室戸岬，菜生コンプレックスのメランジェと岩脈*
Melanges and dikes of the Miocene Nabae complex, MurotoPeninsula, Shikoku, Japan

遅沢壮一
Soichi Osozawa
東北大学大学院理学研究科地学専攻
Department of Earth Sciences, Graduate
School of Science, TohokuUniversity,
Sendai, 980-8578 Japan.
E-mail: osozawa@mail.tains.tohoku.ac.jp

概要
菜生コンプレックスのメランジェと斑糲岩岩脈，四十寺山層の火山岩礫岩．D１劈開に切られる玄武岩岩脈．シース褶曲と斑糲岩シル． D０正断層とD１境界スラスト．D−（マイナス）１とD１劈開をもつチャート岩塊．時間次第で，手結メランジェなどのオプションあり．
Key Words
Nabae complex, melange, asymmetric shear, gabbro and basalt dikes, block in matrix, debris flow, recycle
地形図
1: 25,000 「室戸岬」「佐喜浜」「手結」
 
見学コース
7:15 JR高知駅前集合→9:00 室戸市街→三津（丸山）海岸→六ガ谷海岸→室戸岬（昼食）→芝碆→石ノ碆→
菜生漁港→室戸市街→行頭岬→大山岬→手結→18:00 JR高知駅前解散.
見学地点
Stop 1 室戸市三津．菜生コンプレックスのメランジェと斑糲岩岩脈，四十寺山層の火山岩礫岩．
Stop 2 室戸市六ヶ谷．D１劈開に切られる玄武岩岩脈．
Stop 3 室戸市室戸岬．シース褶曲と斑糲岩シル．
Stop 4 室戸市津呂芝碆．D０正断層とD１境界スラスト．
Stop 5 室戸市津呂石ノ碆．D−（マイナス）１とD１劈開をもつチャート岩塊．
Stop 6 室戸市佐喜浜町遅越．佐喜浜メランジェ（オプション）．
Stop 7 芸西村十代．手結（てい）メランジェ（オプション）．

１．はじめに

メランジェはブロックインマトリックス組織を持つ混在岩に対して，むしろ成因を問わない記載用語として用いられている（例えばCowan, 1985）．四国四万十帯のメランジェについても，かつては，含有される海洋性岩石が海溝外側斜面から重力崩壊で海溝軸にもたらされたオリストストロームと考えられていた（平ほか，1980a）．筆者も，四万十帯を含む奄美大島の付加体を土石流などの地辷り堆積物起源と見なしていた（Osozawa, 1984）．しかし，Needham（1987）以来，四万十帯の多くの混在岩から，普遍的かつ一定センスの剪断変形作用が確認されている．剪断は構造的であるので，そのような剪断作用を被った混在岩をテクトニックメランジェとして扱うのが，近年の付加体研究の主流となっている（例えばOnishi and Kimura, 1995）．テクトニックメランジェはアンダープレーティングで定置し，デュープレックスをなすと解釈され，この観点に立った研究が進められている（例えばHashimoto and Kimura, 1995）．さらに，テクトニックメランジェは地震発生帯に対応する可能性がある岩石とも見なされており，注目されている（例えばIkesawa et al., 2005）．そして，最終的には，ブロックインマトリックス組織あるいは混在岩の成因としても，構造的な剪断作用が“想定”されている（例えば脇田，2000）．ただし，狩野・村田（1998）や木村（2002）のレビューや，上記のいずれの論文においても，混在岩形成，特に海洋性岩石が基質中に混在するに至った具体的なプロセスが明記されている訳では無い．

第１図．菜生コンプレックスの位置と地質図．Osozawa（1993）のFigs. 1と2による．

第２図．菜生コンプレックス（Stop 1〜5）見学地点の位置図．

菜生コンプレックスは中新統で，四万十帯では最も若い付加コンプレックスの１つであり，また室戸岬の斑礪岩シルが存在するなど，特異な付加コンプレックスである（第１，２図）．しかし，菜生コンプレックスに含まれるメランジェは，ブロックインマトリックス組織を持ち，また全域で一定の向きの剪断変形を被っていることから，例えば木村（2002）に従えば，典型的なテクトニックメランジェに当る．
本巡検では，菜生コンプレックスのテクトニックメランジェやブロックインマトリックス組織に関する露頭を観察予定である．観察結果は以下のように要約される．１．中新世に菜生コンプレックスが付加する以前に形成された，別の，より古期の圧力溶解劈開がチャートや砂岩の外来岩塊や岩片内に認められる，２．岩脈は付加に伴う剪断作用が働く以前に貫入しているが，岩脈が被った剪断変位はわずかで，玄武岩など外来岩塊を基質中にもたらすために期待される大きな剪断・断層変位を超え難い，３．土石流堆積物であると１の事実からも判断される地層がメランジェに挟在され，またメランジェは半遠洋性と陸源堆積物との間の層準を占め，いわゆる海洋プレート層序の一部をなしている（Osozawa, 1993）．これらの観察結果から，菜生コンプレックスのブロックインマトリックス組織は本来，土石流堆積物の堆積構造で，それ自体にはテクトニックな成因を持たないことが示唆される．また，剪断作用による混在岩化というテクトニックメランジェプロセスを菜生コンプレックスにそのまま適用するのは困難であると思われる．さらに，菜生コンプレックスの海洋性岩石は付加プリズムでのリサイクルの結果，含有されていると考えられる．
菜生コンプレックス以外のいくつかの付加コンプレックスについて，混在岩化は剪断によらないことの，もう１つの理由をあげることができる．それは，剪断作用とブロックインマトリックス組織の有無は互いに無関係であることである．奄美大島の湯湾コンプレックス（Osozawa and Yoshida, 1997）など，ブロックインマトリックス組織をもつにもかかわらず，スレート劈開のみが発達し，剪断を伴わない付加体の例が少なからずある．また，逆に，菜生コンプレックスの岬アセンブレッジもその１例ではあるが，沖縄の名護変成岩など，ブロックインマトリックス組織が無いにもかかわらず，D１の剪断帯をなす例（Schoonover and Osozawa, 2004）が少なからず存在する．

第３図．佐喜浜メランジェ（Stop 6），手結メランジェ（Stop 7）の見学地点位置図．

菜生コンプレックスのメランジェに含まれるチャートや玄武岩の外来岩塊は，佐喜浜メランジェ（平ほか，1980b）に由来する可能性が高く，見学地点６として，記載した．また，上記１の現象は佐喜浜メランジェに加えて，さらに横浪メランジェ（平ほか，1980a）でも観察できた．本巡検ではそれに対比され，四万十帯では著名なメランジェの１つである手結メランジェ（平ほか，1980a）についてもオプションとして見学地点７に加えている（以上，第３図）．

２．地質概説（菜生コンプレックス）

四国室戸半島の先端は室戸岬である．菜生コンプレックスは室戸岬一帯に分布しており，第三系が分布する四万十帯南帯の南縁を占めている（第１図）．菜生コンプレックスの年代は，四万十帯でも最も新期である中新統である（平ほか，1980b）．
菜生コンプレックスは，Hibbard et al.（1992）により，北西側から南東側に，日沖メランジェ，津呂アセンブレッジ，坂本メランジェ，岬アセンブレッジに区分されている（第１図）．いずれのメランジェも下位側に半遠洋性泥岩を伴っている（Osozawa，1993）．津呂アセンブレッジは下位の半遠洋性泥岩と上位の砂岩泥岩互層であるタービダイトからなっているが，これらの境界部にコンタクトメランジェ（Hibbard et al., 1992）が挟まれている．岬アセンブレッジはタービダイトであるが，これも基底に半遠洋性泥岩を伴っている．以上を貫いて斑糲岩と玄武岩のシルや岩脈があり，Hibbard et al.（1992）により丸山貫入スウィートと呼ばれている．日沖メランジェは，さらに前弧盆堆積物としての四十寺山層に覆われている（Hibbard et al., 1992）．
変形時相をD−（マイナス）１，D０，D１，D２，D３の５時相に区分した．D−1はメランジェのチャート岩塊や砂岩岩塊内に限って認められる圧力溶解劈開である．D０は正断層で，斑糲岩や玄武岩岩脈の正断層に沿う貫入を含める．D１は圧力溶解劈開で，整然層，メランジェとも非対称褶曲の軸面劈開となっている．メランジェに認められるスラストで，右ずれセンスの非対称剪断構造もD１に含まれる．D２は室戸コンプレックスとの境界断層（椎名−奈良師断層；Hibbard et al., 1992；奈良師北東２kmの谷で観察できる）であるが，菜生コンプレックスでは，露頭でのD２褶曲は極めて稀である．室戸屈曲（Hibbard et al., 1992）は上記の境界断層も曲げており，D３に当たる．

３．見学地点

Stop 1
［地形図］１/2.5万　「室戸岬」

第４図．Stop 1の日沖メランジェ．A：チャートや砂岩の外来岩塊．B：玄武岩岩片とD１圧力溶解劈開．海綿骨針や微化石も含まれる．C：メランジェに挟在される土石流堆積物．D：この土石流堆積物中の，D−1劈開をもった砂岩岩片．E：海食台の上空からの写真．斑礪岩岩脈にはD１剪断でのずれは認められない．F：四十寺山層の火山角礫岩．

［位置］室戸市三津にある高知県海洋深層水研究所の北方の海食台．駐車場スペースと海岸に下りる階段あり．［解説］日沖メランジェの好露出がある．このメランジェは黒色の泥岩基質中に，直径数10cm以下の鮮やかな緑色のチャート岩片を含むことで特徴付けられる（第4図A）．このチャートは，白亜紀のチャートに比べて軟質であるなど，佐喜浜メランジェに含まれる恐らく曉新世（後述）のチャート岩塊に，岩相上，類似している．このような緑色チャートからは始新世を示すとされる放散虫化石が報告されている（平ほか，1980b）．メランジェはチャート以外に，鏡下ではしばしば玄武岩の岩片も含んでいる（第４図B）．また，酸性凝灰岩や砂岩の岩塊を大量に含むことも特徴的である．
メランジェ，整然層とも，D１の圧力溶解劈開を伴っている．この劈開は，より古期の，例えば始新統の室戸コンプレックスに比べて，ラフでスペーストな，またアナストモージングな劈開である（第４図B）．劈開は，また，非対称褶曲の軸面劈開をなしている．メランジェにおいては，この褶曲は非円筒褶曲で，極端な場合，シース褶曲である．メランジェはプレッシャーシャドウなど，非対称の剪断構造も伴っている．以上のD１の変形は，Stop 1の日沖メランジェでも，良く観察される．日沖メランジェの走向（D１の圧力溶解劈開の走向）は北東−南西で，南東に高角で傾斜している．この走向と平行に，厚さ1.5mの礫岩が挟まれているのが観察される（第４図C, E）．この礫岩は平ほか（1980b）の第4図Aにも示されている．最大直径30cmで，亜円礫の砂岩岩塊が砂岩基質中に，基質保持で認められる．大きい岩塊は基底と上部に配列しているが，上部の岩塊が一番大きい．個々の岩塊は時計回りに，右ずれセンスで回転しているように観察される．砂岩岩塊は鉱物組成や粒径が異なり，また花崗岩や変成岩，さらに放散虫化石を含む岩片もあるなど，起源は多様である．そして，個々の岩塊と岩片の接触部には，D１劈開が認められるのに対し，内部には種々の向きのD−１劈開（一部は片理）が認められる（第４図D）．D−１劈開は，D１褶曲を基質とともに被っているチャート岩塊にも，認められる．日沖メランジェを貫いて３条の斑糲岩岩脈とシルが認められる．高知県海洋深層水研究所から，西方の神社を経て，途中で消失するが，四十寺山方面に至る東西走向の斑糲岩がシルで，他に海食台には東北東-西南西走向の岩脈と，これらと交差し，海岸線と平行な北北東-南南西走向の岩脈がある（第４図E）．次のStop 2でも述べるように，メランジェファブリックをなすD１剪断は，特にこれと高角で交わる北北東−南南西走向の斑糲岩の貫入後に起っているが，この岩脈自体に大きなずれは認められない．
Stop 1から北西に望まれる，同じ標高のピークが２つある山は四十寺山から続く山塊である．四十寺山層は砂岩からなるが，その基底は玄武岩類で，これは前弧盆としてはかなり異質な岩相である．北方の大碆などにある枕状溶岩も，四十寺山層の玄武岩分布域から海岸にもたらされた巨大な転石である．Stop 1の海食台の北端にも（Stop 1b），火山角礫岩の転石が認められる．岩片は輝石玄武岩やドレライトで，玄武岩岩片には発泡があり，また緑泥石とぶどう石の二次鉱物も認められる（第４図F）．

Stop 2
［地形図］１/2.5万　「室戸岬」
［位置］室戸市六ヶ谷の海食台．国道から海岸に向かって水田の畦を歩き，堤防の階段を下りる．

第５図．Stop 2の坂本メランジェと玄武岩岩脈．A：D１劈開と直交して貫入している玄武岩岩脈．B：玄武岩のローブ． C：メランジェ，急冷縁，岩脈を貫くD１劈開．D：オープンニコルでの急冷縁．泥の注入がここでも認められる．E：クロスニコルでの急冷縁．なお，C〜EはOsozawa（1993）のFig. 7 と同じ薄片を用いている．

［解説］坂本メランジェを貫く玄武岩岩脈が観察される．坂本メランジェも，岩片サイズではあるが，チャートや玄武岩の外来岩塊を含み，また剪断されており，木村（2002）の定義に従えば，典型的なテクトニックメランジェである．岩脈は１条では無いが，特に南端の北北西-南南東走向の岩脈が劈開と完全に直交しており，劈開や剪断との前後関係を観察するのに適している（第５図A，B）．Osozawa（1993）でも報告したが，D1劈開は母岩の泥岩，急冷ガラス，玄武岩のすべてを切っており（第５図C），玄武岩の貫入はメランジェファブリック形成前である．また，急冷ガラスには泥が注入しており（第５図C），玄武岩は未固結状態の泥に貫入している．なお，この急冷ガラスは変質を免れており（第５図D，E），日本の付加体としては例外的に初生的な化学組成を保持していると考えられるので（Osozawa andYoshida, 1997参照），検討中である．

Stop 3
［地形図］１/2.5万　「室戸岬」
［位置］室戸市室戸岬．駐車場から岬方面への遊歩道．

第６図．Stop 3の岬アセンブレッジと岩脈群．A：タービダイトにある，D１の軸面劈開を伴うアイストラ クチャー．B：斑礪岩シル北東端の玄武岩岩脈群．後方の建物はホテル明星．

［解説］室戸岬一帯は岬アセンブレッジの褶曲したタービダイトからなる．この褶曲は東南東フェルゲンツの非対称褶曲で，D１の圧力溶解劈開を軸面劈開としている．褶曲軸のトレンドや軸面の走向は北北東-南南西で，良くそろっている．これらの褶曲は酒井（1981）により，スランプ褶曲とされたが，このような軸面劈開の存在から否定されている（Hibbard and Karig，1987）．シース褶曲はHibbard and Karig（1987）により，発見された．シースと言っても，上記のような軸面劈開が定義でき，シースは北北東に閉じている（第６図A）．剪断センスが他地域と逆になっているが，いずれにせよ，岬アセンブレッジはこのような剪断変形を伴っている．
斑糲岩シルは，室戸岬西側から，ホテル明星(あけのほし)の海岸まで，分布しているが，この海岸が分布の北西端で，消失している．この北西端の露頭では（Stop3b），斑糲岩シルは走向を北北西に変えた岩脈群となっている（第６図B）．シル本体とその北西側のタービダイトの境界はホテル明星南方のビシヤゴ碆などで観察される．タービダイトは熱変成作用を被って，赤鉄鉱などを生じている．斑糲岩全岩と黒雲母のRb/Sr比から，14.4Maの年代が得られている（浜本・酒井，1987）．放散虫化石は，この海岸の半遠洋性泥岩から，Cyltocapsella tetrapera を検出している（Osozawa,1993；水谷哲也の東北大学卒業論文による）．

Stop 4
［地形図］１/2.5万　「室戸岬」
［位置］室戸市津呂芝碆．階段から海岸に下りる．

第７図．Stop 4の津呂アセンブレッジの正断層と基底のスラスト．A：正級化のある酸性凝灰岩を切る共役正断層群．B：酸性凝灰岩を変位させている正断層を貫く圧力溶解劈開．なお，Osozawa（1993）のFig. 6 と同じ薄片を用いている． C：放散虫化石の圧力溶解．D：基底スラスト．スラストも不透明鉱物（劈開）からなる．

［解説］津呂アセンブレッジ基底の半遠洋性泥岩が好露出している．北西側上位で級化した白色の酸性凝灰岩を挟んでいることが特徴的である（第７図A）．地層は一般に南東に急傾斜しているので，津呂アセンブレッジも全体として逆転している．この逆転はD３に当たる室戸屈曲（Hibbard et al., 1992）の一表現である．これら半遠洋性泥岩は共役のD０正断層に頻繁に切られている（第７図A）．正断層は傾動補正によっており，補正しない場合は横ずれ断層である．Osozawa（1993）により，正断層の中間主応力軸として北西−南東が得られている．層理面について変位のある正断層はD１の圧力溶解劈開に明瞭に切られている（第７図B）．また，正断層は石英・方解石脈で満たされているが（第７図B），これら脈上には条線や正断層センスのステップが観察される．正断層は次のStop 5では，砂岩脈に充填されていた．なお，D１劈開は圧力溶解劈開であるが，剪断を伴っていない（第７図C）
D１スラストが南東側の坂本メランジェとの境界となっている．このスラストには，圧力溶解劈開や石英・方解石脈が認められ（第７図D），ガウジは存在しない．この付近の坂本メランジェからN4の浮遊性有孔虫化石が報告されているが（Saito，1980），次に述べるように，この年代は放散虫化石の示すそれより古い．

Stop 5
［地形図］１/2.5万　「室戸岬」

第８図．Stop 5のコンタクトメランジェとチャート岩塊．A：砂岩の非対称D1褶曲．玄武岩の外来岩塊を含む．B：非対称プレッシャーシャドウ．C：基質とともにD1褶曲に参加したチャート岩塊．D：チャート岩塊に注入した泥岩岩脈．E：チャート内のD−1劈開を切る流動組織をもった泥岩岩脈．F：D1褶曲したチャートのD−１劈開．

［位置］室戸市津呂石ノ碆．新室戸岬漁港の北端に駐車して，その北側の古い堤防から海岸に降りる．［解説］北方の菜生漁港に至る海食台には，津呂アセンブレッジの下位の半遠洋性泥岩と上位のタービダイトがD１スラストで繰り返して露出し，覆瓦構造をなしている．タービダイトはディスタル・タービダイトで，北西上位である．ここでも津呂アセンブレッジは全体として，逆転している．現在は漁港建設に伴い露頭は失われているが，砂岩脈を伴う半遠洋性泥岩から，Stycocolys cf.wolffii やCalocycletta sp.が検出されている（Osozawa,1993；水谷哲也の東北大学卒業論文による）．また，この失われた露頭には，半遠洋性泥岩の同時礫を角礫で含む，厚さ1.5mの土石流堆積物が半遠洋性泥岩に挟まれているのが観察できた．なお，菜生漁港では，フジツボ化石の破片からなる（Sakai, 1987）タービダイト（Osozawa, 1993）が観察される．
観察地点では，例外的に，Hibbard et al. （1992）によるコンタクトメランジェが半遠洋性泥岩とタービダイトの間に挟在されている．このメランジェは，Hibbardet al.（1992）でも報告されているように，直径50cm前後の複数の玄武岩と，長径15mのチャートの岩塊を含んでいる（第８図A；現在はその一部が観察できる）．津呂アセンブレッジではこのメランジェに限って認められるD１の剪断変形などは，日沖メランジェのそれらと共通している（第８図A，B）．チャート岩塊は基質の泥岩とともに非対称に褶曲して，向斜をなしており，またD１の圧力溶解劈開がその軸面劈開となっている（第８図C）．このチャートには，さらに，泥岩が注入している（第８図D）．鏡下では，この泥岩には，砕屑岩脈と泥岩との境界に平行に発達する，粒界滑りによる流動組織が観察される（第８図D）．一方，この泥岩岩脈はチャートの層理面を切っているが，その層理面と平行に，D１劈開とは異なる，別のD−（マイナス）１の圧力溶解劈開が観察される（第８図E）．含有放散虫化石もこの劈開と平行に押し潰されている（第８図E）．また，このD−１劈開はD１褶曲を重複して被っている（第８図F）．

Stop 6
［地形図］１/2.5万　「佐喜浜」

第９図．Stop 6の佐喜浜メランジェ．A：玄武岩を覆うチャートの外来岩体．B：玄武岩を覆うチャート．C：境界には強いD１圧力溶解があるが，ガラスが残存している．D：D−1とD1の新旧２つの劈開．いずれも白雲母を晶出．E：放散虫化石

［位置］室戸市佐喜浜町遅越．近隣では現在も稼働しているが，採石場跡地にある露頭で，現在は失われている可能性が強い．このため，Stop 6は遠距離にあることも考慮して，オプションとしている．［解説］菜生コンプレックスに含まれるチャートや玄武岩の外来岩塊は，年代や岩相が類似しているため，佐喜浜メランジェ（平ほか，1980b）に含まれるこれらの外来岩体に由来する可能性がある．佐喜浜メランジェは砂岩泥岩基質に玄武岩の岩塊・岩体を含むが，チャートの岩塊も見いだしている．このチャートは，四国に限らず，四万十帯南帯の古第三系から知られる唯一の例である（Osozawa, 1992）．
採石場跡地の大露頭には，下位の厚さ10m以上あり，逆転していない玄武岩枕状溶岩と，上位の厚さ18mのチャートからなる巨大岩体がD２断層で切断されてはいるが，砂岩泥岩基質中に認められる（第９図A）．溶岩とチャートの接触部は（第９図B），基質にも認められるD１の圧力溶解劈開を被っているが，部分的に枕状溶岩のガラスが残存している（第９図C）．このチャートにも，チャートの層理面と平行なD１とは異なっている，基質には存在しない，別のD−１の圧力溶解劈開が鏡下で観察される（第９図D）．なお，これらの変形時相の区分は，これまで述べた菜生コンプレックスでの区分と同じになっているが，例えばそれぞれのD１の年代は全く異なっていることに注意されたい．なお，菜生コンプレックスのチャートがこの岩体に由来するとすれば， Stop5のチャートにはさらにD−2の劈開が観察されるはずである．
２度の圧力溶解劈開を被って，それぞれの面と垂直に押し潰されているにも拘らず，チャートに含まれる放散虫化石の保存は極めて良い（第９図E）．筆者にとって，瀬戸川コンプレックスの石灰岩を塩酸処理して検出した放散虫化石（Osozawa et al., 1990）に次ぐ保存の良さであった．1992年当時の酒井豊三郎教授による鑑定結果は，連続試料を検討し，全体として曉新世−始新世初期を示すと思われるが，放散虫はほとんどすべてが新種で，より詳細な年代を限定することはできないとのことであった．

Stop 7
［地形図］１/2.5万　「手結」

第10図．チャートと砂岩岩片を含む横浪メランジェ．岩片内にD−1劈開（これも白雲母晶出），基質と岩片にD１劈開．

［位置］芸西村十代．国道から西分漁港に下りる道路は，国道の海側にある緑のネットがあるパークゴルフ場が良い目印である．漁港の拡張工事により，平ほか（1980a）やTaira et al.（1988）の報告した露頭はかなり破壊されたが，漁港の東海岸の露頭は健在である．室戸からの帰りに，時間が余った場合のオプションとして用意した．［解説］漁港の西側は泥岩卓越のタービダイトで（整然層；ただしD１剪断あり），この下位に手結メランジェが分布している．両者の境界は整合とされているが（平ほか，1980a），実際はD２断層で，漁港の谷で，かつては観察できた．なお，平ほか（1980a）やTaira et al.（1988）はこの断層とは別に，より上位の砂岩卓越タービダイトの境界を断層としている．手結メランジェの特徴は基質の砂岩・泥岩が少ないことで，ほとんどが枕状溶岩を含む玄武岩，石灰岩，チャート，および大量の半遠洋性泥岩（平ほか，1980の多色互層）の外来岩塊・岩体からなっている．さらに，メランジェには基質とは区別される砂岩の岩塊も含まれる．これらがD１の剪断を含む複雑な変形を被っている．手結メランジェの薄片は作成していないが，ここでは土佐湾の対岸にあって互いに対比できる（Taira et al.,1988）横浪メランジェの薄片を示す．チャートや砂岩の外来岩片には，基質から岩片内部に連続するD１劈開以外に，岩片内部に限られるより古期のD−１劈開が明瞭に観察される（第10図）．手結メランジェでも同様な現象が期待できるので，今後の薄片観察が肝要である．

文　　献
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本稿は「岩井雅夫・村田明広・吉村康隆，2006，見学旅行案内書，地質学雑誌，112，補講，170pp」がオリジナルです。
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