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Index　現地見学（その一　その二　その三　その四）　まとめ　資料など

茨城の自然――現地見学・ その四

　十八章　深海底からの訪問者――チャート（御前山）

1 チャートの褶曲（しゅうきょく）�@

　これまでのニ枚のチャート層の観察結果から図18-2に示すような向斜構造を推定することができます。
　三番目のチャート腦は、前のチャートより約100mあまり南方の橋の北側にある山道に露出しています。
　このチャート層は、尾根ぞいの林道でも確認でき、那珂川河岸まで連続しています。
　南へののびは、この橋付近で不明になっています。
　この橋の南方の道路右側崖には、砂岩頁岩の互層のよい露頭があり、級化層理が観察できます。

2 砂岩頁岩（けつがん）互層の褶曲�A

　山の宿北の分岐点から、東方の大天狗国有林に入ります。
　相川橋を渡って約500m行くと、林道の左側の崖にみごとな背斜構造が見られます（図18-3）。
　南の対岸にも西傾斜と東傾斜をしめす互層の露頭があり、この背斜構造が南方にのびていることが分かります。

3 頁岩（けつがん）層の直下の逆転層�B

4 林道大沢線の頁岩層�C

　逆転層から光戸方面に約700m進むと、光戸入口に到着します。
　こここを左折し林道大沢線を上ると、下伊勢畑との分水嶺付近の林道ぞいの大露頭に皇都川の川底で観察した厚い頁岩層の延長部が出ています。
　ここでは、同じ頁岩層でも、風化の程度で、色もかたさもちがっていることを観察してください。
　頁岩層の最下部はチョコレート色をし、細かくわれています。
　これは、前の露頭で観察した断層の延長部である可能性があります。

5 チャートと砂岩頁岩互層の起源

　御前山付近のチャートは、鶏足山塊の中央部に連続的に分布するチャート層の北東端に位置するものです。
　よく観察するとレンズ状や巨れき状になっているごとがあります。
　鶏足山塊にある数枚のチャートからは、中生代三畳紀に生息していた同じ種類のコノドントの化石が産出するため、同じチャートが繰返し露出しているものと考えられています。
　また、このチャート層は、深海底に堆積した放散虫軟泥などが硬化した結果できたものです。
　巨れき状などの層状チャートなどは海洋プレートによって南から運ばれてきたものと考えられています。
　この御前山付近の砂岩頁岩の互層は八溝山地の主要な地層で、頁岩層の巾から中生代ジュラ紀型の放散虫化石を産出することが多く、その肥部分がジュラ紀層であると考えられています。
　この砂岩頁岩互層は級化層理の発達した地層で、大陸斜面などに堆積したもので、ユーラシア大陸から流れ込んだものと考えられています。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（笠井勝美・櫻井　賢）

　1 高取鉱山

　1909年（明治42年）から1985年（昭和60年）12月末までの粗鉱出鉱量は507000トン、ＷＯ3量は3150トン（平均品位0.62%）です。
　1986年1月に休山し、現在は当時の比重選鉱していた建物・線路などがとり払われ、そのおもかげをしのぶ程度になっています。
　ダングステンや錫（すず）や銅を生産していましたが、タングステンは砲身・工作機械などの特殊鋼や電球のフィラメントに用いられる金属です。
　第一次世界大戦のころは、需要が急激に増加し、日本でも有数のタングステン鉱山としてしられていました。
　抗口からの奥行きは約800m、深さ約250mにもたっする範囲に縦横の坑道があり採掘されていました。

　2 地質と鉱物

鉱床付近は中生代の八溝層群高取層で砂岩・頁岩・チャートからなっています。 　一般走向はN 60°Ｅ、傾斜30〜40°Nです。地層を追跡するとゆるく波状に走向を変化させ、また局部的に褶曲構造も見られます。 　鉱床は主として砂岩の卓越する層中に発達しています。 　火成活動による化崗岩の貫入によって地層が割れ目を生じ、そこへ石英脈にともなったタングステン鉱床ができたと考えられます。 　主要鉱石鉱物は鉄マンガン重石・錫石・黄鉄鉱・硫砒鉄鉱で、主要脈石鉱物は石英・白雲母、トパ−ズ・蛍石・菱マンガン鉱とされています。 　バス停より15分南に歩くと、道がカーブし、広くなっているところで、西側に向かって林道がわかれます。	石英の空隙の水品と錫石と蛍石	タングステン鉱石(鉄マンガン重石)
	図19-2　主な鉱物・鉱石

　わかれ目には東京営林署の看板がたっています。
　その林道を道なりに約30分進むと、道の両側に褶曲したチャートの露頭があります。
　その先から日当たりのより川原におります。その地点から上流に向かってずり捨て場がつづいています。
　ここで腰を落ちつけて鉱物採集をしましょう。
　まず、たくさん落ちている白い石英をわってみましょう。
　表面が茶色のものでもわると中は白いことに気がつきます。
　その石英の中に、つぎのような鉱物を見つけることができます。
　鉄マンガン重石（タングステン鉱石）　黒い輝きの強い板状の鉱物。
　かたまりをみつけ手にとってみると、重量感があります。
　ハンマーでたたいた時に、ある方向に平らにわれる性質がありますが、これをへき開と呼んでいます。
　黄鉄鉱　　しんちゅう色の粒。
　黄銅鉱（銅鉱石）　黄鉄鉱にともなって産することが多い。黄鉄鉱より黄色昧の強いしんちゅう色の粒。
　　　　　　　　　　　ろくしょう色のさびができていることがある。
　錫石（錫鉱石）　　わずかに透明感のある黒い粒。八面体の結晶が見えることがある。
　蛍石　　淡緑色あるいは淡紫色で平らにわれた面が見える粒。小さなかけらを家に持ち帰って、炎であぶると光るのが観察できます。
　ただし、熱した時に破裂し、危険なことがあるので、小豆粒以下の大きさのものを使い、安全眼鏡を着用してためしてください。
　石英の破片はガラスのかけらのように鋭くわれます。
　これは石英に鉄マンガン重石や蛍石のようなへき開の性質がないためです。
　作業にあたっては必ず手袋をはめてください。
　石英脈の中にできた空洞に、小さな水晶を見つけることができます。
　よくさがすと、少し大きなものも発見できるでしょう。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（笠井勝美・櫻井　賢一矢野徳也）

1 石炭を含む地層の特徴

　地表近くにある古第三紀の石炭層は、ことごとく露天掘りされ、今ではほとんど残っていません。
　一つの露頭だけで、石炭層や輪廻（りんね）層などのすべてを観察できる所はありません。
　露頭は少しはなれていますが、十石堀の稼行石炭層、明徳小学校裏の輪廻層、華川橋の石炭層の三か所を観察しましょう。

　十石堀の石炭層�@　
　磯原駅より常磐炭砿行きのバスに乗り、終点の常磐炭砿前で下車します。
　大北川にかかっている孝行橋を渡って、約50m行くと右手に製材所大北産業があります。
　目的の露頭は前方の杉林の中です。その製材所の中の細い道をのぽって頂上まで行き、用水路にそって下流へ歩いていきます。
　すると、用水路の左側に厚さ1.5mの石炭層があります。
　さらに、小さな鳥居をこえて20m進んだ所に水の取出し口があります。

180-11
　沢を下りる細い山道がありますから、探して下ります。用水路の水が滝となって落ちているところに石炭層の露頭があります。
　露頭の大きさは、高さ5.7m、幅5.8mです。亜れき青炭は最下部と高さ約2mのややえぐられたところにあり、褐炭は胸のあたりやその上位のやや突き出したところにあります。
　露頭の中位に、厚さ23cmの粘土層がみられます。
　この層をさかいに下の炭層を本層（下層）、上の炭層を上層と呼んで掘られていました。
　このような厚い石炭層は他にみられないので、この露頭はとても貴重です。

図20-2　模式輪廻層：江口・庄司(1953)による

図20-3　華川橋の石炭層

　明徳小学校裏で観察できる輪廻層�A （図20-2）
　上木皿のバス停から北へ120m行くと右手に村山材木店があります。
　その手前の小さな橋を渡って約60m進むと、せまい道路の両側に石炭層を含む露頭があります。
　ここから、約200mの連続した露頭が観察できます。
　地層は石城層の上部で、石城層の特徴である輪廻層が観察できます。
　まず、石炭層が何枚見られるかを観察しましょう。
　つぎに、下位から上位へ粗粒砂岩→中粒砂岩→細粒砂岩→下盤粘土→石炭層→砂質泥岩という規則的な地層の積み重なりが周期的に繰返していることに注目して見てください。
　積み重なりが不完全な地層もありますが、ていねいに観察してみましょう。
　カキの化石床は石炭層のすぐ上にあります。団塊は砂岩層の中にみられます。

　華川橋の石炭層�B　（図20-3）
　内城のバス停から北側にある華川橋の下に、厚さ3mの石炭層が観察できます。
　石炭層の中には、木片・木皮・植物の破片などが見つかります。
　また、石炭層の下部は粘土層、上部は砂質泥穴層、さらに上位は細れきを含んだ斜交層理の発達した粗粒砂岩となっています。
　もＬ、河原までやぶで行けないときは、内城バス停まで戻って、西へ歩いて行くと、露頭はよくありませんが二か所で石炭層を含む地層を観察することができます。

　浅貝層・白坂層　
　華川橋から東へ下小津田を経て、神岡へ行く道路を進みます。
　下小津田�Cで石城層を整合におおっている浅貝層（砂岩層）がみられます。
　さらに、東へ行くと堀切峠を越えたあたり�Dから、白坂層（泥岩層）が観察できます。
　白坂層の上部には、厚さ40cmの凝灰岩層が挟まれています。
　これらの地層は海で堆積したものです。

2 石炭はどのようにしてできたのか

　植物が大量に堆積しか後、土砂に埋没し長年月の間に地熱・地圧の作用を受け変質すると石炭になります。
　石炭になる植物は生育した場所で堆積してできるものと、流水によって遠方から運搬されてきて堆積し、石炭になるものがあります。
　石城層の石炭は大部分が原地で生育した広葉樹が石炭になったと考えられています。
　その理由は、石炭層のすぐ下に、粘土層が厚く発達していること、また、流水によって生じる堆積構造が見られないことなどです。
　石城層の中には石炭層を含む約30の輪廻層が見られます。
　周期的に陸の影響の強い環境から浅く広い海へと繰返し環境が変化する中で、石炭が生成されたのです。
　石城層が堆積した海は、太平洋縁辺の内湾でした。
　石炭層は曲がったり、厚さが厚くなったり薄くなったりしていますので、当時の内湾の底面は平坦でなく、凹凸があったものと思われます。

3 石炭産業の盛衰

　1973年1月、十王町の櫛形（くしがた）炭鉱の閉山で、茨城地域の炭鉱は、122年の歴史を閉じました。
　炭田開発は1851年（嘉永4年）、華川村の神永喜八が江戸深川の商人から、その利用価値を知り、郷里華川村の石炭を採掘しはじめたことによります。
　当時の石炭は浦賀・横浜両港の外国船の燃料としたり、幕府が国防用の大砲を鋳造するための燃料となっていました。
　明治になり、産業の近代化がはじまると、中央から資本が投入され開発がいっそう進められました。
　1897年（明治30年）には、水戸〜平間の鉄道（常磐線）が開設され本格的な開発がはじまったのです。
　高萩の手綱炭鉱、千代田炭鉱、華川の茨城炭鉱会社などは、その当時に設立されたものです。
　その石炭は京浜地帯など関東一円で使用されていました。 1910年には、年間200万トンの出炭量にたっしていました。
　1914年第一次世界大戦のため増産を強いられ、9年後の1919年には、年間400万トンとなったのでした｡
　そのため、もちろん石炭層が深部にうつり、もし採算が取れない石炭層となれば、その会社は放棄されてしまいます。
　そんなことが、この時期に再三行われ、そのたびごとに資本家が変わり、炭鉱の名称もかわっていったのでした。
　1941年第二次世界大戦がおこると、再び増産を強いられ、いたるところ乱掘されました。
　戦後は、1950年の朝鮮戦争でまたも増産され、そのため特需景気となり、空前の活況を示し、再び年間400万トン前後の生産高を1970年まで20年間つづけました。
　しかし、その好景気もつかの間のことで、1973年には、茨城地域のすべての炭鉱が閉山となってしまいました。
　歴史をふりかえると、炭鉱の衰退は、世界恐慌による不況、採炭深部での出水事故、石炭から石油へのエネルギー源の変換によるものでした。
　　　　　　　　　　　　　　　　　          　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（小森勝己・須藤忠恭）
　（引用文献）　江口元起・庄司力偉、1953.常磐炭田における炭層堆積状態の研究（その一）地質雑、59:99-109.

1 火山噴火前の海のすがた[(1)のコース]

　男体山までの地層の変化と鍵層　
　川下の男体山登山口の標識のところで国道118号から東に折れ、町道に入りましょう。
　国道から約250mの最初の曲がり角に露頭があります。
　シルト岩をはさむ中粒砂岩で、浅川層下部を構成する中沢砂岩部層の一部です。

　また、粗粒の砂粒やれきの間を埋めているもの（基質）が凝灰質であることから、これらが堆積した頃、火山活動がはげしく、絶えず火山灰が降り注いでいたことがわかります。
　れきは八溝山系から運ばれてきた硬砂岩、頁岩、チャートが主で、阿武隈山系から運ばれたものは見当たりません。
　このことは当時の水陸分布や地形を考える上で重要です。
　また、これら粗粒堆積物の間に50cmから2m以上の厚さのシルト岩層をはさむことがあり、ここに炭化木やもの葉の化石が含まれることがあるので注意してさがしてみましょう。
　さて、今度は鍵層Ｄをさがしてみましょう。
　川下の町道入口から約2km（滝倉公民館の手前約400m）に道路左側に目立つ露頭があります�B。
　露頭の前にはイチョウの大木や庚申塔や馬頭観世音など数基の石碑が並んでいるのですぐ見当がつきます。
　この露頭そのものは頁岩なとの円れきを含む斜交層理の発達する粗粒砂岩層で、これまで見てきたものと岩相に変化はありません。
　しかし、ここから約30m先の道路右下の沢におりると、層状の淡緑色細粒凝灰岩層が出ています。下部は塊状浮石質凝灰岩となっており、厚さは全部で約9mです。
　この凝灰岩層を鍵層Ｄとしましょう。
　この鍵層Ｄをあとにさらに進むと、これまでと司じような斜交層理の発達する粗粒砂岩やれき岩が出ていますが、これまでよりいっそう凝灰質となってきます。

　滝倉の貝化石　
　滝倉公民館から約100m先に右に折れる町道があります。
　この町道の急坂を約200m上がった左側の大きな露頭�Cは、全体的に斜交層理の発達する砂岩ですが、露頭の下の部分に薄いカキ化石咽があり、その上の砂岩には二枚貝の化石が散在しています。
　この露頭の道路の反対惻に厚さ約5mの白色凝灰岩層が認められます。
　この白色凝灰岩層のすぐ下の砂岩層からは二枚貝などの化石が密集して産出します。
　これらの化石は、わずかに残る旧道端で採集できます。この白色凝灰岩層を鍵層Ｅとします。
　さらにこの町道を150m進んだ峠で右側の露頭をたたいて貝化石を採集し、西金コースにうつりましょう。

　海底火山の底を見る　
　西金コースヘうつり、最初の大円地（おおえんち）付近には、浅川層最上部の黒色の大円地シルト岩部層が分布しています。
　男体山への健脚コースと一般コースの分岐点から、沢の源流へと沢をのぽってゆくと約150mで浅川層の上に男体山火山角れき岩層が重なっているようすが観察できます�D。
　大円地をあとに西金コースを下り、キャンプ場付近に来ると、約4mの厚さの白色凝灰岩層があり、さらに80m下に厚さ1mの白色凝灰岩層があります�E。
　これらの凝灰岩層は鍵層Ｅの上位層で、上小川コースではみることができませんでした。
　さらにコースを下り、カーブが連続するあたりに鍵層Ｅの白色凝灰岩が5mの厚さで見られます�F。
　カーブミラーに挟まれた車庫の付近で、白色凝灰岩層の下の砂岩層が車庫の奥にわずかに露出しており、ここでは貝化石のぬけ跡（カスト）が観察できます。

　地層のつながりを考える　
　曽根の集落への分岐から250mの距離の所に、厚さ約7mの塊状浮石質凝灰岩と淡緑色繙粒凝灰岩の鍵層Ｄが見られます�G。
　鍵層Ｄから約1kmの間は、だらだらした車道がつづきます。
　この間は、粗粒砂岩とれき岩が連続しています。
「うるしの里」入口の朱色の橋の上流飫200mに、鍵層Ｃの濃緑色の角れきを含む厚さ5mの凝灰岩がみられます�H。
　そこから100m下流側に昔の石切り場�Iがあり鍵層Ｂの凝灰岩層がでています。
　鍵層Ｂの凝灰岩の下位層は中沢砂岩部層です。これを「うるしの里」入口付近で観察し、今日の最初の地点の地層の特徴を思い出しましょう。
　湯沢温泉まで50mの地点の道の北側�Jに北田気層最上部の大沢口凝灰岩部層が露出しています。
　塊状白色でかなりの厚さをもち、大子町から山方町、大宮町、緒川村へと広い範囲に追跡できるので、きわめて良好な鍵層として利用されています。
　この層をここでは鍵層Ａとします。
　ごの鍵層は上小川コースには出ていません。

　第三紀の地層をためた入れ物　
　さらに茨城県水位観測所�Kまで進みましょう。
　この観測所の数十m上流の沢底には八溝山地を構成している古期岩類と第三系との境界、すなわち不整合面が昔は見えました。
　今では残念ながら見えません。ただ、沢を約100mほどさかのぽると北側に基底れき岩の一部が見られ、その上位層の凝灰質砂岩などが連続しているのがわかります。
　この凝灰質砂岩は北田気層と名付けられています。
　水位観測所より下流にはジュラ紀の八溝古期岩類の頁岩（けつがん）が分布しています。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（二階堂章信）

　ここで入場券を買い、トンネルの中へ入りましょう。
　ゆるやかな上り傾斜の道を進んだつき当たりが大きく開けた観瀑台です�L。
　滝はほぼ四段にわかれています。
　少々近すぎるのが難点ですが、雄大な眺めです。
　滝を構成する岩石は、岩石をくだいてできた角ばった砕石を積み上げたようにみえる火山角れき岩です。
　熱したガラスのコップに冷水を注ぐとひびが入ってわれます。
　これは、急冷されたガラスが急激に熱収縮したために生じた現象です。
　この火山角れき岩も、海底に噴きだしたデイサイト質の高温のマグマが、海水に触れ急冷したために破砕されてできたもので、水中自破砕溶岩と呼ばれています。
　トンネルを戻り、今度は途中から左に折れて滝のすぐ下流側に出てみましょう�M。
　このあたりには、滝をつくる火山角れき岩がくずれ落ち、巨大な転石となってころかっています。
　滝を左手にみながらつり橋を渡ります。つり橋を渡りきった左手に火山角れき岩の露頭がありますのでよく観察してみましょう�N。
　岩石は黒色で、一見ち密な泥岩のようです。これは、火山岩に斑晶（はんしょう）がほとんど含まれておらず（無斑品質といいます）、しかもガラス質のためです。
　れきはいずれも角ばっており、中には放射状の割れ目をもつものもあります。
　放射状の割れ目は、その角れきが形成時にはまだ熱く、角れきとなった後にも冷却が引き続いたことを示しています。

　海底火山の断面　
　しばらく進んでから、左手の階段�Oをのぼって、生瀬の滝展望台まで行ってみましょう。
　急な階段で足元が不安定なので十分に気をつけてのぽりましょう。
　途中で右手に月居山（つきおれさん）への登山道がわかれますが、まっすぐに進むと行き止まりが展望台です�P。
　滝の下からここまで標高差でほぽ100mほどありますが、すべて水中自破砕溶岩からなっており、階段をのぽりながら海底火山の断面を観察してきたことになります。
　あたりを見回して、当時の海底に大量の灼熱した溶岩が噴きだす様子を想象してみてください。
　前方に生瀬の滝が見えます。やはり、火山角れき岩からできています。
　生瀬の滝の上流は開けた平地になっていますが、そこには火山角れき岩をおおう砂岩やシルト岩が分布しています。
　帰りは階段を降りた所を左手に折れて、道なりにまっすぐ進めば、自動車道路の終点である滝見橋のみやげもの屋街に戻ります。
　そこからは、行きと同じ道を袋田駅まで歩きます。

3 なぜそこに海底火山があったのか

　アイスランドは、拡大しながら海洋底を生産しつつある海洋中央海嶺が海面上に現れた場所です。 
　1500万年前の当時の日本列島は、まさに日本海の拡大が行われていた時期に相当します。
　男体山海底火山は、こうした日本海の拡大というカタストロフィックな現象と密接にかかわって形成されたものと思われます。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（高橋正樹）

　1　1500万年前の海の堆積物

　1500万年前の地質時代は新生代中新世と呼ばれています。
　ここでは、中新世の海にたまった地層を新しい方から古いものへと順に見てゆきます｡
　途中で、これらの地層の上に300万年前の海にたまった地層が重なっているところも観察しましょう。
　この海は1500万年前の海にくらべて規模の小さなものでした。

　300万年前の海の堆積物（観察地点�C）　
　千寿のため池を過ぎ右に入る道路脇が�C地点です。
　岩石の様子は、�Bとだいぶちがっています。
　これが300万年前の海にたまった砂や泥からできた岩石です。
　観察がすんだら元の道路に戻り、少し北へ進んで道路西側の露頭をみてください。
　ここに露出している地層は、観察地点�Bで見られる地層と観察地点�Cの地層のどちらに似ていますか。

　新旧の堆積物の境界一不整合（観察地点�D）
　小磯養蜂場と書いてある家の手前を左折し坂をのぼっていくと、露頭の上部に成層した軟らかい砂岩、下部に層状構造の発達する泥岩が見えます。
　その両方の層状構造は、境界部で斜交しています。
　このように、その面をさかいにしてその上下の地層が斜交していて、両層の堆積した時代が大きく異なっているような場合、その境界面を傾斜不整合と呼んでいます。
　不整合面の様子など調べてください。
　不整合は、堆積環境の大きく変わった証拠と考えられます。
　この地点より進み、峠を越え下り坂となる地点に凝灰岩層Ｃがでています。

　再び凝灰岩層（観察地点�E）
　金砂郷北中前を過ぎ十字路よりさらに200mほど進むと道路東側の畑のがけに、表面は白色をした凝灰岩があります。
　これが凝灰岩層Ｄで、新鮮な部分は青緑色をしています。
　凝灰岩層Ａ〜Ｃとくらべてみてください。
　これまでにみてきた凝灰岩層Ａ〜Ｄは、この地域のよい鍵層で、常陸太田市にまで連続しています。

図22-4　西山公園付近の案内図	図22-5　ショウジョウバカマ 図22-6　アカシジミ
2 西山（さいざん）荘などの史跡と常陸太田の自然 　県立太田自然公園内はなだらかな遊歩道が整備され、西山公園、西山荘、久昌寺、白馬寺、永田円水の墓、雪村の碑、山寺晩鐘の碑などの史跡が数多く見られます。 　自然公園の中心部にある西山公園�Iは桜の名所です。 　最近見晴し台が設置され、そこからは太平洋、阿武隈山地の南端である風神山、採石で削ずられ白い山肌か見える真弓山、高鈴山、国見山、筑波山などが一望に眺められます。 　公園にはサクラ、ツツジ、アジサイなどが植えられています。 　付近のスギ林下には、最近あまり見られなくなった暖地性シダ植物のコシダの群落やウラジロがまれに生育しています。

　また沢ぞいにはユリ科植物のショウジョウバカマの群落もあります。
　コナラの林床には、ヤマツツジ、ガマズミ、リンドウなどを見ることができます。
　6月頃になると、こずえの上をシジミチョウ科のアカシジミやウラナミアカシジミなどの小型のチョウが飛びかっています。
　どちらのチョウも、花や樹液には集まらないのであまり人目にはつきません。
　春先には谷間の湿地で、最近生息地が減少しているトウキョウサンショウウオ（両生類）の白い卵塊を見ることができます。
　徳川光圀（みつくに）の隠居所である西山（さいざん）荘�Iに行く途中、右側の斜面にはシラカシ林があり、アセビ（馬酔木）、ムラサキシキブなどの低木やベニシダ、ミヤマカンスゲなどの草本が見られます。
　橡門（くぬぎもん）をくぐると樹齢300年のスギの木立に囲まれます。
　このスギは熊野より運ばれ植えられたといわれています。
　付近のモミの木にはカヤラン、ノキシノブが多数着生しています。
　カヤランはラン科植物で、直接空気にふれ水分を吸水することのできる気根があり、湿気のある日陰をこのみます。
　庭には、ウメ、カリン、キササゲ、ハイビャクシン、ユズリハなどが植えられています。
　ユズリハは、譲葉の意味で葉の新旧人れかわりが目立ち、その様子を旧年を送り新年を迎える意味になぞられ、正月の飾りつけによく使われます。
　付近の林床にはクマザサが多く生えています。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（安嶋　隆）

二三章　日本列島を袈裟（けさ）がけに切る 　　　　　　　　　　　大断層　(棚倉断層)　top 　　 　みどころ 　ランドサットの衛星写真を見ると、茨城県水戸の北方から福島県棚倉町まで、北北西にのびる直線的な地形に気づきます。 　これが、現在知られている日本列島の代表的な大断層の一つである棚倉断層です。 　棚倉断層は全延長でその存在が確認されているわけではありませんが、水戸付近から北北西方向にのびて、日本海沿岸の山形県酒田付近をとおり、日本海の東のへりへとつづく東北日本をけさがけに切る横ずれ断層と考えられています。 　福島県棚倉町から水戸市にかけての山地は棚倉断層を直接確認できる地域として有名です。 　図23-1に棚倉断層をはじめとする日本の代表的な断層を示します。 　棚倉断層は日本列島の骨格形成の時に重要な役割をはたしたと考えられています。 　それは今をさること1500万年前のことでした。 　それでは、1500万年前の大事件の痕跡（こんせき）をさがしに出かけましまう。 　地形図　2万5000分の1　大中宿 　　　　　　　5万分の1　大子 　交通・コース　常陸太田駅より天下野・大子・高倉行きバス乗車、馬次入口下車。 　高倉小学校から上圷（かみあくつ）橋付近の山田川の沿岸	図23-1　日本列島の代表的な三つの断層	図23-2　棚案層の倉ｄ位置図
断層と地形　 　人工衛星から見える大断層は地表ではどのように見えているのでしょう。 　高倉小学校の校舎の裏に回って北の方向を眺めてみましょう�@。 　図23-3の写真のように急な崖が直線的に連続して並んでるのが観察できます。これが断層崖です。 　山地と畑とのさかい目のあたりに断層がはしっています。 　断層の西側には男体山を構成しているデイサイト質の火山噴出岩類が分布しています。

　これは元々水平に近かった地層が断層の周辺で引きずられて急な傾斜をもつことになったのでしょう。
　また、従来の研究からこの砂岩泥岩互層は中期中新世の地層であることがわかっています。
　これから判断するとここで観察される断層は中新世以降現在までの間に形成されたものといえます。
　棚倉断層にそって地震は起こっていませんので、現在、棚倉断層は運動していないものと考えられています。

　この断層角れきの分布幅から考えて、これら断層角れきをもたらした断層運動はかなり規模の大きなものであったものと考えられます。
　地点�Cでは片麻岩起源の断層角れきが観察できます。
　花崗岩類起源の断層角れきと比較してみましょう。
　また、注意深く見るとここでは断層運動にさいして角れきが回転していることもわかります。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(天野一男・金栗　聡・矢野徳也・遠藤　理)