茨城県自然博物館総合調査報告書-八溝山地における中生代付加体および筑波山ハンレイ岩体の地質-

Report of Comprehensive Surveys of Plants, Animals and Geology
in Ibaraki Prefecture by the Ibaraki Nature Museum- The Geology of of the Mesozoic accretionary complex in the
Yamizo Mountains and the Tsukuba Gabbroic rocks -Bando, Ibaraki, Japan
March 2013

はじめにミュージアムパーク茨城県自然博物館では，茨城県内の動物・植物の分布・生態・生息環境の特性，地質・気象などの地学的特性を把握し，それらの相互関係や変遷のメカニズムを解明することを目的とした総合調査研究を実施している．この総合調査は，当館活動の基本方針に掲げた「地域自然の継続的調査研究」を推進し動植物の分布状況や保全状況を把握すると共に，調査で得られた情報を活用し地域の自然特性に応じた生物
多様性の保全を図るための活動につなげていこうとするものである．
今回発行される「八溝山地における中生代付加体および筑波山ハンレイ岩体の地質」は，第Ⅰ期総合調査で未調査であった
鶏足山塊中部～南部の中生界および概要のみの調査が行われた筑波山斑れい岩体について，総合的に調査し，その成果をまとめたものである．本報告書の報告は，八溝山地の地質構造の全体像を解明する上で地質学的に重要な要素を含んでおり，その成果と標本の蓄積を継続することによって，茨城の大地の形
成過程の解明が進むものと確信している.
総合調査に参画した多くの方々の地道な調査研究に感謝申し上げると共に，本書が各方面で広く活用されることを願ってやまない．

ミュージアムパーク茨城県自然博物館
館長

菅

谷

博

目

次

総合調査研究について1「八溝山地における中生代付加体および筑波山ハンレイ岩体の地質」調査について

1

八溝山地における中生代付加体の地質の解明－鶏足山地における逆転層の特徴－

3筑波山の地質－ハンレイ岩類と花崗岩類－

23総合調査研究について
ミュージアムパーク茨城県自然博物館が実施している「総合調査研究」は，茨城県内の動植物の分布や生息環境の特性，地質・気象等の地学的特性を把握し，それらの相互関係や変遷のメカ
ニズムを解明するとともに，自然史資料の収集を図ることを目的とした調査研究活動である．当館では，総合調査研究を調査研究活動の中心として位置づけ，博物館が開館した 1994 年から実施している．1994～2005 年の 12 年間をかけた第Ⅰ期総合調査研究では，茨城県全域を 4 地域に分けて第 1 次～第 4 次の調査を実施し，県内の動植物と地学的特性についての調査を実施した．2006 年から始まった第Ⅱ期総合調査研究では，これまでの調査結果をもとに，茨城の自然の全体像を明らかにするために調査を進めている．

「八溝山地における中生代付加体および筑波山ハンレイ岩体の地質」の調査について
第Ⅰ期および第Ⅱ期第 1 次総合調査研究では，地質および岩石に関する分野では，以下の地
域および内容について調査を実施した．
＜第Ⅰ期＞
第 1 次 筑波山周辺の地質分布と産出岩石鉱物
第 2 次 鶏足山塊の地質構造・化石層序と岩石鉱物
第 3 次 日立，阿武隈南部地域の岩石鉱物
第 4 次 茨城県北西地域における岩石・鉱物＜第Ⅱ期＞
第 1 次 八溝山地・岩瀬周辺の地質及び筑波深成岩類・変成岩類の分布と形成
大子町東方における堆積相解析および棚倉断層の活動と八溝地域の隆起運動
調査地域については，県内を大きく 4 つに地域に分けて調査テーマを設定し，1 地域 3 年の調査期間として，12 年で県内を一巡できるように計画した．しかし，地質および岩石・鉱物に関する分野では，県内全域の地質を把握する上で，今後調査が必要な地域に著しく偏りがあるため，第Ⅱ期は，第Ⅰ期での調査研究が不十分である地域を重点的に調査対象としている．
この調査は，長年にわたり地質および岩石・鉱物について研究を進めてきた阿武隈山地岩石鉱物調査会（代表：天野一男

茨城大学理学部教授）に第Ⅰ期からの継続により委託して実施した．

1

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

八溝山地における中生代付加体の地質の解明－鶏足山地における逆転層の特徴－

阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

はじめにに伴い，年代は大部分中生代ジュラ紀であることが明らかになった（木村, 1989 ; Imoto, 1984 など）．

鶏足山塊は，福島・栃木・茨城県境に南北約 100

足尾帯においては，海洋プレート層序及び，覆瓦km にわたってのびる八溝山地に属し，那珂川をほ構造が明らかにされた（鎌田, 1997）．

ぼ北限に，花崗岩類の分布する笠間‐岩瀬間の横八溝山地は，猪郷 (1972)，吉田ほか (1976)，鈴谷を南限とする東西約 30 km，南北約 20 km の山

木・佐藤 (1972)，指田ほか (1982) などの化石に塊であり，アプローチも容易で八溝山地全体の地よる年代決定により，ほとんどが中生代付加体か質を代表する地域である．八溝山地は，北から八らなることが明らかになったが，その地質学的実

溝・鷲子・鶏足・筑波の 4 山塊に分けられるが，態は必ずしも明らかではなかった．その後，海洋鶏足山塊はその中央部に位置する (図 1). 調査対プレート層序の概念に基づいた層序の全面的見直象は茨城県城里町，笠間市，桜川市及び，栃木県

しは，笠井ほか (2000) や指田・堀 (2000) によっ

茂木町に分布する鶏足山塊の国見山ユニットであてなされた．また，笠井ほか (2000) は八溝山地

る．

の逆転層に注目し，は美濃・丹波帯に比べて八溝八溝山地は西南日本内帯の丹波・美濃帯の東方

山地にはより広く分布するとした．

延長である足尾帯に属するものと考えられている

本調査は鶏足山塊の国見山ユニットの逆転層の（礒見, 1968 ; 礒見・河田, 1968）．美濃・丹波帯な分布に基づいて，鶏足山塊に分布する付加体の構どは 1970 年代後半から 1980 年代前半にかけて，造を明らかにし，八溝山地における逆転層形成のプレートテクトニクスに基づいて地質が見直され，メカニズムを考察することを目的とした．滝沢・

中生代付加体であることが明らかにされた．また，

笠井 (1984) は，八溝山地で逆転層の分布を報告

コノドントや放散虫化石の生層序学的研究の進展

し，鶏足山塊にも逆転層が多数存在することを指–図 1. 八溝山地の位置．

この地図の使用に当たっては，国土地理院長の承認を得て，同院発行の数値地図 200,000 (地図画像)を使用した (承認番号 平成 19 年総使，第 82 号) ．

3

阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

摘したが，その後，逆転層の研究には本格的な進sequence の 存 在 を 明 ら か に し た ． underthrust

展は見られなかった．

sequence とは，ある層準より下位の地層が大きく

国見山ユニットは砂岩層と砂岩頁岩互層を主体

変形することなく沈み込んでいく現象である．

としており，海洋プレート層序の上部が卓越した付加体の衝上断層群の形成過程の研究は，Davis

ユニットと考えられる．そのユニットの中におけ

et al.(1983) から本格的に始まった．ここで剥ぎ取る逆転層は，ユニットの走向方向と調和的に連続り付加モデルやデコルマンの形成が提唱された．

的に認められる．多くは断層を境界にして上盤側放散虫化石の生層序学的研究に関しては Yao etに正常層，下盤側に逆転層が認められることから，

al.(1980) の美濃帯の犬山地域のチャートで行っ転倒褶曲が生じたことによって逆転構造が形成さた研究が日本の三畳紀‐ジュラ紀の放散虫生層序れたものと考えられる．

学の先駆けとなった．付加体における衝上断層が上方で合流せず発散する場合は覆瓦ファンと呼び，八溝山地の研究史

上方で合流する場合はデュープレックス構造と呼んでいる．デュープレックス構造は，日本では宮1960 年代後半以降に確立されたプレートテク

崎市の四万十帯白亜系に見られる（村田, 1991）．

トニクスと放散虫化石の生層序学的研究の革命的木村ほか (1989) は，丹波帯の複合体を，地層な進展によって，付加体の研究は急速に進歩した．

の破断・混合の程度により混在岩ユニット・整然

国際的には，スコットランド南部のサザンアプラ

層ユニット・破断ユニットに 3 分した．このようンズで付加体の存在が初めて認定された (Leggett

なユニットの単位名称として，コンプレックスなet al., 1979, 1982)が，日本でも同様のモデルが独立

いし地層群を用いた．これに対して，Wakita (1988)に提出されていた（勘米良, 1976）．

は美濃帯で package という概念を提唱した．
なお，

1. 日本における付加体の研究史

ひとまとまりのある岩相・年代・構造をもった特構造層序ユニットの概念は，Hsü (1968) が構造

徴的な地質体として，美濃中央地域ではユニット

変形を被って混在化した岩相層序単元に対して設(Wakita, 1988) ， 木 曽 地 域 で は コ ン プ レ ッ ク ス

定したことから始まった．時代や起源の異なった(Otsuka, 1988) の単位名称が提唱された．同様に，岩石が変形や変成作用を経て形成された混在岩体

丹波帯でもコンプレックスの単位名称が使われたに対する概念である．その概念は原岩の形成環境（井本ほか, 1989 ; Nakae, 1993）．

や混在化の状態を記載するのに必要な岩相・堆積付加体中の逆転構造に関しては，小林ほか

年代・変形作用・変成作用までを含めた総合的な(1940) によって四国地方で研究がなされた．古くものである．そして，ユニット区分は，複合体内から地層が逆転しているとされてきた北九州のペ部に見られる岩相的特徴・堆積年代・構造的特徴

ルム紀付加体について研究した中江 (1994) は，に基づいて総合的に行われてきた.

原因究明には至らなかったものの調査地域のチャ

日本では，勘米良 (1976) が四万十帯の具体的ート‐砕屑岩シークェンスが逆転していることを事例に基づいて，付加体形成に関わる議論を展開示した．太田・坂井 (2003) は西九州の付加体がし，太平洋型堆積・造構モデルを提唱した．平ほ転倒褶曲によって逆転構造を形成したと考えた．

か (1980) は放散虫化石による時代論と古地磁気

房総半島西端の館山南方に同じ三崎層相当の西岬

データを踏まえて四万十帯の陸側に傾斜する地質層が分布している．そこでは小規模な逆断層やデ構造と海側に若化する地層配列を明確にした．加ュープレックス構造，その他に多くの側方短縮の賀美ほか (1983) は，四万十帯と南海トラフでの証拠がある．褶曲も多く，付加体としての褶曲・研究をまとめ，海溝部から陸側の付加体深部まで

衝上断層帯を形成しているものと考えられているをプロトスラスト帯・覆瓦スラスト帯・多重階層(Yamamoto and Kawakami, 2005)．道口 (2008) は西

デコルマン帯・地震性スラスト帯の 4 帯に区分し岬層に認められる付加体の逆転構造を地すべりにた．また，同時に海洋プレート層序の中～上位でよるものとした．辻・榊原 (2009) は四国西部にの剥ぎ取り付加作用につ いて論じ， underthrust

おいて，粒度測定などから大規模なブロック毎に4八溝山地における中生代付加体の地質の解明

上下判定の結果が一方向で一致することを示し，

笠井・木村 (1973) は八溝山地のチャート層を調査地域が転倒褶曲によって大規模な逆転構造を中心に層序を検討し，八溝・鷲子・鶏足の 3 山塊形成したとものと考えた．

に分布する地層は走向方向に連続性のあるもので，

2. 八溝山地の研究史

数枚のチャート層はその基底面にある衝上断層で八溝山地は西南日本内帯の丹波帯・美濃帯の東繰り返しているとした．大山・笠井(1974)は産出

方延長である足尾帯に属するものと考えられてい化石から A 層・B 層・C 層の 3 種類の地層が衝上る（礒見, 1968 ; 礒見・河田, 1968）．丹波帯と美濃断層で繰り返している構造を提示した．A 層はチ帯に分布する地層群はジュラ紀以前の遠洋性堆積ャート層とレンズ状石灰岩を挟む砂岩と頁岩の互物と主としてジュラ紀の陸源性砕屑岩からなる付層，B 層は砂岩と頁岩がほぼ同率で含まれる互層，

加体とみなされている (Wakita, 1988 ; 木村, 1989

C 層は砂岩の優勢な砂岩と頁岩の互層からなる．

など)．八溝山地は 1950 年代まで，上部古生界と笠井ほか (1976) や笠井 (1978) は鷲子・鶏足山塊考えられていた (Kawada,1953)．しかし，その後西縁部において，地層が広域にわたって逆転しての研究 (Kanomata, 1961 ; 大山・笠井, 1974 など)いることを指摘した．また，チャートを全く挟まにより，八溝山地の大部分が中生代付加体からなずに級化層理を示すアルコース質砂岩と頁岩の互ることが明らかになった．

層からなる地層を，従来の八溝層群から分離して

Kawada (1953) は八溝山地の堆積岩の層序と構

益子層群と命名した．その後，滝沢・笠井 (1984)

造を調べ，八溝・鷲子・鶏足山塊に分布する地層

は，八溝山地の逆転層を中心に検討した．逆転層をそれぞれ八溝層群・鷲子層群・鶏足層群に分けの露出の幅は， 100～2,000 m のことが多く，傾斜た．産出化石（藤本・畠山, 1938）から鶏足層群は方向に正常層と交互に出現することを指摘した．

後期古生代，八溝層群と鷲子層群は中生代三畳紀

また，逆転層と正常層の境目は 50°以下の西傾斜～ジュラ紀とされた．Kanomata (1961) は，八溝・の衝上断層であるものと考えた．指田ほか (1982)

鷲子・鶏足山塊の堆積岩が共通な層序からなるとはジュラ紀放散虫化石について，微化石層序学的考え，Kawada (1953) の層序を再検討した．放散研究を行い，より見かけ上の上部の地層から古い虫化石や植物化石から，鶏足山塊の南東部と南西

放散虫を発見したことから，一見整合的に重なっ部を古生界，他の八溝山地の地層をすべて中生界ている単純な層序に見えるにも関わらず，時代はの八溝層群とした．さらに，八溝層群を 5 つの地

完全に逆転しており，チャート層のみならず，そ層に区分した．

の下位の頁岩層の一部も異地性である可能性を指鈴木・佐藤 (1972) は鶏足山塊西縁の黒色頁岩摘した．佐藤ほか (1987) は，八溝山地のジュラ

中からジュラ紀後期を示すアンモナイトを報告し系には，堆積後再移動が起こったことを示す重力

た．また，佐藤 (1974) は鶏足山塊南東部の城里

地滑り構造が普遍的に見られることを指摘した．

町下古内安渡地区付近から二畳紀を示すと思われこの構造は八溝山地以外の足尾山地や木曽山地でる Gondolella 型と Compound 型のコノドントを報も認められ，重力滑りした岩体の移動方向が一様告した．また，チャートから産する三畳紀型コノに西南日本内帯の内側（日本海側）を向いている

ドント，アンモナイトなどに基づいて八溝山地のとした．

地層は二畳紀からジュラ紀にわたる年代を示すとMasuda et al.(1980) は八溝山地と足尾山地の三し，南東－北西にかけて整合に累重する構造を考

畳紀‐ジュラ紀の浅海堆積物を研究し，八溝山地

えた．猪郷 (1972) が初めて鶏足山塊北東部の御の堆積相を上方粗粒化と上方厚層化を典型的に示前山付近のチャートから三畳紀コノドントを発見すとして，下位→上位の順で次の 5 種類の単位堆した後，吉田ほか (1976) により各地点でコノド積相を認定した．単位相 1‐スランプ構造を有す

ント 361 個体が採集された．鷲子・鶏足山塊ではる頁岩層．単位相 2‐層状チャートを伴う頁岩層．

下位から上位までのコノドント群集はほぼ同一で

単位相 3‐シート砂岩層を伴う頁岩層．単位相 4‐あることを示し，八溝層群の大部分が三畳系であタービダイト相．単位相 5‐厚い砂岩層と砂岩頁るとした．

岩互層からなる砂岩相．そして，単位相 1～5 は一
5阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）連の「砂州砂底‐砂州間泥底‐ストームシート状

天野 (1997) は鶏足山塊北部のジュラ紀付加体に砂底‐沖浜泥底‐斜面」という浅海の環境を表す

ついて調べ，衝上断層によってシート状に 6 回繰とした．

り返して累重する大規模な覆瓦構造を報告した．

通商産業省資源エネルギー庁(1987)は八溝山地

また，笠井・天野 (1998) は，鶏足山塊全体の付を構成する地層の年代が，産出化石に基づくと，

加体を東側の構造的下位層から，A・B・C・D のペルム紀から白亜紀前期にわたることを明らかに

4 帯に区分した．堀・指田 (1998) は鶏足山塊の中した．また，八溝層群を上位→下位の順に国見山

生界について東から笠間ユニット，国見山ユニッ層・笠間層・鮎田層・高取層の 4 つに区分した．

ト，高取ユニット，鮎田ユニットに区分した．笠

放散虫化石による年代決定・衝上断層による地層

井・天野 (1999) は，八溝・鷲子山塊の付加体にの繰り返しの指摘・テクトニックメランジュの発ついて研究し，構造的上位の西側から烏山コンプ見などは，八溝山地において先駆的な研究成果でレックス，鷲子山コンプレックス，八溝山コンプ

あった．

レックスの３つを認定し，それぞれの境界に大規荒川 (1989) は，鶏足山塊北西部の旧七会村か

模な衝上断層が認められるとした．笠井ほか

ら旧御前山村に分布するチャートと砕屑岩からな(2000) は，八溝山地中央部において衝上断層を基る層序・構造ユニットについて研究した．それに底として下位から珪質粘土岩，層状チャート，珪

よると，チャート・砕屑岩ユニットは，前期・中質頁岩及び砂岩頁岩互層の順で重なるユニットを期・後期の 3 段階にわたって造構作用を受けていチャート・砕屑岩シークェンスと認定した．また，た．脇田ほか (1989) は，鶏足山塊の八溝層群中

産出化石からその年代は前期三畳紀後期～後期ジの放散虫化石について研究し，鶏足山塊を NE-SW

ュラ紀と推定し，付加年代は西方に位置する葛生

走向の衝上断層を境にして，大きく 2 つのユニッ

地域の中部ジュラ紀より若いとした． 指田・堀ト（Ⅰ，Ⅱ）に区分した．ユニットⅠは北西に傾(2000) は八溝山地の海洋プレート層序の組合せ，

斜し，北方上位を示す．それらは更に，岩相によ

年代，岩石の混在化・累重様式などの付加体の基って，Ⅰa（高取層）とⅠb（鮎田層）に区分され本的特徴に基づいて，堀・指田 (1998) の鮎田・る．ユニットⅡは，岩相によって，Ⅱa（笠間層）

高取ユニットを「高取ユニット」，国見山・笠間ユとⅡb（国見山層）に区分される．最後期ジュラ紀

ニットを「笠間ユニット」として，2 ユニットにを示す化石群集と最後期ジュラ紀～最前期白亜紀

再区分した．笠井 (2000MS) は，笠井・天野 (1999)

を示す放散虫化石が報告されている．そして，南のコンプレックス区分に続く構造的最下位の高笹方ほど地質時代が若いことを指摘した．中江・滝山コンプレックスを認定した．更に，鷲子山コン

沢 (1996) は鷲子山塊に分布する付加体の珪質頁

プレックスと八溝山コンプレックスにおいて，下岩から放散虫を報告した．年代は中期ジュラ紀後級の単位区分にあたる亜コンプレックスを設定し半～後期ジュラ紀とされた．堀 (1996) は鶏足山

た (図 2)．Nakae (2006) は八溝山地の付加体を岩塊から産出する三畳紀・ジュラ紀放散虫化石につ相，堆積年代，構造関係に基づいて，上位の高取いて研究し，美濃‐丹波帯で認められるような構

コンプレックスと下位の笠間コンプレックスに区

造的下位への若化傾向が足尾・八溝山地でも認め分し，2 つのコンプレックスは衝上断層で接するられることを示した．

とした．また，両コンプレックスは西に傾斜する

Sashida et al.(1993) は八溝山地に分布する地層とともに，S‐W，NW‐SE 方向の褶曲軸を呈し，を 3 つの構造層序ユニット (1,2,3) に区分した．

NNW‐SSE，及び NE‐SW 方向の高角度の傾斜断ユニット 1 は砂岩と含礫頁岩が優勢なユニット，

層に切られているとした．綿引 (2010MS) は鶏足ユニット 2 は暗緑色頁岩と含礫礫岩に富んだユニ

山地の笠間亜コンプレックス中に岩相を基に 3 ユット，ユニット 3 はチャート‐砕屑岩シークェン

ニットを認定し，チャート‐砕屑岩シークェンス

スのユニットである．また，岩相の特徴や年代をが西方に分布するものほど海洋プレート層序の下基に，八溝山地の古・中生代コンプレックスが西部の緑色岩や石灰岩が認められるとした．

南日本内帯のものと類似しているとした．笠井・

Tagiri and Okura (1979) は鶏足山塊の中生界の6八溝山地における中生代付加体の地質の解明

変火成岩類を研究し，城里町の安渡橋下の厚さ約八溝山地では，その海洋性岩石類と陸源性砕屑物

2 m と約 3 m の枕状溶岩，枕状溶岩に挟まれていがほぼ南北方向に繰り返し分布し，東西方向ではる約 1.5 m の無斑晶質塊状溶岩，城里町下古内安

海洋性岩石類とその上位に重なる陸源性砕屑物と渡地区と笠間市大橋八田地区から笠間市福田にかが覆瓦構造をなして帯状に分布する．珪質粘土

けての単斜輝石含有塊状溶岩，花香月山登山道の岩・層状チャートの基底に衝上断層があり，下盤入口付近に露出するチタンオージャイト・チタン側の砂岩頁岩互層には逆転構造が広く認められる

パーガス閃石含有溶岩，福田の涸沼川河床に見らという特徴がある（図 3）．

れるドレライト岩脈などの鉱物や組織などを報告

八溝山地に分布する付加体は西南日本内帯の美した．

濃‐丹波帯に類似しており，その東方延長と考えられている．これらの付加体は，その内部の層序・地質概説

構造の特徴に基づいて整然層とメランジュに区分できる．整然層は海洋プレート層序のうちのチャートと砕屑岩で構成されるシークェンスと，陸源

1. 八溝山地
八溝山地は，東の棚倉断層と西の那珂川水系及性砂岩頁岩互層からなるシークェンスから成る．

び鬼怒川水系がつくる低地帯に挟まれ，福島・栃メランジュは，チャート‐砕屑岩シークェンスや木・茨城県境に南北に約 100 km にわたってのびる

頁岩優勢層の泥質岩基質中に，異地性と考えられ山地である．その大部分は標高 500 km 以下の低山，

る石灰岩や緑色岩のブロックとチャートや砂岩が丘陵地からなり，最高点は八溝山の 1,022 m であ混在するもので，鶏足山塊では大泉地区や安渡‐

る．北から，八溝，鷲子，鶏足，筑波の 4 山塊に福田地区などに分布する．

分けられる．

2. 鶏足山塊

八溝山地に分布する付加体は，主にジュラ紀の鶏足山塊に分布する地層は，一般に走向が砂岩と砂岩頁岩互層などの陸源性堆積物と，そのNE-SW 方向で，西傾斜の同斜構造を示す．山塊西下位の緑色岩・石灰岩・珪質粘土岩・層状チャー

端の栃木県真岡市付近において，走向は E-W 方向

ト・珪質頁岩などの海洋性岩石類から構成される．

に変化する．鶏足山塊に分布するチャート‐砕屑

図 2. 八溝山地のユニット区分図 (笠井, 2000MS)．

図 3. 八溝山地の地質図 (笠井, 2000MS)．

7阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

岩シークェンスは 2 層あり，それらの基底に衝上設定した．堀・指田 (1998) は藤井川上流地域と断層が確認できる（図 4）．

国見山から金山を模式地として国見山ユニットを

鶏足山塊のユニット区分は，以下に示すような区分した．模式地以外では，城里町錫高野，上古堀・指田 (1998) の区分に基づく（図 5）．

内，徳蔵，笠間市飯田，茂木町上小貫などに分布(1) 鮎田ユニット： 茂木町鮎田川上流地域に模式する．見かけの層厚は約 5,000 m である．

的に分布し，主として砂岩頁岩互層，及び淡緑色

岩相は，連続性に欠ける頁岩層を挟む砂岩層卓頁岩からなる．

越の砂岩頁岩互層からなる．砂岩は新鮮なものは(2) 茨城県高取ユニット：鶏足山周辺に模式的に灰色～暗灰色で，風化したものは灰白色～黄褐色分布する．本ユニットは下位よりチャート，珪質となる．砂岩は細粒～中粒なものが多く，粗粒砂

頁岩，砕屑岩の順に累重したチャート‐砕屑岩シ岩は少ない．頁岩は暗灰色～黒色で，珪質頁岩はークェンスが 3～4 回繰り返すことで特徴づけら

少なく，一般的に連続性に乏しい．城里町塩子戸

れる．

の内地区から小勝北の根地区にかけて厚い頁岩層(3) 国見山ユニット：藤井川上流域，及び国見山

が数 km にわたって連続している．砂岩優勢な砂から金山にかけて分布する．模式地では砂岩優勢

岩頁岩互層が衝上断層によってスラストシート状な砂岩頁岩互層により特徴づけられている．最上に重なる構造を示す．衝上断層の下盤側に逆転層部の互層中にチャートのシート状岩塊が含まれる．

が形成されることが多い．逆転層は，八溝山地全下部には部分的に等量互層から成るが，ほとんど体の国見山ユニットでは東西 2,000 m 以下の幅で，が砂岩優勢である．

走向方向に正常層と逆転層が並列帯状に配列して(4) 笠間ユニット：水戸市谷津町金山付近，及びいる．国見山ユニットで観察できる正常層と逆転

木葉下町藤井川ダム付近から安渡地区にかけて模層の帯状配列では，正常層東端の基底部での衝上式的に分布する．模式地では下位よりレンズ状砂

断層は明瞭であるのに対し，正常層の西端断層は岩を挟む淡緑色頁岩，青緑色チャート，赤紫色凝東端より不明瞭であることが多い．

灰岩，淡緑色頁岩，砂岩頁岩互層，及び塊状砂岩

年代については，高取東方の頁岩層で後期ジュレンズが含まれる．

ラ紀 Kimmeridgian（笠井ほか，2000），鷲子山塊

2-1 鶏足山塊の国見山ユニット

国見山ユニットの大子町大平でジュラ紀最末期

上位を高取ユニット基底の断層で限られ，下位Tithonian（堀，1998）が報告されている．

を笠間ユニットと整合で接する．Kanomata(1961)

2-2 鶏足山塊の笠間ユニット

は，笠間市飯田から城里町真端を通り徳蔵に至る

水戸市谷津町，木葉下町から城里町下古内にか県道沿いの主として灰緑色砂岩と黒色頁岩の互層

けての藤井川沿いには，石灰岩，緑色岩を挟むチを国見山層と命名した．その後，通商産業省資源ャート‐砕屑岩シークェンスからなり，砂岩頁岩

エネルギー庁 (1987) は，城里町上古内から塩子互層は頁岩が優勢な地層が分布する．この地域のにかけての藤井川沿いを模式地として国見山層をチャート，石灰岩，玄武岩溶岩などを挟む前期三図 4. 鶏足山塊の地質図(笠井, 2000MS を一部改変)．

図 5. 鶏足山塊のユニット区分図．

8

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

畳紀から後期ジュラ紀と推定される珪質頁岩層と粘土岩が存在することから，前期三畳紀と推定さ頁岩優勢な砂岩頁岩互層を，笠間ユニットとした．

れる．更に，鶏足山塊東部の珪質頁岩層から後期

本ユニットの西縁で，構造的上位の国見山ユニッ

ジュラ紀を示す放散虫化石が産出することから，

トの砂岩頁岩互層と整合関係にある．笠間ユニッ

笠間ユニットの年代は前期三畳紀から後期ジュラ

トと国見山ユニットの境界は，笠間ユニットの最紀と推定される（堀, 1997 ; 笠井・天野, 1999）．

上部の珪質頁岩層と上位の砂岩頁岩互層の境界に
国見山ユニットの地質一致する．
Kawada (1953) は，笠間市池野辺付近から城里町下古内にかけて分布する主に砂岩頁岩互層で石国見山ユニットは砂岩，砂岩頁岩互層が主体で，灰岩と緑色岩を挟む地層を上部古生界の笠間層と一部に頁岩層を挟む．走向は地域の東部では命名した．Kanomata (1961) はこの付近の地層に鶏NNE-SSW で，西部では ENE-WSW を示し，全体

足山塊西端の桜川市大泉付近の地層を加えて，石的に NW 方向に傾斜している (図 6)．

灰岩中のフズリナ化石に基づいて上部古生界とし本ユニットの砂岩層は塊状である．単層が幅 1m

た．その後，通商産業省資源エネルギー庁 (1987)

程度のものが多く，肉眼で級化は認められない．

は，笠間市池野辺付近から城里町下古内にかけて

砂岩頁岩互層は単層の厚さが数 cm から 1 m のも分布し，吾国山，難台山付近の変成堆積岩層に連のまである．大部分が砂岩優勢であり，頁岩部分なる地層を笠間層とした．堀・指田 (1998) は水は数 mm～数 cm と薄い．笠間市大橋二本松地区や

戸市黒磯町及び木葉下町から城里町下古内安渡地

城里町清音寺付近，城里町岩船においては頁岩優区にかけての藤井川沿いを模式地として，笠間ユ勢である．地域東部では頁岩層を認めることがでニットを定義した．見かけの層厚は約 3,000 m できるが，西部ではほとんど確認できないことら，ある．

頁岩層はユニットの走向方向での連続性に乏しい

岩相は，石灰岩・玄武岩溶岩を含むチャート‐

ことが分かる．笠間市大網涸沼川付近に露出する砕屑岩シークェンスからなり，砂岩頁岩互層は頁頁岩層からは薄片観察によって放散虫化石が多数

岩優勢である．この模式地での頁岩優勢層は，下認められた．

位より淡い青色頁岩層，青緑色チャート層，赤紫本ユニット中には何条かの断層が認められる色凝灰岩層，砂岩頁岩互層，及び塊状砂岩層など(図版 1a, b)．特に，笠間市片庭の砕石場では多くの繰り返しである．八溝山地東側に連続的に分布の断層，及び断層破砕帯が数 m 間隔で確認できるする笠間ユニットでは，チャート層直上で凝灰質(図版 1c)．断層付近には石英脈が認められること

頁岩層に漸移することも多く，鶏足山塊では 4 枚がある．断層の走向傾斜はともに地層と調和的でのチャート層の配列が認められる．一般的には上あり，断層の平均的走向傾斜が EW55°N で，剪断位のチャート層ほど連続的で，1,000 m 以上も連続面の平均的走向傾斜が N55°E60°W である．

するものもある．石灰岩レンズは東側と西側の 2地層の逆転は砂岩層や砂岩頁岩互層で認められ配列がある．また，灰色～暗灰色で，花崗岩類付る．本研究では主に級化層理によって上下判定を

近では結晶質石灰岩となっている．石灰岩体の長行った．底痕が認められる露頭では，それらの証径は普通数 10 m であるが，笠間市指原で約 300 m

拠を合わせて判定することで上下判定の確実性をの岩塊も観察できる．砂岩層は新鮮なものは灰色高くした．その結果，逆転層を 48 地点，正常層を～暗灰色で細粒なものが多い．頁岩層は暗灰色～

17 地点で認定した．逆転層が 11 層あることを確

黒色のものが多く，他にチャート層の直上で赤褐認した．逆転層は走向方向に連続して分布してお色や灰緑色の頁岩も認められる．チャート‐砕屑

り，走向傾斜は正常層と調和的である．笠間市片岩シークェンスないし珪質頁岩層と砂岩頁岩互層

庭の砕石場における露頭では，正常と逆転が混在

がスラストシート状に覆瓦構造をなし累重していしているところがあるが，これは小規模な褶曲構るものと推定される（笠井・天野, 1998）．

造よる可能性がある（図 7）．

年代は，鷲子山塊東部に前期三畳紀を示す珪質国見山ユニットの主要な地質構造が認められる
9

阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

図 6. 国見山ユニットの地質図．

7 ルートについて岩相を見かけ上の下位より記述

どによっても確認できた (図版 1d)．以上のことかする．ルートマップ作成位置を図 8 に示す．

ら，国見山林道でみられる地質構造は一連の海洋(1) 城里町大網の涸沼川ルート

プレート層序が衝上断層によって，5 回繰り返さ

ルートマップを図 9 に，断面図を図 10 に，解釈れているものと考えられる．

を図 11 に示す．ルート東部に露出する砂岩層中に(4) 笠間市片庭の砕石場

逆転層が認められる．また，この逆転層の直近の大規模な露頭があり，数カ所で褶曲が確認でき頁岩中には N35°E65°W の断層と断層破砕帯が認る．この地区では，褶曲のために正常層と逆転層められる．このルートでは，断層下盤で一連の海が数 m～数 10 m 間隔で混在して露出しているも

洋プレート層序が逆転しているものと考えられる．

のと考えられる．このような混在層は他の地域で(2) 城里町下古内樫当新田地区の高田山東林道ルはあまりみられず，笠間市片庭の約 1,500 m 幅のート

範囲でのみ確認できる．

ルートマップを図 12 に，断面図を図 13 に，解(5) 城里町徳蔵の砕石場

釈を図 14 に示す．本ルートでは，5 箇所において石切場の露頭において，級化層理や荷重痕など

逆転層を確認した．高田山東林道ルートでも，断から逆転構造が確認できる．ここでは，明瞭な荷層の下盤側で海洋プレート層序が逆転しているこ

重痕，級化層理が認められる (図版 1e, f)．

とが認められる．地層の分布の特徴から，このル(6) 城里町塩子岩下地区に抜ける小勝林道ルート

ートでは，海洋プレート層序が衝上断層によって，

ルートマップを図 18 に，断面図を図 19 に，解12 回繰り返されているものと解釈した．

釈を図 20 に示す．逆転層を 4 箇所で確認した．本(3) 城里町真端方面の国見山林道ルート

ルートでは，海洋プレート層序が衝上断層によっ

ルートマップを図 15 に，断面図を図 16 に，解て，6 回繰り返されているものと考えられる．砂釈を図 17 に示す．4 箇所において，逆転層を確認

岩層頁岩層の上位には高取ユニットに相当するチ

した．砂岩頁岩互層中に地層の逆転は，荷重痕なャートが認められる．なお，ユニット境界断層は

10

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

図 7. 国見山ユニットの逆転層分布図．

図 8. 国見山ユニットのルートマップ作成位置図.

11

阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

図 9. 城里町大網の涸沼川ルートのルートマップ.

図 12. 城里町下古内樫当新田地区の高田山東林道ルートのルートマップ.

図 10. 城里町大網の涸沼川ルートの断面図. 凡例は図 9と同じ.

図 13. 城里町下古内樫当新田地区の高田山東林道ルートの断面図．凡例は図 12 と同じ.

図 11. 城里町大網の涸沼川ルートの地質構造解釈図. 凡
例は図 9 と同じ.

図 14. 城里町下古内樫当新田地区の高田山東林道ルートの地質構造解釈図. 凡例は図 12 と同じ.

12

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

図 15. 城里町真端方面の国見山林道ルートのルートマ
ップ.

図 18. 城里町塩子岩下地区に抜ける小勝林道ルートの
ルートマップ.

図 16. 城里町真端方面の国見山林道ルートの断面図. 凡
例は図 15 と同じ.

図 19. 城里町塩子岩下地区に抜ける小勝林道ルートの断面図. 凡例は図 18 と同じ.

図 17. 城里町真端方面の国見山林道ルートの地質構造の解釈. 凡例は図 15 と同じ.

図 20. 城里町塩子岩下地区に抜ける小勝林道ルート地
質構造の解釈. 凡例は図 12 と同じ.

13

阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

露頭では確認できなかった．
(7) 高取林道ルート
ルートマップを図 21 に，断面図を図 22 に，解釈を図 23 に示す．砂岩頁岩互層の一部で逆転が認められる.頁岩層の上位には小勝林道同様に，高取ユニットとの境界をなす断層が確認でき，断層の上盤は高取ユニットのチャートが認められる．
以上をまとめると，鶏足山塊の国見山ユニット
は砂岩・頁岩といった岩相からなり，チャート・
石灰岩・緑色岩などを挟有しないのが特徴である．
これは，国見山ユニットが比較的大陸に近い場所で付加したことを示唆している．
考察

1. 笠間・国見山両ユニットの比較
笠 間 ユニ ット の地 質を 図 24 に 示 す （綿 引 ,2010MS）． 笠間ユニットは，石灰岩・玄武岩溶岩を含むチャート‐砕屑岩シークェンスからなり，

図 21. 高取林道ルートのルートマップ.

砂岩頁岩互層は頁岩優勢である．模式地での頁岩
優勢砂岩頁岩互層は，下位より淡青色頁岩層，青緑色チャート層，赤紫色凝灰岩層，砂岩頁岩互層，及び塊状砂岩層などの繰り返しである．
八溝山地東部において連続する笠間ユニットは，
チャート層直上で凝灰質頁岩層に漸移することも多く，鶏足山塊では 4 枚のチャート層の配列が認められる．一般的には上位のチャート層ほど連続的で，1,000 m 以上にわたって連続するものもある．
石灰岩レンズは東側と西側の 2 配列がある．灰色
図 22. 高取林道ルートの断面図. 凡例は図 21 と同じ.

～暗灰色で，花崗岩類付近では結晶質石灰岩である．石灰岩体の長径は平均的には数 10 m であるが，笠間市指原で長径約 300 m の岩塊が観察できる．
砂岩層は新鮮なものは灰色～暗灰色で細粒なものが多い．頁岩層は暗灰色～黒色のものが多く，他にチャート層の直上で赤褐色や灰緑色の頁岩も認められる．
笠間ユニットは，岩相に基づいて 3 つのパート(PartⅠ・Ⅱ・Ⅲ) に区分された． PartⅠは，海洋
プレート層序の下部にあたる緑色岩・石灰岩・チ
ャートを含めた岩相からなっている． PartⅡは，
海洋プレート層序のチャート～砂岩層に相当する

図 23. 高取林道ルートの地質構造の解釈. 凡例は図 21と同じ.

岩相を示す． PartⅢは，海洋プレート層序の中部

14八溝山地における中生代付加体の地質の解明

図 24. 笠間ユニットの地質図 (綿引, 2010MS).

図 25. 笠間ユニットのモデル断面図 (綿引, 2010MS).

～上部に相当する頁岩層や砂岩層からなる (図笠間，国見山両ユニットの大きな違いは，地層

25)．これらの特徴から，鶏足山塊東端部におけるの逆転の有無である．その相違はユニットの岩相

付加形態は，北西ほど深部で，南東ほど浅部でのの相違に関連している可能性が高い．両ユニット

衝上断層による剥ぎ取り付加である可能性が高い．

の岩相の大きな相違は，頁岩層と砂岩層及び砂岩

以下に国見山ユニットとの類似点と相違点を挙頁岩互層の量比である．国見山ユニットの砂岩頁

げる．

岩互層は砂岩優勢であるため，ここでは砂岩層と【類似点】して扱う．笠間ユニットは頁岩優勢で，国見山ユ(1) 笠間ユニットではチャート‐砕屑岩シークェ

ニット砂岩は優勢である．厚い砂岩層はコンピテ

ンスの下部から上部まで認められるが，国見山ユント層になりやすく，頁岩層はインコンピテント

ニットは上部（砂岩層，砂岩頁岩互層，頁岩層）

層になりやすい．砂岩層の卓越している国見山ユのみからなる．

ニットでは座屈褶曲に伴う逆転構造が形成される(2) 国見山ユニットでは逆転層が多数認められる．

が，砂岩層の少ない笠間ユニットではインコンピ
テントな頁岩層が卓越しているため，褶曲に伴う
15

阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

図 26. 国見山ユニットのモデル断面図.

倒褶曲，または横臥褶曲の翼部にあたるものと考えられる．断層の上盤側における頁岩の走向傾斜
N65°E80°W に対して，断層は N35°E65°W であるから，断層は地層よりやや緩い傾斜であることがわかる．これは，断層の上盤側には背斜軸，下盤側には向斜軸があるものと考えると説明できる(図 26)．転倒褶曲，または横臥褶曲による逆転構造の形成過程は以下のように考えられる (図 27)．
Ⅰ．はぎ取り付加が生じたとき，南フェルゲンツ
の転倒褶曲，または横臥褶曲が形成された．
Ⅱ. 陸側に付加される際，圧縮応力が大きくなっ

図 27. 国見山ユニットの逆転層形成過程.

た．
逆転構造を形成できなかったものと考えられる．

Ⅲ. 付加体の脆弱部，または滑りやすい面で陸側

指田・堀 (2000) は笠間・国見山両ユニットを

傾斜の衝上断層が形成された．

合わせて笠間ユニットとしている．その根拠は，Ⅳ．上方の褶曲軸部が削剥され，翼部のみが露頭

両ユニットを合わせた方がより一連のチャート‐として残った．

砕屑岩シークェンスを表していると考えたためでまとめある．しかし，岩相の違いや，逆転構造の有無といった構造の違いを考慮すれば，両ユニットは従来通り 2 つのユニットに分けた方が合理的である．

国見山ユニットは砂岩，砂岩頁岩互層に富んで

2. 国見山ユニットの逆転構造

おり，一部に頁岩層を挟む．走向方向はユニット

城里町大網の涸沼川ルートの構造は衝上断層のの東部ほど NNE-SSW で，西部ほど ENE-WSW を

上盤の地層は正常層を示すのに対し，下盤の地層示し，傾斜は全体で NW 方向を示す．一部の砂岩は逆転層を示している．これは，軸部の欠けた転層や砂岩頁岩互層は正常層と調和的な逆転層を示

16

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

し，逆転層は少なくとも 11 層存在する．

会 75 年大会総合討論会資料）: 4-12.

笠間，国見山両ユニットの大きな違いは，地層

加賀美英雄・塩野清治・平朝彦. 1983. 南海トラの逆転の有無である．砂岩層の卓越している国見フにおけるプレートの沈み込みと付加体の形成.

山ユニットでは逆転構造が形成されるが，砂岩層

科学, 53: 429-438.

の少ない笠間ユニットでは頁岩層が卓越している

鎌田祥仁. 1997. 足尾帯葛生地域におけるチャー

ため，逆転構造を形成できなかったものと考えら

ト ‐砕屑 岩シ ーケン スの復元 . 地 質雑 , 103:

れる．

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城里町大網の涸沼ルートで典型的に認められる

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脇田浩二・寺岡昜司・中嶋輝允・滝沢文教. 1989.
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綿引麻衣子. 2010MS. 鶏足山塊東端部に分布する
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Yamamoto, Y. and S. Kawakami. 2005. Rapid
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Yao, A., T. Matsuda and Y. Isozaki. 1980. Triassic andJurassic radiolarian from the Inuyama area, central
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吉田 尚・笠井勝美・青木ちえ. 1976. 八溝山系の地質と足尾帯の構造. 地質学論集, 13: 15-24.

調査者および執筆者
綿引麻衣子（茨城大学理工学研究科）
笠井勝美
櫻井 賢
天野一男（茨城大学理学部教授）
調査協力者
滝本春南（茨城大学理工学研究科）
澤畑優理恵（茨城大学理学部）

19

阿武隈山地岩石鉱物研究会（八溝山地班）

図版 1
a. 国見山ユニットで認められる断層 (笠間市片庭の (有)ケー・ビー・エス採石場).
b. 国見山ユニットで認められる断層の拡大写真 (笠間市片庭の (有)ケー・ビー・エス採石場).
c. 地層の逆転を示す荷重痕 (国見山林道). 画面奥が上位.
d. 地層の逆転を示すフルートキャスト (城里町徳蔵の新宿産業 (株) 砕石場).
e. 地層の逆転を示す級化構造 (城里町徳蔵の新宿産業 (株) 砕石場).

20八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

d

b

e

c

f

21

筑波山の地質－ハンレイ岩類と花崗岩類ー筑波山の地質－ハンレイ岩類と花崗岩類－

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山班）

はじめに

もう一つの課題は，筑波山ハンレイ岩体は層状岩体か累帯岩体かという問題である．この課題に筑波山ハンレイ岩体について，第Ⅱ期第 1 次調

ついては 2 つの提案がなされているが，まだ地質査で岩石種や岩相について報告した．それらの資学的には証拠不十分である．高橋 (1994) は山頂

料は既に博物館資料庫に保管されている．しかし，部について層状岩体を提案している（図 2）．それ

筑波山山頂部は御神体であるため，勝手に地質調は，下位から，中粒角閃石ハンレイ岩—粗粒斜長

査することはできず，岩石資料はもっぱら山腹や岩質ハンレイ岩—粗粒角閃石ハンレイ岩—中細粒

沢河床の転石で，分布の詳細は不明のままである．

角閃石ハンレイ岩の層状構造をとると考えた．他

筑波山ハンレイ岩体と筑波型花崗岩類の岩石学

方，宮崎ほか (1996) は山頂部を構成する斜長岩的課題が 2 つある．第 1 次調査時点において，筑—角閃石ハンレイ岩—かんらん石ハンレイ岩の上

波山ハンレイ岩体についての岩石学的な 1 つの課

位岩相とトンネル内を構成するかんらん石ハンレ

題は明確な結論を得ていた．それは，筑波山ハン

イ岩の下位岩相という層状構造であるとしている．

レイ岩体とその周囲に分布する筑波型花崗岩類と霞ヶ浦用水筑波トンネル内で緩傾斜の層状構造がの貫入関係である．露出が不十分なため，この問観察されており，説得性があるが，実際には露頭

題は Brauns (1880) から決着をみていなかった

毎に傾斜方向が異なるなど，問題も多い（図 3）．

問題で，当初はハンレイ岩体が花崗岩類を貫いてまた，宮崎ほか（1996）では，トンネル内の下位いると見なされた．その後，津屋 (1939) は逆に花崗岩類がハンレイ岩体を貫くと考えた．さらに，
高橋 (1980) も同様な結論を得ている．霞ヶ浦用水筑波トンネルの地質調査により，この課題の結論が得られた．笹田ほか (1987) により，ハンレ
イ岩体が花崗岩類によって貫かれると結論された．
これらの経緯は宮崎ほか (1996) に詳述されている（図 1）．

図 2. 筑波山の層状岩体図 (高橋, 1994)．

図 1. 1：25,000 地質図幅「真壁」による筑波山の地質図．
Ts2；筑波花崗岩の片状トーナル岩; Ts3；筑波花崗岩の斑状花崗閃緑岩; Ts5；筑波花崗岩の細粒花崗岩類;
Gb；ハンレイ岩類

図 3. 霞ヶ浦用水筑波トンネル内の地質構造図 (笹田ほか, 1987)．a: 筑波 1 号トンネルの地質，b: ハンレイ
岩と花崗岩類の接触部付近の地質 (トンネル壁面)．

23

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）a

岩相は標高 52 m，上位岩相は山頂の 877 m まであり，垂直差が 825 m あることになる（図 4）．
この厚さはブッシュフェルト岩体には遠く及ばなb

いものの，グレートダイク岩体に匹敵する．
地質図から断面図を作成すると，筑波山ハンレ
イ岩体の構造は，層状岩体に特徴的なロート状や岩床状ではなく，累帯岩体としての特徴である円図 5. 筑波山の山容．a: 南方からの遠望 (左: 男体山，
右: 女体山), b: 西方からの遠望 (右: 女体山)．

筒状となる．
層状岩体か累帯岩体かの疑問は，筑波山を遠望

ハンレイ岩と花崗岩の分布することでも想起される (図 5)．山容写真に示す
ように，女体山と男体山が最も離れて見える位置

花崗岩類が分布する標高限界を調査し，ハンレ

からは，女体山から男体山に下る緩傾斜が層状構

イ岩類の分布を精査した（図 6）．標高の高い地域

造を想像させる．他方，女体山と男体山が重なるに分布する花崗岩類はマサ化していることが多く，位置からは双峰としての筑波山が望め，累帯岩体マサ化したハンレイ岩類との区別が困難になる．

を想像させる．いずれにしても，詳細な地表調査

石英結晶の有無により，花崗岩か否かを判定した．

が必要であった．

花崗岩類はこれまで公表されている「真壁」図幅

図 4. 筑波山の岩相分布図 (宮崎ほか, 1996)．

24八溝山地における中生代付加体の地質の解明

図 6. 筑波山のルートマップ．赤は花崗岩類，青はハンレイ岩を示す．国土地理院発行 1:25,000 地形図「真壁」を使用．

図 7. 筑波山の地質図．Ts2: 筑波花崗岩の片状トーナル岩，Ts3: 筑波花崗岩の斑状花崗閃緑岩，Ts5: 筑波花崗岩の細粒花崗岩類，Gb；ハンレイ岩類．国土地理院発行 1:25,000 地形図「真壁」を使用．

25

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）よりかなり高い標高まで分布している．今回の調

標高 510 m まで花崗岩類が露出する．したがって，査結果を地域地質「真壁」図幅に追記し，修正を

この付近では標高約 500 m 付近まで花崗岩類が加えて地質図を作成した（図 7）．精査により，花

分布している．
風返峠付近での標高 480 m の富士見橋付近ま

崗岩類とハンレイ岩類との境界がより正確になった．主な修正点は以下の所である．

で花崗岩類が分布することは「真壁」図幅でも示

酒寄林道から筑波梅林への林道沿いには多くのされており，再度確認された．
「真壁」図幅では風花崗岩類が露出しており，ハンレイ岩類の分布は返峠から湯袋峠方面へ下る道路脇にハンレイ岩類

より標高の高い位置までとなった．鬼ヶ作林道支が分布するとしているが，道路脇は転石であり，線の標高 390 m には花崗岩類とハンレイ岩類の露頭は確認できなかった．ただし，道路より 20 m

境界がある．崖錐堆積限界を考慮すると，花崗岩

程度高い山腹に 1 カ所，露頭を確認した．
「真壁」類とハンレイ岩類の境界は標高 400 m 付近にあ図幅では標高 390 m から分かれる林道入口にもる．霞ヶ浦用水トンネル内では，2 号トンネル椎

ハンレイ岩類の分布が示されているが，今回の調尾口から 2,205 m の所（標高約 50 m）に花崗岩

査では，それらはハンレイ岩転石と判定した．霞類とハンレイ岩類の境界がある．これは地表ではヶ浦用水トンネル内の地質情報からは，この崖錐

標高 600 m 付近にあたる．鬼ヶ作林道ではハンレ堆積物の下にハンレイ岩類が分布する．風返峠付

イ岩類は標高 400 m 付近で花崗岩類と接するの近の地表の花崗岩類分布と霞ヶ浦用水トンネル内

で，花崗岩類とハンレイ岩類は南東に急傾斜したのその分布からは，この花崗岩類とハンレイ岩類

境界面で接していると思われる．
「真壁」図幅ではとの境界は直立していると思われる．

標高 266.7 m の峰を含む一体はハンレイ岩類とな

ハンレイ岩体北側の地質は「真壁」図幅と同じっているが，花崗岩類が分布している地域となっ

である．

た.

地質断面図を，東西方向は女体山と男体山を通

御幸ヶ原登山道ではマサ化した花崗岩類が標高る ABCD の断面線と GBCD の断面線で，南北方

520 m まで分布している．また白雲橋登山道でも向は女体山を通る EBF の断面線で作成した（図 8）．

図 8. 筑波山の地質断面図．断面線及び凡例は図 7 を参照．

26

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

東西方向の地質断面では，霞ヶ浦用水トンネルの

崖錐堆積物は風化した花崗岩類の分布と調和的

地質情報から，A 地点の北側にある崖錐堆積物のに発達する．マサ化したハンレイ岩類は極めて少地下，
標高約 60 m はハンレイ岩類となっており，なく，ハンレイ岩類は岩塊を形成している．そのこのハンレイ岩類がつつじヶ丘のハンレイ岩類にため，ハンレイ岩類の分布は主に崖錐堆積物の発連続する．霞ヶ浦用水トンネル下口工区坑口から達によって規制されており，その露頭分布境界は507 m に花崗岩類とハンレイ岩類の境界がある．

等高線にほぼ平行である．

富士見橋付近の標高 480 m にも花崗岩類とハンレイ岩類の境界があるので，この境界は直立してハンレイ岩類と花崗岩類，閃緑岩類の貫入関係のいるものと思われる．ハンレイ岩体の西側の境界

再考

は，鬼ヶ作林道での境界と霞ヶ浦用水トンネル椎尾口から 2,205 m 地点での境界から，南東に急傾花崗岩類がハンレイ岩類に貫入したことは笹田斜していると思われる．ハンレイ岩類の層状構造

ほか (1987) と宮崎ほか (1996) のとおりである．

は東西性であるため，東西断面では層状構造は不笹田ほか (1987) と宮崎ほか (1996) の筑波用水明瞭である．西側では薬王院から続く花崗岩体がトンネル内の地質図によれば，ハンレイ岩類と密標高約 400 m 付近でハンレイ岩類に貫入してい接に関係して，閃緑岩類が出現している．彼らにる（図 13 参照）．ハンレイ岩類との境界は東傾斜

よれば，閃緑岩類はハンレイ岩類に貫入し，花崗である．南北断面では特に南側の花崗岩類の分布

岩類に貫入されていると記述している．その結果，域が広がり，標高約 500 m あたりでハンレイ岩類

閃緑岩類の貫入時期は，ハンレイ岩類と花崗岩類に貫入している．東西性の層状構造が南北断面での間であると結論している．今回の調査で，転石は明瞭になる．以上の結果を総合すると，筑波山ではあるが，閃緑岩類が花崗岩類を切っている試

ハンレイ岩体の水平断面は東西に伸びた楕円形で，料を採取した (図 28，図版 7e, f)．

東に急傾斜した楕円柱体となる．

図 9. 筑波山山頂付近のハンレイ岩に認められる層状構造の走向・傾斜の分布．国土地理院発行 1:25,000 地形図「真壁」
を使用．

27

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）このことは，閃緑岩類の貫入時期は，花崗岩類貫のような構造から，女体山山頂を構成するハンレ

入の前と後ろの 2 回あったことを示している．筑

イ岩類の内部構造は，男体山山頂のハンレイ岩類

波山ハンレイ岩類の岩相が多様であること，また，と同じく，直立した構造であると結論できる．

筑波山周辺の花崗岩類も多様な岩相からなること

筑波山山頂ハンレイ岩類は笹田ほか (1987) やから推測すると，筑波山周辺の深成岩マグマの活宮崎ほか (1996) によって，筑波山の山体の標高

動は長期にわたるものと思われ，貫入関係はもっ

約 50 m レベルに露出していることが報告されてと複雑なものと考えられる．

おり，山頂まで一連の岩体と考えられている．また，霞ヶ浦用水トンネル内の観察により，筑波山の山腹に露出する花崗岩に貫かれているとされてハンレイ岩類の構造いるが，彼らはこのハンレイ岩体の形状を決めていない．一方，高橋 (1994) は，このハンレイ岩

ハンレイ岩類については，その層状構造や流動体を層状岩体と想定している．今回の岩体構造の構造を中心に観察し（図 9），また，岩相の多様性

調査結果からは，男体山山頂ハンレイ岩類と女体を明らかにすることを目的に岩石試料を検鏡した．

山山頂ハンレイ岩類ともに直立の構造を持ち，そ

男体山山頂を構成する主な岩相は角閃石を多量

れぞれ個別の貫入岩体と結論される．霞ヶ浦用水に含む角閃石ハンレイ岩である．斜長石の量の変トンネル内に露出するハンレイ岩類との連続性を化と粒度の変化によって，黒色の岩相から白色の考慮すると，比高 800 m におよぶ円筒状に直立し強い岩相まで変化する（図版 2b-g）．角閃石ペグ

た貫入岩体の可能性が高い．

マタイトがよく発達する．その中の角閃石はペグ
マタイトの壁に直交するように成長している．主岩相のハンレイ

筑波山ハンレイ岩類の岩種・岩相

岩類中の角閃石は配列が弱く，層状構造に調和的である．男体山のハンレイ岩類
筑波山ハンレイ岩類は多様な岩相をもつ．鉱物の層状構造は NW の走向で，角度は波状構造や斜組合せからは，斜長岩質 gabbro，ノーライト質

交構造によって場所により異なっている．傾斜角

gabbro ， Two-pyroxene gabbro ， Hbl-Opx-Cpx

は急傾斜のものがほとんどである．このような構

gabbro， Hbl-Cpx gabbro，Hbl gabbro の 6 種類造から，男体山ハンレイ岩体の内部構造は直立しである．鉱物粒度も多様である．斜長岩質 gabbroた構造であると結論できる．

とノーライト質 gabbro と Two-pyroxene gabbro

男体山ハンレイ岩体の細〜中粒ハンレイ岩類には粗粒である．Hbl gabbro や Hbl-Cpx gabbro はは流動構造が顕著である．この現象は「真壁」図

中粒から細粒なものが多い．コートランダイト組

幅にも記述されている．特に男体山神社付近によ織の Hbl gabbro も出現する．今回の試料には含い露頭がある．褶曲構造，斜交構造，級化構造なまれないが，Hbl ペグマタイトも多産し，Hbl はどが複雑に絡み合って発達している（図版 2e-g）．

極めて粗粒である．

地下深部マグマ溜り内でのマグマ流動を表してい

2012011301 のように一つの岩塊の中で，斜長ると解釈される．

岩質 gabbro と Hbl gabbro が分化している組織の女体山山頂を構成する主な岩相はノーライト質ものもある（図 15）．この場合両者の境界は漸移なハンレイ岩類である．角閃石の量は男体山山頂

的であるが，2012011304 のようにこの２つの岩のハンレイ岩類と比べると少なく，灰色の岩相を相のユニットが別の Hbl gabbro に貫入している

呈する．全体に粗粒である．層状構造は一部に認

露 頭 も あ る （ 図 26 ）． Hbl gabbro の 中 に はめられるのみである．山頂のハンレイ岩では斜長2012031206 のように 2 種のマグマの混合を示す

石と輝石の濃集の違いによる縞状構造の方位が組織を有するものもある（図版 6e, f）．

N20˚W，90˚である（図版 3c, d）．これに対し，鉱物の定向配列の方位は東西方向で，ハンレイ岩

主要露頭記載類全体に認められる層状構造の走向と同じ方向を持っている．層状構造の傾斜角は 90˚である．こ28

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

ルートマップを図に示した（図 6）．主な露頭での産状を記する．
薬王院沢の中；粗粒花崗岩の露頭が連続する．花崗岩の片状構造は N25°E, 35°W である（図 10）．

図 12. 鬼ヶ作林道沿いハンレイ岩の露頭．

2011123002 と 03；鬼ヶ作林道 380m より南に入る
支線．標高 390m の当該地点では北側にハンレイ岩があり，直接接して南側の下位側に花崗岩（アプライト質）が厚く露出する（図 13）．接図 10. 薬王院沢の粗粒花崗岩の露頭．

触面は平坦で，N40°W, 40°E の走向傾斜である．
鬼ヶ作林道風化花崗岩；標高 370m 道路脇下の崩岩脈ではなく，岩体の一部．この地点の林道北れに，マサ化した花崗岩類が大きく出ている．

よりの地点に花崗岩の露出があり，それと連続中〜粗粒の黒雲母花崗岩である（図 11）．

する（図 14）．沢を越えた先にハンレイ岩の露頭あり．層状構造は N20°W, 60°E である．

図 11. 鬼ヶ作林道下に露出する黒雲母花崗岩．
図 13. 鬼ヶ作林道支線沿いのハンレイ岩－花崗岩境界部の露頭．

2011123001；鬼ヶ作林道沿い標高 390m．山側の根付きハンレイ岩巨岩あり．層状構造は N40°E,
70°E である (図 12)．
29

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）2012011303；登山道から少し外れた男の川川床の露頭．ハンレイ岩の層状構造は N60°E, 60°S である（図 17）．

図 14. 鬼ヶ作林道支線沿いに露出する花崗岩類の露頭．

2012011301；鬼ヶ作林道脇の転石．粗粒 gabbro に
組成分化の構造が明瞭．写真を参照する．Hbl

図 17. 男の川川床に露出するハンレイ岩．

gabbro と斜長岩質 gabbro からなり，斜長岩質
gabbro と Hbl gabbro との境界は一方は漸移して2012011304；男の川登山道から西に外れた山腹におり，他方は明瞭な境界を持っている（図 15）．

あるハンレイ岩露頭．層状構造は N65°W, 45°Sである．組成の異なる３つの岩相からなる．Hbl
2Cpx gabbro，粗粒斜長岩質 gabbro，細粒優白質
gabbro である．斜長岩質 gabbro と Hbl gabbro は漸移するが，この２つの岩相からなるユニット
は別の Hbl gabbro に貫入している．また，細粒
優白質 gabbro が岩脈状に貫入している（図 18,19）．

図 15. 鬼ヶ作林道脇のハンレイ岩の転石．

鬼ヶ作林道沿いのマサ化した花崗岩類；道路脇にかなり連続してマサ化した花崗岩類が露出する（図 16）．

図 16. 鬼ヶ作林道沿いのマサ化した花崗岩類．

図 18. 男の川の西側山腹に露出するハンレイ岩．

30

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

図 19. 男の川の西側山腹のハンレイ岩露頭の遠景．

筑波山梅林道路脇；少し風化の進んだ筑波型花崗岩が広く露出している（図 20）．

図 21. ケーブルカーのトンネル手前のハンレイ岩露頭．

白雲橋登山道標高約 500 m まで；白雲橋登山道では，標高 500 m まで花崗岩類のマサが分布している（図 22）．

図 20. 筑波山梅林の道路沿いに露出するやや風化した花崗岩類．
図 22. 白雲橋登山道に露出するマサ化した花崗岩類．

御幸ヶ原登山道標高約 500m まで；御幸ヶ原登山
2012031202；つつじヶ丘駅に至る自動車道の富士

道では，標高 520m まで花崗岩類のマサが分布

見橋付近．筑波型花崗岩のよい露頭である．花している．

崗岩は急傾斜地を作っている（図 23）．

2012011501；御幸ヶ原登山道のケーブルカートン
ネルの手前．ハンレイ岩露頭から落ちた転石で，落石防止工事で切り込まれている．筑波山頂駅
直下のハンレイ岩露頭での層状構造は N65°W,
45°S である（図 21）．

31阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）2012031206；道路脇のハンレイ岩類露頭であるが，少し動いている（図 26）．

図 23. 富士見橋付近の道路沿いに露出する花崗岩類．

2012031203；390m から分かれる林道の奥に，ハン図 26. 国民宿舎から登る林道奥に露出するハンレイ岩．

レイ岩類の露頭がある（図 24）．
2012031207；林道奥の標高 530m 地点にハンレイ
岩類の露頭がある．
（図 27）

図 24. 風返峠下の林道奥に露出するハンレイ岩．

2012031204；国民宿舎から登る林道奥，標高 410m

図 27. 国民宿舎から登る林道奥（標高 530 m）に露出するハンレイ岩．

地点．風化した花崗岩の露頭．マサ化したとこ
ろも多い．

岩石試料薄片記載

2012031205；国民宿舎から登る林道奥，標高 480m
地点．風化したハンレイ岩中に新鮮部が残る露岩石試料 27 個の薄片を作成した．露頭からの試頭（図 25）．

料が 12 個，転石が 15 個である．林道ごとに記述する．薄片写真を図版 4-10 に，岩石試料リスト及び鉱物組合せを付表 1 に示す．
1. 鬼ヶ作林道
2011123001

粗粒 gabbro

火成鉱物；Cpx, Opx,

brown Hbl, Pl, Ol ; 図版 4a.
2011123002

等粒中粒 gabbro

火成鉱物；brown

Hbl, Cpx, Pl: 3003 の花崗岩と接するが急冷縁はない．境界面の走向傾斜は N40°W, 40°E; 図版
4b, c.

図 25. 国民宿舎から登る林道奥に露出するハンレイ岩．

2011123003 中粒等粒状 granite
32

火成鉱物；Pl,八溝山地における中生代付加体の地質の解明

K-feld, Qtz, Bt, Grt, Ms; 図版 4d, e.

成鉱物；Cum, green Hbl, Chl; 図版 7c, d.
C 細粒 diorite と粗粒 granite が接する．
（研磨片写

2. 男の川不動尊

真参照） 細粒 diorite の部分が granite の結晶を

2012011303 粗粒 gabbro 火成鉱物；Pl, brown Hbl,

切っており，granite に貫入している．diorite; Hbl,

Cpx：変成鉱物；green Hbl, Cumm, Chl; 図版 4f, g.

Bt, Pl, Qtz：granite; K-feld, Qtz, Pl, Hbl l; 図版 7e,2012011304 粗粒 gabbro 火成鉱物；Pl, brown Hbl,f.

Opx, Cpx：変成鉱物；green Hbl; 図版 5a, b.
3. 御幸ヶ原登山道
2012011501

中 〜 粗 粒 gabbro

火 成 鉱 物 ； Pl,

brown Hbl, Cpx：変成鉱物；green Hbl, Chl, Cum;
図版 5c, d.
4. 富士見橋
2012031202

ミグマタイト質筑波型花崗岩

火成鉱物；Qtz, K-feld, Pl, Bt（他形）：perthite と図 28. No. C (転石) に認められる細粒 diorite と粗粒
granite の接触部．

myrmekite が顕著．全体に他形鉱物; 図版 5e, f.
5. 風返峠下の林道奥2012031203 粗粒２Pyx gabbro

micro-gabbro 火成鉱物；brown Hbl, Pl, Cpx：

D

火成鉱物；Cpx, Pl,

変成鉱物；green Hbl, Chl l; 図版 7g, h.

Opx, Ol, Sp, brown Hbl：変成鉱物；green Hbl, Cum,

2012011301 転石

Chl; 図版 5g, h.

中〜粗粒 gabbro 火成鉱物；Pl,brown Hbl（仮像）, Cpx：変成鉱物；green Hbl,
Carbonate, Chl l; 図版 8a, b.

6. 国民宿舎奥の林道
2012031204 granite 火成鉱物；Qtz, K-feld, Pl, Bt;

8. 鬼ヶ作林道の支線 (転石試料)

図版 6a, b.

A2

2012031205 マ サ 化 し た gabbro 中 の 層 状 岩 塊
gabbro

成鉱物；green Hbl, Chl l; 図版 8c, d.

火成鉱物；Pl, brown Hbl：変成鉱物；

B2Cum, green Hbl, Zeol, Chl, Bt; 図版 6c, d.
2012031206 細粒 Hbl gabbro

中粒 gabbro 火成鉱物；brown Hbl, Pl, Cpx：

変成鉱物；green Hbl; 図版 8e, f.

火成鉱物；Ca-Pl,

C2

brown Hbl, Na-Pl（Ca-Pl に overgrowth して自形

粗粒 gabbro 火成鉱物；Opx, Cpx, Pl, brown

Hbl, Ol; 図版 8g, h.

累帯構造を形成）：変成鉱物；Chl, green Hbl, Ab,

D2

Cum; 図版 6e, f.
2012031207 Hbl gabbro

中粒 gabbro 火成鉱物；Hbl（仮像）, Pl：変粗〜中粒 gabbro 火成鉱物；brown Hbl, Cpx,

Pl：変成鉱物；green Hbl, Chl; 図版 9a, b.

火成鉱物；Pl, brown Hbl,

E2

Cpx, Opx：変成鉱物；green Hbl, Cum, Bt, Chl; 図

foliated fine gabbro

火成 鉱物； Cpx, Opx,

brown Hbl, Pl; 図版 9c, d.

版 6g, h.

9. 迎場登山道 (転石試料)7. 林道酒寄線と鬼ヶ作線 (転石試料)

A3

粗粒斜長岩質 gabbro

火成鉱物；Pl, brown

Hbl, Cpx：変成鉱物；green Hbl, Cum, Zeol, Ab; 図A 中〜細粒 gabbro 火成鉱物；Opx, Cpx, brown

版 9e, f.

Hbl, Pl：変成鉱物；Prehnite, Ab, dentritic Chl; 図

B3

版 7a, b.

粗粒ノーライト質 gabbro

火成鉱物；Pl，

Opx：変成鉱物；Cum, green Hbl; 図版 9g, h.

B 粗粒 gabbro 火成鉱物；brown Hbl, Pl, Cpx：変C333

斜長岩質 gabbro 火成鉱物；Pl, brown Hbl：

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）変成鉱物；green Hbl, Cum, Chl; 図版 10a, b.
10. 風返峠〜つつじヶ丘への自動車道 (転石試料)
2012031201

火成鉱物；Pl, brown Hbl,

gabbroCpx, Opx：変成鉱物；green Hbl, Cum, Chl, Bt; 図
版 10c, d.
A4

コートランド gabbro 火成鉱物；brown Hbl,

Pl, Cpx, Opx, Ol：変成鉱物；green Hbl, Bt, Chl,Ms; 図版 10e, f.
引用文献

Brauns. 1880. Meine ersten Steifzuge in Japan.
Mittheilungen des Vereins für Erdkunde zu Halle a/s,
pp.59.
宮崎一博・笹田政克・吉岡敏和．1996．真壁地域の地質．地域地質研究報告，5 万分の 1 地質図
幅．103 pp., 地質調査所．
笹田政克・服部

仁・金谷

弘・豊

遥秋・坂巻

幸雄．1987．筑波山斑れい岩と周辺の花崗岩類との関係についての新知見－霞ヶ浦用水筑波１号トンネルの地質から－．地質調査所月報，38:
217-220．
高橋正樹. 1994. 関東山地を一望する天然の展望台. 天野一男 (編), 茨城の自然をたずねて. pp.
37-41., 築地書館.
高橋裕平. 1980. 茨城県筑波山のガブロ類とカコウ岩類との関係について. 地質雑, 86: 481-483.
津屋弘達. 1939. 筑波山山津波跡の地質観察付，筑波山斑糲岩体と花崗岩体の構造関係. 震研彙報，(17): 517-524.

調査者および執筆者
田切美智雄（日立市郷土博物館）

34

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

付表 1. 岩石試料リスト及び鉱物組合せ．
試料番号

岩石名

火成鉱物
Ol Opx Cpx

Br-HblBt

Pl

K-fd Qtz その他

変成鉱物
Gr-Hbl Cum Chl

露頭試料
2011123001
粗粒gabbro+++ ++++++
2011123002
中粒gabbro+++++
2011123003
中粒granite+ ++ ++ ++ Grt, Ms
2012011303
粗粒gabbro
+
++
+++
++
++ +
2012011304
粗粒gabbro
+
+
++
+++
++
2012011501
中〜粗粒gabbro
+
++
+++
++
+ ++
2012031202
migmatic granite+ ++ ++ +++2012031203
粗粒Pyx-gabbro+++ +++
+
+++
Sp
++
+
+
2012031204
granite+ ++ ++ +++2012031205
Hbl gabbro
++
+++
+
+
+
2012031206
細粒gabbro
++
+++
+
+ ++
2012031207
Hbl gabbro
+
+
++
+++
++
+
+
転石試料 (酒寄林道と鬼ヶ作林道)
A
中〜細粒gabbro
++
++
++
++
++
B
粗粒gabbro
+
+++
++
++
++ +
C
細粒diorite
+++
+ ++
++
及び粗粒granite+++ +++ ++D
細粒gabbro
+
+++
++
++
+
転石試料 (鬼ヶ作林道)
2012011301
中〜粗粒gabbro+ +++仮像++++++++
転石試料 (鬼ヶ作林道の支線)
A2
中粒gabbro
+++仮像
++
++
+
B2
中粒gabbro
+
+++
++
++
C2
粗粒gabbro
+
++
++
+
++
D2
粗〜中粒gabbro
++
+++
++
++
+
E2
片状細粒gabbro
++
++
++
++
転石試料 (迎場登山道)
A3
粗粒斜長岩質 gabbro
+
+
+++
+
+
B3
粗粒ノーライト質 gabbro
+
+++
+
++
C3
粗粒斜長岩質 gabbro
+
+++
++
+
+
転石試料 (白滝ーつつじヶ丘自動車道)
2012031201
中粒gabbro
+
+
++
++
++
+
+
A4
Cortland-gabbro
+
+
+
+++
+
++
+
Ol; olivine, Opx; orthopyroxene, Cpx; clinopyroxene, Hbl; hornblende, Bt; biotite, Pl; plagioclase, K-fd; K-feldspar, Qtz; quartz,
Sp; spinel, Cum; cummingtonite, Chl; chlorite, Grt; garnet, Ms; muscovite, Prh; prehnite, Ab; albite, Zeol; zeolite+; present, ++; common, +++; abundant, Br-; brown, Gr-; green

35

その他

Bt, ZeolAb
Bt, MsPrh、AbCarbonate

Zeol, Ab

Bt
Bt, Ms阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 1
ハンレイ岩の主要露頭．男体山への登山道を登り口付近 a から頂上付近 h に至るルート上．
a.. 男体山登山道の登り口近く．
白黒の層状を呈する，2-3mm から 10mm の厚さの層の互層．N50˚W, 70˚N．
b. 男体山登山道．
PL の多い中粒部と粗粒黒色部の流れるような縞．N40˚W, 75˚Wc. 男体山登山道．
細粒の塊状岩の中に PL の波打つ構造．N15˚W, 76˚E
d. 男体山登山道．
黒色塊状岩中の白色粗粒のレンズ状岩層．N30˚W, 75˚E
e. 男体山登山道－山頂近く．
中粒から細流の黒色岩に粒度の差による縞．ペグマタイト脈が斜交，N45˚W, 78˚N.
f. 男体山登山道－山頂付近．
黒色岩と灰黒色岩の縞が立体的にみえる．N42˚W, 55˚E
g. 男体山登山道－山頂付近．
中細粒の黒色岩とペグマタイトとの境界が極細粒になって縞，N12˚W, 90˚
h. 男体山登山道－山頂近傍．
細粒黒色岩と細中粒白色岩の波状の構造．N20˚E, 75˚E

36

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b

a

c

d

b

e

f

g

h
37

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）d

図版 2
ハンレイ岩の主要露頭．男体山．
a.. 男体山登山道－山頂付近．
細粒灰色岩中の粒度差による縞構造．N30˚W, 70˚E．
b, c. 男体山神社東脇．
細粒の粗粒ガブロと細粒ガブロの大きな層状構造，その内部にはリップルのような波状構造と斜交構造（マグマの流動組織か？），S 字状のところもあり．場所によって方位が異なる．下部：N60˚W，
70˚N，上部：N30˚W，35˚W．
d. 男体山神社東脇－b, c の上位側．
N75˚W, 70˚S．
e, f, g. 男体山神社の基礎．
ペグマタイトと細粒から中粒の黒色から灰色岩の著しい縞状構造，ペグマタイト中の黒色結晶は壁に直角に成長，ガブロ中の結晶は縞構造に平行に成長．N30˚W, 74˚E．
h. 自然研究路－男体山山頂からの下山道の途中から南側へ下り，自然研究路の周回ルートに出たところ．
中粒灰色岩と粗粒白色岩の境界の縞，白色岩の中にも縞あり．N55˚W, 75˚W．

38

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b
d

c

d
e

b

e

f
f

h

g
39

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 3
ハンレイ岩の主要露頭．
a.. 自然研究路尾根の展望台．
粗粒ガブロと細粒ガブロの層状構造．N70˚W, 80˚S．
b. セキレイ茶屋前－セキレイ石．
粗粒ガブロ中に細粒ガブロと粗粒ガブロの薄い層状の挟み．N60˚E, 56˚W．
c, d. 女体山山頂．
粗粒アノーソサイト中の鉱物粒の配列，PL と PYX の濃集の違いによる組織．N20˚W, 90˚．
e. 女体山山頂．
鉱物の定向配列．N80˚E, 90˚．
f. ロープウエイ脇．
風化の違いによる凹凸の縞．N80˚E, 90˚．
g. ロープウエイ出口．
粒度の変化による縞．N70˚E, 80˚S˚．
f. ロープウエイ出口にある露頭の裏側．
粒度も色も異なる細かい層状構造．EW, 72˚S．

40

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b
d

c

d

e

f

g

h
41

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 4
岩石試料の薄片写真．
a.. 粗粒ハンレイ岩 (No. 2011123001／鬼ヶ作林道)，オープンニコル．
b. 等粒中粒ハンレイ岩 (No. 2011123002／鬼ヶ作林道)，オープンニコル．
c. 等粒中粒ハンレイ岩 (No. 2011123002／鬼ヶ作林道)，クロスニコル．
d. 中粒等粒状ハンレイ岩 (No. 2011123003／鬼ヶ作林道)，オープンニコル．
e. 中粒等粒状ハンレイ岩 (No. 2011123003／鬼ヶ作林道)，クロスニコル．
f. 粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011303／男の川不動尊)，オープンニコル．
g. 粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011303／男の川不動尊)，クロスニコル．

42

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a
d

b

c

d

e

f

g
43

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 5
岩石試料の薄片写真．
a.. 粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011304／男の川不動尊)，オープンニコル．
b. 粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011304／男の川不動尊)，クロスニコル．
c. 中～粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011501／御幸ヶ原登山道)，オープンニコル．
d. 中～粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011501／御幸ヶ原登山道)，クロスニコル．
e. ミグマタイト質筑波型花崗岩 (No. 2012031202／富士見橋)，オープンニコル．
f. ミグマタイト質筑波型花崗岩 (No. 2012031202／富士見橋)，クロスニコル．
g. 粗粒両輝石ハンレイ岩 (No. 2012031203／風返峠下の林道奥)，オープンニコル．
h. 粗粒両輝石ハンレイ岩 (No. 2012031203／風返峠下の林道奥)，クロスニコル．

44

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b
d

c

d

e

f

g

h
45

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 6
岩石試料の薄片写真．
a.. 花崗岩 (No. 2012031204／国民宿舎奥の林道)，オープンニコル．
b. 花崗岩 (No. 2012031204／国民宿舎奥の林道)，クロスニコル．
c. マサ化したハンレイ岩中の層状岩塊 (No. 2012031205／国民宿舎奥の林道)，オープンニコル．
d. マサ化したハンレイ岩中の層状岩塊 (No. 2012031205／国民宿舎奥の林道)，クロスニコル．
e. 細粒角閃石ハンレイ岩 (No. 2012031206／国民宿舎奥の林道)，オープンニコル．
f. 細粒角閃石ハンレイ岩 (No. 2012031206／国民宿舎奥の林道)，クロスニコル．
g. 角閃石ハンレイ岩 (No. 2012031207／国民宿舎奥の林道)，オープンニコル．
h. 角閃石ハンレイ岩 (No. 2012031207／国民宿舎奥の林道)，クロスニコル．

46

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b

c

d

e

f

g

h
47

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 7
岩石試料の薄片写真．
a.. 中～細粒ハンレイ岩 (No. A／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，オープンニコル．
b. 中～細粒ハンレイ岩 (No. A／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，クロスニコル．
c. 粗粒ハンレイ岩 (No. B／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，オープンニコル．
d. 粗粒ハンレイ岩 (No. B／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，クロスニコル．
e. 細粒閃緑岩と粗粒花崗岩の接触部 (No. C／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)．図 28 参照．オープンニコル．
f. 細粒閃緑岩と粗粒花崗岩の接触部 (No. C／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，クロスニコル．
g. マイクロハンレイ岩 (No. D／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，オープンニコル．
h. マイクロハンレイ岩 (No. D／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，クロスニコル．

48

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b

c

d

e

f

g

h
49

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 8
岩石試料の薄片写真．
a.. 中～粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011301 転石／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，オープンニコル．
b. 中～粗粒ハンレイ岩 (No. 2012011301 転石／林道酒寄線と鬼ヶ作線，転石)，クロスニコル．
c. 中粒ハンレイ岩 (No. A2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，オープンニコル．
d. 中粒ハンレイ岩 (No. A2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，クロスニコル．
e. 中粒ハンレイ岩 (No. B2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，オープンニコル．
f. 中粒ハンレイ岩 (No. B2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，クロスニコル．
g. 粗粒ハンレイ岩 (No. C2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，オープンニコル．
h. 粗粒ハンレイ岩 (No. C2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，クロスニコル．

50

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b

c

d

e

f

g

h
51

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 9
岩石試料の薄片写真．
a.. 粗～中粒ハンレイ岩 (No. D2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，オープンニコル．
b. 粗～中粒ハンレイ岩 (No. D2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，クロスニコル．
c. 縞状細粒ハンレイ岩 (No. E2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，オープンニコル．
d. 縞状細粒ハンレイ岩 (No. E2／鬼ヶ作林道の支線，転石)，クロスニコル．
e. 粗粒斜長岩質ハンレイ岩 (No. A3／迎場登山道，転石)，オープンニコル．
f. 粗粒斜長岩質ハンレイ岩 (No. A3／迎場登山道，転石)，クロスニコル．
g. 粗粒ノーライト質ハンレイ岩 (No. B3／迎場登山道，転石)，オープンニコル．
h. 粗粒ノーライト質ハンレイ岩 (No. B3／迎場登山道，転石)，クロスニコル．

52

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b

c

d

e

f

g

h
53

阿武隈山地岩石鉱物調査会（筑波山斑）図版 10
岩石試料の薄片写真．
a.. 斜長岩質ハンレイ岩 (No. C3／迎場登山道，転石)，オープンニコル．
b. 斜長岩質ハンレイ岩 (No. C3／迎場登山道，転石)，クロスニコル．
c. ハンレイ岩 (No. 2012031201／風返峠～つつじヶ丘への自動車道，転石)，オープンニコル．
d. ハンレイ岩 (No. 2012031201／風返峠～つつじヶ丘への自動車道，転石)，クロスニコル．
e. コートランドハンレイ岩 (No. A4／風返峠～つつじヶ丘への自動車道，転石)，オープンニコル．
f. コートランドハンレイ岩 (No. A4／風返峠～つつじヶ丘への自動車道，転石)，クロスニコル．

54

八溝山地における中生代付加体の地質の解明

a

b

c

d

e

f

55

執筆者一覧

天野一男(茨城大学理学部教授)

笠井

勝美

(大子町)

櫻井

賢

(大子町)

田切美智雄

(日立市郷土博物館)

綿引麻衣子(茨城大学理工学研究科)

Report of Comprehensive Surveys of Plants, Animals and Geology
in Ibaraki Prefecture by the Ibaraki Nature Museum- The Geology of of the Mesozoic accretionary complex in the
Yamizo Mountains and the Tsukuba Gabbroic rocks Edited by Ibaraki Nature Museum
March 2013茨城県自然博物館総合調査報告書－八溝山地における中生代付加体および筑波山ハンレイ岩体の地質－

平成 25 年 3 月 31 日発行
編集

ミュージアムパーク茨城県自然博物館

発行

ミュージアムパーク茨城県自然博物館
館長 菅谷 博〒306-0622 茨城県坂東市大崎 700℡0297-38-2000©2013 Ibaraki Nature Museum(本書掲載記事および写真の無断転載を禁じます.)ISBN978-4-902959-41-3 C3044