14069_1958

５万分の１地質図幅説明書

# 伊万里

（福岡 第 69 号）

通商産業技官 今井功
通商産業技官 沢村孝之助
通商産業技官 吉田尚

地質調査所

昭和 33 年

    目次

    I. 地形
    II. 地質
    II.1 概説
    II.2 第三系（鮮新統を除く）
    II.2.1 相知層群
    II.2.2 杵島層群
    II.2.3 佐世保層群
    II.2.4 第三系の地質構造
    II.3 鮮新統および第四系
    II.3.1 眉山石英安山岩
    II.3.2 眉山角閃石安山岩
    II.3.3 旧期砂礫層
    II.3.4 西岳玄武岩類
    II.3.5 有田流紋岩類
    II.3.6 伊万里安山岩類
    II.3.7 新期砂礫層
    II.3.8 崖錐堆積物
    II.3.9 冲積層
    II.4 地史的総括
    III. 応用地質
    III.1 石炭
    III.1.1 相知層群中の石炭
    III.1.2 佐世保層群中の石炭
    III.2 金鉱床
    III.3 陶石鉱床
    III.4 耐火粘土鉱床
    III.5 地辷り
    文献

    Abstract

1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 32 年稿）

# 伊万里

（福岡 第 69 号）

本調査は昭和 28 年度事業として行われたもので， 野外調査は第三系に関して吉田・今井が， 火山岩類に関して沢村がそれぞれ分担した。 なお説明書の作成に当っては， 主として沢村・今井が行い， 今井がこれを総括した。 また貝化石の鑑定は本所水野篤行技官をわずらわした。 現地調査に際しては福岡通産局開発課から各種資料の提供をうけ， また地域内各炭砿からは調査上多くの便宜をうけた。

## I. 地形

本図幅地域は玄海灘に面した九州北西部に位置しており， 北方に突出する 東松浦 ひがしまつうら 半島および西方に突出する北松浦半島の基部をなしている。 図幅地域の北西部には， 両半島に挾まれて伊万里湾が弯入している。

本図幅地域はその地形的特徴から， 図幅地域の中央部を北流する有田川を境として その西側の西岳と呼ばれる玄武岩の熔岩台地からなる地域と， 東側の主として第三系からなる丘陵性地域とに区分される。

### 第 1 図 東域と西域との地形対照図

西岳の熔岩台地は開析が比較的進んでおり， 北隣唐津図幅地域の東松浦半島にみられるようなみごとな平坦面は呈していない。 台地は南東方から北西方に向かって徐々に低くなり， もっとも高い所で 700 m， もっとも低い所で 300 m の高低差をもっている。 玄武岩熔岩の基盤をなすものは， おもに第三系の佐世保層群で， 玄武岩の基底面は台地面と平行しており， ほゞ平坦である。 台地の東縁には烏帽子岳（597.1 m）・国見山（776.7 m）・八天岳（707.4 m)・ 隠居 かくい 岳（670.2 m）の諸峯が分水嶺をつくって， 東方にはり出した弧状をなして連なり， 台地の東縁斜面は著しく急斜面をなしている。 熔岩台地を開析する志佐川・佐々川・相浦川などのおもな河川は， 基盤の第三系をも穿って， いずれも西方に向かって流れるが， その最上流部では北流する傾向がある。 その支流は主流に直交して南流または北流する傾向があり， 支流の発達は主流の北岸よりも南岸に顕著である。

有田川の東側の丘陵性地域は， おもに第三系からなるが， 第三系を貫ぬくか， それを被覆している流紋岩類・安山岩類および玄武岩類が侵蝕に耐えて， 廻りの丘陵性山地より一段と突出した山頂をなしている。 その顕著なものは大野岳（424.0 m）・ 城古 じょうこ 岳（404.0 m）・腰岳（487.7 m）・ 青螺 せいら 山（599.2 m）・黒髪山（518 m）・眉山（518.2 m） などである。 これらの山頂部を占める玄武岩熔岩は 有田川西域の西岳玄武岩熔岩と同時期に生じたものであるが， 玄武岩熔岩の基底面の高さは西域の高さに較べて全般に低い。 いずれも台地性玄武岩が侵蝕によって小範囲にとり残されたものと思われる。 丘陵性地域の第三系は褶曲していて， ドーム・ベーズン状構造が発達しているが， 山上部が火山岩類からなる大野岳・城古岳は， ベーズン状構造の中心部に位置しており， また眉山は弧状をなした向斜軸の軸部に位置し， 軸に沿って山稜が延びている。

丘陵性地域の河川のおもなものは， 図幅地域の東縁を北流して唐津湾にそゝぐ松浦川と， 図幅地域の中央部を北流して伊万里湾にそゝぐ有田川で， ともに南北性の流路が特徴的である。 しかしこれらの河川の支流はほとんど東流ないし西流しており， 有田川西域の河川に較べて対照的である。 図幅地域の河川はいずれも顕著な河岸段丘を伴なわない。 有田川および伊万里川は多量の土砂を伊万里湾に運び， このために伊万里湾の湾奥部は次第に埋立てられて干潟となりつゝある。 しかし湾口部の海岸線は凹凸が多く， 伊万里湾岸がもともと沈降海岸であることを示している。

伊万里市街附近には北西 - 南東方向の断層が多数発達している。 いずれも伊万里湾中に突入するか， 湾岸に沿って延びており， 断層の方向が弯入方向とほゞ一致していることなどから， 伊万里湾の形成は断層と密接に関係しているものと思われる。

伊万里湾東岸の黒川町瀬戸附近および西岸の山代町附近は， 古くから大規模な地辷りが相次いでおこり， 現在もなお山形は急速に変貌しつゝある。 またその他の地域， とくに玄武岩の分布する地域には， 地辷りに由来すると考えられる地形を呈しているところが少なくない。

## II. 地質

### II.1 概説

本図幅地域は九州北西部を占める唐津・佐世保炭田地域の中心部に位置している。

唐津・佐世保炭田地域の地質を大観すると， 地域の北東方には三郡変成岩類および花崗閃緑岩類が， また南西方には西彼杵半島の結晶片岩類が分布している。 これらの古期岩類を基盤とする第三系は， 下位から相知層群・杵島層群・佐世保層群・野島層群および田平層（平戸層）に分けられ [ 以下の [注1] 参照 ] ， 東方から西方に向かって順次上位の地層が露出している。 その地質時代は漸新世から中新世に及ぶものと思われる [ 以下の [注2] 参照 ] 。 第三系は， 緩い褶曲構造を呈し， さらに多数の断層によって断たれて， 錯雑な構造を示している。

[注1]
  この層群単位による分けかたは， 岩相， 層序， 古生物学的な面から検討して必ずしも適当でないように思われる。 しかし本図幅地域のみの視野から， これを再区分することは困難なために， こゝでは旧来慣用されている基準に従った。
[注2]
  田平層（平戸層）の時代については現在のところはっきりしないが， 野島層群の時代が中新世後期であろうといわれていることから類推すれば， 鮮新世となる可能性もある。

この地域はまた「環日本海アルカリ岩石区」の南西部を占めており， 流紋岩・石英安山岩・安山岩・玄武岩など多様な火山岩類が， 第三系を貫ぬいて分布している。 そのおもなものは玄武岩類であるが， これは北九州に広く分布する台地性玄武岩の一部である。 これらの火山活動はおそらく鮮新世末から更新世にかけて行われたものであろう。

このうち本図幅地域には 第三系の相知・杵島・佐世保の各層群およびこれらを貫ぬく各種火山岩類が分布している。

### 第 1 表 地質総括表

### 第 2 図 九州北西部第三系地質構造概念図

### II.2 第三系（鮮新統を除く）

本図幅地域における相知層群から佐世保層群までの厚さは約 2,500 m に及ぶ。

相知層群は一般に汽水～浅海成の， 粗粒物質の多い地層からなり， 唐津炭田の主要な炭層を挾有しているが， 図幅地域内ではその最上部が僅かに露出しているにすぎない。

杵島層群は九州北部における芦屋層群に対比されているもので， すべて海成層からなっている。 図幅地域には， 唐津・佐世保炭田のうち， もっとも広く杵島層群が発達している。 地域内の岩相は北東から南西に向かって変化し， また下部から上部に向かって次第に深くなる堆積相を示している。

佐世保層群は汽水および浅海成の堆積物からなり， これらが交互にくり返しながら累積している。 また多数の炭層を挾有している。 図幅地域は佐世保炭田の東縁部にあたっている。

これらの各層群はその堆積物に， 基盤から運ばれたと思われる長石や雲母片を多量に含んでいる。

唐津・佐世保炭田における各層群間の層序関係については， 古くは整合， 漸移と考えられていたが 2), 3), 8) ， 最近はそれぞれについて不整合とする意見も多い。

相知層群と杵島層群との関係については， 山崎達雄 15) は唐津炭田全体にわたる観察から， 両層群の間に軽微な傾斜不整合の存在を推定しており， 斉藤林次 14) ・木原敏夫 25), 35) らは唐津炭田北部地域および南部地域に不整合が存在することを認めている。 これに対して松下久道 31) ・高橋良平 37) らは整合漸移の関係にあるものとしている。 本図幅地域内では顕著な不整合関係は認められず， むしろ岩相上からは， 杵島層群最下部の杵島層が両層群の堆積環境の遷移期の特徴を示しているようである。

杵島層群と佐世保層群との関係についても， 最近各地から不整合関係が報ぜられているが 13), 19) ， これらの報告はいずれも堆積盆地の縁辺部についてであって， 本図幅地域内， ことに有田附近では整合とする意見も多い 24), 37) 。 筆者らの調査結果では， 本図幅地域内では両層群を厳密に境する岩相上の特徴は認められず， 杵島層群堆積末期には， すでに佐世保層群初期の堆積環境に近い状態にあったものと思われる。

各層群の地質時代については， 長尾巧 3) が相知層群を後期始新世， 芦屋層群（杵島層群を含む）の大部分を前期～中期漸新世， 佐世保層群の一部を中期～後期漸新世として以来， 幾多の時代論 3), 4), 6), 8) があった。

最近では長浜春夫 16), 20) ・水野篤行 34) ・棚井敏雅 33) らによって， 佐世保層群が中新世であることが次第に明らかにされてきた。 一方， 浅野清・村田茂雄 32) は有孔虫化石のうえから， 杵島層群最下部の杵島層がアキタニアン階に対比される可能性があるとし, また斉藤林次 18), 30) は杵島層をアキタニアン階に相当するものとし， その下位に来る相知層群との聞に不整合を認め， こゝに漸新・中新世の境を求めた。 しかし松下久道・高橋良平ら 31) は佐世保層群の時代を漸新世， 野島層群以上の時代を中新世と考えている。

このように層序区分とともに時代論もさまざまな意見があって一定しないが， この説明書においては， 長浜春夫 20) および水野篤行 34) の時代区分の設定に従って， 相知層群および杵島層を漸新世前期， 杵島層を除く杵島層群を漸新世新期， 佐世保層群を中新世前期～中期とした。

#### II.2.1 相知 おおち 層群

本層群は下位から 厳木 きうらぎ 層・芳の谷層に２分され， それぞれ厳木五尺層・杵島五尺層など唐津炭田で重要な稼行炭層を含んでいるが， おもな分布地域は本図幅地域外北東方の相知・厳木地方で， 本図幅地域内では その北東隅および南東部に芳の谷層の最上部が僅かに露出するのみである。 相知層群は北隣唐津図幅 36) 地域内で基盤の花崗閃緑岩類と断層で接している。

#### 芳の谷層

図幅地域内に分布するものは， 本層最上部約 60 m の含炭部で， おもに白色あるいは淡黄白色の中粒～粗粒のアルコース砂岩からなり， 暗灰色泥岩およびシルト岩を挾む。 このなかに炭層が４～５枚認められるが， いずれも夾みが厚く， 単一の炭層としては層厚 10 cm 内外にすぎず， 稼行の対象とはならない。 最上部の炭層は「出来石」とよばれ， 立川鉱業所附近では比較的よく連続するようである。

芳の谷層の上限については， 相知・杵島両層群間の関係に関連して， 従来いろいろと異なった見解 2), 14), 15) をとるむきもあるが， 本書では「出来石」がよく連続すること， および「出来石」以上の地層は漸移的に移化し， 両層群の地層の境界を厳密に求めることが困難なために， この「出来石」をもってかりに芳の谷層の上限とする。

芳の谷層全体の厚さは， 図幅地域外の岩屋・相知附近で約 200 m である。

#### II.2.2 杵島層群

本層群は全層厚 1,000 m に及ぶ海成層で， おもに図幅地域の東半部に分布している。 これを岩相によって下位から杵島層・佐里砂岩層・ 原明 はるあけ 凝灰岩層・仏ノ原シルト岩層・ 行合野 ゆきあいの 砂岩層・ 駒鳴 こまなき 砂岩層・畑津砂岩層・畑津頁岩層に区分する [ 以下の [注] 参照 ] 。 本図幅地域の杵島層群の層序区分と， 最近の他の研究にかゝる杵島層群の層序区分との関係を第 2 表に示す。 全層を通じて海棲貝化石を産し， 石炭層は含まないが炭質物の微片を含み， また海緑石質鉱物粒を含む特徴がある。 一般に北東から南西に向かって次第に粒度を減ずるが， 各層の層厚は東から西に向かって厚くなる傾向がある。 本層群の下部は砂岩が， 中部は砂岩泥岩互層が， 上部は泥岩がそれぞれ優勢である。 したがって層群を通じて， 下部から上部に向かって次第に細粒となり， 古生物学的な面を考慮すれば， 全体として瀕海相から沖合相への変化を示しているものと思われる。 杵島層群の層序を第 3 図に示す。

[注]
  この区分は堆積盆地全域にわたって当然予想される岩相変化を考慮した場合， きわめて周地的かつ便宜的な岩相区分であるが， 限られた地域であるためやむを得ず用いた。 また地層名も必ずしも標式地および岩相の特徴を示していないが， これは繁雑を避けるため， おもに唐津図幅で用いた地層名をそのまゝ採用し, 原則的には長尾巧の地層区分に基づいたためである。

### 第 2 表 杵島層群対比表

### 第 3 図 杵島層群柱状図

#### 杵島層

本層は図幅地域の東縁および有田附近に分布する。 本層は下位の汽水成層に海成層を混える水域の変動の多い相知層群から， 純海成の杵島層群に移行する過渡期の堆積層と思われる。 また下位の芳の谷層との関係は， 本図幅地域内では整合的である。 層厚は 170 m 内外で， 地域による厚さの変化は少ない。 岩相上本層を下部と上部とに分ける。

下部約 90 m はおもに灰白色を呈する中～粗粒のアルコース砂岩からなる。 この砂岩はむしろ相知層群に普通にみられるもので， 一般に淘汰が悪く， 粒度不均一で塊状であるが， ところによって斜交層理を呈することがある。 化石は少なく， 時に砂管（sand pipe）を含む。 この砂岩の粗粒部には杵島層群に多くみられる海緑石質緑色斑点が含まれることがある。 砂岩のなかには礫層が発達することがあるが， 連続せず， その層準は一定しない。 礫は直径最大 5 cm， 普通 1～2 cm でよく円磨されている。 礫はチャートに富むが， 他に粘板岩・石英斑岩・流紋岩なども含む。

杵島層の上部約 80 m はおもに砂質シルト岩からなり， 下位のアルコース砂岩とは整合である。 シルト岩は暗灰色を呈し， 大部分は軟弱である。 炭質物および雲母片を含み， 砂管が多い。 このシルト岩中には泥と砂（とくに石英粒）とが不淘汰に混合されて生じた岩相もある。 このようなシルト岩は杵島層群に特有なものであって， 相知層群には認められない。 またシルト岩中には 風化して鶯色を呈する厚さ 20～30 m の灰白色細粒均質の砂岩が含まれる。 この砂岩は図幅の東部地域ばかりでなく， 有田附近でも試錐資料から認められる。 杵島層の上部は長尾巧 3) の有田化石帯（Upper Pecten sakitoensis zone）に相当するもので， 貝化石を多産し， また有孔虫を豊富に含む。

本図幅地域内からは次の貝化石を採取した。

  Neverita insignis NAGAO
  Turritella karatsuensis NAGAO
  Athleta ? sp.
  Acila nagaoi OYAMA et MIZUNO
  Venericardia subnipponica NAGAO
  "Cardium" kishimaense NAGAO
  Pitar ashiyaensis (NAGAO)
  Callista matsuraensis (NAGAO)

なおこのほかに杵島層からは以下の化石種を産する。

  Turritella sakitoensis NAGAO
  Epitonium sorachiense MIZUNO (MS)
  Orthorax japonicus NAGAO
  Athleta japonica NAGAO
  Nucula hizenensis NAGAO
  Chlamys sakitoensis NAGAO
  Crassatellites matsuraensis NAGAO
  Venericardia yoshidai NAGAO

これらの化石種は水野篤行 34) の Venericardia yoshidai 帯を特徴づけるもので， 化石層序学的に杵島層以上の杵島層群（Venericardia vestitoides 帯）のものとは， はっきり区別される。 長浜春夫 23) らは有田北方応法附近の杵島層から以下のような有孔虫化石の産出を報告している。

  Bulimina spp.
  Gaudryna sp.
  Nonion spp.
  Pseudononion sp.
  Quinqueloculina spp.
  Robulus spp.

本図幅調査の結果および立川・唐津両炭砿の試錐資料から得られた 杵島層と芳の谷層との層序関係を第 4 図に示す。

### 第 4 図 杵島層と芳の谷層との関係を示す柱状図

#### 佐里砂岩層

本層は図幅地域の東部と有田附近とに分布するが， 両地域では岩質および層厚が若干異なる。 杵島層との関係は局部的に非整合関係がみられるけれども， 全体として整合である。

図幅地域の東部に分布する本層は， 淡灰色～暗緑色の中粒～粗粒砂岩からなる。 この砂岩は塊状で， 全般に炭質物に富み， 海緑石質緑色斑点および長石の白色斑点を含む。 風化すると黄褐色を示し， あるいはそれが脱色されて白色となり， 直径 30 cm～1 m 大の玉葱状構造を呈する。 均質でしまっている部分は石垣石またはバラスとして採石される。 本層の基底部には厚さ 30 cm 内外の礫岩が発達することが多いが， 必ずしも全域にわたっては連続しない。 礫は直径最大約 10 cm， 普通約 2 cm でよく円磨されており， チャート・粘板岩・砂岩・流紋岩・緑色変成岩類などからなる。

本層は唐津図幅地域における佐里砂岩層の中部および下部に較べてやゝ細粒である。 本図幅地域東部における本層の厚さは約 50 m である。

有田附近における本層は主として灰白色を呈する堅硬な中粒砂岩からなり， 随所に礫岩および粗粒砂岩が発達し， また粗粒部では緑色斑点を含む。 礫の種類および形状は図幅地域の東部に分布するものとほゞ同じである。 当地域では層厚最大 160 m に達する。

佐里砂岩層中にはしばしば砂管が含まれ， また次のような貝化石を産する。

  Turritella karatsuensis NAGAO
  Athleta japonica NAGAO
  Crassatellites yabei NAGAO
  Venericardia yoshidai NAGAO
  Venericardia sp.
  Pitar matsumotoi (NAGAO)
  Callista hanzawai (NAGAO)

#### 原明 はるあけ 凝灰岩層

本層はいわゆる骨石層に相当し， 暗灰色粗鬆あるいは硬質中～粗粒砂岩・ 白色アルコース砂岩・ 白色凝灰岩（骨石）・ 凝灰質泥岩・ 暗灰色珪質砂岩（白色～緑色斑点をもつ）などの互層からなり， 各層の厚さは普通 10～30 cm である。 有田町附近では本層の最上部に軟質の凝灰質泥岩がみられる。 骨石は厚さ 15～30 cm の流紋岩質凝灰岩で， 新鮮な部分は緻密， 堅硬で暗青色を呈するが， 風化すると白色となり， 僅かに油脂状光沢を有し， 角柱状の節理が発達する。 さらに風化すると， 風化面は赤褐色を呈する。 風化の著しい地域では層理面に沿って小規模の滑落を生ずることが多い。 骨石は唐津炭田全域にわたって連続して分布し， 重要な鍵層として知られているが， 炭田北部（唐津図幅地域内）では砂質凝灰岩となり， その発達は本図幅地域内におけるほど顕著ではない。

泥岩は暗黒色を呈し， 凝灰質で， 風化すると白色を呈して滑らかになるものがある。

本層からは Turritella infralirata NAGAO および Venericardia sp. を採取した。 本層の厚さは 40～60 m である。 本層は， その凝灰質部がよく地層の層理面に沿って滑動するために， しばしば走向傾斜が乱れ， またみかけ上実際の厚さ以上に広く分布することがある。 下位の佐里砂岩層との関係は明瞭な境をもたず， 凝灰岩を挾み始める互層部以上をもって本層とする。 本層は唐津図幅地域 36) の佐里砂岩層上部に相当する。

#### 仏ノ原シルト岩層

本層は有田附近に顕著に発達する。 おもに暗灰色～灰褐色の泥質シルト岩および砂質シルト岩からなり， 時に細粒砂岩と細かく互層することもある。 下位の原明凝灰岩層から漸移しており， 厳密に両層の境界を求めることは困難で， 凝灰質岩の存在しなくなる部分から本層とした。 唐津図幅地域内では， 佐里砂岩層上部（骨石帯）と 行合野砂岩層との間に本層に相当する顕著なシルト岩は発達しないが， 本図幅地域では大川野附近から次第にこの間にシルト岩を含むようになり， 三間坂地区を距てて有田地域で急速に厚くなり， 一岩相単位として他地層と区別できるようになる。 本層からは化石が認められなかったが， 曲川村上南川良山南部の細粒砂岩から Acer sp. を産することが報告されている 24) 。 本層の厚さは有田附近で 130 m， 原明南方で 190 m に達する。

#### 行合野 ゆきあいの 砂岩層

本層は唐津図幅地域内行合野附近を標式地として命名されたものであるが， 本図幅地域内の有田附近およびそれ以南の地域では 蔵宿 ぞうしゅく 砂岩層 24) として知られている。 本層は主として無層理塊状の堅硬な細粒～中粒砂岩からなる。 この砂岩は新鮮な部分では暗青色～淡青色を呈するが， 風化すると灰白色～淡黄色， 時に特有な淡紫色， または淡緑色を呈する。 緻密で均質な部分は石材として採取される。 また細粒部は風化すると玉葱状構造を呈することがある。 全般に炭質物に富み， まれに海緑石質緑色斑点を含むことがある。 大川野附近では本層最下部に厚さ約 20 m の板状砂岩帯が発達する。 これは灰白色の中粒板状砂岩と薄いシルト岩との互層からなる。 この互層部は下位の原明凝灰岩層との移化部に相当するものと思われる。

本層からは次のような化石を産する。

  Leptothyra ? sp.
  Turritella infraliata NAGAO
  Ancistrolepis ? sp.
  Saccella sp.
  Crenella subfornicata NAGAO
  Palliolum ? sp.
  Ostrea sp.
  Venericardia sp.
  Lucinoma nagaoi OYAMA et MIZUNO
  Callista hanzawai (NAGAO)
  Callista matsuraensis (NAGAO)
  Periploma besshoensis (YOKOYAMA)
  Linthia sp.

本層の厚さは唐津図幅地域内から本図幅地域の大川野附近にかけてほゞ一定し， 約 120 m であるが， 姥ノ原附近から蔵宿附近にかけて次第に厚くなり， 横手附近では 200 m に達する。

#### 駒鳴 こまなき 砂岩層

本層は局地的な分布を示す特異な地層である。 すなわち本図幅地域では南西方に向かって次第に厚さを減じ， 伊万里南方から 三間坂 みまさか 附近で消滅する。 その分布範囲と層厚変化の状態を第 5 図に示す。

### 第 5 図 駒鳴砂岩層の等層厚線図（火山岩類の分布は省略してある）

本層は主として暗緑色粗粒砂岩ないし礫質砂岩からなり， 海緑石質緑色斑点に富み， 長石の白色斑点を含む。 礫質砂岩中の礫は直径 5 mm 以下で， 亜角礫状を呈し， 大部分粘板岩からなる。 一般に造崖性が著しく， 侵蝕に耐えてしばしばケスタ地形をつくる。 風化すると玉葱状構造を呈し， 赤褐色～黒褐色に変化する。 また各地で石材として採石される。 有田附近では本層は消滅するが， 上位の畑津砂岩層の基底部に海緑石質緑色斑点に富む粗粒部が処々にみられる。 これは本層の特徴のなごりというべきものであろう。 本層からは Chlamys ashiyaensis NAGAO， Glycymeris cisshuensis NAGAO， Venericardia sp. などの貝化石を産する。

本層の厚さは大川野附近でもっとも厚く， 40～50 m であるが， 東梅野附近では 20 m 以下となり， 南西方に向かって薄くなる。 本層はおそらく北東から多量の物質の供給をうけて， 急激に堆積したものと思われる。

#### 畑津砂岩層

本層は図幅地域内の杵島層群中もっとも広く分布する地層である。 主としてシルト岩および細粒砂岩からなり， 部分的に中～粗粒砂岩および泥岩を挾む。 唐津図幅地域内の畑津砂岩層は砂岩を主とするが， 本図幅地域内では南西方に向かって次第に粒度を減ずる傾向がある。

シルト岩は暗灰色～暗青色を呈し， 細粒砂岩と薄互層をなすことが多いが， また泥がちで葉片状に剝離するものもある。 本層の下部には白色凝灰岩の薄層が発達し， シルト岩と互層するが， ところによっては凝灰質泥岩となり， 凝灰岩層としては必ずしも追跡できない。

砂岩は細粒， 緻密でしまりがよく， 新鮮な部分は暗青～淡青～青白色を呈し， 風化すると黄灰色となり， 直径 30～50 cm のみごとな玉葱状構造をつくる。 塊状の部分は石材に適し， 各所で採石される。 とくに本層最上部にある厚さ 3～5 m の砂岩（風化すると玉葱状構造が発達する）は 青灰色を呈し堅硬で， 伊万里周辺， 有田東方で採石され， 層準をきめるうえに一つの鍵となる。 しかし図幅地域全域にわたっては連続しない。 この砂岩は有田東方板ノ川内では急に厚くなり 30～50 m に達する。 井手野附近では本層中部に暗緑色粗粒砂岩が発達するが， これは海緑石質緑色斑点に富み， 岩質は上前記の駒鳴砂岩層中の砂岩とまったく同じである。 この砂岩は北方唐津図幅地域に向かって次第に厚くなる。 この粗粒砂岩部の下位にシルト岩と砂岩との細互層部があるが， こゝからはしばしば植物化石を産し， また伊万里市街の北方には炭質頁岩がある。

本層の砂岩・シルト岩を通じて全般に炭質物の微片が多い。

本層は図幅地域の北東部では整合に駒鳴砂岩層の上に重なる。 こゝでは駒鳴砂岩層の暗緑色粗粒砂岩の上に， ある時は細粒砂岩が， またある時には砂岩とシルト岩との互層が， また凝灰岩とシルト岩との薄互層， あるいは緑色斑点をもつ堅い暗灰色砂岩とシルト岩との互層が重なる。 図幅地域の南部では駒鳴砂岩層が消滅するために， 本層は行合野砂岩層に直接する。

本層からは次のような化石を産する。

  Ancistrolepis chikuzenensis (NAGAO)
  Acila ashiyaensis (NAGAO)
  Yoldia laudabilis YOKOYAMA
  Portlandia thraciaeformis (STORE)
  Portlandia scaphoides (NAGAO)
  Crenella subfornicata NAGAO
  Venericardia cf. japonica MIZUNO
  Venericardia sp.
  Lucinoma cf. hannibali (CLARK)
  Pododesmus sp.
  Cyclina ? sp.
  Macoma sp.
  Linthia sp.
  魚鱗

これらの化石種を唐津図幅地域の畑津砂岩層中に産するものと較べると， 基盤に近い唐津図幅地域では Chlamys ashiyaensis などの浅海棲種が多いのに対し， 本図幅地域では全般的にやゝ深い棲息種が多くなっているようである。 このことは先に述べた岩相変化の状況からも類推される。

本層の厚さは井手野・桃ノ川附近で 270 m， 三間坂・蔵宿附近では 330～350 m である。

#### 畑津頁岩層

本層は泥岩を主とするが， ところによっては砂岩・シルト岩との細互層からなる。 各地域で岩相の変化に富み， 全地域を通じての地層の細分は困難である。 泥岩のもっとも顕著なところは井手野西方から畑川内にかけての地域で， こゝでは厚さ 80 m に達する。 他の地域ではシルト岩と薄板状互層をなすことが多く， またところによっては 50 cm～2 m ごとの厚さをもつ板状砂岩を挾むことがある。 このような砂岩は一般に中・上部に多い。

泥岩は暗灰色～暗青色を呈し， 均質で， 無層理塊状であるが， 風化すると細片に破砕し易くなり， しばしば小さな崖崩れを起している。 泥岩中には扁平な褐鉄鉱で汚染された団塊が層状に発達することがある。 図幅地域の北部から南部にかけて泥岩は次第にシルトがちとなり， 雲母片や炭質物に富むようになる。 また砂岩やシルト岩と細互層することも多い。

本層中に含まれる砂岩は細～中粒で灰白色を呈し， 雲母片や炭質物を葉理面に平行に， 縞状に挾み， 板状に割れる特徴がある。 この砂岩は佐世保層群の最下部相の浦層の砂岩と構成物が同じであるために， 岩質のみからは区別できない。 唐津図幅地域内では， このような砂岩は畑津頁岩層の中部に発達するが， 本図幅地域内では必ずしもその層準が一定せず， 砂岩がち互層あるいは泥岩がち互層となって， とくに図幅地域の南東部では随所に発達する。 桃ノ川南方の柚木原附近では砂岩の１枚の厚さが 2～3 m で， 石材として採石される。 このように， 岩相上， 本層上部はすでに佐世保層群の要素を含んでいる。

本層中の互層の層理面， とくにシルト岩の表面はしばしば波状を呈し， 生痕を有することがある。 また各単層の厚さの変化が激しく， 砂岩中には泥岩の同時侵蝕礫を伴ない， ところによっては乱堆積を示しているために， 一見不整合状を呈するところもある（第 6 図）。

### 第 6 図 蔵宿西方小沢中にみられる畑津頁岩層中の砂岩の基底部

本層の下部からは多々良附近で

  Ammodiscus sp.
  Bathysiphon sp.
  B. pupoides D'ORBIGNY
  B. sp.
  Cassidulina sp.
  Cancris sp.
  Cibicides yabei ASANO
  Dorothia sp.
  Eggerella spp.
  Gyroidina cf. saldanii D'ORBIGNY
  G. sp.
  Haplophragmoides spp.
  Martinottiella sp.
  Nonion cf. soldanii (D'ORBIGNY)
  Nodosaria sp.
  Plectina cf. poronaiensis ASANO
  Robulus sp.
  Trochamina ashiyaensis MURATA

などの有孔虫化石を産し 23), 26) ， このほか Portlandia watasei kishimana M1ZUNO (MS)， P. scaphoides (NAGAO)， Propeamussium sp.， Dentalium sp.， Linthia sp. などの比較的深い環境を指示すると思われる貝化石を産するが， 貝化石は一般に少ない。

本層の上限は便宜的に， いわゆる佐世保層群に特有の， 塊状の厚い優白色アルコース粗粒砂岩の基底に求めた。 したがって， これが層群の境界として適当であるか否かは今後の研究にまたねばならず， 岩相の変化を考慮した場合， 唐津図幅地域内の両層群の境界に正しく一致するか否かも疑問である。 このような区分による本層の厚さは 200～220 m である。

#### II.2.3 佐世保層群

本層群は全層厚 1,500 m に達し， おもに図幅地域の西半部に広く分布する。 本層群中の連続性のある主要炭層を地層区分の境界にして， 本層群を下位から相の浦層・中里層・ 柚木 ゆのき 層・世知原層・福井層・加勢層に区分する。 したがってこれら各層とは無関係に岩相が変化する場合が多い。 本層群は大きくみれば漸進的な海進を示す杵島層群の堆積に引続いて， 汽水成層と浅海成層とが交互に堆積した環境を示している。 おもに厚い砂岩と， 泥岩およびシルト岩の厚い互層とからなるが， 層群全体を通じては砂岩が量的に優勢である。 随所に石炭層および凝灰角礫岩層を挾み， 動植物化石を産する。 岩相は約 5 km を単位として水平的に移り変わり， 主要炭層および凝灰角礫岩層は岩相と斜交して発達する。 本層群は唐津炭田北部（唐津図幅地域内）では直接基盤をなす花崗閃緑岩類を被覆している。 下位の杵島層群との関係は本図幅地域内では整合漸移である。 本層群の分布は図幅地域内のかなり広い部分を占めるが， 露出はきわめて悪く， 詳細な層序は各炭砿の試錐資料によるところが多い。

### 第 7 図 佐世保層群模式柱状図。 松浦・向山・久原炭礦の試錐資料を参照した

#### 相の浦層

本層は主として伊万里湾の両岸および有田川の西岸にほゞ南北に分布する。 佐世保層群に特有の厚い塊状白色アルコース粗粒砂岩の下底をもって本層の基底とする。 本層中には２層準に連続性のよくない炭層群が存在するので， これをもってかりに本層を， 下部・中部・上部に３区分する。

下部 : 主として砂岩および泥岩からなる。 砂岩には塊状をなすものと， 板状を呈するものとがある。 塊状砂岩は灰白色を呈し， 中～粗粒でアルコースである。 風化すると鉄質物がしみ出して赤褐色の縞模様があらわれることがある。 板状砂岩は灰白色を呈し， 細～中粒で， 雲母片に富み， 炭質物を葉理面に平行に挾む。 しばしばシルト岩と互層し， 碁盤大に割れることがある。 この砂岩は下位の畑津頁岩層中にみられる砂岩と岩質的には同一である。 板状砂岩には漣痕が発達することがある。

下部の上部には泥岩が発達する。 この泥岩は暗灰色～暗青色を呈し， 時にシルト岩と薄互層をなす。 その特徴は畑津頁岩層中の泥岩に非常によく類似し， 岩質のみからは区別し難い。 泥岩の厚さはもっとも厚いところ（野添附近）で約 180 m であるが， これより北方に向かって次第に薄くなり， 東山代 - 川西間では消滅する。 また南方 心野 ここんの 附近では 100～150 m である。 第 8 図にその発達状況を示す。 この泥岩を挾んでその上下に炭層が発達する。 これらの炭層を一括した炭層群は伊万里湾岸で長浜三尺とよばれる炭層系列に相当し， ほゞ新田五尺炭層の層準に対比されるものである。 これらの炭層は伊万里市街の南西， 川西附近では小規模に稼行されている。 また, かって稼行されたことのある 伊万里市街北方の本瀬戸・岩立・屋敷野・楠立および黒川附近の炭層も ほゞこの層準のものと思われる。 炭層を挾む粗粒アルコース砂岩中には礫を散在することが多い。 礫はおもに黒色粘板岩・チャートからなり， まれに流紋岩を含む。 大豆大または小豆大でよく円磨されている。

### 第 8 図 相の浦層下部の泥岩の発達状況

中部 : 主として厚いアルコース砂岩からなる。 この砂岩は灰白色を呈し中粒， 塊状で， 風化部は酸化鉄で汚染され赤褐色となる。 この砂岩の下部にはしばしば偽層が発達する。 中部の上限にある炭層群は伊万里湾岸で脇野上， 下層とよばれ， モエズ炭層に対比されるものと思われる。 この炭層群は脇野附近で小規模に稼行されており， また伊万里湾東岸の瀬戸附近の炭層もほゞこれと同層準のものと思われる。 この炭層群中には凝灰質砂岩・泥岩を伴なう。 時に凝灰質物が混在されることがあるが， この凝灰質岩は一定した層準を示すもののようである [ 以下の [注] 参照 ] 。 凝灰質砂岩は風化すると薄桃色あるいは淡赤色を呈し， 径約 2 cm の浮石の白色斑点を含む。 このような浮石斑点は炭層の上盤に亜角礫または角礫状をなして含まれることがある。

[注]
  この事実は本所古川俊太郎技官によって， さらに広い区域にわたって認められている。

上部 : 主としてアルコース塊状砂岩および板状砂岩・シルト岩・泥岩の互層からなる。 上限は大瀬五尺炭層である。 上部層は主として図幅地域西部の熔岩台地の周縁斜面の高所に分布するために露出が悪く， 詳細な層序はほとんど判明しない。 大瀬五尺炭層は佐世保層群の堆積が始まって以来初めての連続性のある炭層であって， 図幅地域内では地域南部の佐世保炭砿および 夫婦石 めおといし 西方の国見炭砿で稼行されている。 また大久保附近には旧坑が多い。 海棲貝化石が多産する真中化石帯は モエズ炭層から大瀬五尺炭層までの間に含まれるが， 図幅地域内ではこれを確認し得なかった。 脇野南西方の板状砂岩泥岩互層中部からは植物化石が多産する。 棚井敏雅・尾上亨 33) によれば， 主として佐世保図幅地域内の相の浦層中部および下部から産する植物化石は 比較的温暖な気候を指示し， 時代的には中新世初期と考えられている。

相の浦層の厚さは 650～800 m である。

#### 中里層

本層は伊万里湾の南岸， 楠久・大久保附近および柚木附近に僅かに分布する。 本層の上限は柚木三枚炭層の上限である。 本層の下部は中粒砂岩と暗灰色泥岩の互層からなり， 中部は灰白色の塊状または縞状砂岩が顕著で， 上部は泥岩に富む。

大瀬五尺炭層上約 40 m のところに凝灰角礫岩が発達することが， 唐津図幅地域内の試錐資料および本図幅地域内の向山・松浦・ 久原 くばら の各炭砿の試錐資料で認められ， 層準決定に有効な鍵層となるが， 露頭ではほとんど認められない。 たゞ粟木峠東方のほゞこの層準と思われるところに淡緑灰色の凝灰角礫岩がみられる。 この凝灰角礫岩は， 厚さ約 1 m のやゝ板状な泥岩を挾んで２枚あり， その上下の厚さはそれぞれ 10 cm および 20 cm である。 いずれの凝灰角礫岩にも貝化石が密集して産し， 上位の凝灰角礫岩には Ostrea sp. が， 下位のものには Corbicula matusitai SUZUKI が特徴的に多産し， その他両層から Lamprotula nojimensis UEJI を産する。 柚木三枚炭層はバンド山層ともよばれ， 柚木炭砿で稼行されている。 柚木の西方池野炭砿（西隣佐世保図幅地域内）では 柚木三枚炭 Brachyodus japonicus MATSUMOTO の産出が知られている。

本層の厚さは各地域でほゞー定し， 約 145 m である。

#### 柚木層

本層は久原・世知原・柚木附近に分布する。 本層の上限は松浦三尺 [ 以下の [注] 参照 ] （久原三尺）炭層である。 主として砂岩・泥岩および砂岩と泥岩との互層からなる。 砂岩には灰白色中粒で塊状のものと， 細粒で縞状を呈するものとがあり， 前者には時に偽層が発達し， また鉄質物が滲み出して赤褐色の縞模様を生ずることがある。 後者は時に炭質物を葉理面に平行に挾み， 植物化石の破片に富むことがある。 泥岩は全般にやゝ砂質で， 細粒砂岩と互層することが多い。 砂岩は本層全体を通じて発達するが， 互層部は本層中部および下部に多い。

[注]
  本炭層は佐世保炭田鹿町地区で鹿町三尺とよばれる。

本層の下部， 柚木三枚炭層から約 60 m 上位に厚さ約 40 m の顕著な泥岩層が発達する。 この泥岩帯は野外および試錐資料の結果から， 本図幅地域内ばかりでなく， 唐津図幅地域内にも連続して発達し， 対比の重要な基準となる。 この泥岩帯の直下に柚木二枚炭層があり， 新柚木炭砿で稼行されている。 本図幅地域内では露出が悪いために野外で正確にこの泥岩帯を追跡することは困難であるが， 久原・向山・松浦の各炭砿の試錐で認められる。

この泥岩帯の上約 40 m のところに凝灰角礫岩層がある。 石英安山岩質で 1.5～5 m の厚さを有する。 新鮮な部分では暗灰色， 風化部では褐色を呈する。 この凝灰角礫岩は唐津図幅地域における晴気凝灰角礫岩， 長浜春夫の江里凝灰角礫岩層に対比される。 この凝灰角礫岩の下約 20 m には泥岩が顕著で， これは唐津図幅地域で駄竹泥岩帯と称するものに相当する。 この泥岩帯の下限にハザマ炭層がある。 本炭層は 岩石 いわいし 二枚炭層にほゞ相当するものと思われる。 凝灰角礫岩の上約 80 m の間は砂岩と泥岩との互層が発達するが， 南西方に向かって砂岩に富むようになり， 岩相の変化はかなり著しい。 この互層部の砂岩の上面には， しばしば漣痕が発達する。

本層上限の松浦三尺（久原三尺）炭層の下には砂岩が比較的顕著で， 松浦三尺炭層の下約 65 m のところに十二ヘダ炭層が， また約 95 m 下位に七ヘダ炭層がある。 十二ヘダ炭層の上盤からは Ostrea sp. を産する。 松浦三尺炭層は本地域で重要な稼行炭層で， 久原・松浦・新松浦の各炭砿で稼行されている。 棚井敏雅・尾上亨 33) によれば， 佐世保炭田鹿町地区（西隣佐世保図幅地域内）の 鹿町三尺層（松浦三尺）に伴なう植物化石群の組成は， いわゆる阿仁合型植物群の組成の特徴に一致しており， その大半が温帯性落葉樹からなっている。

本層の厚さは約 350 m である。

#### 世知原層

本層は主として浦之崎南方および世知原附近に分布する。 本層の上限は砂磐炭層である。 本層は砂岩・泥岩・シルト岩およびこれらの細互層からなるが， 全般には灰白色中～粗粒砂岩が優勢である。 砂岩は無層理， 塊状で崖をなすことが多い。 松浦三尺炭層の上位には暗灰色シルト岩を主とする互層部が発達し， 砂磐炭層の下位にはシルト岩が多い。 松浦三尺炭層直上の雲母片を含むシルト岩中から， 久原地域で Sequoia sp.， Quercus sp.， Platanus sp. などの植物化石を産し， 松浦炭砿における同層準からは Corbicula matusitai SUZUKI， Corbicula hizenensis UEJI， Semisulcospria (Melania) sp. を産することがしられている。

本層中には数枚の炭層があるが， いずれも薄く， かつ連続性に乏しくて稼行に耐えない。 砂磐炭層は佐世保炭田における主要炭層で， 炭層の下盤に厚さ約 30 cm の白色中粒～粗粒砂岩を伴ない， 炭層中には ２～３枚の薄い夾みを有することが特徴的で， 佐世保炭田のほとんど全域にわたって分布するために， 層準を決定する鍵層としても有効である。

本層の厚さは各地でほとんど変化がなく， 約 155 m である。

#### 福井層

本層は向山炭砿附近および志佐川上流に僅かに分布する。 本層の下部は黒色のシルト岩ないし泥岩， 中部は砂岩， 上部はシルト岩・泥岩および砂岩に富む。

砂磐炭層の上位はシルト岩に富み， このなかから Ostrea sp.， Corbicula hizenensis UEJI， "Phaxas" sp. などを産する。

試錐資料によれば砂磐炭層の上約 25～30 m のところに， 厚さ 5 m 内外の石英安山岩質凝灰角礫岩層が発達する。 この凝灰角礫岩は暗灰色を呈し， 風化すると黄灰色に変化する。 これは長浜春夫 20) の歌ケ浦凝灰角礫岩層に相当し， 佐世保炭田全域にわたって分布し， 砂磐炭層の層準を決定するうえに重要な鍵層となる。 西隣佐世保図幅地内域の焼島・餓鬼島附近では， この凝灰角礫岩層の上位から， "Cerithium" sp.， Ostrea sp.， Cycl ina japonica KAMADA， Septifer sp.， Venerupis (Amigdala) sp.， Melanatria sp.， Bulanus sp.， "Potamides" sp. を産することがしられている。

本層中部に発達する砂岩は灰白色塊状中粒～粗粒砂岩で， ところによって厚さが変化する。 本層上部には数枚の炭層が発達するが， 稼行されているものは下三枚炭層および福井一枚炭層で， 他の炭層はいずれも連続性に乏しい。 福井一枚炭層の約 10～20 m 上位に厚さ 1～2 m の石英安山岩質凝灰岩が存在することが， 平戸図幅地域内前浜附近および唐津図幅地域内今福西方で認められるが， 加勢層堆積前の削剝のために， 欠除するところがある。 本図幅地域内ではこの凝灰角礫岩層の存否は露出の関係で判明し難い。

認められる限りの本層の厚さは 170 m である。

#### 加勢層

本層は図幅地域北西隅および志佐川上流に僅かに分布する。 下位の福井層との関係は不整合である。 この関係は平戸図幅地域内， 佐世保図幅地域内で追跡することができる。

本図幅地域北西隅では玄武岩の岩屑に覆われて露出が悪く， また志佐川上流でも露出が限られるため， 本層の詳細な層序は明らかでない。 本層の最下部は含礫粗粒砂岩からなり， 緑色岩片および炭質物を含む。 この砂岩中からは保存の悪い海棲貝化石を産する。 これより上位は厚さ約 25 m の暗灰色～黒色泥岩からなり， この泥岩は Cyclammina tani ISHIZAKI の有孔虫のほか， Yoldia sp.， Nucula sp. などの貝化石を含む。 泥岩の上位は Ostrea を含む粗粒砂岩からなる。 したがって 本層は汽水性の福井層の堆積後の一時的海進によって形成されたものと思われる。 本層の露出する限りの厚さは 60～70 m と思われる。

#### II.2.4 第三系の地質構造

唐津・佐世保両炭田を含む九州北西部の第三系は， その北東方の花崗閃緑岩類と， 南西方の結晶片岩類との間に分布し， 第 2 図にみられるように４つの構造区に区分される。 すなわち 1) 大町附近を中心とする東西または北西－南東方向の軸をもつ波長の大きな褶曲帯， 2) 伊万里・武雄・有田附近にみられる南北性の軸をもつ微褶曲帯（伊万里褶曲帯）， 3) 世知原を中心とし， 佐々川断層を西限とする盆状構造（世知原盆状構造）区， 4) 鹿町附近から平戸島にかけて， 北東 - 南西方向の走向で北西方に傾斜する単斜構造区である [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  このような構造区分の大綱についてはすでに沢田秀穂 29) が明らかにしている。

### 第 9 図 地質構造図

本図幅地域は有田川に沿う南北線をほゞ境として， 地質構造上伊万里褶曲帯の主部をなす東域と， 世知原盆状構造の東半部を占める西域とに区分することができる。

東域には玄武岩熔岩の分布区域は少なく， 直接第三系が露出するところが多い。 これらの第三系は 多くのドーム・ベーズン状構造の組み合わさった複雑な微褶曲構造を呈する。 ドーム・ベーズン状構造は それぞれ南北方向あるいは北東 - 南西方向の長軸を有する。 したがって地層の走向・傾斜は目まぐるしく変転する。 また東域には各種火山岩類が岩脈・岩床・熔岩流の形で分布する。 これらの火山岩類の分布はドーム・ベーズン状構造の配列とは無関係であるので， このような褶曲構造を形成した主原因を火山岩類の迸入に帰することはできない。

ドーム・ベーズン状構造を示す褶曲構造は さらに多数の北西 - 南東方向の断層によって断たれて， いっそう複雑な構造となっている。 これらの断層は成因的に褶曲運動に伴なって生じたものと， 褶曲運動の後に生じたものとに区分することができる。 前者は褶曲の軸部あるいは相隣るドームとべーズンの間に生ずるものが多く， むしろ南北で北西 - 南東方向の断層に断たれている。 そのおもなものは府招断層， 宮野野から北山の西を通る断層， 西梅野から三間坂を経て津々良に至る断層などである。 これに対して褶曲運動の後に生じた断層は， 大川野附近および伊万里市内の南方に見られるように， 大部分北西 - 南東方向の高角度の断層で， いずれも構造をきっている。 これらの断層のうちには， 小さな不連続の断層が密集して， みかけ上１本の断層を形成しているものもあり， また単一の断層が数 km も連続しているものもある。 断層の落差および落ちの方向は一定しないが， ほとんど正断層である。 有田川の東域には火山岩類を切る断層はない。

有田川西域の地質構造は， 東域に較べてきわめて単純である。 この地域には東域と対照的に玄武岩類が広く分布している。 地質構造の特徴は， 世知原附近を中心とする雄大な世知原盆状構造の東半部を占めていることで， 有田川沿岸附近から西方に向かって地層の傾斜が次第に緩くなり， 中心部をなす世知原附近では 3～5°である。 すなわちこの盆状構造は底が浅くて広い形をしている。 このように地層が全体として緩やかで平坦に近いことは， 佐世保炭田地域の炭田開発に大いに役立っている。

有田川西域は東域に較べて断層が少ない。 断層はむしろ東西性に近い方向をとるものが多く， 地層の走向に斜交し， その多くは玄武岩類をも切っている。 これらの断層は有田川東域にみられる褶曲構造をきる断層と同性質のものである。 断層のおもな生成時期は玄武岩流出以前であって， 流出以後にもこれらの断層がふたゝび運動したものと思われる。

以上東西両域を通じて明らかなことは， このような褶曲構造をもたらした運動と， 主要な断層をもたらした構造運動とが時期的にはっきりと区別されることである。 すなわち褶曲構造をもたらした運動が杵島層群の堆積に引続くものか， 佐世保層群あるいは野島層群堆積後に行われたものかは明らかではないが， このような運動とは別に， その後に著しい断層運動が行われている。 この種の断層は北西 - 南東または東西性のものが多く， 北東方の基盤と第三系の境界線にほゞ平行した高角度の階段状の断層である。 火山岩類の噴出後にも地域的な小断層あるいは２次的な断層が生じているが， いずれも現在みられる地質構造を左右するほど大規模なものではない。

### II.3 鮮新統および第四系

図幅地域には杵島層群と佐世保層群とを覆って多種多様の火山岩類がみられる。 そのうちでもっとも多量に分布するものは西岳玄武岩類である。 この玄武岩類の活動以前には眉山石英安山岩と眉山角閃石安山岩とが， 以後には有田流紋岩類と伊万里安山岩類とがそれぞれ噴出している。 これらの火山岩類の噴出時期は明確でなく， 従来漠然と第四紀と考えられているが， 玄武岩の侵蝕程度などから， 鮮新世末ないし更新世初めに生じた可能性もある。 したがって， 本図幅では不確実ではあるが， 玄武岩類以前に生じた火山岩類は鮮新世， 以後のものは更新世に属し， 玄武岩類は両者にまたがるものとする。

以上の火山岩類を除くと， 堆積岩類はきわめて僅かに分布するにすぎない。 すなわち西岳玄武岩類に伴なわれる古期砂礫層と， 有田流紋岩類・伊万里安山岩類に伴なわれる砂礫層， あるいは火山岩類の活動後に堆積した新期砂礫層・崖錐・地辷り堆積物・冲積層である。

眉山石英安山岩 と 眉山角閃石安山岩 とは東隣武雄図幅地域内に広く分布するものの一部で， 前者は主として岩床あるいは円頂丘としてみられ， 後者はそれを覆う熔岩流であり， その一部は西岳・黒岳にもみられ， 玄武岩に覆われる。

西岳玄武岩類 は本図幅地域を中心として， 九州北西部に広い熔岩台地をつくる。 本図幅地域西部の西岳地域にもっとも標式的にあらわれ， こゝでは多種多様の粗面玄武岩および珪質玄武岩が， 火山砕屑岩を伴なって約 300 m の厚さに累重する。 その分布，構造をみると， 伊万里市と有田町の中間を中心とした一大盾状火山を構成したもので， その頂部は陥没して， 残片が黒岳およびその周辺にみられるものと思われる。 なお佐世保図幅地域には， 西岳玄武岩類の先駆と考えられるガラス質玄武岩の小岩体がみられる。

西岳玄武岩類は斑状および無斑晶の玄武岩が繰返して噴出したもので， 本図幅地域では， その成層関係および岩質をもとにしてこれを５区分した。

西岳玄武岩類の基底部には旧期砂礫層が挾在する。 本図幅地域では， そのうちの中位の砂礫層から「はまぐり」と「うみたけ」の化石を得， その一部に海成層があることがわかったが， 時代を決定するまでには至らない。

有田流紋岩類 は， 西岳玄武岩類が侵蝕された後に， その陥没の中心部に生じたものと思われる。 火山砕屑岩・柘榴石流紋岩・黒雲母流紋岩・無斑晶流紋岩・角閃石流紋岩などからなり， その下部には砂礫層あるいは水底に堆積した凝灰岩がみられる。

伊万里安山岩類は有田流紋岩の北隣に， それを覆って生じ， その初期には火山角礫岩を多量に噴出し， 続いて種々の中性～酸性安山岩を流出した。 安山岩中には玄武岩の細片を含有している。 本岩類もまた， 僅かではあるがその基底部に砂礫層を伴なう。

新期砂礫層 は玄武岩および流紋岩の礫を含み， 主として伊万里湾の沿岸地域に散在するが， その分布範囲はきわめて狭い。

玄武岩の分布する地域の山麓部には崖錐が厚く発達する。 その一部には山崩れまたは地辷りによって生じたものがあり， 現在もなお伊万里湾の両岸ではこの種の災害が頻発している。

#### II.3.1 眉山石英安山岩

図幅地域の東縁に， おもに小規模な貫入岩体として多数みられる。 いずれも黒雲母角閃石石英安山岩で， 大型の斜長石と黒雲母の斑晶を含有し， 石基のガラス質の場合には石英斑岩様の外観を呈する特徴をもつ。 石英の斑晶はまれで， 存在しても小型（径 0.5 mm 以下）である。 通常やゝ変質しており， ときには緑泥石化作用も蒙っている。

本岩の分布区域の北端にみられる眉山の岩体は， 直径約 1.5 km の不規則な形を呈する円頂丘で， その一部では明らかに第三系を貫ぬいているが， その分布からみて熔岩流と考えられる部分（とくに西端部）もある。 第三系との接触部は眉山南麓の小部落西端の橋下にみられる。 こゝでも， その直接部約 1 m は露出していないが， N 35°W， NE 35°の境界面を境として， その南西側の第三系は破砕されて角礫岩化し， 北東側の石英安山岩は著しく細かな片理を呈している。

本岩体の主要部にはやゝ不規則な柱状節理が発達し， 僅かながら緑泥石化作用を蒙り， 淡緑色を呈している。 本岩は斜長石・赤褐色黒雲母・炭酸塩化した角閃石を斑晶として含有するが， 石英は認められない。 その石基は石英（またはクリストバル石）・ 斜長石・ アルカリ長石・ 黒雲母・ 鉄鉱・ 炭酸塩鉱物および緑泥石からなり， 完晶質である。 なお， 本岩は 眉山の南西山腹で西岳玄武岩類に属する斑状玄武岩の岩脈に貫ぬかれている。

眉山の南西方には多数の岩床がみられる。 その多くはほゞ南北の走向をもち， 西方に緩く傾斜し， 10～20 m の厚さをもつ。 岩床の上盤側の第三紀の砂岩・泥岩は常に著しく固化しており， ときには微細な黒雲母も生じている。 眉山南西麓の百堂原にみられる岩床は石英斑晶を欠くが， その他の斑晶は著しく粗粒である。 一般のものは小型の石英斑晶と， 長径 5 mm の卓状斜長石， 1～2 mm の暗褐色黒雲母 および角閃石（その多くは分解し赤鉄鉱となっている）の斑晶を含有する。 石基は細粒である。

図幅地域南東縁の福和部落の東方に分布するものの一部は熔岩流と考えられ， とくに稜線を構成するものはガラス質で， 孔隙に富み， 流理構造を呈し， その一部には真珠岩構造も発達している。

#### II.3.2 眉山角閃石安山岩

眉山の頂部に厚さ約 140 m の熔岩流として存在し， またその附近に小規模な岩脈として第三系を貫ぬいている。 さらに 図幅地域中央の黒岳西部および南西部の隠居岳の東および北にも 西岳玄武岩類に覆われて存在するが， その規模はきわめて小さい。 眉山において， 石英安山岩を覆うものと考えられるが， 直接する部分の露頭がみられないために， 眉山石英安山岩に貫ぬかれている可能性もある。

眉山には， おのおの厚さ約 40 m の３枚の熔岩がみられる。 下の２枚はやゝ変質した輝石含有黒雲母角閃石安山岩で， そのうちの上位の熔岩はときに著しく変質しており， 変朽安山岩様を呈する。 これらは斜長石・角閃石・黒雲母および普通輝石・紫蘇輝石を斑晶として， 石基は斜長石・アルカリ長石・石英・炭酸塩鉱物（輝石仮像 ?）・鉄鉱・燐灰石からなる。 眉山の山頂は斑晶に乏しい輝石含有角閃石安山岩 [ 以下の [注] 参照 ] からなる。 その外観は西岳玄武岩類の一部にみられるさぬき岩質安山岩に似ている。 これは新鮮で， 下底に発達する破砕岩塊状の部分もほとんど変質しておらず， この点からみると， 前２者とは時期を異にした熔岩とも考えられる。 これは 小型の斜長石・角閃石（大部分オパサイト化）と 大型でまれな普通輝石・紫蘇輝石を斑晶として， 石基は斜長石・アルカリ長石・クリストバル石・紫蘇輝石・普通輝石・黒雲母などからなる。 なお， 優白質の部分が石基に斑紋状に発達しており， こゝに主としてアルカリ長石・クリストバル石および黒雲母が存在する。 また普通輝石の細粒からなる集合体があるが， これは橄欖石の変化したもののようである。

[注]
  松浦炭礦北西方の椋呂路峠西（佐世保図幅内）には 本岩に酷似した角閃石安山岩の礫を含む礫層が白色凝灰岩を伴ない， 西岳玄武岩類に覆われて存在する。

黒岳の西部の岩谷部落に面する丘には普通輝石角閃石安山岩が存在するが， 露出不良のため他との関係は明らかではない。 これはまれに長径 1 cm に達する角閃石を含み， 通常は 1～2 mm の斜長石・角閃石・普通輝石を斑晶として， 石基は斜長石・橄欖石（微斑晶として多量に存する）， まったくオパサイトに変わった角閃石・紫蘇輝石・普通輝石・鉄鉱 および多量のガラスからなる。

西岳の西半部にもまた本岩の一部がみられる。 すなわち八天岳の南のヲサエ越南東， 海抜 360 m には黒雲母含有角閃石輝石安山岩が， 基盤の第三系との間に約 20 m の厚さの火山角礫岩を挾んで覆われている。 その上位にも厚く火山角礫岩が存在し， その上に無斑晶玄武岩がのっている。 この安山岩は径 3 mm 以下の斑晶を多量に含有する。 斑晶のうち， 角閃石は厚い鉄鉱からなる反応縁に包まれ， 紫蘇輝石は炭酸塩化し， 普通輝石は累帯構造が激しい。 なお黒雲母は小型（径 0.3 mm）である。 石基はガラス質で， 斜長石・普通輝石および少量の紫蘇輝石・鉄鉱を含有する。 また隠居岳の東麓の海抜 380 m 附近にも， 斑状玄武岩の下位に輝石橄欖石安山岩がみられる。 これは岩質は異なるが， その層位的位置より， こゝに一括した。 斑晶に富み， 斜長石・変質した橄欖石・普通輝石・紫蘇輝石が存在し， 石基には斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・クリストバル石およびガラスがみられる。

#### II.3.3 旧期砂礫層

分布が狭いので地質図には表わしてないが, 第三系と西岳玄武岩類との間に [ 以下の [注] 参照 ] ， または玄武岩類の間に挾まれて軟弱な砂礫層がしばしばみられる（第 10 図および第 3 表）。 淡青色～暗青色の粘土・シルト， 灰色細粒～中粒の砂， または細礫～巨礫礫層で， その厚さは所によって著しく異なる。 近接地点における砂礫層の厚さと玄武岩に対する層序関係を第 10 図に例示した。

[注]
  この最下位の砂礫層にも斑晶に乏しい玄武岩の， 径 20 cm あるいはそれ以上の亜円礫が含まれていることがある。 これは西岳玄武岩類の先駆として生じた玄武岩に由来するものであろう。

### 第 10 図 冬の越峠附近の試錐柱状図（新松浦炭鉱の資料による）

### 第 3 表 旧期砂礫層の諸性質

この砂礫層は西岳玄武岩類の初期無斑晶玄武岩類に覆われる下位の砂礫層と， それに伴なう上位の砂礫層と， それ以上の最上位の砂礫層との３つに区分できる。

これらの砂礫層は図幅地域南西の西岳地域のみに存在するが， いずれもきわめて限られた範囲を占めて各所に点在するものである [ 以下の [注] 参照 ] 。 下位の砂礫層の分布を大観すると， 本図幅地域における最高峯である国見山より北西に向かって， 幅約 3 km の地帯によく発達し， 一部はこの地帯の南方および北方の玄海灘に沿う地域にみられる。 これに対して 上位の砂礫層は 国見山の北西に向かう前述の地帯の南にのみ分布している傾向が認められる（第 13 図）。

[注]
  西隣佐世保図幅地域ではやゝ広範に分布し， 連続した露頭がみられることがある。

### 第 11 図 開作の旧期砂礫層。 国見山の西方開作部落東 300 m にみられる下位の旧期砂礫層（露頭スケッチ）。 a : 塊状青色シルト, b : 褐色砂（旧期砂礫層）, c : 含礫褐色砂, T : 佐世保層群の砂岩

下位の砂礫層は細粒の物質に富み， 上位の砂礫層は礫に富むが， 両者の性質はよく似ている。 しかし下位の砂礫層には， しばしば珪岩を主とする古期の岩石の， よく円磨された径 7 cm 以下のものがみられるが， 上位の砂礫層には玄武岩礫が主となっている。 最上位の砂礫層はその分布もきわめて小さいが， その性質が前者とやゝ異なる。 すなわち最上位の砂礫層中には耐火粘土として採掘された「 調川 つきのかわ 粘土」があり， その上部には亜炭層が挾まれ， 凝灰質の頁岩が発達する（第 28 図）。 辻堂峠の砂礫層は火山円礫岩からなり， 凝灰角礫岩に移化する。 国見山のものは砂鉄を含んで硬く凝固した砂礫層で， 細礫礫層と砂層とが細かに成層しており， 唯一の不透水層として， 湿地を形成している。

柚木・世知原地域では， 松浦三尺の採炭坑道を掘進の際， これらの砂礫層にあたると， 地層が軟弱なために天盤が崩れて掘進不能となることがある。

### 第 12 図 図幅地域南西端満場越南西方の谷にみられる旧期砂礫層（路線図）。 a : 佐世保層群（白色塊状砂岩）, b : 礫層（厚さ 3 m 以上 ; よく淘汰され泥質の基質）, c : 淘汰不良巨礫礫層（針状斜長石含有玄武岩礫からなる）, d : 泥岩とシルト岩互層（6 m 以上 : 貝化石を産する）, e : 礫層, f : 岩滓部のよく発達した玄武岩熔岩, g : 塊状玄武岩（chabazite を孔隙に生じている）

砂礫層中には貝化石はほとんど存在せず， 有孔虫も含まれない。 僅かに上位の砂礫層より図幅地域南西端の満場越南西側の谷の， 海抜 270 m の地点（第 12 図）で， 次のような海棲貝化石を得たのみである。

  Meretrix lusoria (RÖDING)
  Cyrtopleura japonica (YOKOYAMA)

したがって直接にはその時代をきめることができない [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  最近は各方面からこの砂礫層の時代が研究されており， 近い将来には層序関係とともに明らかにされるものと思われる。

#### II.3.4 西岳玄武岩類

図幅地域西半部の西岳地域より西隣佐世保図幅地域内に広く分布し， 一部は図幅地域北縁の城古岳・大野岳，南東縁の犬走附近にも分布しており， さらにこれらに包まれて， 図幅地域中央の黒岳・腰岳の周辺にみられる。 その基盤の露出高度は西岳では 500 m に達し（第 13 図）， 城古岳では 380 m， 大野岳では 360 m， 東隣武雄図幅地域内の八幡岳では 500 m， 犬走附近では 280 m となっている。 これに対し， 黒岳では 180 m 以下であり， 腰岳で 350 m となっており， 概して図幅地域周辺部で高く， 中央部で低くなっている。 おそらく中央部は陥没したものであろう。 すなわち， 西岳玄武岩類は伊万里市と有田町の中間にある青螺山附近を中心とした， 一大盾状火山であったと考えられる。

### 第 13 図 西岳玄武岩類の基盤の高さと旧期砂礫層の分布

西岳玄武岩類の厚さは， そのもっとも厚い国見山附近で約 300 m に達し， それより西方に順次厚さを減じ（第 14 図）， 佐世保図幅地域内では 100 m 以下， ときには 50 m となっている。 北方の唐津図幅地域でも約 100 m， その北の呼子図幅地域では 50 m 前後となる。 南隣の早岐図幅地域内では 100～200 m の厚さをもち， 玄武岩類の厚さも中心より周辺に向かい減少している。

### 第 14 図 西岳地域における玄武岩柱状図。 柱状図にみられる横線は溶岩流の表面（あるいは底面）を示す

熔岩の種類あるいは枚数および挾在する火山砕屑物の量とともに， 国見山を中心とする西岳東縁の地域でもっとも多く， それより西方に次第に減少している。

熔岩はその岩質により５区分され， 下位より初期斑状玄武岩類・ 初期無斑晶玄武岩類・ 中期斑状玄武岩類・ 後期無斑晶玄武岩類・ 後期斑状玄武岩類の順に累重する。 この区分を平戸・唐津・呼子図幅の区分に較べると第 4 表のようである。 なお， 初期斑状玄武岩類の中部には粗粒玄武岩が広く挾まれており， 初期無斑晶玄武岩類の下部には局部的にさぬき岩質安山岩が発達している。 また 中期斑状玄武岩類の下部に 斜長石斑晶を含まない輝石橄欖石玄武岩が存在することがある。 なお地質図には省略したが， 石英玄武岩が 中期斑状玄武岩類およびそれ以後に生じた玄武岩類中にしばしばみられる。

### 第 4 表 九州北西部の玄武岩類区分対照表

西岳玄武岩類には， 石基に多量のアルカリ長石を含有する粗面玄武岩と， 石基に珪酸鉱物あるいは紫蘇輝石を含有する珪質玄武岩との２種の玄武岩がみられるが， これらは上述の各岩類とほとんど混在し（第 12 図）， その間に規則性は認められない。 なお， 石基にガラスの多い場合には両者のいずれとも判定できないことがある。

なお， 本地域の玄武岩は， 平戸図幅地域などに較べると一般に斑晶の量が多く， 無斑晶玄武岩にも少量の大型斑晶が散在する傾向が著しい。

西岳玄武岩類には多数の岩床・岩脈が伴なわれる。 岩床は粗粒玄武岩からなり， 図幅地域北東部の大陣岳を中心として， それより西および南に， 一つの帯をつくって分布する。 厚いものが多く， 40 m にも達する。 岩脈には各種の玄武岩がみられるが， 多くは幅数 m 以下の規模の小さなものである。 その分布が狭く， 岩頸と考えられるものもあり， 伊万里市の東方の今岳では， これに凝灰角礫岩が伴なわれる。

なお， 伊万里市の北西には， 石英安山岩の岩脈が存する。 これは多量の基盤岩片を包有し， その石英・斜長石斑晶も捕獲されたもののようである。 唐津および佐世保図幅地域にも， これに似た無斑晶玄武岩岩脈が存在するので， こゝでも西岳玄武岩類の一員とした。

西岳玄武岩類中， 初期無斑晶玄武岩類には水を包蔵する孔隙を有する玄武岩がある。 その著しいものは， 有田町北西広瀬山・黒髪山東方小路・隠居岳東麓・城山南側などに， また隠居岳北西方徳道の砂礫層中の玄武岩礫としてもみられる。

西岳玄武岩類の基底部に砂礫層の挾まれることはすでに述べた。 この旧期砂礫層は鮮新世末の可能性もあり， したがって， 西岳玄武岩類は鮮新世後期ないし更新世にかけて噴出したものと考えられる。 なお， 済州島には玄武岩火山の現世における活動記録があり， 五島列島南端の福江島には美麗な玄武岩質火山砕屑丘の存在が知られており， 壱岐島・蛎ノ浦図幅地域内にも同様の火山砕屑丘があることが， 松井和典 39), 40) によって明らかにされた。 これらは現世における玄武岩の活動を示すものと思われる。 また平戸図幅 27) 地域内では， 大島・度島および平戸島の南端などに， 西岳玄武岩からなる台地上に小規模な火山体が形成されている。 このように九州北西部とその周辺に分布する玄武岩類の活動は， 鮮新世後期～更新世初期に西岳玄武岩類を生ずる大規模な活動があり， その後も小規模な活動が現世まで継続して行われたものと思われる。

西岳玄武岩類と基盤の第三系との接触面を遠望すると， ほゞ平垣面をなして， 緩やかに傾いている。 これは西岳玄武岩類の噴出前に， 杵島層群・佐世保層群が著しく侵蝕されて平坦化し， とくに佐世保図幅地域では準平原に近い形状を呈するまでに至ったものと考えられる。 この平坦面の等高線図を第 13 図に示す。 この図からわかるように， 平坦面は断層によってブロック化している。 各ブロック内での平坦面は概して 1.5°の緩傾斜を示すが， 所によっては約 4°の傾斜を示す。 急傾斜の部分は西岳東縁の標高の高い部分にみられ， 平坦化がなお不充分であったことを示している。 すでに述べたように， 下位の旧期砂礫層の分布には NW - SE の方向性が著しくみられるが， これは玄武岩類の活動初めにこの方向の凹地が発達していたものであろう。 現在, 志佐川の上流部が深く南に入り込んでいること， 相の浦川の上流部が不規則な流路をもつことなども， 平坦面上に存した凹地のなごりとも考えられる。

西岳玄武岩類の基盤にみられる平坦面はブロック化しており， 各ブロックの境は断層となっている。 この断層のあるものは玄武岩類を切っているが， 他の大部分は玄武岩類の活動に先立って生じたものと考えられる。 また佐世保図幅地域内では 明らかに断層に沿って岩滓の噴出を伴なう小規模の玄武岩の活動もみられる。 このような断層には次のものがある。

賞観断層 は図幅地域の南西端をほゞ東西に走るもので， 佐世保図幅地域内では玄武岩を切り， 破砕帯を生じており， そこでは玄武岩の基底の高低差から， 約 70 m 北落ちの断層と算定される。 本図幅地内では不明瞭であるが， 第 12 図のように玄武岩の分布は不連続的で， 少なくも 40 m の落差が考えられる。

国見山断層 は国見山の北を NW - SE に走る断層で， 玄武岩の基底面をみると約 40 m 北落ちの断層と考えられるが， 玄武岩を切っていない。 すなわち， 玄武岩の活動前の断層で， 基盤面の喰違いは侵蝕が不充分であったためのものである。 佐世保図幅地域内で高法師岳の下を通り， そこで「長浜断層」と呼ばれている断層も断層崖をつくり， 玄武岩はこの崖を南から北に流れ下っている。 おそらくこれが国見山断層に連続するものであろう。

長浜断層 は伊万里市の西の辻堂峠附近にみられる東西性の断層で， 玄武岩の分布からみると約 100 m 北落ちのものと考えられる。

楠久断層 は人形石山の南麓を WNW - ESE に走り， 玄武岩を切り約 60 m 南落ちと推定される。 田代池の南西には， これと並走する小断層が中期斑状玄武岩類中にみられる。

これらいずれの断層においても， 下位の第三系の層間落差と， 玄武岩の落差とが必ずしも一致しない。

#### 西岳における玄武岩類

火山砕屑岩 : 火山角礫岩ないし凝灰岩の細粗さまざまな火山砕屑岩類がみられるが， いずれも赤色の土壌に変わっており， 角礫も軟弱となっている。 初期無斑晶玄武岩類および中期斑状玄武岩類に伴なうものが多いが， いずれも基盤岩片などを含んでいない。 昔から有名な西岳の普通輝石 5) も斑状玄武岩に伴なう凝灰角礫岩中に含有されるものである。

西岳の東縁沿いにもっとも厚く， それより西方では急激に厚さを減じ， 図幅地域の西端では 10 m を超すことはほとんどない。 局部的には著しく厚く， 辻堂峠附近・烏帽子岳・八天岳では 100 m に達する火山角礫岩がみられ， 隠居岳では熔岩薄層を挾むが， 130 m に達しており， 30～50 m の厚さのものは各所にみられる。 なお， 熔岩の間には薄い凝灰岩が挾まっており， とくに薄いものは 30 cm（国見山の北西約 3 km で無斑晶玄武岩の下にみられる）， 5 cm（烏帽子岳の北 1.5 km の東山代駅に面する崖崩れの頂部）という例がある。

初期斑状玄武岩類 : 西岳玄武岩類の最下部を占め， 肉眼でも明らかな針状の斜長石を含有する斑状玄武岩と粗粒玄武岩とからなる。 前者は主として下位を占めるが， 図幅地域の西縁では粗粒玄武岩を間に挾んで， 上下にみられるために， 一括したものである。

斑状玄武岩は長径 2 mm の針状斜長石斑晶を多量に有する。 平戸図幅地域のものに較べて斑晶が大型であって， 斜長石斑晶は径 7 mm， 橄欖石および輝石は 3～8 mm に及んでいる。 紫蘇輝石普通輝石橄欖石玄武岩・ 紫蘇輝石橄欖石玄武岩・ 橄欖石玄武岩などがみられる。 石基には通常橄欖石が常に存在し， ときには磁鉄鉱に変質している。 褐色ガラスに富み， 単斜輝石を含有し， アルカリ長石の量は僅かである。 一部はオフィティック組織を呈し， 粗粒玄武岩に似ている。 また図幅地域南西部には石基がきわめて細粒で， 一見ガラス質のようにみられるものが多い。 これにはアルカリ長石の量が多くまた黒雲母もみられる。

粗粒玄武岩は石基が粗粒でオフィティック組織を呈し， 斑晶として径 5 mm に達する斜長石・橄欖石および径 3 mm の輝石を少量含む。 これには橄欖石玄武岩・紫蘇輝石橄欖石玄武岩・普通輝石橄欖石玄武岩などがみられる。 石基は斑状玄武岩のものと同じであるが， ガラスの量が少ない。

初期無斑晶玄武岩類 : 初期斑状玄武岩類の上位に発達し， 細粒， 緻密の黒色岩で， まれに 5 mm 以下の斜長石・橄欖石の斑晶が散点する。 図幅地域北西端の人形石山の西には紫蘇輝石安山岩（さぬき岩質安山岩）が， 本岩類の下部に存在する。 これはまれに径 3 mm の紫蘇輝石斑晶を含むガラス質の岩石で， その石基には斜長石・紫蘇輝石・普通輝石およびときにはクリストバル石がみられる。

また本岩類には珪質玄武岩として， 紫蘇輝石普通輝石玄武岩・橄欖石普通輝石玄武岩および橄欖石玄武岩がある。 前２者は下部に多く， まれに径 2.5 mm に達する斜長石・紫蘇輝石の散点する岩石である。 その石基は斜長石・橄欖石・単斜輝石・鱗珪石およびガラスからなるものと， 斜長石・単斜輝石・紫蘇輝石からなり， ときにはアルカリ長石に富み黒雲母を含む優白質部の散点するものとがあり， またときにはクリストバル石に富みガラス質のことがある。 橄欖石玄武岩は主として上部にみられる。 これにはまれに径 5 mm に達する斜長石と橄欖石とが散点する。 通常 1 mm 程度の斜長石と橄欖石とを斑晶として含むが， これらを欠く場合も少なくない。 石基はいずれも斜長石・単斜輝石・ガラスおよび少量のクリストバル石からなり， ときに橄欖石を認めるが， アルカリ長石および紫蘇輝石は認められない。

粗面玄武岩は主として本岩類の中位に存在し， ほとんどが橄欖石玄武岩で， まれに普通輝石を含む。 斑晶の径は 1 mm 前後で， その石基は斜長石・橄欖石・単斜輝石， およびときには多量の自形短冊形を呈するアルカリ長石からなる。

中期斑状玄武岩類 : 一般に大型の斑晶に富み， 多量の火山砕屑岩を伴なう。 ところによっては最下位および最上位に大型斑晶が乏しく， 無斑晶玄武岩類と漸移的で識別の困難なものがある。 最下位にみられる粗面玄武岩質のもの， および最上位にみられる珪質玄武岩質のものを本岩類に含めた。

本岩類の主部は， 地域によって欠けてはいるが， 概して下部に， 鉄苦土鉱物斑晶に富むが， 斜長石斑晶を含まぬ粗面玄武岩， 中部に斜長石斑晶にも富む粗面玄武岩， 上部に， 前者に似るが珪質玄武岩質のものがみられる。

最下位の粗面玄武岩は小型（径 2 mm）の斜長石・橄欖石斑晶を多量に含み， ときには普通輝石を伴なう。 石基は斜長石・橄欖石・単斜輝石および少量のアルカリ長石・ガラスからなり， 間粒状組織ないしオフィティック組織に近い間粒状組織を呈する。 本岩は， 唐津・呼子両図幅地域の針状斜長石含有玄武岩と同期のものであろう。

下位の粗面玄武岩は主として西岳の西部に厚く発達する。 ときには 10 mm に達するが， 通常 4 mm 以下の橄欖石・普通輝石， ときには紫蘇輝石を斑晶とし， まれに斜長石あるいは石英も含むことがある。 石基は完晶質で， 斜長石・橄欖石・普通輝石・黒雲母およびアルカリ長石からなるが， アルカリ長石の量は多くない。

なお， 西岳の中部区域には， 本岩と同層準に径 5 mm の卓状斜長石， 径 1mm 以下の橄欖石・普通輝石を斑晶として， 石基はオフィティック組織を呈し， 呼子図幅地域における曹長石玄武岩と同種と考えられるものがみられる。

中位の粗面玄武岩は径 7 mm 以下の斜長石， 5 mm 以下の橄欖石， 4 mm 以下の輝石を斑晶として， ときに径 0.2 mm の石英斑晶を含む。 輝石斑晶としては普通輝石， あるいはそれと紫蘇輝石がみられる。 石基は 斜長石・橄欖石・単斜輝石・アルカリ長石・鉄鉱およびガラスあるいは黒雲母からなり， アルカリ長石の量は一般に多い。

上位の珪質玄武岩は径 3 mm の斜長石， 径 2 mm の橄欖石・普通輝石を斑晶として， ときには紫蘇輝石をも含む。 石基は 斜長石・橄欖石・単斜輝石・鉄鉱・アルカリ長石・クリストバル石・ガラスからなる。 アルカリ長石・クリストバル石の量は少なく， また橄欖石が存在しないことがある。 なお， ヲサエ越の南東 500 m で海抜 520 m にみられる紫蘇輝石普通輝石橄欖石玄武岩は， 石英捕獲斑晶・微閃緑岩片とともに， 微細な緑色スピネルの散点する斜長石・紫蘇輝石の細粒集合体を含む。

最上位の珪質玄武岩質の橄欖石玄武岩は まれに長径 4～5 mm の斜長石・橄欖石斑晶を含むが， その量はきわめて少ない。 また小型の普通輝石斑晶の存することがある。 石基は 斜長石・単斜輝石・鉄鉱 および多量のアルカリ長石とクリストバル石とからなることが普通であるが， まれに（栗木峠の南西， 海抜 560 m）塡間状によく発達する紫蘇輝石が黒雲母とともに多量に存在し， クリストバル石およびアルカリ長石が乏しいものもみられる。

後期無斑晶玄武岩類 : 灰色を呈し， 径 1～2 mm の小型橄欖石斑晶を多量に含む玄武岩を主として， その下位にはやゝ斑晶に富み， 中期斑状玄武岩の最上位のものと識別し難い粗面玄武岩質のものとがみられる。

下位の粗面玄武岩には， 橄欖石玄武岩・普通輝石橄欖石玄武岩があり， いずれも径 2～3 mm の斜長石および 1 mm 以下の鉄苦土鉱物斑晶を含み， 石基は斜長石・単斜輝石・鉄鉱および多量の褐色ガラスを含む。 なおアルカリ長石は僅かに斜長石縁に附着するのみであり， 単斜輝石にはときに紫蘇輝石の核がみられる。 なお， 八天岳の東腹 600 m 附近には， 唐津図幅地域の上部粗粒玄武岩としたものに似る橄欖石粗粒玄武岩が存在する。 石基が粗粒でほゞ完晶質であり， 斜長石・橄欖石・普通輝石・チタン鉄鉱・アルカリ長石からなる。

上位の玄武岩にも粗面玄武岩質のものと珪質玄武岩質のものとがある。

粗面玄武岩質のものには橄欖石玄武岩・普通輝石橄欖石玄武岩がみられる。 きわめてまれに径 5 mm に達する大型斑晶を含むが， 通常径 1～2 mm の主として橄欖石の， ときには斜長石あるいは普通輝石の斑晶を有する。 なお石英捕獲斑晶も存在することがある。 石基は完晶質で， 斜長石・橄欖石・単斜輝石・鉄鉱および多量のアルカリ長石からなり， 黒雲母もときに認められる。

珪質玄武岩質のものは普通輝石橄欖石玄武岩・紫蘇輝石橄欖石玄武岩で， まれに径 3 mm の石英捕獲斑晶あるいは 5 mm の大型斑晶を散点するが， 通常の斑晶は径 1.5 mm 以下である。 普通輝石橄欖石玄武岩の石基は 斜長石・橄欖石・単斜輝石・鉄鉱 および少量のアルカリ長石・クリストバル石・ガラスからなり， その橄欖石は微斑晶を呈し， 単斜輝石粒に包まれている。 なお， 橄欖石は欠けていることがある。

紫蘇輝石橄欖石玄武岩の石基は 紫蘇輝石・普通輝石（紫蘇輝石と平行連晶をする）・鉄鉱・アルカリ長石 および多量のクリストバル石からなる。 なお， 人形石山の南西方にみられる本岩では 橄欖石斑晶の多くは紫蘇輝石斑晶の核として存する。

後期斑状玄武岩類 : 西岳玄武岩類の最後に噴出した玄武岩で， 本図幅地域内に主として分布する。 通常灰白色を呈し， 斑晶がめだたないために， 肉眼的には後期無斑晶玄武岩類との識別が困難な場合が多い。 主として粗面玄武岩質のものが存在するが， 上位と下位とに珪質玄武岩がみられることもある。

粗面玄武岩としては， 橄欖石玄武岩・普通輝石橄欖石玄武岩があり， いずれも多量の斜長石斑晶を有し， その径はときには 6 mm にも及ぶ。 通常， 斜長石は 2～3 mm， 鉄苦土鉱物は 1～1.5 mm 大である。 石基は斜長石・橄欖石・単斜輝石・鉄鉱およびアルカリ長石からなり， ときには黒雲母が発達している。

下位の珪質玄武岩は径 5 mm の斜長石， 径 2～3 mm の橄欖石， 普通輝石およびときに紫蘇輝石を斑晶として， 石英捕獲斑晶を含むこともある。 石基は 斜長石・橄欖石・ピジオン輝石， やゝ多量のアルカリ長石， 少量のクリストバル石などからなる。 なお普通輝石斑晶の縁に， または微斑晶として角閃石が少量存在することがある。 この石基は優白質で， 斜長石・普通輝石・少量の紫蘇輝石・黒雲母・多量のアルカリ長石 およびクリストバル石が存在する。

上位の珪質玄武岩は橄欖石玄武岩・普通輝石玄武岩で， 粗面玄武岩とほゞ同様の外観を呈するが， ときには径 4～6 mm の石英捕獲斑晶が存在する。 石基は斜長石・橄欖石・普通輝石・鉄鉱・少量のアルカリ長石 およびクリストバル石からなるものと， 橄欖石を欠き， 紫蘇輝石を含み， やゝ多量のアルカリ長石およびクリストバル石を伴なうものとがみられる。 なお微斑晶状を呈する紫蘇輝石には， その核部に橄欖石が存在する。

#### 黒岳周辺の玄武岩類

有田町の北東方の黒岳， その南の 248 m 峯， 北西の腰岳およびその南方には， 流紋岩類に覆われて玄武岩類が存在する。 腰岳とその南の地域には無斑晶玄武岩がさぬき岩質安山岩を伴なって， 小区域を占めて散在するのみであるが， 黒岳とその南には無斑晶玄武岩が， 斑状玄武岩および多量の火山砕屑岩類を伴なって露われ， 黒岳では約 200 m の厚さをもっている。 玄武岩類は， その岩質， 噴出順序からみて， 初期斑状および初期無斑晶玄武岩類に相当し， それより後の噴出物は当地域には存在しないもののようである。

火山砕屑岩類の層理および熔岩の分布からみると， それらはほとんど水平に分布する模様で， 黒岳頂上の火山角礫岩に挾まれる， 粗粒の凝灰岩薄層も僅かに北西方に傾斜するにすぎない。 しかし， 黒岳の周辺部では急傾斜を示しており， 北東端では火山礫凝灰岩の細かな層理が南西方に 30°の傾斜を， 南麓の 260 m 峯北側では， 凝灰岩と火山礫凝灰岩との互層が北東方に， また西端では凝灰岩が北西方に急な傾斜を示している。

火山砕屑岩類のうち， もっとも広く分布するものは火山角礫岩で， 凝灰角礫岩がこれに次いでいる。 火山角礫岩は黒岳頂部とその周辺によく発達し， 無層理で硬く凝結し， 赤色または黒色を呈し， その一部には砕塊熔岩も含まれるもののようである。 なお， 黒岳頂上にみられる比高約 70 m の小尖峯も， ほとんどこの種の火山角礫岩からなり， その最上部は凝灰岩を挾んで層理を示す。 凝灰角礫岩は黒岳の周辺部に凝灰岩と互層し， また黒岳南の 248 m 峯にもみられ， その多くは変質して黄色または赤色の土状を呈する。 角礫は主として無斑晶玄武岩で， 斑状玄武岩および粗粒玄武岩が含まれることもある。 なお， 有田町西方広瀬山および丸尾（第 15 図）には， さぬき岩質安山岩塊を含む凝灰岩が無斑晶玄武岩を覆っている。

### 第 15 図 有田町丸尾北方 500m の工場南側の崖における「さぬき岩質安山岩」（露頭スケツチ）

斑状玄武岩には紫蘇輝石含有普通輝石橄欖石玄武岩と， 紫蘇輝石普通輝石玄武岩とがみられる。 西岳地域の初期斑状玄武岩類に較べてやゝ優白質であり， 針状斜長石にも乏しい。 斑晶は 2～5 mm 大で， 多量に存在する。 石基には微斑晶状の橄欖石がときには多量に含まれ， 石基の輝石としては単斜輝石のみが存在しており， 一般にガラスに富んでいる。 なお， 大型の普通輝石斑晶には， 外縁部は均一であるが， 核部は細粒の輝石集合体で， 橄欖石粒を包有し， あるいは緑色スピネル（黒岳南方の 260 m 峯の東林麓に存在する）がみられるものもある。 また紫蘇輝石は普通輝石の核として不規則な形状を呈することが多い。

無斑晶玄武岩は 通常長径 1 mm 以下の斜長石・橄欖石・普通輝石斑晶を少量含む粗面玄武岩質のもので， まれに紫蘇輝石斑晶をも散点し， 珪質玄武岩に属するものも存在する。 このうち， もっとも広くみられるものは橄欖石玄武岩で， 石基に橄欖石を有するものと， 橄欖石を欠き単斜輝石などからなるものとがあるが， 岩質に大差はない。 なお， 大川内山の西では黒雲母の発達が著しく， 径 0.3 mm に達する厚板状を呈する。 また黒岳西縁の岩谷部落に面する所には紫蘇輝石の捕獲斑晶が含まれており， これは橄欖石と普通輝石とからなる粒状集合体に包まれている。 普通輝石橄欖石玄武岩は主として腰岳とその南に分布する。 普通輝石斑晶のうち， とくに大型のものでは核部が粒状集合体となっていることが多い。 紫蘇輝石橄欖石玄武岩は有田町北西の広瀬山， 260 m 峯の南腹などにみられ， 前者の玄武岩は粗面玄武岩質で， 紫蘇輝石は反応縁に包まれ， 石基は橄欖石・ピジオン輝石などからなるが， 後者にみられる玄武岩は珪質玄武岩に属し， 橄欖石には反応縁がみられるが， 紫蘇輝石にはなく， 石基はガラス質で単斜輝石・クリストバル石などからなる。 普通輝石紫蘇輝石橄欖石玄武岩は有田町南西の外尾宿にみられ， 0.3 mm 前後の細かな斑晶とガラスに富み， 斜長石・単斜輝石・鉄鉱の散点する石基からなる。

さぬき岩質安山岩は有田町の西に散在し， 無斑晶玄武岩を覆い， ときにはその間に凝灰角礫岩を伴なっている。 石基はガラス質であることが多く， 常に普通輝石と紫蘇輝石とを含む。 広瀬山にみられるものは紫蘇輝石およびときに石英を斑晶として， 石基には輝石とともにクリストバル石・黒雲母が存在する。 この南の黒牟田では橄欖石のみを斑晶として， 石基はガラス質で輝石と斜長石とのみを散点する。

#### 城古岳・大野岳の玄武岩類

伊万里市の北の海抜 404 m の城古岳とその北西に広がる台地， 海抜 424m の大野岳とに玄武岩がある。 前者には粗粒玄武岩と針状斜長石を含む斑状玄武岩とが約 60 m の厚さでみられ， 後者には灰色を呈する橄欖石玄武岩が約 140 m の厚さで存在する。 たゞし， 後者では， 露出不良のために認められないが， 下部にはより下位の玄武岩が存在する疑いがある。 両地域とも火山砕屑岩を伴なわず， 粗面玄武岩質の熔岩のみからなる。

#### 犬走附近の玄武岩類

有田町の南東方に標高 380 m の台地をつくる。 約 200 m の厚さをもち， 下部に約 20 m の厚さの初期無斑晶玄武岩類に属する熔岩があり， 上部に約 100 m の厚さの後期無斑晶玄武岩類に属し， 灰色を呈する橄欖石玄武岩があって， その間は斑状玄武岩の熔岩を挾む火山角礫岩からなっている。 その熔岩の種類からみると， 西岳の玄武岩と一連のもので， 城古岳・大野岳とともに黒岳周辺の陥没地を取巻くと考えられるが， 基盤の露出高度が低く， 疑問が残されている。

#### 岩床および岩脈

粗粒玄武岩 : 伊万里市の北西の牧島・釘島・大平山， また東方の大陣岳， 図幅地域南東端の福和附近などに大規模な岩床として存在し， 有田町の東方その他には岩脈， 岩頸としてもみられる。 岩床の大部分は NW - SE の走向をもって， SW に緩斜し， 大陣岳などでは， きわめて緩く第三系を切っている。 著しく粗粒で， 長径 5 mm 程度の斑晶から石基まで， 種々の粒度の結晶からなり， オフィティック組織を呈し， その岩質は熔岩とやゝ異なり， 初期の斑状玄武岩との中間型のようである。

大陣岳にみられる岩床は規模が大きく， 地表でみられる限りでも延長 1.5 km， 幅 1.2 km， 厚さ約 40 m に達する。 岩床の上盤側の第三系に対する熱的影響は軽微であるが， 局部的には（三角点西の山頂附近などでは）著しく固化している。

いずれも普通輝石橄欖石玄武岩で， 風化すると黄褐色砂岩様を呈するが， 新鮮な面は青灰色を呈し， 著しい脂肪光沢を有する。 粒度には変化はあるが， ほとんどすべて近似の岩質を示し， 斜長石・橄欖石・普通輝石・チタン鉄鉱・ガラスおよび炭酸塩鉱物からなる。 大陣岳の岩床の鉱物容量比は， 上記の順で 46 : 10 : 12 : 1 : 11 : 20 である。 福和の南東， 図幅地域の端の川底には石英を含む優白質の部分がみられる。 これは表面は暗緑色を呈し， ほかと区別されないが， 破面は白色を呈する。 その容量比は 斜長石（54）・橄欖石（8）・普通輝石（20）・石英（3）・ガラス（2）・炭酸塩鉱物（3） である。 なお， アルカリ長石は斜長石の周縁に狭く附着しているのみである。

岩脈あるいは小規模な岩床は斑状で， 径 1～5 mm の斜長石， 0.5～2 mm の橄欖石， 径 1 mm の普通輝石を斑晶として， 石基は斜長石・橄欖石・普通輝石・鉄鉱・燐灰石・ガラスなどからなり， 少量のアルカリ長石・石英を伴なう。 なお， 砂岩源と考えられるレンズ状の岩片が含まれるが， これは変質して斜長石・黒雲母・普通輝石・緑泥石などからなる。

無斑晶玄武岩 : 図幅地域の中央から西にかけて散在し， その多くは数 m 以下の幅の岩脈であるが， ときには岩頸としても存する。 西岳地域では WNW - ESE に走るものが多く， 70～80°の傾斜をもっている。 炭砿の坑内には地表に現われない岩脈も存在するが， その影響は少ない [ 以下の [注] 参照 ] 。 多くの岩脈は新鮮で黒色を呈し細粒であるが， ときには変質して緑色粘土となっていることもある。 径 1 mm 程度の斜長石・橄欖石あるいは普通輝石斑晶をときに含み， 石基は斜長石・橄欖石（欠くこともある）・単斜輝石・鉄鉱・黒雲母・ガラスからなり， アルカリ長石に乏しいが， 珪酸鉱物はほとんど含まれないようである。 なお， 石英の捕獲結晶， ガラス化した砂岩・斜長石と普通輝石粒との集合体が含まれることがある。 岩頸も各所に散在するが， そのもっとも規模の大きなものは今岳（第 16 図）にみられる。 これは一般に 微斑晶状の斜長石と橄欖石 および細粒の斜長石・橄欖石・単斜輝石・黒雲母・鉄鉱 および多量のアルカリ長石とからなっているが， 柱状普通輝石とガラスとからなり， 石英周辺のコロナのような形のものもみられる。

[注]
  松浦炭砿坑内でも， 炭層を焼いてコークス化する幅は 1 m 以内であり， 岩脈の両側での地層のずれも通常 10 cm 程度で， まれに 2 m に及ぶ。

### 第 16 図 今岳岩頸の図。 今岳神社から今岳北面の崩壊部を望む

斑状玄武岩 : これはまれに岩脈として存在するもので， 図幅地域北西部の野々頭， 南西部の栗木峠南西などに熔岩を貫ぬいており， また楠久断層に沿って第三系を貫ぬいている。 図幅地域北東部では眉山の南西山腹で眉山石英安山岩を貫ぬき， 南西部でも第三系を貫ぬいている。 眉山にみられるものは 斜長石・橄欖石・普通輝石あるいは紫蘇輝石を斑晶としており， 石基は斜長石・橄欖石・普通輝石・アルカリ長石などからなる。

石英玄武岩 : 伊万里市の北西， 戸の須附近のみにみられる幅の広い岩脈で， 脂肪光沢が強く， 破面は青色を呈するが， 速かに変色して黄褐色となる。 径 6 mm 以下の不規則な形の砂岩・頁岩・酸性安山岩などの破片をきわめて多数含み， これらはいずれもガラス化している。 斑晶として大型の石英， 汚濁した斜長石片を含むが， これも捕獲結晶の疑いが濃い。 第三系を貫ぬくのみで， 他岩との関係は不明であるが， その分布は北西 - 南東方向を示し， 粗粒玄武岩岩床と一致し， 類縁関係を暗示しているようであるので， こゝに記した。

### 第 5 表 玄武岩類の化学成分

試料 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8
SiO2 | 48.35 | 50.62 | 48.22 | 49.30 | 50.26 | 47.00 | 51.96 | 52.08
TiO2 | 1.50 | 1.98 | 2.17 | 2.18 | 2.09 | 2.54 | 1.52 | 1.59
Al2O3 | 16.73 | 16.81 | 16.60 | 16.84 | 15.50 | 14.64 | 17.31 | 17.54
Fe2O3 | 4.62 | 2.08 | 4.78 | 3.26 | 3.21 | 4.94 | 2.13 | 2.35
FeO | 7.08 | 7.94 | 6.30 | 6.80 | 6.80 | 7.36 | 6.72 | 6.30
MnO | 0.21 | 0.16 | 0.17 | 0.21 | 0.19 | 0.16 | 0.18 | 0.17
MgO | 7.00 | 6.43 | 6.38 | 7.42 | 7.08 | 8.20 | 7.73 | 6.40
CaO | 9.12 | 7.81 | 9.74 | 7.74 | 7.48 | 9.08 | 7.60 | 8.31
Na2O | 2.67 | 2.93 | 3.12 | 3.58 | 3.95 | 3.23 | 2.66 | 2.92
K2O | 0.50 | 1.94 | 0.99 | 1.88 | 2.03 | 1.46 | 0.98 | 1.27
P2O5 | 0.85 | 0.69 | 0.84 | 0.87 | 0.82 | 0.85 | 0.47 | 0.79
H2O + | 0.84 | 0.55 | 0.37 | 0.19 | 0.56 | 0.19 | 0.40 | 0.52
H2O - | 0.70 | 0.93 | 0.73 | 0.60 | 0.40 | 0.80 | 0.43 | 0.23
Total | 100.17 | 100.87 | 100.41 | 100.87 | 100.37 | 100.45 | 100.09 | 100.47
（分析 : 地質調査所 高橋清）

試料に関する補足
  1. Hypersthene-olivine basalt
    初期斑状玄武岩類（伊万里図幅説明書の）: 人形石山東麓
  2. Hypersthene-augite-olivine basalt
    初期斑状玄武岩類 : 八天岳北西方の平河原池
  3. Augite basalt
    初期無斑晶玄武岩類 : 人形石山北腹
  4. Hypersthene-olivine-augite basalt
    中期斑状玄武岩類 : 人形石山南西葛籠
  5. Hypersthene-augite basalt
    後期斑状玄武岩類 : 栗木峠北西方
  6. Nonporphyritic basalt
    後期斑状玄武岩類 : 栗木峠北西方
  7. Hypersthene-olivine basalt
    後期無斑晶玄武岩類 : 人形石山南西の牟田池
  8. Augite-olivine basalt
    後期斑状玄武岩類 : 八天岳頂上

### 第 6 表 玄武岩の分光分析（単位 : ρ m）

試料 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8
V | 190 | 70 | 200 | 170 | 160 | 220 | 200 | 140
Ni | 120 | 85 | 110 | 75 | 75 | 130 | 130 | 15
Co | 70 | 40 | 25 | 25 | 27 | 35 | 45 | 35
Cr | 150 | 90 | 130 | 64 | 10 | 40 | 130 | 35
Sr | 190 | 270 | 500 | 380 | 450 | 420 | 270 | 250
Ba | 110 | 200 | 250 | 260 | 350 | 300 | 200 | 200
Li | 5 | 9 | 5 | 7 | 7 | 7 | 7 | 9
（分析 : 地質調査所 高橋清）

#### II.3.5 有田流紋岩類 9)

図幅地域の南部， 有田町の周辺に， 各種の流紋岩が熔岩流または円頂丘として， 多量の火山砕屑物を伴なって露われている。 これは西岳玄武岩類， 少なくともその初期斑状玄武岩類および初期無斑晶玄武岩類を覆い， 明らかに眉山石英安山岩より後期のものである。 また岩質的にも本岩類は小型の斑晶を少量含む点で容易に区別される。

有田流紋岩類の構成する山体は著しく侵蝕されているが， 明らかに２部分からなっている。 その１は海抜 200～250 m の台地で， 他はこの台地のほゞ中央に海抜 518 m に達して， 南西方に凹面を向ける半円形の稜線をもっている黒髪山である。 すなわち， 基盤岩の岩片を多量に包有する火山砕屑岩と柘榴石流紋岩とが， それぞれ厚く堆積し， また黒雲母流紋岩が縁辺部に円頂丘として生成して台地が溝成され， その上に， 無斑晶流紋岩の熔岩と火山砕屑岩との互層からなる黒髪山がつくられ， 最後に角閃石流紋岩類が円頂丘または岩脈として生じたものと考えられる。 なお， 各熔岩の急冷部またはそれに接する火山砕屑岩は黒曜岩となっている。

以上を噴出した地点はしばしば移動したもののようで， 初期の火山砕屑岩は南方に粗粒である点からみて， 有田町から南方に噴出点が考えられ， 柘榴石流紋岩はその分布高度と基盤に対する熱的影響からみて, 有田町の北方， あるいは黒髪山下に噴出点が存在するものと思われ， 黒髪山の成層火山体は， その稜線に包まれる凹地に陶石化作用がやゝ強いことからみて， その凹地が火口と推察される。 なお陶石化作用は， これを通る南北の線に沿い行われ， 附近の岩石はことごとく変質している。 しかし， 有名な泉山陶石はこの線の東に存在する。

本岩類の基底部をみると， 細かな起伏に富む基盤を覆い， 一部には砂礫層を挾み， 侵蝕の進行していた地域が火山活動の開始とともに漸次沈降し， 広く水底となった傾向が認められる。 流紋岩類はこの地域の川底（すなわち海抜 100 m 前後）にも分布するが， 下記のように基盤が著しく高くまでみられることもある。

### 第 17 図 有田町南東小路にみられる玄武岩・流紋岩・砂礫層の関係。 Gg : 礫層, gs : 砂層, gm : 暗色粘土層, Rb : 雑色流紋岩質凝灰岩, Ra : 白色流紋岩質凝灰角礫岩, B : 橄欖石玄武岩, b : B の表層岩滓部

すなわち， 腰岳 [ 以下の [注1] 参照 ] では海抜 420 m， その南の越峠で 280 m， 東の大川内山で 300 m， 黒岳では 180 m， 南の金山岳では 240 m という例があげられ， 基盤の起伏の著しいことを示している。 地質図上でも金山岳と黒牟田附近で小規模な， しかし著しい起伏が読みとられる。 玄武岩もまた第 17 図のように小丘状を呈して流紋岩類に覆われている。 概して基盤の高く現われている所では， その風化面が流紋岩類に直接覆われている。 すなわち， 大川内山部落の南端の海抜 130 m の地点では， 第三系上層には泥岩塊が角礫状に残存する部分， さらに約 2 m の厚さのまったく暗色の粘土のみとなった表層部があり， その表面約 30 cm は石英粒のみの含まれる白色粘土となっている。 これを直接に覆って基盤岩片に富む粗粒凝灰岩， 細層理を呈する凝灰岩， 無層理塊状の凝灰岩がこの順に発達している。 なお， この地点では， 第三系の層理面， 凝灰岩の層理面， 両者の境界面がまったく一致して， いずれも走向 N 60°W， 傾斜 25°SW を示している。 この北東で， 鼓部落に面する沢頭の海抜 220 m の地点では， 赤色を呈する細片に分解した泥岩表層部を凝灰岩が直接に覆っており， 黒岳では海抜 180 m で粘土化した玄武岩質凝灰角礫岩を流紋岩質凝灰岩が覆っている。 また， 腰岳では岩滓状を呈する玄武岩表層部を， 赤色凝灰岩の薄層を間にして無斑晶流紋岩 [ 以下の [注2] 参照 ] が覆っている。 これに反して， 流紋岩の低くまで現われているところには， 例は少ないが砂礫層が存在する。 すなわち， 西の広瀬山部落西側の沢口には 砂質礫層あるいは含礫ローム層が白色凝灰岩に覆われている。 その礫としてはさぬき岩質安山岩とともに流紋岩もまた含まれている。 大川内山の西方では玄武岩の上にときに礫層があり， 流紋岩に覆われる。 以上のように， 砂礫層は基盤岩上にまれに存在するが， 流紋岩類の下部にはしばしば挾まれている。 有田町南東（第 17 図）また大川内山東方 390 m 峯北東側の， 谷底の粗粒凝灰岩上には， 粘土層を伴ない偽層理を呈する凝灰岩が存在するなどの例があり， 偽層理を呈する凝灰岩に至っては 有田町の東の三間坂附近， 北東の赤田附近， 北西の牧山西麓などに， 広く分布しており， 有田流紋岩類の北東～北西の縁辺部には， 一般に水底に堆積した凝灰岩が発達するものと考えられるほどである。

[注1]
  腰岳で， 流紋岩の下に存在する無斑晶玄武岩も， 附近よりは高く， 西岳地域よりは低い位置を占める。 こうなった理由は明らかでない。
[注2]
  この流紋岩下底の急冷部が古来有名な腰岳の黒曜石で， 腰岳の西腹に広く散乱している。

#### 火山砕屑岩（R1）

有田流紋岩類の活動の初めに大量に生じている。 南端の金山岳では約 150 m の厚さをもち， 著しく粗粒であるが， 通常は約 100 m の厚さをもち， 黒髪山より北では急激に細粒となり， よく成層し， 一部は偽層理を呈する。 黒髪山より南には， 多孔質で， 青灰色～白色を呈して， 多数の軽石塊とともに径 30 cm 以下の無斑晶流紋岩・黒曜岩・玄武岩類， 第三系の砂岩・頁岩などの礫を含み， その基質は軽石砂である。 有田町西方の丸尾附近では基盤の第三系に熱的影響を与えている点からみて， 少なくともその一部は軽石流として生じたものと考えられる。 黒髪山より北には， 南にみられるものと同質であるが， より細粒の凝灰角礫岩から， 流紋岩のガラスからなる凝灰岩に至るまで， 種々の岩相がみられる。

#### 黒曜岩（Ro）

黒曜岩は熔岩流または円頂丘周縁の急冷された部分であるが， こゝでは火山砕屑岩が熔岩の接触により再熔融したもの， あるいはガラス質凝灰岩の凝結したものも含めてある。

伊万里南方の腰岳の黒曜石は， 腰岳の頂部を構成する無斑晶流紋岩下底の急冷部である。 西腹の小沢にみられる露頭では， 玄武岩質と思われる凝灰岩 （この表層は僅か 1 cm の厚さが影響をうけて褐色を呈する） 上に約 2 m の厚さの黒曜岩があり， これが柱状節理の美麗な白色流紋岩に移化している。 黒曜岩もその心部厚さ約 1 m は径 20 cm 大の純黒色の大塊の集合であり， その上下は， 径 2 cm の白色ガラス粒と黒色ガラス粒との集合である。

柘榴石流紋岩の下底部は， その接する火山砕屑岩表層とともに黒曜岩となっており， 両者併せると厚い所では 20～30 m に達する。 前者は通常黒色を呈するガラス中に種々の細礫を散点しているが， 火山砕屑岩のガラス化した部分は白色のガラスからなり， レンズ状ないし不規則な形態を示す黒色ガラスを含み， 全体として著しい流理を呈し， 粗い節理をもつ。 この両者は急変し， 融合していることがないために， その境は明瞭である。 なお， 流紋岩の主体とはやゝ明瞭な境をもつが， 火山砕屑岩とは漸移し， 境はまったく不明瞭である。 また柘榴石流紋岩と軽石凝灰角礫岩とは， 陶石化作用を蒙った場合には識別が困難となるが， 両者の境にある黒曜岩は変質しても黄褐色を呈し， 樹脂光沢をもち， その存在が容易に知られ， これで両者を区分することができる。

無斑晶流紋岩・黒雲母流紋岩も柘榴石流紋岩と同様に黒曜岩を伴なうが， 火山砕屑岩に対する熱的影響は弱い。 角閃石流紋岩ではさらに他のものに較べて黒曜岩の部分が少ない。

ガラス質凝灰岩の凝結したものと考えられるものは， 東の古場部落附近に広くみられる。 無色の軟弱な岩石で， やゝ層理を呈している。

#### 柘榴石流紋岩（R2）

有田町の周辺に分布し， 約 100 m の厚さをもつ。 第三系の砂岩・泥岩の細礫を多量に含み軽石凝灰角礫岩と酷似するが （とくに有田町の北で陶石化作用を蒙った場合）， 熔岩には細かな垂直の板状節理がよく発達し， 泥岩片は脱色されて灰色を呈するのに対し， 軽石凝灰角礫岩では節理が不明瞭で， 泥岩片は黒色を呈する点で識別される。 熔岩の下底部には黒曜岩が発達しているが， これは北方に著しく， 南方では不明瞭で， 有田町西方の外尾東隣の谷では流紋岩に黒曜岩部がなく， 流理構造がやゝ著しいのみであるが， 軽石凝灰角礫岩は黒曜岩化しており， 外尾の神社西の崖では凝灰角礫岩も僅かに固化し， 流理を呈するのみとなり， 桑古場 かこば の東では流理構造も不明瞭となり， 両者の境を決定し難いまでに至っている。

柘榴石流紋岩の斑晶は小型でその量も少ない。 斜長石・黒雲母・柘榴石およびまれに青緑色電気石と石英を含む。 斜長石には自形を呈し清澄のものと， 汚濁し累帯構造の著しいものとがある。 黒雲母は淡黄～緑褐色の多色性を呈する。 柘榴石はときに長径 0.8 mm に達するが， いずれもきわめて不規則な他形を呈する。 石基は常に汚濁し， 不明瞭である。 捕獲岩片の量はきわめて多いが， 泥岩が脱色されている程度でほとんど未変質である。

#### 黒雲母流紋岩（R3）

有田流紋岩類の分布区域の東縁および北縁に近く分布し， やゝ規模の大きな円頂丘を構成する。 その形態， 分布からみて， その一部は熔岩流を伴なっているようである。 その周辺部には黒曜岩がみられるが， その量は柘榴石流紋岩に較べて少ない。 しかし， 岩体の周辺には圧砕部が複雑， かつ大規模に発達している。 通常， 流紋岩体と第三系とに圧砕部が発達し， その間に凝灰角礫岩あるいは凝灰岩がまきこまれたように存在する。 その例を第 18， 19 図に示す。

### 第 18 図 有田町北西牧部落南の黒雲母流紋岩。 円頂丘と第三系の接触部（露頭スケッチ）。 a : 黒雲母流紋岩（破砕している）, b : 凝灰角礫岩（礫は流紋岩・黒曜岩・砂岩， 基質は白色シルト）, c : 千枚岩質頁岩（骨石片（h）・凝灰角礫岩塊（v）を含有する）, d : 砂岩シルト岩互層（粗粒砂岩脈（s）がある）, e : 頁岩

### 第 19 図 有田町東方小路にみられる黒雲母流紋岩と第三系の接触部（露頭スケツチ）。 a : 表土, b : 塊状黒曜岩, c : 圧砕部（砂岩・頁岩・玄武岩の円礫を含む）, d : 黄色を帯び土状を呈する緻密な凝灰岩, e : 帯黄色火山礫凝灰岩（黒曜石塊（O）を含み， 暗色粘土脈（v）に貫ぬかれる）, f : 千枚岩状頁岩（玄武岩礫を含む）

岩質はやゝ変化に富み， 第三系の岩片を含むものから， 無斑晶流紋岩に近いものまでみられるが， いずれも斑晶の量は多くはない。

斑晶は斜長石と黒雲母（黄褐～暗緑褐色の多色性を示す）からなり， ときに他形の石英をも含み， 石基は斜長石・石英・鱗珪石・黒雲母などからなる。

#### 無斑晶流紋岩（R4）

黒髪山では厚さ約 30 m の熔岩と， 厚さ不定の凝灰角礫岩ないし凝灰岩との互層をなして現われ， 全体の厚さは約 300 m である。 そのほか， 腰岳・黒岳を熔岩流として， また周辺の地域に幅の狭い岩脈として散在する。

ほとんど無色のガラスのみからなり， 僅かの斜長石・黒雲母を散点する。 黒雲母は淡黄～緑褐色の多色性を示す。 ときには流理が発達し， とくに腰岳で著しい。 これは鱗珪石を斑晶として含み， やゝ変質して磁鉄鉱を析出している黒雲母に富む部分と， アルカリ長石と晶子とからなる部分とが不規則に縞をつくったものである。

#### 角閃石流紋岩（R5）

流紋岩類の分布地域の北端に， 短かい， しかし幅の厚い岩脈ないし円頂丘として現われ， また黒岳地域などに小規模の岩脈としてもみられる。 第三系との接触部に黒曜岩はほとんど発達せず， また圧砕部も僅かにみられるに過ぎない。

北東の岩谷部落北方にみられる４個の円頂丘は， 角閃石を欠く黒雲母流紋岩で， その西端の円頂丘には石英および褐簾石が少量含まれる。 黒雲母は径 1 mm 程度の大きさで， 暗褐色を呈する。 なお， ときには角閃石が置換えられたような形の方解石もみられる。 西端の褐簾石を含む円頂丘には， 黒曜岩が僅かに発達しており， また泥岩片などを捕獲している。 この東隣の円頂丘では， その接触部で第三系は垂直となり， また破砕されて泥岩の一部は千枚岩質を呈し， 砂岩はやゝガラス化される。 東端の円頂丘では， その凹入部に接する砂岩泥岩互層は破砕されて角礫岩状を呈し， そのなかに緑色のガラス質岩をも含んでいる。 なお， この角礫岩に接して流紋岩は白色のガラス質岩となっている。

西の牧部落附近に散在する短小な岩脈は， 黒雲母角閃石流紋岩で， 緑褐～暗褐色の多色性を呈する黒雲母・緑色角閃石と斜長石とを斑晶とする。 なお， 北西端の唐船山と称される岩脈には少量の普通輝石斑晶も存在する。 接触部には黒曜岩も， 破砕部もほとんど発達しないが， 唐船山の南東に， これと並走する岩脈は， その周縁がきわめて出入に富み， これには数 cm の黒曜岩が存在し， 第三系もきわめて幅狭く千枚岩化する。

東の西梅野部落の岩脈および黒岳にみられる岩脈は， いずれも黒雲母を僅かに含む角閃石流紋岩ないし石英安山岩である。 新鮮な面は青灰色を呈するが通常白色で， 軟弱である。 斑晶は小型（径 0.5 mm 以下）で， 清澄な斜長石・緑褐色角閃石・燐灰石・クリストバル石などが存在し， 石基はいわゆる粗面岩構造を呈し， ほとんど長柱状の斜長石のみからなり， 少量の黒雲母・鉄鉱・緑泥石および斑紋状を呈するクリストバル石を伴なう。

なお， 黒髪山の北の竜門の西には， 橄欖石紫蘇輝石流紋岩が， おそらく岩脈として存在する。 これは石英・斜長石および褐簾石をも斑晶としており， 石基はほとんどガラスのみからなる。

#### II.3.6 伊万里安山岩類

伊万里市の南に， 周囲は断崖に限られた急峻な小山地をつくっており， 最高峯青螺山（海抜 599 m）とその西の牧山（海抜 555 m）とを結ぶ稜線は， 侵蝕されて拡大された火口の北縁をなすもののようで， その内部には火山角礫岩が著しく発達し， またこの稜線から北方に熔岩は流れ下っている。 なお， 本岩類の西半は， 当時すでに存在した有田流紋岩類にさえぎられて発達しなかったものである。

本岩類は通常直接に有田流紋岩類を覆うが， ときには砂礫層が介在することがある。 そのもっとも著しい例は大川内山南東の神社附近， 海抜 200 m 前後にみられ， ここでは厚さ 20 m 以上に達する。 径約 5 cm の円礫ないし亜円礫からなり， かすかに層理を示す礫層で， 礫には砂岩・流紋岩・黒曜岩および少量の玄武岩がみられる。 西方の越峠の南にも， 海抜 260 m 附近に流紋岩の礫からなる礫層が安山岩の熔岩下にみられるが， その厚さは不明である。 青螺山と古場部落との中間， 海抜 300 m 附近にも白色粘土層が火山角礫岩下に存在し， また大川内山南方で， 角閃石輝石安山岩を覆い， 僅かに 20 cm の厚さであるが白色粘土層がみられる。 なお， この角閃石輝石安山岩は流紋岩質凝灰角礫岩を直接に覆い， これを強くガラス化しており， 上述の粘土層はきわめて局部的なものと考えられる。

上述の角閃石輝石安山岩はもっとも早く流れ出た熔岩で， 約 100 m の厚さをもつが， その分布は狭く， 大川内山附近に限られている。 これを覆う紫蘇輝石橄欖石安山岩と無斑晶安山岩とはともに広く分布し， その厚さもそれぞれ約 100 m に達する厚い熔岩流である。 この上位には 紫蘇輝石角閃石安山岩・黒雲母石英安山岩・輝石石英安山岩などが 薄い熔岩流として露われる。

紫蘇輝石橄欖石安山岩は薄板状節理のよく発達した緻密な熔岩であるが， 岩滓状を呈する部分もその上下に厚く存在している。 他の熔岩は概して軟弱で， 不規則な節理がみられる。

以上の各熔岩全般の特徴としては， 1) 種々の玄武岩類の細かな岩片を常に含む。 2) 石基には輝石として紫蘇輝石のみが存在する。 たゞ， 無斑晶安山岩には石基にピジオン輝石（2V ≒ 0）が存在し， 紫蘇輝石を欠く。 3) 石基には常に黒雲母および鱗珪石の晶出している優白質部が斑紋状に散点する。 4) 一般にガラス質で斑晶斜長石もほとんど融蝕を受けている。 5) 斑晶の大きさは斜長石で 0.5～1.5 mm で， 他の斑晶は 0.5 mm 前後である。 第 7 表にその鉱物組合せを示す。 なお， 石英安山岩は石基が著しく優白質で， ガラスも無色のものであるが， 石英斑晶を含まない。

### 第 7 表 伊万里安山岩類の鉱物組合せ

| 斑晶 | 微斑晶 | 石基
斜長石 | 橄欖石 | 普通輝石 | 紫蘇輝石 | 角閃石 | 黒雲母 | 斜長石 | 橄欖石 | 普通輝石 | 紫蘇輝石 | 斜長石 | 普通輝石 | ピジオン輝石 | 紫蘇輝石 | 鉄鉱 | アルカリ長石 | 鱗珪石 | 黒雲母 | ガラス
角閃石輝石安山岩 | × |  | × | × | × |  |  |  | × |  | × | × |  | × | × | × | × |  | ×
紫蘇輝石橄欖石安山岩 | × | × |  | × |  |  | × | × | × |  | × |  |  | × | × |  |  |  | ×
無斑晶安山岩 | × |  | × |  |  |  |  | × | × | × | × |  | × |  | × | × | × | × | ×
紫蘇輝石角閃石安山岩 | × |  | × | × | × |  | × |  |  | × |  |  |  | × | × | × | × | × | ×
黒雲母石英安山岩 | × |  |  | × |  | × |  |  |  |  | × |  |  | × |  |  | × | × | ×
輝石石英安山岩 | × |  | × | × |  |  |  |  |  |  | × |  |  | × | × |  | × | × | ×

熔岩に包有される玄武岩片は粗粒玄武岩・橄欖石玄武岩・輝石玄武岩などで， 一般にほとんど熱的影響を受けていないが， 黒雲母石英安山岩に含まれる岩片のうち， 鉄苦土鉱物が黒雲母化していることがある。

以上の各熔岩の間には常に凝灰岩の薄層が挾まれており， 最下部には火山角礫岩が厚く発達する。 後者は角閃石輝石安山岩に遅れて生じたもののようで， 紫蘇輝石橄欖石安山岩の径 5～15 cm の角礫のみからなり， 凝灰質物質は竜門近傍の最下部に伴なわれるのみで， ほかにはほとんど存在しない。 また層理を示さず， やゝ凝結している。

なお， 本岩類に属すると考えられる岩脈が有田町の北東で流紋岩を貫ぬき， 腰岳の南方で流紋岩類と第三系との境に存在し， ともにほゞ南北の方向をもっている。 腰岳南方のものはやゝ変質するが， 斑晶に乏しく， 斜長石・紫蘇輝石・普通輝石・黒雲母・ガラスなどからなり， 斜長石・クリストバル石からなる優白質の斑紋を散点する。 前者はまったく変質し， 変朽安山岩様を呈する。

#### II.3.7 新期砂礫層

有田流紋岩類の下底部に偽層理を呈する凝灰岩類があり， これに伴なって砂礫層・粘土層の発達すること， また伊万里安山岩類の基底部にも礫層の存在することはすでにそれぞれの項で述べた。 これらの砂礫層よりおそらく後に堆積したと考えられる砂礫層が， 主として図幅地域北西部に， 直接第三系を覆ってあらわれている。 しかし， その分布はきわめて狭く， その厚さも数 m 以下であるので， 地質図には省略した。

この新期砂礫層は概して２部からなり， 下部は砂岩・玄武岩・流紋岩などからなる礫層で， 上部は白色粘土層または赤褐色ローム層である。 なお， 通常玄武岩礫は風化して軟弱となっている。

腰岳南西方の唐船山附近には約 2 m の厚さの礫層がみられ， 礫はほとんど流紋岩である。 伊万里市街南方の平尾附近， 海抜約 40 m のバス道路には， 流紋岩と第三系の岩石とからなる礫層が粘土層を伴なって存在する。 伊万里市街の南東方， 川東部落との間の小丘には， 海抜 5 m 前後の位置に主として玄武岩の偏平な， しかし円磨された礫からなる礫層が粘土層・ローム層とともにみられる。 この北西方東山代駅南東の鉄道切割には， 海抜約 20 m の位置に約 2 m の厚さの玄武岩円礫からなる礫層が 粘土層の下に存在する。 また， 腰岳北側の海抜 300 m の台地上には厚さ約 3 m の砂礫層が存在する。 これは， よく成層し， 砂岩・玄武岩・流紋岩などの径 5 cm の礫を多量に含む礫層， 流紋岩礫のみを含み黄色粘土に富む礫層， 下部は均質であるが上部は流紋岩礫を含み不均質なローム層と， この順に下位から， それぞれ 1 m の厚さをもって累重している。 図幅地域北西端に近い野々頭部落東側の川岸には， 海抜 130～140 m の間に第 20 図のような新旧２つの砂礫層がみられる。 下位の， 急傾斜を示す砂礫層は， おそらく地辷りによりせき止められて生じた湖に堆積したものであろう。

### 第 20 図 山代町野々頭部落東方の川岸露頭にみられる新期砂礫層（露頭スケッチ）。 a : 玄武岩礫からなる新期の礫層, b : 赤褐色砂層, c : 砂鉄, d : 草炭の入った褐色泥岩, e : 玄武岩礫を含む褐色砂層

#### II.3.8 崖錐堆積物

有田川以西の玄武岩熔岩台地の地域では， 台地の縁辺斜面に岩屑・崖錐がいたるところにみられ， 第三系の露頭は谷の部分， 新道などに僅かに見られる。 有田川以東の地域でも， 眉山・大野岳・城古岳・腰岳・青螺山・黒髪山・黒岳などの山麓部に顕著である。 本図幅地域では繁雑を避けるため， 岩屑・崖錐の塗色はなるべく省略した。

また山代・黒川両地域は古くから何回となく地辷りを生じた地域で， 地形図上にもその形跡が認められる。 これらの地域には地辷りによる崩壊堆積物が多く， これらのあるものは現在もなお徐々に滑動を続けており， またあるものは新しい地辷りごとに， 他の堆積物と混交してその位置を移動している。

このように本図幅地域はきわめて地形変化が著しい。

#### II.3.9 冲積層

冲積層としては各河川の流域および伊万里湾の沿岸の堆積物がある。 これらのうち， 伊万里湾の沿岸および大川野附近はその発達が顕著である。 いずれも砂・礫・粘土からなる。

### II.4 地史的総括

唐津・佐世保炭田地域の基盤岩類は三郡変成岩類および花崗閃緑岩類と， 西彼杵の変成岩類である。 前者は ENE - WSW の方向を， 後者は N - S に近い配列方向を示し， この方向をそのまま延長すると， 両者は炭田地域内で直交する。 このような基盤岩類の分布状態は， 直接には明らかでないが， 第三系の堆積およびそれに関連する構造運動に影響を与えているものと思われる。

相知層群は基盤の動揺の比較的少ない， 浅海～汽水成の堆積相を示し， 後の杵島層群堆積期の海進の先駆をなしたものと思われる。 杵島層群は大局的には漸次海進が進んで形成されたものと思われるが， その末期には， 基盤は徐々に上昇のきざしをみせ， ふたたび浅海～汽水成の佐世保層群の堆積に移行したものと思われる。

炭田全域を通じてみると， 東から西に順次相知・杵島・佐世保・野島の各層群が露出し， これらの間に著しい不整合がないこと， 一連の玄武岩熔岩と， 下位の第三系との時代的間隙が西方ほど小さくなることなどから大きくみて， 堆積盆地の中心は逐次西に移行したことが予想される。 また炭田の北東域では相知層群から順次上位の地層が基盤を被覆しているので， 北東方の基盤は第三系の堆積の進行につれて徐々に北西方に傾動したものと思われる。

図幅地域にみられるような褶曲構造が形成された時期は明らかでないが， 佐世保図幅地域にみられる佐々川断層（第 2 図）が， 西方からの衝上性逆断層であることから， 第三系堆積後の側圧による影響があったことも考えられる。

褶曲構造がほゞ完成した後に著しい断層（地塊）運動が生じている。 この種の断層の特徴は， 主として高角度の正断層で， NW - SE または E - W の方向を示し， 北東方の基盤と第三系との境界線にほゞ平行している [ 以下の [注] 参照 ] 。 断層の間隔は基盤から遠ざかるに従って広くなる傾向がある。 したがってこれらの断層は基盤の隆起に関連して生じた階段状の断層と思われる。

[注]
  佐世保図幅地域の佐々川断層以西の地域では， むしろ N - S 方向に近い断層が多く， この方向性は西彼杵半島の変成岩類の方向性と調和的であり， 本図幅地域の断層とともに基盤に影響されていると考えられる。

玄武岩の基底面が平坦に近いことは， 炭田地域全体にわたって明らかであるが， このことは玄武岩流出前の地形が平坦で， 準平原化作用が行われたことがわかる。 しかしながら， 準平原化作用はまったく第三系の堆積後に行われたと考えるよりは， 堆積盆地が西に移動したであろうことから類推して， 第三系の堆積後にはすでにほとんど準平原化作用が完了していたものと思われる。 したがって断層運動は準平原化作用の過程ないしはその末期に行われたものであろう。

本図幅地域にみられる多様の火山岩類の噴出には， この断層運動による第三系の地塊化が影響しているものと思われる。

本図幅地域から佐世保図幅地域にかけて， 玄武岩類の活動の初期には海成砂礫層が各地に生じている。 このことは準平原化された低平な地域の各地に海水の進入があったことを示し， 玄武岩類が流出するにつれて， 全域が徐々に沈降を始めたものであろう。

本図幅地域における火山活動の変遷を地史的にみると， 第三系中には著しい火山活動の跡はみられず， 第三紀末から第四紀にかけて急激に活溌となる。

すなわち， 相知層群から杵島層群にかけては流紋岩質凝灰岩がみられ， 佐世保層群には石英安山岩質凝灰角礫岩がやゝ多くなる。 おそらく第三紀末と思われる頃には 眉山を構成する石英安山岩と安山岩とが相前後して噴出している。 そしてその後に， 準平原化された平坦な地域に， 広範に台地性玄武岩の流出がみられる。

玄武岩類が局地的に侵蝕をうけた後に， ふたたび流紋岩類と安山岩類の活動があって， 図幅地域内では火山活動は終っている。

このように火山活動には酸性のものから基性のものへと移行する輪廻が認められるが， 地質図からみても明らかなように， 流紋岩・石英安山岩・安山岩・玄武岩など多様な岩石が， 有田川以東の伊万里褶曲帯にとくに顕著にあらわれているのに対し， 西域の世知原盆状構造地区には 玄武岩類のみが熔岩台地をなして広く分布していることから， 火山活動には構造運動に関連した地域的な特性があることが注目される。

## III. 応用地質

### III.1 石炭 [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  以下石炭の概況については昭和 29 年度現在の資料に基づいている。

本図幅地域に分布する相知層群および佐世保層群中には， 多数の炭層が賦存している。 唐津炭田は， 相知層群中の石炭を稼行の対象としている区域で， 主として唐津図幅地域の南東部および７万５千分の１小城図幅地域の南西部， 同大牟田図幅地域の北東部を占めている。 本図幅地域内では相知層群がほとんど露出せず， したがって炭砿が少なく， 深部採炭もはかどっていない。 佐世保炭田は佐世保層群中の石炭を稼行の対象とする区域で， 東松浦・西松浦・北松浦の３郡にまたがり， なかでも北松浦地域は古くから主要開発区域で， 別名「 北松 ほくしょう 」炭田ともよばれている。 本図幅地域内には中小の炭砿が多く， またいたるところに旧坑がみられる。 炭層の炭丈は一般に薄いが， 地層の傾斜が全般に緩く， 交通が便利なことが採掘を可能ならしめている。

#### III.1.1 相知層群中の石炭

相知層群中には厳木五尺・岩屋三尺・七ヘダ・杵島五尺など主要稼行炭層があるが， 本図幅地域内では 芳の谷層最上部の「出来石」およびそれ以下の２， ３の炭層が地表で認められるにすぎない。

芳の谷層最上部約 6 m の間は黒色泥岩からなり， その上限に「出来石」が存在する。 「出来石」は層厚 12～15 cm で， 厚さ 2， 3 cm の夾みを有することがある。 稼行の対象とはならず， 芳の谷層最上部の炭層であることからむしろ鍵層として有効である。 唐津砿業所および立川砿業所の試錐資料によれば， 本炭層は唐津炭田北部では比較的よく連続して発達している。

「出来石」より約 2.5 m 下位に山丈 84 cm， 炭丈 48 cm の炭層がある。 普通泥岩の夾みによって３枚に分れている。 ところによっては本炭層を「出来石」と称し， 上述の「出来石」を「眉毛」と称することもある。 本炭層もほとんど稼行されない。 第 21 図にこれらの炭層の柱状図を示す。

### 第 21 図 芳の谷層最上部の炭層

図幅地域北東隅の立川砿業所で採掘中の石炭は五尺・下五尺・下三尺の各炭層で， いずれも芳の谷層の下部に属しており， 図幅地域内では地表に露出しない。

#### 大日鉱業株式会社立川砿業所（伊万里市大川町立川）

本炭砿は昭和 11 年 12 月本坑を開鑿し， 同 12 年に五尺層に着炭， 昭和 19 年 5 月杵島炭砿株式会社と合弁会社となり， 現在に至っている。

主要稼行炭層は五尺層で， 下五尺・下三尺の各炭層も併せて採掘している。 五尺層採炭は，すでに１卸・２卸坑道でその大半を終り， 現在３卸によって深部に向かって採掘を進めている。

各炭層の柱状図を第 22 図に示す。

### 第 22 図 立川砿業所稼行炭層柱状図

各炭層の炭質は第 8 表の通りである。

### 第 8 表 立川砿業所石炭分析表

炭層名 | 水分 % | 灰分 % | 揮発分 % | 固定炭素 % | 硫黄 % | 発熱量 Cal. | 備考
五尺 | 2.16 | 15.48 | 38.25 | 44.11 | 1.68 | 6,861 | 弱粘結
〃 | 5.53 | 12.04 | 36.96 | 45.47 | 0.78 | 6,866 | 〃
〃 | 2.56 | 10.94 | 41.49 | 45.01 | 2.32 | 7,043 | 〃
〃 | 2.63 | 28.91 | 35.52 | 28.94 | 1.55 | 5,648 | 〃
下三尺 | 2.58 | 21.38 | 39.63 | 36.41 | 1.66 | 6,188 | 〃
下五尺 | 2.09 | 14.96 | 38.14 | 44.81 | 1.65 | 6,728 | 〃
（分析 : 九大）

産額は昭和 28 年初頭で 7,500 t / 月である。

石炭の搬出は筑肥線大川野駅まで索道によって行われる。

#### III.1.2 佐世保層群中の石炭

本層群中の主要炭層は 10 数枚あり， 炭田内とくに本図幅地域内ではとくに消長するようなことはなく， いずれも一様に連続して発達している。 また主要炭層の層間距離はそれぞれ全域にわたって変化なく， 鍵層となる凝灰角礫岩層と平行しているので， 連続する炭層はほゞ同時面を示しているものと思われる。 しかし岩相の側方変化はむしろこれと斜交して発達しているので， 岩相の上下関係のみから炭層を追跡することは困難な場合がある。 本図幅地域における佐世保炭田の主要炭層とその稼行状況とを第 23 図および第 24 図に示す。

### 第 23 図 佐世保炭田炭層露頭図

### 第 24 図 佐世保層群炭層状況図（横線 — は主要稼行炭層）

#### 新田五尺

本図幅地域では連続性に乏しく， かつ露出も不良で， これを単一の炭層として扱うことが困難なため， ほゞ同層準内に含まれる炭層を一括して新田五尺系列として扱かう。 新田五尺は相の浦層最下部の炭層で， 有田川西岸の心野・野添・川西附近， 伊万里北方の本瀬戸・岩立・屋敷野・楠立・黒川附近および三間坂北方の岩谷・宮野， 同じく南方の津々良附近の炭層はいずれも新田五尺系列に属する。 各地で小規模に採掘され， また採掘跡も多数ある。 新田五尺系列に属する各炭層はいずれも厚さ 30～50 cm， ときに山丈 100 cm に及ぶが， 夾みが多く， 炭層は数枚に分れている。 有田川西岸および伊万里北方では 本系列に畑津頁岩層中の泥岩によく似た厚い暗灰色泥岩を伴なう。 また炭層を挾む層準附近に薄い礫岩層が発達することもある。

新田五尺は伊万里湾西岸地域で長浜三尺， 黒川附近で七ヘダともよばれる。

#### モエズ

本炭層も単一の炭層として追跡することが困難であるために， ほゞ同一の層準の炭層群を一括してモエズ系列として扱かう。 主として有田川西岸の山腹に露出している。 本系列は伊万里西方地域で， 脇野上層および脇野下層とよばれる。 脇野上層は炭丈 40～60 cm で， １～２枚の薄い夾みを有する。 脇野下層は炭丈 20～30 cm で， 夾みが厚く， ２， ３枚に分れる。 これらの炭層は脇野附近で小規模に採掘されており， 各地に旧坑がある。

#### 大瀬五尺

本炭層は図幅地域南西隅の小保志儀附近， および伊万里西方の楠久・大久保・炭山附近に露出する。 小保志儀附近では佐世保炭砿で， 炭山附近では国見炭砿で本炭層を稼行し， また大久保附近には旧坑が多い。 本炭層の上約 65 m に凝灰角礫岩があることが， 多くの試錐資料から知られている。 この凝灰角礫岩は広く唐津図幅地域にも発達しており， 本炭層を追跡する基準となるが， 地表ではたやすく確認し難い。 本炭層の下約 50 m には上二枚炭層が， また約 100 m 下には下層炭がある。 本炭層の上盤には汽水性貝化石および多数の植物化石を含む。 国見炭砿における本炭層の厚さは山丈 126 cm， 炭丈 72 cm であるが， 層厚は全体として炭田の南西方で厚く， 北東方で薄くなる傾向がある。 本炭層は唐津図幅地域内で福島二尺あるいは大鶴二尺とよばれる。

#### 柚木三枚

本炭層は楠久・大久保・柚木附近に露出し， 柚木炭砿・国見炭砿で稼行されており， 久原附近ではかって採掘されたことがある。 各地に旧坑が多い。 本炭層は 30～80 cm のシルト岩ないし泥岩を挾んで， 上下２層に分れている。 そのいずれも厚さ 20～30 cm であるが， 下位の炭層中には普通２， ３枚の薄い夾みがある。 しかしこのような炭層の状態は必ずしも特徴的でなく， しばしば上位の柚木二枚炭層と混同される。 柚木三枚炭層は国見炭砿附近で大瀬三枚， 唐津図幅地域で鍋串二枚， 柚木附近でハシ木山層とよばれることがある。

#### 柚木二枚

本炭層は楠久の北西， 鳴石附近および柚木附近に露出する。 柚木三枚炭層から約 65 m 上位にある。 本炭層は柚木層中下部に顕著に発達する厚さ 30～40 m の泥岩帯の下限である。 この泥岩帯は佐世保炭田において広く発達しており， 探炭上よい鍵層となる。 唐津図幅地域内の白岩八寸炭層あるいは鷹島三尺炭層はこの泥岩帯中に発達するが， 本図幅地域では顕著でない。 本炭層は第 25 図に示すように約 30 cm の凝灰質シルト岩を挾んで上下２枚に分れる。 現在新柚木炭砿で稼行中のほか， 各地に旧坑がある。 柚木二枚炭層は所によって「ナバ山」とよばれることがある。

### 第 25 図 大瀬五尺・柚木三枚・柚木二枚炭柱図

### 第 26 図 ハザマ・七ヘダ・久原三尺炭柱図

#### ハザマ（波佐間）

本炭層は久原から楠久に至る山裾部に， 鉄道線路にほゞ平行して露出している。 本炭層はしばしば柚木二枚炭層と混同されるが， 明らかに層準を異にする。 すなわち 本炭層は常に前述の柚木二枚炭層上の顕著な泥岩帯よりさらに上位に位するもので， 本炭層から約 20 m 上には特徴的な凝灰角礫岩がある。 この凝灰角礫岩は晴気凝灰角礫岩（江里凝灰角礫岩）とよばれ， 佐世保炭田全域にわたって連続して分布している。 本炭層の状況を第 25 図に示す。 現在久原炭砿で稼行されており， 向山炭砿で採掘予定炭層となっている。

#### 七ヘダ

久原・世知原地域でよく連続して発達している。 松浦三尺炭層より約 100 m 下位にあり， また本炭層より約 30 m 上位に十二ヘダ炭層がある。 炭丈約 45 cm であるが， ３， ４枚の薄い夾みによって分れており， 稼行條件はよくない。 久原炭砿でかって稼行されたことがあり， 向山炭砿では採掘を予定している。

### 第 27 図 松浦三尺・砂磐・下三枚炭・一枚炭炭柱図（数字の単位 : m）

#### 松浦三尺（久原三尺）

本炭層は柚木・世知原・久原附近に露出する。 本炭層附近の層準の砂岩中にはしばしば漣痕がみられる。 また炭層の天盤から多数の植物化石を産する。 本炭層は松浦炭砿附近でもっともその発達が良好で， 山丈 98 cm， 炭丈 96 cm あり， 地層の傾斜が 3～4°のために採掘條件もよい。 久原地域では次第に夾みの厚さを増すが， なお 1 m 近い炭丈を有する。 しかし向山炭砿附近から唐津図幅地域内にかけて次第に炭質頁岩が多くなる。 久原・松浦・新松浦の各炭砿で稼行されている。 本炭層は佐世保図幅地域内の鹿町附近で「鹿町三尺」ともよばれる。

#### 砂磐

向山炭砿附近および世知原附近に露出する。 本炭層から約 25 m 上位に凝灰角礫岩層がある。 この凝灰角礫岩はほとんど佐世保炭田全域にわたって連続して発達しているために， 本炭層を決定するよい鍵層となる。 本炭層の上位のシルト岩からは Ostrea， Corbicula などの貝化石を産することがある。 炭層は炭丈約 45 cm で， ２， ３枚の薄い夾みを有し， 下盤に約 30 cm の白色中～粗粒砂岩を伴なう特徴がある。 この特徴は炭田全域にわたってほとんど変わらない。 向山炭砿・松浦炭砿でかって稼行されたことがある。

#### 下三枚炭

本炭層は向山炭砿附近に露出する。 山丈 48 cm， 炭丈 36 cm で２枚の夾みを有する。 ゴマ石あるいは二尺炭ともよばれ， 平戸図幅地域南東隅の前浜附近で稼行され， 向山炭砿で稼行中である。 本層の天盤から植物化石を産することがある。

#### 福井一枚

向山炭砿附近および志佐川上流附近に露出する。 炭丈 36 cm 内外で夾みを伴なわない。 唐津図幅地域内の今福西域では炭丈約 25 cm となる。 天盤は砂岩・シルト岩・泥岩と， 場所によって変化が著しい。 天盤に植物化石を産することがある。 本炭層より 15～20 m 上位に凝灰角礫岩（本ケ浦凝灰角礫岩層）があるが， これは上位の加勢層が不整合にのる部分では侵蝕されていることがある。 本炭層は向山炭砿で一部採掘されている。

第 9 表， 第 10 表に佐世保炭田における主要炭砿の概況を表示した。

### 第 9 表 主要炭砿概況

炭鉱名 | 鉱業権者 | 所在地 | 稼行炭層 | 月産額 t
向山炭鉱 | 向山鉱業株式会社 | 佐賀県伊万里市山代町西分 | 下三枚・福井一枚 | 5,500
久原炭鉱 | 麻生鉱業株式会社 | 佐賀県伊万里市山代町久原 | 久原三尺・波佐間 | 5,000
楠久探鉱 | 久恒鉱業株式会社 | 佐賀県伊万里市山代町楠久 | 砂盤・波佐間 | 4,100
山代炭鉱 | 児玉鉱業株式会社 | 佐賀県伊万里市山代町里 | 脇野上下層・大瀬五尺・柚子三枚 | 5,900
国見炭鉱 | 日満鉱業株式会社 | 佐賀県伊万里市二里町 | 大瀬五尺 | 3,000
松浦炭鉱 | 飯野炭鉱株式会社 | 長崎県北松浦郡世知原町 | 松浦三尺 | 25,000
柚子探鉱 | 日鉄鉱業株式会社 | 長崎県北松浦郡柚子町 | 柚子三枚 | -

### 第 10 表 主要炭層分析表 （炭砿および通産局の資料に基づく）

炭層名 | 水分 % | 灰分 % | 揮発分 % | 固定炭素 % | 硫黄 % | 発熱量 Cal. | 備考 | 産地
福井一枚 | 4.42 | 18.31 | 30.52 | 46.15 | 1.41 | 6,160 | 不粘結 | 向山炭鉱
下三枚 | 4.15 | 20.45 | 28.66 | 46.74 | 1.80 | 5,950 | 〃 | 〃
砂盤 | 3.09 | 8.71 | 43.07 | 45.15 | - | 7,063 | 〃 | 〃
松浦三尺 | 4.01 | 34.50 | 29.8 | 30.68 | 1.00 | 4,700 | 〃 | 久原炭鉱
柚子三枚 | - | 21.7 | - | - | - | 5,842 | 〃 | 国見炭鉱
大瀬五尺 | - | 21.26 | - | - | - | 5,827 | 〃 | 〃

### III.2 金鉱床 1), 21)

古くから知られている鉱山に古木場鉱山がある。 東有田町古木場にあり， はじめ有田鉱山と称して稼行したが， 後に古木場鉱山と改めたもので， 現在はまったく放棄されている。 鉱床は変質した流紋岩岩脈中に網目状に発達した石英脈に伴なうもので， 上鉱には含金品位 515 g に達するものがあるといわれるが， 平均品位は低かったようである。 また有田町南方の金山岳には， その名の示すように山頂部に旧坑がみられるが， 坑道はすでに崩壊し， 鉱化作用の跡を認めることはできない。 なお有田町南西方の幕頭に空閑鉱山があったことが記録 1) に残っている。

### III.3 陶石鉱床 1), 21), 42)

有田町附近では各地で陶石を産し， これらを原料とする有田焼が広く知られている。

泉山陶石 : 有田町市街の東端にある泉山は， 1916 年日本で最初に発見された陶石産地で， その規模は周辺の他地域に較べて最大である。 陶石はこの地に露出する黒雲母流紋岩の円頂丘の変質したもので， この岩体の断面は扇形を呈し， 地下では急激に狭まる形をとっているものと推測されている。 岩体は短径約 200 m のほゞ楕円形に近い形を呈し， その周縁部は角礫質で， 陶石化が進んでいない。 陶石は白色塊状で堅硬であるが， 珪質なために磁器原料としては普通他地域の粘土質原料を混合して加工される。

用途および月産額 42) は次の通りである（昭和 32 年 3 月現在）。

  有田焼原料 |  | 25 t
  化学用磁器 | 450 t
  碍子用 | 45 t
  農薬用 | 120 t
  タイル用 | 数 t

白川陶石 : 白川土とも呼ばれるもので， 有田町の北約 2 km の地から産する。 これは無斑晶流紋岩の変質したもので， 柱状節理を残存している。 昭和 32 年 3 月現在， タイル用として月約 200 t， 磁器原料として月 20～30 t 産出されている。

桑古場 かこば 陶石 : 有田町南西の桑古場から産するもので， 柘榴石流紋岩の変質部の風化したものである。 陶石としてはそのうち厚さ約 1 m， 純白で細粒， 緻密の部分が利用されたが， 目下休山中である。

大川内山 : 伊万里市大川内町大川内山にあり， 古来陶石産地あるいは窯場として知られている。 大川内山部落西方の山腹で， 無斑晶流紋岩およびそれに伴なう凝灰岩の変質した部分が， 陶石および陶土として採取されている。 青磁用原石として月 50～60 t 産出される 42) 。

なお陶石産地または窯場として， このほか黒牟田・外尾・応法・上南川良山・広瀬山などが知られている。

### III.4 耐火粘土鉱床 7)

図幅地域の北東隅， 調川町白井免（国鉄調川駅の南約 6 km， 海抜 300 m の峠附近）には西岳玄武岩類の間に挾まって白色粘土層が発達する。 その上部は第 28 図のように亜炭・凝灰質泥岩などが発達するが， 下部は さぬき岩質安山岩またはその火山砕屑岩が風化したものと思われる粘土層からなる。 なおこの一部に， おそらく礫であろうが幅 5 cm のさぬき岩質安山岩 4) が岩脈状を呈して存する。 最下部には鉄分が濃集して， 葡萄状の褐鉄鉱塊が含まれる。 鉱床の分布は広範囲にわたる模様であるが， 浜地忠男ら 7) により確認された鉱量は 8,700 t で， 耐火度は SK 32～34， 焼締は良好であるが， 収縮が多く， 粘りは復州粘土の３倍に及び， 品質はきわめて優秀である。 なお本鉱床の沿革は古く， 大正 7， 8 年頃に約 300 t， 昭和 15 年末から 19 年末までに約 900 t， 昭和 21 年には 1,000 余 t 産出している。

### 第 28 図 調川粘土の上部, 国見岳の北々西 2 km の峠の西側の露頭スケッチ。 a : 中期紋状玄武岩の壌土崩壊, b : 黄色凝灰岩, c : 淡紫色凝灰質頁岩, d : 亜炭（上位のものは厚さ 15 cm， 下位は 30 cm）, e : 淡緑色軟質凝灰質砂岩, f : 白色粘土（調川粘土）

### III.5 地辷り

本図幅地域内には地辷りが多く， 各地にその形跡が残っている（第 11 表， 第 29 図）。 なかでも規模が大きく， 古くから滑動している地域として， 伊万里湾東岸の黒塩附近および伊万里湾西岸の今福町・山代町附近があげられる。

### 第 29 図 地辷り地の分布

### 第 11 表 本図幅地域内における地辷り地区一覧表（番号は第 29 図参照）

番号 | 地辷り地域 | 活動開始の時期 | 被害その他
1 | 長崎県北松浦郡 今福町 今福川上流 | 明 35 | 地形著しく変貌
2 | 〃 〃 寺上 | 〃
3 | 〃 〃 人形石山北麓 | 昭 26.2
4 | 〃 〃 石倉岳 | 大 11.8・昭 27.10 | 昭 27.10 松浦線埋没
5 | 佐賀県伊万里市 東山代町 西大久保 | 昭 27.3 | 昭 32.7 死者 7 名
6 | 〃 〃 平木場 | 昭 26.2 | 昭 26.2 死者 3 名・埋没家屋 27 戸
7 | 〃 〃 立岩 | 大 5 | 地形著しく変貌
8 | 〃 〃 東分 | 大 11.4
9 | 〃 〃 城山南麓 | 明 25
10 | 〃 〃 峰 | 明 32.7
11 | 〃 〃 川内野 | 昭 27.6
12 | 〃 〃 辻堂 | 昭 28.3
13 | 〃 〃 大久保 | 昭 26.8
14 | 〃 〃 同南方 | ?
15 | 〃 二里町 烏帽子 | 昭 26
16 | 長崎県北松浦郡 世知原町 北川内 | ?
17 | 〃 柚子町 相当 | ?
18 | 佐賀県伊万里市 黒川町 黒塩 | 明 42 | 現在も徐々に滑動
19 | 〃 二里町 川向 | 昭 25.6
20 | 〃 〃 古子 | 昭 23.8
21 | 〃 〃 萱村 | 昭 23.8
22 | 〃 黒川町 花房 | 大 10
23 | 〃 南波多町 原屋敷 | 明 31
24 | 〃 〃 井手野 | 昭 8
25 | 佐賀県東松浦郡 相知町 鶴田 | 昭 31.8
26 | 佐賀県伊万里市 南波多町 池ノ峠 | 昭 30
27 | 〃 松浦町 岩野 | 昭 23.9
28 | 〃 〃 北野 | 昭 23
29 | 〃 大坪町 古賀 | 昭 28.6
30 | 佐賀県武雄市 宮内町 上古場 | 昭 28.6
31 | 佐賀県杵島郡 山内村 蜂巣 | 昭 32.7
32 | 〃 〃 下黒髪 | 〃
33 | 〃 〃 岩口 | 〃
34 | 〃 〃 向七山 | 昭 28

黒塩の地辷りは明治 42 年頃に滑動が始まっている。 最初西方に向かって滑動がおこり， 西方に開いた半円形の滑落面の外縁線を生じ， その後数回の滑動によってこの滑落面が次第に後退し， 現在の地形図に表われるような地辷り地形になったものと思われる。 地辷りの方向は第三紀層の傾斜の方向とほゞー致している。 第三紀層は相の浦層中部の砂岩と泥岩との互層からなり， 下部には炭層が存在する。 地辷りで崩壊した岩塊中には玄武岩塊があるので， 地辷り以前に第三紀層上あるいは第三紀層中に玄武岩が分布していたものと思われる。 地辷りによって生じた崩壊土は， その後も随時西方に向かって滑動し， 現在の黒塩から伊万里に向かうバス道路は， このために往時の道路よりやゝ西側に移動している。

この地域は有田川東域のように， 第三系上に広大な玄武岩熔岩がのっておらず， 地形も低山地である。 したがってこの地辷りは地質的には第三紀層の地辷りであり， 形態的には地層自体の運動による継続的な地辷りである。

今福町・山代町附近では 立岩・東分・城山附近・西大久保・石倉岳附近でしばしば地辷りが起っている。 これらの地域はいずれも玄武岩およびその下位の第三紀層からなり， 石炭層を挾むため， 現在稼行中であるか， かって稼行されたところである。

このうちとくに規模の大きいものは， 昭和 26 年 2 月 16 日から 17 日に， 人形石山の北東斜面に起ったいわゆる山代地辷りで， 第 12 表 22) のような被害を生じている。 この地辷りの前兆は前年の 12 月 7 日断層状の崖としてあらわれ， ついで昭和 26 年 2 月 13 日に亀裂が大きくなり 16 日の大地辷りとなった。 地辷りは山頂部から起り， 崩壊した岩塊は土石流となって乙女部落・平木場部落の大部分を押し流している。 この地域は海抜 240 m くらいから上は玄武岩熔岩で， その下は第三紀の佐世保層群， おもに福井層の砂岩と泥岩との互層からなっており， ほゞ南北の走向で西方へ 4～5°傾斜している。 地辷りによって生じた当時の地形は第 30 図 17) のようであり， 地辷りは尾根から割れて滑動し， このために地辷り地の頭に長さ約 400 m， 高さ 80 m に及ぶ急崖を生じている。 この崖にみられる玄武岩と第三系との境からは水が湧出している。 崖の東側は地辷りによって生じた凹地で， 崩壊した玄武岩塊が堆積している。 凹地の東は地辷りによって傾動した地塊の頭部である。 こゝでは樹木が尾根に向かって斜に立ち， 地盤が著しく傾動したことを示している。 これより下の山腹斜面は崩壊した地塊および土砂の堆積物からなる。 滑動した地塊によって押し出された土石流は佐代川を埋めてさらに川に沿って北流し， 埋積土砂の厚さは 50 m に達したといわれている。 地辷りの起る前に， とくに著しい降雨もないので， 誘因と思われるものははっきりわからない。

### 第 12 表 山代地辷り（昭和 26 年 2 月）の被害 （小出博 22) による）

被害区分 | 被災面積, 戸数, 人員など
被害面積 | 林野 | 14.6 町歩
水田 | 22.0 〃
畑 | 14.4 〃
宅地 | 2.1 〃
合計 | 53.1 〃
家屋その他 | 埋没倒壊家屋 | 27 戸
解体家屋 | 22 〃
罹災者 | 172 人
死者 | 3 〃
家畜被害 | 4 頭

### 第 30 図 山代地辷りの平面図と断面図（小出原図 17) ）。 S : 地辷り地塊, P : 土石流による荒廃地

昭和 27 年 10 月には， 人形石山の北方石倉岳で， 北方に向かって滑動した地辷りが起きている。 これはさらに昭和 28 年 6 月にも起って大地辷りとなっている。 地質條件は山代地辷り地とほとんど異ならないが， 昭和 27， 28 年の２回にわたりいずれも地辷りの前に記録的な大雨があり， これが直接の原因となっているようである。 石倉岳附近および人形石山附近は， ともに古くからしばしば地辷りのあった地域であり， 各地に地割れや陥没が生じている。 したがって今後の危険も予想されるので防災対策を講じることが必要であるが， このような大規模な地辷りを生ずる本質的な要因がなんであるかを， 各地の具体例から調べることがとくに肝要と思われる。

これらの地辷りの原因としては， はっきりしないが， 地質的にみた場合当地域の第三系は側圧による構造運動をうけ， さらに著しい地塊運動をうけていること， 有田川流域地域は， 伊万里褶曲構造区と世知原盆状構造区との境界にあたっていること， 有田川以西の地域の第三系は， 莫大な量の玄武岩熔岩の重圧をうけていることなどが考えられる。 しかしこのようなことが， 直接地辷りの発生に結びつくものか否かは今後に残された問題である。

## 文献

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3) 長尾巧 :
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  いわゆる佐世保層群の時代について， 地質学雑誌，Vol. 59，No. 695， 1953
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  九州における新第三紀層と古第三紀層との境界について， 九州鉱山学会誌，Vol. 22，No. 2， 1954
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  佐賀県の地質と地下資源， 1954
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23) 長浜春夫・鈴木泰輔 :
  唐津・佐世保両炭田からの有孔虫化石の産出について， 地質調査所月報，Vol. 6，No.1， 1955
24) 野田光雄・朱雀智介 :
  芦屋・西彼杵・佐世保３層群の層位関係について， 地質学雑誌，Vol. 61，No. 715， 1955
25) 木原敏夫 :
  唐津炭田の研究（その１） -- 唐津炭田における夾炭層とその海成相について， 鉱山地質，Vol. 5，No.18， 1955
26) 長浜春夫・鈴木泰輔 :
  唐津炭田杵島地区桃ノ川南部附近地質調査報告， 地質調査所月報，Vol. 6，No.12， 1955
27) 沢田秀穂・沢村孝之助・今井功・長浜春夫 :
  ５万分の１地質図幅「平戸」，同説明書， 地質調査所， 1955
28) 小林勇・今井功・松井和典 :
  ５万分の１地質図幅「呼子」，同説明書， 地質調査所， 1955
29) 沢田秀穂 :
  佐々川衝動に関する若干の覚書， 地質調査所月報，Vol. 7，No. 1， 1956
30) 斎藤林次 :
  本邦諸炭田古第三紀層の諸問題， 有孔虫，Vol. 5， 1956
31) 松下久道・高橋良平・他３名 :
  北九州古第三紀層の地質について， 有孔虫，Vol. 5， 1956
32) 浅野清・村田茂雄 :
  唐津炭田古第三紀有孔虫（予報）， 有孔虫，Vol. 5， 1956
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  佐世保炭田産の化石植物群について（予報）， 地質調査所月報，Vol. 7，No. 2， 1956
34) 水野篤行 :
  貝化石による九州北西部古第三系の分帯（予報）， 地質調査所月報，Vol. 7，No. 6， 1956
35) 木原敏夫 :
  唐津炭田の研究（その２） -- 杵島層と芳谷層（川古層）との不整合について --， 鉱山地質，Vol. 6，No. 9， 1956
36) 小林勇・今井功・松井和典 :
  ５万分の１地質図幅「唐津」，同説明書， 地質調査所， 1956
37) 高橋良平・植田芳郎・岩橋徹 :
  杵島層群の研究（その２） -- 針尾島・早岐・有田周辺の岩相と地質構造について --， 地質学雑誌，Vol. 63，No. 739， 1957
38) 春城清之助・沢村孝之助 :
  ５万分の１地質図幅「佐世保」，同説明書， 地質調査所， 未刊
39) 松井和典 :
  ５万分の１地質図幅「勝本・郷ノ浦・芦辺」，同説明書， 地質調査所， 1958
40) 長浜春夫・松井和典 :
  ５万分の１地質図幅「蛎ノ浦」，同説明書， 地質調査所， 1958
41) 長浜春夫・松井和典 :
  ５万分の１地質図幅「早岐」，同説明書， 未刊
42) 上野三義 :
  佐賀県有田町附近陶石調査報告， 地質調査所月報, 未発表

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

# IMARI

Fukuoka， No. 69

By ISAO IMAI， KŌNOSUKE SAWAMURA & TAKASHI YOSHIDA (Written in 1957)

## Abstract

### GEOLOGY

The sheet-map area located in the northwestern end of Kyūshū comprises the Sasebo and Karatsu coal fields.

The area mapped is composed of Oligocene to Miocene sediments, Pliocene to Pleistocene volcanic rocks, gravel beds and Alluvium. The geologic succession is summarized in Table 1.

### Table 1

#### Tertiary Sediments

Tertiary strata are divided into the Ochi, Kishima and Sasebo groups in ascending order. The Ochi and Kishima groups are considered to be of Oligocene age, and the Sasebo group may assign to Miocene age.

Ochi group : This group composed of brackish and marine deposits, is subdivided into two formations. The lower formation is not exposed in the mapped area, and only the upper formation is distributed in the western part of the area. The latter consists mainly of medium～coarse-grained arkosic sandstone, partially interbedded with thin mudstone or siltstone. Thin coal seam, so-called "Dekiishi", is found in the uppermost part of this formation.

Kishima group : This group is conformable to the underlying Ochi group, and is of marine facies. It is about 1,000 m thick, and subdivided into 8 formations. These formations consist of sandstone, mudstone and alternation of sandstone and mudstone. On the whole, sandstone is rich in the lower part of the group, but mudstone is predominant in the upper part. These rocks contain many molluscan fossils.

Sasebo group : This group is exposed in the western half of the area mapped, and overlies the Kishima group conformably. It is subdivided into 6 formations comprising marine and brackish sediments. These rocks consist of alternation of thick sandstone and thin siltstone, in which many workable coal seams and several beds of dacitic tuff or tuff-breccia are intercalated. The thickness of this group attains to 1.500 m.

#### Geologic structure of the Tertiary system

In the eastern part of this area, a minor folding structure develops, but in the western half, the eastern wing of a large basin structure develops. The minor folding structure has many domes and basins, the axes of which have a general trend of NNE - SSW. Strata gently dip towards the eastern wing of the large basin structure, and are nearly flat in the central part. These folding strutures of this region are cut by many faults. They have the direction of NW - SE or E - W. A few faults of them cut the Nishiga-take basalts, but most of them are covered by the basalt flows.

#### Volcanic rocks from Pliocene to Pleistocene

The first stage of the volcanic activity began with eruptions of the Mayuyama dacite and hornblende andesite. At the next period, the Nishigatake basalts were piled up intercalating the older gravel bed at the lowest part of them, and constructed a shield volcano of a large scale probably over the Mayuyama volcanics. Following this, the central part of the shield volcano caved down and after the deposition of rhyolitic tuff, the Arita rhyolite and Imari andesites erupted out the caved basalts.

Mayuyama dacite is a porphyritic biotite-hornblende dacite. It occurs as intrusive sheets or domes in the Tertiary sediments and rarely covers the sediments as lava flow.

Mayuyama hornblende andesite covers the Mayuyama dacite, and occurs as lava flows with no intercalations of pyroclastic rock. Each of lava flows is 40 m or less in thickness.

Nishigatake basalts are a member of the so-called Circum Japan Sea Alkaline Province, though they are composed of not only trachytic basalts, but also siliceous basalts. There is no regularity in the distribution of both types of basalts. They are the alternation of porphyritic and non-porphyritic facies and are subdivided into 5 members.

The older gravel beds intercalated in the lower part of the Nishigatake basalts contain characteristic fossils lived in the shallow sea.

Arita rhyolites consist of pyroclastics and many lava flows. At first, pumice flow and garnet rhyolite lava flow formed at a tble land (200～250 m high). Then on the table, alternation of non-porphyritic rhyolite and its pyroclastics formed the semicircular ridge (518 m high).

Finally, many domes and short dikes of hornblende rhyolite were built. On the margin of thick lava or dome, and in contact with the pyroclastics, black- or white-colored obsidians show rapid cooling phenomenon.

Imari andesites cover the Arita rhyolites, and construct of semicircular ridge (559 m high). At the center of the circle, a thick bed of volcanic breccia of hypersthene-olivine andesite well develops. The upper part is composed of thin lava flows of hypersthene dacite. These lavas always contain minor fragments of basalts. At the base of the andesites, gravel bed is found in the restricted area.

Alluvial deposits are composed of sand, gravel and clay developed along rivers and the coast of Imari bay.

### ECONOMIC GEOLOGY

Coal : In this area, main coal seams are found in the Sasebo group. Five coal seams in the group are being worked at many places. The states of these coal seams and their names are shown in Table 2.

### Table 2 Numbers mean thickness (m) of the working coal seams (f : formation)

Besides them, a few coal seams of the Ochi group are being worked at the Tachikawa coal mine in the northeastern corner of this area.

Gold ore : It is reported that in old times, net-worked gold-bearing quartz vein was worked near Arita. But now abandoned.

Pottery stone : Pottery stone is found in the hydrothermally altered part of the Arita rhyolites. The scale of the deposits in this area is not so large.

Fire clay : Fire clay is found at the northwest end of the sheet-map area. It is the weathered part of basaltic tuff.

    昭和 33 年 12 月 15 日 印刷
    昭和 33 年 12 月 20 日 発行
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