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Index　一章　二章　三章　四章

第二章

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1 神奈川県最南端の地――城ヶ島（じようがしま）の地層見学――　top
　　
　みどころ
　城ヶ島は東京に近く、古くは源頼朝の伝説から、北原白秋ゆかりの地として、私たちに広く親しまれています。
　このコースで見られる地質は、1000万年前の三浦層群と関東ローム層ですが、三浦層群の、褶曲（しゅうきょく）、断層、地層の逆転、炎状構造などが見られます。
　皆さんはこのような地層を見学しているうちに、大地は動き、生きていることに気づき、きっとロマンの世界に誘いこまれることでしょう。

　地形図　2万5000分の1　三浦三崎
　交　通　京浜急行・三崎口駅下車。京急バス城ヶ島行きで→30分→白秋碑前下車
　コース　白秋碑前→400m→亀ノ子島→250m→水っ垂れ→300m→安房崎→550m→城ヶ島公園駐車場→30m→展望台→400m→海鵜展望台→200m→馬の背洞門→900m→城ヶ島灯台→300m→金作商店前→300m→バス発着所

　水っ垂れの泉�A　
　�@の崖から、海岸にそって岩場の細い道を250mほど行くと、清水がこの道を横切って流れています。
　これが名所になっている「水っ垂れ」です。
　昔、源頼朝はこの水で茶をたて、硯（すずり）の水にもちいたと伝えられ、白秋は「水っ垂れの岩のはざまを垂る水のせうせうとして真昼なりけり」とうたっています。
　この清水は、岩の割れ目から、したたり落ちている水で、1日に1．3〜数立方メートル、多いときは65立方メートル湧きでています（図2-1-3）。

　安房崎波食台�B
　�Aの泉から岩場の細い道を100mくらい行くと、急に広々とした岩場にでます。
　この岩場は、波によって岩がたいらにけずられてできたので「波食台」とよばれています。
　ここで見る地層は、うねりながら、曲がりくねって海の中に消えています。
　かたい岩が飴のように曲がっている様子を見ると、自然界の力の大きさにおどろかされます。

　上と下の地層のさかいには、約1000万年という長い時間の空白があり、この間に、地層の隆起、沈降、褶曲、断層など、いろいろな地殻変動のドラマがあったのです。
　展望台は、三崎面と同じ高さで、現在展望台が立っている場所も、6万年前には海の底にあったのです。
　いま一度、海のむこうを見てください。　三崎面より遠くにやや水平な面が見えますが、これは、約8万年前に波食台であった「小原台面」です。
　石油タンクの後から右側に続いている急な崖は「波食崖」（または「海食崖」）とよばれていて、波によってつくられた崖です。

　海鵜展望台�D　
　駐車場をでて100mくらい行くと左側に細い道があります。
　この細い道をさらに200mくらい行くと海鵜展望台があります（図2-1-1の�D）。
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　ここから、東南東方向の崖を見ると、下に白く見える部分がありますが、これが三浦層群で、上に見える赤褐色の土がローム層です（冬期には海鵜のほかにもなん種類かの水鳥が観察されます）。

　逆断層�F　
　植物を見学しながら岩盤の上を300mほど行くと、右側の崖に小さな沢があります（図2-1-1の�F）。
　この沢の左側の地層には黒粒（スコリア）が右側の地層には白い軽石が入っているので、地層の違いがわかります。
　この地層のさかいが、大きな逆断層になっています。
　逆断層とは、この崖の場合のように、断層面の上側の地層が下側の地層に対してずりあがっているような断層のことです。
　近くで見ると、2〜3cmの粘土層が右から左に傾いていることがわかります。
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　この粘土は、断層ができるときに、岩盤がくだかれて粘土状になったもので「断層粘土」とよばれます。

Ｂ　級化層理（クレーディンク）とスランピング　堆積物がかたまる前に、地震などによって海底の斜面を急にすべりおりて堆積したもの。
Ｃ　鍵層　広い範囲に分布し、ほかの地層とはっきり区分することができる特徴のある地層で、ここでは、ピンク色の凝灰岩（ぎょうかいがん）層ですが、炎状構造をもっだ地層も重要な鍵層になります。
Ｄ　割れ目と断層　割れ目は、地層が二つに分離されている状態で、　断層は、その割れ目にそって地層がずれている場合をいいます。

　Ａ　単斜構造　地層がたまるときは、水平に溜まりますが、そのあとの地殻変動で地層が傾きます。
　　その傾きが一つの方向だけの場合を単斜構造といいます。　ここでは、南に60°らい傾いています。
　Ｂ　互層　砂や泥などが、交互にくりかえしながら地層をつくっている場合に、この地層を「互層」しているといいます。
　　この付近では互層がよく見学できます。
　Ｃ　差別浸食　この付近の互層している地層を見ると、かたい砂岩の部分がでっぱり、軟らかい泥岩だけが浸食されてへこんでいます。
　このような状態を差別浸食といいます。
　波の差別浸食の結果、波食台の互層は鬼の洗濯板のようになります。
　見学はこれでおしまいです。
　金作商店前から商店街を300mほど歩き、バスの終点より、京浜急行の三崎口まで戻ります。
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　まとめ
　このコースでは、大自然の力によって水平に溜まった地層が傾いたり、曲げられたり、断層でくい違ったり、いろいろな形に変化している様子を見学できたと思います。
　機会があったらもう一度、�Hの付近を半曰くらいかけて見学してみてください。　きっと新しい発見があると思います。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　＜長浜春夫＞

［参考資料］
�@『海辺の植物』三浦市教育委員会発行
�A『ウミウとクロサギ』横須賀市博物館発行
�B『天神島の海岸植生』横須賀市博物館発行

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2．活断層を見る――三浦半島の南下浦（みなみしたうら）断層―― top

　この断層は、新しい地層の上に古い地層力仟のしあかってjいる逆（ぎゃく）断層とよばれるタイプのものです。
　海水浴のメッカ三浦海岸にも近いので、夏休みの間なら、海水浴のついでに断層見学ができます。
　
　地形図　2万5000分の1　浦賀
　　　　1万分の1　三浦海岸
　交　通　京浜急行・三浦海岸駅下車。剣崎行きバスにて「役場下」下車

　バスをおり、三浦海岸駅の方に500mくらい戻ると、道路の左側に図2-2-2のような崖があります（図2-2-1の×印）。
　この崖で見られる断層が南下浦断層です。
　この崖をスケッチしたのが図2-2-3で、ここでは断層面がひらいて「割れ目］になっているので、大変わかりやすいのが特徴です。
　スケッチでは、右側の宮田層を左側の初声層がおおっていますが、初声圈は三浦層群に属する第三紀の地層、一方のおおわれている宮田層の方は、相模層群に属する第四紀の地層ですので、初声層よりも数百万年も新しいことになります。
　どうしてこのように新しい地層の上に古い地層がのるようになったのでしょうか。
　この断層付近を調べた結果、つぎのようなことがわかってきました。
　宮田層が堆積しはじめた50万年ほど前までは、南下浦断層の活動によって、崖の右側（北側）が左側（南側）よりも500mくらい高くなっていました。
　ところが、宮田層が堆積しはじめた頃からのちは、逆に南側のほうが高まりはじめ、現在までの間に北側にたいして20〜40mほど南側のほうが高くなってしまったのです。　しかも約5万年前に東京軽石が降り積ってからでさえ、20mほども南側が高くなっているのです。
　この断層は東西方向にのびており、南に80°くらい傾斜しているので、普通に考えれば断層の傾斜している方向に（南側が）低くなっているのが自然なのですが、実際は逆に南側のほうが高くなっているのです。
　それで「逆断層」とよぶのです。
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　しかも、断層の南側は、前にも記したように、宮田層が堆積しはじめてからのちに20〜40mも高くなったので、新しい宮田層の上に古い初声層が「のしあがって」いるようになっているのです。
　この断層が動きだしたのは今から50万年前よりもはるか以前ですが、5万年前の東京軽石層ばかりか、3万年前の火山灰さえも切っています。
　つまり、この断層はいまなお活動していると考えてよいわけです。　このような断層を［活断層］とよぶのです。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　＜岡　重文＞
　3．古都鎌倉の自然をたずねて top

　浦郷層は、灰色の砂岩で軽石が混じっています。
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　地域によっては、風化してあまりかたくない砂層になっていたり、れき岩などを含んでいたりしていて、ときには貝化石も見られます。
　この地層は、市の西部・笛田（ふえだ）・鎌倉山の頂上、北鎌倉駅、朝比奈（あさひな）切り通しで見られます。
　化粧坂（けわいざか）では、池子層と浦郷層との不整合が見られます。
　浦郷層は交差した葉理* （ようり）が目立つので、浅い海の底に溜まったと考えられます。
* 葉理（ラミナ）とは、地層の中に見える細かい縞模様のことです。
　この模様は、地層がたまるときに、波や流水の力によって砂粒の大きさのちがうものが溜まったり、また、波や流水の方向により、溜まり方が違ったりするためにできます。
　このようにして溜まった地層の断面を見ると、木の葉を重ねたように見えるので、この名前があります。
　木の葉の重なりかたで地層の境目に「平行な葉理」や互いに「交差した葉理」（斜交葉理またはクロスラミナ）があらわれます。

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　野島層は、灰色から暗灰色の砂岩とシルト岩で、軽石や火山れきが混じっています。
　また、軽石や火山灰だけがか溜まった凝灰岩（ぎょうかいがん）もあります。
　砂岩には、交差した葉理（クロスラミナ）が見られます。
　この地層は、市北部の山崎、山ノ内、六国見山などで見ることができます。
　大船層は、明るい灰色のシルト岩で、薄い軽石層や砂層を挟み、貝化石も見られます。
　この地層は、市北西部の大船駅付近一帯で見られ、大船観音は大船層の上にあります（第1章3．、 25〜40ページ）。

　地形図　1万分の1 鎌倉、大船、逗子
　　　　　 2万5000分の1　鎌倉、戸塚
　交　通　JR横須賀線・江ノ電・鎌倉駅下車
　コ−ス　Ａ　鎌倉駅→650m→佐助ずい道→700m→銭洗弁天→300m→化粧坂→900m→亀ヶ谷（かめがやつ）→1100m→北鎌倉駅
　　　　　　Ｂ　鎌倉駅→バス13分→十二所神社→5分→朝比奈切り通し
　　　　　　Ｃ　鎌倉駅東口→バス7分→杉本観音→700mm→釈迦堂切り通し

　Ａ．鎌倉駅西〜北部の地層の重なり（図2-3-2）

　トンネルから岩屋一帯は暗灰色の砂岩ですが、この砂岩には、白色で小粒の軽石がたくさん混じっています。
　また、黒色で薄いスコリア層が挟まれているので、泥層は横縞になっています。　この地層は池子層です。

　時間があれば、北鎌倉駅裏側の崖も見学する価値があります。

　北鎌倉駅の裏の崖�D　
　北鎌倉駅近くの円覚寺入口から、横須賀線の踏切を渡り、線路にそう駅裏の道を100mくらい行くと、トンネルがあります。
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　このトンネルをつくっている地層は、砂まじりの白色軽石と、軽石まじりの砂層からなっている浦郷層で、北側に約2°傾いています。
　この地層には葉理が目立ち、浅い海の底に溜まった様子を示しています。

　この崖は角ばったれき岩で、れきが軽石などの火砕物にかこまれています。
　断層もあるので観察しましょう。　道路には湧き水が流れているのでいつもぬかっています。
　湧き水がなくなるとまもなく峠です。　�Dの峠には「やぐら」がたくさんあります。
　峠の崖は、褐色の砂岩で軽石層を挟んでいて、葉理もたくさん見られます。　この地層は野島層で、約20°北に傾いています。
　この傾きからみて、坂の入口で見た浦郷層の上にのっていることがわかります。
　浦郷層と野島層は連続してたまっているので、そのさかいは整合ということになります。
　この峠は鎌倉市と横浜市とのさかいで、横浜市（東）側におりると約3kmで金沢八景駅につきます。

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　4 波と潮のながれと地殻変動の産物――江の島の自然をさぐる―― top
　　
　みどころ
　｢真白き富士の嶺緑の江の島｣とうたわれた江の島は、東京から約1時間と近く、海岸の散策や釣り、そして近ごろはサーフィンやヨツトとにぎわっています。
　今日はこの｢江の島｣をたずねて、自然にふれてみましょう。観察のポイントはつぎの三点です。
�@　地形的には片瀬海岸と江の島が砂州でつなかっており、島は高さ60mにもおよぶ険しい海食崖で囲まれ、その下には関東大地震のときに1m程度隆起して生じた海食台があり、教科書にもつかわれています。
�A　地層としては聖天島（しょうてんじま）の互層（ごそう）と、島の南側の黒っぽい凝灰質の地層（葉山層群）。
また島の上部をおおっている関東ローム層などがみられます。
�B　江の島の生物相。（1）は島の南側と西側の岩礁地帯の海の生物、（2）は島に生き続けている自然に近い植生の林で、特に｢熱帯植物園｣は、島の植生のうえでも興味ある自然景観をみせてくれます。

　地形図　1万分の1（または2万5000分の1）江ノ島
　交　通　小田急線・片瀬江ノ島駅、江ノ電・江ノ島駅、または湘南モノレール・湘南江ノ島駅下車（小田急の駅が一番江の島に近い）
　コース　江ノ島駅→400-700m→弁天橋→50m→鳥居→50m→恵比寿屋旅館裏→200m→聖天島→250m→南浦の海蝕台→700m→鳥居→50m→江ノ島郵便局→150m→天山台→100m→西町→200m→辺津宮→250m→江ノ島植物園→300m→山二つ→200m→奥津宮稚児ヶ淵→700m→植物園→600m→弁天橋→600-900m→江ノ島駅

　恵比寿屋旅館裏手の崖�@　
　弁天橋を渡ると、左手の広い自動車道は左に折れヨットハーバーの方に行きますが、まっすぐ島の方にはいると青銅の鳥居があり、その先が江の島神社中津宮につらなる中心街西町です。
　こちらはあとで見学することとして、青い鳥居のところを左手に曲かって狭い道にれが昔の道）を歩くとすぐ、小さな｢江の島観光案内所Jがあり、[恵比寿屋旅館]の駐車場につきます。　そして旅館の裏手に地層が見られます。
　人家の裏なので、ハンマーでたたいてみるわけにはいきませんが、全体として黒っぽい地層と黄色っぽい地層が交互に重なっています（互層）。
　黒っぽい地層は凝灰岩（火山灰などがかたまった岩石）で、スコリアとよばれているコークスのような火山噴出物がかたまってできたものです。
　黄色っぽい地層は小さな軽石をたくさん含んだシルト質の砂の層からできています。
　この地層は｢江の島シルト岩凝灰岩互層｣とよばれている地層の一部です。
　この地層はつぎの聖天島でゆっくりと観察できるので先へ進みましょう。
　この人家の端に｢延命寺｣という小さなお寺（墓地）があり、ここでも同じ地層の続きを見ることができます。

　断層により岩のもろくなった部分が波により浸食されたものです。
　これから先には進めませんが（島の上、奥津宮からおりられる）、岩屋洞窟（海食洞）が二つ開口しており、第一の岩屋は長さ145m、 第二は71mあります。
　1971年（昭和46年）に第一岩屋入口付近で崩落事故があり、それ以来閉鎖されています。
　しかしこの岩屋は観光資源とし重要な存在であるため、島の活性化をめざし近い将来再開される予定だといわれています。

　竜口寺れき層�C　
　もときた道を戻って、青銅の鳥居をくぐると島の中心街西町です。
　入口の左側に［恵比寿屋］という古くからの旅館の玄関前には井戸があり、水にとぼしい島の生活に役立ってきました。
　断層線にそう湧き水であると考えられています。
　土産物店のならぶ街を鳥居から100mほど進むと左手に「江の島郵便局」があり、さらに30mほどのぼると島の西浦漁港に通じる右手に折れる道があります。
　海岸におりる右手に「天台山」（図2-4-1の�C地点）とよばれる小さな丘があります。
　この天台山のふもとには、傾いた葉山層群の上に竜口寺れき層が見られます。
　この地層は水平で、れきの大きさは5〜6cmくらいのものがもっとも多いようです。
　このような葉山層群とれき層の関係を不整合といっています。さらにこのれき層の上には赤褐色の関東ローム層が見られます。
　西浦港におりると葉山層が見られ、干潮のときは岩礁（これも海食台）づたいに「稚児ヶ淵」〜「岩屋」の方に行くこともできます。

　いずれも白〜黄色の軽石ですが、下から二番目の軽石層がもっとも厚く目立ちます。　
　この軽石層はくわしく見るとさらに四枚に区分することができます。
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　全体として灰白色の軽石粒からなっており、厚さ70cm にたっします。
　このうち上部10cmは橙白色の軽石からなり、なかに青色の大きさ7〜8mmの岩片を含んでいます。
　これが南関東に広く分布している｢東京軽石層｣です。
　箱根火山が新期カルデラをつくるときに噴出したもので、約5万年前のものとされています。
　この東京軽石層から45cmほど下に、厚さ10cmの黄白色の軽石層が見られます。
　これは黒い粒の入り方や粒の大きさ、東京軽石との関係から三浦軽石層と考えられます。
　東京軽石層より上に、二〜三枚の軽石層がありますが、これは神山や駒ヶ岳など箱根火山の中央火口丘ができるときに噴出した軽石だと考えられます。

 ［参考文献］
 �@広崎芳次監修『四季の海浜』地人書館（江ノ島、湘南）

　血洗川東の波食台で　
　西湘バイパスをくぐるトンネルをぬけて、海岸にでます。
　海岸にでたら、東側へ250mほど歩きます。
　そこには、砂浜の中に岩石の露出したところが見られます。
　これは、大磯層からできている波食台で、今日二番目の地点です。
　この付近には血洗川という小さな川があります。
　この地点では、大磯層の砂質シルト岩と火砕岩との互層が見られますが、�@地点にもまして、火砕岩が多くはさまれています。
　スコリアや軽石・火山灰などがかたまってできた岩石を火砕岩といったり凝灰岩といったりしています。

　化石がこのような溜まり方をしている場所を化石床とよびます。
　れき岩中の貝化石には、殼の厚い二枚貝が大変多く見られます。
もっとも多く見られるのは、ダイニチフミガイとキシュウクマキガイ、イイヅカビノスガイなどです。
　キサゴの類やタマガイ、エゾバイ、ミガキボラなどの巻き貝なども見られます（図2-5-4）。
　イイトミミナミウチツキヒガイやミウラニシキ（第二章6．175ページ参照）などは、まれにしか産しませんが、これらの化石から大磯層の溜まった時代は、 600万年くらい前の中新世の後期と考えられます。
　運のよい人は、この中からカルカロドン・メガロドンとよばれている大きなサメの歯をみつけることができるかもしれません。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　＜長田敏明＞

　鐙摺の不整合は、葉山層群と三浦層群との境目の不整合で、日本列島のおいたちを考えるうえで非常に大きな意味をもっているものです。
なお、現在では、ほとんど化石をとることはできません。
　逗子市浄水管理センター前の波食台�A　　鐙摺の切り通しに戻って葉山マリーナのほうへむかいましょう。　
　2、3分歩くとむかって右側に児童公園が見えてきます。

　防波堤付近�B　
　もときた鐙摺からくる広い道をしばらく歩くと右手にヨットハーバーが見えてきます。
　これが葉山マリーナです。　日本のヨットの発祥地といわれています。
　ここまでは、�A地点から歩いて10分くらいです。
　ここのわきの道から海岸にでてみましょう。
　海のなかに、つきでている防波堤が見えます。
　ここが、めざすつぎの地点です。　葉山マリーナからさらに歩いて10分くらいです。
　防波堤の北のほうを見ると砂岩と頁岩の互層が見られます。　戸根山砂岩頁岩互層とよばれる地層です。
　この互層には、しばしば、スランプ構造とよばれる海底の地すべりの跡が見られます。
　砂岩がちょうど炎のようになって変形しています。
　これは、地層が充分にかたまるまえに、一旦たまった地層が動かされてそうなったといわれています。
　防波堤付近では、かたい砂岩・泥岩となります。
　地層の構造がどうなっているのかを知るために地層の走向や傾斜を測ってみましょう（272ページ参照）。
　地層は、大体東西方向に並んでいます。

　森戸岬の地層観察�C　
　海岸ぞいに20分くらい歩いていくと目のまえに神社の建物が見られます。
　これが森戸神社ですが、この神社のまわりの海岸には、森戸泥岩層という大変かたい地層が見えます。
　この地層からは、ほとんど化石がみつかりません。　葉山層群の一番下の地層です。
　地層の傾斜は非常に急でほとんど垂直にたっています。
　また、この森戸岬には、植物にも神奈川県の天然記念物に指定されているビャクシンという有名なものがあります。
　ひまがあったらそちらのほうも見てください。
　森戸岬から南方を見ると海のほうへつきでた岬や岩礁が見られます。
　その先の島には、鳥居があります。
　これが菜島で、鳥居は、海の安全を祈ってつくられたものなのでしょう。

図2-6-4　潮だまりで磯の生物が観察できる芝崎付近の波食台

図2-6-5　岩礁の潮だまり付近に群れるタマビキ

　芝崎の磯の観察�D　
　海岸ぞいに真名瀬の漁港を通り10分ほど歩いていくと前方に背骨のように岩が海中にのびている岬が見えます。
　これが、芝崎です。　潮の様子を見て磯の生き物の観察をしてみましょう（図2-6-4）。
　一番潮の引いたころをみはからって波打ちぎわにおりてみましょう。
　砂利がゴロゴロしています。　　この石の間には、アサリやヤドカリがすんでいますがら探してみてください。
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　場合によっては、今晩の味噌汁の具がとれるかもしれませんね。
　波打ちぎわから少し離れたところの岩場には、フジツボやヒザラガイなどが群れをなしてすんでいます。
　また、岩場を自由に動きまわっているカニの姿や、動きはおそいですが、ユーモラスな形をしたヤドカリを見ることができます。
　海岸の磯のくぼみにはタマキピという1cmくらいの小さな巻き貝をみつけることがきでます（図2-6-5）。
　この貝は大変にかわった貝で、とってきて、コップの海水にいれてしばらくほうっておくと、ほとんどの貝が海水中からでてしまいます。
　きっと海水がきらいな貝なのでしょうね。
　このあたりの地層は、葉山層群の砂岩（さがん）層からできています。
　磯の生き物の観察がすんだら、つぎの地点をめざしましょう。

　7　褶曲（しゅうきょく）山脈の地下をのぞく――西丹沢・中川付近の地質ハイキング―― top

　まず中川へ　
　新松田を出発したバスは、東名高速道路の高い橋をくぐるとまもなく酒匂（さかわ）川ぞいの国道246号線と分かれ、河内（かわうち）川にそって走ります。
　丹沢山地と足柄山地とを境する神縄（かんなわ）断層が通っている神縄を通過し、左手前方に三保ダムを見ながら急坂をのぽり、トンネルをぬけると、視界が急にひらけ、丹沢湖のほとりにでます。
　バスは、一旦丹沢山地の登山基地の一つである玄倉（くろくら）に立ちよったあと、Ｕターンし、今度は丹沢湖を右手に見ながら三保ダムを渡り、やがて、信玄のかくし湯といわれる丹沢山麓の温泉地の一つ中川につきます。
　ひと昔前までは、三保ダム付近から観察できたのですが、今では道路の整備がゆき届きすぎて何も見られなくなってしまいました。
　それでも、神縄付近までの酒匂川や河内川の河床には、第二章9に案内のある足柄層群の傾いた地層が露出している様子を、車窓から眺めることができます。

　中川温泉付近の河床（岩畳）の観察�@　
　中川のバス停でおりたら、右手の急坂道を下の広場（中川行きのバスだとここが終点になる）までくだり、さらにそこから急な坂道づたいに河岸までくだってみましょう。

　それらの岩石が、山地が隆起するときの強い圧力で押しつぶされ、鉱物が新しく生まれかわって（変成鉱物とよばれる鉱物が再結晶して）できた岩石です。
　前に記した緑泥石や緑簾石、角せん石などの変成鉱物は、いずれも地下深くの強い圧力にも耐えられるように細長いか、または平べったい結晶をしており、その上、それらの鉱物が岩石の中にすだれや海苔（のり）のように、薄く平行に並んでいるため、その並びの境目にそって、薄く一定方向に割れやすい性質（片理という）をもつようになったものです。
　図2-7-2のサツマイモのような形の岩は、地層が圧力で押しつぶされた時に、弱い部分がわきにはみだし、ふくらんでできたもので、ブーディン構造とよばれています。
　時間に余裕があれば、すべらないように足元に気をつけながら、左岸にそって上流に見えるえん堤の付近まで岩畳を歩き、縞模様の変化や割れ目（片理面）の傾きの変化などを観察してみましょう。

　橋の手前左（上流側）から石垣をおり、えん堤の下あたりまで河原を歩いてください。
　�Aの沢の河原では、結晶片岩のれきに混じって少しばかりころがっていた白いれきが、ここでは河原のれき全体をしめていますね。
　谷壁の崖をつくっている岩石とは見かけの色が違うので、少しとまどうところですが、同じ石英せん緑岩です。
　白い石の地をつくっているのが斜長石、黒〜暗緑色の長四角（短冊形）の結晶が角せん石、形の不規則な黒い大きな結晶で、ナイフなど、とがった金物の先でつつくとはがれるのが黒雲母です。
　よく観察すると、角せん石や黒雲毋などの黒色鉱物が一定方向に並んでいる様子も確かめられます。
　なお、ルーペなどでくわしく観察すると、白い斜長石の地に混じって、やや黒ずんだ透明なまるい感じの石英も確認できます。
　元気のある人は、右岸側のやぶをかき分けて、石英せん緑岩と結晶片岩（角せん片岩）との接触部を探してみてください。
　うまく探しあてることができれば、図2-7-5のbのような境界が、見られるはずです。
　なお、橋の下流左岸側にわずかに残された崖では、石英せん緑岩のなかに、たくさんの角せん片岩のブロツクが取り込まれている様子（捕獲岩、ゼノリス、などとよばれる）が観察できます（図2-7-5のc）。
　このことは、石英せん緑岩が、あとから結晶片岩の中に割りこんだことを示します。

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　大滝沢出合�C　
　箱根屋沢出合から上流へ1kmほど歩くと、また左手から大きな沢が合流してきます。
　城ヶ尾（じょうがお）峠で県ざかいをこえて山梨県の道志（どうし）村へと通じる東海自然遊歩道が通っている大滝沢です。
　沢におりて、付近の岩石を観察してみましょう。
　ここで見る岩石は、今まで見てきた石英せん緑岩とくらべると、ずっと黒っぽい色をしていますね。
　これは「はんれい岩」といわれる岩石で、やはり花崗岩や石英せん緑岩の仲間です。
　ただし、角せん石や同じ仲間のカミッグトンせん石とよばれる黒い鉱物が多く含まれているため、このように黒く見えるのです。
　このはんれい岩は、元々は地下深くにあったのですが、石英せん緑岩のマグマにとりこまれて一緒にのぽってきた非常に大きな捕獲岩だと考えられています。
　細い割れ目がたくさん発達しており、その割れ目にそって、石英せん緑岩の熱いマグマが脈になって入り込んでいる（岩脈）様子が観察されます。

　西丹沢自然教室�G　
　今日の見学の終点は、大石キャンプ場からさらに1kmほど上流に進んだ［西丹沢自然教室］です。
　もと、ここには県営の山荘があったのですが、 1970年（昭和45年）7月の犬水害で流されてしまいました。
　そのあとに建てられたのが今の自然教室の建物です。
　入口前の庭や室内には、丹沢山地の代表的な岩石が展示されています。
　片面がきれいに磨かれているので、なかに含まれている鉱物の様子などがよく観察でき、今日のコースで観察したことのまとめに役立ちます（図2-7-9）。
　なお、展示されている岩石は、石英せん緑岩・はんれい岩・粗粒玄武（そりゅうげんぶ）岩・角せん石安山岩・角れき化した玄武岩質溶岩（以上火成岩）、緑色片（りょくしょくへん）岩・含菫青石（がんきんせいせき）ホルンフェルス・含ベスブ石結晶質石灰岩（以上変成岩）などです。
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　なお、最後の2種類の変成岩は、凝灰岩（火山灰などがかたまってできた堆積岩）や石灰岩が、石英せん緑岩のマグマの熱で変成してできた岩石で、ともに、自然教室よりもさらに上流の地域に分布が知られているものです。
　建物の中には、このほかにも丹沢大山国定公園の岩石や動植物について、写真や模型による展示・紹介が行われており、ミニ博物館の役割をはたす施設となっています。
　ここから、再び西丹沢のバス停まで戻り、帰途につくことにしましょう。
　なお、このコースのまとめとなる丹沢山地のおいたちについては、この本の第4章2．を参照してください。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　〈山田誠一・丹沢団体研究グループ〉
［資　料］
　小田急線沿線の交通・接続などについては、小田急からまとまった『時刻表』が季節ごとに発行されており、各駅接続のバスの時刻まで収録されています。

　足柄山地の最高峰、矢倉岳へ　
　標高870m、もっこりとした形は足柄平野からとてもよく目立ちます。
　足に自信のある人は万葉公園からさらに矢倉岳へとむかってみましょう。
　この矢倉岳は、足柄層群に貫入した石英せん緑岩でできています。
　登山道では観察できませんが、北側斜面の沢のなかでは、標高580m付近で足柄層群の泥岩と石英せん緑岩が接しています。
　石英せん緑岩には接触部が細粒になる周縁急冷相が観察できます。
　カヤトの原の頂上からは、箱根・富士山・丹沢の山々が一望できます。
　下りは、スギ林からミカン畑の山道を一気に下ると矢倉沢の集落に出ます。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　＜久津間文隆・長田敏明＞
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　9　丹沢（たんざわ）山地隆起（りゅうき）の履歴書――足柄山地の地層と化石―― top
　　　
　みどころ
　「足柄山の金太郎、熊にまたがり……」と、童謡にもうたわれている足柄山地は、富士・箱根・丹沢などの山々にかこまれた小高い山なみです。  　ミカン畑の広がるこの山々には、固結の進んだれき岩や砂岩、泥岩からできた地層が分布していて、足柄層群とよばれています。
　アユ釣りで、親しまれている酒匂川をさかのぼり、れき岩などの地層や化石を観察しながら、丹沢山地が隆起してきた様子をさぐってみることにしましょう。

　このことは、れき岩が堆積している間に、溶岩が流れこむような火山活動があったことを示しています。
　ここから、地点�Aまでを都夫良野層とよんでいます。

　チャートのれきをみつけよう（鞠子橋付近、図2-9-1の�A）
　対岸へ渡り、鞠子橋へむかって歩いていきましょう。
　途中、輝石安山岩の角ばったれきが基質と区別できないような状態ではいり、その中にグリーンタフのややまるいれきも含まれるようになってきます。
　鞠子橋に近づくと、淘汰のよい（粒のそろった）中〜小れき（10〜2cm大）のれき岩が見られます。
　れきの種類に注目してください。
　今までに見てきたグリーンタフのほかに、1cmくらいのチャートの円れきが含まれています。
　ほかのれきにくらべて表面がなめらかで、すきとおった感じがします。
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　チャートは、丹沢山地には分布をしていませんので、おそらく丹沢山地北方の奥多摩や奥秩父など関東山地に分布している中・古生層から運ばれてきたものと考えられます。

　塩沢層のれき岩の観察（清水橋の上流、図2-9-1の�C）
　さらに上流へとむかい、東名高速道路の谷峨陸橋をぬけると、酒匂川は、北からくる河内川と西からくる鮎沢川に分かれます*。
 * 河原には、ひとかかえもあるような巨大なれきがたくさんあります。
　ここに立ったついでに河内川と鮎沢川の河原の様子をくらべてみましょう。
　河内川は白っぽく、鮎沢川は黒っぽい感じがしませんか。
　これは、河内川の河原には白い石英せん緑岩が多いのにたいして、鮎沢川では、黒灰色の富士山の溶岩が多いためです。
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　今回は河原を左へ、鮎沢川へとむかうことにしましょう。
　水量めl多いときは、少し戻って国道246号線にあがり、直接、諸渕南方�Dまで行くとよいでしょう。
　右岸側の崖に、地層がよく露出しています。　れき岩ですが、今まで見てきたのとどんな点が違うでしょうか。
　この崖でれきの大きさ・種類・まるさ（円磨度）・粒のそろい具合（淘汰度）・れきの間を埋めている物質（基質、またはマトリックス）などを調べてみましょう。
　この崖のれき岩は、白っぽく明るい感じがします。　基質が石英や長石の粒の多いアルコース質砂岩のためです。
　また、れきの種類も、グリーンタフのれきのほかに、白い石英せん緑岩のれきが多く含まれます。
　れきはまるく、大きさもよくそろっています。
　また、れきの長いほうの軸が一定方向に並び、はっきりした層を形づくっています。
　クリノメーターを持っていたら、走向・傾斜を測定してみましょう（272ページ参照）。
　N2『E、 60°Ｗで、地層が北西に傾いていることがわかります。

Ｂ．塩沢の谷で
≪足柄層群上部（塩沢層）のれき岩と神縄断層の観察≫

　塩沢層のれき岩の観察（金山西方、図2-9-7）
　沢をくだり、もとの道に戻り、塩沢の上流へ少しのぼっていくと、左手に採石場の大きな崖が見えます。
　ここでは塩沢層下部のれき岩を観察しましょう。　基質はアルコース質砂岩で、固結度が低いためれきを一つ一つ取り出すことができます。
　れきの種類に注目してください。　丹沢山地のグリーンタフ（緑がかった石）のほかに、Ａコースの図2-9-1の�@・�A地点で観察した足梢層群の下部には少なかった石英せん緑岩のれき（白っぽい石）が目立つようになり、結晶片岩のれきも見られます。
　結晶片岩は、鉱物が一定方向にうすべったくならんだ片理とよばれる構造をもっているため、細かい平行な筋模様があります。
　目をこらしてよくみつけてみてください。
　れき種の組み合わせや割合（組成）は、現在の酒匂川の河原に見られるものとほとんど同じです。
　このようなれき組成のちがいは、丹沢山地の隆起と浸食の過程を反映したものです。

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　特に石英せん緑岩のれきは風化してボロボロになっているものが目立ちます。
　それらはやや角ばったまるいれきで、あちこちに塊（かたまり）をつくるように集まっているのが特徴で、急傾斜の山地から土石流（山津波）として運ばれてきたものと考えられます（図2-9-7）。

　足柄山地と丹沢山地のさかい（神縄断層、図2-9-1の�I）
　さらに塩沢の沢ぞいに、のぼっていくと赤くやけだ石が5mほど続き、れき岩が見られなくなります。
　これよりも上流は、丹沢山地をつくる丹沢層群のグリーンタフです。
この付近で丹沢層群（1500万年前の地層）と足柄層群塩沢層（100万年前の地層）が断層で接しているわけです。
　この断層を神縄断層といい、東方へ松田町まで追跡できます。
　ここでは、残念ながら両者が直接、接しているところは見られませんが、この断層のために、丹沢瘤群をつくっている岩石がくだかれ、おしつぶされて（破砕して）赤くやけでしまっているのです。
　断層面の走向･傾斜はN 80°Ｅ、 60〜70°Ｎと推定で糺急角度で北に傾いた（高角の）逆断層（丹沢層群が足柄層群にのりあげている）です。
　この断層は、伊豆半島が丹沢山地に衝突したときのさかい（フィリピン海プレートとユーラシアプレートのさかい）ともいわれて、近年注目されています。
　しかし、今まで観察してきたように足柄瘤群のれき岩は、すぐ北側の丹沢山地からもたらされたという事実から考えると、遠く離れた南方で形成された地層が、丹沢山地に衝突したとは考えにくいのではないでしょうか。