５　新第三系

花崗岩及び花崗斑岩

　花崗岩は大小の岩株をなして貫入しているが、そのもっとも広い露出は、 県北端部の大崩山付近及び五ヶ瀬川支流の日之影川沿岸にあり、これらの大崩山（おおくえやま）花崗岩類と呼ばれている。 本岩類は粗粒−中粒で主に石英・正長石・斜長石・黒雲母・角閃石・白雲母（まれ）からなる花崗岩〜花崗閃緑岩である。 本岩類は、高度差による顕著な岩相変化を示し、下部は花崗閃緑岩質、上部は花崗岩質で、最上部はアプライトおよびペグマタイト （脈状及び晶洞状）に富む（ARAMAKI et al.,1977）。本岩類は、秩父帯の中・古生界、四万十累層群ばかりでなく、見立層や祖母山火山岩類の一部にまで、 広く接触変成作用を及ぼしている。大崩山花崗岩類のK−Ar年代（黒雲母）は約1,380万年（柴田,1978）で、ほぼ中新世中期を示す。

第１０図　花崗斑岩の環状岩脈で形成された行縢山の急崖

大崩山花崗岩体をとりまくように、花崗斑岩の岩脈が弧状をなして分布する。この環状岩脈は延長40kmに達し、 規模が雄大なことと特異な形状を示す（第10図）ことは本邦希有のもので、 同じ四万十帯に属する紀伊半島南部の新第三紀花崗斑岩の環状岩脈に比肩し得るものである。 花崗斑岩は主に石英・斜長石・正長石・黒雲母及び角閃石からなり、完晶質で斑状を呈するが、 岩脈の縁辺部などでは石基が緻密で斑晶が少なく、石英斑岩状となる。周囲の岩石に対する接触変成作用の範囲は、 せいぜい数m程度である。

　宮崎・熊本県境の市房山花崗岩類は、細粒〜中粒の黒雲母花崗岩〜花崗閃緑岩で、四万十累層群を貫き、 これに接触変成作用を及ぼしている。そのK−Ar年代（黒雲母）は約1,400万年（SHIBATA,K. and NOZAWA,T., 1968）で、尾鈴山酸性岩類よりやや若い。

　なお、この花崗岩と成因的に関連すると思われる花崗斑岩の小岩体が、小丸川や坪谷川の流域に散在する。 このうち下渡川・田口原・平田間のものは延長7km以上に及ぶ直線状の岩脈をなし、 尾鈴山酸性岩類の北縁を画する前記の塩見川−坪谷川構造線の西方延長部に位置している。 これらの花崗斑岩の中には長石の斑晶が径3cmにも達するものがある。小丸川や坪谷川の流域には、 金・銀・アンチモニー・錫・砒素などの鉱床が多い。

　なお、遠見半島西海岸では、四万十累層群および庵川層^＊中に 優白質花崗斑岩が不規則な形態をもって貫入し、貫入角礫岩状を呈しているのがみられる（橋本・宮久,1959）。 また同様のものは半島北東部の樫付近にも分布する。

（^＊　小分布なので地質図には省略した。）