2.1 金成変成岩

金成かねなり変成岩は，細粒砂岩・泥岩起源の灰色の黒雲母ホルンフェルスからなり，大東町金成付近の限られた地域に北東―南西方向に伸張して分布する．堆積年代は未詳である．またホルンフェルス化以前に広域変成作用を被ったかどうかも不明である．北東に隣接する松江地域内には，本変成岩と岩相が類似した上意東変成岩と鳥屋郷変成岩が分布する．

2.2 後期白亜紀～古第三紀火成岩類

本地域には中国山地に連なる後期白亜紀～古第三紀火成岩類が広く分布する．山陰側の後期白亜紀～古第三紀火成岩類の存在は，明治時代の調査（山上，1897；鈴木，1897）ですでに明らかにされていたが，個々の岩体の層序関係と分布，定置年代については長い間不明であった．これらが明らかにされたのは，第二次世界大戦以降，とくに1960年代以降の地質学的研究によるところが大きい（吉田，1961，1966；三浦，1963；西山・三浦，1963；村上・長谷，1967：村上・西野，1967；西南日本内帯後期中生代火成活動研究グループ，1967；村上，1974；松田，1976，1977；中村，1979：山陰中生代末火成活動研究グループ，1979；飯泉・沢田，1980：松田・小田，1982；服部ほか，1973，1983；飯泉ほか，1983，1985：松浦，1990；鹿野ほか，1991a，1994，1998，2001；村上・小室，1993など）．

山陰地方の広域的な火成岩類の対比は，20万分の1地質図幅「浜田」（鹿野ほか，1988）や20万分の1地質図幅「松江及び大社」（坂本・山田，1982），20万分の1島根県地質図（島根県地質図編集委員会，1982，1997），同説明書（島根県地質図説明書編集委員会，1985）によって総括されている．本地域のモリブデン鉱床を伴う深成岩類については鉱床学的な立場から，山本（1954），木野崎（1963），滝本ほか（1965），木野崎ほか（1966），石原（1966，1967a，1967b，1971），出納・石原（1966，1967），安達（1967），資源エネルギー庁（1987，1988，1989），渋江（1989），高木ほか（2000）などによって研究された．また火成活動史を検討するために放射年代学的な研究が，河野・植田（1966，1967），Shibata and Ishihara（1974），Ishihara et al.（1980），Kitagawa et al.（1988），松田（1979，1980，1981），Matsuda（1982），松浦（1989），鈴木ほか（1993），Suzuki et al.（1996），Rezanov et al.（1994），今岡ほか（1994），西田ほか（2001，2002），飯泉ほか（2002）などによって積み重ねられている．

本地域では火成活動が重複しており，岩体が点々と孤立して分布しているため，層序や対比が確立しているとは言い難い面がある．本研究では野外調査による岩体間の関係と岩相分布を重視して火成活動史を考察し，いくつかの岩体を対比して代表的な岩体とその相当岩体としてまとめた．しかしながら将来の研究によって岩体の位置付けや対比を変える場合に岩体毎に取り扱えるように，個々の岩体について岩体名を与えて記載した．火成岩体の放射年代値については，全ての岩体について放射年代値が知られていないだけではなく，放射年代値がある岩体でも同じ岩体で測定法によって年代値が食い違う場合や，対比や層序・貫入関係と矛盾する年代値が得られている場合もある．本研究でも放射年代値を参考にしたが，今後も深成活動が重複している地域で火成活動史を確立するための放射年代学的な検討の継続が必要と考えられる．

本地域の後期白亜紀～古第三紀火成岩類は後期白亜紀火山岩類と古第三紀深成岩類，古第三紀火山砕屑岩脈及び古第三紀岩脈からなる．本地域内の後期白亜紀火山岩類は上島かみしま火山岩類とその相当岩体とに区分される．上島火山岩類に相当すると考えられる火山岩類は，北東部の大東町清田せいだ東方～横田地域内塩田周辺地域，本地域南西部掛合かけや町松笠下組～十日市周辺地域，及び掛合町川上～吉田村菅谷高殿すがやたかどの周辺に点在している．本報告では分布地域ごとにそれぞれ塩田岩体，十日市岩体，及び菅谷高殿岩体と呼ぶ．

上島火山岩類は，熱変成を受けた流紋岩～安山岩の溶結凝灰岩，凝灰質砂岩，泥岩及び礫岩，及びデイサイト火山角礫岩～凝灰角礫岩からなり，本地域北西部から北隣の今市地域にかけて分布する．

上島火山岩類相当岩体のうち，十日市岩体は，沢田（1978a）によって波多層の東側と西側に分布する八神火山岩類に含められ，大東花崗閃緑岩や鵯花崗岩よりも若い時代に位置づけられているが，十日市岩体は大東花崗閃緑岩と鵯花崗岩に貫入されて接触変成を被り，接触部にモリブデン鉱床を胚胎しているので，明らかにこれらよりも古い火山岩体である．また菅谷高殿岩体については，沢田（1978a）によって中新世の吉田深成複合岩体貫入後にその周辺に貫入した火道角礫岩として位置付けられている．しかし本岩体の火山礫として最も多く含まれる無斑晶質安山岩火山礫は，斜長石と石英結晶に富むデイサイト基質とも花崗岩からなる壁岩とも異質である．また，軽微ながら接触変成を被っていることから吉田深成複合岩体貫入後の火道角礫岩とは考えにくい．以上の理由から，本研究では十日市岩体と菅谷高殿岩体を上島火山岩類に相当する後期白亜紀火山岩類に含めた．上島火山岩類及び塩田岩体の全岩Rb-Srアイソクロン年代値は，66.0±2.4Ma，63.2±3.0Maであり，それぞれの噴出年代が白亜紀末であることを示唆する（西田ほか，2001）．

本地域の古第三紀深成岩類は，蓮花寺れんげじ花崗閃緑岩，小木おぎ石英閃緑岩及び相当岩体，大東だいとう花崗閃緑岩及び相当岩体，大宝おおだから花崗閃緑岩及び相当岩体，鵯ひよどり花崗岩・横田花崗岩及び相当岩体，川井かわい混成岩及び相当岩体，下久野しもくの花崗岩・梅木うめぎ花崗岩及び相当岩体，及び大内谷おおうちだに花崗岩に区分される．一般に，山陰地方の古第三紀深成岩類は，高山火山岩類（島根県邑智おおち郡邑智町周辺）など始新世火山岩類に不整合に覆われる乙原おんばら花崗岩などの因美いんび期の深成岩類と，始新世火山岩類に貫入する石見いじみ花崗岩など鉛山なまりやま期の深成岩類に区分されている（西南日本内帯後期中生代火成活動研究グループ，1967；村上，1974；笹田ほか，1979；山陰中生代末火成活動研究グループ，1979；飯泉・沢田，1980；服部ほか，1983など）．因美期の深成岩類は中～粗粒岩相を示して底盤状をなすのに対し，鉛山期の深成岩類は高山火山岩類などの火山岩類を伴い，細粒斑状でしばしばミアロリティックな気泡を含むなどの浅成岩相を示し，岩株状の岩体をなす．しかし，本地域おいては，因美期と鉛山期の深成岩類を層序貫入関係で地質学的に隔てる高山火山岩類に相当する火山岩類の分布が確認できない．また深成岩体の貫入関係が明確でなく，放射年代値の多くが46～56Maと暁新世末～始新世前期にまたがることから，本報告では因美期と鉛山期とに深成岩を区分していない．また多数分布する捕獲岩体状の小岩体については，貫入関係と岩相の特徴から対比可能な岩体をまとめ，代表的な岩体とそれに対比可能と考えられる相当岩体として記述した．

蓮花寺花崗閃緑岩は本地域北東部の大東町東阿用ひがしあよう蓮花寺周辺に分布し，中―粗粒黒雲母花崗閃緑岩～花崗岩とフォリエイションが発達する細～中粒黒雲母花崗閃緑岩からなる．フォリエイションが発達する岩相は顕微鏡下で圧砕された後に接触変成作用を受けて再結晶している．

小木石英閃緑岩及び相当岩体は，本地域南部から横田地域内西部にかけて鵯花崗岩，大東花崗閃緑岩及び大宝花崗閃緑岩に捕獲された小規模苦鉄質岩体群として散在する．主に細粒角閃石黒雲母石英閃緑岩～トーナル岩からなり，花崗閃緑岩及び中～粗粒黒雲母角閃石石英閃緑岩～斑れい岩を伴う．

大東花崗閃緑岩は，松江地域南西部，今市地域南東部から本地域北西部に分布している．大東花崗閃緑岩は中～粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩からなり，細粒閃緑岩の暗色包有物を含む．本地域内には，本花崗閃緑岩に対比可能な岩体が，三刀屋町須所すぞから掛合町多根を経て保関谷に至る地域，吉田村深野周辺，吉田村平田周辺，及び仁多町佐白さじろ～八代やしろ地域にも分布している．本報告ではこれらの小岩体を大東花崗閃緑岩相当岩体として分布地域ごとに，保関谷岩体，深野岩体，平田岩体及び佐白岩体と呼ぶ．

大宝花崗閃緑岩は，本地域南東部の吉田村川手の斐伊川沿いに鵯花崗岩及び相当岩体の捕獲岩体状小岩体として分布し，相当岩体が木次町下槻（下槻岩体）と仁多町三成みなり周辺（三成岩体）にも分布している．本花崗閃緑岩は長径2～3cmに達するピンク色のカリ長石斑晶を含む斑状角閃石黒雲母花崗閃緑岩である．

鵯花崗岩は，大東花崗閃緑岩を取り囲むように分布する中～粗粒黒雲母花崗岩で，大東花崗閃緑岩と接する部分では角閃石を含む．本地域南東部には，鵯花崗岩に対比可能な横田花崗岩が分布する．

川井混成岩は，本地域北東部の大東町川井周辺の3ヶ所に分かれて分布する径1～2kmの小岩体である．蓮花寺花崗閃緑岩に対して下からほぼ水平に貫入接触をしている．本岩は細粒角閃石黒雲母石英閃緑岩からトーナル岩，花崗閃緑岩まで連続的な岩相変化があり，さらに細～中粒黒雲母花崗岩及び白雲母黒雲母花崗岩とほぼ水平に接している．本報告で川井混成岩と呼ぶ岩体は，これまでに苦鉄質原岩が花崗岩による混成作用によって石英閃緑岩から花崗岩までの連続的な組成の岩体を生じたとして一括して川井混成岩とする見解（滝本ほか，1965；山本，1963）と，花崗岩を後から貫入した別の岩体として独立させる見解（石原，1966，1971）とが提案されている．本研究では，花崗岩と石英閃緑岩～花崗閃緑岩が層状に密接に伴って産する点で不可分の複合岩体をなしており，これらに非調和に貫入する大内谷花崗岩などとは産状の点で異なっていることと，石英閃緑岩から花崗閃緑岩までと花崗岩とは化学組成とモード組成の両面で連続的な組成を示すことから，前者の見解でまとめた．吉田村曽木そぎの深野川に沿って分布する石英閃緑岩～花崗閃緑岩の小岩体は，岩相の多様性と細粒花崗岩である梅木花崗岩との密接な産状から川井混成岩に相当する岩体と考えた．

下久野花崗岩は，総延長23km，幅2～4kmの細長い岩体で，本地域東部の木次町坂水から大東町下久野を経て横田地域内広瀬町上山佐を経て松江地域内下山佐に達し，さらに，安来市飯生町にかけて北東延長上に類似岩体が点在する．本地域内では細粒黒雲母花崗岩を主体とし，部分的に文象斑岩を含む．横田地域から松江地域では細粒白雲母黒雲母花崗岩の岩相も分布する．本地域南部の吉田村菅谷高殿から深野周辺に分布する梅木うめぎ花崗岩及び下久野花崗岩と梅木花崗岩の間に散在する岩脈状細粒花崗岩の一群も下久野花崗岩に相当すると考えられる．

大内谷花崗岩は，本地域北東部の大東町川井～下久野間に分布する斑状花崗岩で，径1～2mmの石基中に石英，カリ長石，斜長石，及び黒雲母の径3～8mmの斑晶を含む．

このほか，木次町中野堂々南西には，黒雲母流紋岩溶結凝灰岩の火山砕屑岩脈（堂々火山砕屑岩脈）が小範囲に分布している．この岩脈は，鵯花崗岩に貫入しているので因美期より若い火山岩類といえ，本地域内の中新世火山岩類とは岩相が異なるので，高山層群に対比できる可能性がある．本報告では鵯花崗岩直後の火山砕屑岩脈として記述した．

以上の後期白亜紀～古第三紀火成岩類の中には，それらを貫いてはいるが貫入時期を特定できない細粒閃緑岩と流紋岩の岩脈が認められる．これらに類似した岩石は新第三系中にないので，本報告では古第三紀の岩脈として一括した．

2.3 新第三系

新第三系は，中国山地北縁から宍道低地帯，島根半島，そして日本海にかけて広く分布する（第2.1図）．

島根半島は，宍道低地帯の複向斜と対をなす複背斜で，変形が著しく，向斜や背斜の間には同方向に走る宍道断層など高角度（70～90°）の逆断層が発達している（鹿野・吉田，1985；鹿野・中野，1985b，1986）．Otuka（1937a，b，1939）は，このように著しく変形している島根半島の新第三系褶曲帯をShindi folded zone（宍道褶曲帯）と呼び，その変形をもたらした変動をShindi tectogenese（宍道変動）と名付けた．宍道褶曲帯は鳥取沖まで延伸していることが確認されている（田中・小草，1981）．

一方，中国山地北縁では，日本海沿岸に沿って北側に単調に傾斜して分布しており，宍道変動に対応して地層の分布や層厚が変化はするものの，宍道褶曲帯のような著しい変形は認められない（多井，1973a）．

米子よなご，松江まつえ，出雲いずも，大田おおだでは，大きく内陸側に湾入した基盤を前期中新世初頭の溶岩・火砕岩が埋積している（吉田，1953；三位・吉谷，1972；吉谷ほか，1976）．これらの湾入部は，藤田（1972）のいう陥没盆地（三位・吉谷，1972；山陰グリーン・タフ団体研究グループ，1973，1979；吉谷ほか，1976；山内・吉谷，1981），コールドロン（沢田，1978a，b），あるいはリフト盆地（山内・吉谷，1992；鹿野ほか，1993）と考えられている．本地域南東部は西隣の石見大田いわみおおだ地域から南西隣の三瓶山さんべさん地域，南隣の頓原とんばら地域にまたがる出雲湾入部の湾頭部に，また，北東部は松江湾入部の湾奥部にあたる．

出雲湾入部の新第三系は，1950年代に広島大学の研究者によって集中的に研究された（今村ほか，1952，1954，1958；吉田，1953；Mukae，1954，1958；岡本・多井，1957；岡本，1959）．今村ほか（1958）とMukae（1958）はその成果をまとめ，出雲湾入部と三瓶山を挟んでその西側にある大田湾入部の中新統を下位から，波多はた亜層群，川合かわい累層，久利くり累層，大森おおもり累層，布志名ふじな累層，松江まつえ累層に区分するとともに，波多亜層群から大森累層までを石見いわみ層群，布志名累層と松江累層を出雲いずも層群として一括した．その後，出雲・大田両湾入部及びその周辺地域の広域調査を実施した通商産業省（1967，1969，1970a，b，1971）は，中新統をほぼ同様に区分し，それぞれ，波多層，川合層，久利層，大森層，布志名層，松江層と呼んだ．この層序区分は，岩相層序，生層序の広域的な対比に基づくもので，出雲・大田両湾入部とその周辺地域の標準層序として，金属鉱物探鉱促進事業団（1970，1971，1972a，b），歌田・湊（1972），三位・吉谷（1972），多井（1973a，b），三浦（1973，1974），吉谷ほか（1976），井上（1980），島根県地質図編集委員会（1982，1997），坂本・山田（1982），鹿野・中野（1985a），鹿野ほか（1988，1989，1991a，1994，1998，2001），高安ほか（1992）などによって踏襲されている．

一方，沢田（1978a）は，出雲湾入部の石見層群を詳しく調査し，波多亜層群最上部鍋山なべやま累層（Mukae，1958；岡本，1959）を大呂おおろ累層として波多亜層群から分離独立させ，大呂累層から大森累層までを簸川ひかわ亜層群，波多亜層群の波多火山岩類（Mukae1958；岡本，1959）を波多亜層群とした．大呂累層の大部分は，川合累層の砂岩礫岩の直下にあるものの，一部これと互層，漸移することから，通商産業省（1970a）によって川合層に含められている．

本報告では，このような事情を勘案して，西隣「石見大田及び大浦」地域の地質研究報告（鹿野ほか，1998）にならい，新第三系を下位から順に，通商産業省（1967，1969，1970a，b，1971）とほぼ同様に区分する（第2.3図）．

波多はた層は，出雲湾入部の最奥部，出雲市南方の飯石いいいし郡掛合かけや町波多及び周辺地域に分布する火山岩層に与えられた名称で，その大部分が陸上に噴出した安山岩～デイサイトの溶岩・火砕岩からなる．この，模式の波多層は，本地域南西部，石見大田いわみおおだ地域南東部，三瓶山さんべさん地域北東部，頓原とんばら地域北西部にまたがる東西10km，南北10kmの範囲を占め，本地域には，その北東部分1/3が分布する（第2.1図）．

模式地の波多層は，安山岩溶岩が卓越する岩相とデイサイト火砕流堆積物（デイサイト軽石火山礫凝灰岩～凝灰岩）が卓越する岩相を主体とする．基底付近では礫岩砂岩などの砕屑岩が卓越する岩相が局所的に認められる．安山岩溶岩は下位層準の大半を占め，デイサイト火砕流堆積物などと一部指交する．デイサイト火砕流堆積物は，上部のほとんどを占めており，その大半が溶結している．これらは，不整合あるいは断層関係で基盤と接し，川合層，久利層あるいは大森層に不整合に覆われる．南西縁と南縁は断層で基盤と接する．それ以外では基盤との間に明瞭な断層は確認できないが，波多層の層理面，溶結面は本地域掛合町穴見あなみを中心とした盆状構造の存在を示唆する．沢田（1978a，b）は，これを火山性陥没盆地と考え，掛合かけやコールドロンと名付けた．その後，Sawada（1984）は，掛合コールドロンの成因について議論し，大量の安山岩溶岩噴出による2回の陥没を経て，北西縁の割れ目火砕噴火によってカルデラ床が割れ目に向かって北西側に傾斜した状態で落ち込んだ陥没カルデラ，すなわちトラップ・ドア型カルデラ（Lipman，1997）が形成されたとするモデルを提案している．

波多層は数多くの貫入岩を伴う．掛合コールドロンとされている地域では，苦鉄質あるいは珪長質のシル・岩脈が波多層上部のデイサイト火砕流堆積物に貫入し，波多層と基盤との東側の境界付近（南隣頓原地域）では，幅数10～数100m以下の南北に延びた流紋岩岩脈と安山岩岩脈が境界に沿って貫入している．また，“掛合コールドロン”を取り巻くように，その北東隅（本地域），南東隅（南隣頓原地域），南西隅（南西隣三瓶山地域）に吉田深成複合岩体，民谷東部深成複合岩体・民谷南部深成複合岩体，野田山深成複合岩体などの火成岩体が基盤，または波多層と基盤との境界に貫入している（沢田，1978a，b）．

そのうち，本地域に分布する吉田深成複合岩体は，主に石英閃緑岩からなる直径3～4kmの岩株状貫入岩体で，斑れい岩を包有し，花崗閃緑岩を伴う．層序関係及び放射年代値に基づけば，掛合コールドロンを構成する波多層上部のデイサイト火砕流堆積物の年代は18Maよりも古く，吉田深成複合岩体など波多層に伴う貫入岩の多くは，貫入関係と放射年代値から18～16Maに定置固結したと考えて良い．

波多層に対比される火山岩は，本地域北東の大東町飛石から海潮うしお温泉を経てその北東隣松江地域及び東隣横田地域にまたがる松江湾入部にも広がる（第2.1図）．本地域内には，その基底となる安山岩溶岩・火砕岩が大東花崗閃緑岩と断層で接して分布している．この安山岩溶岩・火砕岩は，上位の溶結～非溶結デイサイト火山礫凝灰岩とともに松江湾入部の湾奥を占め，川合層・久利層に不整合に覆われている（鹿野ほか，1994）．

清久火山深成複合岩体は，モリブデンを多産したことで有名な清久せいきゅう鉱山のあった大東町川井かわいと下久野しもくもを結ぶ道路の東側に分布する．大内谷花崗岩などの古第三紀深成岩類を貫く直径2～3kmの岩株状岩体で，細粒石英閃緑岩～ひん岩と安山岩～デイサイト，デイサイト火山礫凝灰岩～凝灰岩などからなる．この岩体では，直接の接触関係は見えないが，岩体内の深成岩と火山岩は組成的に漸移しており，同一のマグマから固化したことが考えられる．火砕岩の分布はわずかで産状は定かでない．デイサイト～安山岩火山礫に富み，一部は溶結している．これらの産状から，清久火山深成複合岩体は，かつての火道を充てんしていると考えられる．同様規模の類似岩体は模式地の波多層周縁部にも認められることから，本報告では清久火山深成複合岩体もそれらと同時期に定置固結した岩体として位置づけた．

川合層と久利層は，それぞれ砂岩礫岩，泥岩で特徴づけられる海成層で，安山岩やデイサイト，流紋岩の水底溶岩・火砕岩を挟む．両層は一部指交関係にあり，ともに海生動物化石を産する（通商産業省，1967，1969，1970a，b，1971；岡本ほか，1971；黄・岡本，1979；多井・加藤，1979；竹ノ内ほか，1981，1982；野村，1986c）．両層の模式地である大田市川合町と久利町を流れる静間川上流の忍原おしばら川（三瓶山地域）沿いでは，川合層からVicarya cf. japonicaなどの浅海生貝化石が，また，久利層から有孔虫化石が産する（竹ノ内ほか，1981，1982；野村，1986c）．

竹ノ内ほか（1981，1982）は，忍原川沿いで得られた結果に基づいて，久利層の中に石灰質底生有孔虫殻が消滅する層準Foram. Sharp Line（FSL）（多井，1963）が存在すると考えた．FSLは日本海拡大の停止とともに西南日本が隆起し始める時期（鹿野ほか，1991b）に構造運動に伴って堆積盆への底層水の流入が制限され，堆積盆の溶存酸素量が急激に低下したことを示す点で重要な境界であり（野村，1989，1992），その年代は浮遊性有孔虫化石帯などとの対比から15～14Maとされている（米谷・井上，1981；Nomura，1992）．しかし，忍原川沿いでの底生有孔虫群集を統計的に解析するとFSLを認定することは難しく（野村，1986c），また，FSLを認めると川合層・久利層火山岩の放射年代値15～19Ma（Uto, 1989；Morris et al., 1990；Otofuji et al., 1991；沢田，未公表）や川合，久利両層を不整合に覆う大森層の火山岩の放射年代13～16Ma（鹿野・吉田，1984；Uto, 1989；Morris et al., 1990；Otofuji et al.，1991；沢田，未公表）に矛盾する．

本地域の川合層は，主に佐田町宮内から三刀屋町高窪にかけて後期白亜紀・古第三紀火成岩及び波多層を不整合に覆って分布する．主たる岩相は，安山岩溶岩・火砕岩，デイサイト火砕岩，砂岩であり，わずかながら，宮内の南西に流紋岩溶岩が，また，三刀屋町と出雲市の境界付近に基底礫岩が認められる．このほか，出雲市宇那手うなて町と見々久みみく町にも川合層の砂岩がわずかに分布する．

久利層は泥岩を主体とし，流紋岩火砕岩と安山岩溶岩・火砕岩を局所的に伴う．久利層の泥岩と流紋岩火砕岩は川合層の砂岩を覆って分布するが，久利層泥岩の中に砂岩が挟まれ，あるいは川合層砂岩の中に泥岩もしくは流紋岩火砕岩が挟まれていることがあり，本地域においても久利層は川合層と指交関係にあると考えられる．

大森層は川合層，久利層などを不整合に覆う地層である．陸上～浅海に噴出したデイサイト溶岩・火砕岩，安山岩～デイサイト溶岩などからなる．大森層と川合層・久利層との間の不整合は，丹後半島（山元・星住，1988）など西南日本の日本海沿岸で15Ma頃噴出した安山岩の基底に広く認められるものの一つであり，広い範囲にわたり沿岸域が陸化したことを示す（鹿野・中野，1985a；山元・星住，1988；鹿野ほか，1991b）．隣接する島根半島では，この当時，褶曲が始まった可能性が高く（山内・吉谷，1981；鹿野・吉田，1985；野村，1986a），海底火山体や褶曲構造の高まりの周囲にあった多量の砕屑物が，不安定な斜面上で頻繁に発生する重力流により運搬され堆積している（Kano and Takeuchi，1989）．

貫入岩の多くは苦鉄質の岩脈で，南北方向に延びたものと北東―南西方向に延びたものとがある．本地域では数少ないが，隣接地域まで視野に入れると北東―南西方向の岩脈は川合層・久利層までを貫いている．同方向に延びた流紋岩岩脈も少なくなく，川合層・久利層流紋岩と同時期に貫入したと考えられる．一方，南北方向の岩脈は大森層を貫くが，その上位の地層までを貫くものはほとんどなく，したがって，それらの貫入時期は大森層の火山活動と同時期と考えられる．波多層中の安山岩～デイサイトシルは放射年代から，波多層火山活動の末期か北東―南西方向の岩脈と同様，川合層・久利層の堆積期に貫入した可能性が高い．

室山むろやま玄武岩は木次町南端に位置する標高251mの室山頂部に分布する玄武岩である．詳しい産状は不明であるが，大東花崗閃緑岩にほぼ水平に重なることから溶岩と考えられる．室山玄武岩の全岩K-Ar年代は9.1±0.2Maで，西隣石見大田地域に分布する神西玄武岩の全岩K-Ar年代14Ma（高安・沢田，1989；鹿野ほか，1998中の宇都，未公表）や，北東隣松江地域の松江玄武岩の全岩K-Ar年代12～11Ma（鹿野・中野，1985a；Uto, 1989；Morris et al., 1990；Otofuji et al.，1991）に比べて有意に若い．

本地域では室山玄武岩より若い新第三系は分布していない．波多層から大森層に至る中新統は，おおむね東北東―西南西方向の走向を示し，北側に緩く傾斜しており，ほとんど変形していない．出雲湾入部の最奥部は火山活動を伴った沈降域を埋めて波多層の溶岩・火砕岩が広く分布している．川合層及び久利層は，後期白亜紀～古第三紀火成岩類や波多層の間の凹地を埋積するとともに，海岸に沿って広がっている．両層の堆積盆地の形態は見えないが，多井（1973a，b）は，両層の走向分布が東北東―西南西方向に延びていることから，その方向に沿った堆積盆地を想定している．一方，大森層は，沿岸から湾入部最奥部まで分布して直下の久利層のみならず川合層，波多層をも不整合に覆っており，しかも，川合層・久利層まで貫く岩脈と大森層まで貫く岩脈とでは方位が異なり，東北東―西南西と北北東―南南西を向いている．このことは，大森層が堆積する直前に大きな応力場の転換があり，それに伴う構造運動が始まったことを意味している．このような応力場の転換と構造運動は，ときを同じくして島根半島やその周辺地域でも起こっている（鹿野・吉田，1985；野村，1986a；鹿野・中野，1985b，1986；鹿野ほか，1989，1991a，1994，1998，2001）．島根半島では褶曲する松江層を和久羅山わくらやま安山岩が不整合に覆っており，5～6Maの全岩K-Ar年代を示す（川井・広岡，1966；Morris et al., 1990）和久羅山安山岩が噴出する前の後期中新世後期に褶曲が完成したと考えられている（多井，1973a，b；山内・吉谷，1981；鹿野・吉田，1985；野村，1986a）．山内・吉谷（1981）は，島根半島及び周辺地域の褶曲は，東西方向に延びた基盤のブロックが上昇することによって形成されたとしている．

2.4 第四系

本地域に分布する第四系は，高位段丘堆積物，中位段丘堆積物，古期扇状地堆積物，扇状地及び河川堆積物である．

本地域の北側にある宍道低地帯には，そこを埋積して第四紀堆積物が広く分布しており（第2.1図），海岸平野の形成過程について関心が高まった1960年代以降，中海臨海地帯の開発などとも関連して三位（1962，1966），小畑（1967a），建設省計画局ほか（1967），三位ほか（1969），山陰第四紀研究グループ（1969），水野ほか（1972），三位・藤井（1972）などによってその岩相と層序，堆積環境についての研究が進められ，多くの知識が集積された．大西（1979，1985），大西・松田（1985）は，これらの成果とその後の知見を基に，宍道低地帯全域の第四系について層序と分布をまとめ，大西（1988）は，ほかの地域との対比を試みている．また，同じ頃，宍道湖の音響探査やピストンコアの分析が中海・宍道湖自然史研究会（1982）ほかによって系統的に行われた．その成果は，三梨・徳岡（1988）編集の資料集「中海・宍道湖～地形・底質・自然史アトラス」や徳岡ほか（1990）にまとめられている．

しかし，鹿野ほか（1991a）は，宍道低地帯地下にある更新世堆積物の層序区分や，これと宍道低地帯縁辺部の段丘堆積物や扇状地堆積物との対比について依然として不明な点が残されていたために，大山松江だいせんまつえ軽石層及び三瓶木次さんべきすき軽石層という二つの更新世テフラを基準にして，地下の堆積物については，その堆積相と層序，分布を，地表の段丘堆積物及び扇状地堆積物については，面高度や構成物をあらためて検討して，大西（1985）並びに大西・松田（1985）の区分を修正し，宍道低地帯に分布する第四紀堆積物を，古い方から高位I段丘堆積物，高位II段丘堆積物，高位III段丘堆積物，中位I段丘堆積物，中位II段丘堆積物，古期扇状地堆積物，差海層，低位段丘堆積物，中海層，砂州及び海岸砂丘堆積物，三角州，扇状地及び氾濫原堆積物（本報告の河川堆積物の大部分に相当する）に区分した（第2.4図）．このうち，段丘堆積物については，大西（1985，1988），大西・松田（1985）の区分と重なるところも多いが，区分が変更された部分について従来の区分との混同を避ける必要があることと，新たになされた区分と対比が必ずしも確定していないこととを考慮して，模式地を特定するような固有地名を避けた形ですべての名称を変えている．

宍道低地帯に分布するこれらの第四紀堆積物のうち，高位I～III段丘堆積物は，それぞれ従来の山廻やままわり砂礫層，乃白のしら層，乃木のぎ層に相当する（鹿野ほか，1991a）．本地域では，現在の河床からの比高20～30mの面をなす高位段丘堆積物が加茂町愛宕と出雲市和久輪わくわ，木次町大島の斐伊川河岸，大東町三峠みそねの東側の丘陵に分布する．これらは，砂礫と粘土からなるが，赤色土壌を欠いており，土壌化した大山松江軽石層と思われる黄褐色火山灰土壌に直接覆われていることから，おそらく高位III段丘堆積物に対比される．

中位I及びII段丘堆積物は，従来の乃木層の一部と湯町ゆまち層，安来やすぎ層にそれぞれ相当し（鹿野ほか，1991a），海，湖または河川に堆積した礫，砂及び泥からなる．本地域では，斐伊川とその支流に沿って，現在の河床からの比高10～20mの段丘が点在する．露頭がほとんどないため，段丘を構成する堆積物の実態は不明であるが，周辺地域における段丘の分布面高度と比較して，おそらく中位II段丘堆積物に対比できる．中位II段丘堆積物は，宍道低地帯では比高5～10m，内陸の神戸川沿いの佐田町窪田や出雲市乙立おつだち町（西隣石見大田地域）で比高20～30mの堆積面をなして分布している．

古期扇状地堆積物は，中位I及びII段丘堆積物のいずれかの堆積時あるいはそれ以前に山麓斜面に堆積した岩屑堆積物である．本地域では大東町金成から東阿用にかけて分布する．

宍道低地帯の第四系の対比基準となっている二つの鍵層のうち，大山松江軽石層は，上乃木あげのぎ火山灰層（三位，1962），上乃木軽石（大西，1979）に相当する．主な重鉱物は角閃石で，磁鉄鉱と微量の黒雲母，カミングトン閃石を伴う（町田・新井，1979）．三瓶木次軽石層は，古志原こしばら火山灰層（三位，1962），木次軽石（松井・井上，1971）に相当する．全体として米ぬか状で黄褐色を呈する．鉱物組成は斜長石≫黒雲母で，微量の角閃石と鉄鉱を含み，三瓶雲南軽石層（林・三浦，1986）と類似するものの，比較的ガラスが少ない点で区別し得る（林・三浦，1986）．宍道低地帯及び周辺地域に分布する大山松江軽石は数10cm～1m，三瓶木次軽石層は1～3mと厚く，この地域でこれらに匹敵する層厚を有する降下火砕堆積物がほかに見あたらない上，主な重鉱物が異なるので両者の区別も容易で，よい鍵層となっている（鹿野ほか，1991a，1994）．

三瓶木次軽石層は，三瓶山周辺において阿蘇4火山灰層（7～9万年前：町田ほか，1985；町田・新井，1992）に直接覆われており（林・三浦，1986），その年代は7～9万年よりも古い．一方，大山松江軽石層は，高位III段丘堆積物の赤色土壌を覆っており，また，段丘堆積物の赤色土壌化は第四紀の温暖期（多くは最終間氷期，一部はそれより古い間氷期または最終氷期の亜間氷期）に進んだ（松井・加藤，1962）とされているので，おそらく13万年前よりもやや新しく（町田・新井，1979，1992；津久井・柵山，1981），7～9万年前よりも古い．津久井・柵山（1981）は，大山山麓で得た火砕堆積物の層序を基に，大山松江軽石層の年代を11～12万年と仮定し，大山倉吉だいせんくらよし軽石層の年代を4.5～4.7万年前（町田・新井，1979），その間の火山灰土の堆積速度を一定とすると，三瓶木次軽石層の年代が7～8万年前になることを指摘している．この推定値は層序から推定された値に矛盾しないので，彼らによって仮定された大山松江軽石層の年代には合理性がある．なお，その後，大山倉吉軽石層については，²³⁸U-²³⁰Th放射非平衡系による年代測定で4万3千年前の値が報告されており（大村ほか，1988），計算に用いたこの軽石層の年代値が妥当であったことが裏付けられている．木村ほか（1999）によれば，大山松江軽石層と三瓶木次軽石層のジルコンのフィッショントラック年代は，それぞれ180±60ka，100±20kaである．これらの値は広域テフラの編年に矛盾はしないが，ロームの堆積速度からの推定値よりも系統的に古く，したがって，ほかの方法で年代値の妥当性を検討する必要がある．

4.1 上島火山岩類及び相当火山岩類（Kt，Kv，Ks，Kd）

本地域の後期白亜紀火山岩類は北隣今市地域から連続する上島火山岩類が北西部に分布する．また上島火山岩類に相当すると考えられる火山岩類が，北東部の大東町清田東方～塩田地域（横田地域内），本地域南西部掛合町松笠下組～十日市地域，及び掛合町川上～吉田村菅谷高殿周辺にも分布している．本報告ではこれらをその他の火山岩類として，分布地域ごとに塩田岩体，十日市岩体，及び菅谷高殿岩体と呼ぶ．

4.2 蓮花寺花崗閃緑岩（R，Rf）

4.3 小木石英閃緑岩及び相当岩体（Kf，Kc）

小木石英閃緑岩及び相当岩体は捕獲岩体状の小岩体として本地域南部の三刀屋町中野から東隣横田地域内仁多町三所みところに至る，東西約16km，南北約7kmの地域に点在している．これらの小岩体は岩相的には中―細粒の苦鉄質深成岩類でしばしば斑状岩相を示す点で互いに類似している．これらを捕獲している岩体は鵯花崗岩ほか3岩体であるが，これらの貫入に先行した深成活動の産物として互いに対比可能な岩体群と考えられる．岩体の規模は最大でも径約4km程度であり，小さなものは露頭で径1m程度の捕獲岩として観察される．本岩は大小多数の岩体からなっているが，主な岩体としては以下の7岩体が認められる．吉田村川手かわて周辺に小木石英閃緑岩，三刀屋町中野周辺に中野岩体，吉田村上山周辺に後山岩体，木次町法印周辺に法印岩体，木次町芦原あしはら周辺に芦原岩体，木次町尾原～馬馳まばせ地域に三沢岩体，仁多町三所城山周辺に城山岩体（横田地域内）が分布している．本岩は多量の磁鉄鉱を含んでおり，風化部分では水流を使って簡単に分離できるので，古くから本岩の磁鉄鉱は鉄穴流しによって砂鉄の形で採取されてきた．本岩相の分布地域では砂鉄採集跡が谷川の途中が開けた平坦地（木次町芦原）や，山の稜線部分の平地（吉田村後山，仁多町上鴨倉）などの不自然な人工地形として残っているので，地形図や野外でこれらの地形から本岩の分布を容易に予想することができる．

4.4 大東花崗閃緑岩及び相当岩体（D）

大東花崗閃緑岩は松江地域から今市地域，本地域北東部にかけて底盤状に広がる．またこれに対比可能な岩体が，三刀屋町須所すぞ～掛合町多根たね～保関谷ほせきだにに至る地域，吉田村深野周辺，吉田村平田周辺，及び仁多町佐白～八代地域にも捕獲岩状の小岩体として分布している．本報告ではこれらの岩体を大東花崗閃緑岩に相当する岩体として，分布地域ごとに保関谷岩体，深野岩体，平田岩体及び佐白岩体と呼ぶ．

4.5 大宝花崗閃緑岩及び相当岩体（O）

4.6 鵯花崗岩，横田花崗岩及び相当岩体（H，Hp）

本地域に最も広く分布する岩体で，今市地域から本地域中央部に広がる鵯花崗岩と本地域南東部から横田地域に広がる横田花崗岩が分布する．このほか東部の仁多町八頭やとう以東に分布する斑状花崗岩もこれらに相当するその他の岩体として記述する．

4.7 堂々火山砕屑岩脈（Trd）

4.8 川井混成岩及び相当岩体（Kh，Kl）

川井混成岩は苦鉄質岩が花崗岩による混成作用によって細粒の石英閃緑岩から花崗閃緑岩まで生じたと考えられている（山本，1954）．これまで石英閃緑岩から花崗岩までを一括して川井混成岩とする岩体区分（滝本ほか，1965；山本，1963）と，花崗岩を独立させる岩体区分（石原，1966，1971）がある．本報告では石英閃緑岩から花崗閃緑岩までの苦鉄質岩相と珪長質岩相である花崗岩は化学組成の上（第4.2表）でも，モード組成の上でも連続しており，産状の密接性からいっても不可分と考えられるので前者のまとめ方によったが，本質的な差異ではない．このほか吉田村曽木の深野川に沿って分布する細粒の石英閃緑岩ないし花崗閃緑岩と，三刀屋町六重～木次町平田に貫入する岩脈状細粒花崗岩に伴う細粒石英閃緑岩～花崗閃緑岩を，苦鉄質から珪長質岩層に至る多様性と細粒花崗岩との密接な産状から川井混成岩の相当岩体とした．

4.9 下久野花崗岩，梅木花崗岩及び相当岩体（Sa）

大東町下久野附近の下久野花崗岩（山佐優白花崗岩を含む）と本地域南部の吉田村菅谷高殿から深野周辺に分布する梅木花崗岩は岩相が酷似しており，ほぼ同時期の岩体としてまとめられる．また下久野花崗岩と梅木花崗岩の間に点在する岩脈状細粒花崗岩の小岩体も下久野花崗岩に相当すると考えられる．

4.10 大内谷花崗岩（Ou）

4.11 岩脈（d，Rh）

本地域には，後期白亜紀～古第三紀火成岩類中に貫入時期を特定できない細粒閃緑岩（d）と流紋岩（Rh）の岩脈が多数認められる．これらに対比できる岩石は新第三系中になく，貫入時期は新第三紀以前と考えられるので，すべて古第三紀の岩脈として一括した．

5.1 波多層（Hd，Ha，Hcs）

5.2 吉田深成複合岩体（Yg，Yqd）

5.3 清久火山深成複合岩体（Sqd，Sad）

5.4 川合層（Kws，Kwc，Kwa，Kwd，Kwr）

5.5 久利層（Km，Ka，Kr，Kp）

5.6 大森層（Oa，Od，Op，Oc，Os）

5.7 貫入岩（B，F）

波多層，川合層，久利層及び大森層には岩株やシル，岩脈が多数貫入している．地質図では，吉田深成複合岩体と清久火山深成複合岩体を除く小規模な貫入岩を，苦鉄質貫入岩（B）と珪長質貫入岩（F）とに分けて示した．

苦鉄質貫入岩の多くは，玄武岩～玄武岩質安山岩，安山岩～苦鉄質デイサイトで，大日山などの大きなシルやその周辺の岩脈では，ひん岩から細粒閃緑岩まで認められる．珪長質貫入岩を構成する岩石は珪長質デイサイト～流紋岩で，粗粒の岩相はほとんど認められない．苦鉄質貫入岩も珪長質貫入岩も大森層より上位の地層には貫入していないので，その多くは大森層の時代あるいはそれ以前に貫入したと考えられる．

岩脈には北北東―南南西方向のものと東北東―西南西方向のものとがある．前者は大森層までを貫いており，後者は波多層，川合層，久利層に貫入している．周辺の深成岩などに貫入する岩脈も同じで，例えば，大東町幡屋下組（今市地域）周辺の大東花崗閃緑岩中にあって東北東―西南西方向に延びる岩脈はフィッショントラック年代値16.0±0.8Ma（第5.5表）を示し，川合層・久利層に対比できる．このことは，本地域が，川合層久利層の時期と大森層の時期にそれぞれ，北北西―南南東方向の展張応力場と北北東―南南西方向の圧縮応力場にあったことを示唆する．（鹿野ほか，1998，2001）．

波多層が分布する掛合町滝谷及びその周辺地域には，安山岩～苦鉄質デイサイト及び珪長質デイサイト～流紋岩のシルと北東―南西方向に延びた岩脈が分布する．ただし，掛合町八重滝（南隣頓原地域）にあって波多層とその基盤との境界付近に貫入する無斑晶流紋岩岩脈群は，例外的に南北方向を向いており（第5.1図）．波多層とその基盤との間の構造に規制されていることが考えられる．

これらシル・岩脈を構成する安山岩～苦鉄質デイサイトの多くは，斑晶として，斜長石のほか，普通輝石，角閃石，まれに紫蘇輝石を含む．滝谷川上流の竜頭りゅうずヶ滝に見られるように，貫入岩体の中心部で斜長石斑状安山岩シルの中にひん岩から細粒閃緑岩に移化するところがある．また，岩体の末端部で珪長質になる場合がある．珪長質デイサイト～流紋岩は，斑晶をほとんど含まず，かすかに流理が認められることがある．

沢田（1978a）は波多層中のシルのうち，あるものは貫入岩，あるものは溶岩ドーム，そしてあるものは溶岩として記載している．確かに，掛合町穴見左谷に面したデイサイトシルは広範囲にわたって角礫化している．また，竜頭ヶ滝をなす安山岩シルでは高さ30mを超える滝の全面に柱状節理が発達する（第5.22図）が，上段の滝の根元付近にある板状節理に沿ってジグソー・パズル状に割れて角礫化している（第5.23図）．このような角礫岩は，溶岩の上面，下面に発達する流動角礫岩を想起させるが，母岩との境界付近ではほとんど確認できない．また，母岩が定置した陸上の環境で期待される高温酸化の証拠も認められない．したがって，これらの角礫岩は流動角礫岩ではなく，貫入時の岩体の変形や割れ目に沿った水または水蒸気の侵入などによって局所的に応力が集中して破砕したことが考えられる．

掛合町竜頭ヶ滝に露出するシルを構成する細粒閃緑岩～閃緑ひん岩のジルコンのフィッショントラック年代は17.6±0.8Maである（第5.6表）．また，掛合町松笠の東，北迫の道路沿いで採取したデイサイトシルの斜長石K-Ar年代は15.4±0.7Maである（第5.7表）．これらの年代値は，吉田・野田山深成複合岩体と同様，滝谷周辺のシル・岩脈が波多層上部のデイサイト火砕岩卓越相が定置した直後，もしくは川合層・久利層の時代18～16Maに貫入したことを示唆する．

5.8 室山玄武岩（Mb）

6.1 高位段丘堆積物（Th）

現在の河床からの比高20～30mの面をなして加茂町愛宕あたごと出雲市和久輪わくわ，木次町大島の斐伊ひい川河岸，大東町三峠みそねの東側の丘陵に分布する（第6.1図）．これらは，砂礫と粘土からなるが，赤色土壌を欠いており，土壌化した大山松江軽石層と思われる黄褐色火山灰土壌に直接覆われていることから，おそらく宍道低地帯の高位III段丘堆積物（鹿野ほか，1991a，1994）に対比される．

6.2 中位段丘堆積物（Tm）

斐伊川とその支流に沿って，現在の河床からの比高10～20mの段丘が点在する．露頭がほとんどないため，段丘を構成する堆積物の実態は不明であるが，周辺地域における段丘の分布面高度と比較して，おそらく宍道低地帯の中位II段丘堆積物（鹿野ほか，1991a，1994）に対比できる．中位II段丘堆積物は，宍道低地帯では比高5～10m，内陸の神戸川沿いの佐田町窪田や出雲市乙立町（西隣石見大田地域）で比高20～30mの堆積面をなして分布している．

6.3 古期扇状地堆積物（f）

古期扇状地堆積物は，中位I及びII段丘堆積物のいずれかの堆積時あるいはそれ以前に山麓斜面に堆積した岩屑堆積物である（鹿野ほか，1991a，1994）．本地域では大東町金成から南西方の東阿用にかけて山麓斜面をなしている．堆積面はすでに開析され，耕地として利用されているため堆積物の実態は不明である．局所的に三瓶木次軽石または雲南軽石に対比される軽石が認められ，また，東阿用では中位段丘に移化する．

6.4 扇状地及び河川堆積物（v）

斐伊川とその支流沿いには流域の山地から供給された砕屑物が氾濫原，自然堤防，流路をなして堆積している．また，河川の始まりとなる扇状地には土石流などの重力流などによって運ばれた砕屑物が堆積している．

9.1 金属鉱床

9.2 非金属鉱床

9.3 石炭

木次地域には，新第三紀中新世に形成された石炭鉱床が賦存する．いずれの鉱床も小規模で炭化度も低く，炭質は褐炭に属する（鈴木・井上，1985）．

島根炭田

木次地域北部には夾炭層が比較的多く露出しており，高窪炭鉱（飯石郡三刀屋町高窪）のほか，出雲炭鉱（同屋内），中国炭鉱（同角谷）などがある．これらをあわせて島根炭田と呼ぶ．高窪炭鉱は，当初，島根報国炭鉱として昭和19年より採炭が開始された．しかし，昭和24年より鉱量の不足により出鉱量が減少し，昭和25年に鎮西鉱業株式会社島根炭鉱が鉱業権を引き継いで事業の継続を計ったが，昭和26年に休山となった．この間の出炭量は約42,000トンである．出雲炭鉱と中国炭鉱は，いずれも昭和21年より採炭を開始し同24年に休山した．出炭量はそれぞれ約7,500トン，約3,300トンである（甲藤・中村，1952）．

これらの炭鉱の炭層は中新世の川合層に挟在し（北条，1964），上部・下部に分けられる．上部の炭層は頁岩と炭質頁岩の互層と言うべきもので，採炭の対象は主に下部の炭層であった．下部の炭層は比較的厚く，最大5mに達した．炭質は良質とは言えず，通常灰分は30%以上で，発熱量は3,000kcal/kgと低い．理論埋蔵量は約15万トンと見積もられている（甲藤・中村，1952）．

9.4 石材

木次地域内の石材産地は，飯石郡三刀屋町三刀屋五反田の1ヶ所のみである．石切り場は，大東花崗閃緑岩の中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩を「三刀屋石」として墓石・土木用に採石・出荷していたが，現在は操業を休止している．岩石標準試料JG-3は，本採石場から採取されたものである．

9.5 骨材

9.6 温泉

木次地域内には東日登温泉，湯村温泉，みとや深谷温泉の3ヶ所が存在する．東日登温泉（大原郡木次町木次）は大東花崗閃緑岩内に位置する．以前には泉温＝13.5℃，pH＝6.4，湧出量＝10リットル/分，単純Rn泉と報告されていたが（金原，1992），平成9年に町営温泉施設が建設され，泉温＝36℃，pH＝9.6，湧出量＝210リットル/分の新たな泉源が開発された．

湯村温泉は鵯花崗岩内に位置している．木次町湯村と斐伊川を挟んで対岸の吉田村川手海谷にまたがり，斐伊川の川床から湯が湧き出している．湯村側の泉源では泉温＝42.6℃のアルカリ性単純温泉である．当温泉を利用した宿泊施設が木次町側と吉田村側の両岸で営業されている．

みとや深谷温泉は三刀屋町根波別所深谷の中新統川合層の安山岩から湧出している．本温泉の泉質はカルシウム―硫酸塩泉で泉温＝16.9℃の冷鉱泉である．なお湯村温泉の斐伊川上流の吉田村深野には，入湯施設がなく泉源と温泉水を汲みにくる人のための貯蔵タンクのみが設置されている場所（深野温泉スタンド）がある．泉温は25℃，pH＝8.59のアルカリ性単純温泉である．

9.7 深成岩類の風化と地質災害

1964（昭和39）年7月山陰・北陸豪雨では，本地域北西部から北隣の今市地域南西部にかけて風化した深成岩類の急傾斜地崩壊による土砂災害が発生した．斜面崩壊の密度は今市地域内の加茂町大竹～中山地域で最も激しかったが，本地域内でも加茂町三代～木次町山方にかけても崩壊が多数発生した．これらの地域は今市地域内では新第三紀火山岩類と鵯花崗岩が接する部分に当たり，本地域内では鵯花崗岩と大東花崗閃緑岩の接する地域に当たる．本地域北部から今市地域に分布する深成岩類のうち，大東花崗閃緑岩の分布地域は比較的に緩傾斜の丘陵状になるのに対し，鵯花崗岩分布地域では斜面の勾配がより大きくなる傾向が認められる．また崖崩れの発生は，鵯花崗岩では均質に真砂化した表層部分が崩壊するのに対し，大東花崗閃緑岩では節理の粘土化した部分に沿って崩壊している違いが指摘されている（安藤ほか，1968）．大東花崗閃緑岩の風化部は均質な真砂にはならず，節理に沿って真砂化して節理の間の部分は径1～5mの玉石状に堅い新鮮な部分が残っている．

大東花崗閃緑岩の深層風化については，木次町寺領小学校裏山で掘削された深度約70mのボーリングを使った研究がある（三浦，1987）．それによると0.5m毎の標準貫入試験におけるN値は地表から5.5mまでは10以下，9.5mまでは10～20，13.5mまでは20～30，15.5mまでは40前後，16mで50を越えたが，19mで70に達するところまで計測されている．深度方向の化学組成の変化も分析された．深度方向の含水量（H₂O（＋）＋H₂O（-））の変化に注目してみると，深度4mで9.46%，10mで5.38%，20mで4.07%，28mで3.72%，38mで2.90%，51mで1.74%と深くなるに従って減少している．深度65mでは0.97%となり，新鮮な大東花崗閃緑岩（例えばJG-3では0.84%）にほぼ相当する含水量を示した．X線回析による斜長石のカオリナイト化は20m以浅で認められた．真砂化した部分が深層にまで達していることについては，これまでは深層風化と呼ばれてきたが，三浦（1987）は大東花崗閃緑岩には濁沸石脈が発達し，斜長石に風化によるカオリナイト化が認められない深部においても斜長石とカリ長石に曹長石化が見られ，黒雲母がバーミキュライト化していることから，深部の真砂化は花崗閃緑岩が冷却する過程での熱水変質を受けた上に風化が重複している可能性を考えた．大東花崗閃緑岩には地表付近でも新鮮な露頭があり，かつては石材の石切場もあった．このように風化の進行が場所によって一様でないのは，風化以前の変質が一様でないことを意味しているのかもしれない．