香川県にあるランプロファイア岩脈

香川県東かがわ市にあるランプロファイア岩脈を紹介します。

香川県東部に位置する、瀬戸内海に突き出た鹿浦越岬(かぶらごしみさき)がありますが、ここに、ランプロファイア岩脈があります。
ランプロファイア(lamprophyre)は、全自形粒状の組織を呈する塩基性の火成岩で、煌斑岩(こうはんがん)とも呼んでいます。
斑岩やひん岩と異なり、斑晶が角閃石や輝石などの有色鉱物で、アルカリ岩質のものが多いのですが、非アルカリ岩質のものもあり、岩脈として産しています。
花崗岩中の節理(引張割れ目)が生成された時に貫入したもので、日本では、閃緑ひん岩岩脈とも呼ばれていました。
ランプロファイアは花崗岩との境界面付近が細粒(冷却周縁相)となっていることから、ランプロファイア岩脈が花崗岩に貫入したことが分かります。
ランプロファイアの年代は報告されていませんが、花崗岩類より少し後の白亜紀後期と思われます。
見た目には、鮮やかな白黒の美しいストライプ模様の岩壁です。
ただし、白色は花崗岩で、黒色がランプロファイア岩脈です。
白色の花崗岩に割れ目ができた時に、黒色のランプロファイアが入り込んで岩壁が形成されたそうです。
縞模様のランプロファイア岩脈は見た目にも美しく、鹿浦越岬のランプロファイア岩脈は、1942 年(昭和17 年)に国の天然記念物に指定され、世界的にも珍しい岩脈だそうです。
近くには、駐車場(5台)と遊歩道があり、そこから干潮時には、ランプロファイヤ岩脈のそばまで、歩いていくことができるそうです。

ランプロファイヤ岩脈
最後は道が途切れ、大小の岩が混じった岩礁を慎重に歩いていくと白黒のストライプ模様が入ったランプロファイア岩脈が目に飛び込んできます。
今は、満ちてきたところなので、歩きはここまでです。


断崖一帯は満潮時には海水面が上昇して、歩いていくことができないそうです。
干潮(引き潮)の時間帯のみ見られる景色です。


上の写真のクローズアップです。
ランプロファイア岩脈の厚さは、2cm程度から2mに達するものまであります。
スポンサーサイト

高松平野の沖積層について

高松平野の沖積層について調べてみました。

(1)地形
高松平野は東端屋島から西端五色台に至る東西約9km,南北約8kmの扇状地性海岸平野です。
平野中央部のやや西寄りには島状の孤立した石清尾山(標高240m )があります。
この海岸平野には、東から順に,柑引川,新川,詰田川,香東川,本津川が北流して瀬戸内海に注いでいます。
平野部の河川勾配は1/150でやや急勾配となっています。
これらの河川のうち最も流域の大きい香東川は、その源を讃岐山脈に発し、上流部の和泉層群地帯と中流部の花崗岩丘陵地帯を侵蝕しながら、洪水時には多量の土砂を下流に運搬・堆積しています。
現在での香東川は、高松平野中央部を流下しないで、西端を流下して瀬戸内海に注いでいるため、高松平野中央部には土砂を運搬していません。
ただし、地形図から判読すると、現在の高松平野は香東川の氾濫により形成された扇状地です。
その他の小河川は讃岐山脈北麓の丘陵地帯にその源を発し,、河川規模も小さいので,、平野部への土砂の運搬・堆積は少ないです。

(2)埋没谷基底の地形・地質
高松平野周辺の地質は領家花崗岩となっています。
平野部の基盤はボーリソグおよびその他の深井戸資料により,、領家花崗岩類であることが確認されています。
これらの基盤深度は、標高-120m 前後で比較的平坦な面を形成しているように思われます。
花崗岩が地表に露出している部分では直接アバットした形で沖積層が接しています。
高松平野における沖積層の基盤は数多くのボーリソグ・深井戸資料から鮮新世の三豊層群の地層であることが確認されています。
この三豊層群の岩質は、青色の泥岩・砂岩・礫岩等であり、所々に薄い泥炭層(亜炭層)を挟在しています。
沖積層下には埋没谷地形があり、これらの埋没谷は最終氷期に対応する最低海水準期に形成されたものと判断されています。
平野の中央部には標高-10m 線に残丘が認められ、埋没段丘の可能性も十分考えられています。
埋没谷の勾配は約1/250 で、現河川の香東川の勾配1/l50 と比較するとかなり緩やかです。

(3)沖積層の地質
沖積層は埋没谷地形を基盤として堆積しており、海岸部と内陸部において,それぞ上・中・下部層の3 層に区分されます。
1)海岸部
①上部砂礫・粗砂・中砂・シルト層
本層は、岩相の変化に富み、中部層の上に整合的に堆積しています。
全般的に沿岸部の堆積を示す粗砂・中砂が多く、 貝殼片を含み、層厚は2〜5m程度です。
②中部細砂・シルト・粘土層
本層は、下部砂礫層の上に整合的に堆積しており、岩質はシルト・粘土層です。
層厚は10m程度です。
全般的に腐植土質シルト・粘土層の上に貝殻混りの細砂・シルト・粘土層が堆積しています。
部分的には香東川河口付近に見られるように、砂礫の多い所もあります。
平野中央部から東側は腐植土質シルト・粘土層から細砂・シルト・粘土層となっています。
厚さ30cm程度の乳灰色火山灰質細砂も腐植土中に夾在している所もあります。
③下部砂礫層
本層は、基盤の三豊層群の地層上に不整合にのる基底砂礫層です。
層厚は5〜10m程度と変化しています。
礫質は花崗岩・和泉層群の砂岩が多く、径Φ2〜5cm程度の円礫〜亜角礫を主とし、マトリックスは砂が大部分を占めています。
礫の色調は褐色〜灰褐色のものが多く、上部に青灰色の砂礫が一部認められています。
また基底の谷部の一部に礫混りシルト・粘土層も認められています。
2)内陸部
①上部砂礫層
本層は、海岸部の上部砂礫・粗砂・中砂・シルト層に移行する内陸相です。
層厚は2〜5m程度と比較的薄く、中部砂礫層とは整合関係にあり、部分的には、地表より4m付近に有機質の軟質粘土層を挾んでいます。
この粘土層が、上・中部砂礫層の境界になっています。
上・中部砂礫層は類似した砂礫層ですが、全般的に上部砂礫層のマトリックスは砂質であり、中部砂礫層のマトリックスはシルト質となっています。
②中部砂礫層
本層は、海岸部の中部シルト・粘土層に移行する内陸相です。
層厚は5 〜10m程度であり、内陸部から海岸部にかけて徐々に薄くなっています。
部分的に、地表より20m 付近にシルト混りの細砂があり、その上に1m程度の灰色火山灰質粘土があるところがあります。
③下部砂礫層
本層は、埋没谷地形を埋積した基底砂礫層であり、海岸部の下部砂礫層に移行するものです。
層厚は10m前後で、海岸に向かって薄くなる傾向を示しています。
マトリックスは全般的に中砂となっています。

瀬戸内南岸の地形・地質について

瀬戸内南岸の地形・地質について調べてみました。

愛媛県北部および香川県は、地形学的に次の4 地帯に区分されています。
①和泉層群よりなる讃岐山脈地帯と三波川結晶片岩類で構成された石槌山脈地帯の山岳地帯(標高700〜1500m )
②領家花崗岩類よりなる讃岐山脈の前山丘陵地帯および第三紀各種熔岩類をのせた山塊群(標高300〜500m )
③讃岐山脈北麓の花崗岩の丘陵地, 第三紀火山性丘陵地の間および石槌山脈北麓に発達する洪積台地(標高60 〜300m )
④高松平野, 丸亀・坂出平野, 三豊平野、三島平野, 新居浜平野および西条平野の扇状地性沖積平野(標高O− 80m )
この4 地帯は地質構造とよく一致した配置を示しています。
香川県においては南部讃岐山脈地帯に中生代白亜紀の和泉層群が分布し、北部讃岐山脈地帯に一段低く花嵌岩類の前山丘陵を形成しています。
この前山丘陵の間に鮮新世の三豊層群および洪積層段丘堆積物が台地を形成しています。
三豊層群はあまり固結していない砂礫岩およびシルト岩の互層を主とし、時に泥炭層(亜炭層)を挾むことがあります。
香川県内では、これらの北側に高松平野,丸亀・坂出平野および三豊平野の扇状地性の沖積平野が海岸線まで延びています。
これらの丘陵地の末端部には高位段丘(標高100〜300m ), 中位段丘(標高60〜100m ), 低位段丘(標高10〜60m ) の3 段丘が発達し、いわゆる洪積台地を形成しています。
各沖積平野は主として扇状地性の氾濫原堆積物よりなり、瀬戸内海に面しています。
愛媛県北部においては、三波川系結晶片岩類で形成された急峻な石槌山脈が瀬戸内海に迫り、三豊層群および洪積台地から沖積平野に移行しています。
これらの海岸平野は香川県側に比較すると奥行きがなく、海岸線に平行に細長く分布しています。

四国の地質帯について

四国の地質帯について簡単に説明します。

四国は大きく分けて4つの地質帯から成っています。
北から領家帯、三波川帯、秩父帯、四万十帯です。
この中の四万十帯は、四万十川から取られた名前です。
これは四国のみならず沖縄から関東まで1000km以上も細長く続く、日本の重要な地質帯の一つです。
また、秩父帯は関東の秩父山地を模式地とします。
この秩父帯と四万十帯の境界は、仏像構造線です。
高知県須崎市の山の中に仏像という集落があり、ここからの地名です。
この四万十帯と秩父帯ですが、どちらもも付加体です。
付加体とは、数億年前から日本の下にプレートが沈み込み続けていて、海洋プレートの上にたまっていた堆積物がどんどん付加し続けて成長してきたものです。
そして、付加した年代が、秩父帯がジュラ紀で、四万十帯が白亜紀から第三紀にかけての時代であり、四万十帯の方が新しい地質帯です。
そして、秩父帯に対して、その北側にある三波川帯と領家帯は変成帯です。
変成帯しは、変成作用によってできた変成岩が配列しているところです。
一般には広域変成帯をさしています。
したがって、変成岩からできています。
このうち、三波川帯は比較的低温で高い圧力を受けてできた変成帯で、領家帯は比較的低圧で高い温度を受けてできた変成帯の違いがあります。
そして、この三波川帯と領家帯の境界にあるのが中央構造線です。



四国は、大まかにはこのように分けられています。

マグマの分化について

マグマの分化について調べてみました。

下図にわかりやすくまとめていますが、まず、マントル上部のかんらん岩が部分溶融してまず玄武岩質マグマが発生し、その玄武岩質マグマが冷える過程で分化して様々な火成岩を作っていきます。
最初の玄武岩質マグマから晶出するのは、有色鉱物のかんらん石と無色鉱物のカルシウム(Ca)に富む斜長石です。
これがこのまま固まれば玄武岩やはんれい岩になります。
そして、晶出したかんらん石やCaに富む斜長石が沈殿したり、また残液と反応して再び融けることによって、残った残液(マグマ)は安山岩質のものになり、晶出する鉱物も、有色鉱物としては輝石や角閃石、無色鉱物としてはCaの割合が少し減り、ナトリウム(Na)の割合が増えてきた斜長石となります。
このようなマグマがそのまま固まれば安山岩や閃緑岩になります。
さらに反応が進み、マグマはデイサイト質から流紋岩質へと変化し、晶出する有色鉱物は黒雲母、無色鉱物はますますNaに富んだ斜長石、さらにはカリ長石や石英も晶出し、デイサイト岩、流紋岩や花こう岩ができます。
この中で、固溶体を作る斜長石の系列は、最初はCaに富んだものから、最後はNaに富んだものまでが連続的に晶出します。
そして、固溶体を作らない有色鉱物のかんらん石、輝石、角閃石、黒雲母、また無色鉱物の石英もあるところで突然に晶出を始めます。
ただし、一般に、若いころは玄武岩質のマグマを噴出する火山でも、その末期においては爆発的な噴火をするようになることがあります。
これは地下のマグマだまりの中でのマグマの分化がすすみ、だんだんと粘りけが強い流紋岩質のマグマになっていることを示しています。

最新記事
カテゴリ
リンク
メールフォーム

名前:
メール:
件名:
本文:

月別アーカイブ
カウンター
検索フォーム
QRコード
QR