５萬分の１地質図幅説明書
（京都 第 108 号）
通商産業技官 水野篤行
通商産業技官 今井功
地質調査所
昭和 39 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 牟婁層群（古第三系～下部中新統） II.2.1 層序 II.2.2 岩相 II.2.3 化石と地質時代 II.2.4 地質構造 II.3 熊野層群 II.3.1 牟婁層群との関係および基底相 II.3.2 主部の層序・岩相 II.3.3 地質構造 II.4 第四系 III. 応用地質 参考文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 39 年稿）
（京都 第 108 号）
本地質図幅の野外調査は昭和 37 年度に行なわれた。 海岸地域の大部分については， 歩測により縮尺 5,000 分の１の踏査図を作成した。 同じ地域を研究中の 京都大学の原田哲朗・徳岡隆夫両氏および神戸大学の松本英二氏からは， 現地で御教示・討論をいたゞいたほか， 貴重な未発表資料を参照させていたゞいた。 また本所の鈴木達夫技官からは未発表資料をみせていたゞき， 御教示をうけた。 岩石の検鏡には本所の角靖夫技官の協力を得た。 薄片作成は本所の阿部正治技官による。
なお， 本図幅説明書で引用される地名のうち， 読みにくいものをまとめて示しておく。
この地域は紀伊半島の最南端部を占め， 串本の西方に位置する。
紀伊半島南端部の山地は， 海岸線に平行して西北西 - 東南東方向にのび， 海岸に接して比較的急斜面をなしている。 この山地は東南東に向かって次第に低くなり， 江住・見老津付近の後背山地が標高 400～500 m であるのに対し， 田並・有田付近の後背山地では 峯ノ山（江住図幅地域内）の標高 482 m をのぞけば， ほとんど 200～300 m 台となる。 本図幅地域内では， 風吹山が標高 280 m でもっとも高い。
山地の示す西北西 - 東南東方向は， 第三系の一般走向（北東 - 南西）と著しく斜交する。 山地の南斜面はほゞ南北方向の多数の狭く短い谷によってきざまれている。 谷は屈曲に富むが， これは地層の走向が山地の方向に斜交する関係上， 地層の小規模の屈曲や岩質の差によって生じたものであろう。
山地の解析状況は， 新第三系の熊野層群の分布地域と， 主として古第三系の牟婁層群の分布地域とで， さらにそれぞれ異なっている。 すなわち， 図版 4 からわかるように， 熊野層群の分布地域では， 概して谷壁の急な深い谷がこまかく発達し， かつ尾根は鋭くとがっているのに対し， 牟婁層群の分布地域では， 谷壁が緩やかで比較的浅い谷が発達し， 尾根はよりなだらかとなっている。 このちがいは， 両者を構成する主要岩相の差， 擾乱の程度のちがいからもたらされたものであろう。
この地域の海岸線は著しく屈曲に富む。 牟婁層群の分布地域では， 岬状に突出した部分は一般に砂岩や礫岩などのかたい岩石からなり， それ以外の部分は砂岩や砂岩頁岩互層からなることが多い。 海岸には海蝕台が広く発達している。 このような海岸線の著しい屈曲， 海蝕台の発達， 侵蝕によってできた奇岩の露出， 小さな島々の点在などは， 外洋に面した海岸の， 独特な男性的景観を示している。
海岸に沿っては， ほとんど全域にわたって海岸段丘がみられる。 海岸段丘には標高 20～30 m のものと， 40～60 m のものと２種ある。 第 1 図に示したように， 前者はおもに田並以西に， 後者は田並・有田付近にみられる。 いずれも解析されており， 分布は小範囲で， かつ分散している。
冲積平地の発達はきわめてわるく， 一部の河川の下流域にわずかにみられるにすぎない。
本地質図幅地域は 大部分が 牟婁層群（古第三系～下部中新統）と熊野層群（中部中新統） とからなり， そのほかには第四系が小範囲に分布するにすぎない。 この地域に関する今までの地質学的資料としては， 水野 9) の田並以東の熊野層群に関する概報， および田並以西の牟婁層群に関する原田ほか 4) の最近の論文がある。
牟婁層群と熊野層群とは明瞭な斜交不整合によって境されており， 地質構造のうえからも著しいちがいがある。 これらは， 第 2 図に示すように， それぞれ 紀伊半島南部に広く分布する両層群の最南端部のごく一部を代表しているものである。 したがって， それらの地質学的位置をしるためには， 周辺諸地域の資料を参照することが必要となる。
牟婁層群 は全体として種々の単位の砂岩頁岩互層の複合からなるフリッシ型互層で 全般に頁岩の優勢な海成層である。 そのうち， 最下部には砂岩が， 上部には礫岩が比較的多く含まれている。 熊野層群と較べて， はるかにひどく褶曲し， 複雑な地質構造を示している。
熊野層群 は泥岩がちの砂岩泥岩互層からなる海成層で， 牟婁層群の上に著しい斜交不整合関係で横たわっている。 大体において， 南東に 20～30°傾く単斜構造を示し, 整然と成層している。 那智図幅地域の資料によれば， これは中部中新統に属する熊野層群下半部の， 小口累層の下部を占める下里砂岩淤泥岩層の延長部に相当する。
第四系 は海岸地域の段丘上のごく一部に分布する段丘堆積層と， 海岸付近の低地と谷間を埋めている冲積層とからなる。
牟婁層群の複雑な地質構造の大部分は， 熊野層群の堆積前に形成された。 この変動は， 西南日本外帯地域を通じて認められる古第三紀末ないし中新世前期の， いわゆる高千穂変動に相当するものである。 しかし， 熊野層群が多少褶曲， 断裂していることからみて， 牟要層群の地質構造の完成は， 中新世中期以降， とくに中新世後期の変動によるものと考えられる。 鮮新世になってからはこの地域は上昇を続けて侵蝕され， 第四紀後半には現在の海岸線近くの部分が緩い昇降運動を続けて現在に及んでいる。
本図幅地域の海岸には， 牟婁・熊野両層群が非常によく露出している。 とくに牟婁層群に関しては， いわゆるフリッシ相に伴なう諸現象 （砂泥互層の堆積状態・ソール・マーク・生痕・漣痕など）がよく観察される。 また， 海岸で両層群間の典型的不整合関係がみられるなど， 比較的交通が便利な地域でもあるので， よい見学場所となろう。
牟婁層群は， 第 2 図に示したように， 広く紀南地域に分布している。 従来， そのくわしい層序， 構造がわかっていなかったが， 本図幅地域をふくむ最近の層序学的研究の結果， おおよそのところが明らかにされた 4), 19), 20) 。 それらによれば， 牟婁層群は厚さ 5,000 m 以上に達する地層で， 主として砂岩・泥岩のフリッシ型互層からなり， ほかに礫岩・礫質凝灰岩， まれに凝灰岩をふくんでいる。 そして， 下位から音無川ムロ層・四村川ムロ層・請川ムロ層に区分されている 4) 。
本図幅地域の牟婁層群はそれら全体のごく一部を代表しているにすぎない。 原田ら 4) によれば， 本地域に分布するものは四村川ムロ層と請川ムロ層とである。 本層群は田並 - 和深間の海岸地域ではほとんど連続的に露出するが， 内陸部ではそれほどよい露出を示さない。 したがって， 以下の記述は主として海岸地域の調査から得られた結果に基づくものである。
地質構造が複雑なことや， 適当な鍵層がないことなどのために， 本層群の層序を明らかにすることはきわめて困難である。 本文では岩相上の特徴や， 地質構造の特徴をよりどころにして， 一応 第 2 表に示すような区分を行なった。 厳密な層序の確立は将来にのこされた問題である。 こゝでは第 2 表の層序について特記すべきことだけをのべ， 個々の岩相については次節で詳述する。 なお， 第 4 図に海岸地域における踏査図を示し， 第 5 図に試料採取位置を示した。
各層の分布 : 海岸地域では， 最下部層・下部層は西部に， また最上部層は東部にそれぞれかぎられて分布する。 中部層・上部層はそれらの間に， 田子断層を挾んでくりかえして分布している。 下部層から上部層に至る一連の累重状態は， 和深 - 安指間の安指 向斜の西翼にあたる部分でみることができる。
各層間の関係 : 最下部層と下部層とは断層（推定）のために直接の関係はわからないが， 最下部層にみられる砂質フリッシが， 下部層にほとんどみられないことから， 上下関係にあるものとみなした。 なお中部層以上には砂質フリッシはほとんどみられない。
下部層と中部層とは整合関係にあり， 中部層以上に特徴的にあらわれる泥質礫岩の最初の出現をもってその基底とした。
中部層と上部層との関係については， 原田ら 4) は両層の岩相上， 地質構造上の相違から不整合関係を推定している（四村川ムロ層と請川ムロ層との間）が， 筆者らは海岸地域に関するかぎり， 両層の接続関係， 全般的な層序関係などから整合とみなした。
最上部層と他層との関係については問題が残されている。 江田断層以東の， 泥質フリッシを主とし， これに礫質岩がひんぱんに伴なう地層を， 最上部層とみなした理由としては， このような岩相が他層にみられないこと， しいて類似するものを求めれば中部層が該当することになるが， この場合には中部層の著しい厚さの変化を考えなければならないこと， また後述のように， かなり上部の層準と思われる田子の北方の便田の化石と， 田並の西方から産する化石とが時代的にほゞ同じと考えられることなどがあげられる。 しかし， いずれにしても類推の範囲をでず， 原田ら 4) が考えたように（原田らはこれを四村川ムロ層としている）， 最上部層としたものが， 中部層以下に相当する可能性もないわけではない。 この点， 今後の詳しい検討を必要とする。
全体としての岩相の垂直変化の特徴 : 牟婁層群は， 全体としては泥質フリッシに富んでいるが， 第 3 図に示したように， 最下部層には砂質フリッシが特徴的に挾まれて砂質フリッシと泥質フリッシの互層をなし， また， 上部層以上では礫質岩がきわめて優勢である。 中部層では礫質岩が泥質フリッシの間にやゝ厚く挾まれている程度であって， より上位の層準での， 礫の多量の供給の先駆的現象が， そこに示されているように思われる。 砂岩についてみると， 下部層以上のものはきわめて堅硬であり， かつ多少あら目であるが， 中部層以上のものはそれほど堅硬でなく， かつ細粒のものが多い。 したがって， 中部層は岩相上， 下部層以下と上部層以上との間にあって， 移化部をなしているものと思われる。
各層の周辺地域との対比 : 以上のような岩相の垂直変化の特徴からみて， 原田ら 4) の記述を参照すると， おそらく上部層以上が請川ムロ層（棚井・水野 17) の請川「累層」にほゞ一致）に， また下部層・最下部層が四村川ムロ層（棚井・水野 17) の畝畑「累層」にほゞ一致）の多分 上部にあたるものであろう。 なお， このように対比すると， 中部層は， 北方地域で請川ムロ層， 四村川ムロ層間の不整合関係で示されている間隙をうずめるものである可能性が強い。
上部層の層序と岩相変化 （第 4 図参照） : 上部層は安指 向斜の西翼と東翼とで多少層序， 岩相を異にする。 西翼では， 下位から ① 泥質礫岩 50 m 厚（数 10 cm～1 m 厚の砂岩および砂質礫岩の層を挾む）， ② 砂岩が比較的多い泥質フリッシ 50 m 厚， ③ 砂質礫岩 30 m 厚， ④ 泥質礫岩 100 m 厚（中部に 5 m 厚の砂岩礫岩を伴なう）， ⑤ 泥質フリッシ 40 m 厚以上， の順で重なっている。 なお， ③ と ④ とは多少は指交（interfinger）関係にあり， かつ， その間に泥質フリッシが挾まれることがある。 いっぽう同向斜の東翼部， 田子駅付近から中平見に至る間では， 上部層は下位から， ① 砂岩・砂質礫岩・泥質礫岩の不規則な互層 30 m 厚， 泥質礫岩 140 m 厚（よく成層していて層理面がはっきり認められる。 下部は砂岩と互層している）， ② 泥質礫岩（泥質フリッシと互層する）130 m 厚， ③ やゝ砂岩の多い泥質フリッシ 150 m 厚以上（数 m～10 m 厚の泥質礫岩を数枚挾む） となっている。 なお， 以上の層序のうち上部のものは， あるいは最上部層になるかもしれないが， はっきりした証拠はないので， 一応 上部層として一括しておく。 また， 東翼部の最下位 ① の岩相は， 一見 デルタ堆積物の様相を思わせるものがある。
フリッシ（Flysch）という用語は， 内外の諸文献において， いろいろな意味に用いられている。 そのうち， フリッシを 「明確にわけられている砂質岩と泥質岩との無数の互層からなる海成層に対する層相名」 として用いている Suikowski 16) の定義（現在， 多少の差はあれ， 大体このような意味でつかわれている場合が多い）をうけいれるならば， 牟婁層群の大部分を構成する岩相はまさにフリッシということができる。 そして， そこにはフリッシに伴なう諸特徴（非常に厚い， ほとんど砂質岩・泥質岩からなる， 泥質岩が多い， こまかい有律互層， 砂岩は頁岩の破片をもつことが多い， ふつうに級化成層（graded bedding）が認められる， 海底地辷りの構造がみられる， そのほか）がよく示されている。 こゝでは， 前節でのべたおもな岩相について説明する。
砂質フリッシ : これは最下部層を特徴づけるものである。 ふつうは 砂岩 10～50 cm あるいは 3～30 cm（もっとも多いものは 20～30 cm 厚， 最大 1 m 厚以上）と頁岩 1～5 cm とが， 砂岩がちのみごとな板状互層をつくっている。 頁岩は次にのべる泥質フリッシをつくるものと同様， 灰黒色を呈し， 縞状で， かつ非常にかたい。
砂岩は石英粒に富み， 白色を呈し， 緻密， 堅硬である。 一般に比較的うすい層では細粒であるが， 厚いもの（とくに 1 m 前後以上）になると， 租粒～中粒で， 基底部が礫質になることも多い。 砂岩単層のなかには級化成層がみられ， また頁岩の角状パッチが多くふくまれている。 とくに厚い単層の場合には， 下部の礫質部（チャート・スレート・砂岩の円磨された細礫をふくむ）に 頁岩の角状パッチが集まって角礫岩状を示している。 砂岩は， とくに単層の上部で葉理の発達がよく， 縞状を呈することが多い。
砂岩単層の頂面には多くの場合に漣痕がよく発達していて， 上位の頁岩と明瞭にわけられている。 また， 単層の底面は下位の頁岩と明瞭に境されており， そこにロード・カストなどの底痕 [ 以下の [注1] 参照 ] が認められる。 なお, 粗粒砂岩の底面には A 型の化石 [ 以下の [注2] 参照 ] がつくこともある。
砂質フリッシは 1 m 以下の厚さの礫岩を挾むことがある（和深駅付近， T17 の西方約 40 m の地点）。 また， 砂質フリッシは泥質フリッシに垂直的にかなり急激に移化する。
泥質フリッシ : こゝで泥質フリッシとよんだものは， 頁岩と砂岩との細互層を一括 したものであるが， ２つの型をふくんでいる。 第 4 図ではこれらをわけて示してあるが， 中間的なものもよくあらわれ， それらの間に明確な境をひくことは一般に困難である。 泥質フリッシは， 牟婁層詳のなかでもっとも普遍的にみられる岩相である。
１つの型は縞状頁岩（laminated shale）とよべるものである。 シルトないし微粒砂が 葉理面・層理面に沿って数 mm 程度の厚さでひんぱんに頁岩のなかにはいり， 非常にこまかい頁岩がちの縞状互層をつくっている（一例では， 頁岩 1～10 mm と砂岩 1～5 mm の互層）。 この縞状頁岩は， とくに海岸で適当に風化した露頭では明瞭に認められるが， 風化が著しく進んでいる場合， あるいはまったく新鮮な場合にはそれほど目立たず， 露頭全体が頁岩だけからなるようにみえることが多い。 ルーペでこの頁岩をみると， 雲母の微小片が認められる。 全体として灰黒色を示し， 新鮮なときには非常にかたいが， 風化が進むとチリチリになって， 細片にこわれる。 一般に強い擾乱をうけているので， 熊野層群の泥岩にみられるような規則正しい節理（図版 72 参照）はみうけられない。 また， 風化露頭においては， 薄くはげやすく， 風化した細片上は不規則なこまかいしわがみられ， また光沢がみられる。
もう一つの型は上記の縞状頁岩と， やゝ厚い砂岩とが細互層をなすものである。 互層するそれぞれの厚さは多様であり， 砂岩 5 mm～5 cm と頁岩 1～10 cm， 砂岩 1 cm と頁岩 1～3 cm， 砂岩 5 cm と頁岩 5～10 cm， 砂岩 5 mm～10 cm と頁岩 5～20 cm など， いろいろの型式をとるが， 一般に頁岩が優勢である。 しかし， ときには厚さ 10 m～10 数 m の範囲で， 砂岩 10 cm 前後， 頁岩 5 cm 前後の砂岩がち互層にうつりかわることもある。 以上を通じて， 砂岩は微粒ないし細粒で， 灰白色を示し， 縞状に葉理がよく発達している。 砂岩はときには数 m の厚さとなる。 このような部分を， 第 4 図では「やゝ厚い砂岩」として区別した。
互層をつくる砂岩層の底面は， 下位の頁岩と明瞭に境されている。 いっぽう， 頂面はがいして 1 cm 前後以上の層の場合には明瞭に上位の頁岩と境されるが， それ以下の場合には漸移することもある。
泥質フリッシを通じて， 一般に砂岩層の底面には， さまざまの型の底痕がみとめられる。 また， 多少厚い砂岩層の頂面には， しばしば漣痕が認められる。
泥質フリッシは砂質礫岩・泥質礫岩と互層することが多い。 これはとくに上部層・最上部層で著しい。 上部層では泥質フリッシのなかにごくまれにチャートの円磨された細礫が散点している。
また， 泥質フリッシ中には， まれに白色砂岩凝灰岩の薄層が挾まれている。
本稿では， 礫質岩のうち砂岩を基質とするものを砂質礫岩とよび， 泥岩を基質とするものを泥質礫岩とよんでいる。 両者の典型的な岩相は互いに異なるが， 両者は一つの層のなかで漸移しあったり， 一つの層の中心部が砂質礫岩からなり， 周辺部が泥質礫岩からなっていて， その境いが指交（interfinger）関係であったりすることもある。 両礫岩は全層を通じて認められるが， 最下部層・下部層では非常にまれで， 中部層でやゝ多くなり， 上部層ではとくに著しい。 また最上部層では泥質フリッシとひんぱんに互層する。
砂質礫岩 は， うすいものでは数 10 cm 厚， 厚いものでは 30 m 厚の層， またはレンズをなしている。 泥質フリッシ・砂質フリッシあるいは泥質礫岩のなかに挾まれて， 層全体が礫質の粗粒～中粒砂岩に移り変わったり， また前述のように泥質礫岩に変わったりする。 いずれも不淘汰の砂岩を基質として， 密集した， 多数の大小の礫からなる礫岩である。 一般に， 礫としてはチャート・スレート・砂岩などの古生層起源と思われるものがみられる。 これらは径数 mm～5 cm 前後の円礫ないし亜円礫であることが多い。 そのほか， 長径 30 cm， ときには 50 cm に及ぶ， 牟婁層群の岩石に由来すると思われる縞状砂岩・縞状頁岩の亜円礫も 少なからずふくまれていることがある。 まれには花崗斑岩の亜円礫（最大長径 5 cm 前後）が認められる。 また， 縞状頁岩をすみ流し状にふくむこともある。 砂質礫岩は， 白色のチャート礫を多くふくむため， 全体として白色がちである。
泥質礫岩 は， うすいもので数 10 cm から数 m 厚， 厚いもので 100 m 厚以上で， 一般に砂質礫岩よりも厚く発達している。 概して層理面の発達がわるく， 塊状を示すが, 例外的に中平見のすぐ西側の海岸地域のものはよく成層している。 礫岩の基質は， きわめて不淘汰の， 塊状黒灰色泥質微粒砂岩ないし砂質頁岩であるが， ごくまれに縞状頁岩であることもある（K14 と K15 の中間地点）。 礫の量は砂質礫岩に較べてはるかに少ない。 一般に礫には３種類が認められる。 一つは古生層起源と思われるチャート・スレート・砂岩で， 例外なく径数 mm～2 cm 前後の円礫ないし亜角礫である。 もう一つは， それよりやゝ大きく， 径 5～10 cm の亜角礫または角礫で， 四万十累層群の岩石から由来したと考えられる砂岩である。 他の一つは， 牟婁層群の岩石（直前に堆積したと思われるものをふくむ）から由来した 縞状頁岩・砂岩頁岩互層・砂質礫岩である。 これらのなかには， 褶曲した互層， 不規則に流動した跡をしめす縞状頁岩， あるいは Slump folds とよばれるようなものもあり， 一般に径数 10 cm～1 m 以上のさまざまな形の巨礫となっている。
以上にのべた泥質礫岩の大部分は， Crowell 1) の「乱泥流（turbidity current）の環境下に海底地辷りによってつくられた」 含礫泥岩（Pebbly mudstone）に相当するものと考えられる。
これらの泥質礫岩のうち， 牟婁層群から由来したと思われる砂岩や砂質礫岩からなる巨塊は， 周囲の頁岩が侵蝕されて， 平坦な海蝕台上に， 原田ら 4) がのべたように「さらし首を並べたような」奇観を呈している。 その分布は第 4 図に「レンズ状ないし塊状にはいる砂質礫岩および砂岩」として表現した。 中平見の南東方および江田 - 田ノ崎間の海岸地域でもっともよく発達しており， 前者では泥質礫岩中， 後者では縞状頁岩中にみられる。 これらが， もともと巨礫として周囲の地層とともに堆積したものか， あるいは造構運動の際に， もともと連続していた礫岩層または砂岩層が， 可ソ的流動をしてちぎれ， 礫状になったものか， 今のところ明らかでないが， 観察しうる範囲では両方の型があるように思われる。 たとえば， 図版 33 に示したものは整然と成層した地層のなかに巨塊が点在し， また K19" 付近のものはそれほどひどく擾乱していないところに巨礫がみられる。 これらはおそらく本来は礫として堆積したものであろう。 また K19 地点では全体が著しく擾乱しているところに， 4～5 m3 程度の葉理のはいった砂質礫岩があり， これは断層関係で周囲のもめている頁岩に接するが， 近くにはそれの延長部と思われる 1 m 厚前後の泥質礫岩と， 砂質礫岩の混合した層が認められる。 この場合には， もともと不規則な形のレンズとして堆積したものが， 変動時にひきちぎられた結果できたものと思われる。 江田の南東方海岸の縞状頁岩中のものも同様の型と考えられる。 このような巨塊が著しくあらわれるところが， 巨視的にみて， 田子断層以東の擾乱の著しい地域に限られていることは注目にあたいする。
なお， 江住図幅地域最南部で原田ら 4) が発見した二枚介の化石は， 泥質礫岩のなかにふくまれているものであり， 本図幅地域のなかでも， 泥質礫岩中から化石が発見される可能性がある。
漣痕は砂岩単層の頂面に印せられ， 地層の上下判定ばかりでなく， 堆積時の水流の方向をしる手がかりとして， 古地理復元に役立つものである。 牟婁層群の砂質フリッシ・泥質フリッシのなかには多くの漣痕が認められる。 第 4 図には海岸地域で漣痕がみられるところをまとめて示した。 牟婁層群に類似の岩相をもつ地層中にはしばしば漣痕が認められ， すでに四国の足摺岬からその存在が報告されている 3), 15) 。 形態的に大別すれば， 線状漣痕・舌状漣痕となるが， 牟婁層群のものには舌状漣痕が多い。 線状漣痕は水流漣痕に属するもので， かならず非対称的であり， ふつう波長 7～15 cm, 波高 5 mm～1 cm である。 そのうち， T14 のものでは波長 7～17 cm， 波高 1 cm 前後が測定された。 一般に一つの地域または地点で， 厚さ数 m から10 数 m 以上の範囲の地層中に漣痕が非常に多くみられる。 頂面に漣痕をもつ砂岩単層は， その底面から頂面に向かって級化成層（graded bedding）することが多い。
底痕はとくにフリッシ相に多くみられるといわれている 14) 。 その一般例にもれず， 牟婁層群のフリッシにはほとんどどこでもみられる。 底痕も漣痕と同じように地層の上下判定の手がかりとなり， また， そのうちフルート・カスト（Flute cast)は 堆積時の水流の方向（どの方向からの流れか）をしるうえに重要な要素である [ 以下の [注] 参照 ] 。
フルート・カストは「底面上の亜円錐状のもりあがりであり， 片方の端は円くなって底面と明瞭にさかいし， 他方の端は外側にはり出しながら底面に漸次あわさっていくもの」 14) とされている。 これはすでに堆積していた半凝固の泥（後の頁岩）が 水流によってえぐられた後を砂が充塡したあとであり， 図版でしめしたようにさまざまの形をもち， なかには明らかに小さな渦をまいて水が流れたあとが残されているものもある。 砂岩単層の断面をみると， フルート・カストのところだけ砂岩が粗粒になっていることが多い。 一般にうすい砂岩の底面のものは小型であり， 数 cm 以上の場合には多少大型になる傾向が認められる。 フルート・カストは底痕のなかではもっとも多くみられる。 一つの砂岩層の底面にはフルート・カストがつき， 頂面には漣痕がつく例も少なからずみられる。 なお， 一般に牟婁層群のフルート・カストは 堆積後の続成作用の過程で荷重をうける結果， すぐ下位の頁岩が砂岩中にフイルム状にまくれこんでいることが多い。 したがって， 厳密にいえばフルート・ロード・カスト（Flute-load-cast）といわれるものに属する。
グルーブ・カスト（Groove cast）は， 泥の上に形成された線上に長くのびた溝を, 砂が充塡してできたものである。 牟婁層群のなかには非常に少なく， K24 の地点で認められたにすぎない。
バウンス・カスト（Bounce cast）も長くのびたものであるが， グルーブ・カストよりは短かい。 これもかなり多くみられる。
ロード・カスト（Load cast）は地層の続成過程における荷重作用でつくられたもので, 前述のものとちがって無方向性であり， さまざまな不規則な形を示している。 一般に厚い砂岩単層の底面のものはそれぞれもり上りが大きく， 薄いものでは小さい傾向があるが， なかには薄いものでも大きなロード・カストを伴なうものもある。
化石は多毛類および生痕化石をのぞいてきわめて少ない。
貝化石としては， 本図幅地域の最上部層から二枚介の Acilla elongata NAGAO et HUZIOKA が発見され 4) （たゞし転石， 第 4 図参照)， また有孔虫化石としては， 田ノ崎突端近くの最上部層から Cyclammina sp. [ 以下の [注] 参照 ] が発見されているにすぎない。 なお, 田子の北方の便田付近（江住図幅地域最南部）では， 多分 最上部層にあたると思われる泥質礫岩のなかから， Venericardia tokunagai YOKOYAMA， Costacallista cfr. shikokuensis KATTO, Portlandia sp. の３種の一枚介化石が発見されている 4) 。
上記の介化石は， 原田ら 4) が指摘しているように漸新世後期ないし中新世前期を示すものであるが, ほかの地域の資料と比較すると, むしろ中新世前期と考えてよいのではないかと思われる。 したがって， 少なくとも最上部層は下部中新統に属し， あるいは上部層もそうであるかもしれない。 それ以下は古第三系ということになろうが， それ以上くわしいことは現在のところは資料がないので不明である。
本図幅地域の牟婁層群に多産する化石は多毛類および生痕化石である。 わが国ではこれらの化石はまだそれほど十分にしらべられていないので， 今のところ時代決定に役立つかどうかは疑問である。 これらは， 野外観察の結果， ５つの型にわけられることがわかった。 それらには， 深田 2) ・甲藤 7) により明らかにされた， 四国の室戸層群（牟婁層群の延長と思われ， 同様な岩相・構造をもつ）産の化石に似ているものがある。 こゝではかりにそれらを， A， B， …， E 型とよんでおく。 そして以下にのべるように一応 室戸産のものと比較して， 名前をつけておくが， 残念なことに， この類の化石に関する文献が十分手許にないので， 種名の最終的決定は将来のくわしい検討にゆずることにしたい。 ５型のうち， A 型としたものは普遍的に分布し， 薄い砂岩層の底面をよく観察すると， 層準にかゝわらず多かれ少なかれみられることが多い。 ほかのものは第 3 表に示すような分布をし， また産出個数も少ない。 なお， これらは， 泥質フリッシをつくる砂岩層の底面によく残されており， したがって一般に泥質フリッシの逆層部でよくみることができる。
| 層準 | A | B | C | D | E |
| 最上部層 | 〇 | 〇 | 〇 | 〇 | |
| 上部層 | 〇 | 〇 | 〇 | 〇 | |
| 中部層 | 〇 | 〇 | |||
| 下部層 | 〇 | ||||
| 最下部層 | 〇 |
A 型 （Tosahelminthes ? sp.） : 小型の底棲動物の這跡と思われる。 非常に細長く, 幅 1.0～1.5 mm， 長さ 60～70 mm に達する。 きわめて不規則的にまがりくねり， 底面上に沿って密集して産することが多い。 密集する時には， 互に交叉することも多い。 ほかの型の間では互に共存して産することがないが， A 型はどの型とも（どれか１つの型と）共存する。 たゞし， その場合， A 型が密集すると， もう１つの型は非常 に少なくなる。 牟婁層群の泥質フリッシにもつとも普遍的にみられるものである。 これは甲藤 7) が Tosahelminthes curvata となづけたものに多少似ている。 しかし， 同種よりさらに細長く， かつ， より不規則にまがりくねっている。 一応 Tosahelminthes ? sp. としておく。 なお， 甲藤 7) は T. curvata をなんらかの環虫類の這跡と考えた。
B 型 （Tosalorbis sp.） : A 型についで多く産する。 幅 4～5 mm， 長さ 40～50 mm のすこし不規則にまがった管形を示す。 体表には輪状模様があるが， これは砂岩層の底面上のものについては保存されていないことが多い。 B 型は A 型とちがって， かならずしも底面に沿って産するのではなく， 底面に接する頁岩中にも斜交して入っていることも多い。 ある場合には， 著しく密集して産する。 室戸産の化石と比較すると B 型は多毛類の Tosalorbis hanzawai KATTO 7) よりも多少細長く， かつ輪状模様がよりあらい。 また， T. peculiaris KATTO 7) よりも多少太目である。 一応 Tosalorbis sp. としておくが， 新種である可能性も強い。
C 型 （Terebellina shikokuensis KATTO） : 弓状に細長くのびた管で， 幅 4 mm, 長さ 70 mm 前後に達する。 体表には緩い起伏の輪状模様が多数ある。 おそらく後からの圧力によって扁平になり， かつ中央に縦に走る細い溝状の割れ目がある。 上部層と最上部層とにそれぞれ１ヵ処ずつで産し， 砂岩層の底面上に横たわっているのがみられた。 室戸産の Terebellina shikokuensis KATTO 7) よりも大きく， かつより細長くのびており， 果して同種であるか断定しかねるが， 少なくとも甲藤 7) の記述と大体一致しているようなので， 一応同種に同定しておく。
D 型 : 中平見付近における上部層の最下部近くの斜行葉理の著しい， 厚い砂岩の上部に産する。 幅 5～6 mm， 長さ 100 mm 以上のいわゆる砂管状を示す。 層面に大体平行に入るが， 斜行もする。 おそらく多毛類か他の動物の巣穴であろう。
E 型 （Nereites cfr. tosaensis KATTO） : 江田付近の最上部層の一部から発見された。 少し太目に長くのびた形で， 幅 15～18 mm， 長さ 120 mm 以上に達するゴカイに近い類である。 明瞭な体節を有し， また複雑な疣足をそなえている。 体の中央には一条の隆起がある。 これらの形態上の特徴は， 甲藤 7) が記述した室戸産の Nereites tosaensis KATTO を思わせるが， 体節・疣足の発達状況がそれより不規則である。 一応， 同種に同定しておくが， 別種である可能性もある。
本図幅地域における牟婁層群の地質構造は， 雄大な褶曲とこれに伴なう断層， 各地でみられる著しい擾乱など， きわめて複雑である。 これらの地質構造の性格を明らかにするためには， 周辺地域の詳細な調査結果にまたねばならない。 こゝでは， 海岸地域で得られた資料をもとに， 主として形態的特徴についてのベる。
本地域の地質構造は， 巨視的にみた場合， ほゞ N 60°E 方向の軸をもつ褶曲構造をなしている（第 4 図参照）が， その褶曲の型から３つの単元に区分することができる｡ すなわち西から 安指向斜以西の単一背斜区， 安指向斜軸部から江田断層までの傾倒褶曲区， 江田断層以東の等斜褶曲区である。 各単元はそれぞれ断層で境されている。
単一背斜区は和深背斜からなる。 これは両翼の傾斜が 30°前後のほゞ対称性の背斜で， 軸部には小規模の向斜構造がみられる。 しかし 西翼部を牟婁層群最下部， 東翼部を同下部および中部とみなしたように， 両翼部の岩相の相異からみて， 和深背斜は単純な単一背斜ではなく， 軸部には少なくとも落差 600 m 以上の断層の存在が推定される。 おそらく， 軸部にみられる小規模の向斜構造は， かつて存在した向斜構造の名残りで， 和深背斜は本来２つの背斜からなっていたものであろう。
傾倒褶曲区には， 軸面が南東に倒れた非対称性の褶曲構造が発達し， 礫質岩の多い上部層と中部層とがくりかえして露出する。 このために， 一般に北西翼部が緩傾斜で南東翼部が急傾斜ないし逆転する背斜構造と， 翼部の傾斜がこれとは逆関係を示す向斜構造とが配列する。
等斜褶曲区は， 一見すると NE - SW の走向で， NW に傾斜する単斜構造を呈するようにみえるが， 順層部と逆層部とを識別することによって， ２向斜と２背斜とからなる等斜褶曲溝造と推定することができる。 いずれも軸面が南東に倒れ， 軸面に対してほゞ対称性の褶曲で， 軸間距離（背斜軸から背斜軸までの距離， または向斜軸から向斜軸までの距離）はいずれも 600～800 m でほゞ一定している。 背斜軸部・向斜軸部には断層の存在が推定されるが， その性格については明らかでない。
牟婁層群は巨視的には上記のような褶曲構造を示すが, 全般に著しく擾乱しており, 局地的にさまざまの異常構造がみられる。
たとえば， 図版 5 に示すように， やゝ砂岩の多い泥質フリッシは， 全体として南東に傾斜しながらも， 各層は著しく屈曲し， 小断層が発達していて， ところによって砂岩の単層がひきちぎれている。 しかも， この互層部とその上位の厚い砂岩層（図版 5 の左上部）との一般走向は斜交している。 この場合， 厚い砂岩層の走向・傾斜が， この地域一帯の一般的な走向・傾斜を示しており， 互層部はむしろ局地的異常である。 このような例はきわめて多い。
また図版 65～67 で示すような「折りたゝみ構造」が随所にみうけられる。 これは, ちょうど屏風を幾重にも折りたゝんだような過褶曲構造で， 褶曲軸が周囲の地層の一般的走向に調和的なものや， 不調和なものがある。 「折りたゝみ構造」は一般に泥質フリッシに多いが， なかには砂質フリッシでもあらわれる（図版 65）。
このような局地的異常構造が， 巨視的にみた地質構造のどのような部位に特徴的にあらわれるか， また岩相によってどのような変形の差を生ずるかについては， 今後に残された興味深い問題である。 なおこのほかに， 堆積時の海底地辷りによって生じたと思われる slumping structure も認められる。 しかし， 擾乱の著しい本図幅地域ではこの海底地辷りによる褶曲構造と， 構造運動による過褶曲構造とを識別することが困難な場合が多い。
熊野層群は図幅地域東部に分布する。 そのほゞ完全な層序は海岸地域でみられるほか, 下半部については有田の沢でも断片的にみることができる。 図幅地域内でみられる範囲では， 本層群は厚さ 900 m 前後であり， 泥岩を主とする地層からなる。 本図幅地域内の資料だけでは， その時代および層序上の位置をしることが困難である。 しかし， すでに， 隣接の那智・新宮両図幅地域における熊野層群の詳細がしられている 10), 12), 13) 。 野外において， 那智・田並両地域の熊野層群の間の関係をしらべた結果， 本図幅地域のものは， 那智図幅地域に発達する「下里砂岩淤泥岩層｣ 10) とよばれている層の延長部にあたることがわかった。 したがって， 地層名としては， 後者の地域ですでに用いられているものを踏襲すると， 熊野層群 下部の 小口累層 に属する 下里砂岩淤泥岩層 ということになる。 熊野層群の地質時代は今日までしらべられている結果によると中新世中期である。
熊野・牟婁両層群間の斜行不整合関係は， 田並の南西方の田ノ崎海岸および田並の東方の道路切割の露頭で確認される。 有田の沢では， 関係の確認はむづかしいが， 基底部の岩相が比較的よくみられる。 基底部の岩相は以下にのべるように， 場所により著しく異なっている。
田ノ崎における不整合の露頭は， かつて水野 9) により， 初めて発見されたものである。 こゝでは， 平坦な不整合面の上に， 厚さ 30 cm 前後の基底礫岩がみられる。 その上位は， 第 6 図に示すような層序・岩相である。 基底礫岩層の礫は最大 10 cm 程度で， 円磨されている。 大きな礫には牟婁層群をつくる砂岩が多く， 小さなものには黒色頁岩が多い。 やゝ上位にある角礫岩層は， 泥岩の基質のなかに最大 10 cm 径の角礫をふくむ。 礫種は基底のものと同様である。 以上を通じて， 砂岩は灰白色， 泥岩は暗灰色， かつ多かれ少なかれ砂質である。 細粒砂岩中には次のような貝化石が散在している。
田並の東方の道路切割では熊野層群基底部の状態は， 上述の海岸地域とは異なっている。 こゝでは， 基底に 10 数 cm ないし最大 60 cm の厚さの含礫泥岩が横たわり， その上位はすぐに厚い泥岩となる。 田ノ崎にみられるような砂質層はまったく発達していない。 基底礫岩に相当する含礫泥岩は細礫ないし中礫大の円磨された， あるいは多少亜角礫状の砂岩の礫をふくんでいる。 牟婁・熊野両層群ともに泥質岩を主としているので， 岩相になれないうちは， 両者の識別（不整合面の確認）がむづかしい。
有田の沢では， 不整合線は， 北方の江住図幅地域にはいってから約 70～80 m のところをよこぎっている。 こゝでは露頭がわるいので不整合面を確認できない。 基底部はおそらく 2～3 m 厚の塊状， 灰白色， 細粒砂岩であり， その上位には第 8， 9 図に示すような泥岩がちの地層が厚く重なる（次項参照）。
熊野層群の主部をつくるものは泥質岩と， その間に挾まれる砂岩とである。 第 9 図は熊野層群の下部（厚さ 200 m 位）の１例をあらわし， 第 10 図は上部（厚さ 200 m 位）の１例を示している。 その間の厚さ 500 m の範囲もそれらとよく似た岩相を示している。
熊野層群は， 概観すれば， 塊状泥岩層・砂岩薄層を挾む 砂岩泥岩互層（圧倒的に泥岩が優勢）のそれぞれ数 10 m の厚さの層， それに数 m の厚さの砂岩層の不規則的なくり返しからなっている。 また， 本図幅地域における中上部および最上部には， 厚さ 40 cm に近い白色のかたい砂岩と泥岩との互層がある。 この砂岩は中粒から微粒へ級化成層をつくっている。 鏡下では中粒岩部はソーダ質斜長石と火成岩の微片， 石英（一部変成岩起源）からなり， 少量の炭酸塩鉱物をふくんでいる。 粒は亜角～亜円形であり, 基質は全体の 10～30 % をしめている。 凝灰質である。 また， 微粒砂岩部は同じく凝灰質であって， 火山性の中性斜長石， 粘土化した火山灰・石英， そのほか黒雲母・白雲母・炭酸塩鉱物などからなっている。
これらの記述は有田海岸に露出する砂岩層の標本にもとづくもので， ほかの砂岩にも， あるいは同様な性質を示すものがあるかもしれない。 この点， 未検討である。
泥岩は， 熊野層群全体を通じて多かれ少なかれ砂質であって， むしろ厳密には淤泥岩（siltstone）と称すべきものである。 ふつう， 層理面が 10～50 cm ごとに発達する｡ この状態は比較的大きな崖ではよくわかるが， 風化が著しく進んでいたり， あるいは小さな露頭では認めるのがむづかしく， まったく塊状の泥岩のようにみえることが多い。 泥岩は新鮮なところでは固く， 青味をおびた暗灰色を示し， 「砂質」のために， 少しざらざらした手ざわりを感じさせる。 風化すると灰白色となり， かつ角ばった細片に割れやすくなる。 砂岩泥岩の互層は第 11 図に模式的に示したような型を示す。 ふつう， 数 10 cm ないし 1～2 m 前後の厚さの細粒砂岩と, 「互層状泥岩」とからなる。 細粒砂岩の層は明瞭な基底面を有する中粒砂岩を最下部として， その上位に， １枚の砂岩層の大半をしめる細粒砂岩， さらに上位に微粒砂岩と漸移する， いわゆる級化成層を示している。 「互層状泥岩」は前述の泥岩が， 数 10 cm おきに厚さ 1 cm ないし数 cm の細粒砂岩薄層を挾むものである。
以上の諸相を通じて， 化石は非常に少ない。 ごくまれに小型有孔虫の Cyclammina sp. が泥岩中にふくまれているほか， 多毛類の化石が泥岩の層理面に沿って認められる。
なお， 本図幅地域東端の 錆浦 から東方， 串本市街地に至る海岸沿いには， この地域の新第三系よりさらに上位に重なる 厚さ約 1,000 m の泥岩と砂岩泥岩互層とがみられる。 これらも本図幅地域のものと同じく， 熊野層群の小口累層に属するものである。
熊野層群は牟婁層群とは対照的に， 全体的におだやかな構造を示している。 これまでに本説明書で示した図版からわかるように， 一般に地層は整然とゆるく傾むき， 走向・傾斜としては， N 50～70°E， 20～30°SE 傾斜のものが多い。 しかし， 基底近くでは， 図版 68， 69 にみるとおり 50°以上傾むくことがある。 北東隣接の那智図幅地域での構造との関係をみると， 本地域のものは， 那智図幅地域での「高地-二子島背斜」 10) の南西方延長にあたるようである。
有田の南西方海岸では， 部分的に， 牟婁層群にふつうにみられる「折りたゝみ構造」がみられる。 この部分だけをみている限りでは， 古第三系とあまり区別がつかないほどの褶曲断層構造であるが， 周囲をしらべると， この構造を示す地層が， 整然と緩く海の方に向かって傾むく地層の間に挾まれた 約 10 m の厚さの部分であることがわかる｡ したがって， この構造は， いわゆる層間異常に属するものであり， 堆積時の海底地辷りによって生じた， 局部的変形を示すものと思われる。
断層に関しては， 熊野層群をきる非常に大きなものは認められない。 落差が数～数 10 m のものはしばしば認められる。 これらの方向は， 大小にかゝわらず一定しており， 大体 N 20°W ないし N - S の方向である。
段丘堆積層 : 海岸地域の段丘面上にはごくまれに段丘堆積層がみられる。 有田付近でみられるものは， 厚さ 2 m 前後の礫層からなる。 礫はすべて円味をおび， 中礫～大礫大で， 礫種は熊野層群の砂岩・泥岩であり， 基質は細礫ないし粗粒砂からなる。
冲積層 : 冲積層は現河床に横たわる礫・砂・粘土からなる。 一般に発達がよくない。
地下資源については， 本図幅地域内にそれほど有望なものはみられない。 図幅地域東端から西端に至る間の海岸地域では諸所に， 小破砕帯に沿って「やけ」が認められる。 多くは石英の細脈であって， 黄鉄鉱・黄銅鉱が認められる。 この地域は， 鉱床の面からいって， 津田 18) の古座川区の延長に属するものと思われる。 本図幅地域の北方に当たるところには蔵土鉱山があって， そこでは， 黄銅鉱・黄鉄鉱・石英脈が N 20°W 方向ではいっている。 本図幅地域の脈の構成， 方向（大部分は N - S， N 20°W， 一部は N 45° W）は大体 同鉱山のものに一致するが， 少なくとも露頭部でみられる限りではきわめて小規模である。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Kyōto， No. 108
By ATSUYUKI MIZUNO ＆ ISAO IMAI (Written in 1964)
The mapped area occupies a part of the southern coastal district of the Kii peninsula. The Tertiary rocks that are developed throughout the area are divided into two groups, the Muro and Kumano groups ; these are partly covered by thin beds of the Pleistocene terrace and alluvial deposits. Both the groups are bounded by a very clear unconformity to each other, and they represent respectively only the southernmost part of the two groups which are widely distributed in the southern part of the Kii peninsula.
The present group is characterized by severely deformed marine flysch type alternation predominant in argillaceous rocks in general. It attains more than 1,500 m thick, and is stratiphgraically subdivided into five members provisionally called the lowermost, lower, middle, upper and uppermost members, as given in Figs. 3 and 4 [ 第 3 図および第 4 図 ] , although this division is not shown in the geological map.
The lowermost member is composed of recurring sandy flysch and argillaceous flysch ; the lower is mostly composed of argillaceous flysch ; the middle is composed of argillaceous flysch intercalated with some conglomeratic beds, showing the transitional facies between the lower and upper members ; the upper is characteristically composed of a large amount of conglomeratic rocks, and besides of argillaceous flysch ; and the uppermost member is also composed of conglomeratic and sandy beds and argillaceous flysch.
The sandy flysch is characterized by an alternation of laminated medium～coarse-grained graded sandstone and laminated shale, attaining the thicknesses of 10～50 cm (partly more than 1 m) and 1～ 5 cm respectively.
The argillaceous flysch has two types. One is represented by laminated shale and another is shown by an alternation of frently recurring fine-grained laminated sandstone and lamiquenated [ ? ] shale, usually predominant in the latter, and these fine-grained sandstone beds often attain some metres thick.
Throughout both the types of flysch, sandstone beds usually clearly defined from shale above and below commonly have some kinds of sole marks on the under surface, and less commonly have current-ripple marks on the top surface. The sole marks are represented by flute casts (very abundant), bounce casts (common), groove casts (rare), load casts (common), organic trails and so on.
The conglomeratic rocks, which characterize the upper and uppermost members of the group, comprise sandy conglomerate and muddy conglomerate. The latter probably corresponds to the so-called pebbly mudstone. It consists of matrix of very ill-sorted sandy mudstone or muddy very fine-grained sandstone, and bears exotic small rounded pebbles and granules of Paleozoic chert, slate and sandstone, exotic subangular or angular cobbles of probably Mesozoic sandstone of the Shimanto complex, and also variously shaped cobbles and boulders of laminated shale, sandy conglomerate and of alternation of sandstone and shale originated from a part of the Muro group. The features show the submarine slumping in the time of deposition.
The molluscan fossils are yielded very rare in the Muro group, and Acila elongata NAGAO et HUZIOKA, Venericardia tokunagai YOKOYAMA, Costacallista cfr. shikokuensis KATTO and Portlandia sp. have been only found so far in this area and its vicinity, while the polychaete fossils and trails are abundantly found, especially on the sole surface of sandstone slab, and they are represented by Tosahelminthes ? sp., Tosalorbis sp., Terebellina shikokuensis KATTO, Nereites cfr. tosaensis KATTO and others.
The Muro group exhibits a very complicated folded and faulted structure, which was formed in large parts by early - middle Miocene deformational movement generally called the Takachiho disturbance. Roughly speaking, the folded axes are in parallel arranged in the direction of N 60°E, and in the western area of the Tako fault, rather gentle folds are found, while in the eastern area of the fault, isoclinal folds are developed.
The lithologic and tectonic features of the Muro group are well shown in many photographs in this explanatory text.
The Kumano group distributed in the eastern part covers the Muro group with clear clino-unconformity. The sequcnce in this mapped area represents the lower half about 900 m in thickness of the Shimosato sandstone and siltstone member of the Koguchi formation, the lower division of the group. It is mostly composed of an alternation of fine-grained sandstone and mudstone, very predominant in the latter as a whole, except its basal part which is composed of conglomerate and sandstone of some metres or more. The type of alternation is shown in Fig. 11 [ 第 11 図 ] and some photographs in this explanatory text.
The mudstone rarely yields foraminiferal fossil Cyclammina sp. and polychaete fossil, Tosalorbis kattoi HATAI et KOTAKA.
In contrast to the Muro group, the Kumano group exhibits a gentle geologic structure. The rocks monoclinally dip southeast-wards at an angle of 20～30°, in general.
Throughout the area, there are found small veins in some places. They are filled by quartz and a small amount of pyrite and chalcopyrite, but are not workable, owing to the poorness of ore.
昭和 39 年 12 月 7 日 印刷 昭和 39 年 12 月 12 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1964 Geological Survey of Japan