13041_1964

５萬分の１地質図幅説明書

# 三島

（高知 第 41 号）

調査員 [ 住友金属鉱山株式会社 次長 ] 土井正民

地質調査所

昭和 39 年

    目次

    I. 地形
    II. 地質
    II.1 概説
    II.2 三波川変成帯
    II.2.1 層序
    II.2.2 構造
    II.2.3 変成岩類
    II.2.4 火成岩類
    II.3 和泉層群
    II.3.1 下部砂岩頁岩互層（酸性火山砕屑岩類を含む）
    II.3.2 頁岩層（砂岩を伴なう）
    II.3.3 上部砂岩頁岩互層
    II.3.4 対比および地質時代
    II.3.5 和泉層群の構造
    II.4 洪積層
    II.5 冲積層
    III. 応用地質
    III.1 概説
    III.2 含銅硫化鉄鉱
    III.2.1 新宮鉱山
    III.2.2 佐々連鉱山
    III.2.3 主要鉱床一覧
    文献

    Abstract

1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 34 年稿）

# 三島

（高知 第 41 号）

本図幅は筆者が住友金属鉱山株式会社 佐々連 さざれ 鉱業所に在勤中 [ 筆者は住友金属鉱山株式会社 次長 ] ， 昭和 27 年から 32 年の間， 含銅硫化鉄鉱鉱床調査の必要上調査した結果を基礎にして， 地質調査所の依頼により， 図幅としてとりまとめたものである。

中央構造線以北の和泉層群は， 昭和 34 年に矢部之男氏をわずらわし， その結果を集録した。

本調査には元 佐々連鉱業所長の大喜多義一氏， ならびに同所の平田洋一・石川順一の各氏の協力を受けた。

## I. 地形

三島図幅は愛媛県の東端部を中心として， それに隣接する高知県の北部， 徳島県の西部を含む地域である。 図幅の南部の愛媛・高知の県境, 高知・徳島の県境をなしている四国中央山脈は東西に連沍して， 西から玉取山（1,331 m）・ 佐々連尾 さざれお 山（1,405 m）・ 三傍示 さんぼうじ 山（1,158 m）・ 野鹿池 のかのいけ 山（1,295 m）・黒滝山（1,210 m）の高峯が四国の背嶺をなしている。 一方北部においては, 中央構造線の南側にこれと平行に 法皇 ほうおう 山脈が 翠波峯 すいはみね （892 m）・平石山（825 m）を主峯としてほゞ東西に走っている。 四国中央山脈と法皇山脈の間に 銅山 どうざん 川が多少の蛇行を示しつつ東流し， 愛媛県外では伊予川の名称になり吉野川に合流している。 法皇山脈の北側は瀬戸内海の 燧灘 ひうちなだ に臨み， その東部は 阿讃 あさん 山脈 [ = 讃岐山脈 ] の西端部が丘陵性の山容を示しながら燧灘に没している。

### 図版 1 燧灘に面する和泉層群の山容（斜線）とはるかに三波川帯の山嶺を望む

### 図版 2 中央構造線に沿う遠望（谷の左は和泉層群， 右は三波川帯）

## II. 地質

### II.1 概説

図幅地域の北端に近い瀬戸内海海岸沿いに中央構造線が東西に走り， いわゆる西南日本内帯と外帯とに分けている。 内帯は主として和泉層群（阿讃山脈地帯）が占め, 外帯はすべて三波川変成岩類で構成されている。

この地域でもっとも古い岩石は外帯の結晶片岩類， すなわち三波川変成岩類で， 7.5 万分の１新居浜図幅で三波川統と記載されたものの東方への連続である。 従来この三波川変成岩類は時代の変遷に従って分類名称を異にしているので， これを一括すると下表のように対比される。

  | 太古大統 | 三波川層 | 三波川系 | 三波川統 | 吉野川層群 | 三波川変成帯
  地層 下部 ↓ 上部 | 片麻岩系 | 大崩壊層 | 大崩壊統 |  | 大歩危層 川口層 小歩危層 | 大歩危層 川口層 小歩危層
  結晶片岩系 | 別子層 | 別子統 | 三縄層 大生院層 | 三縄層（別子層） 富郷層
  | 1891～1901 年 中島謙三 | 1901～1920 小川琢治 | 1920～1932 小沢儀明 | 1931～ 佐藤戈止 | 1951～ 小島丈児 | 本説明書 土井正民

本図幅地域では層位学見地から， 東隣の川口図幅の吉野川の横谷を標準とした層序区分を基本として記載する。

三波川変成岩類の原岩の時代は未だ明らかでないが， 一般に古生層の変成相を主とするものと考えられている。 岩石の種類は緑色片岩・黒色片岩・黒色千枚岩・珪質片岩・砂質片岩などである。 またこれら変成岩を貫いて蛇紋岩の小露出もみられる。 本図幅地域を中心とした四国中央部の三波川変成帯中には， 北から薬師背斜・富郷向斜・中七番背斜のほゞ N 75°W に走る主要構造軸があり， これがために 現在の地形との関係から この地域の地層の走向は全般的にみて S 字型大褶曲を示している。 片理面と層理面との関係は大局的にみて面者は平行に近いと見做してよい。

地層の分布状態は 上記の各構造軸が西に傾くために 図幅地域の西側には上部の地層群， 東側には下部の地層群が発達し， 変成度については 下部の地層群に比較して上部の地層群ほど高くなっていることが著しい特徴である。

和泉層群は [ 北隣の ] 観音寺図幅に分布する阿讃山脈の西端部の連続で， その縁辺相が本図幅地域内に分布しているに過ぎない。 岩種としては砂岩・頁岩を主とし凝灰質岩・凝灰岩などがみられる。 この和泉層群は 中央構造線に接近しているために地層の擾乱が多く， かつ和泉地向斜の縁辺部に相当するため岩相は不安定で， そのうえ化石の産出をみないため 累層の状態を明らかにすることは困難である。 しかし全体としては ENE 方向で東へゆるく傾下する舟底型構造を示し， 断層としてはほゞ NNW - SSE 方向が多い。

洪積世は法皇山脈の山麓にある中央構造線上付近に階段地, 扇状地を形造っている｡

現世層は燧灘沿いに小規模な冲積平野を形造っている。

### II.2 三波川変成帯

三波川変成帯は本図幅地域の大部分の地域を占め， 中央構造線以南に分布し， その南の延長は [ 南隣の ] 本山図幅地域の吉野川にまで及ぶ南北 20 km の幅を示している。 変成帯は緑色片岩・黒色片岩・黒色千枚岩・砂質片岩・珪質片岩などによって構成され， 変成帯の層厚は 7,000 m を超えるものと推定される。 この変成帯の原岩の堆積の時期については未だ明らかでないが， 上部古生代末ないし二畳紀の間に形成されたものと考察されている。 三波川変成帯は広域変成作用を蒙り, 変成度は下部のものと較べて上部ほど一般に高くなっている。 変成度の高い地域には岩石中に曹長石の斑状変晶を生じ， いわゆる点紋帯を形成している。 これに対して, 下部のものは点紋が認められないので無点紋帯と呼ばれることもある。 広域変成作用の時期については古生代以後白堊紀以前の中生代と考えられている。

#### II.2.1 層序

吉野川の横谷に発達する変成帯の層序区分に基づいて， 本図幅地域中の層序を下部から次の５層に区分する（第 1 表）: 大歩危層・川口層・小歩危層・三縄層（別子層）・富郷層

### 第 1 表

  層序 | 岩相 | 層厚（m） | 変成度
  三波川変成帯 | 富郷層 | 黒色片岩および砂質片岩相を主とする。 きわめてうすい緑色片岩・珪質片岩層を含む。 | 800 | 強度 | 点紋帯
  三縄層（別子層） | 上部 | 黒色片岩・砂質片岩・角閃片岩・珪質片岩を主とする。 | 3,000
  中部 | 黒色片岩・緑色片岩・珪質片岩の各層からなる。 とくに緑色片岩は厚層をなし含銅硫化鉄鉱鉱層を介在することが多い。 下部にうすい砂質片岩層を挟有する。 | 中度
  下部 | 黒色片岩層を主とし緑色片岩層を伴ない硫化鉄鉱薄層を含む。 | 低度 | 無点紋帯
  小歩危層 | 砂質片岩を主とし黒色片岩を伴ない, ときに緑色片岩の薄層を含む。 | 500
  川口層 | 黒色片岩・緑色片岩を主とし珪質片岩・砂質片岩の各層からなる。 | 1,200
  大歩危層 | 砂質片岩層を主とし一部に黒色片岩層も挟有する。 まれに礫岩片岩をみる。 | 1,500

しかし吉野川の横谷に於ては， 三縄層上部から富郷層に及ぶ地層は発達していない。

大歩危層 : 本図幅地域中の最下位の地層で吉野川沿いの大歩危峡谷と， その本流である白川の上流に広く露出している。 砂質片岩を主体として構成され， 一部に黒色千枚岩～片岩・含礫片岩の薄層を介在している。 この地層は大歩危峡谷で大歩危背斜とよばれる背斜構造を示し， その背斜軸は東西方向を取り軸傾斜は西に 15°を示すため, 本層は剣ノ山・三傍示山の山腹に没入している。

大歩危層には緑色片岩がほとんど存在しないため， 含銅硫化鉄鉱鉱床も知られていない （本文ではとくにことわりのない場合は鉱床は含銅硫化鉄鉱鉱床を意味する）。

川口層 : この地層は大歩危層の上位に整合的にあって大歩危背斜の両翼部に分布している。 八丁山断層以東では伊予川（銅山川）流域と白川上流に広く露出している。 また八丁山断層以西ではこの地層の下限は明らかでないが， 宇摩郡新宮村一帯に露出している。 川口層は黒色千枚岩ないし黒色片岩・緑色片岩・砂質片岩の互層からなっている。 緑色片岩中には多くの小規模な鉱床を胚胎している。 そのうち新宮鉱山は代表的な鉱床である。

小歩危層 : この地層は川口層の上位に整合的に分布し， 大歩危背斜の北翼部にあたる複背斜構造の向斜部を示す白川・小歩危峡に現われ， さらに南翼は大歩危駅の南方から西に延び， 高知県大豊村 立川付近に現われている。 とくに大歩危背斜の北翼で本層の上位にある三縄層の境を追うと, 徳島県仙野・双子布の南側からさらに銅山川沿いに良好な露出を見せて 奥ノ院川口・薬師峠へと連なり， 薬師断層に逢着して分断され， この断層以南では地層の連続が 3 km 東に変位して中之川・西ノ谷に現われ， さらに三足の山の北斜面， 笹ヶ峰の北方を走り八丁山断層で切断されている。 小歩危層は砂質片岩を主として黒色片岩・緑色片岩の薄層を挟んでいる。 この砂質片岩は大歩危層のものと較べると一般に粒度が細かく炭質物が多い。 三足山山麓から中之川にかけた砂質片岩層の下部から石英斑岩質の小礫がみいだされている。 鉱床としては 佐連 され （大谷）旧坑が砂質片岩に挟在する緑色片岩中にみられるだけである。

三縄層（別子層）: 小歩危層の上位に整合的に分布する地層で， 八丁山断層以西では本図幅地域中もっとも広範囲に分布している累層で， かつ多数の鉱床を胚胎する重要なものであるので， 便宜上 本層を上中下の３区分をして下部から説明する。

三縄層下部 : 小歩危層の上位にあって黒色片岩を主体として， その間に数枚の緑色片岩と砂質片岩との薄層を挟んでいる。 この緑色片岩層中には小規模な鉱床が知られている。 なお本層下部に属する鉱床は他の地層の鉱床と較べて閃亜鉛鉱の含有量が多い。

三縄層中部 : 三縄層下部の上位にあって, 薬師背斜の両翼から中七番背斜の北翼にかけて S 字型に広く分布している。 この地層は緑色片岩・珪質片岩を主体とし黒色片岩の累層からなっている。 だいたいこの地層から曹長石の斑状変晶が肉眼的に認められ， 下部の地層に較べて変成度が次第に高くなる傾向を示している。 この緑色片岩層中またはこれと接する他の岩層との間に鉱床の存在が多く知られている。 とくに薬師背斜の南翼部に佐々連鉱山がある。

三縄層上部 : 中部層の上位にあって 変成度はさらに高い黒色片岩・緑色片岩・珪質片岩の累層からなっているが， とくに緑色片岩は曹長石と角閃石との斑晶を多く生じ， 色調も中， 下部の緑色片岩に対して暗緑色を呈している。 上部ならびに上部と中部との境付近には角閃岩質岩類・蛇紋岩類の小露出がある。 鉱床としては 中七番背斜の北翼部の緑色片岩層中に白髪旧坑（高知県本山町）が知られている。

以上 三縄層の概要を説明したが， 三縄層中部から上部にかけて， いわゆる点紋帯が認められるが, 変成分帯は必ずしも地層の層準と一認しているとは限らないが， 全般的にみて中部より上部へと移行するにしたがって変成度は高くなっている。

富郷層 : 三縄層の上位にあり， 本図幅地域では四国中央山脈の大森山・玉取山を中心とする旧富郷村に広い分布を示し， 富郷向斜部を形造っている。 黒色片岩を主体として構成され， まれに緑色片岩・珪質片岩・石灰岩の薄層を挟在している。 またこの地層は蛇紋岩によって貫かれている。 この富郷層のなかにはまだ鉱床の存在は確認されていない。

以上のように三波川変成帯の地層群を概観すると， 下部の大歩危層より上部の富郷層に至る各地層は， 複雑な褶曲構造を示すことなく 比較的単調な背斜 - 向斜 - 背斜の 大きな波をうっているような構造を示しているものと考えられるが， 局部的 とくに三縄層上部の地層中には規模は小さいが複雑な褶曲構造を示す箇所もある。

### 第 1 図 四国中央部 三波川変成帯の地質構造ならびに鉱床分布図

#### II.2.2 構造

伊予三島市の南方を東西に走る中央構造線は西南日本を内帯と外帯とにわかち， 内帯には和泉層群が， 外帯には三波川変成帯が分布している。 [ 本図幅の西隣の ] 新居浜図幅地域の東の延長である別子・白滝の各鉱床群を胚胎する結晶片岩層は， 走向 N 70°W， 傾斜 40～60°N を示しつつ高知・愛媛両県境の南， 工石 くいし 山付近を走り走向を E - W から N 60°E に転じ， 橡尾 とちお 山付近から反転して走向 N 70°W， 傾斜 40～60°S を示し， 西に向かい 佐々連鉱山付近を通り銅山川を渡って新居浜図幅に入り， 赤星山付近でさらに反転して走向は N 70°E， ときに E - W， 傾斜 40～70°N を示しながら中央構造線に沿い徳島県に延びている。 このように 本図幅地域の中央部において いわゆる S 字型示す褶曲部が存在している。

この S 字褶曲部には２つの背斜軸と１つの向斜軸とがみられる。 すなわち, 北から順に薬師背斜・富郷向斜・中七番背斜と呼ばれる各褶曲軸である。 このうち中七番背斜軸部は本図幅地域には露出しない。

薬師背斜は吉野川の横谷にみられる大歩危背斜の西の延長にあたり， 薬師院を通り赤星山で半ドームを形造って土居町の南西部で没している。 この背斜軸は N 80°W の方向をとり， 傾斜は 10°± W を示している。 薬師背斜の南に富郷向斜部が広い舟底型をなしている。 この向斜部は汗見川流域の白髪鉱山付近で， 地層が反転して中七番背斜の南翼に連なっている。

断層としては結晶片岩帯の北縁をなす中央構造線と， 上述の薬師・富郷の背向斜軸部に現われる薬師断層・津根山断層がある。 津根山断層は東は野鹿池山付近から西に延び， 佐々連尾山の北側を通っているが， 橡尾山南側の S 字型褶曲部の東端ではあまり変位していないように考えられる。 各断層線の南側の地塊が落ちた様子を示している。

またこれら２断層と斜断するものとして 三傍示山 - 八丁山を結ぶ NNE - SSW の断層（八丁山断層）が考えられ， 断層の西側の地塊が落ちた様子を示している。 これは上記の薬師・津根山両断層を切っているが, 中央構造線にたいする影響は認められない。 これらの諸断層は中央構造線生成に伴なう派生的断層であると思われる。

#### II.2.3 変成岩類

砂質片岩 : 原岩は砂岩を主とするもので大歩危層・小歩危層に著しい発達を示しているが， 三縄層・富郷層中にも発見されている。 一般に灰白色を呈し弱い片状構造を示している。 成分鉱物としては 石墨・石岩・斜長石（曹長石化）・絹雲母を主とし, 緑泥石・緑簾石・方解石， ときに電気石を随伴している。 しかし変成度の高い富郷層中にみられるものは片理が発達し， かつ各鉱物の結晶度が粗くなり， とくに曹長石の斑状変晶に富み色調も灰褐色を帯びている。 この部分の成分鉱物は， 曹長石・石岩・石墨・白雲母を主とし， 柘榴石・緑簾石・黝簾石・緑泥石・燐灰石・電気石を随伴している。

黒色片岩 : 原岩は泥質岩を主とするもので本図幅内に遍ねく分布している。 曹長石の斑状変晶の有無によって 無点紋黒色片岩と点紋黒色片岩とに類別されることもある。 無点紋黒色片岩は石岩・石墨・絹雲母からなり， ときに緑泥石・曹長石を伴ない， きわめて細粒で片理が発達している。 大歩危層から三縄層下部にかけて広く分布している。 点紋黒色片岩は曹長石・石岩・石墨・絹雲母からなり， 緑泥石・柘榴石・榍石を伴なう。 無点紋の黒色片岩に較べると粗粒で曹長石の点紋中に異物を包含することがある。

緑色片岩 : 塩基性の火成岩または凝灰岩から変質したものと考えられるもので， 黒色片岩に次いで広い分布を示している。 この片岩は鉄苦土鉱物を主成分としているため緑色を呈しているが， 色調も成分鉱物の割合で一定でなく， この変成帯の下部から上部に向かうに従って 色調は緑灰色～緑色～暗緑色と変化をみせている。

緑色片岩の主成分は緑泥石・角閃石・緑簾石・藍閃石で, これらの鉱物の組み合せと変成度の差異によって種々の名称が与えられている。

無点紋帯に現われるもの
  角閃石緑泥片岩 : 淡緑～緑色を呈し, 角閃石（陽起石質）を多量に含み, 緑泥石・藍閃石・緑簾石・曹長石を伴なっている。 片理が発達し再結晶度は低いため微細な結晶であるが， 再結晶作用は完全に近く行なわれている。 この種の岩石は川口層・三縄層下部に多く発達している。 とくに三縄層下部の点紋帯の近くには藍閃石の含有が多い｡

点紋帯に現われるもの
  曹長石・角閃石・緑簾石・緑泥片岩 : 緑～濃緑色を呈し， 陽起石質角閃岩・緑泥石・緑簾石・曹長石を主成分鉱物として， 他に石英・藍閃石・磁鉄鉱・榍石を伴なっている。 一名 点紋緑色片岩と呼ばれ, 片理は発達して三縄層中部に広く分布している。 この種の緑色片岩には多くの鉱床を胚胎しているので, この地域では重要な岩石である。
  角閃片岩 : 暗緑色を呈し片理はやゝ発達し成長した緑色角閃石の結晶と， 曹長石の点紋を含んでいるのが特徴である。 本図幅地域中では一般の点紋緑色片岩に較べると分布は限られ， 佐々連鉱山の南側から元之庄と， 高知県の白髪鉱山から東にわたる三縄層上部に分布している。 主成分鉱物は緑色角閃石・曹長石， これに次いで緑簾石・緑泥石・絹雲母で， 他に石英・柘榴石・藍閃石・黒雲母・榍石・磁鉄鉱・電気石を伴なっている。 本岩は岩層内で著しい小褶曲構造を示すことが多い。

珪質片岩 : 本岩は石英および方解石を主成分鉱物とするもので， 各種鉱物の混入割合によって種々な名称がある。 すなわち, 以下のようなものがこの地域で見られるものである。

1. 絹雲母石英片岩
2. 緑簾石石英片岩
3. 赤鉄鉱（鏡鉄鉱）石英片岩
4. 紅簾石石英片岩 - 紅簾石 [ and / or ] 角閃石 - 方解石絹雲母片岩
5. 柘榴石石英片岩

本岩の分布は三波川変成帯の下部より中・上部の三縄層・富郷層中に介在して, 多くは緑色片岩類と接して分布している。 点紋帯では一般に 曹長石・白雲母・緑簾石・磁鉄鉱・鏡鉄鉱・柘榴石・角閃石・電気石を含有し， 無点紋では藍閃石・緑簾石・赤鉄鉱・スティルプロメレインを含有している。

珪質片岩中にはときに結晶質石灰岩がレンズ状に存在することがある。

#### II.2.4 火成岩類

蛇紋岩 : 本図幅地域内の各所に小露出がある。 三波川変成帯の上・中部の三縄層・富郷層中に多く， 層理に平行に近く迸入している。 暗緑灰色を呈し成分鉱物はアンチゴライトを主とし， 陽起石・滑石・緑簾石・クロム鉄鉱・方解石， ときに電気石を含んでいる。 本岩体中またはその周辺の結晶片岩層中に陽起石の脈を生じていることもある。

玢岩 : 本図幅地域中 火山岩はきわめてまれで， わずかに愛媛県新宮村馬立付近と高知県大豊村刈本に ほゞ東西に連続する幅 0.3～0.6 m の岩脈がある。 暗灰黒色の緻密な石基に斜長石・輝石の斑晶がある。 本岩脈は第三紀の石槌山付近の火山岩と関係あるもので， いずれも結晶片岩層を切っている。

### II.3 和泉層群

本図幅地域の上部白堊系和泉層群は， 観音寺図幅西部地域のそれをも含めて上位から下位に向かって次の層序でみられる。

  上部砂岩頁岩互層
  頁岩層（砂岩を伴なう）
  下部砂岩頁岩互層（酸性火山砕屑岩類を含む）

上記各層間の関係は整合的と考えられる。

#### II.3.1 下部砂岩頁岩互層（酸性火山砕屑岩類を含む）

本層の主要露出地域は観音寺図幅地域にあり， 本層のみを概観すると上・中・下部層に３分される可能性があるが， 明確な境界を引くことは困難であるので， 本層を一括して下部砂岩頁岩互層と呼称する。 本図幅地域内には本層の上部が露出し， 一部に中部層が分布している。 本層は記載の要要上， 観音寺図幅地域中に発達するものについても一括して記載する。

本層はおもに砂岩頁岩の互層からなり， 相当量の酸性火山砕屑岩類（酸性凝灰質岩・凝灰質砂岩・凝灰質頁岩）を 伴なうことをもって特徴とする。

砂岩は露頭面では一般に暗灰色， 中粒～粗粒であるが， 新鮮な面ではしばしば暗青緑色を呈する。 緻密・堅硬であるが， 風化の進んだ部分では斜長石の微粒が表面に浮き出し特徴ある岩相を示すことがある。 本層中の標式的粗粒砂岩を鏡下で観察すると， 石英および長石類（斜長石・カリ長石）などの角粒が全体の約 95 % を占めているが， まれには火山岩（安山岩質）の組織をもった破片が認められる。 この砂岩は堆積岩石学的には graywacke 型に属する。 砂岩は型に頁岩と互層するが， 本層の下部を示す部分， つまり 川之江市石ノ口・脇ノ山・城ガ谷・安坂を結ぶ線以北では 一般に粗粒砂岩が優勢で， 砂岩は数 10 cm， 頁岩は 10 cm 内外の厚さで互層する場合が多い。 しかし前述の線以南， つまり上位の地層ではしばしば砂岩と頁岩との厚さがほゞ等しい互層， または頁岩等ちの互層となり， 各単層自体の厚さも薄くなる傾向がある｡ そして砂岩自体も幾分 凝灰質になるところが多い。

頁岩は一般に黒色を呈するが， やゝ凝灰質のものは風化の度合によってはチョコレート色ないし， まれには灰白色を呈し， 剥理性に富み, 凝灰質砂岩と互層する。 ときには甚だしく風化分解して粘土化していることがある。 チョコレート色を呈する頁岩はしばしば炭化した植物破片が認められる。 全体として本層下部の互層における頁岩は黒色であり， 中・上部における互層中の頁岩はチョコレート色を呈することが多い。 また, 川之江市 長持 ながもち - 棒賀 ぼうが 間の河床に発達している頁岩中には， 一見 珪岩ようの見掛けを示す部分があり堅硬であるが， これらの頁岩は風化分解すると， チョコレート色～灰白色を呈するようになるのかも知れない。

酸性凝灰質岩は本層の中部に発達し， 川之江市 切山 - 棒賀間， 長持 - 棒賀間， 通谷 - 池ノ奥間など， その主要部分は観音寺図幅地域中に露出している。 本図幅地域中にはわずかに川之江市 半田付近にみられる。 構造的には浅い舟底型半ドーム地構造などを形成する褶曲帯に多く発達しており， 通常 凝灰質頁岩を伴なって現われる。 風化の進んだものでは白色を呈するが， 一般には灰白色である。 とくに緻密， 堅硬なものは一見る 珪岩ようを呈するものもある。

凝灰質砂岩は層位的には本層の全般にわたって処々発達しているが， 地理的には川之江市 椿堂・ 余木崎 よきざき を通る断層以西においてとくに著しい。 余木崎 - 早苗出 さなえで 間， 古城 こじょう 付近， 柴生 しぼう ・横川・ 上分 かみぶん の南方の沢などがその代表的露出地である。 風化した粗粒凝灰質砂岩は多孔質な白色凝灰岩のようであるが， 肉眼でも相当量の石英粒が認められるのが特徴である｡ 全体的傾向として粗粒凝灰質砂岩は本層の下部に, 中粒凝灰質砂岩は中部ないし上部に多く認められるので， 本図幅地域中での本岩は中粒のものが多い。 本層の下部は走向 NE - SW 性， 傾斜は 40～50°SE であるが， 本層の中部は 前述のように小さな舟底型・半ドーム状・背斜・向斜などの構造をなして 本層上部の地層に連続する。 このような構造のため層厚の算定はきわめて困難であるが， おそらく全層厚 3,000 m 以上であろう。

#### II.3.2 頁岩層（砂岩を伴なう）

本層は川之江市 肥窪・椿堂を結ぶ線以東に発達し， 下部砂岩頁岩互層とは整合関係にある。 岩相は変化の度合からみると， 下部砂岩・頁岩層に較べ水平的にも垂直的にも比較的安定している。 おもに黒色頁岩からなるが， 頁岩勝ちの互層をなすこともある。 とくに川之江市 久保内・金見山を結ぶ断層以東では 単層の厚さ 10 数 cm から数 10 cm のほゞ等量の互層をなす所がある。 黒色頁岩中には薄い凝灰質岩が挟まれることもあり， 風化すれば玉葱状構造をなすことが多い。 また黒色頁岩中に挟在する砂岩は中粒～細粒で， 緻密， 堅硬である。 頁岩・砂岩ほゞ等量の互層中の砂岩はしばしば粗粒となることがある。 この場合には graded bedding を示すことがある。 本層の層厚はほゞ 500 m 以上あるものと考えられる。

#### II.3.3 上部砂岩頁岩互層

本層は本図幅地域中に発達している和泉層群の最上部を占め， 下位の頁岩層とは整合関係にある。 全体的にみれば砂岩・頁岩の互層と云い得るが， ほとんど砂岩のみが発達している所もある。 すなわち， 川之江市 葱尾 ねぎお - 七田 しちだ 間の国道沿いの本層基底部付近， 595.4 m 高地に達する沢などである。 他の場所においては 一般に単層の厚さ 5～10 cm 内外の薄い砂岩・頁岩の互層からなる。 砂岩は一般に暗灰色であるが， 風化の進んだ所では帯緑褐色～褐色になり， 粗粒～細粒， 緻密， 堅硬である。 砂岩勝ち互層中での砂岩は一般に細粒である。 葱尾 - 七田間の国道沿いの本層基底部はおもに細粒砂岩からなるが， なかに 10 数 cm～20 cm 位の数枚の暗灰色， 緻密， 堅硬な酸性凝灰岩が挟まれている。 鏡下で観察すると， 径 0.1 mm 以下の石英や斜長石の破片とそれを充塡する隠微晶質の基質とからなる。 斜長石は自形短冊状を示すことが多い。 基質部には細かい粒状の石英や緑泥石・絹雲母・鉄鉱物・炭酸塩鉱物などがみられる。 優黒色縞状部は主として褐鉄鉱（?）からなる。 また本岩は網目状の方解石脈に富んでいる。

頁岩は一般に黒色であるが， 風化の進んだ所ではチョコレート色を呈するところもある。 本図幅地域内では本層の上限が不明のためと露出不良とにより， 層厚は不明である。

### 図版 3

#### II.3.4 対比および地質時代

本図幅地域に分布する和泉層群中には現在まで化石の産出をみないので， 対比および地質時代を論ずる積極的資料洪はない。 しかし観音寺図幅地域内の和泉層群の概察によって， 香川県三豊郡豊浜町 落合付近の砂岩頁岩互層中から次の動物化石を発見した。

1. Inoceramus balticus BÖHM var. Toyajoanus NAGAO and MATSUMOTO
   Inoceramus cfr. ezoensis YOKOYAMA
   Inoceramus sp.

また中川典は上記化石産地より上位の地層（ 海老済 えびすくい 頁岩層）中から次の動物化石を報告している。

2. Inoceramus spp. (cfr. I. balticus I. ezoensis var. vanuremiformis) ,
   Aemiaster sp.

A の化石産地は下部砂岩頁岩互層の上部層に， B は頁岩層に相当することは観音寺図幅内の概察によってほゞ妥当のように考えられる。

以上の結果から この地域の和泉層群を 従来の模式地である淡路島南部および和泉山脈のそれに対比すれば， 下部砂岩頁岩互層とその上位の頁岩層は それぞれ志知頁岩層・童子畑層以下の層準にほゞ相当することも考えられる。 また上部砂岩頁岩互層は それぞれ 北阿万砂岩層・葛畑砂岩礫岩層を含むそれ以上の層準に対比できるものと考えられる。 したがって 下部砂岩頁岩互層および頁岩層の地質時代はほゞ下部へトナイ世全般， 上部砂岩頁岩互層は上部へトナイ世の下部を示すものと考えられる。

#### II.3.5 和泉層群の構造

本図幅内の和泉層群の分布は狭小であるが， 観音寺図幅地域内の和泉層群をも含めて地質構造を概観すると， 阿讃山脈の西端部を占めるという地理的な環境と， 中央構造線に接近しているという地質構造上の条件と相まって， 他の和泉層群分布地にみられるような比較的単調な向斜構造と異なり， 特異な地質構造 [ 以下の [注1] 参照 ] をなしていると考えられる。 この構造を見掛け上複雑に見せているのは 下部砂岩頁岩互層中の中部にみられる半ドーム状・舟底型・背斜・向斜などの構造 [ 以下の [注2] 参照 ] である。 これらの小さな構造は 本図幅地域および観音寺図幅地域の北東地域では複向斜構造の一員を構成するが， 和泉亜地向斜全体からみたときには， その縁辺部という特殊な環境によって生じた局部的な構造であると考えられる。

[注1]
  大局的には南翼の欠如した複向斜構造の一つの型を表現するもの。
[注2]
  大部分は観音寺図幅地域内にあり， その西端の片鱗が川之江市 地ノ奥・上分の東方の丘陵地に認められるにすぎない。

### 第 2 図 和泉層群の地質構造概念図

下部砂岩頁岩互層の下部は一般に走向 N 50～60°E， 傾斜 40～50°SE で和泉亜地向斜の一般走向・傾斜とほゞ一致しているが， 中部は第 2 図にみられるように， 川之江市 肥窪の北方から上分にかけて多少のふれはあるが， 全体としては WSW - ENE 方向の軸をもった半ドーム状・舟底型構造などをなす場合が多い。 上部は川之江市 平山 - 余木間の断層以西では 下部と同じく走向は N 50～60°E で中央構造線の方向と斜行し， 傾斜は南落ちであるが， 上記断層以東では走向は NW - SE， 傾斜は NE のことが多い。 頁岩層は， 本図幅地域以外， 川之江市 肥窪の南部では， 走向 N 50～70°E， 傾斜 40～50°S であるが， 本図幅地域内に入ると， 川之江市 - 徳島県池田の間の国道沿いの頁岩層の下部は走向が N - S 性に近づくとはいえ， N 10～20°E である。

頁岩層の上部（川之江市 葱尾付近から東方）では 走向は N - S～NW - SE 性， 傾斜は E～NE 落ちとなる。 この傾向は上部砂岩層にも見られる。 観音寺図幅地域内の和泉層群をも含めて大局的に上記３層の構造を考察すると， 走向は NE - SW 性， 南下するにつれて次第に N - S 性に近づき， 中央構造線に接近した地域では逆に NW - SE 性になると考えられる。 以上の考察から 和泉層群の構造は中央構造線に近接して， ほぼこれを平行な向斜軸をもつ， 南翼の大部分を欠如する向斜構造であろうと思われる。 この向斜構造は ほゞ等間隔の NNW - SSE 方向の階段状の断層により切断されていて， そのうちのおもなものは三波川変成帯まで延びている。 その好例は川之江市 横川 - 平山間の道路上で観察される。

前述の下部砂岩・頁岩の中部にみられる小さな構造形成の時期については 明らかな証拠はないが， これらの地域が和泉亜地向斜の縁辺相の一部にあたること， またこの層準には火山砕屑物質が相当多量に堆積したことを考えると， これらの構造は 基盤の動揺によって積成作用進行中すでに形成されつつあったと考える方が 妥当のように思われる。 一方 NNW - SSE 方向の断層の運動時期は 本図幅地域内では向斜構造形成後であったという以外の証拠はみられないが， 中川典は観音寺図幅地域内にある菩提山麓において， これらの断層群の一部と思われるものが鮮新 - 洪積統相当相の礫層 [ 以下の [注] 参照 ] を断っていると報告している。

[注]
  斎藤実・中山一義による三豊層群の河内累層最下部の礫岩に相当すると思われ， 彼らはこの礫岩の時代を最上部鮮新世と考えているようである。

### II.4 洪積層

本相の堆積物は中央構造線の北側に沿って扇状地をなして細長く分布している。 おもに砂礫層および泥土からなる。 その砂礫の大部分は三波川変成帯より供給された結晶片岩類である。 しかし， 三島市 野々首， 上柏付近では本堆積物の下に和泉層群が潜在していると思われるので， この付近での砂礫層中には和泉層群の砂岩礫が比較的多く含まれている。 この堆積物の地質時代は永井浩三によれば中期更新世といわれている。

### II.5 冲積層

本相は上記の扇状地堆積物の北側， 燧灘沿いおよび現在の河川に沿って分布し， 礫・砂・泥土からなる。

## III. 応用地質

### III.1 概説

図幅地域内には古地から鉱山が探鉱， 開発されて， 銅・硫化鉄・アンチモニー・マンガン・砂金が知られているが， 銅・硫化鉄以外はいずれも小規模のものである。

三波川変成帯には同帯の生成と同生的関係にある層状含銅硫化鉄鉱鉱床が賦存し， 川口層・三縄層に多くの鉱床が知られているが， 比較的規模の大きい鉱床は三縄層中部の層準に胚胎されている。 アンチモニーは三波川変成帯の弱線部の割れ目を充塡した浅熱水性鉱脈である。 含輝安鉱石英細脈がみられ, その規模 [ 以下の [注] 参照 ] は小さいものである。 三波川変成帯の含赤鉄鉱珪質片岩の特殊褶曲部にマンガン鉱の濃集部が局部的にみられる。 砂金は 銅山川沿いの小歩危層の砂質片岩帯中の渓流または銅山川沿いに標本的に採集される。 産地が砂質片岩帯のみに局限されていることは興味深い。 その他, 蛇紋岩の露出地に局部的に滑石が見られる。

[注] [ 以下の記載は解読不能 ]
  芝尾鉱山 [ は ] 旧寒川町・富郷村の町村界付近の法皇山脈の北斜面 900 m に２ヵ所の旧坑がある。 黒色片岩中に発達する断層（E - W）に沿うアンチモニー脈で, 傾斜 70°S で脈幅膨縮著しく不定。 大富鉱山・芝尾鉱山の東方の法皇山脈の南斜面にある芝尾の平行脈。 幅 30 cm， 13 % の Sb を示すところがある。 珪質微晶の集合体をなす石英脈である。

鉱泉としては 銅山川沿いの法皇山脈の西部の山麓平野付近に炭酸土類含有重曹の冷泉が知られているが， 湧出量は僅少である。

### III.2 含銅硫化鉄鉱

この地域には層状含銅硫化鉄鉱鉱床が三波川変成帯中に地層と同生的関係で胚胎され， 多くの露頭， 旧坑が知られているが, 現在稼行されている鉱床は新宮・佐々連の２鉱山である。 休止中の主要鉱床と層序との関係は第 2 表の通りである。

### 第 2 表 三波川変成帯の層序構造と鉱床分布

  構造 → 層序 ↓ | 薬師背斜 | 津根山断層 以南 | 備考
  北翼 | 南翼
  三波川変成帯 | 富郷層 | - | - | - |
  三縄層 （別子層） | 上部 | - | 弥谷 いやだに | 白髭 アザミ谷 |
  中部 | 大倉 | 佐々連・橡尾 |  |
  下部 | 金翠・奥院・古野 | 薬師・三足・三立 | 仁尾ケ内 | 閃亜鉛鉱を多く含んでいる
  小歩危層 | 佐連（大谷） | - |  | 一般に磁硫鉄鉱を含むことが多い
  川口層 | 新宮・匕ノ奥・栗市・柴川・栗山 | 新瀬川 |
  大歩危層 | - | - |  |

#### III.2.1 新宮鉱山

新宮鉱山は愛媛県宇摩郡新宮村にあり四国山脈の北斜面の海抜 440 m に位している｡ 現在 日本鉱業株式会社によって経営されている。

地質概要 : 薬師背斜の北翼部に砂質片岩を主とする小歩危層と下位の川口層とが発達している。 川口層は黒色片岩・砂質片岩・緑色片岩の互層からなっている。 鉱床は緑色片岩層に胚胎されている。 この付近の地層の走向は N 40～80°E， 傾斜 14～30°NW を示している。 線方向は N 40～70°W， その落しは 14～30°W である。

鉱床 : 新宮鉱床は緑色片岩中に胚胎される小規模な鉱床で， 鉱床の走向延長に較べてその傾斜延長の長いことが特徴的である。 現在まで開発された鉱体は露頭のある２号𨫤からはじまり， その上盤 3 m 付近に存在する潜頭の３号𨫤を主体として， 順次深部に下降するに従って下盤の鉱体が劣化して， その反対に上盤の鉱体が肥大優勢になる傾向を示して出現している。 鉱床の傾斜延長は露頭部から 1,200 m で, その間に竿状の２号𨫤， ３号𨫤， 第１上盤𨫤， 第２上盤𨫤， 第３上盤𨫤など５鉱体以上が知られている。 鉱床付近の走向は N 30～50°E， 傾斜は 15°± NW を， 線方向は N 50°W， 傾斜 14°W を示している。 鉱床の落しはこの線方向にほゞ平行に近く下底部に連続している。 鉱床の上盤側に赤鉄鉱珪質片岩の薄層が存在することがある。 単位鉱体の規模としては走向方向に最大 27 m， 平均 12 m ±， 厚さの最大 4 m， 平均 2 m ± である｡

鉱床と地質構造 : 新宮鉱床を胚胎する緑色片岩層は一般に N 70°E の走向を示しているが， この鉱床付近では地層が撓曲して N - S～N 30°E の走向に変わっている。 鉱床付近の母岩は著しい層内微褶曲 - 小褶曲をなしているのが特徴的である。 この褶曲構造は鉱床自体にも及んでいる。 おそらく 鉱床生成後のこの褶曲運動に伴なって 鉱床が所在した撓曲部に著しい絞り応力が加わり， 一連の鉱床が小複褶曲部に集積され， 見掛上 雁行形式をとっているものと思われる。 一般に鉱床の上盤側に赤鉄鉱珪質片岩があるが， ある部分では鉱石中に捲き込まれ， または鉱床の下盤側に現われている。

鉱石 : 黄鉄鉱と黄銅鉱とからなっている。 この鉱床にはハネ込み現象はあまり見当たらず, そのため黄銅鉱の集中した個所は少ないようである。 しかし, この鉱床の南側の匕ノ奥鉱床は塊状硫化鉄中に上鉱（黄銅鉱）が集中することがあり， その周辺には磁硫鉄鉱を伴なっている。 川口層に属する鉱床は一般に磁硫鉄鉱・閃亜鉛鉱を含有する鉱床が多いが， 新宮鉱床では未だ磁硫鉄鉱は認められていない。

生産 : 昭和 35 年の従業員は約 125 名で， 昭和 25 年以降の生産額は下記の通りである｡

  年別 | 鉱量（t） | 品位（銅, %） | 含有量（t）
  昭和 25 年 | 9,559 | 1.42 | 135.7
  26 年 | 9,880 | 1.74 | 171.9
  27 年 | 11,532 | 1.64 | 189.1
  28 年 | 11,540 | 1.54 | 177.7
  29 年 | 12,080 | 1.67 | 201.7
  30 年 | 13,160 | 1.60 | 210.6
  31 年 | 13,760 | 1.50 | 206.4
  32 年 | 15,990 | 1.50 | 239.9
  33 年 | 15,840 | 1.50 | 237.6
  34 年 | 19,840 | 1.40 | 277.8
  35 年 | 26,090 | 1.40 | 365.3

[ 上記の表に関する注釈 ]
  硫黄（S）の品位は平均 34～45 % である。

### 第 3 図 新宮鉱山鉱床図

### 第 4 図 新宮鉱床断面図（鉱床に直交）

#### III.2.2 佐々連 さざれ 鉱山

伊予三島市金砂の， 四国山脈の北側の高距 560 mに位置している。 鉱床の発見は元禄 2 年と伝えられているが， 本格的に採鉱を開始したのは明治 30 年以降である。 大正 7 年に岩城鉱業株式会社によって金立・佐々連の両鉱体が開発され， その後 昭和のはじめ金砂鉱体の採鉱に着手した。 昭和 25 年に住友金属鉱山株式会社の経営に移り現在に至っている。 この間に深部開発が進められ新𨫤・金泉・金剛の各鉱体を捕捉し， また金砂鉱体の鉱況の優勢と相伴なって生産も飛躍的に増加し， その結果 本邦における重要な銅山の一つとなった。

地質概要 : 鉱山付近の地質は 三縄層中部に属する緑色片岩・黒色片岩・珪質片岩の累層からなり, 薬師背斜の北翼を形成している。 佐々連鉱床群を胚胎する緑色片岩層は佐々連緑色片岩層と呼ばれている。 この地層は 金砂𨫤の西部の富郷探鉱坑道において大規模な Z 字型褶曲を示し, 東に向かって走向は N 65°W から N 80°E となり， さらに E - W から N 50～65°W で佐々連鉱床群の東に及んでいる。 そして この層厚は東に向かって次第に減じ, 珪質片岩・黒色片岩の各層に移り変わっている。

佐々連鉱床群 : 佐々連鉱床群はいずれも佐々連緑色片岩層中に存在し， 金砂上𨫤・本𨫤・新𨫤・金泉𨫤・金剛𨫤・佐々連𨫤・金立𨫤の各鉱体の総称である。 金砂・佐々連・金立の各𨫤は単独に開発され， 一見 雁行状に配列するようであるが， 各所における𨫤押探査の結果, ほゞ３層準に層理に平行して存在する一連の鉱床であることが判明した。 すなわち以下の３系列である。

  (1) 金砂上𨫤 -（金泉上𨫤）- 新𨫤
  (2) 金砂本𨫤 - 金泉𨫤 - 金剛𨫤 - 金立𨫤
  (3) 佐々連𨫤

このうち最上位の (1) は佐々連緑色片岩の上盤境近くに位置しているが， 西端尖減点では下盤に位する母岩（珪質片岩）の褶曲構造の支配を受け特異な尖減を示す。 東に向かうと上盤側の緑色片岩層は， 次第に薄くなると同時に鉱床の下盤側に黒色片岩層を挟むようになる。 鉱床は次第に劣勢化し, 金泉 - 金立の上盤側付近では微弱な散点黄鉄鉱として連続する。

(2) は金砂地区では (1) との層準の間に珪質片岩を挟むが， 金砂本𨫤と上𨫤とは東方に進むに従って次第に接近し， ときに癒着状になり， または複雑な褶曲構造を示しているが， 両者の区別は明らかなようである。 さらに東部では (1) と (2) の間隔が増し, 本𨫤は次第に劣勢となりガリ鉱状として連続し， ふたたび肥大して金泉𨫤となり, 同じ状況を繰り返しながら金剛・金立の各𨫤が同一層準として連続している。

(3) は佐々連緑色片岩層の下盤境から 90 m 付近の層準に存在するが， 東西の各延長は貧弱なガリ状鉱となっている。

鉱床規模 : 稼行の対象となる単位鉱体についてみると， その富鉱部の落しの方向はほゞ N 40～50°E， 傾斜 45°SW を示し， また母岩の線構造もこれに一致しているので, この方向を L2 と呼んでいる。 鉱床の規模を一括すると次の通りである。

鉱床規模

  𨫤別 | 露頭 - 最下底坑道（m） | 走向延長（m）
  金砂上𨫤 | 1,200 | 200～300
  金砂本𨫤 | 1,200 | 250
  新𨫤 | 300 | 30
  金泉𨫤 | 1,100 | 200～250
  金立𨫤 | 850 | 150
  佐々連𨫤 | 900 | 150～200

鉱石 : 塊状鉱は主として黄鉄鉱の集合体で， その間隙を黄銅鉱で塡めるものをとくに上鉱と呼び， 鉱石鉱物が少なく脈石鉱物の比較的多いものを上ガリと呼んでいる。 黄鉄鉱・黄銅鉱が散点して緑泥石岩中に入るもの， または縞状をなしているものをガリ鉱と呼んでいる。 ときに斑銅鉱の集合体もハネ込み状をなして現われる。 その他, 鉱石に伴なわれて磁鉄鉱・鏡鉄鉱・バラ輝石が産出することもある。

生産 : 現在は従業員が約 840 名で生産実績は下記の通りである｡

  年別 | 鉱量（粗鉱, t） | 品位（銅, %） | 含有量（t）
  昭和 25 年 | 31,238 | 1.78 | 556
  26 年 | 45,948 | 1.97 | 905
  27 年 | 60,197 | 1.96 | 1,180
  28 年 | 81,077 | 1.96 | 1,589
  29 年 | 126,823 | 1.80 | 2,283
  30 年 | 144,580 | 1.82 | 2,631
  31 年 | 176,222 | 1.72 | 3,031
  32 年 | 167,198 | 2.07 | 3,461
  33 年 | 154,916 | 2.37 | 3,671
  34 年 | 176,735 | 1.62 | 2,863
  35 年 | 186,129 | 1.79 | 3,332

鉱石化学組成（塊状鉱 ; 別子鉱業所 分析課にて分析）

  | 金砂上𨫤 | 金泉𨫤
  Cu | 7.53 | 5.22
  S | 44.21 | 47.59
  SiO2 | 4.45 | 2.60
  Fe | 40.52 | 41.80
  Al2O3 | 0.45 | 0.38
  CaO | 0.90 | 0.38
  MgO | 0.00 | 0.00
  Zn | 0.09 | 0.69
  Co | 0.055 | 0.12
  Ni | 0.0028 | 0.033
  Se | 0.0092 | 0.0074
  Te | 0.0009 | 0.0013
  Na2O3 | 0.04 | 0.05
  K2O | 0.08 | 0.07
  Pb | 0.0043 | 0.0050
  Mn | 0.017 | 0.011
  Au | 0.3 | 0.4
  Ag | 23 | 17
  Ti | 0.018 | 0.018
  Cr | 0.0000 | 0.0000
  Ge | 0.0007 | 0.0002
  Sb | 0.0004 | 0.0002
  Sn | 0.0001 | 0.0005
  Ba | 0.001 | 0.001
  As | 0.0007 | 0.0009
  Cd | 0.0000 | 0.0000
  Bi | 0.0000 | 0.0000
  V | 0.0096 | 0.0084
  SO3 | 0.64 | 0.29
  CO2 | 0.84 | 0.45

### 第 5 図 佐々連鉱山付近の地形ならびに坑内図（1961.4．現在）

### 第 6 図 佐々連鉱山の坑内截面図（1961．4．現在）

### 第 7 図 佐々連鉱山の地質鉱床図（380 m レベル）

#### III.2.3 主要鉱床一覧

本図幅地域中に存在する主要な含銅硫化鉱鉱床（旧坑）を一括すると， 第 3 表の通りである。

### 第 3 表

  鉱山名 | 所在地 | 鉱床概要
  栗山 | 徳島県三好郡山城町 | 川口層の厚さ 10 m 内外の緑色片岩中に２～３枚の鉱床が見られる。 走向 N 65～85°E, 傾斜 40～50°N または S を示し全般としては 10°± N, 線方向おゝむね東西で 5°± W に落している。 上鉱 10 cm 内外, ガリ鉱 30 cm。 磁硫鉄鉱を含有する。
  柴川 | 徳島県三好郡山城町 | 小歩危層下部川口層の境付近の砂岩片岩中に夾在する緑色片岩の薄層中に胚胎し, 走向 N 80°E, 傾斜 50°N, 線方向 N 50°W, 傾斜 35°W, 10 cm 前後の上鉱で磁硫鉄鉱を含有し高品位である。
  佐連 （大谷） | 徳島県三好郡山城町 | 小歩危層緑色片岩の薄層なかに胚胎する走向 N 30°E, 傾斜 30～40°N, 線方向 N 40°W, 20°W を示す縞状のガリ鉱が多く, ときに硫化鉱をみる。 幅 20～30 cm。
  古野 | 愛媛県宇摩郡新宮村 | 三縄層下部層の無点紋緑色片岩中に胚胎する塊状硫化鉱で幅 3 cm 程度, Cu 2.01, S 20.23 %, 閃亜鉛鉱を含む部分がある。 また一部に微弱なガリ鉱が見られる。 一般走向 N 60～80°E, 傾斜 20～40°N
  金翠 | 愛媛県伊予三島市金砂町 | 三縄層下部緑色片岩中に胚胎し走向 E - W, ときに N 40°E, 傾斜 50°N, 線方向 N 50～60°W, NW 25°傾斜, 縞状鉱を主とし塊状硫化鉱を挟む。 幅 20 m。 閃亜鉛鉱の含有が多い。
  大倉 | 愛媛県伊予三島市 | 三縄層中部点紋帯の黒色片岩・珪質片岩の互層帯の珪質片岩の薄層中で存在する鉱床で, 幅 6 cm の硫化鉱をみる。 走向ほゞ N - S, 傾斜 20～30°E。
  新瀬川 | 愛媛県宇摩郡新宮村 | 川口層の緑色片岩の薄層中に貧弱なガリ状鉱として胚胎。 走向 N 70°W, 傾斜 20°S, 脈幅 2 cm 程度。 鉱石は磁硫鉄鉱を主体としている。
  匕ノ奥 | 愛媛県宇摩郡新宮村 | 川口層の緑色片岩中に胚胎し走向 N 70～80°E, 傾斜 10～30°N, 線方向 N 60～65°W, 5°W 傾斜, 10 cm 前後の硫化鉱で磁硫鉄鉱を含有している。
  三足 | 愛媛県宇摩郡新宮村 | 三縄層下部層の無点紋緑色片岩中に胚胎し走向 N 60°W, 傾斜 25°S, 線方向 N 75°W, 12°± W に落す。 上鉱およびガリ鉱からなり最大幅は上鉱 10 cm, ガリ 50 cm。
  三立 | 愛媛県宇摩郡新宮村 | 三縄層下部層の黒色片岩中に厚さ 3～4 m の無点紋緑色片岩が介在し, その上盤側と黒色片岩層の境に胚胎する鉱床で, 鉱幅は部分的に 30 cm に肥大するも連続性に乏しく 2～3 cm 程度。 走向 N 60°W, 傾斜 50°S, 線方向 N 80°W, 35°W である。
  栗ケ市 | 愛媛県伊予三島市金砂町久保ケ市。 愛媛県宇摩郡新宮村 | 川口層緑色片岩に胚胎。 走向 E - W, N 80°W, 傾斜 15～30°N, 線方向 N 60°W, 5～10°W 傾斜, 含銅硫化鉱で幅の平均は 10 cm 程度。
  薬師 | 愛媛県伊予三島市金砂町 | 三縄層下部層の無点紋緑色片岩中に胚胎し, 走向 N 50°W, 傾斜 45°S, 線方向 N 70°W, 傾斜 15°W, 上鉱の最大幅 10 cm 程度, ガリ鉱を伴ない閃亜鉛鉱を含有する。
  白髪 | 高知県高岡郡本山町冬瀬 | 三縄層上部層の角閃片岩中に胚胎し走向 N 80°W, 傾斜 45°N, 線方向 N 40°E, 傾斜 30°E を示す。 現在見られる部分で上鉱の最大幅 40 cm, 上ガリ 50 cm, ガリ 100 cm である。 母岩は一般に複雑な褶曲を示し鉱石は粗粒である。
  アザミ谷 | 高知県高岡郡大豊村 | 三縄層上部層の角閃片石中に胚胎し走向 N 80°E, 傾斜 25°N, 褶曲著しく急傾斜を示す部分あり。 線方向東西, 傾斜 5°W, 上鉱の幅 10 cm 内外, ガリ最大 30 cm。 鉱石は粗粒である。

## 文献

1) 中島謙造 :
  本邦石中産地調査報文， 地質要報，No. 1， 1896
2) 小川琢治 :
  20 万分の１高知図幅，および地質説明書， 地質調査所， 1902
3) 佐川栄次郎 :
  阿波北部及び伊予西部含銅黄鉄鉱鉱床地質調査報文， 地質要報，No. 1， 1910
4) 西尾銈次郎 :
  結晶片岩中に存在する含銅硫化鉄鉱の成層状態について， 日本鉱業会誌，Vol. 26， 1910
5) 小沢儀明 :
  四国の結晶片岩系の層位と構造， 地質学雑誌，Vol. 33，No. 394～395， 1926
6) 坪井誠太郎・富田達・他 :
  四国結晶片岩系の岩石学的研究（予報）， 地質学雑誌，Vol. 36，No. 429， 1930
7) 小林貞一 :
  和泉山脈の和泉砂岩層， 地質学雑誌，Vol. 38，No. 459， 1931
8) 鈴木醇 :
  日本結晶片岩， 岩波講座， 1932
9) 江原真伍 :
  中央線の構造と瀬戸内海の成因， 日本学術協会報告，Vol. 7， 1932
10) 堀越義一 :
  本邦結晶片岩中の藍閃石（予報）， 地質学雑誌，Vol. 43，No. 496, 1935
11) 佐藤戈止 :
  四国の結晶片岩層について（摘要）， 地質学雑誌，Vol. 43，No. 518, 1936
12) 笹井博一 :
  淡路島の和泉砂岩層， 地質学雑誌，Vol. 43，No. 515， 1936
13) 堀越義一 :
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15) 佐藤戈止 :
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16) 加藤武夫 :
  変成岩中に胚胎する硫化鉱鉱床の成因について， 日本学術協会報，No. 13， 1938
17) 西尾滋 :
  別子鉱山の含銅黄鉄鉱鉱石の研究（英文）， 東大工紀要，Vol. 23, No. 1， 1940
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22) 神山貞二 :
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23) 小島丈児 :
  四国中央部結晶片岩地域の層序と構造， 地質学雑誌，Vol.57，No. 668， 1951
24) 今井秀喜 :
  鉱体の位置と地質構造， 日本鑛業會誌, Vol. 68，No. 770, 1952
25) 田中啓策・松本達郎・前田保夫 :
  淡路島最南部の和泉層群， 地質学雑誌，Vol. 43，No. 684， 1952
26) 堀越義一 :
  別子型鉱床の雁行性とその探鉱について， 鉱山地質，Vol. 3，No. 7， 1953
27) 光野千春 :
  愛媛県新宮鉱床周辺の地質及び鉱床について， 地質学雑誌，Vol. 59，No. 695， 1953
28) 土井正民 :
  佐々連鉱山に於ける鉱床の雁行性と探鉱成果について， 鉱山地質，Vol. 3，No. 10， 1953
29) 平山健 :
  ７万５千分の１ ｢脇町」図幅，および地質説明書， 地質調査所， 1953
30) 木村正・小林幸二郎 :
  愛媛県西部地域含銅硫化鉄鉱調査報告， 地質調査所月報，Vol. 5，No. 10， 1954
31) 竹田英夫 :
  愛媛県佐々連鉱山付近の地質と鉱床（予報）， 広島大学地学研究報告，No. 4， 1954
32) 木村正・岸本文男 :
  愛媛県新宮鉱山硫化鉄鉱床， 地質調査所月報，Vol. 3，No. 11， 1954
33) 堀越義一・木村正・小林幸二郎 :
  日本の層状含銅硫化鉄鉱床総覧， 鉱山地質，特大 1 号， 1954
34) 土井正民・石川順一 :
  佐々連鉱山，鉱床と地質構造， 日本鉱業会技術叢書，Ⅱ， 1955
35) 斎藤実・中山一義 :
  香川県の地質（そのⅡ），三豊層群（メタセコイア層）の層序について（予報）， 香川農大学術報告，Vol. 3，No. 1， 1954
36) 中川典 :
  愛媛県川之江東方の地質（特に和泉砂岩層の層序と構造）， 日本地質学会関西本部報 No. 26，西日本支部報 No. 16 合併号， 1955
37) 中山勇 :
  結晶片岩の鉱物の伸び平行配列と造構造運動について， 地球科学，No. 28， 1956
38) 永井浩三 :
  東予の中央構造線に沿う地帯の最近の地殻運動， 愛媛大学紀要，Ⅱ 部，A 2 巻，2 号， 1955
39) 平山健・田中啓策 :
  ７万５千分の１「徳島」図幅，および地質説明書， 地質調査所， 1955
40) 土井正民 :
  佐々連， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
41) 木村正・岸本文男 :
  新宮， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
42) 鈴江醇 :
  広域変成作用に伴なう鉱床， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
43) 小島丈児 :
  変成作用と鉱床の形成， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
44) 堀越義一 :
  層状含銅硫化鉄鉱鉱床， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
45) 渡和武男・立見辰雄 :
  層状含銅硫化鉄鉱床の成因論， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
46) 渡和武男・関根良弘 :
  岩漿作用と鉱床の生成， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
47) 西尾滋 :
  鉱山地質学， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
48) 神山貞二 :
  線構造問題，鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
49) 堀越義一 :
  線構造と鉱床， 鉱床学の進歩（渡和武男編）， 1956
50) 小島丈児 :
  三波川帯， 鈴江醇還暦記念論文集， 1956
51) 堀越義一 :
  別子式鉱床， 鈴江醇還暦記念論文集， 1956
52) 土井正民・石川順一・平田洋一 :
  四国中央部結晶片岩帯の地質構造と佐々連鉱山付近の鉱床について， 鉱山地質，Vol. 6，No. 19， 1956
53) 小島丈児・秀敬・吉野言生 :
  四国三波川帯におけるキースラガーの層序学的位置， 地質学雑誌，Vol. 62，No. 724， 1956
54) 渡和武男 :
  日本の層状含銅硫化鉄鉱鉱床並びに層状マンガン鉱床の成因について， 鉱山地質，Vol. 7，No. 24， 1957
55) 四国通産局 :
  四国鉱山誌， 1957
56) 堀越叡 :
  佐々連鉱山の線構造と鉱床の形態， 鉱山地質，Vol. 8，No. 27， 1958
57) 礒見博 :
  20 万分の１地質図幅「高知｣， 地質調査所， 1958
58) 今井秀喜 :
  西南日本外帯における層状含銅硫化鉄鉱床とマンガン鉄鉱床の成因 及びそれにの連する一，二の問題， 鉱山地質，Vol. 9，No. 33， 1959
59) 土井正民 :
  佐々連鉱山付近の地質と佐々連鉱床群について， 鉱山地質，Vol. 9, No. 35， 1959
60) 平田洋一 :
  佐々連鉱山の地質と鉱床， 日本地質学会 66 年会鉱床討論会講演， 1959
61) 渡和武男 :
  層状鉱床の成因論と探査， 日本鉱業会誌，Vol. 75，No. 855， 1959
62) 土井正民 :
  別子および佐々連鉱山の地質構造と鉱床の層準及びそれに伴なう探鉱， 日本鉱業会誌，Vol. 75，No. 855， 1959

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

# MISHIMA

Kōchi， No. 41

By MASATAMI DOI (Written in 1959)

## Abstract

### TOPOGRAPHY

The Mishima sheet covers an area lying in the central part of Shikoku. This area has chiefly the rugged mountains located in the central part of the towering mountain range cutting across the main island of Shikoku in eastwesterly direction and partly the coastal range not far from the sea on the north coast.

### GEOLOGY

The area is divided into two tectonic zones, the Inner and Outer, by the Median Dislocation Line running in east-west direction on the northern part of this sheet. The Inner Zone consists of the Izumi group and the Outer Zone, of crystalline schists of the so-called "Sambagawa metamorphic zone".

#### Sambagawa metamorphic zone

Stratigraphy : The metamorphic zone is divided into the following formations

  upper |  | Tomisato formation
  Minawa formation
  Koboke formation
  Kawaguchi formation
  lower | Ooboke formation

The Tomisato formation consists mainly of spotted black schist, intercalating several layers of spotted green schist, spotted schistose sandstone, quartz schist and rarely lenticular limestone.

The Minawa formation is mostly composed of green schist, quartz schist, and black schist intercalating schistose sandstone. With regard to the metamorphic grade of this formation, the spots generally increase their quantities toward upper horizon, but on the contrary, lower horizon has no spots because of the low grade of metamorphism. This formation inserts a great many cupriferous pyrite deposits, especially in the middle of the formation where the large deposits are found.

The Koboke formation consists mainly of schistose sandstone, intercalating black schist.

The Kawaguchi formation is mostly composed of green schist, black schist and schistose sandstone. In the beds of green schist several small cupriferous pyrite deposits are located and sometimes pyrrhotite ores are found in the deposits.

The Ooboke formation consists of schistose sandstone and schistose conglomerate, being spread in thin layers.

Structure : There is an anticline plunging west in the north and a syncline in the south, and consequently the upper formations are distributed in the west and the lower formations occur as the core of anticlinal zone in the east. There are two faults parallel to the above-mentioned folding axes and these faults may be derived from the Median Dislocation which may have occurred at the time of Median Dislocation. In addition, across these faults there is a fault trending towards NE - SW.

Metamorphic rocks : Black schist is mainly of graphite-albite-sericite schist. In the middle - high grade metamorphic zone, that is the Tomisato and the upper - middle Minawa formation, albite porphyroblasts are scattered on the schistosity plane showing the spots of about 0.2～0.3 mm in diameter.

Green schist is found in various combinations. In the high grade metamorphic zone, green schist showing dark green color is composed of albite spots and occurs as albite-epidote-hornblende schist consisting of hornblende, epidote, clinozoisite and others. The aggregation of the spots in band is occasionally observed. In the middle grade metamorphic zone, green schist is represented by actinolite-epidote-chlorite schist carrying albite spots arranged mostly parallel to the schistosity. In the low grade metamorphic zone, green schist is represented by actinolite-chlorite-epidote schist carrying graucophane occasionally. Albite never occurs as spots of porphyroblast.

Quartz schist is observed in many varieties throughout this metamorphic zone as follows :

  Sericite-quartz schist
  Epidote-quartz schist
  Hematite-magnetite-quartz schist
  Piedmontite-quartz schist
  Piedmontite-hornblende-calcite-sericite-quartz schist
  Garnet-quartz schist

Schistose sandstone is gray, bluish gray or brown in color. The rocks belonging to the Ooboke and the Koboke formations are composed of quartz, sericite and black carbonaceous rocks. In the high grade metamorphic zone, the rock is composed of porphyroblastic albite, quartz, sericite and carbonaceous rocks, a few garnets, epidote, muscovite, clino-zoicite, tourmaline and others.

#### Izumi group

This group is divided in descending order as follows, within an observable scope.

1. Upper alternation of sandstone and shale
2. Shale member accompanied with sandstone
3. Lower alternat ion of sandstone and shale accompanied with acidic pyroclastic rocks

Fossiliferous strata are absent within this sheet-map area, but this group presumably corresponds to the lower Hetonaian and the lower half of the upper Hetonaian of Japanese stratigraphic classification of Cretaceous, judging from the occurrence of Inoceramus balticus BÖHM, I. balticus var. toyajoanus NAGAO and MATSUMOTO, and I. cfr. ezoensis YOKOYAMA in this group developed in "Kan-onji" sheet-map area, situated on the northern realm.

Lower alternation of sandstone and shale : This member is mainly composed of sandstone and shale and occasionally inserted with acidic pyroclastic rocks, such as tuffaceous rocks, tuffaceous sandstone and tuffaceous shale. Sandstone is generally dark gray in color, dark bluish green in the fresh condition and medium to coarse grain in size, consisting almost of quartz and plagioclase. Shale is generally black in color. Tuffaceous shale affected by the weathering is sepia in color, and rarely whitish gray.

Sandstone is rather predominant than shale in the lower part of this member, and intercalations of tuffaceous rocks are frequently observed in the middle part of this member.

For the sake of complicated structure, lithological sequence and thickness of this member are hardly established and calculated. However, the thickness may be estimated to be more than 3,000 m.

Shale member : This member is mainly composed of black shale, but sometimes of alternations of predominant shale and sandstone, and is rately intercalated with tuffaceous shale. Tuffaceous shale forms frequently the onion structure by the weathering. Sandstone in black shale member is dark green in color, fine to medium in size, compact and hard, and forms graded bedding in some cases. The thickness may attain over 500 m.

Upper alternation of sandstone and shale : This member conformably overlies just described shale member and consists of alternation of sandstone and shale in general, but is mainly composed of sandstone in some places. Sandstone is fine to coarse-grained, dark gray in color, and turns greenish brown or brown by the weathering. The basal part of this member is mainly composed of fine sandstone, and characterized by intercalation of several layers of acidic tuff of dark gray in color.

#### Fan deposits

The deposits are distributed on the northern side along the Median tectonic line toward the west from Kawaguchi, Kawanoe-shi.

They consist mainly of sand and gravel which are usually various kinds of schists supplied from the hinterland.

Gravels are cobble to boulder-sized and are of angular shape in general. Although there are none of effective data for the determination of geologic age, the deposits may belong to the middle Pleistocene.

#### Alluvium

It consists of sand, clay and gravel, and is distributed along river, coast and the northern side of fan deposits just described above.

### ECONOMIC GEOLOGY

#### Copper ore

Many cupriferous pyrite deposits are found in the Sambagawa metamorphic zone. These deposits occur in bedded form parallel to the schistosity of the country rocks. The ore deposits are considered to be syngenetic with the submarine volcanic activities in the Sambagawa geosyncline, and as a result to be deformed by orogenic movement and dynamo-metamorphism after the deposition of ores. The ore is massive, fine-grained and generally associated with the banded ore formed by impregnation. Ore is cupriferous pyrite, mixed with chalcopyrite, bornite and zincblende.

Sazare mine is located in Mishima city, Ehime prefecture. The ore deposits are found in a series of spotted green schist belonging to the Minawa formation and lie on the south limb of the main anticline called the Yakushi anticline. Both sides of ore bodies can be traced for distance of about 2,500 m. In 1960, the Sazare mine milled nearly 186,000 tons of copper ore grading 1.8 percent copper and 19 percent of sulphur.

Shingu mine is situated in Shingu village, Ehime prefecture. The ore deposits are found in a layer of non-spotted green schist belonging to the Kawaguchi formation and lie on the north limb of the Yakushi anticline. The form of ore body shows a pole having the short strike and the ore shoot of over 1,200 m, being parallel to minor folding axes of the country rocks. In 1960, this mine produced 26,000 tons of copper ore grading 1.6 percent of copper and 35 percent of sulphur.

    昭和 39 年 2 月 12 日 印刷
    昭和 39 年 2 月 19 日 発行
    著作権所有 工業技術院 地質調査所

    (C) 1964 Geological Survey of Japan