mm/yr程度となる.吉川(1968)は,傾動運動の軸として室戸半島基部を通るほぼ東西方向の境界線(ヒンジライン)を推定し,これより海溝側を地震性地殻変動区とした(第4図).太田(1968)は段丘の高度分布は地震性地殻変動と調和するが,接峰面図から読み取った山地の高度分布とは一致しないとした.これに対し,須鎗ほか(1971),阿子島・須鎗(1972)および阿子島ほか(1973)は,段丘礫の赤色風化殻の厚さを指標にして室戸半島の海成段丘の対比を行った.その結果,ほぼ水平に隆起した旧汀線分布を復元し,同地域が第四紀後期にはほぼ均等(水平)に隆起してきたという結果を得ている.これは,前述の吉川ほか(1964)に代表される傾動隆起説を否定し,室戸半島は第四紀後期には南海地震時の変動様式とは異なった様式で隆起してきたことを示したものであるが,その後は水平隆起説(須鎗・阿子島説)を支持する他の研究成果は発表されていない.一方、南海トラフの広域的な地質構造や海底地形の発達を説明するには,傾動隆起を考えざるをえないとした研究が近年多数発表されている(杉山,1989a,b,1991など).例えば岡村(1990)は,南海トラフに沿う海域の音波探査から海底の地質構造を明らかにし,西南日本外帯は第四紀後期に東西圧縮による南北に軸を持つ波状構造と,フィリピン海プレートの北西進による島弧方向の構造をつくる運動が同時に進行していると述べた。(東海岸・西海岸の非対称地形)[地形図]1/2.5万「室戸岬」[解説]室戸半島の大部分は,標高200〜1000mの山地からなる.その分水界は半島の東側に遍在しているため,主な河川は土佐湾に流入しており,それらの河口付近,例えば,北部では安芸川,中部では奈半利川,南部では室津川の河口付近に小規模な沖積平野が発達する.東海岸においては,沖積平野は,海部,宍喰付近に分布する程度で,甲浦以南では小規模な河川しかなく,海食崖が直接海に接しているところが多い.海成段丘の発達も,半島の西側に集中しており,東海岸にはほとんど認められない.室戸半島東岸では大陸棚がきわめて狭く,大陸斜面が陸上から前弧海盆に直接落下している。これは半島東部には外縁隆起帯から続く低角逆断層があるため(粟田・杉山,1989)といわれている。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。