The Hibihara district is located in the central part of Shikoku Island, and whole of the district belongs to the Sanbagawa metamorphic complex, a high-pressure-type metamorphic belt that stretches ENE-WSW about 800 km in southwest Japan. The district is fully occupied by mountainous regions and, roughly speaking, these can be divided into northern, central and southern mountains by their arrangement and topology. The northern mountains, which contain the highest point (1860m) of the district and define the border between Kochi and Ehime prefectures, is mainly composed of mafic schists. The central mountains have plateau-like topology and cliffs mainly composed of siliceous schists surround their gentle peaks. The southern mountains have gentle peaks and mainly composed of siliceous schists and mafic metamorphic rocks (Mikabu greenstones). Yoshino River flows from the western end to the eastern end of the district and borders the northern and central mountains in the eastern part of the district. Along the Yoshino River and its branches, 5 dams (Omorigawa, Nagasawa, Ohashi, Inamura and Sameura dams) are constructed making use of the gorge-like topology.
Figure 1． Summary of the geology in the Hibihara district
1. Sanbagawa Metamorphic Complex
The Late Cretaceous high-pressure and low-temperature Sanbagawa metamorphic complex is divided into Omoiji, Kawamata, Shirataki and Nakashichiban units. The Shirataki unit occupies the majority of the district. The Nakashichiban unit structurally underlies the Shirataki unit and expose as a couple of windows surrounded by the Shirataki unit in the northernmost part of the district. A shear zone that formed during the main deformation stage (Ds) is present at the bottom of the Shirataki unit forming the boundary against the Nakashichiban unit. A thrusting shear zone (Kiyomizu tectonic zone), which formed during the secondary deformation stage (Du) and is characterized by strong development of north dipping secondary schistosity, is present in the southernmost part of the Shirataki unit, and its southern marginal fault forms the boundary against the Kawamata unit. The Omoiji unit is located in the southeastern end of the district. The boundary between the Kawamata and Omoiji unit is mainly defined by southern end of the Mikabu greenstones, which is contained within the Kawamata unit in this study. The Kawamata and Omoiji unit stretches in WSW-ENE direction.
The Hibihara district is divided into 4 metamorphic zones based on appearance of key metamorphic minerals in metapelite. In increasing order of metamorphic grade these are: chlorite, garnet, albite-biotite and oligoclase-biotite zones. The chlorite zone is further subdivided into lower-grade chlorite zone and higher-grade chlorite zone based on disappearance of pumpellyite in mafic metamorphic rocks. The Omoiji, Kawamata and Nakashichiban units belong to the lower-grade chlorite zone. In the Shirataki unit, the metamorphic grade increases from structurally lower to upper parts (on the whole northeastward) and the Shirataki unit includes all metamorphic zones up to the oligoclase biotite zone.
1.1. Omoiji unit
The Omoiji unit is mainly composed of metachert and pelitic phyllite with minor amount of crystalline limestone, metamorphosed basalt lava and tuff, and metasandstone. Occurrence of interlayers of red metachert and vari-colored shale is a characteristic lithological feature of the Omoiji unit.
1.2 Kawamata unit
The southern part of the Kawamata unit is composed mainly of the Mikabu greenstones that contain mafic schist, meta-basalt lava and metagabbro. The Mikabu greenstones are closely associated with crystalline limestone. The northern part of the Kawamata unit is mainly composed of pelitic and siliceous schists with minor amount of mafic schist, and this zone is traditionally referred to as the Sanbagawa southern marginal belt. In this area Du upright folds that fold Ds main schistosity is commonly developed with local strong development of Du schistosity.
1.3 Shirataki unit
The Shirataki unit is subdivided into lower, middle and upper subunits by apparent lithological sequences. The lower subunit is composed of mafic schists and mixed rocks of pelitic, siliceous and mafic schists. The mixed rocks are lithologies that characterize the Ds shear zone.
The middle subunit is mainly composed of pelitic and siliceous schist with minor amount of mafic and psammitic schists. Outcrop-scale Du upright folds are nearly ubiquitously developed in this subunit, although lithological boundaries and enveloping surfaces of Ds main schistosity are broadly horizontal. Southernmost part of this subunit is Kiyomizu tectonic zone, which is in contact with the Kawamata unit. The thickness of this subunit is more than 1km in the southern part of the Hibihara district and it decreases northwards down to about 300m in the northernmost part of the district.
The upper subunit is composed of mafic schist and pelitic schist with minor amount of siliceous schist. In this unit, in the northeastern part of the district, Ds overturned folds are developed on a scale of several km. Development of Du folds are rare in this subunit.
1.4 Nakashichiban unit
The Nakashichiban unit has two areal distributions: northern window in the Ehime prefecture and southern window in the Kochi prefecture. The northern window is composed of interlayers of psammitic and pelitic schists. The southern window is composed mainly of pelitic schist with minor amount of siliceous, mafic and psammitic schists. Development of Du folds is relatively rare in this subunit.
2. Dykes
Miocene felsic dykes intrude into the Omoiji unit of the Sanbagawa Metamorphic Complex along the Kamiyakawa tectonic zone.
Intrusion of felsic to andesitic dykes is also present in the middle subunit of the Shirataki unit. Arrangements of these dykes are in WSW-ENE direction.
3. Quaternary deposits
Distribution of Quaternary sediments in this district is restricted to very narrow areas along the Kamiyakawa, Jizoji, Hiraishi, Edagawa, Makigawa and Shichiban Rivers. Quaternary deposits include terrace deposits composed of gravel, sand and debris, and valley floor deposits composed of gravel, sand and mud.
4. Geohazard
Landslides in the Hibihara district are controlled by structure and lithofacies of schist. Many of the landslides have a characteristic of translational slide running along schistosity of pelitic schist on dip slopes, and the slope of slip surfaces are less than 20 degrees. The large-scale landslides slip down from the top of ridge slopes and then form a terminal facet-like landslide landform without main scarp on the north-facing slopes along the Yoshino River. Quartz schist and mafic schist are poor in landslide, but linear depressions and ridge-facing scarps are often developed on and near the tops of mountain. However many landslides and collapses occur on and near fault in mafic schist of the Mikabu greenstones of the Kawamata unit.
5. Resource geology
Bedded cupriferous iron sulfide deposits occur closely associated with mafic schists in the upper subunit of the Shirataki unit. Shirataki mine in the northeastern part of the district was one of the largest copper mine in Japan and closed in 1972. Motoyasu copper mine in the westernmost part of the district had been open also since 1972.
Inamura dam in the central part of the district is a rock-fill dam and is constructed mainly using siliceous schists of the middle subunit of the Shirataki unit.
A cold mineral spring occurs in the middle subunit of the Shirataki unit and operates as Konoka spa in the middle west of the district.
思地ユニットはいわゆる御荷鉾緑色岩類の南側に位置し（第2.1図），古典的な地質体区分では秩父累帯北帯に含まれる．主に変成チャート，泥質千枚岩からなり，特に赤色チャートや多色泥岩に由来する岩相が多産することから，秩父累帯北帯の付加コンプレックスを原岩とする変成岩類と考えられる．苦鉄質岩類の鉱物共生によれば，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（脇田ほか，2007）．本地域周辺の思地ユニットにおいて，泥質岩から分離したフェンジャイトのK-Ar年代（Itaya and Fukui，1994）は109-87Maである（第2.1図）．ただし，中新世岩脈の貫入による若返りが指摘されている年代値は除いた（Itaya and Fukui，1994）．また，泥質岩の全岩Ar-Ar年代（Dallmeyer et al.，995）は142-97Maという広い範囲にばらつく（第2.1図）．これは，思地ユニットにおいて白亜紀変成作用による変成鉱物の再結晶が不十分であったためと思われる．得られた年代はいずれも白亜紀の範囲に入るため，本報告の定義による三波川変成コンプレックスへの帰属と矛盾はしないが，少なくとも100Maより古い年代値が変成イベントの時期を正確に反映しているかどうかは疑わしい．Itaya and Fukui（1994）は，南隣「伊野」地域の思地ユニットで得られた約110MaのK-Ar年代について，砕屑性白雲母の影響を指摘している．
川又ユニットは主に御荷鉾緑色岩類，及びその北側の三波川南縁帯（小島ほか，1956b）から構成される．ユニットの北限は，北傾斜の衝上剪断帯である清水構造帯（Kojima and Suzuki，1958）の南限断層（清水構造線）である（第2.1図）．御荷鉾緑色岩類相当部には結晶質石灰岩が密接に相伴う．また，三波川南縁帯相当部は主に泥質片岩，珪質片岩からなるが，思地ユニットとは異なり，赤色チャートや多色泥岩に由来する岩相はまれである．一方，苦鉄質岩類の鉱物共生から，思地ユニットと同様，パンペリー石―アクチノ閃石亜相で変成作用を被ったことが確認できる．本地域，及び南隣「伊野」地域の川又ユニットにおけるK-Ar及びAr-Ar年代（Itaya and Fukui, 1994, Dallmeyer et al., 1995）は98-79Maと，思地ユニットに比べて狭い範囲に収まる（第2.1図）．このことから，川又ユニットでは白亜紀変成作用の進行度，もしくは変成度そのものが思地ユニットよりも高かったことが示唆される．
白滝ユニット（新称）は本地域の大部分を占め（第2.1図），その全域が三波川南縁帯や御荷鉾緑色岩類を除いた狭義の三波川帯（三波川帯プロパー：小島ほか，1956bなど）に属する．見かけの層序から，本報告では白滝ユニットを上部，中部，下部という三つのサブユニットに区分した（第2.3図）．白滝ユニットの南縁（清水構造帯）をなし，川又ユニットと接しているのは，中部サブユニット下底部の泥質片岩卓越層である．この泥質片岩卓越層は南隣「伊野」図幅（脇田ほか，2007）における堂ヶ内ユニットに相当し，見かけの厚さは1km以上に及ぶ（第2.3図b）．清水構造線から北へ約4kmに位置する程野断層の北側では，泥質片岩卓越層の上位から，同じく中部サブユニットに属する珪質片岩卓越層が現れる．この珪質片岩卓越層の見かけの厚さは300～500m程度である（第2.3図b）．主にこれらの泥質片岩，珪質片岩からなる中部サブユニットは，ほぼ水平に本地域北部まで続いているが，北端部では全体の厚さが300m程度まで減少し，その上下から上部サブユニットと下部サブユニットが出現する（第2.3図）．上部サブユニットは主に本地域北東部の白滝周辺（野地峰―加茂次郎山地域），及び北西部の寒風山周辺の山稜部に分布する．その下底部は厚さ100～500m程度の苦鉄質片岩卓越層（いわゆる三縄層主部：小島ほか，1956bなど）であり，白滝地域ではその上位に泥質片岩卓越層が重なる（第2.3図b）．白滝鉱床や基安鉱床といった本地域内の含銅硫化鉄鉱鉱床（キースラーガー）は全て白滝ユニット上部に胚胎している．一方，下部サブユニットは冠山―平家平―三ツ森山がなす山稜の北麓と南麓に地窓状に分布し，その上部は厚さ50～150mほどの苦鉄質片岩卓越層からなる．また，この苦鉄質片岩卓越層の下位には泥質片岩，珪質片岩，苦鉄質片岩の混在岩によって特徴付けられる剪断帯が出現し，さらに下位の中七番ユニットと接している（第2.3図b）．本地域の白滝ユニットでは，中部サブユニットにあたる南端部で91-77MaのフェンジャイトK-Ar年代が得られている（Itaya and Fukui，1994；第2.1図）．また，白滝ユニットでは大局的には下部から上部に向かって変成度が上昇し，パンペリー石―アクチノ閃石亜相から緑れん石青色片岩亜相を経て少なくともアルバイト緑簾石角閃岩亜相までの変成作用が認められる（詳しくは第3章参照）．
中七番ユニットは前述の通り，本地域北部において白滝ユニットの下位に地窓状に分布している（第2.3図）．特に，本地域北端部の中七番ユニットには砂質片岩・泥質片岩互層が特徴的に産する．こういった岩相，及び巨視的な構造位置から，中七番ユニットは四国東部の大歩危ユニット（第2.1図）と対比されている（例えばTakasu et al.，1994）．三波川変成コンプレックスの主要岩相を別子ナップと大歩危ナップに大分し，前者が後者に対して南向きに衝上したとする考えがあるが（Takasu et al.，1994 ； Wallis，1998など）この場合，中七番ユニットは大歩危ナップの一部とみなされる．また，別子ナップは本地域では川又ユニットの三波川南縁帯相当部と白滝ユニットを合わせたものにほぼ相当する．つまり，本地域の白滝ユニットと中七番ユニットの境界は，別子ナップと大歩危ナップの境界に相当する．中七番ユニットでは，北隣「新居浜」地域の泥質岩1試料について77Maの全岩Ar-Ar年代が得られている（Takasu and Dallmeyer，1990；第2.1図）．またItaya（1981）の記述をみる限り，中七番ユニットにおける泥質岩中の炭質物の結晶化度は，三波川変成コンプレックスで認識可能な最低変成度のものに当たる．すなわちパンペリー石―アクチノ閃石亜相に相当するものと考えてよいだろう．
20万分の1地質図幅「高知」（礒見，1959）に代表されるように，「原岩」に基づく四国中央部三波川帯の地質図の作成は1950年代から1960年代にかけて数多く行われている．この時点では三波川変成コンプレックスの層序を組み立てるという考え方が色濃かった（例えば小島，1951）．しかし，一方では既に三波川変成コンプレックスの変成岩が複数段階の塑性変形を被っているということ，つまり「変形構造」も強く認識されていた．小島ほか（1956b）は本地域西部を南北に通り抜ける予土路線（現在の旧国道194号線にほぼ相当）の地質調査を行い，本報告の白滝ユニット相当部を南から北へ三縄層下部，三縄層主部とし，同時に三縄層下部の南限をなす剪断帯を清水構造帯と命名している．その後Kojima and Suzuki（1958）は，清水構造帯は三波川変成コンプレックスの主変形よりも後の時期に生じた衝上剪断帯であるとした．また，ほぼ同時期の研究として，秀（1954）は本地域北東部の白滝地域の地質図を提示すると共に，同地域北東端部の苦鉄質片岩の厚層が北北東傾斜の転倒褶曲によって等斜状のアンチフォーム（白滝横臥背斜）を形成していることを報告した．その後，秀（1961）はこのアンチフォームの0.5～1km南方に同様の褶曲によるシンフォームを見出し，両褶曲の軸面トレースを西北西方向へ，北隣「新居浜」地域内の瀬場付近まで延長した．瀬場周辺における最近の研究において，秀（1961）が想定したアンチフォームとシンフォームが確認されている（Aoya，2002）．またKawachi（1968）は露頭規模での褶曲の非対称性に着目し，秀（1954，1961）が認識したのと同様の等斜状シンフォーム（朝谷―瓜生野横臥向斜）を，白滝地域南部の加茂次郎山付近に想定している．本地域南東部の地蔵寺地域に分布する御荷鉾緑色岩類については，武田ほか（1977）がその褶曲構造を論じている．
一方，秀（1961）は「変成作用」の視点から，主に苦鉄質片岩，泥質片岩の鉱物組み合わせを用いて白滝地域周辺をI帯―IV帯に区分した．この区分は白滝地域におけるErnst et al.（1970）の岩石学的研究でも踏襲されており，また現在一般的に用いられている泥質片岩の鉱物共生に基づく4帯への変成分帯，すなわち緑泥石帯，ざくろ石帯，アルバイト（曹長石）黒雲母帯，オリゴクレース（灰曹長石）黒雲母帯への分類とほぼ同一のものである．本地域も含め，四国中央部三波川帯では，この4帯への変成分帯作業は東野（1990）による詳細かつ広範囲にわたる研究によってほぼ決着した感がある．一方，三波川帯の最も広範囲を占める低変成度部，すなわち緑泥石帯の細分を試みた研究が，本地域を含めた地域で行われている．変成度の上昇に伴い，緑泥石帯の苦鉄質片岩においてパンペリー石が消滅することはBanno（1964）による広域的な変成分帯でも既に認識されていた．Nakajima et al.（1977）はこれに着目し，本地域南西部の根来佐古，及び南隣「伊野」地域内に産する試料を用いて，苦鉄質片岩におけるパンペリー石の分解反応を論じた．その後Nakajima（1982）は，この反応で規定される苦鉄質片岩におけるパンペリー石消滅線を白滝地域南方の朝谷―上津川ルート間に引き，その北側を緑泥石帯高温部，南側を緑泥石帯低温部とした．また，ほぼ同時期にItaya（1981）は本地域の清水構造帯付近に産する試料も含めた泥質片岩中の炭質物を調べ，緑泥石帯の細分において炭質物の結晶化度が有効な指標となることを論じている．近年になって，Sakaguchi and Ishizuka（2008）は四国中央部の広範囲から採取した苦鉄質岩を分析し，Nakajima et al.（1977）やNakajima（1982）のデータも利用しつつ，主に緑れん石の化学組成に着目して緑泥石帯低温部を更に高温部，中温部，低温部に細分している．
1980年代後半以降，変成作用研究の興味は，変成温度圧力条件の定量化，及び個々の岩石が辿った温度・圧力履歴の解明に移ってゆくが，これらの研究は東隣「本山」地域の汗見川周辺や北隣「新居浜」地域の別子地区で集中的に行われ，本地域では目立った研究成果がない．一方で，本地域での放射年代測定はこの時期に行われた．Itaya and Fukui（1994）は本地域と南隣「伊野」地域にまたがる枝川川沿いで泥質岩から分離したフェンジャイトのK-Ar年代を測定し，思地ユニットで109-79Ma，川又ユニットで93-79Ma，及び清水構造帯を含む白滝ユニット中部で91-77Maの年代値を得ている．ただし，Itaya and Fukui（1994）は思地ユニットにおける109Maという古い年代に関しては砕屑性白雲母の影響を，また同じ思地ユニットの若い方の年代値については近辺に貫入している中新世岩脈による再加熱の影響を指摘している．これらの年代値を省くと，思地ユニットの年代値は96-87Maとなる．Itaya and Fukui（1994）は得られた年代値が塑性変形の終了時期に相当するものと解釈し，清水構造帯の脆性変形によっては年代の若返りが見られないとしているが，本報告の調査によれば，清水構造帯は主に塑性変形による剪断帯であるため，年代値はむしろ主たる変成作用の年代と解釈した方が妥当であろう．Dallmeyer et al.（1995）は本地域の泥質岩について，思地ユニットで110-97Ma，川又ユニットで98-88Maという，Itaya and Fukui（1994）とほぼ同様の全岩Ar-Ar年代を得ている．
本報告ではNakajima（1982）が提案した緑泥石帯の高温部・低温部への区分，すなわち苦鉄質岩におけるパンペリー石消滅線の決定も試みた（第3.1図a）．ただし，パンペリー石の産出は全岩化学組成に強く依存し（Nakajima et al.，1977；第3.2図），少なくともその消滅線直下では特定の化学組成を持つ苦鉄質岩にしかパンペリー石が出ないため（Nakajima，1982），緑泥石帯高温部・低温部の正確な区分には高密度の試料採取に基づいた詳細な検討が必要である．そこで，本報告ではNakajima（1982）と本報告のデータ（第3.1図a）に矛盾がないように緑泥石帯高温部・低温部の区分線を引いたが，不確定性が大きいため第3.1図に点線で示すにとどめ，地質図には示していない．
第3.1図からわかるように，思地ユニット，川又ユニット，中七番ユニットは全て，最も変成度の低い緑泥石帯低温部に含まれる．鉱物組み合わせの変化から認識できる変成度の上昇は全て白滝ユニットの内部で起こっている．ただし，Sakaguchi and Ishizuka（2008）はパンペリー石を含む苦鉄質岩中の鉱物化学組成を詳細に検討し，主に緑れん石の化学組成を用いて四国中央部の緑泥石帯低温部を高温部，中温部，低温部に細分している．本地域ではNakajima et al.（1977）とNakajima（1982）のデータを検討した結果，中七番ユニット周辺部を高温部，白滝ユニット中部の南部大部分を中温部，川又ユニットと思地ユニットを低温部としている．川又ユニットと思地ユニットが緑泥石帯低温部の中でも低温部に属するという結論は，両ユニットの苦鉄質岩にのみしばしば火成岩の残留鉱物が含まれるという本報告の薄片観察結果（第3.1図a）とおおむね調和的である．
三波川変成コンプレックスの岩石は，変成作用やそれ以後の上昇過程を通じて複数段階の塑性変形を被っている．例えば，Wallis（1990，1998）は主に東隣「本山」地域の汗見川周辺での研究を通じて，アルファベット順の添字を用い，古い方から順にDr，Ds，Dt，Duという4つの変形段階を区分している（第3.4図）．本報告での変形段階の区分と呼称はこれに準ずる．Ds，Dt，DuはKojima and Suzuki（1958）やFaure（1983）でS1，S2，S3と呼ばれた面構造の形成段階にかなりの部分で一致する．Duは例えばHara et al.（1992）では肱川―大歩危変形と呼ばれている．
第3.2.2節で述べたように，少なくとも白滝地域において，Ds変形は主に変成作用のピーク以後に起こっていることから，変成分帯（第3.20図a）もDs褶曲によって曲げられているはずである（例えばWallis et al.，1992）．その褶曲構造の解釈を第3.20図bの断面図に示した．例えば，同じ白滝中部ユニットに属する泥質片岩は，加茂次郎山の南麓では緑泥石帯低温部，その北方の地窓では緑泥石帯高温部，また白滝鉱山周辺の地窓ではアルバイト黒雲母帯と，異なる鉱物帯に属する（第3.20図a）．このことは，岩相境界面と鉱物帯の境界面は完全には一致せず，斜交関係にあることを示している（第3.20図b）．
（b）加茂次郎山付近の稜線の地形。高知県土佐郡大川村平石の南西約 450 m 地点から南東を向いて撮影。白滝シンフォームにたたみこまれる白滝ユニット上部の泥質片岩部分（SUp）が選択的に浸食されている。
（c）加茂次郎シンフォームの南翼をなす苦鉄質片岩の Ds 褶曲。南フェルゲンツの非対称性を持つ。右下に方位を示した。以下同様（加茂次郎山の北西約 1.4 km の朝谷川沿い）。
（d）加茂次郎シンフォームの北翼をなす苦鉄質片岩の Ds 褶曲。北フェルゲンツの非対称性を持つ（c の約 500 m 北方の朝谷川沿い）。
3.5.3.2 ざくろ石含有苦鉄質片岩（SUg）
前節で述べたように，白滝ユニット上部の泥質片岩卓越層は北隣「新居浜」地域においてエクロジャイトを含む苦鉄質岩類（例えばTakasu，1989；Aoya，2002；Ota et al.，2004）を挟有する．エクロジャイトを含む苦鉄質岩類は一般的な三波川変成コンプレックスの変成岩，すなわちオリゴクレース黒雲母帯までの変成度を示す岩石よりも有意に高い変成圧力を被った岩石であるため，構造岩塊（Takasu，1989など），またはナップ（Wallis and Aoya，2000；Aoya，2002など）として独立した構造単位とされる場合が多い．本地域内の調査ではエクロジャイト，つまりざくろ石＋オンファス輝石＋石英を含む岩石は見つかつていない．ただし，エクロジャイト相に達した苦鉄質岩体でも，一般にその全体がエクロジャイトであるわけではない．エクロジャイト相に達してもオンファス輝石を生じないような化学組成の苦鉄質岩も存在するし，またオンファス輝石が形成したとしても，のちの後退変成によって分解してしまう場合がある．例えば，白滝アンチフォームの西北西延長に位置する瀬場塩基性片岩では，エクロジャイトは広範囲に散在するものの，その産出頻度はきわめて低い（Aoya，2002）．実際には，瀬場塩基性片岩の大部分はざくろ石緑れん石角閃石片岩である．ただし，アルバイト斑状変晶を含まない場合が多い．こういった観点から，本報告では瀬場塩基性片岩と同一の構造位置を占めるざくろ石を含む苦鉄質片岩に，エクロジャイトユニットに区分される可能性がある岩相として独立の凡例を与えた．ただし，白滝ユニット上部の苦鉄質片岩卓越層中でも1試料においてざくろ石を確認しているが，これは地質構造の見地からざくろ石含有苦鉄質片岩に含めず，苦鉄質片岩とした．
本地域における変成分帯を第3.1図に，また各鉱物帯における変成鉱物組み合わせの概略を第3.2図に示した．第3.1図によれば，思地ユニット，川又ユニット，中七番ユニット，及び白滝ユニット下部は全て緑泥石帯低温部に含まれる．また白滝地域の地窓を除いた白滝ユニット中部，及び加茂次郎山南方，白滝ユニット上部の下底部も緑泥石帯低温部に含まれる（Nakajima，1982；第3.20図）．本地域の思地ユニットでは苦鉄質岩中にパンペリー石を見出すことができなかったが，南隣「伊野」地域ではパンペリー石を含む苦鉄質岩が報告されている（Nakajima et al.，1977，脇田ほか，2007）．本報告のデータ（第3.1図a）も併せると，本地域の緑泥石帯低温部の苦鉄質岩類にはパンペリー石＋アクチノ閃石＋緑れん石＋緑泥石の鉱物組み合わせが認められ，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たことを示している．一方，緑泥石帯高温部以上の高変成度部は白滝ユニット上部，及び白滝地域の白滝ユニット中部の地窓に分布する（第3.1図，第3.20図）．緑泥石帯高温部，及びざくろ石帯の苦鉄質片岩には一般にパンペリー石が含まれず，アルカリ角閃石＋緑れん石の鉱物組み合わせがしばしば認められることから，これらの変成岩は緑れん石青色片岩亜相の変成作用を被ったものと考えられる．ただし，アルカリ角閃石＋緑れん石を含む苦鉄質岩の多くはアルバイト斑状変晶，アクチノ閃石をも含み，角閃石に累帯構造が認識できる場合にはアクチノ閃石がアルカリ角閃石を取り囲んでいることから，緑れん石青色片岩亜相での変成作用の後，緑色片岩相を通過していることが示唆される．アルバイト黒雲母帯，及びオリゴクレース黒雲母帯の苦鉄質片岩は一般にホルンブレンド＋緑れん石＋アルバイトを含み，アルバイト緑れん石角閃岩亜相の変成作用を被ったものと考えられる．ただし，ざくろ石含有苦鉄質片岩の一部（第3.23図）はオンファス輝石の分解組織と思われるホルンブレンド＋アルバイトの連晶組織を持つことから，アルバイト緑れん石角閃岩亜相での変成作用の前にざくろ石＋オンファス輝石＋石英の鉱物組み合わせを持っていた可能性が高い．すなわち，エクロジャイト相での変成作用を被っていた可能性が高い．
本地域周辺で見積もられた変成作用の温度・圧力条件はEnami et al.（1994）によってまとめられている．これによれば緑泥石帯低温部の変成温度はおおむね300-360℃，変成圧力は5.5-6.5kbarである．また，ざくろ石帯では420-460℃，7.0-8.5kbar，アルバイト黒雲母帯では490-550℃，8.0-9.5kbar，オリゴクレース黒雲母帯では580-630℃，9-11kbarである．ただし，温度見積もりはざくろ石―緑泥石のFe-Mg交換温度計によるものを示した．また見積もられた変成条件は最高温度達成時のものと考えられる．参考までに，本地域のざくろ石含有苦鉄質片岩と対比される可能性が高い北隣「新居浜」地域内の瀬場塩基性片岩のエクロジャイトでは最高圧力時の変成条件として520-550℃，17-19kbarが見積もられている（Zaw Win Ko et al.，2005）．最高変成温度はその後の減圧期に達成されており，上記の見積もりも併せて考えると610-630℃，12-19kbarとなる（Aoya，2001）．
Du 褶曲で曲げられた主片理（Ss）は剥離性が著しくなっているが，地すべりのすべり面となるためには Du 褶曲が破壊されなければならない。東を向いて撮影（高知県吾川郡いの町大森，大森川渓谷沿いの道路の切土法面）。
清水構造帯
三波川南縁帯と三波川プロパーの境界をなすとされる清水構造帯は白滝ユニット南縁部の泥質片岩分布地域にあたり，幅約400～600mの断層剪断帯である．図幅を占める面積率は約3%である．清水構造帯は，Du期（Hara et al.，1992における肱川―大歩危時相）の強い変形作用を受けたところで，剥離性に富む片理が形成されており，微褶曲・軸面劈開の発達も著しい．更に，多数の小断層が形成されているのも清水構造帯の特徴である．このように清水構造帯は著しく変形しているが，河床の岩盤は新鮮で緩みがほとんどない．ところが，自然斜面や切土斜面になると，片理に沿って紙のように薄く剥離し，軸面劈開に沿った緩みも大きくなっていて，ハンマーで容易に崩すことができる場所が多い．
四国三波川帯には多数の層状含銅硫化鉄鉱鉱床（キースラーガー）が産し，大小合わせて100以上の銅鉱山が稼行していたが（小島ほか，1956a），現在ではいずれも閉山になっている．本地域では，北東端部の白滝鉱山（白滝鉱床，大川上鉱床，大川下鉱床），及び西端部の基安鉱山（基安鉱床，黒滝鉱床，桂鉱床）が稼行していた．これらの銅鉱床は全て，本報告のユニット区分における白滝ユニット上部に胚胎される．三波川帯に広く分布するキースラーガーは，海底火山活動によって形成した源物質（噴気性堆積鉱床）が，その後周囲の岩石とともに変形・変成作用を受け，鉱石の組織・構造，鉱物組成の改変を経て現在の状態に至ったものと考えられている（例えばKanehira and Tatsumi，1970；兼平，1977）．以下，白滝鉱山と基安鉱山の鉱床に関連する地質，及び両鉱山の沿革を記述する．本節の記述の大部分は，日本鉱業協会（1965），大川村（1962，1984），愛媛県高等学校教育研究会（1993）などによる．各鉱床の概要は第7.1表に示す．
Aoya, M. (2001) P-T-D path of eclogite from the Sambagawa belt deduced from combination of petrological and microstructural analyses. Jour Petrology, vol.42, p.1225-1248．
Aoya, M. (2002) Structural position of the Seba eclogite unit in the Sambagawa belt: supporting evidence for an eclogite nappe. Island Arc, vol.11, p.91-110．
Banno, S. (1964) Petrologic studies on Sambagawa crystalline schists in the Besshi-Ino district, central Shikoku, Japan. Jour. Fac. Sci. Univ. Tokyo. Sec II, 15, Part 3, p.203-319．
Dallmeyer, R. D., Takasu, A. and Yamaguchi, K. (1995) Mesozoic tectonothermal development of the Sambagawa, Mikabu and Chichibu belts, south-west Japan: evidence from 40Ar/39Ar whole-rock phyllite ages. Jour. Metamorphic Geol. vol. 13, p.271-286．
Enami, M., Wallis, S. R. and Banno, Y. (1994) Paragenesis of sodic pyroxene-bearing quartz schist: implications for the P-T history of the Sanbagawa belt. Contributions to Mineralogy and Petrology, vol.116, p.182-198．
Ernst, W. G., Seki, Y., Onuki, H. and Gilbert, M. C. (1970) Comparative study of low-grade metamorphism in the California coast ranges and the outer metamorphic belt of Japan. Geol. Soc. Am. Mem., vol.124, 276 p.
Fujita, T. (1978) Geological characteristics of landslides of the crystalline schist type in Shikoku, Southwest Japan. Proc. 3 I. A. E. G., Sec. 1, vol.1, p.278-288．
Fujita, T. (1980) Slope analysis of landslides in Shikoku, Japan. Inter. Sym. on Landslides, Proc. vol. 2, p.169-174．
Furuya, T. and Yoshioka, R. (1976) Geomorphological processes at the transverse reach of the Yoshino River, Shikoku. Sci. Rep. Tohoku Univ., ［7］, vol.26, no. 1, p.127 -133．
Gradstein, F. M., Ogg, J. G. and Smith, A. G. (2004) A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press, Cambridge, U. K., 589p.
Itaya, T. (1981) Carbonaceous material in pelitic schists of the Sanbagawa metamorphic belt in central Shikoku, Japan. Lithos, vol.14, p.215-224．
Itaya, T. and Fukui, S. (1994) Phengite K-Ar ages of schists from the Sanbagawa southern marginal belt, central Shikoku, southwest Japan: influence of detrital mica and deformation on age. Island Arc, vol.3, p.48-58．
Kanehira, K. and Tatsumi, T. (1970) Bedded cupriferous iron sulfide deposits in Japan, a review. In Tatsumi, T. eds., Volcanism and Ore Genesis. University of Tokyo Press, p.51-75．
Nakajima, T. (1982) Phase relations of pumpellyite-actinolite facies metabasites in the Sanbagawa metamorphic belt in central Shikoku, Japan. Lithos, vol.15, p.267-280．
Nakajima, T., Banno, S. and Suzuki, T. (1977) Reactions leading to the disappearance of pumpellyite in low-grade metamorphic rocks of the Sanbagawa metamorphic belt in central Shikoku, Japan. Jour. Petrol., vol.18, p.263-284．
Ota, T., Terabayashi, M. and Katayama, I. (2004) Thermobaric structure and metamorphic evolution of the Iratsu eclogite body in the Sanbagawa belt, central Shikoku, Japan. Lithos, vol.73, pp. 95-126．
Sakaguchi, M. and Ishizuka, H. (2008) Subdivision of the Sanbagawa pumpellyite-actinolite facies region in central Shikoku, southwest Japan. Island Arc, vol.17, p.305-321．
Takasu, A. (1989) P-T histories of peridotite and amphibolite tectonic blocks in the Sambagawa metamorphic belt, Japan. In: Evolution of Metamorphic Belts (edited by Daly, J. S., Cliff, R. A. & Yardley, B. W. D.). Geological Society Special Publication, vol.43, pp. 533-538．
Takasu, A. and Dallmeyer, R. D. (1990)40Ar-39Ar mineral age constraints for the tectonothermal evolution of the Sambagawa metamorphic belt, central Shikoku, Japan: a Cretaceous accretionary prism. Tectonophysics, vol.185, p.111-139．
Takasu, A., Wallis, S. R., Banno, S. and Dallmeyer, R. D. (1994) Evolution of the Sambagawa metamorphic belt. Lithos, vol.33, p.119-134．
Wallis, S. (1998) Exhuming the Sanbagawa metamorphic belt: the importance of tectonic discontinuities. Jour. Metamorphic Geol., vol.16, p.83-95．
Wallis, S. and Aoya, M. (2000) A re-evaluation of eclogite facies metamorphism in SW Japan: proposal for an eclogite nappe. Jour. Metamorphic Geol. vol. 18, p.653-664．
Wallis, S. R., Banno, S. and Radvanec, M. (1992) Kinematics, structure and relationship to metamorphism of the east-west flow in the Sanbagawa belt, southwest Japan. Island Arc, vol.1, p.176-185．
Zaw Win Ko, Enami, M. and Aoya, M. (2005) Chloritoid and barroisite-bearing pelitic schists from the eclogite unit in the Besshi district, Sanbagawa metamorphic belt. Lithos, vol.81, p.79-100．
