．
海峡部ボーリングは基礎予定位置で第 16 表に示した数量と調査項目で実施され，また，地盤の設計定
数決定のための原位置試験は第 17 表の試験が実施されている（第 66 図）．次にそれらのうち幾つかの特徴的な点について述べる．

Ⅷ ．5 ．2

舞子側調査

第 67 図は海上ボーリング結果による地盤モデルである．舞子側アンカレイジ予定位置では洪積層が厚く堆積し，その下位に明石累層が 10 m の層厚をもち，神戸層群は T. P. -60 m 以深とかなり深いが，神戸層群に支持させねばならない．しかし，B 海域では海底面から明石累層が厚く堆積しており，この部分の主塔基礎は明石累層に支持させざるを得ない．そこで，昭和 47 年に明石累層の原位置試験のためニュ

81

第 67 図 舞子側地盤モデル （宮島，1982）
A geological cross-section model of the ground at Maiko site.

82

第 68 図 垂水地区における礫層の原位置試験による地盤状況 （NISHIGAKI et al., 1977）
Soil profile at the in-site testing site of the gravel bed at Tarumi.

第67図 垂水地区における礫層の原位置試験による砂礫の粒度分布 （NISHIGAKI et al., 1977）
Grain size distribution of sand and gravel layers from the in-site testing site at Tarumi.

ーマチックケーソンを沈め，その底盤において各種試験が実施された．その時，礫層の乱さない試料を採取し，三軸圧縮試験も行われた．乱さない礫試料の三軸圧縮試験は世界で始めてのことと思われる．
実験場所の地盤は第 68 図のように地表部の盛土以外はすべて礫で，A，B，C 及び D の 4 箇所でサンプ．採リングされた．B 試料は砂分が卓越しているので φ10 cm で，それ以外は φ30 cm である（第 18 表）
取試料には 50 mm を越す礫も含まれている（第 69 図）．従来内部摩擦角 φ は標準貫入試験から推定され83

第18表 乱さない砂礫試験の土性 （NISHIGAKI et al., 1977）
Physical properties of undisturbed samples from sand and gravel layers.

第19表 乱さない砂礫試験の強度定数 （NISHIGAKI et al., 1977）
Strength parameters of undisturbed sand and gravel layers （measured and estimated）.

てきたが，三軸試験結果はその推定値よりかなり低い値しか得られなかった（第 19 表，第 70 図）．
神戸層群の原位置試験を海上部で実施するにはあまりに深いので，海底の神戸層群と同一と思われる丘陵部の神戸層群で実施された（第 66 図）．載荷試験時に地盤内ひずみを測定するため，ボーリング孔内にひずみ計が埋設された（第 71 図）．それらのボーリング結果により地質断面図が作成されたが，試験後に実施されたトレンチ掘削による断面観察結果（第 72 図）とは多少の違いがあった．地盤内ひずみ測定結
果は弾性論のように深さ方向に減少する分布を示さず，第 73 図の例のようになった．この特異な分布を確かめるために，更にトレンチ掘削により地盤の確認を行った．その結果，泥岩層のほとんどが層状破砕帯で，上下の砂岩層に比べて弾性係数に大きな差があることが明らかとなり，計算でもこれが確認さ．載荷試験結果を第 20 表に示した．
れた（NISHIGAKI et al., 1981）
昭和 55 年には舞子沖で鋼管井筒の施工性の検討と同時に，鋼管底で特殊載荷装置（第 74 図）を利用して

φ30 cm の深層載荷試験が実施された．載荷面の仕上げ状態は水中テレビで確認した後載荷された．この装置は最大荷重 70 kgf/ cm2 であり，降伏応力が確認されたのは 3 箇所で，残りは 70 kgf/ cm2 以上で（第 75 図），かなりの支持力が期待でき，陸上部の結果より弾性係数，降伏応力共大きい傾向がみられた．

Ⅷ ．5 ．3

松帆側調査

松帆側アンカレイジ予定位置では神戸層群はアルコース砂岩であること，及びその下部の花崗岩との境界が傾斜していることが大きな問題である．海上ボーリング結果のアリコース砂岩の一軸圧縮強度

84

第 70 図

試料 B，C の三軸圧縮試験の結果 （NISHAGAKI et al., 1977）
a：応力 - ひずみ図 b：応力径路図 c：モールの応力図

Results of triaxial compression tests on the Sample B and C.a：stress-strain diagram, b：stress paths diagram,c:Mohr's circle diagram.

85

は q u ＝ 0.5- 25.0 kgf/ cm 2 と非常に広い範
囲にばらついており，その上，q u ＝ 2- 6 kgf/ cm 2 と非常に弱いものが多い．アルコース
砂岩は花崗岩の風化した粒子の再堆積で長石を多く含む砂岩であり，その強度がかなり疑問視され，早急に原位置で確認することが望まれていた．昭和 57 年に松帆沖でケーソンを沈め，その底盤で原位置試験が実施された．
原位置試験以外にボーリングコア及びブロッ
クサンプルによる岩石試験も実施され，海上ボーリングの既往調査と非常に異なる結果を得た．すなわち，既往調査では応力 - ひずみ
曲線にほとんどピークが見られないのに対し，今回調査では明らかにピークが認められ，残留強度が測定された（第 76 図）．側圧 σ3と破壊強度（σ1-σ3）max の関係は今回調査ではピーク強度と残留強度が明らかに異なる分布を示すのに対し，既往調査の多くは今回の残留強度に近いところに分布する（第 77 図，
第71図 ひずみ計設置及び載荷試験位置図
Site arrangement for strain transducer andloading plate.

第 21 表）．既往調査時の試料採取方法は現在も多く用いられているダブルコアーであるが，今回はトリプルチューブサンプラーを用い，ブロックサンプルとはほとんど変わらない結果を得ている．室内でブロックサンプルからアルコース
砂岩のコアーサンプルを取ることが難しいことから，既往調査では採取したままの試料で試験が行われた．しかし，アルコース砂岩は採取時に非常に乱され易いため，乱された試料になってしまい，その結果強度が低かったと考えられる．
今回の調査に基づき，松帆側の地盤モデルが決定された（第 79 図）．

Ⅷ．6

淡路島における採石神戸周辺における六甲山塊の掘削とその採石利用については，既に詳述されている．ここでは本「須磨」地域内における淡路島の採石場について簡単に述べる．採石場は，灘川を挟んで北側（淡路町）と南側（東浦町）にそれぞれ 1 箇所ある．
両地区の地質はこれまで諏訪・濡木（1968）による研究のほか詳しい調査は行われていない．採石の対
象は洲本花崗閃緑岩のうちの塩基性岩類であり，割れ目が少なく堅固で風化も進んでいないため選ばれたとみられる．

86

現在，両地区とも急ピッチで採掘が進められており塩基性岩類採取の跡には，同時に掘削された中粒花崗閃緑岩が埋立てに捨てられているため，地質の状況はほとんど把握できない．岩盤の見られるのはわずか掘削中の西部の側壁のみである．採掘の状況は次のとおりである．
1） 淡路町：採取面積65.1 万 m2，計画採取量

1,557 万 m 3

3 月末現在の採取量 724.1 万 m3（進捗率 46.5％），事業主

採掘開始昭和 51 年 1 月，昭和 55 年

青木建設．

2） 東浦町：採取面積 61 万 m2，計画採取量 3,000 万 m3 採掘開始 昭和 45 年 6 月，昭和 55 年 3 月
末現在の採取量2375.6 万 m 3（進捗率 79.2％），事業主

竹中土木・佐伯建設共同企業体．

過去の採掘状況については，資料が得られていないが第 78 図に示す地形図から大まかな推移が読み取れる．

第72図 載荷試験位置の地質断面図 （NISHIGAKI et al., 1981）
Geological cross-sections at the sites of A-1（a） and A-2（b）.

87

第 73 図 載荷板直下のひずみ分布の例 （NISHIGAKI et al.,1981）

Strain distribution obtained by the plate loading test.

第 74 図 深層における特殊載荷試験機の概要図 （長さの単位：mm）

Diagram showing specifications of deep plateloading equipment.

第20表 神戸層群の載荷試験結果
Results of loading test for the Kobe Group.

88

第75図 神戸層群の深層載荷試験結果
Results of deep plate loading test for the Kobe Group.

第76図 神戸層群アルコース砂岩（岩屋累層）の三軸圧縮試験結果 （岩屋ほか，1983）
Stress- strain diagram showing the results of triaxial compression test for arkosic
sandstone of the Kobe Group （Iwaya Formation）.

89

第 77 図 三軸圧縮試験における側圧（σ3）と強度（σ1-σ3）max との関係 （岩屋ほか，1983）
左側の図：既往調査， 右側の図：今回調査

Stress （σ3）-strength （σ1-σ3） diagram showing the results of triaxial compression test （the same as in Fig.76）.

第21表 神戸層群アルコース砂岩の試験結果 （岩屋ほか，1983）
Physical properties of arkosic sandstone of the Kobe Group.

昭和 32 年発行

昭和 43 年発行

昭和 51 年発行

昭和 55 年発行
昭和 57 年発行

洲本花崗閃緑岩の塩基性岩類の分布における採掘の進行状況と跡地利用及び港湾施設建設状況が良くわかる．いずれも国土地理院発行の 5 万分の 1 地形図「須磨」の一部を使用

Topographi cmaps showing changing patterns of excavating the basic rocks of the Sumoto Granodiorite and land use.

90

第78図 須磨地域内の淡路島における大規模採掘場の推移

91

第79図 松帆側アンカレイジ位置における地質及び地盤の状況
Physical properties and geological cross-section of the Anchorage for Akashi Strait Bridge
at Matsuho,Awaji Island.

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95

QUADRANGLE SERIESSCALE 1: 50,000_）No. 61
Kyoto（11）

GEOLOGY
OFTHE

SUMA DISTRICT

By
Kazuo HUZITA and Yasuo MAEDA（Written in 1983）

ABSTRACTThe“Suma District”occupies the meeting place of the Rokko Mountain system and the__Island of Awaji, where Akashi Strait（Kaikyo）joins Osaka Bay（Wan）on the east and Harima
Nada on the west. This complicated topography is a direct indication of Quaternary faultblock movements.
This district can be divided into three areas from the Quaternary tectonic point of view.
The first area is the northern part which is characterized by the prominent uplift of faulted
blocks which form the southwest part of the Rokko Mountains and adjacent hilly lands.
The mountains are composed of Late Cretaceous granitic rocks, and the hilly lands consistof Cenozoic sediments. The second area is Awaji Island which is located between and linking
the islands of Honshu and Shikoku. Only its northern part is in this district and is composedof small-scale faulted blocks of granitic rocks formed by uplifting in contemporary times
with the fault-block movements of the Rokko Mountains.
In contrast to the above uplift features, the third area, Akashi Strait, is quite different,
and is manifested by a depressional and remnant zone of intense rupture eroded by strong
coastal currents. The pattern cuts across the two uplifted areas.
In the southwest Rokko Mountains and the hilly lands of western Kobe City, which is

96

today called Seishin Area, a large-scale residential and educational newtown has been constructed. Magnificent outcrops were exposed during the excavation. Through elaborate
observation of the outcrops, tremendous amounts of field evidence have been obtained, andthese forced us to alter prevailing ideas on the Quaternary geotectonics in and around the
Rokko Mountains.
On the west side of the faulted Rokko Mountains, the Miocene Kobe Group is exposedin the hilly area separated by the Yokooyama and Takatsukayama Faults. The Kobe Groupconsists of four cycles of sedimentation（Fig. 7）, however, only the lower horizons of thegroup are seen in this district, yielding abundant marine molluscan fossil shells in and aroundthe Akashi Strait.
_
The Plio-Pleistocene Osaka Group is distributed on the western side of the Takatsukayama
Fault accompanied by widespread terrace surfaces. On the southeastern side of the Suma_
Fault, it submerges into the sea-bottom of Osaka Bay. The Quaternary Osaka Group canbe divided into three subgroups; the Upper, Middle, and Lower. The Upper Subgrouprepresented by the Meimi Formation, is composed of cyclic marine sediments of a deltaic
environment outwashing into the inner bay. It unconformably covers the underlying Akashi
Formation of the Middle and Lower Subgroups. The Akashi Formation yields Stegodon
akashiensis which is contained in a marine clay layer of uncertain designation of the Middle
or Lower Subgroup.
Fault-block movements occurred soon after the deposition of the Middle Subgroup. The
blocks thus formed, and called the Rokko and Awaji blocks, rapidly uplifted in the Rokko
Mountains and Awaji Island, supplying a large amount of clasti cmaterial to form fans on
both the outskirts of the blocks and further to expand to the deltas of the Meimi Formation.
The depositional surfaces of the Meimi Formation have remained as the Higher Terraces ofthis district. The geological successions in this district are summarized in Table 22 andindicated in Gothic type letters, together with other related geological system and eventsin the Rokko area.
Table 22 Summary of the geology of the Suma and neighbouring districts.
Geologic system indicated by Gothic type letters is in this district.

97

Table 23 Summary of geotectonic history of the Osaka Group.

Basement Rocks

The granitic rocks forming the Rokko and Awaji blocks, with tiny spots emerging in the
Cenozoic sediments of the lowland area, can be divided into four types on the basis of theirfield occurrences and petrographical features. The first is the Rokko Granite which is themain type of granitic rock in the uplifted Rokko blocks. It is coarse- to medium-grained andlight-colored biotite granite with pink potassium feldspar, and is often penetrated by later
intrusions of fine-grained and light-colored porphyritic biotite granite to aplitic rocks witha pinkish tint. The latter finer-grained lithofacies are dominant on and around Yokoo Yama
and Toganoo Yama and remained forming saw-toothed and rough ridges. A tiny but measurable size of the Nunobiki Granodiorite is the second, and has been recognized near the

98

town or Itayado along the Seisnin Line of the Kobe Municipal Subway. It is almost floatingin the Rokko Granite as a small wedge-shaped body, and is medium-grained hornblendebiotite granodiorite with an occasional flow structure and often including dark-colored basic
oval xenoliths. The third is the Iwaya Granite in northern Awaji Island, and is coarse- tomedium-grained biotite granite with a light pinkish tint. At the extreme southern margin,
the Iwaya Granite often exhibits a flow structure by aligned dots of biotite and potassium
feldspar parallel to the wall of the country rocks. The Iwaya Granite is tentatively correlated
to the equivalent of the Rokko Granite. The Sumoto Granodiorite is intruded by the Iwaya
Granite. This granodiorite resembles the Nunobiki Granodiorite, and is the fourth type.
The Sumoto Granodiorite is medium-grained hornblende-biotite granodiorite often including
dark-colored basic oval xenoliths. The eastern part of the Sumoto Granodiorite is distinguishedby dominant basic rocks which rarely indicate rhythmic layering of dark- and light-coloredbands together with fine- and coarse-grained bands. The basic rocks are at present excavatedto a large extent and crushed to ballast for construction purpose.
K-Ar dating made on the biotite of the Rokko Granite in this district yielded an age of
72.9±3.6 and 71.6 ±3.6× 10 6 y.
Dike rocks are scarcely found in the Rokko Mountains and Awaji Island. They are rhyolite
to granite porphyry and porphyrite.
Miocene Sediments
Kobe Group
The Miocene Kobe Group belonging to the“First Setouchi Series” is distributed in the
hilly lands on the western side of the Rokko block, and locally on the east coast of northern
Awaji Island. A general columnar section is given in Fig. 7. It consists of three formations,and in this district only the lower half of the group, that is, the Taihata Formation（Kt）andthe Lower Member（Ksl）of the Shirakawa Formation are exposed.
The Taihata Formation is characterized by marine sediments in and around the Akashi
Strait, and contains molluscan fossils including the Miocene species of Turrittella kiiensis.
The Upper Member of the Shirakawa Formation is well known as containing abundant
plant fossils named“ Shirakawa fossil flora”. The Iwaya Formation of Awaji Island yields
molluscan fossils（Table 2）akin to those of the Taihata Formation, and thus is correlated ascoeval with each other.
The First Seto Inland Sea occupied the depressional area in the Ryoke Zone extending
along the northern side of the Median Tectonic Line. This area is considered to have been_
the channel in the inland sea growing westwards, and to have spread over the entire Chugoku
Mountains and further up to the north around the Japan Sea.
Plio- Pleistocene Sediments
Osaka GroupThe stratigraphy of the Osaka Group is very important in the analysis of the geologic structures of this district from the tectonic point of view, in regard to the building of the Rokko

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Mountains and Awaji Island. The stratigraphy and geochronological details of this group,compiled chiefly from the standard sequence in the Osaka Basin, are summarized in Table
23 （H UZITA and K ASAMA , 1982）.
A complete section of the Osaka Group was obtained by deep drilling of OD-1. It did
not reach the basement rock even at the depth of 907 m（I KEBE et al., 1970）near the central
part of the Osaka Basin. The results of this drilling revealed an important fact; the upper
half of these post-Miocene sediments is intercalated by thirteen marine clay beds which
are named Ma 0, Ma 1,.....Ma 11, Ma 12 in ascending order, while the lower half is
non-marine.
The alternations of such marine clay beds and sandy gravel beds are considered to show
cyclic marine transgressions and regressions, due to glacial eustacy, into the Setouchi depressional zone extending parallel to the Median Tectonic Line along its northern side.
In the above section, two important horizons should be cited. One is the Ma 0 horizon,
which shows the first marine transgression into the Setouchi zone about 1.2×10 6 years ago.
The second is the Ma 6 horizon, from which large-scale overlapping occurred around thesedimentary basins to form deltaic sediments and fans along the foot of the mountain, although
the alternations of marine clays and gravels continued to accumulate conformably in thecentral parts of the basins.
Such special sedimentation of the Middle Pleistocene suggests that the mean sea levelrose in association with fluctuations due to climatic changes, and the subsidence of basins
and the uplift of mountain hinterlands accelerated simultaneously.
Based on the above view-point, the Osaka Group is divisible into three subgroups; Lower（O 1 ）, Middle（O 2 ）and Upper（O 3 ）Subgroups as shown in Table 23. Most of the detailed_
stratigraphic events are discussed in the“Geology of the Osaka-Seihokubu District”（HUZITAand K ASAMA, 1982）.
_
In the“Kobe District”, just north of the Suma District, the Osaka Group also can be
subdivided into three subgroups, but the full sequences did not develop in the Harima
Basin on the western side of the Rokko Mountains, which indicates that this basin was stablecompared with the continuously subsiding Osaka Basin.
In the Suma district, the Upper Subgroup（O 3 ）, named the Meimi Formation, is widelydistributed, overlapping unconformably on the Middle Subgroup（O 2 ）or the Lower Subgroup（O 1 ）. It consists of deltaic sediments in accordance with the marine transgressions
and regressions of the Middle Pleistocene. Almost complete profiles of the bottom parts ofthese deltas were exposed by large-scale newtown construction, as shown in Fig. 25 andPlate III-1.
It began with sedimentation of thick marine clay （Takatsukayama Clay）, containing
abundant marine fossils such as molluscus, shark teeth and corals, and lasted to form a thickfanglomerate with remarkable false bedding as forset. It ended with deposition of thin reddish
muddy layers as topset, the sedimentary surfaces of which have been preserved as the“Higher
Terrace”and remained widely over the Meimi Hill occupying the northwestern half of this
district.
The fission-track age of the zircons of the Hashimoto Tuff included in the Takatsukayama
Clay was determined to be 0.49±0.09×10 6 y.

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The Middle Subgroup（O 2 ）is represented by the marine clay called“Kawanishi Clay”,
underlain by non-marine sediments from which the molar fossil of Stegodon akashiensis wasfound. The fission-track age of the zircons of the Yagi Tuff in this horizon was obtained as
1.9±0.4×10 6 y. Both of the formations contain Metasequoia fossil flora, and thus can be
included in the “Akashi Formation”, although their mutual stratigraphic relationship has
not yet become clear. At the moment, therefore, the beds containing Stegodon akashiensis, aretentatively mapped as Unclassified Osaka Group （Lower）（O 1 ）.
Development of Quaternary Tectonics_

In regards to the origin of the Akashi Strait as a submarine valley connecting Osaka Bay
and Harima Nada, it is essential to analyze the process of fault-block movements and the_formation of submarine topography and geology of the port area of Kobe City to understandthe geologic developments in and around this district.
1） In the Early Pleistocene, the age of the Middle Subgroup （O 2 ）, the Setouchi depressional zone was invaded by sea water changing it into an inland sea, in which the sequencesof marine clays of Ma 0, Ma 1,.....accumulated in the Osaka Basin continuously starting
about 120×10 6 years ago, whereas in the Meimi hilly area of this district, only Ma 1 clay canbe recognized. This means that the western side of the Rokko Mountains had been tectonicallystable compared to the continuously subsiding Osaka Basin to the east.
2） From the beginning of the Middle Pleistocene, the second transgression occurred andproceeded through the Akashi Strait to the west, and started to deposit thick deltaic sediments
developing into the Meimi Formation. This transgression coincides with the rapid upheavalof the Rokko fault-blocks. The continuous existence of the inner bay environment led to thedeposit of clastic outwash from the uplifted mountains.
3） In connection with this fault-block movement, the Middle and Lower Subgroups forming
flexure along the Takatsukayama Fault or faulted along the major reverse faults on bothsides of the Rokko Mountains. Such tectonic movements have played a major role informing the geologic and geomorphic frameworks of this area.
4） The Akashi Strait is a severely crushed zone due to the complicated fault movements_
shown in Figs. 29-30. This weak zone became the channel connecting Osaka Bay with Harima
Nada through the Middle Pleistocene, cutting across the both uplifted blocks of the Rokko
Mountains and Awaji Island. Water current deeply eroded the sea-bottom, and then anarrow submarine valley appeared crossing the submarine rise extending from the Awaji
uplifted blocks.
5） This valley played the role of drain pipe from Harima Nada to the Osaka Basin during
interglacial periods. The sea-bottom in this valley never reached 70 m below sea level in_the last interglacial period, from the results of the sonic survey of Osaka Bay. Because thesea level lowered more than 100 m, the paleo-river channel was found beneath the alluvial
deposits of the Osaka Basin at a depth of -70 m in its central part.
6） These facts show that the narrow valley in the Akashi Strait reaching more than -100 m
vas formed by the submarine erosion since the Holocene transgression named, in Japan,
the“Jomon Transgression.”

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_

7） In contrast to the Harima Nada side on the west, in the port area of Kobe there is athick accumulation of the whole sequences of the Osaka Group. The subsurface geology of_
the Kobe port area is analyzed based on the sequences of Ma 10-Ma 13. The detailed
facts of the characteristics of those sediments were clarified by survey and research performed
for civil engineering purposes. They indicate that this port area has continuously subsided,and even the Holocene sediments were affected and displaced by the faulting.

Applied Engineering Geology
Three big development projects are in progress in and around this district. The first is_
the landfill project to construct "Port Island" off the coast of central Kobe City. The second__
is the excavation project to construct a newtown called“Kobe Kenkyu Gakuen Toshi” inthe wide areas on the west side of the Rokko Mountains and in the hilly lands from wherecrushed rocks are produced to supply the material necessary for landfill. The third is the_
project to build a suspension bridge（Akashi Kaikyo Oohashi）over the Akashi Strait between_
Akashi on the Honshu side and Awaji Island, reaching 3,560 m in length as a part of a large_
national project to link Honshu and Shikoku Islands by bridges.
To design these big projects and develop them safely, detailed survey and research areof prime importance. Therefore, prior to construction, a civil engineering and geologicalsurvey and research were carried out. Through such attempts, various data has been obtained
for these projects. Some of the more remarkable data connected with the geology of this
district are described in this report.
Natural disasters such as flood and landslide, and various hazard problems are discussed
in order to prevent future disasters, in relationship to the tectonics of the Rokko Mountains.

第Ⅰ図版

1． 六甲花崗岩(Rg)の中‑粗粒黒雲母花崗岩＜ GSJ R 24359 ＞
斑状のカリ長石と自形で累帯構造を持つ斜長石が目立っているほか，石英のサブグレイン化と著しい波動消光が特徴的である．
(顕微鏡写真はいずれも直交ポーラによる)
Medium- to coarse-grained biotite granite (Rokko Granite)
Porphyritic K-feldspar and idiomorphic and zoned plagioclase are clearly shown along with undulatory
and subgrained quartz.

2. 上記写真の中央下部の石英を拡大したもの
顕微鏡回転台上で約20度反時計方向に回したもので、石英中の割れ目が明瞭に現れている
Enlarged figure of quartz grains (lower middle part of above photomicrograph)
Minor cracks in subgrained quarz make trails in two directions crossed nealy perpendicular, suggesting anevidence of the latest pressure loading.

第Ⅱ図版

第Ⅱ図版
1．岩屋花崗岩(Ig)の中 ‑ 粗粒黒雲母花崗岩＜ GSJ R 24331 ＞
石英のサブグレイン化，
著しい波動消光及びジグザグ状の縫合線境界がよく見える
Medium- to coarse-grained biotite granite (Iwaya Granite)
Subgrained quartz exhibits saw-Tooth and sutured boundaries and undulatory extinction.

2．高塚山粘土層産出化石
1． シオガマサンゴ× 1. Oulangia stockesiana miltoni YABE et EGUCHI
2a, 2b. シオガマサンゴ×2．
"
3． Volachlamys yagurai MAKIYAMA × 0.6．
4． メジロザメの歯× 2. Carcharhinus gangeticus (MÜLLER et HENLE)
5． メジロザメの歯×2.
"

1． 地下鉄(神戸市営高速鉄道西神線)工事に伴って現れた大露頭と高塚山断層(撓曲) (高塚山北麓)
スケッチ図及び解説は第25図
An opencut view of the Takatsukayama Fault (Flexure) in the Kobe Group and Osaka Group.
In Fig. 25, the detail is illustrated and explained.

第Ⅲ図版

2． 淡路島北東部海域における音波探査記録 (藤田・鎌田編，1964)，第 27 図参照
Sonic record off the coast of the northeastern Awaji Island (refer to Fig. 27).

第 IV 図版

アカシ象の右下顎骨第三臼歯の一部，
大阪層群明石累層上部粘土層(O1)から産出(神戸市西区伊川谷町小寺：神戸市研究学園都市敷地)．最大歯冠幅約10 cm，最大歯冠高7.2 cm．
写真上：側面 写真下：咬合面A part of the right inferior maxilla with M 3, Stegodon akashiensis (TAKAI). Upper : lateral view
Lower : occlude.

第 V 図版

1． 神戸層群岩屋累層産の貝化石 (淡路町岩屋，絵島，第 2 表参照)
Molluscan fossils of the Iwaya Formation, Kobe Group.

2． 明石海峡底における神戸層群の礫岩 (水深100m)
白鯨号による潜水調査(藤田和夫，昭和 35 年)

Photo showing the conglomerate of the Kobe Group on the sea-bottom of Akashi Strait, taken in 1960.

※文献引用例
藤田和夫・前田保夫(1984)

須磨地域の地質．地域地質研究報告(5 万分の 1 図幅)，地質調査所，101p．
HUZITA, K. and MAEDA , Y. (1984)

Geology of the Suma district. Quadrangle Series, scale

1 : 50,000, Geol. Surv. Japan, 101 p. (in Japanese with English abstract, 7 p.).

昭 和 59 年 3 月 19 日

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昭 和 59 年 3 月 23 日

発行

通商産業省工業技術院
〒 305

地質調査所

茨城県筑波郡谷田部町東 1 丁目 1‑ 3
印 刷 者
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小 宮 山 一 雄
小宮山印刷工業 ㈱東京都新宿区天神町 78© 1984
平 成 9 年 3 月 27 日

Geological Survey of Japan

第 2 刷発行

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古
宇
田
清
株式会社 古宇田印刷