13027_1965

５萬分の１地質図幅説明書

# 今治 西部

（高知 第 27 号）

通商産業技官 広川治

地質調査所

昭和 40 年

    目次

    I. 地形
    II. 地質
    II.1 概説
    II.2 変成古生層
    II.3 領家花崗岩類
    II.3.1 領家花崗岩 G1
    II.3.2 領家花崗岩 G2
    II.3.3 嶺家花崗岩 G3
    II.3.4 領家花崗岩 G4
    II.3.5 領家花崗岩 G5
    II.3.6 領家花崗岩 G6
    II.3.7 領家花崗岩 G7
    II.3.8 領家花崗岩 G8
    II.3.9 領家花崗岩 G9
    II.4 広島花崗岩類
    II.4.1 波止浜花崗岩
    II.4.2 広島花崗岩
    II.5 脈岩
    II.6 安山岩
    II.7 第四系
    III. 応用地質
    III.1 砂鉄
    III.2 ペグマタイト（珪石・長石）鉱床 -- 付 放射性鉱物
    III.3 地下水
    文献

    Abstract

1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 39 年稿）

# 今治 西部

（高知 第 27 号）

本地質図幅の調査， 研究は， 昭和 38 年に野外実働調査日数延約 40 日を費して行なわれ， 地質図幅作成に当たっては， 先に愛媛県の依託によって約 10 日間の実働調査から得た資料も用いた。

なお， 今治市街 - 斉島 いつきしま 以北の地域に関しては， 地質調査所の片田正人技官が補足調査をした。

## I. 地形 10), 16), 31)

山地は一般に低平で地域内の最高点は 451 m に過ぎない。 名石山 めいしやま と 無宗天山 むしょうでさん とを結ぶ線は東北東 - 西南西の方向をとり， その線上には安山岩から構成されている円錐形に突出した小山が並び， その線の北側には ほぼこれに沿って小規模の断層地形（ケルンコールおよびケルンバット）が見られる。

山地には小谷が無数に発達している。

東北東方向に流れる 蒼社 そうじゃ 川の上流の 槢木 するぎ 付近には河岸段丘がみられ， それより下流， 海岸に至るまで平野を作り， その河口には今治市がある。

北西部の海岸線は， ほぼ蒼社川の方向および名石山と無宗天山とを結ぶ線の方向に一致して直線に近く， その延長部は半島部の低地を通り 波止浜 はしはま に至る。 この延長部は北東に延び， 図幅地域外の大島の中央部の低谷部を通り， 伯方 はかた 島・ 津波 つば 島・ 佐 さ 島・ 弓削 ゆげ 島の南縁を通る。 また離れ島の 斉 いつき 島は地域外南西方の 安居 あい 島・ 怒和 ぬわ 島など， 北東方向に並び， その方向を北東方に延長すると， 地域外の 大三 おおみ 島の中央低部を通り 生口 いくち 島と 高根 こうね 島・ 佐木 さぎ 島の間をぬける。

一方, 菊間 きくま 川沿いの谷は 葛谷 かずらたに へ， 品部 しなべ 川の低地は今治市へと西北西 - 東南東の方向をとっている。 東部の海岸線は北西 - 南東方向をとり， 大井 おおい に入る小湾から槢木を通る谷はほぼこの方向と一致している。

半島部の海岸線は屈曲に富み， その付近に島が多い。 小島と 来島 くるしま にはさまれた来島瀬戸 [ 来島海峡 ] には， 流れに勢を得た潮流がごうごうと巨大な渦を巻きながらほとばしっている。

なお地域北西隅には， 他地域の島とともに東北東‐西南西に並んで 大崎下島 おおさきしもじま ・ 豊島 とよしま などが浮上している。

## II. 地質

### II.1 概説 15), 30)

本図幅地域は主として領家帯の瀬戸内海を占める部分の西部に位置し， 地域北部から北方にかけて広島花崗岩が広く分布しており， 地域外南方では領家花崗岩類と接してホルンフェルス化した上部（?）古生層が， その南に和泉層群が， さらにその南に三波川変成岩類が， それぞれ， ほぼ東西に伸びた帯状をなして分布している。

図幅地域 陸地の大部分は四国西部の高縄半島の北部を占め， その主要部は領家花崗岩類からなつている。 この領家花崗岩類の分布の大局的北限は斉島と地域北西隅の島々との間にある。

領家花崗岩類を領家花崗岩 G1・G2・G3・G4・G5・G6・G7・G8 および G9 に区分した。 風化が著しく， それらの相互関係は明らかでないことが多い。 地域北西隅の広島花崗岩としたものは， 地域北方に広く分布し 白堊紀末期に活動したと考えられている広島花崗岩といわれているものに属し， 半島北部の波止浜花崗岩としたものも， この時期に活動したものであろう。

地域北西隅の古生層はホルンフェルスとなっており， 斉島および図幅地域南縁中央付近に小範囲に分布するものは， それより高変成度の結晶片岩～片麻岩である。

これらの岩石中に輝緑岩質岩～玢岩および石英斑岩が岩脈状に貫入しており， 安山岩はおそらく第三紀未に貫入あるいは噴出したものであろう。

第四紀堆積物は蒼杜川流域の越智中学校 [ ← 現 今治南高校 ? ] 付近では， 基盤の花崗岩類まで厚さ約 70 m であると推定されている。

地形の章にも述べたような地形， 岩石の分布状態あるいは岩石の破砕状態からみて， 海岸線の方向に近い NE - SW， NW - SE などの方向の断層が数多くあるものと考えられるが， 確実な資料がないので地質図にはほとんど記入していない。

### II.2 変成古生層 30)

おもに図幅地域北西部の大崎下島および豊島に分布するものと， 斉島および図幅地域南縁中央近くの葛谷に小範囲に分布するものとある。 古生層としておいたが, はつきりした証拠があるわけではない。

#### 大崎下島および豊島のもの

原岩は粘板岩・珪質粘板岩・砂岩およびシャールスタインであるが， 北北東への延長地域外には多量の石灰岩が挟まれている。

乱れが少なく走向N 70～90°W， 傾斜 50～70°N で， 花崗岩に接するところから数 10 m の間は破砕作用を受けている。

完全に再結晶しており， 弱い片理がみられる。 一般に白雲母黒雲母ホルンフェルスで， しばしば菫青石の斑状変晶がみられる。 シャ一ルスタイン起源のものは角閃石透輝石ホルンフェルスである。

このホルンフェルスは広島花崗岩の接触変成作用をうけているが， それ以前に領家変成作用をうけていた可能性が強い。 その理由としては次のような事実があげられる。 1) 片理が弱いながら全体に認められること， 2) 花崗岩の近くでは大型の白雲母と黒雲母とを生じている。 これは平行配列をしている小型の雲母と比較して， とくに大型で， 両者の大きさにひらきがあること， 必ずしも平行配列していないこと， という２点で明瞭に区別できるので， 雲母の晶出時期が２回あったと考えられる。

#### 斉島のもの

原岩は粘板岩で， 走向 E - W， 傾斜 60～70°N である。 ２つの花崗岩の境界部付近に幅狭くみられる。 雲母片岩～縞状片麻岩といわれる高変成度の岩石で， 石英・斜長石・微斜長石・黒雲母・白雲母などからなっている。

#### 葛谷のもの

粘板岩およびチャ一トの互層を原岩とする 縞状の雲母片岩～石英片岩または片麻岩からなる。 層理面は走向 N - S～N 20°E， 傾斜 10～30°E である。 一般に変成岩の囲りの花崗閃緑岩は片理が著しい。

### II.3 領家花崗岩類

G1（石英閃緑岩・閃緑岩・花崗閃緑岩・斑粝岩など）は G2（中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）から派生した花崗閃緑岩に貫かれ， あるいは他の花崗岩類に捕獲され， または漸移する点からみてもっとも早期のものであろう。 G2 および G3（中粒黒雲母角閃石花崗閃緑岩）と， G1 以外の領家花崗岩類との前後関係は明らかでない。 G4（片状中粒角閃石輝石黒雲母石英閃緑岩）は方向性が著しく， G5（弱片状粗粒角閃石黒雲母花崗岩～花崗閃緑岩）・ G6（弱片状斑状粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）などの方向性の弱い岩類と入り混じり， 漸移するので, G5 および G6 より早期のものか， それらの同期異相であろう。 G5 と G6 との関係は明確でないが， 他地域では両者は密接な近縁関係にあり， 同期異相と考えられているようである。 G7（片状粗粒黒雲母角閃石石英閃緑岩）は G5 に似ているが， 品部川の河口付近では G5 と断層で接しており， 他では関係がわからない。 G8（中粒～粗粒優白色花崗岩）とした岩体には， 活動時期や性質が異なるものがあるかも知れないが， 葛谷の北東方のものは G4 および G5 を貫いている。 G9（細粒黒雲母花崗岩～石英閃緑岩）は G1 と G4 を貫く以外， ここでは他の花崗岩類との関係は不明であるが， 他地域の関係からみて， この地域に分布する領家花崗岩類のうち末期のものであろう。

#### II.3.1 領家花崗岩 G1 3), 22), 23), 26), 29), 30) [ 以下の [注] 参照 ] （石英閃緑岩・閃緑岩・花崗閃緑岩・斑粝岩など）

[注]
  文献 26) で塔ノ峰閃緑岩と呼ばれている。

半島の尖端部・小島・来島および地域南西部の長者森の付近に分布している。 きわめて岩相変化に富み， 石英閃緑岩・閃緑岩・斑粝岩・花崗閃緑岩などからなっている。

領家花崗岩 G2 から派生した花崗閃緑岩が塩基性部分を貫いているほか， 波止浜花崗岩から派生したらしいペグマタイト， またはペグマタイト質花崗岩が無数に貫いている。

半島尖端部および島では， 細粒～中粒の黒雲母角閃石石英閃緑岩～閃緑岩がもっとも広く分布している。 輝緑岩質岩石は細粒で一般に石英閃緑岩～閃緑岩中に捕獲岩状に産し， 新鮮な面では灰青色で， 有色鉱物として普通輝石・緑色～褐色角閃石および黒雲母を含んでいる。 斑粝岩質岩石は 馬刀 まて 潟の北方と来島の北部とに産し， 前者にみられるものは角閃石斑粝岩で， 後者にみられるものはペグマタイト質である。

長者森の付近の閃緑岩質岩石は 主として斜長石・角閃石・普通輝石・紫蘇輝石・石英・黒雲母およびカリ長石からなるが， ところによって構成鉱物の種類および量的な割合が変化する。

この岩石の文献 29) （分析者 : 柴田秀賢 ?）による化学成分は次のとおりである。

  | SiO2 | TiO2 | A12O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | H2O (+) | H2O (-) | P2O5 | Total
  ① | 57.02 | 0.72 | 18.75 | 2.70 | 4.91 | 0.07 | 1.52 | 7.10 | 2.96 | 1.15 | 2.62 | 0.57 | 0.07 | 100.16
  ② | 58.74 | 0.69 | 17.55 | 0.92 | 5.39 | 0.07 | 1.94 | 7.23 | 2.94 | 1.50 | 1.96 | 0.48 | 0.06 | 99.47

[注]
  上表の産地
    ① : 塔ノ峰， ② : 波方 なみかた

#### II.3.2 領家花崗岩 G2（中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）

半島先端部の 森上 もりあげ 付近および 波方 なみかた の東方に分布している。 波方の東方で 波止浜 はしはま 花崗岩に貫かれている。 塩基性の捕獲岩が多い。

新鮮な標本が採り難いので細かいことはわからないが， 片理がなく， 中粒で， 有色鉱物として， ほぼ等量の角閃石と黒雲母とを含む花崗閃緑岩である。

#### II.3.3 領家花崗岩 G3（中粒黒雲母角閃石花崗閃緑岩）

斉島の北部および豊島の南岸に分布している。 斉島の北部の舟着き場付近で領家花崗岩 G6 と接した露頭がみられる。 両者は指交状で接しその部分が波状にうねっている。 豊島の南方のものは広島花崗岩中の捕獲岩である。 アプライト～ペグマタイトはきわめてまれであり， しばしば数 cm 大の塩基性捕獲岩を含んでいる。

中粒で， 新鮮な面は青みを帯び， 片理はあっても微弱である。 黒雲母角閃石花崗閃緑岩で， 黒雲母および角閃石は胡麻塩状に散在している。

#### II.3.4 領家花崗岩 G4 26), 27), 30) [ 以下の [注] 参照 ] （片状中粒角閃石輝石黒雲母石英閃緑岩）

[注]
  分布上 他の花崗岩類と入り混じり， あるいは断片的に現われるので， 地質図で示してある範囲は概略的で， 全体が G4 であるとは限らない。

図幅地域南縁中央付近に分布している。 領家花崗岩 G5 および G6 に漸移し， 方向性が著しく， 長く伸びた塩基性の捕獲岩を多量に含み， ときに 捕獲岩の暗色部と花崗岩質の白色の部分とが 堆積岩の互層のように重なっていることがある。 片理はうねっているが， ほぼ水平である。 アプライト～ペグマタイトが貫く処がかなりある（歌仙滝 [ ← 菊間川沿い, 松尾の南東 ] の南方， 中川の南東方など）。

処により鉱物組成の量比はやや異なるが， 一般には， 斜長石・角閃石・黒雲母・普通輝石・石英・正長石などからなる 石英閃緑岩～トーナル岩である。

#### II.3.5 領家花崗岩 G5 3), 7), 22), 26), 27), 29), 30) [ 以下の [注] 参照 ] （弱片状粗粒角閃石黒雲母花崗岩～花崗閃緑岩）

[注]
  文献 26）で松山花崗岩と呼ばれている。

地域外南方の上部（?）古生層に変成作用を及ぼしている。 図幅地域ではもっとも広く分布しており， 波曲した帯状の領家花崗岩 G6 によって南北両岩体に分けられている。 風化が著しいので， この南北両岩体に差があるのか， また， これらの岩体と領家花崗岩 G6 とどのような関係にあるのか， 確かなことはわからないが， 領家花崗岩 G6 と北部の領家花崗岩 G5 岩体との境界付近では， 粗粒でどちらに属するか明らかでない岩相をもって移化する傾向があり， 南部の領家花崗岩 G6 岩体との境界付近では， 斑状のカリ長石の量が次第に少なくなるような岩相で移化しているようである。

部分的にはかなり粗粒であるが， 一般に後に述べる波止浜花崗岩ほど粗粒ではない。 このなかには， かなり白色であったり， 淡紅色が強く有色鉱物の少ない部分もあるが， 同一の色に塗ってある。 例えば， 大井 [ 品部川の河口の南東 ? ] の西方の岩体では白色， 粗粒で， ときに方向性のある黒雲母花崗岩～花崗閃緑岩が処々にみられる。 また， 粗粒で， 領家花崗岩 G6 としたものと区別し難い部分が多い。 この西方の海岸で， 領家花崗岩 G6 としたなかにもこれに似たものがあり， 斑状のものに浸み込んだような状態で移化している。 また， 品部川の河口の北方などでは， 方向性のある粗粒黒雲母花崗岩があり， 地域南東隅の 作礼山 さくれいざん の北東麓では， 粗粒， 白色の花崗岩が， 著しく風化されて分布しているが， これらも同一の色に塗ってある。

一般に方向性は弱いが， かなり著しい部分もあり， 片理構造についてみると， 西部の海岸では走向 E - W， 東部では N 40～60°E で， 傾斜は一般に 30～50°のことが多いが， 地域中央南部の河之内付近ではほぼ水平である。

円形～楕円形の捕獲岩を領家花崗岩 G6 よりも多く含む （菊間の南西方地域では 1 m 大以下， 釈迦堂 [ ← 玉川鉱山の北東 1 km ] の西方地域では普通 20～30 cm 大， まれに 2～3 m 大， 大井の南方地域では脈状で幅 15～20 m， [ 北部の半島の「つけね」の ] 宅間・鴨池・ 近見山 ちかみやま の南方などでは 5～10 cm 大）。 ところによつては脈状のアプライトやペグマタイトがみられる （菊間の南西方地域・葛谷付近・釈迦堂の西方・与和木 [ ← 槢木の北西方 1 km ; 釈迦堂の北東方 2 km ] の南方・西山 [ ← 名石山の北東方 2 km ] 付近の清水谷の西方・ 佐方 さがた [ ← 図幅地域中央やや南 ; 西方海岸沿い ] の南方など）。

岩質はアダメライト質で 主として石英・斜長石・カリ長石・黒雲母・角閃石などからなる。

この岩石の文献 29) （分析者 : 柴田秀賢）による化学成分は次のとおりである （領家花崗岩 G6 に属するものもあるかも知れない）。

  | SiO2 | TiO2 | A12O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | H2O (+) | H2O (-) | P205 | Total
  ① | 65.53 | 0.67 | 16.48 | 1.72 | 3.21 | n.d. | 1.32 | 4.43 | 3.01 | 2.12 | 0.92 | 0.18 | n.d. | 99.59
  ② | 68.50 | 0.52 | 15.98 | 0.87 | 2.58 | n.d. | 0.53 | 4.14 | 3.20 | 2.64 | 0.75 | 0.25 | n.d. | 99.96

[注]
  上表の産地は ①・② とも菊間町

#### II.3.6 領家花崗岩 G6 3), 7), 24), 26), 27), 29), 30) [ 以下の [注] 参照 ] （弱片状斑状粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）

[注]
  桃井斉は「高繩半島西部の花崗岩類について（演旨）， 日本地質学会関西（および西日本）支部会報，30，p.15～17， 1955」で， 「副成分のジルコンの色の相違」 および 「北條の北方における領家花崗岩 G5 との接触境界に向かって 領家花崗岩 G6（菊間花崗岩と呼んでいる）が次第にアプライト質岩相を示すこと」 から領家花崗岩 G5 より新しいとしている。

領家花崗岩 G4 および G5 に漸移し， 一部ではこれらと断層で接している。 粗粒になると領家花崗岩 G5 と区別し難くなる。

特徴として 2～3 cm 大の肉眼では自形～半自形の淡紅色のカリ長石が斑晶状に見られる。 一般に方向性は弱いが， かなり著しい部分もある。 領家花崗岩 G6 としたなかには斑状でない， 有色鉱物の少ない部分があるが同一の色に塗ってある。 円形～楕円形の塩基性の捕獲岩がかなり含まれる部分もある （無宗天山の西方， 重茂山 じゅうもさん の付近， 古屋 [ ← 重茂山の北東方 1 km ] 付近など）。 脈状のアプライトおよびペグマタイトが処々にあり（名石山の東方， 重茂山付近など）， カリ長石および石英からなる幅数 cm の脈が， かなり発達しているところもある（小山 [ ← 重茂山の北西方 1 km ] ・与和木， 無宗天山の南西方地方など）。

主として石英・斜長石・カリ長石・黒雲母・角閃石などからなる。

この岩石の文献 11), 24) （分析者 : 田中専三郎）による化学成分は次のとおりである（試料の産地は菊間町）。

  SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O (+) | H2O (-) | Total
  65.70 | 0.66 | 16.23 | 0.50 | 4.06 | 0.09 | 1.33 | 4.24 | 3.45 | 2.42 | 0.12 | 0.54 | 0.23 | 99.57

#### II.3.7 領家花崗岩 G7（片状粗粒黒雲母角閃石石英閃緑岩）

大井の北方の品部川下流流域およびその南方に小岩体をなして分布している。 粒度や片理の様子など領家花崗岩 G5 によく似ている。

野外では領家花崗岩 G5 に較べ角閃石が多いことで区別できる。 鏡下で観察するとカリ長石がきわめて少なく， 石英閃緑岩質である。

#### II.3.8 領家花崗岩 G8 26), 27) （中粒～粗粒黒雲母花崗岩）

地質図で領家花崗岩 G8 としたものは性質の異なるものもあるようであるが， 優白質であることから同一の色に塗ってある。

葛谷の北方のものは文献 27) によれば， 中～細粒の優白質黒雲母花崗岩で， 領家花崗岩 G4 および G5 を貫き， 岩体の内部および周辺に多数の小さいペグマタイト～アプライトを伴い， 周囲の岩体に較べて放射能がやや強い。

重茂山の南方のものは硬く， 灰白色で， 中～粗粒であり， 葛谷の西方のものは捕獲岩が少なく， 石英が目立ち， 風化が著しい。

#### II.3.9 領家花崗岩 G9 30) （細粒黒雲母花崗岩～石英閃緑岩）

図幅地域北東隅の津島・小島の北部および地域南縁中央部の河之内付近に分布している。

大小の輝緑岩質あるいは斑粝岩質の捕獲岩を多量に含み， それらが波止浜花崗岩に貫かれている。 小島では領家花崗岩 G1 を貫いている。 河之内のものは周囲の岩石を岩脈状に貫く。 これが， 津島などの岩体と同一のものかどうか， はっきりわからないが， 細粒の花崗岩は他に例がないからおそらく同種の花崗岩としてよいであろう。

岩質としてはアダメライト質の花崗岩， ないし石英閃緑岩またはト一ナル岩質石英閃緑岩などがあり， かなり不均質である。 しかし， どの岩体も細粒であること， 方向性は一般になく， あっても微細であること， 鏡下でまれに白雲母が認められることなどが共通している。

### II.4 広島花崗岩類

#### II.4.1 波止浜 はしはま 花崗岩 13), 21), 22), 26), 30), 32) [ 以下の [注] 参照 ] （中粒～粗粒黒雲母花崗岩）

[注]
  宮久三千年（1959）の文献 26) では波方花崗岩と呼んでいる。

半島部の波止浜を中心として分布しており， 他の花崗岩類を貫く。 しかし， 領家花崗岩 G5 とは時に区別し難い。 きわめて粗粒で， 方向性がなく， 捕獲岩もまたまれである。 周辺部はペグマタイト～アプライトまたは花崗斑岩になることがある。 また， 脈状のペグマタイトのほか， ポケット状あるいはレンズ状の数 10 cm 大～数 m 大のペグマタイト （花崗岩に漸移することがまれでない）が処々に見られる（波止浜・波方・ 小部 おべ 付近など）。 一般に風化が著しい。 岩相は次の広島花崗岩に似ている。

幅数 m の閃長岩質部分が岩体内処々（ 馬刀 まて 潟・波止浜付近など）に見られ， 比較的堅くて好露出を示している。 石英が少なく角閃石を含むことが多い。 村上 32) によれば， 角閃石輝石モンゾニ岩質石英閃長岩で， Al2O3 と Na2O に富む。 斜長石および輝石を主成分とし， 少量の石英・カリ長石・角閃石・褐簾石・チタン石・鉄鉱・ジルコン等を伴う。 また部分により灰鉄柘榴石を伴う。 輝石は主として細～中粒でしばしば集合体をなし， しばしば， 淡黄緑色～緑青色の多色性を示す角閃石に交代される。 斜長石は累帯構造を示し， An 16～32 である。

波止浜花崗岩主体の分析値 32) （分析者 : 村上允英）は次のとおりである。

  SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O (+) | H2O (-) | Total
  72.85 | 0.19 | 13.63 | 0.75 | 1.70 | 0.12 | 0.29 | 2.51 | 3.91 | 3.85 | 0.03 | 0.62 | 0.20 | 100.64

#### II.4.2 広島花崗岩 30) （中粒～粗粒黒雲母花崗岩～花崗斑岩）

図幅地域北西隅の島々に分布している。 全体として周辺的な岩相で， 半深成岩的な岩相を含んでいる。 北方地域に広く分布する広島花崗岩に続いている。

深成岩質のものは大崎下島の南西部および 上蒲刈島 かみかまがりじま に見られ， 粗粒の黒雲母花崗岩である。 他のものは半深成岩質で， 細粒花崗岩と花崗斑岩であるが， 両者の分布に規則性はない。

片理がなく， 塩基性の捕獲岩はまれで， アプライト～ペグマタイト脈は少ない。 全般的に石英が丸味を帯び灰色を帯びることが多い。 また， カリ長石はしばしば淡紅色を示す。

### II.5 脈岩 30)

地質図には示していないが， 岩脈または岩脈状の輝緑岩質岩～玢岩・石英安山岩・石英斑岩などが諸処にみられる。

輝緑岩質岩～玢岩 は領家花崗岩 G5 岩体内（ 近見山 ちかみやま の南方， 釈迦堂の南西， 大井の南方など）， 領家花崗岩 G6 岩体内（重茂山の北東方， 無宗天山の西方， 名石山の東方， 九王 [ ← 品部川河口の北方 2 km ] の南方など）， 波止浜花崗岩体内（近見山付近， 小部付近など）および 広島花崗岩体内または接触部から 100 m 以内に岩脈状をなしてみられ， 幅は 2～5 m のことが多いが， 重茂山の北東方では幅 15 m に達する。 延長方向が N 20～40°E のものが多い。

石英安山岩 は図幅地域北西隅の広島花崗岩体内にある。

石英斑岩 は近見山の南方， 弓杖島 [ ← 品部川河口の西方 1 km ] ， 浅見原 あさなみはら [ ← 図幅地域南西隅 ] 近傍などに， 普通， 幅数 m の岩脈として産する。 近見山の南東では幅 4～10 m で波止浜花崗岩を岩脈状に貫いている。

### II.6 安山岩 3), 7), 30)

暗灰色， 緻密で， その多くは熔岩流のようであるが， 岩体の基底部に凝灰角礫岩質の部分もある。 尾久比島 おくびしま [ ← 図幅北西部 ] や歌仙滝 [ ← 図幅地域南部中央やや西 ; 菊間川沿い ] 付近のものは花崗岩類を貫き数 10 cm 大の球状の花崗岩および安山岩の捕獲岩を多量に含む。

鏡下では花崗岩類やこの構成鉱物を捕獲している。 斑晶として斜長石・紫蘇輝石および普通輝石を含み， 他に角閃石・黒雲母・石英などを含むことがある。 石基は主として斜長石・普通輝石および紫蘇輝石からなる。

### II.7 第四系 15), 31) [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  この記載は主として村下敏夫・安藤武・比留川貴（1956）の文献 15) によった。

第四系は地形からみて主として沖積層と推定されるが， 今治市街西方の阿方付近， 蒼社川の上流付近などに， 段丘堆積物らしいものがあり， これらは洪積層であるかも知れない。 堆積物は主として花崗岩起源の砂礫および粘土からなっている。

臨海部の深井戸資料（後に示す第 2 図の柱状図 ②・③）によると， 深さ 25～30 m までは砂または砂礫からなり， その間に厚さ 6 m の砂混じり粘土があり， 上下２つの砂礫層に分かれている。 25～30 m 以深には厚さ約 30 m の砂混じり粘土があり， さらにその下位に砂礫層がある。 第 2 図の柱状図 ① の資料も合せ考えると， 砂混じり粘土の上限は約 1 / 200 の勾配で北東へ傾斜している。

また， 電気探査の結果から， 越智中学付近（今治 上水道水源付近， 深井戸 ① 付近）では深度 70 m 付近に基盤の花崗岩が推定され， 地表からこの基盤までの深さは西側の基盤山地から平野中央部に向かって増加している。 花崗岩の上位にある厚さ約 40 m の層（大地比抵抗 20 KΩ-cm 台を示し， 主として砂礫混じり粘土層に相当すると推定される）は， その層厚で連続分布する。

## III. 応用地質

特筆するような地下資源はなく， 過去に長石・珪石およびチタン砂鉄が少量採掘されたことがある。

地下水は豊富とはいえないが， 図幅地域では蒼社川流域のものが， 地域内他地方に較べて豊富である。

### III.1 砂鉄 9), 17), 18) [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  この記載は植村癸己男（1932）， 四国通商産業局（1957）， 内田義信・豊田英義・西内克秀・山下親平（1957）の文献 9), 17), 18) によった。

鉱床は越智郡波方町 波方 - 西浦より北部の， 塩基性の領家花崗岩 G1 の分布地域の湾入した砂浜にみられる。 鉱石は磁鉄鉱とチタン鉄鉱からなる。

この地域で昭和 13～20 年に 650 t（TiO2 42～48 % の精鉱）， 昭和 25～27 年に約 90 t 産出された。 その分析結果は次のとおりである。

  TiO2 | FeO | Fe2O3 | SiO2 | P | S
  48.2 % | 31.37 % | 15.84 % | 4.21 % | 0.036 % | 0.015 %

昭和 30 年頃までの賦存状態は明らかでないが， それ以後の調査によれば， 鉱層は斜面に平行な薄い層をなしているが連続しない。 探さ 20～80 cm までの砂層に， 厚さ平均 2～3 cm の砂鉄鉱層が 3～4 枚あるか， レンズ状をなして散点している。 西海岸の西浦では， このような鉱層を含む部分が延長 200 m に及んでいる。 品位・埋蔵量とも西海岸のものがまさっている。 文献によればこの地域の埋蔵鉱量は 3,600 t と推定されている。 分析結果は次のとおりである。

  | 東海岸のもの | 西海岸のもの
  Ti（%） | 45.29 | 51.25 | 33.88 | 39.30 | 48.24 | 48.94
  Fe（%） | 47.75 | 47.83 | 32.45 | 47.80 | 50.13 | 46.03

### III.2 ペグマタイト（珪石・長石）鉱床 2), 4), 5), 6), 8), 12), 14), 17), 19), 20), 25), 26), 27), 30) [ 以下の [注] 参照 ] -- 付 放射性鉱物

[注]
  この記載は主として宮久三千年（1959）， 宮久三千年・野間泰二（1959）の文献 26), 27) によった。

ペグマタイトは処々に塊状～脈状としてみいだされており， 玉川村や波方町では小規模に長石および珪石が稼行されたことがある。 ペグマタイトはときに放射性鉱物を伴う（第 1 表参照）。

### 第 1 表 図幅地域の放射性鉱物

  鉱物名 | 化学成分 | 産地 | 文献
  トロゴム石 （Thorogummite） | 3TiO2 UO3 3SiO2・6H2O | 波方村馬刀潟（白岩鉱山） |
  フェルゲソニ石 （Fergusonite） | (Y,Ce,Fe)(Nb,Ta,Ti)O4 | 波方村馬刀潟 波方村森上 | 木村（1927） 田久保（1951）
  褐簾石 （Allanite） | 4(Ca,Fe) O・3(Ce,Al,Fe)2O3・6SiO2・H2O | 波方村馬刀潟（白岩鉱山） 玉川村御厩（玉川鉱山） | 南（1921）
  変種ジルコン （Zircon） | Zr Si O4 | 波方村馬刀潟 玉川村御厩（玉川鉱山） | 木村（1927）
  イツトロクサビ石 （Yttrotitanite） | (Ca,Y)(Ti,Al)SiO5 | 波方村馬刀潟（白岩鉱山） | 田久保（1953）
  ガドリン石変質物 |  | 波方村馬刀潟（白岩鉱山） | 田久保（1953）

#### 玉川鉱山

愛媛県越智郡玉川村 御厩部落の北西方 1.5 km のところにあり， 今治から三反地までバスがあり， 御厩をへて主要鉱床の東方 200 m の地点まで小型自動車が通る。

本鉱山は 1912 年頃に開掘され， 1920 年に日本窯業原料株式会社により珪石および長石を年産約 400 t 出荷した。 その後， 第２次戦時中も採掘されたといわれているが， 現在休山中である。

付近には捕獲岩に富み， 方向性のある粗粒の角閃石黒雲母花崗岩が広く分布し， これを貫いて， 中粒～細粒の黒雲母花崗岩が小岩体として露出している。 この岩体の内部および周辺に多数の小さいペグマタイトが胚胎されており， 放射能強度は周囲の花崗閃緑岩より高い。

ペグマタイトの主鉱体は黒雲母花崗岩の小岩体中にあり， 走向 N 40°W， 走向延長 40 m 以上， 幅最大 20 m 以上である。 主として粗大な石英と長石との集合からなり， その外側は 石英と長石の文象構造・ ベルト石・ 黒雲母 - 長石の羽毛状共生組織 などが見られる周縁相をへてアプライト質母岩に移化している。 鉱体はいずれも主として石英およびカリ長石からなり， 少量の黒雲母・白雲母・柘榴石・硫化鉱物などを含んでいる。 採掘跡からみて， 約 5,000 t の長石・珪石が出鉱され， それらは鉱体の中央部を構成する良質なものであったと推定される。 現在みられる底部および側壁にも かなり優勢な石英および長石からなる鉱石が存在しているが， 下部への発達状態は不明である。

放射能強度の高い部分は熱水変質を受けた部分で， とくに赤色化した長石と緑泥石化した黒雲母との集合部に硫化鉄鉱が鉱染する部分や， 柘榴石・黄鉄鉱・粘土鉱物などからなる部分である。 造幣局による鉱石の分析結果は U3O8 0.22～0.87 %， U : T は 1 : 2 である。

### III.3 地下水 15), 30), 31) [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  この記載は文献 15) および 31) によった。

今治西部図幅地域付近の地下水は第 1 図に示してある。

### 第 1 図 今治西部図幅地域付近の水理地質図（村下・野間， 1964）

とくに 蒼社川 そうじゃ の流域地区についてみると， 大正末期から永年にわたる砂利採取と地盤変動などにより河床が低下し， 蒼社川の下流まで表流がみられるようになったので， それまで河床下に伏没して泉川および中之川に補給されていた水は減少し， その湧泉は昭和 29 年にまったく涸渇し， 昭和 30 年には蒼社川から導入するようになった。 今治市の資料によると， 蒼社川の河床は予讃線鉄橋下で， 大正 13 年から昭和 26 年までの間に最大 2.4 m， 昭和 31 年 1 月までの間に最大 3.8 m 低下している。 また臨海部の地盤沈下量は約 1 m で， 昭和 29 年 9 月には河口から約 1.4 km 上流の蒼社橋まで塩水が溯上している。 そして国道の北側には， 塩分含有量の多い地下水が分布している。

蒼社川流域地区の主要な帯水層は花崗岩質の砂礫層である。 臨海部の深井戸の資料は第 2 図に示すとおりである。 これによると臨海部では深度 25～30 m まで砂または砂礫からなり， 間に厚さ 6 m の砂混じり粘土があって， 上下２つの砂礫層（上位から第１・第２帯水層と呼ぶ）に分けられる。 その下位に厚さ 25～30 m の砂礫混じり粘土があり， さらにその下位に花崗岩の基盤まで続くと推定される砂礫層がある。 これらのうち主要な帯水層は第１帯水層である。

### 第 2 図 蒼社川流域の地質柱状図（村下・野間， 1964）

この地区の地下水位等高線および水比抵抗値線は第 3 図に示すとおりである。

### 第 3 図 今治地区の地下水位等高線および水比抵抗等値線（村下・安藤・比留川， 1956）

平野部の地下水は大半が蒼社川によって涵養されている。 地下水の主流部は蒼社川にほぼ平行して流動し， 川が基盤山地を出る付近では， はじめに左岸側に， 次に右岸側に， さらに下流の 郷橋 ごうばし 付近からは左岸側に滲透している。

第１帯水層の水質は比較的良好で， とくに深度 10 m 付近の地下水が良いが， 上層に粘土層が発達していないため汚染され易い。 第２帯水層以深の水質は一般に溶存成分に富み， とくに深度 70 m 前後の地下水は海水の影響を受けているようである。 また， 蒼社川河口付近では塩水によって汚染され， 泉川・中之川筋では工業排水がこれらの川に混入されるため， 第１帯水層の地下水が汚染されている。 自由面井戸の水温は 14～15 ℃ でほぼ一定しているが， 被圧面井戸では深度 24～27 m で 17 ℃， 70 m で 18 ℃ である。

当地区の工業用井戸の多くは 深度約 6 m と約 10 m の自由面井戸および深井戸 25～70 m の被圧面井戸である。 蒼社川の損失水量は昭和 31 年 4 月の測定によると 8 万 m3 / 日で， 平野部の地下水取得量は 4 万 m3 / 日であった。 今治市の上水道は 予讃線 鉄橋の上流約 1 km の蒼社川の左岸堤内地で 地下水を約 1 万 m3 / 日づつ取水している。 工業用水は紡績工業および 染晒 そめさらし 工業などの温度・湿度の調整用， 洗滌用および原料用などとして地下水に依存し， 約 3 万 m3 / 日づつ揚水している。

## 文献

1) 神津俶祐・中村新太郎 :
  20 万分の１地質図幅「広島」および同説明書， 地質調査所， 1912
2) 渡瀬正三郎 :
  愛媛県今治市附近石英及長石調査報文， 工業原料用鉱物調査報告，15，p.21～42， 1923
3) 佐藤戈止 :
  ７万５千分の１地質図幅「今治」および同説明書， 地質調査所， 1924
4) 南英一 :
  東洋産含稀元素鉱物の化学的研究（其 12）波方村褐簾石の分析， 日本化学会誌，Vol.47，No.5，p.305～309， 1926
5) 木村健二郎 :
  東洋産含稀元素鉱石の化学的研究（其 13）伊予波方産フェルグソン石の分析， 日本化学会誌，Vol. 48，No. 11，p.572～573， 1927
6) 木村健二郎 :
  東洋産含稀元素鉱石の化学的研究（其 14） 伊予産ジルコンの新変種（波方石及び大山石）に関する予報， 日本化学会誌，Vol. 48，No. 11，p. 573～574， 1927
7) 佐藤戈止 :
  ７万５千分の１地質図幅「松山」および同説明書， 地質調査所， 1931
8) 木村健二郎 :
  含稀有元素鉱物， 岩波講座（鉱物・岩石），p. 1～36， 1932
9) 植村癸巳男 :
  鉄鉱， 日本地質鉱産誌，地質調査所， 1932
10) 森下正信 :
  高繩半島の地質講座（演旨）， 地質学雑誌，Vol. 41，No. 489，p. 336， 1934
11) Tsuya, H. :
  On the Omogo Acidic Rocks, Bull. Earthq. Res. Inst. Tokyo Univ. , No. 13, p. 910～929, 1935
12) 京都大学理学部地質学鉱物学教室 :
  最近 田久保教授の発見された稀元素鉱物の新産地 (1) 愛媛県越智郡馬刀潟産イツトロクサビ石， (2) 温泉郡立岩村米之野産フェルグソン石，トロゴム石，イットリヤ石， 鉱物学雑誌，Vol. 1，No.5，p. 362～369， 1954
13) 濡木輝一 :
  北部高繩半島の花崗岩類の岩石学的研究（演旨）， 地質学雑誌，Vol. 62，No. 730，p.382， 1956
14) 豊田英義・野間泰二 :
  愛媛のウラン， 商工愛媛，Vol.31，No. 1，p.22～23， 1956
15) 村下敏夫・他２名 :
  愛媛県燧灘沿岸工業用水源調査報告， 地質調査所月報，Vol. 7，No. 8，p.349～366， 1956
16) 永井浩三 編集 :
  愛媛県地質図および愛媛県の地質，p. 1～33， 1957
17) 四国通商産業局 :
  四国鉱山誌， 1957
18) 内田義信・他２名 :
  愛媛県の含チタン砂鉄鉱床， 愛媛大学地域社会総合研究所報告，Ser. B 10，p.1～6， 1957
19) 梅垣嘉治・他２名 :
  愛媛県下，2，3 の地域におけるペグマタイトについて（演旨）， 地質学雑誌，Vol. 63，No. 742，p. 423， 1957
20) Umegaki, Y., et al. :
  Uber die Pegmatitische Mineralien, die in sudwestlichen Gegenden von Japan gefunden worden sind Nr. 2, Einige Pegmatitlagerstatten in Onsen und Ochi Bezirken, Ehime Prafektur, Jour. Sci. Hiroshima Univ. Ser. C, 2-1, p. 29～52, 1957
21) 村上允英 :
  花崗岩に伴われる閃長岩の 2，3 のタイプ（1）， 岩石鉱物鉱床学会誌，Vol. 42，No. 6，p.309～318， 1958
22) Nureki, T. :
  On the Structure of Granite complex in the Northern Part of the Takanawa Peninsula, Ehime Prefecture, Jour. Sci. Hiroshima Univ., Ser. C, 2-2, p. 109～127, 1958
23) 柴田秀賢 :
  本邦花崗岩類の化学成分による区分， 藤本治義教授還暦記念論文集，p. 420～426， 1958
24) 服部仁・野沢保 :
  本邦産花崗岩質岩石の化学成分， 地質調査所， 1959
25) 檜垣淳・樋野輝雄 :
  愛媛県下の放射性鉱物資源の概要， 愛媛県商工観光課調査研究報告第 2 号, 愛媛県地下資源資料， 1959
26) 宮久三千年 :
  愛媛県の放射性鉱物資源に関する地質学的諸問題， 愛媛県商工観光課調査研究報告第 2 号，愛媛県地下資源資料， 1959
27) 宮久三千年・野間泰二 :
  高繩半島中部（玉川，立岩地区）のペグマタイト鉱床， 愛媛県商工観光課調査研究報告第 2 号，愛媛県地下資源資料， 1959
28) 地質調査所 :
  本邦の含チタン砂鉄および磁硫鉄鉱資源， 1960
29) Shibata, H., et al. :
  Chemical Composition of Japanese Granitic Rocks in Regard to Petrographic Provinces, Part Ⅶ, -- Principal Elements --, Sci. Rep. Tokyo Kyoiku Daigaku, Geology, Mineralogy and Geography, Section C, No. 59, 1960
30) 愛媛県 :
  愛媛県地質図および同説明書， 1962
31) 村下敏夫・野間泰二 :
  愛媛県金生川・加茂川・中山川および重信川流域水理地質図および同説明書， 1964
32) 村上允英 :
  本邦産 2・3 の交代性閃長質岩中の輝石類， 九州大学理学部，研究報告，地質学之部, Vol.7，No.1，p. 25～32， 1964

EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000

# IMABARI-SEIBU

Kochi, No. 27

By OSAMU HIROKAWA (Written in 1964)

## Abstract

### GEOLOGY

#### General remarks

The area of this sheet-map is located in the western part of the Ryoke metamorphic zone, and occupies a portion of Takanawa peninsula, Shikoku, and a few small islands on the Seto Inland Sea. In the north of this mapped area the Ryoke granites are distributed up to a boundary line of WSW - ENE direction between Itsuki-shima and Osaki-shimo-jima, Okubi-shima, etc.

To the south of this mapped area, they are defined by Paleozoic sediments metamorphosed to hornfels, which form a belt of W - E direction.

The Ryoke granites of early Cretaceous age are divided into granites G1, G2, G3, G4, G5, G6, G7, G8 and G9 in this geological sheet-map and its text.

The Hiroshima granite is of late Cretaceous and distributed in the vast area adjacent to the north of the mapped area. The Hashihama granite may have been intruded in the same age as the Hiroshima granite.

Besides those granites, metamorphic sediments of late Paleozoic era, dyke rocks such as diabase or porphyrite, quartz porphyry, dacite, etc. and andesite of late Miocene are distributed in separated small districts.

#### Metamorphosed Paleozoic sediments

Biotite hornfels of those rocks is intruded by the Hiroshima granite on the islands in the northwest of this area, and mica schist～banded gneiss cropped out in contact with the Ryoke granites on Itsuki-shima and in the central part on the southern borders of the mapped area.

#### Ryoke granite G1

This rock is a complex of quartz diorite, diorite, granodiorite and gabbro. Biotite, augite and common hornblende are usually contained as mafic constituents, and hypersthene in some parts.

#### Ryoke granite G2

This rock is exposed at the northernmost part of the peninsula, intruded by the Hashihama granite. It is non-schistose medium-grained hornblende-biotite granodiorite abundant in basic inclusions.

#### Ryoke granite G3

This rock is exposed at the northern part of Itsuki-shima and on the south coast of Toyo-shima. It is in contact with the Ryoke granite G6. The rock of Toyo-shima is included in the Hiroshima granite. It is not remarkable in schistosity, and is medium-grained biotite-hornblende granodiorite.

#### Ryoke granite G4

This rock graduates into the Ryoke granites G5 and G6. It shows a conspicuous schistosity, and includes numerous elongated basic xenoliths. It is medium-grained quartz diorite, consisting mainly of plagioclase, hornblende, biotite, augite, quartz and potash-feldspar.

#### Ryoke granite G5

The relation of this rock to the Ryoke granite G6 is not clear. It has more abundant xenoliths round to ovoid than the latter. The rock is slightly schistose, coarse-grained and of composition of granodiorite to adamellite. The principal constituents are quartz, plagioclase, potash-feldspar, biotite and hornblende.

#### Ryoke granite G6

This rock is characteristic of porphyritic feature by pink-coloured potash-feldspar, 2 cm to 3 cm in grain size. The schistosity is conspicuous in some places. Some portions hold a number of basic inclusions round to ovoid in form. The principal constituents are quartz, plagioclase, biotite and hornblende.

#### Ryoke granite G7

The rock is exposed in a limited district down the river Shinabe and to the south of the estuary. It is schistose coarse-grained biotite-hornblende-quartz diorite and generally more predominant in hornblende than the Ryoke granite G5.

#### Ryoke granite G8

Some of the granite bodies are intruded into the Ryoke granites G4 and G5. Numerous small bodies of pegmatite and aplite are found in the granite itself and in the environment. It is medium- to coarse-grained leucocratic granite.

#### Ryoke granite G9

This rock is intruded into the Ryoke granite G1 at Ko-jima, and into the country rock near Kawanouchi in the central part of the southern borders of the mapped area. It is rather heterogeneous, and ranges from adamellite to tonalite rarely containing muscovite. It is generally fine-grained, and the schistosity is not remarkable.

#### Hashihama granite (Gha)

This rock is intruded into the Ryoke granites, G1, G2, G5 and G6 around it. It is conspicuously coarse-grained, not schistose and rare in basic inclusions. The granite graduates into pegmatite to aplite or granite porphyry. Number of small pegmatite bodies are formed in the shape of pocket or lense besides vein in the rock. The rock under consideration is biotite tonalite suffered from weathering remarkably. Small bodies of syenitic rock are found in several parts of this body.

#### Hiroshima granite (Ghi)

This rock is distributed on islands in the northwestern corner of the mapped area. It is probably of late Cretaceous as well as the Hashihama granite. The plutonic facies of the rock is coarse-grained biotite granite exposed in the southwestern part of Osaki-shimo-jima and Kami-kamagari-shima. The other part is fine-grained granite and granite porphyry of hypabyssal facies. The rock is non-schistose, rare in basic xenolith and poor in pegmatite to aplite vein. In many places, the quartz is rounded, and the potash-feldspar, pink in colour.

#### Dyke rocks

Those rocks are not shown on the geological sheet-map. They are dyke rocks, such as diabase, porphyrite, dacite and quartz porphyry.

Diabase and porphyrite are intruded into the Ryoke granites G5, G6 and the Hashihama granite.

Dacite is found in the Hiroshima granite, and quartz porphyry, in the Ryoke granites G5 and G6.

#### Andesite

A greater part of this rock may be lava, though it is intruded into the granites in some places. The groundmass consists of plagioclase, augite and hypersthene, and the phenocryst, plagioclase, augite and hypersthene. Besides, minerals, such as hornblende, biotite and quartz are included as xenocrysts.

#### Quaternary

Most of all the Quaternary sediments is alluvial deposit, though the terrace deposits as seen near the upper stream of the river Soja may be diluvial. The sediments are composed of sand, gravel, and clay, derived from the granite. The thickness of the Quaternary sediments down to the basement granite is estimated about 70 m in the southwest of Imabari.

### ECONOMIC GEOLOGY

#### Iron sand

The ore deposit is formed in several beds of average thickness 2～3 cm on the shore around the Ryoke granite G1 from which the ore has probably been derived. A result of the chemical analysis of the ore is as follows :

  TiO | FeO | Fe2O3 | SiO2 | P | S
  48.2 % | 31.37 % | 15.84 % | 4.21 % | 0.036 % | 0.015 %

#### Quartz and feldsper

The ore deposits are formed in many pegmatite bodies on a small scale in the Ryoke granite G8 invading the Ryoke granite G5 and in the Hashihama granite. The production of quartz and feldspar was nearly 5,000 t in the past. The ore deposits contain radioactive minerals, such as thorogummite, fergusonite, allanite, zircon, yttrotitanite, etc.

#### Ground water

The ground water in this mapped area is not so abundant, but fairly much water is reservoired, in water-bearing beds at several horizons in the Quaternary sediments of about 70 m thick along the river Soja and in the coastal zone. The ground water is utilized for public water supply, irrigation and industrial purposes. Chemical property of the water-table water along the river-side is good, but not good in the coastal zone because of a high content of chlorine.

    昭和 40 年 10 月 27 日 印刷
    昭和 40 年 11 月  2 日 発行
    著作権所有 工業技術院 地質調査所

    (C) 1965 Geological Survey of Japan