1.1 地形概説

「豊橋及び田原」図幅地域（以下，本図幅地域と略す）は，北緯34°37′―34°50′，東経137°15′―137°30′（世界測地系では北緯34°36′31″9-34°50′11″8，東経137°14′49″3-137°29′49″2に相当するが，本報告では日本測地系を使用する）の範囲に相当する（第1.1図）．本図幅の基図には，国土地理院発行（平成7年に修正）の5万分の1地形図「豊橋」と「田原」及び「蒲郡」の一部を合わせて使用した．

行政区分としては，本図幅地域の主要部が愛知県豊橋市によって占められる（第1.2図）．豊橋市周辺には，北方に西から蒲郡市，宝飯ほい郡小坂井こざかい町，豊川市，新城市が位置し，南西には田原市が，東方には静岡県浜松市，湖西こさい市が位置している．なお，現在の豊川市は，平成20年1月15日に宝飯郡御津みと町と音羽おとわ町が編入されたものである．また，現在の田原市は，平成15年8月20日に渥美あつみ郡田原町が赤羽根町を編入合併してできた田原市に，平成17年10月1日に渥美町が編入合併されたものである．本図幅地域の浜松市は，平成17年7月に編入合併された引佐いなさ郡三ヶ日みっかび町の範囲である．

本図幅地域は愛知県の東南部，静岡県の西南部に位置しており，渥美半島の付け根に相当する．陸域には，中央構造線を境に，北西部に三河高原南縁の宝飯山地（あるいは御堂みどう山地）が，東部は赤石山脈の南縁にあたる弓張ゆみはり山地（あるいは八名やな山地）が分布する．また，南西部には渥美半島の骨格を形成する蔵王ざおう山地がある．弓張山地と三河高原南縁に挟まれた地域には豊川とよがわが流れており，その流域に東三河平野（あるいは豊橋平野）が広がり，この平野に豊橋市や豊川市が位置している．東三河平野の南を東西に流れる梅田川から遠州灘までの範囲には天伯原てんぱくばら台地が広がっている．低地は豊川，梅田川，宝飯山地から流れる音羽おとわ川の下流域や小河川の流域に形成されている．海域は，宝飯山地と蔵王山地に囲まれるように渥美湾（三河湾の東部）が，南部には遠州灘（太平洋）が広がる．豊橋市から田原市沿岸にかけては，かつて砂州が形成されていたが，江戸時代から行われている新田開発や近年の産業開発により，干拓地・埋立地が広がっている．田原市の渥美湾側には田原湾があり，その湾奥には，日本最大級の干潟である汐川しおがわ干潟がみられる．

以下に述べる地形の名称は，建設省計画局・愛知県（1963），岡田（1984）を参考にした．

1.2 山地の地形

三河高原は愛知県東部の大部分を占め，標高400～800mの平原状の山地である．三河高原の地質は，領家変成コンプレックスや領家深成岩が広い面積を占めている．本図幅地域の三河高原にあたる部分は，音羽川断層谷によって分断され，南西部の山塊は宝飯山地とよばれる．山地頂面の標高は徐々に南方へと高度が下がり，蒲郡港付近では海中に没する．本図幅地域の宝飯山地には，西部に御堂山みどうやま（標高363.5m）や砥神山とがみやま（標高252m），東部には残丘状に御津山みとやま（標高94.4m）や新宮山しんぐうさん（標高84m）がある．山麓部には段丘化した扇状地が形成されている．蒲郡市豊岡町に分布する花崗岩は，表層部がマサ化しており，そのため丘陵平坦面が形成されている．

本図幅地域の東部に位置する弓張山地は，赤石山脈の南縁部にあたる．地質は山地最北部に三波川変成コンプレックス（苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライトなど），それ以外は秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス（チャート，石灰岩，玄武岩，泥岩など）から構成されている．弓張山地北部である豊橋市嵩山すせ町や石巻平野町周辺においては，三波川帯・秩父帯の石灰岩や御荷鉾みかぶユニットの変成岩の岩体が分布しており，石灰・セメントの材料や建築の砕石としての採石が行われている．本図幅地域内の標高点としては，坊ヶ峰ぼうがみね（標高445.8m），石巻山いしまきさん（標高358m）などがあげられる．この山地は徐々に南西方向に高度を下げ，豊川や梅田川周辺の台地や低地に没する．特に弓張山地南部の豊橋市岩田町，大岩町（岩屋山いわやさん），雲谷うのや町（立岩）にはチャートや混在岩の岩体が残丘状にみられる．この山地は谷による開析を受けて入り組んだ山麓をしており，山麓部には緩斜面の扇状地性堆積物や崖錐堆積物が分布する．豊橋市岩崎町にある葦毛いもう湿原は，この緩斜面に位置している．

蔵王山地は本図幅地域の南西部に位置し，西南西方向に広がっている．図幅内では，蔵王山（標高250m）と笠山（標高78.6m）がある．地質としては，弓張山地と同様に三波川変成コンプレックスと秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスから構成される．地質構造が弓張山地からの延長であるために，両山地を合わせて八名山地ともよばれる（建設省国土地理院，1968）．田原市片浜や白谷しろやでは，弓張山地北部と同様に，石灰岩や御荷鉾ユニットの変成岩の採石が行われている．

1.3 台地の地形

本図幅地域の台地は，北部から蒲郡台地，宝飯台地，豊川右岸台地，豊川左岸台地，高師原台地，田原台地，大清水台地，天伯原てんぱくばら台地，新所原しんじょはら台地の9つに大きく区分される（第1.3図）．豊川を挟んで，豊川右岸台地，左岸台地が位置し，音羽川で豊川右岸台地は宝飯台地と境される．豊川左岸台地は柳生川で高師原台地と境され，高師原台地と天伯原台地は梅田川で境される．大清水台地は天伯原台地の西ノ川と紙田川に挟まれた位置にある．田原台地と天伯原台地は汐川によって境される．新所原台地は梅田川の上流である境川で天伯原台地と境されている．

本図幅地域の台地の地形に関する研究は，辻村（1919），浅井（1933），渡辺（1942），石川（三野）（1957）などがあり，段丘地形については土（1960a），町田・大倉（1960），貝塚（1961），中川（1961），建設省計画局・愛知県（1963），建設省国土地理院（1967，1972），石川・太田（1967），羽田野・三村（1973），大矢・大森（1978），木村ほか（1981，1982），岡田（1984），水野（1984），堀（1998）などがある（第1.1表）．本図幅においては，台地上にみられる地形面を上位面である天伯原面と旧期扇状地面，南大清水面，中位面である福江面（黒田，1966a），小坂井面（土，1960a），豊橋面（土，1960a），新期扇状地面，下位面である低位段丘面に区分した（第1.4，1.5図）．

1.4 低地の地形

本図幅地域の低地は，御津低地，豊川低地，柳生川低地，梅田川低地，汐川低地に大きく分けられる（第1.3図）．

御津低地は，音羽川と佐名川の下流域に形成された低地である．豊川市白鳥しろとり町，為当ためとう町，御津町上佐脇には，上記の河川の旧河道，自然堤防，河川が氾濫してできた後背湿地が分布する．渥美湾沿岸になると，海岸線に沿って浜堤が分布する．豊川低地は豊橋市と豊川市の間である豊川流域に分布する．この低地は，河口から4～5kmまで縄文海進時に内湾化し，沖積面には浜堤や後背湿地が広がる．それより上流になると自然堤防，旧河道，後背湿地など河川性の地形が発達する．自然堤防と後背湿地との間には約1～1.5mの比高がある．本図幅地域の渥美湾沿岸低地には，浜堤が分布している．遠州灘沿岸においては，現海浜堆積物が連続している．

渥美湾沿岸の豊川河口から汐川河口にかけては，かつて砂州や干潟が広く分布していたが，現在は広く埋め立てられている．近世以降，新田開発として，沿岸部の低地の微高地や干潟，砂州が広く干拓され，近年では広く工業用地としての埋立地が建造されている．

1.5 渥美湾の海底地形

建設省国土地理院（1973）による渥美湾の調査結果を以下に記す．本図幅地域内の海域は三河湾の湾奥に位置し，三河湾出口の師崎水道とは異なり極めて単調な海底地形を呈す．水深は最深11m程度である．姫島周辺や蔵王山の北部には水深8mまでの緩斜面，神野新田沖の水深4～6mにも緩斜面がみられるが，これら以外の地域では平坦な海底面が広がる．この渥美湾の平坦面は水深20m以上まで連続しており，陸上における中位段丘面である小坂井面からの延長であることが地形・地質断面から推定されている（水野，1984；堀，1998；森山，2004）．

2.1 秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス

本図幅地域の東部（弓張山地）及び南西部（蔵王山地）には秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスが分布する．本図幅地域には黒瀬川帯に相当する地質体が分布しないため，本報告では秩父帯北帯あるいは南帯といった区分は行わず，秩父帯として一括して記述する．本図幅地域の秩父帯付加コンプレックスは岩相の特徴や地質構造に基づき，構造的上位から石巻山いしまきさん・嵩山すせ・多米ため・雲谷うのやの4ユニットに区分される．弓張山地には上記の4ユニットが，蔵王山地には嵩山ユニットのみが分布する．

石巻山ユニットは玄武岩，石灰岩，及び小量のチャートからなる．嵩山ユニットはチャートの大規模岩体及び石灰岩やチャートの岩塊を泥質基質中に含む混在岩からなる．多米ユニットは主として走向方向への連続性の良いチャートの大規模岩体と，泥質基質中にチャート，砂岩，珪質泥岩などからなる岩塊を含む混在岩からなる．雲谷ユニットは破断した砂岩泥岩互層を主体とし，走向方向への連続性の良いチャート，砂岩の大規模岩体及び混在岩を含む．各コンプレックスの形成年代は，嵩山ユニット及び多米ユニットが後期ジュラ紀の前期，雲谷ユニットが中期ジュラ紀の後期である．石巻山ユニットからは年代決定に有効な化石は得られていない．

2.2 三波川変成コンプレックス

本報告では前期白亜紀後期―後期白亜紀に低温高圧型の変成作用で生じた変成岩類を三波川変成コンプレックスとした．本地域の三波川変成コンプレックスは御荷鉾みかぶユニットと舟着ふなつきユニットから構成される．御荷鉾ユニットは変成かんらん岩，変成斑れい岩，苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライト，珪質片岩からなる．舟着ユニットは泥質片岩と少量の苦鉄質片岩からなる．両ユニットは東北東走向の高角断層で境される．本地域の三波川変成コンプレックスはパンペリー石アクチノ閃石亜相高圧部の変成作用を被っている．

2.3 領家変成コンプレックス

本報告では後期白亜紀の高温低圧型変成岩類を領家変成コンプレックスとした．本地域の領家変成コンプレックスは変成泥岩，変成砂岩，変成珪質岩からなる．北隣の「御油」図幅地域を含めると，変成泥岩の鉱物組合せにより黒雲母帯，カリ長石珪線石帯及びざくろ石菫青石帯に分帯できる．本地域にはこのうち高温の帯であるカリ長石珪線石帯の泥質片麻岩，砂質片麻岩ないしグラノフェルス，珪質片麻岩が分布する．多くの場合，片麻岩及びグラノフェルスには花崗岩質脈が発達し，ミグマタイトとなっている．本地域の領家変成コンプレックスの変成相は角閃岩相高温部に達している．

2.4 領家深成岩

本図幅地域の領家深成岩は，古期領家深成岩に属する後期白亜紀の神原トーナル岩及び優白質花崗岩岩脈からなる．

神原トーナル岩は図幅北西端部に分布し，中粒片麻状の角閃石黒雲母トーナル岩―花崗閃緑岩からなり，片麻状構造が顕著である．

優白質花崗岩岩脈は神原トーナル岩中に貫入する．細粒黒雲母優白質モンゾ花崗岩を主とし，片麻状構造を示すことがある．また，神原トーナル岩の片麻状構造を切って貫入することがある．

2.5 第四系

本図幅における第四系は，中部更新統渥美層群，中―上部更新統（渥美層群を除く），上部更新統―完新統に区分される．

中部更新統渥美層群は，本図幅地域南部の遠州灘に面した天伯原台地を構成し，海食崖に連続して露出する．本層群は海水準変動によって形成された堆積サイクルに基づいて区分され，下位より二川ふたがわ層，田原層，豊橋層によって構成される．各層は，いずれも下位より，谷埋堆積物の砂礫層と泥質層，その上位に沖浜―前浜堆積物の砂及び砂礫層という層相が順に重なっており，層相に基づいて更に部層に区分される．各層にはそれぞれ2層のテフラが報告されている（杉山，1991；中島ほか，2008）．その中でも，田原層のAt-3は六甲山地西麓に分布する高塚山テフラ，豊橋層のIkb-1は南九州が噴出源である加久藤テフラに対比されており，そのテフラ層序に基づき田原層は主にMIS（Marine Isotope Stage：海洋酸素同位体比ステージ）11，豊橋層は主にMIS9の堆積物とされている（中島ほか，2008）．豊橋層の最上位部層である天伯原礫部層の堆積面は，天伯原台地における海成段丘面（天伯原面）を形成するが，開析が顕著である．

中―上部更新統は，豊川本流性の段丘堆積物，宝飯山地，弓張山地及び蔵王山地の周縁台地における豊川の支流性の扇状地性（崩積性も含む）堆積物，そして海成―河川性段丘堆積物に区分される．豊川本流性の段丘堆積物として，小野田層が豊川左岸台地，小坂井層が豊川右岸及び左岸台地に分布する．これらは円―亜円礫によって主に構成される砂礫層である．豊川支流性の扇状地堆積物として，旧期扇状地堆積物とそれを開析する新期扇状地堆積物が山地から台地にかけて分布する．これらの扇状地堆積物は，角―亜角礫によって主に構成される．海成―非海成段丘堆積物は，高師原台地，天伯原台地北部，大清水台地，田原台地に分布する南大清水層と福江層である．これらの地層は，分布域の西部では海成礫層及び泥層が発達するが，東部では河成の礫層から構成される．その他の段丘堆積物として，梅田川，汐川，柳生川，その他の小河川沿いに低位段丘堆積物が分布する．これらは円―亜円の砂礫層からなる．

上部更新統―完新統は本図幅内の低地に主に分布する．豊川低地には海岸線から約4～5km内陸まで海成層が分布しており，地表近くでは浜提堆積物や後背湿地堆積物が分布する．更に内陸には自然堤防堆積物，後背湿地堆積物や旧河道堆積物などの豊川の堆積作用によって形成された河成堆積物が分布する．御津低地の佐名川と音羽川に挟まれた地域には，後背湿地堆積物や旧河道堆積物が分布する．

2.6 地質構造

本図幅地域北西部には西南日本内帯の領家帯，北東部から南西部にかけては外帯の三波川帯及び秩父帯が分布しているため，豊川流域の地下から三河湾底にかけて，東北東―西南西方向に中央構造線が走っていることが推定される．しかし，本図幅地域では，中央構造線を構成する地質境界は第四系に覆われているため地表に現れていない．中央構造線は，新城市有海あるみ（「三河大野」図幅内；池田ほか，1974；家田・松岡，1996）と渥美半島先端部の伊良湖岬と立馬崎たつまざきの間（山田ほか，1984）に位置すると報告されており，それに基づいて中央構造線を第2.2図に示した．

渥美層群の分布する天伯原台地は，本図幅地域東南部の白須賀で約80mの高度に及ぶ．しかし，その高度は北西方向に低下している．この地形については古くから報告されており（辻村，1919；浅井，1933；石川（三野），1957），この地形を形成した構造運動は渥美曲隆運動（黒田，1958a）と呼ばれる．この地形は，東北東―西南西方向を軸とした構造運動によって形成され，この運動の軸方向は，フィリピン海プレートが沈み込む南海トラフや豊橋平野地下に内在する中央構造線ともほぼ平行している．したがって，フィリピン海プレートの沈み込みによって隆起することで，この地域の地質構造が形成されたと考えられる．

3.1 「豊橋及び田原」図幅地域周辺における秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスの研究史

本図幅地域周辺の秩父帯についての研究は石井（1928）による7万5千分の1地質図幅「豊橋」に始まり，その後の5万分の1地質図幅「秋葉山」（斎藤・礒見，1954），「三河大野」（斎藤，1955）及び「浜松」（礒見・井上，1972）に引き継がれた．またこのほかに，礒見（1958）による浜松周辺地域の秩父帯の総括的研究及び松沢・嘉藤（1961）による豊橋市域の地質に関する研究がある．これらの研究により，本図幅地域周辺の秩父帯付加コンプレックスは，紡錘虫化石による石灰岩の年代及び見かけの層序関係から下位の都田みやこだ層（下部ないし中部ペルム系）及び井伊谷いいのや層（下部ペルム系）に区分された．

放散虫化石について，本図幅地域周辺の秩父帯付加コンプレックスから初めて中・古生代の放散虫化石を見いだしたのは水垣（1985）である．水垣（1985）はチャートからペルム紀―三畳紀の，泥質岩からジュラ紀の放散虫化石を抽出し，更にチャート及び石灰岩は，分布形態，岩体の形状，及び化石年代の相違から，泥質岩中の異時代異地性岩体であることを指摘した．その後，池田（1990a），家田・杉山（1998），家田（2001）及び丹羽・大塚（2001）がペルム紀―ジュラ紀の放散虫化石の産出を，更に堀（2004b，c，d，e）は本図幅地域の本報告書作成のための調査・研究の過程で多くの地点からペルム紀―ジュラ紀の放散虫化石の産出を報告した．また最近，Niwa and Tsukada（2004）は浜名湖北西岸に露出する都田層の泥岩から中期ジュラ紀のBathonian後期を示す放散虫化石の産出を報告している．

層序区分については，永らく斎藤（1955）の都田層及び井伊谷層が用いられてきたが，上述のように放散虫化石によって付加コンプレックスの年代と区分の改訂が必要となってきた．そこで丹羽・大塚（2001）は，浜名湖西方地域の秩父帯付加コンプレックスを岩相と地質構造に基づきユニットA，B，Cに区分した．その後，堀（2004a）は，本図幅地域内の多くの地点から得られた放散虫化石の示す年代に基づき，丹羽・大塚（2001）のユニットA及びユニットBの海洋プレート層序を復元した上で，丹羽・大塚（2001）の層序区分に改訂の余地があることを示唆した．更に，丹羽（2004）は丹羽・大塚（2001）の層序区分について，各ユニットの岩相組み合わせを再検討し，岩相及び構造的な層序関係を基準に，新たにユニットT1，T2及びT3の3ユニットに区分した．主要な変更点は，丹羽・大塚（2001）のユニットA分布域北部を，砕屑岩類スラブ及び混在岩を主体とするユニットT1として認定し，丹羽・大塚（2001）のユニットAの南部とユニットCを同一の岩相を有し構造層準も同じであることからユニットT2としてまとめたことである．この結果，ユニットT1は丹羽・大塚（2001）のユニットA北半部に，ユニットT2はユニットAの南半部とユニットCに，ユニットBの大部分はユニットT3にそれぞれ再定義された．

一方，本図幅地域南西方の渥美半島に分布する秩父帯付加コンプレックスにおいて，永井・石川（1995），Ohba and Adachi（1995），Ohba（1997）及び堀（2005）がペルム紀―ジュラ紀の放散虫化石の産出を報告した．Ohba（1997）は渥美半島西部の秩父帯付加コンプレックスを，岩相と放散虫年代に基づきユニットA，B，Cに区分した．更に，Ohba（1997）は渥美半島において秩父帯の構成岩類と三波川結晶片岩類及び御荷鉾緑色岩類を画する高角断層を神島―伊良湖断層と命名している．

なお，本図幅地域を含む愛知県及び静岡県西部の地質については，愛知県（1962）による20万分の1愛知県地質図，山田ほか（1972）による20万分の1地質図幅「豊橋」，経済企画庁総合開発局（1974）による20万分の1表層地質図，愛知県（1984）による5万分の1表層地質図「豊橋・田原」及び牧本ほか（2004）による20万分の1地質図幅「豊橋及び伊良湖岬」が公表されている．

3.2 概要及び層序区分

本図幅地域周辺の秩父帯付加コンプレックスは浜名湖周辺と渥美半島の2地域に分布し，前者は本図幅地域東部（弓張山地）に，後者は本図幅地域南西部（蔵王山地）に位置する（第3.1図）．秩父帯付加コンプレックスは，北側で三波川変成コンプレックスと高角断層（神島―伊良湖断層の東方延長）で接している．本報告では，本図幅地域の秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスを，岩相組み合わせの差異，層序的位置関係，地質構造及び放散虫年代に基づき，構造的上位から石巻山いしまきさんユニット，嵩山すせユニット，多米ためユニット及び雲谷うのやユニットという4つの構造層序単元（ユニット）に区分した．石巻山ユニットは玄武岩凝灰岩及び溶岩，石灰岩，及び少量のチャートからなる．嵩山ユニットは，石灰岩及びチャートの大規模岩体と主として玄武岩凝灰岩及び溶岩，石灰岩及びチャートの岩塊を泥質基質中に含む混在岩からなる．多米ユニットは主として走向方向への連続性の良いチャートの大規模岩体と，泥質基質にチャート，砂岩，珪質泥岩などからなる岩塊を含む混在岩からなる．雲谷ユニットは主として破断した砂岩泥岩互層からなり，走向方向への連続性の良いチャート及び砂岩の大規模岩体と泥質基質中にチャート，珪質泥岩などの岩塊を含む混在岩を伴う．なお本報告では，岩体の大きさについて，5万分の1地質図に表現できる規模（厚さ50m程度以上）のものを岩体，泥質基質中に含まれ，地質図に表現できない規模（長径数cm―厚さ50m程度以下）のものを岩塊と呼ぶ．

一般に，付加コンプレックスでは露頭規模あるいは地質図規模で，様々な形態・大きさの岩石が泥質岩の基質の中に包有された産状を示す．したがって，露頭の観察のみでは，層序を組み立てるのが困難である．しかし，構成岩類の堆積年代とそれぞれの累重関係を決定することにより，付加コンプレックス特有の海洋プレート層序（Taira et al., 1989: Isozaki et al., 1990）を復元することができる．海洋プレート層序は，中央海嶺において海洋プレートが誕生してから大陸縁辺の海溝に沈み込むまでの履歴を反映しており，下位から，海洋地殻あるいは海山に起源を持つ玄武岩・石灰岩，遠洋性堆積物のチャート，半遠洋性堆積物の珪質泥岩，陸源性堆積物の泥岩・砂岩の順に累重していると考えられている．海洋プレート層序における珪質泥岩と泥岩の境界年代は海洋プレートが海溝に到達した年代を示し，泥岩の上限の年代は付加年代すなわち付加体の形成年代に近似することができる（Nakae，1992など）．本図幅地域においては，泥岩の上限の年代は中期ジュラ紀の後期から後期ジュラ紀の前期であり，本図幅地域の秩父帯付加コンプレックスはこの時期に形成されたと見なされる．

本図幅地域周辺での微化石年代は堀（2004b，c，d，e）により明らかにされ，岩相，地質構造及びこれまでに報告された年代資料に基づき，本報告での層序区分と従来の層序区分及び周辺地域における層序区分を対比した（第3.1表）．以下に，本図幅地域における4ユニットについて記述する．なお，各ユニットの見かけの柱状図を第3.5図，第3.7図及び第3.9図に示した．

3.3 岩相

3.4 産出化石と年代

本図幅地域から産出した放散虫化石とその年代論は堀（2004b，c，d）によって詳しく報告されているので，本報告ではそれらに基づいて記述する．年代決定に有効な放散虫化石は嵩山，多米及び雲谷ユニットから得られているが，石巻山ユニットからは得られていない．識別された放散虫化石の産出地点を第3.16図（弓張山地の嵩山ユニット），第3.17図（蔵王山地の嵩山ユニット），第3.18図（多米ユニット），第3.19図（雲谷ユニット）にそれぞれルートマップの位置と共に示した．また，産出した放散虫化石のうち代表的なものを第3.23図に，産出化石の一覧は付表1～6に示した．

3.5 復元層序

産出した微化石の示す年代（第3.20，第3.21図及び第3.22図）及びこれまでに報告された文献（丹羽・大塚，2001；堀，2004aなど）に基づき，それぞれのユニットの岩相と化石年代の関係をまとめると第3.24図のようになる．

4.1 研究史及び概要

4.2 御荷鉾ユニット

本ユニットは新城市大原調整池（北隣「御油」図幅内）から豊川左岸の豊橋市権現山にかけて分布する．本地域南西部の田原港沖合の田原市姫島，蔵王山地北辺の田原市片浜，田原市笠山にも小規模に分布する．本ユニットは，豊橋市石巻萩平町南方と田原市蔵王山北縁に見られるように，東北東走向の高角断層によって南側に分布する秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス石巻山ユニットあるいは嵩山ユニットと接する．本地域北東部の豊橋市石巻萩平町東方では前述の石巻山ユニットとの境界断層に平行な断層に挟まれて秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス嵩山ユニットの堆積岩が楔状に分布する．

御荷鉾ユニットは，変成かんらん岩，変成斑れい岩，苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライト及び珪質片岩からなる．変成かんらん岩と変成斑れい岩は密接に伴う場合が多く，珪質片岩は苦鉄質片岩を伴っていることが多い．本地域における御荷鉾ユニットは，分布が孤立しており，ユニット内部における層状構造，片状構造の発達が弱いため，層厚を算出することが困難である．

4.3 舟着ユニット

本図幅地域北東部の豊橋市石巻西川町周辺及び豊橋市権現山北東の約1kmに小規模に分布する．権現山北東約1kmでは緩く南西へ傾斜した片理を持つ泥質片岩の南側に片理の発達した御荷鉾ユニットの苦鉄質片岩が分布し，両者間に東北東走向の高角断層が存在することが確実である．本地域の舟着ユニットは泥質片岩を主体とし，少量の苦鉄質片岩を伴う．地質図では省略したが，石巻西川町周辺では泥質片岩中に珪質片岩の薄層が挟まる．

4.4 地質構造と変成作用

三波川変成コンプレックス御荷鉾ユニットと舟着ユニットの境界は東北東走向の高角断層により境され，御荷鉾ユニットと秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスとの境界も東北東走向の高角断層である．本地域の三波川変成コンプレックス及び秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスは，東北東走向の高角断層に規制されて東北東方向に伸びた帯状配列をなしており，北から南へ三波川変成コンプレックス舟着ユニット，御荷鉾ユニット，秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスの順に配列している．北東部の豊川市石巻中山町や長楽付近に見られるように，北北西走向の高角断層が東北東走向の帯状配列を切っている．

御荷鉾ユニットの変成岩類は一部を除いて片理の発達が弱く，ユニット内部の地質構造の把握が困難である．舟着ユニットの片理は30°以下で緩く傾斜している．

三波川変成コンプレックスの各ユニットは低温高圧型の変成作用を受けている．御荷鉾ユニットの苦鉄質片岩，変成玄武岩溶岩及び変成ドレライトにはパンペリー石＋アクチノ閃石＋緑れん石＋緑泥石の鉱物組み合せが認められ，これらの変成岩類がパンペリー石アクチノ閃石亜相の変成作用を被っていることを示している．変成苦鉄質岩に見られる鉱物組み合せを更に詳細にみると，緑れん石＋アルカリ角閃石＋アクチノ閃石＋緑泥石，パンペリー石＋アルカリ輝石＋緑泥石の組み合わせが出現する．これらの鉱物組み合せの出現はパンペリー石アクチノ閃石亜相の高圧部での変成作用を示唆する．本図幅地域の三波川変成コンプレックスの温度圧力条件の推定は行われていないが，本地域の舟着ユニットの泥質片岩の鉱物組み合せは四国三波川変成コンプレックスの緑泥石帯に対比でき，緑泥石帯の温度圧力条件はP＝5.5-6.5kbar，T＞360℃と推定されている（Enami et al., 1994）．

秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス石巻山ユニット及び嵩山ユニットの玄武岩凝灰岩及び溶岩の変成鉱物組み合わせも検討した．嵩山ユニットの玄武岩凝灰岩及び溶岩は緑泥石及びパンペリー石を部分的に生じているものの，変成相を特定できる鉱物組み合せは発見できなかった．一方，石巻山ユニットの玄武岩凝灰岩及び溶岩には片理が発達し，苦鉄質片岩と呼べるものが存在する（第4.4図（a））．鏡下観察では，紫―青色の多色性を示すアルカリ角閃石の形態定向配列が顕著である（第4.4図（b））．鉱物組み合せは，緑れん石＋アルカリ角閃石＋アクチノ閃石＋緑泥石であり，石巻山ユニットの玄武岩凝灰岩及び溶岩が被った変成作用は三波川変成コンプレックスのそれと区別できない．ただし，石巻山ユニットの変成作用の時期は年代測定に適した試料が得られず不明のままであり，本報告では従来からの区分に従い同ユニットを秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスに含めた．同ユニットの帰属を判断するには変成年代を決定する必要がある．

5.1 研究史及び概要

5.2 ざくろ石菫青石帯（GC）

ざくろ石＋菫青石の組み合せが認められる変成泥岩の分布領域をざくろ石菫青石帯とした．本地域の領家変成コンプレックスはすべてざくろ石菫青石帯に分帯される．北隣の「御油」図幅内では，変成泥岩における白雲母＋黒雲母の共生関係で特徴づけられる黒雲母帯，白雲母＋石英の脱水反応により生じるカリ長石＋珪線石の鉱物組み合せの出現で特徴づけられるカリ長石珪線石帯，更に黒雲母＋珪線石＋石英の脱水反応で生じるカリ長石＋ざくろ石＋菫青石の鉱物組み合せで特徴づけられるざくろ石菫青石帯に分帯される．本図幅地域のざくろ石菫青石帯では，変成泥岩及び変成珪質岩は縞状構造が発達し片理が認められる泥質片麻岩及び珪質片麻岩となっている．大部分の変成砂岩にも弱い片理が認められ砂質片麻岩になっているが，片理がほとんど認められない砂質グラノフェルスも存在する．各変成岩には花崗岩質な層や脈が発達しており，ミグマタイトとなっている場合が多い．

5.3 地質構造と変成作用

本図幅地域の領家変成コンプレックスの変成岩類の片理は西北西走向で，30-50°北傾斜が卓越する．見かけの構造上部は厚い珪質片麻岩，中部は厚い砂質片麻岩から構成される，下部では砂質片麻岩に泥質片麻岩及び珪質片麻岩が数層挟まる．下部の砂質片麻岩，泥質片麻岩及び珪質片麻岩には，片麻状構造が発達する神原トーナル岩が貫入している（第5.1図（b））．貫入面は片麻岩の片理にほぼ平行であるが，場所によりこれを低角で切っている場合がある．

本図幅地域の領家変成コンプレックスの泥質片麻岩はカリ長石＋菫青石＋ざくろ石の出現で特徴づけられる高温低圧型の変成作用を受けている．北隣の「御油」図幅内のカリ長石珪線石帯では変成泥岩にカリ長石＋菫青石の鉱物組み合せがほとんど見られず，カリ長石＋珪線石の鉱物組み合せが広く見られることより，宮崎（1999）及び宮崎ほか（1992）の結果を使うと，変成条件はT＝600-700℃であれば，P＝3-4kbarより高圧と推定される．同帯の変成泥岩の鉱物組み合せは中国地方柳井周辺の領家変成コンプレックス珪線石カリ長石帯（Ikeda，2004）と同じである．その温度圧力条件としてP＝5-6kbar，T＝700-750℃（Ikeda，2004）が推定されている．本図幅地域に広く分布するざくろ石菫青石帯の形成温度は上述のカリ長石珪線石帯よりも高温であると推定される．変成相としては角閃岩相高温部に達している．

6.1 研究史

三河地方の領家深成岩については，古くは1920年代後半に地質調査所から7万5千分の1地質図幅がいくつか出版されている．その中で本図幅地域については，石井（1928）が「豊橋」図幅を公表しており，本図幅地域西方の幡豆郡幡豆町周辺の花崗岩類と共に「片状閃雲花崗岩」として分布を示し，岩石記載を行っている．その後，三河地方各地の領家深成岩の調査が行われる中，榊原（1967）は長野県下伊那郡天竜村付近に分布し，本図幅地域に分布する深成岩と似た岩相を示す「片麻状の流理構造を持つ花崗岩類」を「神原花崗岩類」と呼んだ．そして，産状や化学組成から，「神原花崗岩類」は「門島かどしま花崗岩類」とともに，他の領家深成岩とは異なり，それらより古い深成岩であると結論付けた．一方，三河地域の深成岩について総括的な調査，研究を行った仲井（1970）は，Tomita（1954）が示した貫入時期の異なる花崗岩類を区別するためにジルコンの群色を用いる方法を取り入れて，本図幅地域の深成岩と同様な岩相をもつ深成岩を一括して三谷みや岩体と呼んだ．そして，領家研究グループ（1972）は，愛知県三河地方に分布する深成岩について，これまで個別に行われてきた研究を総括し，岩体名などを整理し，花崗岩類の活動を9の時階に区分した．この中では，本図幅地域の深成岩は最初の第1時階である「神原―非持ひじ石英閃緑岩」に属する．またその成果を引用して，山田ほか（1972）は20万分の1地質図幅「豊橋」をまとめた．

一方，西浦団研グループ（1974）は，本図幅地域西隣「蒲郡」図幅地域内の蒲郡市西浦町西浦半島を調査し，岩脈状の変成岩を記載している．彼らは，角閃岩からなる「変成岩岩脈」には，母岩の「片麻状花崗岩」の片麻状構造に調和的な岩脈と，非調和な岩脈の2種類があることを示した．そして彼らは，それらの産状を広域変成作用に引き続いて貫入したもので，特に最末期と考えられる非調和な岩脈が貫入した時点でも母岩はかなりの温度と塑性を有していたことを推定した．また，浅見ほか（1982）は，本図幅地域の深成岩を含む，西隣「蒲郡」図幅地域内幡豆から北隣「御油」図幅地域内本宮にかけての領家変成岩類において，十字石の安定性と形成条件を議論したが，その中で，本図幅地域内の深成岩についても地質図を示し，簡単な記載を行っている．そこでは，本図幅地域内の深成岩は，「Gneissose biotite granite」や「Gneissose biotite-hornblende quartz diorite」として記述されている．そして，西浦団研グループが「変成岩脈」としたものも，レンズ状の「Amphibolite」として図示している．なお，このころ，愛知県（1984）は，土地分類基本調査「豊橋・田原」として，5万分の1の表層地質図を出版している．表層地質図では，本図幅地域の深成岩は，「花崗岩質岩石（Gr）」として塗色されており，説明書では「領家花崗岩類」のうち，古期グループに属する神原石英閃緑岩とされている．また，これらの花崗岩は風化が著しく，時に深層風化をおこし，風化深度が10mに達することがあることが指摘されている．

原山ほか（1985）は，中部地方の白亜紀―古第三紀火成活動を総括し，それまで岩相の類似性や，濃飛流紋岩との前後関係のみに重きを置きすぎていた岩体区分を見直した．そして，可能な限りRb-Sr法やK-Ar法などの放射年代値を尊重して再検討し，火成活動を5つのステージに分けた．豊橋図幅に分布する深成岩は，その第1ステージ（領家変成作用に直接関係したと考えられる深成岩類が活動した時期）にあたる．その後，三河地方領家帯のモナザイトCHIME年代が精力的に測定され，神原トーナル岩については，長野県下伊那郡天竜村周辺の試料の年代値として94.9±4.9Ma，及び94.5±3.1Maが得られている（Nakai and Suzuki, 1996）．

また，本岩の化学組成に関しては，Kutsukake（2002）による三河及び近畿地域の領家帯深成岩類の総括的な議論の中で示されている．そこでは，古期及び新期領家深成岩類は地球化学的に類似して火山弧花崗岩類の特徴を持つこと，Iタイプ領家深成岩類が，角閃岩の脱水融解かまたはソレアイト質玄武岩の高圧下の水に富む融解によって生じた可能性が高いことが指摘されている．最近，これらの新しい年代値や知見，沓掛（1988）による岩体対比の見直しの成果を盛り込んで，牧本ほか（2004）は20万分の1地質図幅「豊橋及び伊良湖岬」を作成した．この中で本図幅地域の花崗岩類は「神原・非持トーナル岩」として「古期領家花崗岩類」中最も古い地質単元として位置づけられている．

6.2 神原トーナル岩（Gk）

6.3 優白質花崗岩岩脈（L）

7.1 研究史及び概要

7.2 二川層

7.3 田原層

7.4 豊橋層

7.5 渥美層群の堆積年代

近年，特に1990年代以降，テフラ，古地磁気，微化石層序などの年代決定技術の高精度化により，それらの手法を用いることで堆積物の年代決定や地域間対比が高精度に行われるようになった．渥美層群の編年についても研究史に述べたように研究が行われてきた．しかし，従来の研究によって示された物理年代測定値はどれも年代幅や不確実性が伴い，渥美層群の直接的な年代値とは断言できなかったと思われる．しかし，中島ほか（2008）は，田原層赤沢泥部層に挟在するAt-3upテフラをMIS12～11に噴出した六甲山地の高塚山テフラ（加藤ほか，1999）に，豊橋層寺沢泥部層に挟在するIkb-1テフラをMIS10～9の海進初期に噴出した加久藤テフラ（町田・新井，2003）と対比した．そして，田原層と豊橋層はそれぞれMIS11とMIS9のステージを中心に堆積したことを明らかにした（第7.7図）．この結果は，杉山（1991）や池田・菊地（2001），菊地・池田（2001）の見解と整合的である．なお，池田・菊地（2001），菊地・池田（2001）が報告した豊橋層を覆うMIS7の谷埋堆積物については，本報告の調査で伊古部町内を調査したが，彼らの露頭を見つけることができなかった．二川層については，2つの堆積シーケンスに区分されているが（広木，1992；Hiroki，1994），堆積年代は明らかでない．しかし，At-1とAt-2の2枚のテフラが挟在されるため，これらの分析やその他の年代測定の研究が期待される．

浜名湖東岸に分布する浜松層は，下位より天満平てんまびら泥層，細江礫部層，佐浜泥部層に区分される（第7.7図；杉山，1991）．渥美層群と浜松層との対比については，豊橋層に挟在するAt-5テフラと天満平層に挟在するHa-1テフラが対比されている（杉山，1991）．一方，細江礫部層に挟在するHa-3テフラはMIS8～7に噴出した阿多鳥浜テフラ（Ata-Th）に対比され（水野ほか，1991；町田・新井，2003），佐浜泥部層に挟在するHa-4は甲子園浜Iテフラ（Kh-I：長橋ほか（2004）によれば0.216Maに噴出したとされる）に対比される可能性が指摘された（水野，2001）．上記の浜松層のテフラに基づく堆積年代からも，渥美層群豊橋層と田原層の堆積年代は支持される（第7.7図）．

8.1 研究史及び概要

8.2 小野田層（On）

8.3 旧期扇状地堆積物（fo）

8.4 南大清水層（新称）（Mo）

8.5 福江層（Fk）

8.6 豊川層（新称）（To）

8.7 小坂井層（Kz）

8.8 新期扇状地堆積物（fy）

8.9 低位段丘堆積物（tl）

8.10 上部更新統―完新統

8.11 中部更新統―完新統の対比と堆積年代

本図幅地域の渥美層群より上位の中部更新統―完新統について，各層を層相や層位関係に基づき対比した（第8.15図）．各層の層序関係を考慮すると，下位より，小野田層，南大清水層，福江層／豊川層，小坂井層，低位段丘堆積物，沖積層の順に堆積したといえる．旧期扇状地堆積物は小野田層―南大清水層の堆積期，新期扇状地堆積物は福江層／豊川層―低位段丘堆積物の堆積期といえ，明確な層序関係はわからない．

南大清水層と福江層・豊川層，沖積層は高海面期の海成堆積物を含む．渥美層群豊橋層がMIS9に，沖積層がMIS1の堆積物にそれぞれ相当することはわかっているため，その他の中部―上部更新統の堆積年代はMIS9以降，MIS1以前となる．この時代幅における相対的海水準を考慮すると，高海面期の海成層を含む南大清水層はMIS7に，福江層・豊川層はMIS5に相当すると考えられる．そして，旧期扇状地堆積物と小野田層はMIS9～7に，小坂井層，新期扇状地堆積物，低位段丘堆積物はMIS5～2にかけてそれぞれ堆積したことが推定される．ただし，渥美層群と沖積層を除き，本図幅地域の第四系からは明確な堆積年代が得られておらず，上述した堆積年代もあくまで可能性であるため，今後の研究による年代決定が期待される．

9.1 中央構造線

本図幅地域北西部の蒲郡台地や宝飯台地には西南日本内帯の領家帯の深成岩や変成岩，北東部から南西部にかけての弓張山地から蔵王山地には外帯の三波川帯の変成岩及び秩父帯のチャートや石灰岩が分布している．上記の本図幅地域の基盤となる岩石の分布から，東北東―西南西方向に中央構造線が走っていることが推定される．しかし，中央構造線が推定される位置は，豊川流域の地下から三河湾底にかけてであるが，厚い第四系が付加体の地層を覆っているため中央構造線は陸上ではみられない．中央構造線がみられる最も近い新城市有海あるみ（「三河大野」図幅内）では，主断層が露出している（池田ほか，1974；家田・松岡，1996）．また，渥美半島西端部で掘削されたボーリングコアから，伊良湖岬と立馬崎たつまざきの間を中央構造線が走っていることが推定される（山田ほか，1984；第2.2図）．

建設省計画局・愛知県（1963）は，豊川右岸台地と豊川低地との東北東―西南西方向の段丘崖を小坂井断層とし，中央構造線に延長する断層とした．そして，この断層は北側が相対的に10～20m沈下し，豊川右岸台地の構成層である小坂井層の堆積後，沖積層の堆積前に活動したことを示した（建設省計画局・愛知県，1963）．しかし，井関（1980b）や堀（1998）と同様に多くのボーリング資料を検討した結果，豊川右岸台地から豊川低地の地下において不連続な構造はみられないため，小坂井断層とされた構造は断層ではないと考えられる．また，愛知県（2003）による地震動探査からも，豊川右岸台地から豊川低地地下の第四系には明瞭な変形構造はみられない．

沢井ほか（1994）は，ブーゲー異常図から中央構造線の位置を推定した．参考に本図幅周辺におけるブーゲー重力異常図を示す（第9.1図）．沢井ほか（1994）は，新城周辺（本図幅範囲より北西側）には中央構造線とみられる北西―南東方向に重力異常のコンターが密になった直線的な構造がみられ，三河湾（本図幅より西側）には渥美半島に平行な北西―南東方向に重力異常のコンターが直線的な構造がみられるとした．そして，この直線構造は繋がらずに，豊橋周辺で南北方向に約10kmずれていることを示し，このずれを形成した構造運動によって，豊橋周辺に現在第四系が堆積している堆積盆地が形成されたとした（沢井ほか，1994）．

9.2 渥美曲隆運動

渥美層群の分布する天伯原台地南縁は，本図幅地域東南部の白須賀で70～80mの高度に及ぶが，その高度は本図幅西南部では約40mに低下しており，また，北方向にも低下している．つまり，天伯原台地は半ドーム状の撓曲構造をしている．この天伯原台地の地形は，辻村（1919）によって最初に指摘され，浅井（1933）は渥美浜名撓曲，石川（三野）（1957）は逆ケスタ地形と呼んだ．その後，この傾動地形を形成した構造運動は，渥美曲隆運動（黒田，1958a）と呼ばれるようになった．この地形の傾斜方向から，渥美曲隆運動は東北東―西南西方向を軸とした構造運動といえる．この運動の軸方向は，フィリピン海プレートの沈み込みである南海トラフや豊橋平野地下に内在する中央構造線とも平行である．したがって，フィリピン海プレートの沈み込みによって地殻が隆起することで，この地域の地質構造が形成されたと考えられる．

広木（1992），Hiroki（1994）は，遠州灘沿岸の渥美半島・浜名湖地域における浅海堆積相の標高と推定される堆積年代から中期更新世以降の地殻変動量を見積もった．その結果，本地域の地殻変動は，約33万年以前（渥美層群堆積時）は平均0.28m/kyrで沈降していたが，それ以降から現在までは平均0.17m/kyrで隆起していることを示した．

9.3 深層ボーリング資料に基づく地下地質構造

本図幅地域において，豊川低地に沿って中央構造線を構成する地質境界が伏在していることが想定されている．しかし，豊川平野は厚い第四系によって覆われているため，中央構造線の正確な位置が明らかでない．また，この厚い第四系についても，豊橋平野の中央部において，先第四系あるいは先第三系の基盤まで到達したボーリング資料が少ないため，基盤上面までの深度構造が明らかでなかった．そこで，愛知県地盤沈下観測井，防災科学研究所のKiK-net観測点，豊橋市地下水保全対策協議会事務局編（1986），経済企画庁（1973），国土庁（1988），建設省国土地理院（1973）のボーリング資料を収集・検討し，基盤上面深度等高線図を作成した（第9.2図）．その結果，豊川左岸台地南西部から豊川低地の豊橋市中心域の範囲では基盤上面深度が200m以上に及び，天伯原台地中南部は基盤上面深度が約280mに達することがわかる．ただし，豊橋市中心部の基盤深度が大きい部分においては，基盤に達したボーリング資料がないため，基盤深度は更に大きいことが推定される．また，豊橋市域と天伯原台地南部において，ブーゲー異常が低くなっていることからも基盤深度が深くなっていることが推定される（第9.1図）．

豊橋市地下200～250mの層序については，層序ボーリングとしての資料がほとんどなく，100m程度までは遠州灘沿岸に観察される渥美層群二川層相当（森，1995）とされているにすぎない．ただ，豊橋市神野新田におけるボーリング資料（掘削深度200m）は孔底まで，豊橋市伊古部町におけるKik-net観測点のボーリング資料（掘削深度383m）は基盤深度約280mに至るまで第四系である可能性が高い．

9.4 地震探査に基づく地下地質構造

愛知県は，平成13～16年度にかけて，地震防災計画に活用するための地震動の予測を目的として，「三河地域堆積平野地下構造調査」を実施した（愛知県，2002，2003，2004，2005）．この調査では，岡崎平野と豊橋平野の地下構造を研究対象とした．平成13年度は，深井戸や温泉井など既存試料の収集，整理，分析，そして微動アレー探査に基づく3次元地下構造モデルの構築を行った（愛知県，2002）．平成14，15年度は，P波反射法・屈折法地震探査，S波反射法地震探査を行い，両平野の堆積盆を形作る基盤岩の形状や地震波の伝わる速度を解析している（愛知県，2003，2004）．平成16年度には，上記の調査から得られた結果や既存試料などを総合的に解析し，地震シミュレーションを作成している（愛知県，2005）．

以上の結果，豊橋平野地下は，基盤岩（E層）よりも上位にA-Dの4層が確認された（第9.3図）．A層はP波速度1.7km/s，S波速度0.35km/s，密度1.85g/cm³，B層はP波速度2.1km/s，S波速度0.6km/s，密度2.00g/cm³，C層はP波速度2.2km/s，S波速度0.8km/s，密度2.05g/cm³，D層はP波速度4.0km/s，S波速度2.0km/s，密度2.40g/cm³，基盤岩類（E層）はP波速度5.5km/s，S波速度3.3km/s，密度2.65g/cm³の物性値が計算された．また，上記の解析の他に重力異常のデータを考慮して，基盤上面深度構造を示した（第9.4図）．この結果によれば，豊橋市域では最深で約1,400mの深度を示し，すり鉢状に厚い堆積盆が形成されていることがわかる．また，A-C層は約200mの深度であるが，200～1,400mの厚い堆積物はD層であることがわかった．第9.2図で深層ボーリング資料に基づく基盤上面標高を示したが，これはD層上面の標高である可能性が高い．A-C層は第四系と推定されるが，D層については明らかでない．なお，この愛知県の物理探査では，探査測線に中央構造線が交わっていること（第9.3図A）が予想されたが，中央構造線を検知することはできなかった．

10.1 石灰岩鉱山・砕石

弓張山地の石巻山ユニットと蔵王山地の嵩山ユニットは石灰岩体を有しており，この岩体の採掘が行われている．弓張山地の石灰岩鉱山は，豊橋市石巻本町の長楽ちょうらく，石巻町の金田，嵩山町の三岳みたけ（嵩山湯巻ゆまき，嵩山長彦ながひこ），牛川町の牛川である（小林ほか，1963）．長楽と三岳は現在も操業しているが，金田と牛川は1960年代に採掘を止めている．蔵王山地の鉱山は田原市田原町の田原鉱山で，現在も操業している．鈴木ほか（2003）によれば，三岳の年間生産量は60,000t（2002年），田原は300,000tである．

弓張山地北部と蔵王山地に分布する御荷鉾ユニットには苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライトがみられる．石巻本町馬越や田原市片浜では，上記の岩石を建築・工事用の砕石として採石している．

その他にも，小規模であるが田原市神戸かんべ町や六連むつれ町などにおいて，渥美層群の砂礫を採取しているところもあった（糸魚川，1984）．

10.2 温泉

本図幅地域の温泉については，金原（1992）と愛知県（1993）に記載されている．金原（1992）によれば，本図幅地域には蒲郡市の三谷みや町，豊川市の御津浜，豊橋市の石巻山，田原市の田原に温泉が位置する（第10.1表）．現在，正規に温泉施設として営業しているのは，蒲郡の三谷だけである．三谷と石巻山は，それぞれ領家花崗岩類の岩脈，秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスの石巻山ユニットの中生界から湧出する温泉である．一方，御津浜と田原の温泉脈については明らかではない．御津浜はボーリング資料によると，中生界の基盤まで約130mの深度であり，その上位には第四系が重なる．田原についてはボーリング資料がないが，秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス嵩山ユニットに近接しているため，基盤まで約50m以内であることが推定され，その上位に第四系が重なる．

10.3 水資源

東三河地域は温暖な気候で農業立地条件に適しているにもかかわらず，水源に乏しくかねてより用水不足に脅かされることが多かった．豊川流域に近い低地や低い台地では，取水が比較的容易であったが，北西部の宝飯台地や蒲郡台地，南部の高師原台地や天伯原台地においては，灌漑用水を確保するのが困難であった．また，戦後の工業化に伴い，工業用水を確保することが重要な課題であった．本地域の水資源について，村下・武居（1961），蒲郡市（1974），豊川市（1973），小坂井町（1976），豊橋市地下水保全対策協議会編（1986），池田（1998）に基づき以下に記す．

10.4 水害

渥美湾に面する御津低地，豊川低地，柳生川低地，梅田川低地などは，標高が低いため，洪水や高潮，津波など多くの災害を受けやすい地域である．特に東海地域は海溝型地震による津波の被害を受けやすく，安政東海・南海地震の時に発生した津波の被害が知られる．また，1953年の13号台風や1959年の伊勢湾台風の時には，低地において浸水被害，堤防決壊，橋梁流出などの被害が出た（愛知県，1971）．特に1959年の伊勢湾台風の時には，豊川低地や御津低地では沿岸部だけでなく内陸部にまで浸水被害が及んだ（愛知県，1971）．

豊川流域は上流部が多雨地域であるため，昔から年に数回は洪水被害が起きるほど顕著であり，この地域の治水は重要であった．この地域の治水の歴史を建設省国土地理院（1968），岡田（1984）により以下にまとめる．最初の治水事業は“霞堤”と呼ばれる2重堤防で，2重の堤防で仕切った遊水池に氾濫水が流れ込むようにした．しかし，霞堤では洪水の根本的な解決とはならず，1938年から豊川市行明ぎょうめい町から豊橋市前芝町までの6.6kmの豊川放水路の工事が開始された．同時に堤防の嵩上げと霞堤の締切工事が行われた．1965年に豊川放水路が完成し，洪水被害は減少した．

10.5 地震災害

本図幅地域を含む東海地方は，南海トラフのプレート境界を震源とした海溝型地震による災害が多い地域である．東海―南海地震の震源域である遠州灘から土佐湾までの南海トラフにおける19世紀以降の巨大地震として，1854年の安政東海地震と安政南海地震が続けて起こり，そして1944年に昭和東南海地震，1946年に昭和南海地震が起こっている．このように歴史的に見て，約100～150年間隔で海溝型地震の巨大地震が発生している．一方，濃尾地震や三河地震という内陸あるいは沿岸域において，直下型地震も起こっている．第10.2表に愛知県（1971），小坂井町（1976），宇佐美（1996）に基づく本図幅周辺で発生した代表的な地震を記す．

以下に，本図幅を含む三河地域に災害をもたらした1854年の安政東海・南海地震，1944年の昭和東南海地震と1945年の三河地震について，愛知県（1971），蒲郡市（1974），小坂井町（1976），伊古部郷土誌編集委員会（1989），宇佐美（1996）を参考にして記す．

10.6 観光・名所

本図幅地域を含む渥美半島，知多半島と，それらに囲まれた地域は，1958年に三河湾国定公園として指定された．遠州灘沿岸の砂浜や海食崖などの景観や温泉などの地質現象が特徴である．また，本図幅内では，石巻山多米地域や渥美半島が県立自然公園に指定されている．