1.1 地形概説

「伊良湖岬」図幅地域（以下，本図幅地域と略す）は，北緯34°30′―34°12′30″，東経137°00′―137°15′（世界測地系では，北緯34°30′12″～34°42′42″，東経136°59′49″～137°14′49″にほぼ相当するが，本報告では日本測地系を使用する）の範囲に相当する．ただし，北東端の姫島と北西端の日間賀ひまが島の部分は除く．国土地理院発行の5万分の1地形図「伊良湖岬」と「蒲郡」の南部を組み合わせた範囲である（第1.1図）．

行政区分としては，本図幅地域の大半が愛知県田原たはら市，図幅北西部に位置する島嶼部が愛知県知多ちた郡南知多町である（第1.2図）．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あかばね町と合併してできた田原市に，平成17年10月1日に渥美郡渥美町が編入合併されたものである．

本図幅地域は愛知県南部に位置する渥美半島の先端部にあたり，南は遠州灘，西は伊勢湾，北は三河湾（渥美湾）に面している．半島部はWSW方向に伸びた約24km，幅約7kmの形状をしており，半島先端部が伊良湖岬と呼ばれる．図幅北西部の三河湾湾口には，篠島しのじま，築見島つくみじま，野島のじまなどの島嶼が位置する（第1.3図）．東隣「豊橋及び田原」図幅南西部に位置する蔵王ざおう山地からWSW方向に連続する山地が半島の骨格となり，その山地間を埋めるように台地や低地が広がる．山地の多くは標高200-300m程度と高くない．山地と台地の境界部は扇状地や崖錘からなる緩斜西の地形がみられる．本図幅地域東南岸には，「豊橋及び田原」図幅南岸から連続する天伯原てんぱくばら台地が分布し，それ以外の台地は天伯原台地よりも低位の台地からなる．台地の標高は，東部では約30mであるが西部では10m以下と西方へ低下する．本図幅地域の低地は，台地を開析した小河川による谷底低地や半島西部の後背湿地，そして半島先端部に広がる鉤かぎ状の形態をした礫質砂嘴からなる．本図幅地域には大きな河川はなく，みられる小河川は山地を水源とし，流域の規模はどれも小さい．半島先端部には，伊勢湾から三河湾方向へ折れ曲がるように鉤状の砂嘴地形が発達し，福江湾をなす．福江湾には，大潟洲おおがたすと呼ばれる干潟が広がっている．

以下に述べる地形の名称や区分（第1.3図）は，建設省計画局・愛知県（1963），建設省国土地理院（1972），岡田（1987）などを参考にした．

1.2 山地の地形

渥美半島に分布する山地は，本図幅東隣「豊橋及び田原」地域東部の赤石山脈南縁である八名弓張やなゆみはり山地と「豊橋」地域南西部の蔵王山地のWSW方向の延長にあたり，渥美半島山地とよばれる（岡田，1987）．山地の主な地質は中・古生界の秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス（チャート，石灰岩，泥岩など）から構成され，山地北縁に三波川変成コンプレックス（珪質片岩，苦鉄質片岩，変成ドレライトなど）が分布する．渥美半島山地は，東部から滝頭山たきがしらやま山地，一色いしき山地，渥美山地，伊良湖岬山地に大きく4分される（建設省国土地理院，1972）．

本図幅地域の最高峰は大山おおやま（327.9m）であり，衣笠山（278m），雨乞山あまごいやま（233m）の南西方山地タコウド（275.2m），滝頭山（258m）と続く（第1.3図）．

滝頭山山地は，「豊橋」図幅の蔵王山地から連続する山地で，田原市白谷しろや町，仁崎にさき町，野田町に至る．山地のほとんどは秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスからなり，山地北縁部は三波川変成コンプレックスの地質から構成される．山地北部である田原市白谷町周辺においては，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．本山地の標高点としては，衣笠山（278m）や滝頭山（258m）がある．

一色山地は，田原市野田町，高松町，赤羽根町に広がる．本山地の地質は秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスから構成される．本山地の最高標高点は189mである．山地北端部は人工的に農地に改変されている．

渥美山地は本図幅地域中央に位置する最大の山地塊で，遠州灘から渥美湾沿岸に達し，東西約10km，南北約5kmの大きさである．本山地には，本図幅地域における最高峰である大山（327.9m）やタコウド（275.2m），雨乞山（233m）などが含まれる．山地は秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスから構成されるが，山地北縁部は三波川変成コンプレックスが分布する．田原市八王子町や村松町では山地が改変されて農地になっている．山地は多くの小河川によって開析されている．

伊良湖岬山地は渥美山地より西の山地塊で，田原市亀山町と堀切町の東部山地塊，伊良湖町と日出ひい町の西部山地塊に分けられる．東部山地塊において，亀山町の北部は三波川変成コンプレックス，堀切町の南部は秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスからなり，それらの間には豊川用水の最西端の調整池である初立はったち池（ダム）が位置する（第1.4図）．西部山地塊で伊良湖町の山地は三波川変成コンプレックス，日出町の山地は秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスからなる（第1.4図）．最高標高点については，東部山地が138.5m，西部山地が139.8mである．

1.3 台地の地形

本図幅地域の台地は東部から，天伯原てんぱくばら台地，田原台地，仁崎にさき台地，野田台地，宇津江うづえ台地，赤羽根台地，若見台地，八王子台地，福江台地，渥美台地，土田どだ台地，小塩津こしおづ台地，伊良湖台地の12の台地に区分される（第1.3図）．

本図幅地域の台地や段丘地形に関する研究は，黒田（1958b，1966a），土（1960），貝塚（1961），石川・太田（1967），建設省国土地理院（1972），岡田（1987）などがある．本図幅の段丘地形については，上位面を天伯原面，中位面を福江面及び扇状地面，低位面を低位段丘面及び野田面に区分した（第1.5図）．以下に詳細を記載する．

福江面

福江面は黒田（1966a）によって命名された中位段丘面で，本図幅地域の台地のほとんどを占めており，渥美湾側の仁崎台地，宇津江台地，八王子台地，福江台地，渥美台地，遠州灘側の赤羽根台地，小塩津台地，伊良湖台地に分布する（第1.6図）．福江面は，黒田（1966a）や石川・太田（1967）によって使われた福江面とほぼ同義である．本面の標高は東部では約30m，西部では3m程度と西方ほど低下する．本面は沖積面及び低位段丘面によって開析される（第1.7図）．本面の構成層は，海成～河川成堆積物の福江層である．地形面表面は福江層の砂礫層や褐色―橙色土壌が重なっている．本面の構成層には堆積年代を示すテフラなどは含まれないが，層序関係や渥美半島にかけて最も広く分布する海成面ということで，最終間氷期に形成されたことが推定される（石川・太田，1967；中島ほか，2008b）．

1.4 低地の地形

本図幅地域の低地は東部から，汐川低地，仁崎低地，野田低地，池尻川低地，江比間低地，福江低地，伊良湖低地に区分される（第1.3図）．伊良湖低地以外の低地には，それぞれ河川流域に形成された後背湿地や谷底低地の地形が分布する．これらの低地を形成した河川流域は長さや幅が小さく，農地として改変されていることが多いため，自然堤防や旧河道などの地形がみられない．仁崎低地，江比間低地，福江低地の渥美湾に面した部分には浜堤や礫州が発達する（第1.7図B）．伊良湖低地は，伊良湖岬から北東方向の立馬崎たつまざきへと伸びた大規模な礫質砂嘴さしの地形からなっている（第1.8図）．この礫質砂嘴は中山砂礫堆あるいは西ノ浜砂嘴とよばれる（岡田，1987）．この地形は“砂嘴（spit）”ともよばれるが，伊良湖低地は砂礫の堆積物から構成されるため，本図幅ではこの地形を“礫質砂嘴（gravelly spit）”として扱う．また，江比間低地には鎗ヶ崎やりがさきと呼ばれる礫質砂嘴が東から西に向かって突き出している．鎗ヶ崎から立馬崎の間は大潟洲おおがたす（福江干潟）とよばれる砂礫の高まりが広がる（第1.9図）．

1.5 島嶼の地形

三河湾湾口に位置する島嶼は，篠島，野島，築見島，木島，中手島，小磯島からなる．これらの島は主に領家深成岩である花崗岩から構成される．篠島と野島には中位段丘面に相当する隆起海食台が広がり，この段丘面の標高は20～30m強である（岡田，1987）．ほとんどの島は海食崖によって囲まれるが，篠島には海浜がみられる．現在は篠島，中手島，小磯島の間が干拓地によって結ばれている．

1.6 海域の地形

伊良湖岬沖の海底地形の特徴として，伊良湖岬と三重県鳥羽市の神島の間に水深110mをこえる伊良湖水道がNW-SE方向にみられる（森山，2004；第1.10図）．一方，渥美半島南岸沖は単調な地形で，水深20mまでは徐々に深くなるが，20～30mはなだらかな地形を示す（森山，2004）．伊良湖岬先端の南方沖には沿岸から約12km張り出している比高3～4mの海底砂堆がみられる（建設省国土地理院，1972；第1.10図）．伊良湖低地西縁の西ノ浜の西方沖には，20～30mの海釜地形が連続する（森山，2004）．

2.1 秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス

伊良湖岬地域には秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスが分布する．伊良湖岬地域及びその東方の豊橋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．伊良湖岬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，構造的上位から嵩山すせ・多米ための2ユニットに区分される．

嵩山ユニットは玄武岩，石灰岩及びチャートの大規模岩体及び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．各ユニットの形成年代は中期ジュラ紀の後期である．

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から構成される．御荷鉾ユニットは蛇紋岩，変成はんれい岩，苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライト，珪質片岩，泥質片岩，砂質片岩からなる．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 領家深成岩

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―黒雲母角閃石トーナル岩からなり，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．中粒白雲母黒雲母含有優白質閃長花崗岩からなり，おおむね神原トーナル岩の片麻状構造に調和的に貫入する．

2.4 第四系

本図幅地域に分布する第四系は，遠州灘沿岸の台地を構成する中部更新統渥美層群，沿岸及び内陸の台地を構成する上部更新統の段丘及び扇状地性の堆積物，そして完新統の沖積層に区分される．中部更新統渥美層群は，本図幅地域南部の台地に分布し，遠州灘沿岸に露出した海食崖に連続露頭として観察される．本層群は東隣「豊橋及び田原」図幅において，下位より二川ふたがわ層，田原層，豊橋層と3部層に区分されるが（杉山，1991；中島ほか，2008b），本図幅地域においては田原層の豊島としま砂礫部層，豊橋層の豊南となみ礫部層，高松泥質砂部層，杉山砂部層，天伯原てんぱくばら礫部層が分布する．豊島砂礫部層は田原台地と天伯原台地に分布する．高松泥質砂部層と天伯原礫部層は天伯原台地，杉山砂部層は天伯原台地，赤羽根台地，土田どだ台地に分布する．田原層及び豊橋層の堆積年代は，「豊橋及び田原」図幅内におけるそれぞれの部層に挟在するテフラから，それぞれMIS11，MIS9に堆積したとされる（中島ほか，2008a）．豊橋層の最上位部層である天伯原礫部層の堆積面が天伯原面を形成する．

上部更新統―完新統は，海成段丘を形成する福江層，扇状地（崩積性を含む）堆積物，河川成の低位段丘堆積物，沖積層に区分される．福江層は本図幅地域において最も広い面積を占める海成段丘堆積物で，海浜礫から主に構成される．扇状地堆積物は山地から供給された角―亜角礫によって主に構成され，山地と台地の境界部に分布し，主に福江層に重なる．低位段丘堆積物は野田台地，赤羽根台地，土田台地，八王子台地における台地縁辺部に分布し，主に亜円―亜角礫によって構成される．野田台地における低位段丘堆積物は野田層で，腐食質な泥層からなり，姶良Tnテフラ（AT）を挟在する．沖積層は後背湿地堆積物，崖錘堆積物，浜堤・礫質砂嘴・礫州堆積物に区分され，低地に広く分布する．渥美半島先端部である伊良湖岬から立馬崎にかけては，中山砂礫堆あるいは西ノ浜砂嘴とよばれる砂礫層からなる礫質砂嘴堆積物が広く発達する．

2.5 地質構造

本図幅地域北西部の島嶼には西南日本内帯の領家深成岩，それ以南には外帯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が分布している．そのため，本図幅地域には中央構造線が存在することが推定されるが，第四系や海域によって覆われているため地表では観察できない．山田ほか（1984）による渥美半島先端におけるボーリングコアの観察によれば，伊良湖岬と立馬崎の間に中央構造線が位置することが明らかとなっている．本図幅に近接する中央構造線の露頭の位置（家田・松岡，1996）に基づけば，中央構造線はENE-WSW方向に存在することがわかる（第2.2図）．また，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の境界断層である神島―伊良湖断層（Ohba，1997）についても断層露頭の観察はできないが，中央構造線とほぼ平行に存在することが推定できる（第2.2図）．

本図幅地域の天伯原面と福江面は，ともに地形面の標高がNNW方向に低下しており，フィリピン海プレートの沈み込みに伴う島弧地殻が隆起することによって形成された地質構造で，渥美曲隆運動（黒田，1958a）とよばれる．

3.1 「伊良湖岬」図幅地域周辺における秩父帯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史は，「豊橋及び田原」図幅の第3章（堀，2008）に従って以下に述べる．本図幅地域の研究は石井（1927，1928）による7万5千分の1地質図幅「伊良湖岬」及び「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の産出を報告したのは水垣（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（1990），家田・杉山（1998），家田（2001），丹羽・大塚（2001）及び堀（2004b，c，d，e）が本図幅地域の北東に位置する「豊橋」図幅地域においてペルム紀―ジュラ紀の放散虫化石の産出を報告した．また，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た．

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，本図幅地域北東方，「豊橋」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．その後，堀（2008）により，「豊橋」図幅地域の調査・研究が行われ，秩父帯付加コンプレックスは，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た．

一方，本図幅地域に分布する秩父帯付加コンプレックスにおいては，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．また，Tanaka et al.（2003）は本図幅地域及び豊橋地域の石灰岩についてSr同位体による地球化学的な検討を行い，本図幅地域及び豊橋地域の石灰岩の年代をそれぞれ石炭紀から前期ペルム紀及び後期ペルム紀と推定した．

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」，愛知県（1987，1988）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地域に分布する（第3.1図）．本図幅地域周辺の秩父帯付加コンプレックスは，北側で三波川結晶片岩類並びに御荷鉾緑色岩類と高角断層（神島―伊良湖断層とその東方延長）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，その北東方延長で定義された「豊橋」図幅地域の区分（堀，2008）に照らし合わせて，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化石年代に基づき，構造的上位から嵩山ユニット及び多米ユニットの2つの構造層序単元（ユニット）に区分した．嵩山ユニットは玄武岩凝灰岩及び溶岩，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．なお本章では，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ので，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．

本図幅地域での微化石年代は堀（2005）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）．また，嵩山ユニット及び多米ユニットのルートマップを第3.2図及び第3.3図にそれぞれ示す．ルートマップの位置は，第3.7図に示す．以下に，本図幅地域における2ユニットについて記述する．

3.2.1 嵩山ユニット（Sx，Sc，Sl，Sb）

分布

嵩山ユニットは豊橋市嵩山町北部を模式地として堀（2008）により定義された．本図幅地域では，田原市野田町，芦町及び雨乞山周辺に分布する．北側は神島―伊良湖断層に境され，三波川変成コンプレックスあるいは御荷鉾ユニットと接する．

構造層序

本ユニットは玄武岩，石灰岩，チャート，砂岩などからなる岩塊を泥岩基質中に含む混在岩及び玄武岩，石灰岩，チャートからなる岩体を主体とする．混在岩中の岩塊は不規則なレンズ状を呈し，その長径は一般的に周囲の泥質基質の劈開面に平行である．本図幅地域東部の田原市白谷しろやでは，不規則な形状をした石灰岩の岩体が泥質基質中に含まれているのが観察される（第3.5図b）．田原市白谷より西では，このような石灰岩の岩体はほとんど見られなくなる．一方，玄武岩は，本図幅地域西部の田原市山田付近の採石場及び採石場跡にその露出が確認される（第3.5図a）．チャートは，新生界によってその露出が断たれる部分があるものの，走向方向へ10～15km連続する．チャートの下位に位置すると考えられている珪質粘土岩は本図幅地域では確認されていない．チャートの上位に位置する珪質泥岩は，混在岩中の岩塊として含まれ，チャートとの直接の接触関係は観察されていない．石灰岩からは年代決定に有効な化石が得られていないが，玄武岩とともに本ユニットの最下部を占めると考えられる．また，得られた放散虫化石の年代から，チャート，珪質泥岩，泥岩の順に累重する層序が復元できる．

地質構造

地層の走向はEWからENE-WSWで，北あるいは南に30°前後傾斜する．建設省計画局・愛知県（1963）は東西性の軸を持ったアンチフォームを想定したが，実際には，アンチフォームとシンフォームを繰り返す褶曲構造を示す．

3.2.2 多米ユニット（Tx，Tc）

分布

多米ユニットは豊橋市多米町東方の多米トンネル周辺の林道沿いに模式的に露出するとされ，堀（2008）により定義された．本図幅地域では，田原市和地わじ，小塩津周辺及び伊良湖岬東方の海岸線に分布する．本図幅地域東方延長の「豊橋」図幅地域の両ユニットの関係と同様に，本ユニットは構造的上位の嵩山ユニットと高角度の断層で接すると考えられる．

構造層序

本ユニットは，側方への連続性の良いチャートの岩体と，泥質基質中にチャート，珪質泥岩，砂岩などの岩塊を包有する混在岩を主体とする．玄武岩及び石灰岩の岩体を含まないのが特徴である．チャートは見かけの厚さ50～200mで走向方向に5km程度延長する．混在岩の泥質基質中に含まれる岩塊はチャートが多く，珪質泥岩や砂岩の岩塊が少量含まれる．チャートとその下位及び上位にそれぞれ位置する，珪質粘土岩及び珪質泥岩との直接の接触関係は観察されていない．日出ひいの石門西方の海岸沿いには，層状チャート，珪質泥岩，泥岩及び混在岩からなるシークエンスが観察される（第3.4図）．このシークエンスでは，チャートと珪質泥岩の境界は露頭がなく確認できないが，珪質泥岩と上位の泥岩は整合的に累重する．混在岩にはチャート，珪質泥岩，砂岩及びチャート角礫岩の岩塊が含まれる．珪質泥岩岩塊中にはマンガンノジュールが含まれることがある．本ユニットのチャート，珪質泥岩，泥岩及び珪質泥岩に含まれるマンガンノジュールからは放散虫化石が得られており，その示す年代に基づけば，チャート，珪質泥岩，泥岩の順に累重する層序が復元される．

地質構造

本ユニットの一般的な走向は東北東―西南西方向で，大部分北に中―高角度で傾斜する．泥質基質に発達する劈開面の姿勢も，これに調和的である．ユニット全体の構造を支配するような規模のシンフォームやアンチフォームは認められない．

3.3 岩相

3.3.3 チャート（Sc，Tc）

チャートは嵩山及び多米両ユニットに含まれ，大規模な岩体から混在岩中の岩塊に至るまで様々な規模のものが見られる．チャートは一般的に灰色ないし淡灰色を呈するが，黒色赤色のチャートも見られる．一般に層状を呈し，単層の厚さ数cmから10数cmの珪質部と厚さ数mm程度の泥質部との有律互層である（第3.5図c）．しばしば小褶曲が発達している．灰色，赤色のチャートには多くの場合放散虫化石が含まれている．鏡下では隠微晶質から微晶質の石英から構成される（第3.6図b）．

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（2005）によって詳しく報告されているので，本報告ではそれに基づいて記述する．識別された放散虫化石の産出地点を第3.7図（1：25000地形図「野田」の範囲），第3.8図（1：25000地形図「伊良湖岬」の範囲）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3.10図に，多米ユニットから得られたマンガンノジュールから産出する放散虫化石のうち代表的なものを第3.11図に，産出化石の一覧は付表1～4に示した．

3.4.1 嵩山ユニット

嵩山ユニットにおいては25試料のチャート，3試料の珪質泥岩及び4試料の泥岩から放散虫化石が得られた．各地点から得られた年代決定に有効な放散虫化石の年代論に基づく地層の年代を第3.9図に示す．

チャート

6試料から中期ペルム紀を示す放散虫化石（Pseudoalbaillella aff. longicornis, P. aff. fusiformisなど）及び後期ペルム紀を示す放散虫化石（Follicucullus scholasticus, F. charveti, Neoalbaillella cf. optima, N. cf. ornithoformis, Albaillella cf. triangularisなど），13試料から前期三畳紀の後期―後期三畳紀の前期を示す放散虫化石（Hozmadia ozawai, Triassocampe coronata, T. myterocorys, T. deweveri, Eptingium nakasekoi, Japonocampe nova, Capnodoce anapetes, Capnuchosphaera cf. triassicaなど），6試料から前期ジュラ紀を示す放散虫化石（Parahsuum simplum, P. ovale, Katroma kurusuensisなど）及び中期ジュラ紀の後期を示す放散虫化石（Guexella nudata, Stichomitra? aff. takanoensisなど）が得られた．

珪質泥岩

3試料から中期ジュラ紀前期を示す放散虫化石（Acanthocircus suboblongus, Dictiomitrella? cf. kamoensis, Hexasaturnalis hexagonus, Parvicingula nanoconica, Transhsuum hisuikyoenseなど）が得られた．

泥岩

4試料から中期ジュラ紀の中期を示す放散虫化石（Eucyrtidiellum cf. unumaense, Stichomitra? takanoensis, Transhsuum brevicostatumなど）が得られた．

3.5 復元層序

産出した微化石の示す年代（第3.9図）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3.12図のようになる．

4.1 研究史及び概要

研究史

7万5千分の1地質図幅「伊良湖岬」を作成した石井（1927）は本地域の三波川変成コンプレックスを輝石斑糲はんれ岩，ピクライト，橄欖かんらん斑糲岩及び御荷鉾層千枚岩に区分した．20万分の1地質図幅「豊橋及び伊良湖岬」（牧本ほか，2004）では本地域の三波川変成コンプレックスの変成岩類は御荷鉾緑色岩類及び三波川結晶片岩類の泥質片岩に区分されている．三波川変成コンプレックスの変成岩類は渥美半島北岸をかすめるように分布しており，中央構造線は渥美湾内を通っていると推定される．渥美半島先端部分のボーリング調査では伊良湖岬の国民休暇村付近で深度42.8mに三波川変成コンプレックスの苦鉄質片岩と泥質片岩が存在する（山田ほか，1984）．更にその北の立馬崎たつまざき南方と渥美火力発電所付近ではそれぞれ深度77.7mと95mに領家深成岩起源のマイロナイトが分布することが分かっている（山田ほか，1984）．

概要

本地域の三波川変成コンプレックスは御荷鉾ユニットから構成される．御荷鉾ユニットは本地域北東端の白谷しろや北部の海岸から，その西方の山之神北部の海岸，馬草まくさ西方海岸に点在して分布する．更に，西方の石神付近，古田南方，亀山から初立ダム北西かけての地域，伊良湖から伊良湖岬西端にかけての地域に分布し，全体としてENE-WSW方向に伸びる帯状の分布をなしている．渥美湾の岩礁である黒部岩も御荷鉾ユニットからなる．御荷鉾ユニットの南には秩父帯の付加コンプレックスが分布し，御荷鉾ユニットとの間にはENE-WSWの高角断層が存在する．

4.2 御荷鉾ユニット

本地域の御荷鉾ユニットは，蛇紋岩・変成かんらん岩，変成はんれい岩，苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライト，珪質片岩，泥質片岩及び砂質片岩かなる．蛇紋岩と変成はん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う場合が多い．20万分の1地質図幅「豊橋及び伊良湖岬」（牧本ほか，2004）では泥質片岩を御荷鉾緑色岩類（本図幅の御荷鉾ユニット）ではなく，三波川結晶片岩類に区分している．本地域では，地質図に示していない小規模な泥質片岩が御荷鉾ユニットに区分される苦鉄質片岩と互層しながら繰り返し出現し，両者を異なるユニットの構成岩石として区分することは困難である．従って，本報告では泥質片岩も御荷鉾ユニットの構成岩石として区分した．本地域の御荷鉾にユニットは多数の孤立した小規模な分布に分かれているため，全体の層厚を推定することが困難である．

4.2.1 岩相

蛇紋岩・変成かんらん岩（Mu）

蛇紋岩及び変成かんらん岩は石神南西及び亀山南方に小規模に分布する．いずれの地域においても暗緑色から黒色を呈する．蛇紋岩は鱗片状劈開が発達する部分と塊状部分が存在する（第4.1図（a））．石神南西では変成はんれい岩を伴っている．蛇紋岩は蛇紋石を主成分とし，部分的に単斜輝石の残留結晶が認められる．変成かんらん岩は残留かんらん石及び残留単斜輝石を多く含む．原岩はダナイト―ウェールライトと推定される．

岩石記載

変成ウェールライト（第4.2図（a），田原市石神西南西約1km）

• 主要構成鉱物は蛇紋石，残留単斜輝石及び残留かんらん石である．少量の緑泥石及び不透明鉱物を伴う．残留かんらん石は径1～3mmの丸みを帯びた結晶で割れ目が発達し，割れ目及び周囲には蛇紋石が生じている．残留単斜輝石は径1～4mmの他形結晶で，内部にかんらん石を包有する．

変成はんれい岩（Mg）

変成はんれい岩は田原市馬草西方及び石神南西に分布する．これ以外にも伊良湖岬では苦鉄質片岩に伴い小規模なものが分布するが地質図には示していない．いずれの地域でも淡緑色から緑色を呈し，片理はほとんど発達せず，径数ミリの黒色を呈する残留単斜輝石を含む（第4.1図（b））．

本地域の変成はんれい岩は低度の変成作用を被っており，緑泥石，アルバイト，クリノゾイサイト及びパンペリー石が生じている．斜長石の仮像はアルバイトとクリノゾイサイト及びパンペリー石の細粒結晶集合体に置き換わっている場合が多い．

岩石記載

変成はんれい岩（第4.2図（b），田原市馬草西方約1km）

• 主要構成鉱物は，残留単斜輝石，アルバイト，クリノゾイサイト，パンペリー石，緑泥石であり，少量のスフェン及び不透明鉱物を伴う．残留単斜輝石は径数mmの自形―半自形である．斜長石の仮像にはアルバイトと微細なクリノゾイサイト及びパンペリ―石の結晶が生じている．細粒緑泥石からなる径数mmのドメインが形成されている．

苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライト（Mm）

苦鉄質片岩・変成玄武岩溶岩・変成ドレライトは馬草西方の海岸，石神南西，古田南西，亀山南方，梅薮南方から初立ダム北西にかけての地域，伊良湖から伊良湖岬にかけての地域に分布する．いずれの地域でも淡緑色から青緑色で片理が発達する苦鉄質片岩（第4.1図（c）），緑色―暗緑色塊状ないし弱い片理が発達する変成玄武岩溶岩（第4.1図（d））及び暗緑色塊状の変成ドレライト（第4.1（e））からなる．また，小規模ながら前述の変成はんれい岩が伴われることもある．渥美湾の小さな岩礁である黒部岩（第4.3図（a））は緑色の変成玄武岩溶岩からなる．本報告では黒部岩に分布する岩石も御荷鉾ユニットに含めた．

岩石記載

アルバイト緑泥石アクチノ閃石片岩（苦鉄質片岩）（第4.2図（c），田原市伊良湖岬）

• 主要構成鉱物は残留単斜輝石，緑泥石，アクチノ閃石，アルバイトであり，少量の緑れん石，炭酸塩鉱物，スフェン，不透明鉱物を伴う．緑泥石とアクチノ閃石の形態定向配列による片理が発達する．アクチノ閃石は無色―淡青緑の多色性を示す針状結晶であり，片理を構成するもの以外に，残留単斜輝石の縁に生じているものがある．

アルバイト緑泥石パンペリー石変成玄武岩溶岩（第4.2図（d），田原市伊良湖岬）

• 主要構成鉱物は残留単斜輝石，緑泥石，パンペリー石，アルバ

  イトであり，少量のアクチノ閃石，スフェン，不透明鉱物を伴う．パンペリー石は無色―青緑色の多色性を示す．アクチノ閃石は単斜輝石の周囲に生じている．

緑泥石パンペリー石変成ドレライト（第4.2図（e），田原市伊良湖岬）

• 主要構成鉱物は残留単斜輝石，緑泥石，パンペリー石であり，少量の炭酸塩鉱物，スフェン，不透明鉱物を伴う．パンペリー石は斜長石仮象を置換している．残留単斜輝石が柱状の斜長石仮象の間を埋めるように存在するオフィティック組織をなす．

アルカリ角閃石含有アルバイトアクチノ閃石緑泥石片岩（第4.2図（f），田原市古田南西約500m）

• 主要構成鉱物は残留単斜輝石，緑泥石，アクチノ閃石，アルバイトであり，少量の残留ホルンブレンド，アルカリ角閃石，燐灰石，スフェン，不透明鉱物を伴う．残留ホルンブレンドは残留単斜輝石の周囲に生じており，褐色―赤褐色の多色性を示す．アルカリ角閃石は残留ホルンブレンドの周囲に生じており，青紫色―青緑色の多色性を示し，伸長は負である．

アルバイト緑れん石緑泥石アクチノ閃石変成玄武岩溶岩（第4.3図（b），田原市黒部岩）

• 主要構成鉱物はアクチノ閃石，緑れん石，緑泥石，アルバイトであり，少量のスフェン，不透明鉱物を伴う．アクチノ閃石は無色～淡緑色の弱い多色性を示す．

珪質片岩（Ms）

珪質片岩は亀山南方から初立ダム北にかけての地域，初立ダム北西，伊良湖南方，伊良湖岬に分布する．白色，灰白色，赤紫色及び淡緑色を呈する．層状チャート様の層状構造をなす（第4.1図（f））．

珪質片岩の構成鉱物は大部分が再結晶石英粒子からなり，数mm間隔でフェンジャイトの濃集した薄層が挟まり，フェンジャイトの定向配列による片理が発達する．赤紫色の珪質片岩では不透明鉱物が含まれ，淡緑色の珪質片岩では緑泥石が含まれる．

泥質片岩（Mp）

泥質片岩は山之神北方の海岸に分布する．伊良湖岬においても珪質片岩，砂質片岩及び苦鉄質片岩に伴われて小規模に分布するが，地質図には示していない．泥質片岩は銀灰色―黒色を呈し片理が発達する．片理にほぼ平行な石英脈も発達する（第4.1図（g））．鏡下では石英，アルバイト，フェンジャイト，緑泥石を主成分とする．石英及びアルバイトに富む層と緑泥石及びフェンジャイトに富む層が数mm間隔で繰り返す．緑泥石及びフェンジャイトは定向配列をなす．

砂質片岩（Ma）

砂質片岩は伊良湖岬北岸に分布する．野外で灰色ないし黄灰色をなす．泥質片岩に比べ片理の発達が弱い（第4.1図（h））．石英及び斜長石の砕屑粒子を多く含む．泥質片岩に比べ量は少ないがフェンジャイトも含まれ，これが定向配列をなし弱い片理を形成している．緑泥石も少量含まれる．構成鉱物は泥質片岩と同じである．

4.3 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はENE-WSW走向の高角断層により秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスと接する．本地域の三波川変成コンプレックスの分布は，ENE-WSW方向に伸びた帯状の範囲に点在している．これらの分布からやや離れた渥美湾内の小さな岩礁である黒部岩にも低温の変成作用を被った変成玄武岩溶岩が分布する．本報告では，この変成岩を三波川変成コンプレックス御荷鉾ユニットに区分した．したがって，中央構造線は黒部岩の北側を通ると予想される．これまで，渥美半島立馬崎付近のボーリングコアの観察（山田ほか，1984）より立馬崎と国民休暇村の間を中央構造線が通ると予想されていた．黒部岩が三波川変成コンプレックス御荷鉾ユニットの岩石からなることより，更に中央構造線の位置をしぼり込むことができる．すなわち，本地域における中央構造線は立馬崎の南方を通り，黒部岩のすぐ北側を通ると予想される．予想される中央構造線の走向はENE-WSW走向で本地域の三波川変成コンプレックス御荷鉾ユニットと秩父帯付加コンプレックスの境界断層とほぼ平行である．

本地域の御荷鉾ユニットの変成岩類の片理の走向は，ENE-WSWないしEWであり，秩父帯付加コンプレックスとの境界断層と若干斜交する．傾斜は南あるいは北へ急傾斜である．

本地域の三波川変成コンプレックス御荷鉾ユニットは低温高圧型の変成作用を受けている．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．更に，変成苦鉄質岩には緑れん石＋アルカリ角閃石＋アクチノ閃石＋緑泥石の組み合わせが出現する．これらの鉱物組合せの出現は，本地域の御荷鉾ユニットの変成岩類がパンペリー石アクチノ閃石亜相高圧部での変成作用を被っていることを示唆する．

5.1 研究史

三河湾周辺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出版されている7万5千分の1地質図幅に記載がある．その中で本図幅地域については，石井（1927）が「伊良湖岬」図幅を公表しており，「片状閃雲花崗岩」及び「黒雲母花崗岩」として分布を示し，岩石記載を行っている．そして，それらを元に作成された20万分の1地質図幅「豊橋」（地質調査所，1956）及び同「伊良湖岬」（地質調査所，1957）では，本図幅地域の深成岩は「片状角閃石黒雲母花崗岩」として図示されている．

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っ花崗岩類」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」（第2版）をまとめた．

一方，西浦団研グループ（1974）は，本図幅地域北隣「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」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種類あることを示した．そしてそれらの産状から，それらは広域変成作用に引き続きいて貫入したものではあるが，特に最末期と考えられる非調和な岩脈は，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と推定した．

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．本図幅地域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．なお，この頃，愛知県は，土地分類基本調査「伊良湖岬」（愛知県，1987）及び「師崎・蒲郡」（愛知県，1988）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）」として図示されており，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．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は，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．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」を出版した．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」に含まれる3つの単元のうち，最も古い地質単元として位置づけられている．最近になって，本図幅地域東隣から北東隣にかけての「豊橋及び田原」地域の5万分の1地質図幅（中島ほか，2008b）が出版されており，本図幅地域の深成岩の北東延長部に当たる蒲郡市五井町から相楽町にかけての神原トーナル岩について分布及び岩相が報告されている．

5.2 神原トーナル岩（Gk）

分布

北端は天竜村神原から，長野県下伊那郡根羽ねば村，愛知県北設楽郡豊根村，東栄町，設楽町三都橋，豊田市下山，蒲郡市，幡豆郡幡豆町，知多郡南知多町などに点在する（第5.1図）．本図幅地域内では，北西端部の南知多町篠島を中心として，周辺に点在する築見島つくみじま，木島，野島に分布する．

岩相及び産状

中粒片麻状の角閃石黒雲母トーナル岩及び黒雲母角閃石トーナル岩からなる（第5.2図，第5.3図A）．片麻状構造は有色鉱物の定向配列及び連続配列によるもので一般に顕著である．片麻状構造の走行・傾斜は，おおむね北東―南西走行北西傾斜で，N26°～74°E，38°～75°NWであるが，篠島南端部及び野島では東西走行北傾斜となる．なお野島では著しい片麻状構造を示す（第5.4図A）．

本岩中には，径数cm～数十cm程度で，楕円形及び不定形の苦鉄質捕獲岩がしばしば見られ，それらの長軸の向きは母岩の片麻状構造に調和的である（第5.4図B）．また，篠島中央部の西岸では厚さ25cm程度の岩脈状の苦鉄質岩が見られるが，連続性は良くなく7m程度であった（第5.4図C）．本岩は変成岩捕獲岩をほとんど含まないが，まれに局所的に強い片麻岩状構造を持ち，ミグマタイト状の岩相を示すことがある（第5.4図D）．

なお，本報告で用いる深成岩類の名称はIUGSによる分類（Le Maitre，2002）に従い，和名は標準仕様書TSA0019（日本規格協会，2006）によった．また，細粒と中粒の境界は主成分鉱物の粒径1mm程度とした．また，本報告では「片麻状」という語は，単に面構造を有すること意味し，その成因によらずに用いるものとする．

岩石記載

中粒片麻状角閃石黒雲母トーナル岩（第5.5図A）

• 〈GSJ R88276/IS029〉

  （南知多町篠島南部，34°40′4.12″N，137°0′21.75″E）

  主成分鉱物

  • 斜長石（44.9%），石英（30.2%），カリ長石（1.55%），黒雲母（18.6%），普通角閃石（3.8%）

  副成分鉱物

  • スフェーン（0.3%），燐灰石（0.1%），不透明鉱物，ジルコン

  完晶質等粒状で平均粒径2mm程度，色指数は22.4であり，主に黒雲母や普通角閃石の定向配列による片麻状構造が顕著である．斜長石は4mm以下で，自形性が良く集片双晶が顕著である．核部がソーシュライト化することがある．石英は2mm以下で他形であり，弱い波動消光を示す．多くが多結晶化している．カリ長石は少量で，ほとんどが石英や斜長石の粒間に認められる．パーサイト組織やマイクロクリン組織は示さない．黒雲母は2mm以下で，Y＝Z軸色はやや緑色を帯びた褐色である．普通角閃石は2.5mm以下で，半自形で，Z軸色は緑褐色である．スフェーンは自形性が弱い．ジルコンは黒雲母に多色性ハローを生じさせている．

化学組成

本図幅地域外からの試料について，榊原（1967）により7試料，Nakai（1976）により2試料の主成分元素分析値が，Kutsukake（2002）により1試料の主成分元素，微量成分元素，希土類元素の分析値が公表されている（第5.1表）．

5.3 優白質花崗岩岩脈（L）

岩相及び産状

平均粒径が2～3mm程度で，中粒黒雲母白雲母含有優白質閃長花崗岩を主とし（第5.3図B），まれに細粒岩相を伴う．一般に塊状である．神原トーナル岩の片麻状構造に対しておおむね調和的な伸びを示すが（篠島南部において貫入面N52°E，72°E），境界面では不規則に片麻状構造を切ることもある（第5.6図A）．神原トーナル岩がしばしば苦鉄質捕獲岩を含むのに対して，本岩はほとんど含まないため，境界付近で両者の区別に役立つ（第5.6図B）．また，まれに母岩の神原トーナル岩起源の捕獲岩を含む（第5.6図C）．なお，本岩はカリ長石の風化のために露頭ではしばしば赤色を呈し，篠島南部の東岸では「赤岩」と呼ばれている（第5.6図D）．

6.1 伊良湖岬地域における第四系の研究史

渥美半島の第四系は，遠州灘沿岸の台地を構成する中部更新統渥美層群，沿岸及び内陸の台地を構成する上部更新統の段丘及び扇状地性の堆積物，そして最上部更新統―完新統の沖積層に区分される（第6.1図）．本図幅地域の第四系を広く記載した研究としては，7万5千分の1地質図幅（石井，1927），5万分の1土地分類基本調査（糸魚川，1987），20万分の1地質図幅（山田ほか，1972；牧本ほか，2004）などが知られる．これらの研究は第四系の分布の記載が主であり，層序や年代，地質構造については詳細に検討されていない．

渥美層群についての研究は，20世紀前半から地質学及び古生物学的研究が活発に行われてきた．詳細は中島ほか（2008b）によってまとめられているため，本稿では「伊良湖岬」図幅範囲を含む地域において行われた研究を主に以下に述べる．渥美層群の層序学的研究としては，Otuka（1932），大炊御門（1933），黒田（1957，1958a，1958b，1966b，1967），土（1960），Hayasaka（1961），杉山（1991）によって様々な層序学的見解や地層名があげられた．それらの中でも黒田（1958a，1958b）や杉山（1991）は，海進・海退によって形成された3つのサイクルに基づき，渥美層群を下位より，二川ふたがわ層，田原たはら層，豊橋層に区分し，とくに杉山（1991）はテフラや堆積環境，気候変遷の解釈に基づき，渥美層群の層序をまとめた．渥美層群の堆積環境については，広木・木宮（1990）が詳細な堆積相解析に基づき，渥美層群は海進期のバリアー島システムと海退期の海岸平野システムが3回繰り返すことで各累層が形成されたと解釈した．一方，杉山（1991）は，テフラ対比や花粉化石分析を行い，渥美層群の3層は更新世中期の10万年周期の氷河性海水準変動によって形成されたことを示唆した．堆積年代については，貝類や植物遺骸，花粉化石などから前期―中期更新世と推定されていたが，更に詳細な年代を言及したのは杉山（1991）や島本ほか（1994）である．杉山はテフラ層序と花粉化石層序を組み合わせて，田原層がMIS11に堆積したと推定した．一方，島本ほか（1994）は石灰質ナンノ化石層序，ESR年代測定，古地磁気年代を総合的に解析して，豊橋層をMIS15，田原層をMIS17の堆積物とした．しかし，いずれの研究においても，堆積年代の言及に曖昧さが残されていた．その後，中島ほか（2008a）は，田原層と豊橋層に含まれるテフラを分析・対比することで，豊橋層はMIS10-9，田原層はMIS12-11の堆積年代であることを明確にした．

渥美層群以外の第四系についての研究報告は少なく，中位段丘堆積物である福江層と低位段丘堆積物である野田層についての研究が主である．黒田（1966a，1966b，1967）は，渥美半島に広がる天伯原てんぱくばら面より低位の段丘面を構成する地層を後期天伯原礫層，黒田（1975）では福江礫層とした．石川・太田（1967）は地形面の解析から，この段丘面を福江面と名付け，この面は最終間氷期の海域が広がった時期に形成された海成段丘面とした．杉山（1991）は福江面を構成する地層として福江累層を定義し，福江累層を開析谷充填堆積物である赤羽根泥層とその上位の若見礫層に区分した．木村ほか（1983）は，田原市野田町の野田台地を構成する堆積物から姶良Tnテフラを含む2層のテフラを報告した．そして，従来，渥美層群あるいは福江層とされてきた野田台地の構成層を野田泥層とした（木村ほか，1983）．山内（1967）は遠州灘沿岸の海浜堆積物，山内（1971，1972）は西ノ浜の海浜及び浜堤堆積物の礫組成や形態を検討し，伊良湖岬から立馬崎までの礫の供給は反時計回りであることを明らかにした．

6.2 伊良湖岬地域における第四系の概要

中部更新統渥美層群については，海進海退サイクルに基づく堆積環境変動を考慮して，渥美層群の層序区分を行った．層序区分とその名称は主に杉山（1991）に従った．本図幅地域に分布する渥美層群は，田原層の豊島としま砂礫部層と豊橋層の豊南となみ礫部層，高松泥質砂部層，杉山砂部層，天伯原礫部層である．渥美層群は地下にも分布することがボーリング資料から推定されるが，この資料から層序区分は困難であるため，本図幅では天伯原台地以北の本層群を未区分渥美層群として扱う．渥美層群とそれを覆う第四系との区別は，ボーリング資料の標準貫入試験によるN値等に基づいて区分した．渥美層群の砂質土はN値が30-50以上，粘性土はN値が20-30を示すが，それより上位の堆積物の土質はそれぞれが20-30，10以下のN値を示す．

渥美層群を除いた第四系は，本図幅地域に広く分布し，台地を構成する上部更新統と低地を構成する最上部更新統―完新統である（第6.1図）．上部更新統は福江層，扇状地堆積物，低位段丘堆積物，野田層である．沖積層は後背湿地及び谷底低地堆積物，浜堤・礫質砂嘴及び礫州堆積物，崩積堆積物及び沖積錘堆積物に区分される．

6.3 渥美層群

分布

浜名湖西岸から渥美半島にかけての天伯原台地に広く露出し，地下においては豊橋平野地下でも確認されている（森，1995；中島ほか，2008b）．本図幅地域においては，遠州灘沿岸の天伯原大地から小塩津台地まで地表に分布し（第6.2図），内陸部の地下からもボーリング資料から確認される．

6.3.1 田原層

命名・定義

黒田（1958a，1958b）による田原累層，Hayasaka（1961）のToyohashi Groupに相当する．

模式地

豊橋市伊古部町周辺の海食崖（「豊橋及び田原」図幅内；中島ほか，2008b）．

分布・層序関係

本図幅地域では，天伯原台地の海食崖，田原台地南縁と天伯原台地北縁において豊島砂礫部層が観察される．上位は豊橋層あるいは福江層が不整合で重なる．下位層は観察できない．本図幅地域における本層の層厚は10m弱であるが，「豊橋及び田原」図幅範囲の豊橋市西赤沢町周辺で約40mである．

部層区分

本層は下位より，伊古部いこべ礫部層，赤沢泥部層，神戸かんべ礫部層，豊島としま砂礫部層に区分される．本図幅地域においては豊島砂礫部層だけが観察される．

堆積年代

本図幅範囲には本層の堆積年代を示す堆積物はみられないが，「豊橋及び田原」図幅内に分布する赤沢泥部層にはAt-3とよばれる二枚組のテフラ（杉山，1991）が挟在される．中島ほか（2008a）によれば，このテフラの二枚組の上位層（At-3up）は兵庫県の六甲山地西麓に分布する高塚山テフラ（0.41±0.12Ma：加藤ほか，1999）に対比され，本部層はMIS12-11の堆積物とされた．

6.3.1.1 豊島砂礫部層（Ta）

命名・定義

黒田（1958a，1958b）の豊島砂層，Hayasaka（1961）のToshima Sandの一部，杉山（1991）の豊島砂礫層，島本ほか（1994）の豊島砂礫岩部層，入月ほか（2002）の豊島砂礫部層に相当する．

模式地

豊橋鉄道の豊島駅付近の崖（黒田，1958a）．

分布・層序関係

天伯原台地から赤羽根台地東部の海食崖において観察される．また，田原台地南縁及び天伯原台地の北縁にも狭く分布する．本部層の下位層は，海浜や沖積層に覆われているため観察できない．海食崖において本部層の上位は豊橋層の豊南礫部層，高松泥質砂部層，杉山砂部層によって不整合で覆われる．内陸の台地縁辺においては，中位段丘堆積物である福江層によって不整合で覆われる．ただし，この地域では，福江層の分布によって本部層と上位の豊橋層との地層境界が確認できていないため，本部層として図示した地層は豊橋層杉山砂部層の可能性もある．

層相

平行葉理の発達する細粒―中粒砂層，淘汰の悪い泥層及び砂質泥層からなる（第6.3図A）．砂層には雲母片が目立つ．泥層及び砂質泥層には細礫が散在し，レンズ状の細粒砂層が挟在され，上位層である豊橋層豊南礫部層から貫入する管状生痕化石がみられる．下限は確認できないが，観察できる層厚は10m弱である．「豊橋及び田原」図幅内における本部層は，トラフ型斜交層理，平板型斜交層理，平行層理の発達する中―大礫サイズの円礫層，トラフ状斜交層理やスウェール型斜交層理，平行葉理が発達する細粒―中粒砂層からなり，層厚は約20mである（中島ほか，2008b）．

テフラ

本図幅地域における本部層からはテフラは報告されていないが，豊橋市寺沢町（「豊橋及び田原」図幅内）における本部層下部から，シルト質テフラAt-4が報告されている（杉山，1991）．

堆積環境

「豊橋及び田原」図幅内における本部層は，平穏時波浪作用水深限界よりも浅い礫質な中部―上部外浜環境へ浅海化する環境であったことが推定される（広木・木宮，1990）しかし，本図幅地域においては本部層の最上部に相当し，より細粒な堆積物より構成されるため，前浜―後浜の堆積物と推定される．

6.3.2 豊橋層

命名・定義

渥美層群の最上部を占める地層である．黒田（1958a，1958b）による豊橋累層，Hayasaka（1961）のTahara Groupに相当する．

模式地

豊橋市伊古部町周辺の海食崖（「豊橋及び田原」図幅内；中島ほか，2008b）．

分布・層序関係

天伯原台地，田原台地，赤羽根台地，若見台地，土田どだ台地において分布する．田原層を不整合に覆い，福江層によって不整合で覆われる．天伯原台地では，本層の堆積面が高位段丘面である天伯原面を形成する．層厚は田原市高松町において約25mである．豊橋市高塚町周辺（「豊橋及び田原」図幅内）では約40mに達する．

部層区分

本層は下位より豊南となみ礫部層，寺沢泥部層，高松泥質砂部層，杉山砂部層，天伯原礫部層に区分される．本図幅地域に寺沢泥部層は分布しない．

堆積年代

本図幅範囲には本層の堆積年代を示す堆積物はみられないが，「豊橋及び田原」図幅内に分布する寺沢泥部層にはIkb-1とよばれるテフラが挟在し，中島ほか（2008a）によればIkb-1はMIS10-9に噴出した広域テフラである加久藤テフラ（町田・新井，2003）と対比された．

6.3.2.1 豊南礫部層（Ty4）

命名・定義

黒田（1958a，1958b），杉山（1991）の豊南礫層，Hayasaka（1961）のTonami Gravelの一部，島本ほか（1994）の豊南礫岩部層，入月ほか（2002）の豊南礫部層に相当する．豊橋層の基底礫層にあたる．

模式地

豊橋市豊南（現在の豊橋市城下町周辺：「豊橋及び田原」図幅内）の海岸へ降りる道路の切割の崖（黒田，1958b）．

分布・層序関係

天伯原台地の海食崖に分布する．田原層豊島砂礫部層を不整合に覆う（第6.3図A）．上位は高松泥質砂部層，または杉山砂部層に整合で覆われる．田原市高松町の海食崖において，下位層の田原層を開析した谷地形の基底礫として分布する．

層相

細礫から中礫サイズの亜円・円礫層から主になり，基質は粗粒砂である．層厚は1m弱である．下位層の豊島砂礫部層にまで達する直径2～3cm，長さ50cmの管状生痕がみられる．模式地周辺では，中礫から大礫サイズの亜円礫が多く，5m程度の層厚である．

堆積環境

本部層はその分布から谷地形の基底礫と推定されるため，田原層の堆積後，海水準が低下して形成された開析谷を埋積した河川環境であったことが推定される．

6.3.2.2 高松泥質砂部層（Ty3）

命名・定義

Hayasaka（1961）のTakamatsu silt faciesとTakamatsu shell sand facies，杉山（1991）の高松泥層，島本ほか（1994）の高松シルト質砂岩部層，入月ほか（2002）の高松シルト質砂部層に相当する．黒田（1958b，1966b）やHayasaka（1961）は，本部層を田原層豊島砂礫部層に含めているが，杉山（1991）に従い本部層を豊橋層に含めた．

模式地

田原市高松町における海食崖（Hayasaka，1961）．

分布・層序関係

模式地周辺の海食崖にだけ分布する．豊南礫部層に整合に重なり，杉山砂部層に整合で覆われる（第6.3図B）．田原層を削り込む開析谷の形状を示す．

層相

本部層は下部から，泥層，細―中礫を含む砂質泥層及び泥質砂層よりなり，上方粗粒化を示し杉山砂部層に漸移する．泥層には生痕化石Rosselia isp. がみられる．泥質砂層及び砂質泥層には，貝類化石や管状の生痕化石が多量に含まれている（第6.3図C，D，E，F）．開析谷の軸部における本部層の下限が不明であるが，8m以上の層厚が推定される．

化石

本部層から産出する化石については多くの報告があり，「豊橋及び田原」図幅説明書（中島ほか，2008b）に詳しくまとめられている．ただし，これらの報告は「豊橋及び田原」図幅範囲か「伊良湖岬」図幅範囲か明確ではないため，中島ほか（2008b）によるまとめを以下に記述し，あらたにいくつかの報告を追加した．

貝類化石については，大炊御門（1933）が99種の貝類化石を同定し，貝類化石産出層準をBatillaria Bed，, Dosinia Bed, Mya Bed，, Tonna Bedと4つに区分した．その後，土（1960）とHayasaka（1961）により，Batillaria Bedを除く本部層からそれぞれ61種と131種の貝類化石が報告された．川瀬（2002）は，Mya BedとTonna Bedから，Hayasaka（1961）に記載されていない86種を報告・図示した．Batillaria Bedは，Batillaria zonalis, Anadara granosa, Cyclina sinensisなど潮間帯などに生息する汽水性種，Dosinia BedはDosinia angulosa, Paphia undulata, Raetellops pulchellusなどの内湾泥底性種，Mya BedはMya japonica, Panopea japonica, Arca boucardi, Tonna BedはTonna luteostoma, Pecten albicans, Solen krusensterniなどの浅海砂底性種によって特徴づけられ（大炊御門，1933；土，1960；Hayasaka，1961），本部層は上方深海化を示すことがわかる．松岡・合田（1996）は，田原市高松からコウイカ類であるSepia sp.の甲化石を報告した．Shibata et al.（2006）は，Mya BedからTonna Bedにかけて18種の浮遊性貝類化石を報告した．島本ほか（1994）は本部層から採取したRuditapes, Mya, Solecurtusの二枚貝殻を用いてESR年代を測定し，0.44±0.18Maという年代値を報告した．

有孔虫化石については，槇山・中川（1940）が，本部層のDosinia Bedから44種，Mya Bedから39種，Tonna Bedから97種の有孔虫化石を報告した．また，藤村（1975）は，本部層の有孔虫化石群集を検討し，Dosinia Bedは内湾の入り江，Mya BedとTonna Bedはより高塩分な内湾へと変遷していることを示した．

植物化石については，黒田（1966b，1967）が，Abies firma, Fagus aff. hayatae, Machilus thunbergii, Cinnamomum japonicumなどの葉片や果実の植物遺体化石を報告した．花粉化石については，杉山（1991）が，Fagusが卓越し，Pinus (Diploxylon)やQuercus (Lepidobalanus)などが伴うということを示した．

甲殻類化石については，Yajima（1987）が，Dosinia Bedから47種，Mya BedとTonna Bedから102種の貝形虫化石を報告し，そのうち1新属8新種を記載した．若松（1992）は，Pontocythere属の種多様性，齢構成などの本部層内での変化を検討した．山口（1988）は11種の蔓脚類を報告した．柄沢・田中（1994）は，Calliax sp., Cancer gibbosulus, Scylla serrataなど13種の十脚甲殻類化石を報告した．Karasawa and Goda（1996）は2種の十脚類を報告し，"Neocallichirus" grandisを新種として記載した．柄沢ほか（2006）は上述新種の属をPodocallichirusとし，本部層に多産する巣穴状生痕（第6.3図F）を本種が形成したものと推定した．小林ほか（2008）は，柄沢・田中（1994）以降に採集された化石のうち，14種の十脚類と2種の蔓脚類を報告した．

石灰質ナンノ化石については，島本ほか（1994）がPseudoemiliania lacunose, Gephyrocapsa oceanicaなどを報告し，本部層は佐藤ほか（1988）及びSato and Takayama（1992）の基準面⑤から③の化石帯（0.83-0.39Ma）と認定され，Okada and Burkry（1980）のCN14a帯に相当する可能性が高いとした．

堆積環境

本部層の分布が開析谷の形状を示し，上位には海成堆積物が重なるため，本部層は開析谷を充填した堆積物といえる．したがって，海水準の上昇により開析谷が河口域から海域へと変化した堆積環境と推定される．この環境変遷は，貝類化石（大炊御門，1933；土，1960；Hayasaka，1961）と有孔虫化石（藤村，1975）による群集解析によっても支持される．

6.3.2.3 杉山砂部層（Ty2）

命名・定義

黒田（1958a，1958b）の杉山砂層，Hayasaka（1961）のGumihara Sand，杉山（1991）の杉山砂層，島本ほか（1994）の杉山砂礫岩部層，入月ほか（2002）の杉山砂礫部層に相当する．

模式地

黒田（1958b）は本部層の模式地を，旧杉山村浜田付近（現在の田原市六連むつれ町西浜田周辺）の道路脇の露頭としたが，露頭条件のよい六連町西浜田の海食崖を本部層の模式地とした（中島ほか，2008b）．

分布・層序関係

本図幅南部の天伯原台地から若見台地にかけての海食崖において連続してみられる．また，天伯原台地，田原台地，赤羽根台地の内陸部においても分布する．天伯原台地においては高松泥質砂部層に整合で重なり，天伯原礫部層によって整合で覆われる（第6.3図B；第6.4図A）．そのほかの地域においては，福江層によって不整合で覆われる（第6.5図C）．

層相

淘汰の良い細粒―中粒砂からなり，平行葉理が観察される．上部には層厚5～30cmの細―中礫層が挟在される場合がある．雲母片が多く見られる．レンズ状の泥層が挟在される場合がある．層厚は10m程度である．

化石

黒田（1967）は，田原市赤羽根における本部層上部から，Melia azedarach, Abies firma, Pinus thunbergii, Ilex cornutaなど7種の植物遺体化石を報告し，本部層堆積時は温暖な気候であったとした．

堆積環境

本図幅地域における本部層には，堆積環境を直接示す特徴的な堆積層や化石はみられない．しかし，下位部層である高松泥質砂部層（開析谷を埋積した堆積物）から上方粗粒化し，上位部層である天伯原礫部層（礫質な海浜堆積物）へと変化しているため，本部層は外浜から海浜への浅海化を示す堆積物といえる．「豊橋及び田原」図幅範囲内では，平板型斜交層理，トラフ型斜交層理などの堆積構造や海浜堆積物の指標となる白斑状生痕化石Macaronichnus segregatisが観察される．また，広木・木宮（1990）は，本部層の堆積環境を中部―上部外浜とした．

6.3.2.4 天伯原礫部層（Ty1）

命名・定義

黒田（1958a，1958b）の天伯原礫層の一部，Hayasaka（1961）のTenpakubara Gravel，黒田（1966b，1967）の前期天伯原礫層，杉山（1991）の天伯原礫層，島本ほか（1994）の天伯原礫岩部層，入月ほか（2002）の天伯原礫部層に相当する．

模式地

黒田（1958b）は模式地を天伯原台地としたが，広範囲に及ぶので，Hayasaka（1961）が指定した浜田川上流付近の切割（豊橋市豊栄町付近：「豊橋及び田原」図幅範囲内）とした（中島ほか，2008b）．

分布・層序関係

本図幅地域における天伯原台地，田原台地，赤羽根台地に分布する．杉山砂部層に整合的に重なり，上位には風成土壌である赤褐色土壌（2.5YR5/8；黒田（1958b）による赤色土）が重なる（第6.4図B）．赤褐色土壌の層厚は1～2mである．

層相

本部層は，2～4m程度の砂礫層とその上位に2m以下の平行層理がみられる中粒砂層が重なる．砂礫層は淘汰の良い細―中礫サイズで平板状の円―亜円礫層からなる．大礫サイズの亜円礫もみられる．中粒―粗粒砂を基質として含むが，礫支持である場合がほとんどで，インプリケーションが発達する．平行層理，くさび型あるいは平板型斜交層理の堆積構造が観察される．層厚20～50cmの中粒―粗粒砂層を挟在する場合がある．中粒砂層も淘汰がよく，中礫サイズで平板状の円―亜円礫層を挟在する．

堆積環境

淘汰の良い礫質の堆積物であることと下位部層が上方浅海化している外浜―前浜環境であることを考慮すると，本部層は礫質な海浜堆積物と推定される（中島ほか，2008b）．杉山（1991）は本部層を，外浜，前浜，後浜へと浅海化する海浜礫層と解釈した．広木・木宮（1990）は，くさび型斜交層理を示す砂層や平行層理の発達する礫層の特徴から，南方に広がる波浪作用の影響を受けた礫浜とした．本部層は浅海化して離水し，天伯原面を形成したと推定される．上位に重なる赤褐色土壌は，礫層の上位に堆積した砂質堆積物が離水する際に土壌化して形成されたと考えられる．

6.4 福江層

6.4.1 赤羽根泥部層（Fka）

命名・定義

豊橋層を開析した谷を埋積した泥質堆積物である（杉山，1991）．Hayasaka（1961）によるTonami GravelのAkabane Silt Facies，島本ほか（1994）による赤羽根シルト岩部層に相当する．

模式地

田原市赤羽根町中村における海食崖（杉山，1991）

分布・層序関係

田原市赤羽根町から若見にかけての海食崖において分布する．豊橋層を開析する谷の地形を呈している．若見礫部層によって整合で覆われる．田原市中村における開析谷は最大で約10mの層厚が推定されている（杉山，1991）．田原市野田町における低位段丘面である野田面を構成する野田層の下位にも分布する．現河床の開析谷や地下ボーリング資料において確認される（第6.6図）．ここでは秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスの嵩山ユニットに重なり，野田層に不整合で覆われることが推定される．

層相

本部層は下部の砂礫層と上部の泥層に区分される．下部砂礫層は中―大礫サイズの扁平な亜円礫から構成される（第6.5図A）．この砂礫層の下限は観察できなかったが，杉山（1991）によれば層厚は6m以下である．上部泥層は淘汰が悪く，中礫サイズの円礫を含む．杉山（1991）によれば，植物遺体が頻繁に含まれ，上部には二枚貝の雌型がみられる．上部泥層の層厚は，田原市池尻町で約6mである．田原市野田町における本部層には，層厚5m程度の秩父帯起源の中礫層が，その上位に層厚5～20mの貝類化石の破片を含む泥層，砂質泥・泥質砂層がボーリング資料より確認できる（第6.6図）．

化石

黒田（1967）は，田原市越戸おっと及び若見において，Melia azedarach, Abies firma, Pinus thunbergii, Mallotus japonicus, Sapium sebiferumなど23種の植物遺体化石を報告し，乾燥気候に耐えうる種が目立ち，乾季と雨季に分かれた気候を推定した．杉山（1991）は，DiploxylonやFagusが卓越し，Quercus (Lepidobalanus)やAlnusを伴う花粉群集を報告した．Hayasaka（1961）は田原市赤羽根町において，海生貝類化石であるPsammotreta praerupta, Nassarius clathratusを報告した．田原市野田町においては，泥質砂層から巣穴上生痕化石が観察された（第6.5図B）．木村ほか（1985）は，野田町における本部層から，Trisidos kiyonoiを代表とする二枚貝31種，巻貝14種，ツノガイ1種，そのほかにウニやフジツボなどの海生化石を報告した．

堆積環境

本部層の分布は谷地形を呈して下位の豊橋層を開析しているため，下部の礫層は河川成の礫，上部の泥層は開析谷を埋積した堆積物と考えられる．海生貝類化石が報告されており（Hayasaka，1961），海水準の上昇とともに河川域から徐々に海域へと変遷したことが推定される．田原市野田町における本部層も同様に，海生貝類化石を多産する泥質層からなるために，海進期における浅海の堆積環境が推定される．

対比・年代

本部層には年代を示唆する堆積物が含まれていない．MIS5eとされた福江面形成時期（石川・太田，1967）を考慮すると，本部層が形成する谷地形はMIS5eより前の海退期に下刻されたもので，その後の海進期に本部層が堆積したと推定される．野田町において赤羽根泥部層とした層準は，Hayasaka（1961）や黒田（1967）によれば渥美層群上部として扱われている（木村ほか，1985）．この層準から堆積年代を示唆する証拠は見つかつていないが，ボーリング資料の泥質層のN値をみると，ほとんどが10以下を示しており（第6.6図），軟弱な泥質層は福江層の特徴である（中島ほか，2008b）．したがって，本報告では野田町の地下に分布する層準を赤羽根泥部層として扱った．

「豊橋及び田原」図幅（中島ほか，2008b）の豊川右岸台地の地下に分布する豊川層や田原市浦の福江層より下位に分布する泥層に対比される．これらの地層からも野田町における本部層と同様に，Trisidos kiyonoiを代表とする貝類群集が報告されている（Hayasaka，1961；Itoigawa，1964など）．

6.5 扇状地堆積物（f）

層相

本堆積物は中―大礫サイズの角―亜角礫から構成される砂礫層，あるいは中―大礫サイズの角―亜角礫が挟在する泥層からなる（第6.7図A，B）．淘汰が悪く，基質は泥あるいは砂で，茶褐―橙色を呈する．クサリ礫はほとんどみられない．淘汰の悪い砂層及び泥層を挟在する．上位には層厚1m程度の黒ボク，黒褐―橙色の土壌が重なるが，茶褐―赤褐色の場合もある．若見台地西部及び土田台地における本堆積物は，下位の福江層を削り込んで堆積しており，福江層の亜円礫と山地から供給された角―亜角礫が混在している場合がある（第6.7図A）．

堆積物の供給源はほとんどが隣接する山地であるため，秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスや三波川変成コンプレックスの岩石が本堆積物の礫種の大半を占める．

6.6 野田層（Nd）

層相

模式地周辺（Loc. 31）においては，本層の基底部に層厚約50cm～1mの中礫サイズの角礫を含む砂礫層がみられ，その上位には約1～2mの淘汰の悪い炭質泥層，約50cmの黒褐色土壌が重なる．模式地における砂礫層には10～20cmの大きさの白色テフラのブロックが含まれる（第6.8図B）．また，野田面から70～80cm下位の炭質泥層の上部には層厚5～6cmのベージュ色のガラス質テフラがみられる（第6.8図A）．模式地以外では，基底部の砂礫層は観察されず，下位層である赤羽根泥部層の砂質泥層に漸移する．

テフラ

野田面より下位に挟在するベージュ色のガラス質テフラは，偏平（バブルウォール）型の火山ガラス（屈折率：1.499-1.501；第6.9図）を主とし，角閃石とシソ輝石が含まれることなどから，姶良Tnテフラ（AT）に同定された（木村ほか，1983）．砂礫層にみられるブロック状の白色テフラは，パミス型の火山ガラス（屈折率：1.5050-1.5055；第6.9図）によって特徴付けられる．火山ガラスの化学組成分析結果を第6.1表に示す．

6.7 低位段丘堆積物（tl）

層相

池尻川右岸において観察された層相は，土壌化した砂層に中礫サイズの亜角礫が主に含まれ，亜円礫もみられる（第6.10図）．黒―褐色土壌に覆われる．観察できた層厚は約1.5mしかないが，実際の層厚は不明である．

6.8 最上部更新統―完新統

6.8.1 沿岸部の堆積物

後背湿地堆積物（bm）

沿岸部の低地に分布し，縄文海進期に海域が侵入し，それ以降の海退の時期に形成された堆積物である．泥質砂層や腐植質の泥層からなる．福江低地，江比間えひま低地，仁崎にさき低地においては，浜堤堆積物が海岸線に沿って分布しており，海退時に浜堤が発達してバリヤーとなることで，後背湿地が潟湖となっていたことが推定される．後背湿地と浜堤との比高は1～2mである．

浜堤・礫質砂嘴・礫州堆積物（br）

田原市池尻町の池尻低地，日出町及び伊良湖町の伊良湖低地における遠州灘沿岸には，細―中粒砂からなる浜堤あるいは砂丘の堆積物が分布する（第6.11図）．また，伊勢湾に面した伊良湖低地，渥美湾に面した福江低地，江比間低地には，砂礫からなる浜堤，礫質砂嘴，礫州の堆積物が分布する．とくに伊良湖低地の礫質砂嘴は大規模で，中山砂礫堆あるいは西ノ浜砂嘴とよばれる（岡田，1987）．この礫質砂嘴は伊良湖岬から北東方向へ伸び，そして立馬崎から南東方向へ屈曲し，砂礫堆積物からなる．また，江比間低地からは西方に伸びた礫質砂嘴である鎗ヶ崎やりがさきと立馬崎たつまざきに挟まれ，福江地区に砂礫からなる大潟洲が形成され，その岸側には福江湾とよばれる内湾干潟がみられる（第1.9図）．福江低地，江比間低地には，海岸線に平行に砂礫よりなる浜堤堆積物が発達している（第1.7図B）．

中山砂礫堆の層厚は，山田ほか（1984）によるボーリング資料によれば，約25mである．山内（1972）によれば，田原市中山町周辺の渥美台地には縄文時代の遺物が，中山砂礫堆である伊良湖低地の内陸部には弥生時代の遺物が見つかつているため，中山砂礫堆が発達したのは3000～2000年前からとされている．この礫質砂嘴は，遠州灘沿岸からの砂礫が西向きの沿岸流によって運搬され，伊良湖岬をまわり西ノ浜に砂礫が堆積して形成されたと考えられる（山内，1972）．また，伊良湖水道の激しい潮流の浸食とそれに伴う側堆積の影響も受けているとされた（井関，1980）．

現海浜堆積物（b）

本図幅地域の現海浜堆積物は，主に細―中粒砂からなり，細―中礫もみられる．遠州灘沿岸は細―中粒砂，伊勢湾沿岸の西ノ浜から三河湾沿岸にかけては細―中礫を多く含む．山内（1967）は，天竜川から伊良湖岬までの海浜における礫について，礫種，礫径，円磨度，海浜の形状などを検討し，海浜礫は海食崖から供給された礫が最も多いことを示した．また，山内（1971，1972）は，西ノ浜における礫種の変化を検討することで，砂礫が南から北へ運搬されていることを示した．

6.9 人工堆積物

6.10 第四系の堆積年代

本図幅地域における第四系について，各層を層相や層位関係に基づき対比した（第6.12図）．各層の層序関係を考慮すると，下位より，渥美層群田原層，豊橋層，福江層，扇状地堆積物，野田層・低位段丘堆積物，沖積層の順に堆積したことが推定できる．

渥美層群の堆積年代については，杉山（1991）以降，テフラ，古地磁気，微化石層序などの研究が行われてきた（島本ほか，1994；池田・菊地，2001；菊地・池田，2001）．その後，中島ほか（2008a）により田原層と豊橋層に共在されるテフラの分析から，豊橋層に挟在するIkb-1は加久藤テフラ（Kkt：町田・新井，2003），田原層に挟在するAt-3upは高塚山テフラ（加藤ほか，1999）に同定された．その結果，豊橋層はMIS10-9，田原層はMIS12-11の堆積年代であることが明確となった．福江層については，堆積年代を示す堆積物はみられないが，堆積面が広範囲に及ぶことや段丘面の対比からMIS5eの堆積年代とされた（石川・太田，1967；中島ほか，2008b）．扇状地堆積物については，テフラなどの年代を示す堆積物を含まないため，地域ごとのそれぞれの堆積物同士の関係も明確ではない．そのため，累重関係より福江層と低位段丘堆積物の間としかわからない．野田層には姶良Tnテフラが挟在するため，MIS2の低海水準期に離水した堆積物といえる．低位段丘堆積物にも年代を示す堆積物がみられないため，正確な年代についてはわからないが，累重関係より扇状地堆積物と沖積層（MIS1）の間であるMIS5-2にかけて堆積したことが推定される．

隣接する「豊橋及び田原」図幅範囲には，MIS9-7に堆積したと推定される旧期扇状地堆積物と小野田層が，高海水準期にあたるMIS7の海成層である南大清水層が分布するが，本図幅地域にはこれらの時期に相当する堆積物が分布していない．これはおそらく本図幅地域よりも「豊橋及び田原」地域のほうが隆起量が大きかったため，これらの堆積物が保存されやすかったと推定される．一方，本図幅地域は隆起量が小さく，上記堆積物はMIS5の海進期に浸食された，あるいは分布が狭小であったために，南大清水層が福江層に，旧期扇状地堆積物が新期扇状地堆積物（本図幅では扇状地堆積物）と区別できなかった可能性がある．

「伊良湖岬」及び「豊橋及び田原」地域における第四系については，テフラなどによる明確な堆積年代が得られた地層は少ないため，今後の研究による年代決定が期待される．

7.1 中央構造線

本図幅の北西部には西南日本内帯である領家深成岩からなる篠島などの島嶼が，渥美半島の山地には外帯である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が分布することが従来知られていた．そのため，渥美半島周辺の中央構造線の位置は，立馬崎たつまざきと篠島の間を通ると考えられていた（Isomi，1968など）．その後，広川ほか（1978）は立馬崎と伊良湖岬の間を通るように中央構造線を示し，そして山田ほか（1984）は，立馬崎から伊良湖岬までの間で掘削した4本のボーリングコアから更に詳細な中央構造線の位置を言及した．愛知県（1987）は，山田ほか（1984）のデータに基づき，立馬崎と伊良湖岬の小範囲にだけ中央構造線を示した．牧本ほか（2004）も，山田ほか（1984）のデータに基づき，豊橋地域から連続した中央構造線を示した．

山田ほか（1984）によれば，ボーリングNo.1の深度約80m，No.2の深度約100mにおいて，花崗岩質岩石起源のマイロナイトが確認され，No.3では基盤岩に達していないが，No.4では深度約40mに三波川変成岩起源である風化した緑色片岩と黒色片岩が確認された（第7.1図B）．したがって，No.2とNo.4の間に中央構造線が位置するといえる（山田ほか，1984）．No.4に近接する位置で掘削された防災科学技術研究所の基盤強震観測網KiK-net（http://www.kik.bosai.go.jp/kik/）のボーリング資料からも深度73mに三波川変成コンプレックスの泥質片岩が確認されている．また，田原市伊川津いかわづの鎗ヶ崎やりがさき沖に位置する小島である黒部岩は，三波川変成コンプレックスの変成玄武岩溶岩からなっているため，中央構造線は黒部岩よりも北側に位置することがいえる．

本図幅では中央構造線の位置を，山田ほか（1984）によるボーリングNo.2とNo.4の中間を通り，黒部岩よりも北側とした．中央構造線の方向については，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の境界である神島―伊良湖岬断層の方向を平均化し，それに平行な方向とした．以上の中央構造線の位置と方向に基づき，本図幅に中央構造線を推定断層として表記した．

7.2 神島―伊良湖断層

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の境界断層は神島―伊良湖断層とよばれる（Ohba，1997）．本図幅地域の山地はほとんどが秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスの岩石から構成されているが，滝頭山山地，渥美山地の北縁部には三波川変成コンプレックスの岩石が分布する．また，伊良湖岬山地はその北半分が三波川変成コンプレックス，南半分がジュラ紀付加コンプレックスからなっている．本図幅において，両者の境界断層を直接観察することはできないが，推定される境界部を延長すると中央構造線とほぼ平行のENE-WSW方向に神島―伊良湖断層の存在することが推定できる（第2.2図）．

田原市白谷町において，滝頭山山地北東縁部と海岸線に三波川変成コンプレックスの珪質片岩が観察できるが，山地北東縁部の分布は神島―伊良湖断層の分布傾向よりも南東方向に約500mずれている．また，秩父帯ジュラ紀付加コンプレックス嵩山ユニットの石灰岩も同様に約500m離れて2箇所に分布がみられる．したがって，三波川変成コンプレックスの珪質片岩と秩父帯ジュラ紀付加コンプレックスの石灰岩の分布を考慮すると，滝頭山山地北東縁部にはNW-SE方向に断層の存在が推定される．なお，断層露頭は未確認である．

7.3 渥美曲隆運動

渥美半島に広く分布する天伯原面と福江面は，ともに地形面の標高がNNW方向に低下している．この地形はとくに天伯原面において顕著にみられ，天伯原面の標高は，渥美半島東部の湖西市白須賀では約70mであるが，天伯原面の西端である田原市赤羽根町では約30mにまで低下する．また，福江面の標高は，田原市赤羽根町では約30m，田原市伊良湖町では5m以下まで低下する．この地形は，辻村（1919）によって報告された後，浅井（1933）は渥美浜名撓曲，石川（三野）（1957）は逆ケスタ地形とよんだ．その後，黒田（1958a）は，天伯原台地が湖西市付近を頂部とした半ドーム状の撓曲構造を持つとし，この構造を形成した運動を渥美曲隆運動とよんだ．この撓曲構造はENE-WSW方向を軸としており，これは本図幅地域における中央構造線及び神島―伊良湖断層とほぼ平行に位置し，そして本図幅より南方に位置する遠州トラフや南海トラフの方向に類似する．荒井ほか（2006），荒井（2008）は遠州灘の前弧斜面堆積物の調査から，中央構造線とほぼ平行なENE-WSW方向の渥美半島沖断層群を示した．この断層群は，85万年前以降に大陸棚における南への傾動によって活動が開始し，最終氷期まで続いているとされた（荒井，2008）．したがって，渥美曲隆運動は，南海トラフにおけるフィリピン海プレートの運動に起因する隆起運動の可能性がある．

広木（1992），Hiroki（1994）は，渥美半島地域は，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で隆起していると見積もった．Hiroki（1994）は，この変動の変化が同時期にニューシーランドやニューギニアで生じていることから，太平洋プレートの動きがこの地域の変動を規制していると推定した．

8.1 石灰岩鉱山・砕石

本図幅地域において操業している鉱山は，田原市田原町の田原鉱山だけである．田原鉱山は「豊橋及び田原」地域の蔵王山地から連続している滝頭たきがしら山山地に位置する．鈴木ほか（2003）によれば，田原鉱山の年間生産量は300,000tである．平成5年度まではセメント用が約6割，骨材用が約4割の出荷内容であったが，最近ではほとんどが骨材用となっている（山崎，2006）．田原市白谷しろやにおいても石灰岩鉱山があったが，1970年代に操業を停止している．

8.2 温泉

本図幅地域北西部の南知多町篠島には篠島温泉が知られており，愛知県（1988）ではその位置が示され，愛知県（1993）により化学分析値等が公表されている．しかし，現在は湧出しておらず，このため本図幅には図示していない．篠島温泉の泉質は，地質調査総合センター（2005）によれば第8.1表のとおりである．

8.3 水資源

渥美半島に分布する台地はかつて，水資源に不足した地域であり，農業地帯としては開発が遅れていた．そのため地下水調査が行われ（山本，1984），森谷（1972）によって渥美半島の地下水帯水層の分布がまとめられた．渥美半島における水不足を解消するために，昭和2年に豊川用水事業が計画され，昭和24年に農林省の事業として着手され，昭和43年に豊川用水は完成した．豊川用水は，天竜川から豊川上流の宇連うれ川へ導水し，東部幹線水路として湖西市へ南下し，そして渥美半島南岸を通り伊良湖岬まで達している（中島ほか，2008b）．豊川用水の最西端は東部伊良湖岬山地の初立はったち池ダムである．田原市野田町に位置する芦ヶ池は，豊川総合用水事業の一環として豊川用水の東部幹線水路と調整池として結合している．豊川用水が完成することで，水資源に乏しかった渥美半島は，日本を代表する大農作・畜産・酪農地帯へと変わった．

森谷（1972）は豊橋平野から渥美半島にわたっての深度約100mの深井戸データをとりまとめ，渥美半島の水文地質を，主に沖積層にみられる上部浅層帯水層と渥美層群にみられる渥美帯水層に区分した．上部帯水層は3層の透水層を，渥美帯水層は4層の透水層をもっており，上部帯水層の地下水は自由面地下水と部分的被圧地下水，渥美帯水層では被圧地下水を主とする（森谷，1972）．渥美層群には透水層となる砂礫層と泥質層が繰り返されるため，透水層は地下に広範囲に広がる．

8.4 地質災害

8.5 観光・名所

本図幅地域を含む渥美半島及び知多半島とそれらの周囲の地域は，1958年に三河湾国定公園に指定されている．本図幅地域では，秩父帯や三波川帯の岩石による地形や第四系による沿岸地形が景勝地として知られる．