葉山隆起帯北側地域の大深度温泉井掘削資料から推定される
中新統葉山層群の大規模伏在逆断層
江藤哲人 *・小沢

清 *2

Concealed reverse faults in the Hayama Group from deep hot spring wells in the northern areas of the Hayama Uplift、Kanagawa
Prefecture、Japan
by
Tetsuto ETO and Kiyoshi OZAWA
As a result of the investigation，concealed reverse faults were inferred in the Hayama Group below ground from near thesouth of the Zushi well site to west. If a mere reverse fault runs in the areas，its stratigraphic and vertical throw are estimated as
about 2000m and 2800m respectively，judging from the geometry of the reverse fault through the Zushi well. The reverse fault
provably extends to Hiratsuka area under ground between well sites of HR3 and HR6 passing Fujisawa area with WNW-ESE strike.
It is considered that the stratigraphic repetitions in the areas were caused by a few reverse faults，at the case the above throws will
be accumulation of their throws. Also at the surface in the Miura Peninsula，reverse faults are recognized in the Hayama Group with
E-W to WNW-ESE strike. The reverse faults at the surface and the concealed reverse faults under ground might occur thrusting tosouth in an accretionary prizm before the deposition of the Miura Group.

2005）は、小沢ほか（1999）
その後、筆者ら（小沢・江藤、

1. はじめに
大深度の温泉井の地質資・試料は、地下地質構造を明以後に掘削された、または資・試料を収集した 21 箇所

確にする価値の高い情報である。神奈川県温泉地学研究の大深度温泉井等を追加し、改めて神奈川県中・東部地

所は神奈川県内の温泉井の地質資・試料に対して、その域の地下地質について総括した。その際に、上記（小沢収集・保管に努め、温泉行政に資するため、それらの地

ほか、1999）3 井のうち逗子井、藤沢井の源泉番号につ

質学的研究を行っている。

いて、逗子井（鎌倉 5 号）は鎌倉 4 号 (KM4) に、藤沢井（藤先に筆者ら（小沢ほか、1999）は、神奈川県中央部の沢 4 号）は藤沢 5 号 (FJ5) にそれぞれ訂正した（図 1）。

非火山地域における 3 箇所の大深度温泉井（逗子井、藤

本論文では、それらの位置をイメージしやすいので場合

沢井、相模原井）の地質資・試料に基づいて、それら 3により、KM4 は逗子井、FJ5 は藤沢井の名称で引き継

温泉井の層序を認定し、地質対比および地下地質構造をいで使用し、小沢・江藤（2005）で追加した藤沢市江の報告した。その中で逗子井および藤沢井において、葉山

島の藤沢６号 (FJ6) は江の島井、茅ヶ崎市の茅ヶ崎 1 号

層群内の累層境界の地下深度が、地表から推定される地(TG1) は茅ヶ崎井と呼称して使う。

下深度と大きく食い違うことがわかり、地下の葉山層群

上記 21 箇所の温泉井のうち、葉山層群の層序が新た内に逗子井南側付近を通る、ほぼ東西走向の大規模な伏に 6 箇所で、葉山層群とほぼ同年代の高麗山層群が 2 箇

在逆断層が存在する可能性が高いことを述べた。この逆所で確認できた。葉山層群の 6 箇所は鎌倉６号 (KM6)、

断層は後述するように三浦層群に覆われて伏在し、三浦横須賀 12 号 (YS12)、三浦 3 号（MU3）、藤沢 6 号 (FJ6)、

層群堆積前の形成によるものと判断される。

茅ヶ崎 1 号 (TG1)、平塚 6 号 (HR6) で、小沢ほか (1999)*横浜国立大学教育人間学部理科教育講座〒 240-8501

横浜市保土ヶ谷区常盤台 79-2

*2 神奈川県温泉地学研究所 〒 250-0031 神奈川県小田原市入生田 586 （現所属：神奈川県湘南地域県政総合センター環境部）
論文，神奈川県温泉地学研究所報告，第 41 巻 ,33-46,2009．

図１

葉山隆起帯北側一帯の大深度温泉井および推定伏在逆断層の位置図（小沢・江藤，2005 に基づき，一部加筆。国土地理院 200,000 分の１地勢図「東京」，「横須賀」使用）
Fig.1 Locality map of the studied deep hot spring wells, and a large concealed fault presumed in the northareas of the Hayama Uplift.
(After Ozawa and Eto, 2005; used 1:200,000 scale regional maps “Tokyo” and “Yokosuka” published by the
Geographical Survey Institute, Japan.)の逗子井 (KM4)、藤沢井 (FJ5) を合わせると 8 箇所とな

規模伏在逆断層を検討する上で直接関わる，葉山隆起帯る。高麗山層群の 2 箇所は平塚 3 号 (HR3) および平塚 4北側に位置する 7 箇所の温泉井は三浦半島北西部の逗子

号 (HR4) である（小沢・江藤、2005）。これらの層序関市、葉山町、藤沢市南部、茅ヶ崎市南部、平塚市にわた係および分布深度を検討した結果、葉山隆起帯（小池、り、そのうち茅ヶ崎市と平塚市の温泉井は相模川の広大

1957；三梨、1968）の北側に位置する逗子井 (KM4)、藤な氾濫原の沖積層地域にある。

沢井 (FJ5)、茅ヶ崎井 (TG1) および平塚 6 号井 (HR6) の三浦半島地域および西方の鎌倉市、藤沢市にかけての4 箇所のすべてが、層序の繰り返しとして出現している地質は下位から葉山層群（前期～中期中新世）、三浦層と判断される。また茅ヶ崎井 (TG1) には温泉井自体に葉群（後期中新世～後期鮮新世）、上総層群（後期鮮新世

山層群の層序の繰り返しが認められる。

～前期更新世）および相模層群（中期～後期更新世）な

本論文では、葉山層群および高麗山層群が出現する大どで構成される。半島北部では葉山層群を基盤として不深度温泉井の掘削資料（岩相、層序、年代）を整理し、整合関係で三浦層群が覆い、東西ないし西北西 - 東南東

大規模伏在逆断層の存在を論じる。特に、地表の地質資

走向で北傾斜し、順次北側に上総層群および相模層群が料から地質構造のつながりを検討できる逗子井 (KM4)

緩傾斜化しつつ重なる。

資料から、逗子井 (KM4) を通る南北地質断面を作成し、葉山層群は下位から森戸層、鐙摺層、大山層、衣笠層

逗子井 (KM4) 南付近の地下の葉山層群内を西北西 — 東および矢部層に区分される（三梨・矢崎、1968）。衣笠

南東に走ると推定される伏在逆断層の幾何学的性質およ層は主として森戸層と鐙摺層の一部が重力滑動により再び規模を考察する。また、この逆断層の西方延長部につ堆積したオリストストロームである（江藤、1986a、b；

いて、藤沢井（FJ5）、江の島井（FJ6）、茅ヶ崎井（TG1）、

江藤ほか、1998）。矢部層は葉山層群とは分離させて矢平塚 3 号 (HR3) および平塚 6 号 (HR6) の各資料から検部層群とする考えもある（木村、1976）。葉山層群の年討する。本研究は、三浦層群堆積前の葉山層群の地質構

代について江藤ほか（1987）は、放散虫化石に基づいて、造形成史において付加体の認定およびその形成様式に重

森戸層は中新世前期の初期～中期、鐙摺層および大山層

要な資料を与えるものと考えられる。

は中新世前期の後期から中新世中期の初期、衣笠泥質オ
リストストロームは中新世中期の初期～中期、ナンノ化

2. 地質概要

石に基づいて矢部層は中新世中期の後期と報告した。他

2.1. 層序概要

方、葉山層群を「葉山層」と呼称して、前期中新世の後本論文で対象とした地下の葉山層群内に推定される大期～中期中新世の前期の 16 ～ 15Ma の比較的短期間に表１

三浦半島地域の層序（江藤ほか，1998）

Table.1 Stratigraphic outline of Miura
Peninsula. (After Eto et al., 1998)

堆積したとする見解（蟹江・浅見、1995）もある。

2.2.1 逗子井（KM4）：逗子市沼間 2 丁目

葉山層群から上総層群にかけては、全般に北東 − 南

本井は三浦半島の北縁部に位置し、葉山隆起帯（小池、西系の正断層が認められる（三梨・矢崎、1968；江藤ほ1957；三梨、1968）の北列の北側に分布する三浦層群逗か、1998）。三浦半島北部地域では葉山層群より上位の子層の分布域にある。

三浦・上総・相模各層群には、大規模な逆断層は、次に記す三浦層群逗子層基底部付近に局所的に認められるも2.2.2. 鎌倉 6 号井 (KM6)：葉山町長柄の以外には知られていない。半島北西部の桜山トンネル

阿部倉山（葉山町）の西南西約 960m に位置し、逗葉南口の南 100m 付近（葉山町）から西方の海岸部にかけ

新道の南付近、南側の丘陵との境界付近の沖積低地の縁て、葉山層群・三浦層群逗子層基底部間の不整合直上部

辺部にあたる。南側の丘陵一帯には凝灰質砂岩で構成さを切る、数 10m 以内の層厚落差をもつ逆断層（桜山逆れる葉山層群大山層が東西に広く分布する。

断層と呼ばれる）が走り、同不整合が繰り返して露出する（小島、1954；渡部ほか、1968；三梨・矢崎、1968）。

2.2.3. 藤沢井（FJ5）：藤沢市川名

同不整合が繰り返す位置は桜山トンネル南口から南へ

本井は JR 藤沢駅の南東約 1km に位置し、三浦丘陵の25m および 100m の位置である（見上・江藤、1980 ～北西縁にあたる。本井は逗子井から西北西に約 10km 隔

81。現在、コンクリートの吹き付けで見られない）。こてた位置にある。周辺の地表には三浦半島北部地域との場所の東地域および基底部より上部層準の逗子層、池同じ三浦層群池子層が分布する（岡ほか、1979；江藤、子層および上総・相模両層群には上記の規模の逆断層は

1986a、b；江藤ほか、1998）。池子層は本井地点の南側

見出されない（三梨・矢崎、1968；見上・江藤、1980

一帯では緩やかな褶曲を示し、江の島北部で下述のよう～ 81；1986；江藤ほか、1998）。

に葉山層群大山層と北北西 − 南南東走向の断層で接する。

2.2. 温泉井の位置および周辺の地質
ここでは前述の葉山隆起帯北側に位置する７箇所の温泉井の地質について記述する。

2.2.4. 江の島井（FJ6）：藤沢市江の島 2 丁目
本井は弁天橋の南西端から西南西に約 45m、岸壁から逗子井（KM4）、藤沢井（FJ5）については小沢ほか

11m ほど隔てた位置にあり、池子層分布域にある。2002（1999）に、その他の温泉井については小沢・江藤（2005）

年４月に掘削された。現在スパビルディングが建つ地盤に基づいて要点を記す。各温泉井の位置を図 1 に示す。

の土木工事中（03 年 12 月）の観察から、この温泉井の南西付近に北北西 — 南南東走向（N17°W）
、東北東に

図２

葉山隆起帯北側一帯の大深度温泉井の地質柱状図（小沢・江藤，2005 に加筆・編集）

平塚３号に高麗山層群，その他の６箇所に葉山層群が出現する。茅ヶ崎井には葉山層群の累層の繰り返しが認められる。
Fig.2 Selected columnar sections of deep hot spring wells in the north areas of the Hayama Uplift of theMiura Peninsula (compiled after Ozawa and Eto, 2005.)
Note occurrences of the Koraisan Group at HR3, the Hayama Group at other wells and repetition of someformations in the Hayama Group at TG1.

56° で傾斜する正断層が走り、池子層と葉山層群大山層の凝灰質砂岩とが仕切られて接するのが確認された。掘

2.2.7. 平塚 6 号井 (HR6)：平塚市大原

削井から断層線に直交方向の距離は約 30m である。両

相模川西方、JR 平塚駅の北北西、約 2.2km、平塚 3層の断層境界部には厚さ 0.5 ～ 3cm の柔らかい粘土が認

号井の北方約 2.1km に位置し、相模川氾濫原の沖積層上められた。大山層の砂岩には小断層が発達し、もめた塊にある。

状の性状を示す。池子層は主に厚さ数 10cm ～ 1m の分級の悪い凝灰質細～祖粒砂岩から成り、数 cm ～ 40cm

3. 温泉井の地質

N30 ～ 40°W、
40 ～ 47°NE の走向・の軽石凝灰岩を挟在し、

3.1. 温泉井の層序と対比傾斜を示す。
池子層には大山層に見られる小断層はない。

逗子井（KM4）、藤沢井（FJ5）については小沢ほか（1999）に、その他の温泉井については小沢・江藤（2005）

2.2.5. 茅ヶ崎井（TG1）：茅ヶ崎市茅ヶ崎 3 丁目にそれぞれ記述した要点を記す。本項で記述する石灰質

相模川東方、JR 東海道線茅ヶ崎駅の北方、約 900m

ナンノ化石とそれに基づく地質年代については小沢・堀に位置し、広大な相模川氾濫原の沖積層分布域のほぼ中内（2005）による。各温泉井の地質柱状図を図 2 に示す。

央部にあたる。
3.1.1. 逗子井（KM4）
2.2.6. 平塚 3 号井 (HR3)：平塚市錦町

孔口の標高 32m、掘削深度は 1600m で、コアの採取

相模川西方、JR 平塚駅北口の西方、約 400m に位置し、は深度 100 ～ 1580m まで、およそ 100m ごとに 15 箇所

相模川氾濫原の沖積層上にある。本井の西南西約 2kmで行われた。各コア長は 30cm 前後である。本井の三浦・に大磯丘陵の東端部があり、高麗山層群などが分布する。

葉山両層群の境界深度については下述のように、小沢ほか（1999）を訂正した小沢・江藤（2005）に従う。

深度 1100m のコア（泥質細粒砂岩）には暗灰色泥岩

小沢・江藤（2005）は、小沢ほか（1999）の柱状図の小片が配列し、40 ～ 50° の傾斜角を示す。1480m のに示した各コアの岩質を次のようにより細かく記述しコア下部には砂岩と暗灰色泥岩との境界面があり、そのた。深度 100m および 200m は淡灰色極細粒砂質シルト

傾斜角は約 60° を示す。その境界の３～４cm 上には約

岩、300m は淡灰色シルト岩、400m は泥質極細 - 細粒砂

2×1cm の暗灰色泥岩片が 1 つ含まれる。

岩～極細粒砂質シルト岩、500m は淡灰色細粒砂質シル
ト岩、600m は淡灰色シルト岩、700m および 800m は淡3.1.2. 鎌倉 6 号井 (KM6)

灰色細粒砂質シルト岩、900m は淡灰色極細粒砂質シル

孔口の標高 17m、掘削深度は 301m である。深度 0 ～ト岩、1000m はやや暗灰色極細 - 細粒砂岩、1100m は暗5m は泥で沖積層、5 ～ 301m は葉山層群大山層と認定

灰色泥質極細粒砂岩、1200m はやや暗灰色極細粒砂岩、した。大山層のうち 5 ～ 180m は暗灰色泥岩を挟む灰色

1300m は暗灰色硬質泥岩、1480m は暗灰色細 - 極粗粒の砂岩、180 ～ 301m は暗灰色泥岩優勢砂岩互層である。

淘汰の悪い凝灰質砂岩で最下部に暗灰色硬質泥岩がある。1580m は暗灰色硬質泥岩である。1000m 以深のコ
アは 900m 以浅のものより緻密である。

3.1.3. 藤沢井（FJ5)
孔口の標高 9m、掘削深度は 1203m で、コアの採取

本井コアは浮遊性有孔虫化石により年代決定を行ったは深度 200m、615m、1016m、1201m の 4 箇所で行われ（小沢ほか、1999。分析は石油資源開発㈱の井上洋子博た。コア観察と掘削会社の地質柱状図から、深度 0 ～士による）。深度 100m および 300m のコアから左巻きの100m±（注：± は上下数十 m の誤差を示す。以下同じ）

Pulleniatina primalis 、200、300m、400m、500m のコアかは三浦層群池子層、100m± ～ 570m（標高：−561m）はら Globigerina nepenthes 、400m の コ ア か ら Globorotalia

三浦層群逗子層、570m 以深は葉山層群鐙摺層と認定しtumida が産出するので、100m ～ 400m のコアの年代はた。三浦層群のうち、深度 200m のコアは淡灰色シルト

前期鮮新世と推定される。深度 500m ～ 900m のコアか岩からなるので三浦層群逗子層に認定し、それより上部

らは示準種が認められないが群集構成は上位層準と類似のコアはないが、地表部に池子層が分布するので、深度している。

0 ～ 200m の間に池子層と逗子層の境界があると推定し

深度 1100m と 1200m のコアから Globorotalia siakensis

た。

と Orbulina spp. が共産し、Globigerina nepenthes は認め鐙摺層とした 615m コアはやや暗灰色の淘汰の悪い中られないことから、年代は中期中新世と推定される。

～粗粒砂岩、1016m はやや暗灰色の淘汰の良い極細 −1480m のコア最下部の泥岩部から Catapsydrax sp. が認め細粒砂岩で中程以下は硬質泥岩との互層である。最深部

られ、前期中新世の年代が推定される。

の 1201m コアには傾斜 20 ～ 25° の葉理状の層理が見ら

小沢ほか（1999）では上述のコアの岩相区分および浮れる。

遊性有孔虫化石に基づいて、逗子井の三浦層群の下限
深度は 900 ｍと 1000 ｍの間とし、便宜的に深度 950 ｍ

3.1.4. 江の島井（FJ6）とした。しかし、小沢・江藤（2005）は、「その後の比孔口の標高 2m、掘削深度は 1500m で、コアの採取は抵抗検層結果の検討で、810m から比抵抗値が高くなっ

深度 500m、1000m、1500m の３箇所である。500m コアていることから、900m の地層が 810m より上部と同様

は堅固な凝灰質灰白色細粒 − 中粒砂岩、1000m は淘汰のの岩質とは考えにくい。900m のコアは 810m より浅い

1500m は黒灰色中粒砂岩で構成される。
悪い灰白色砂岩、所のものと整理保管中に取り違えた可能性が強いので、500m と 1000m は葉山層群大山層とみなされ、1500m は逗子層と鐙摺層の境界は 810m とするのが妥当と考えら

大山層または鐙摺層と判断される。本井は三浦層群池子れ、その点をここに訂正する」とした（本文末の注 1 参層の分布域にあるので、下位にある葉山層群大山層との照）。本論文では、これに従う。

境界は 500m 以浅にあるとみなしえる。地表部で本井か

つまり、深度 0 ～ 810m（標高：−778m）は三浦層群

ら最短距離で 30m の位置にある両層間の断層面は、地逗子層、深度 810 ～ 1480m（標高：−1448m）付近は葉表でのその傾斜角 56° を地下に延長した場合に、本井下山層群鐙摺層、それより下位は葉山層群森戸層と判断しでは深度（ほぼ標高に一致する）約 45m に続くことに

た。

なる。

逗子井の葉山層群の層序区分については、蟹江・堀内

3.1.5. 茅ヶ崎井（TG1）（1999）は異なる見解を出している（本文末の注 2 参照）。

孔口の標高 5m、掘削深度は 1500m である。コアの採図3

平塚 6 号井（HR6）、茅ヶ崎井（TG1）、逗子井（KM4）の葉山層群の微化石年代Fig.3 Microfossil age of the Hayama Group at HR6, TG1 and KM4.

取はなく、分析試料はカッティングスである。深度 0 ～層に、970 ～ 1176m は森戸層に、1176 ～ 1500m は岩相

220m は主に砂礫、220 ～ 270m 泥質砂、270 ～ 335m はから鐙摺層に対比し、1176m から上位の層序は繰り返し

灰色のやや石灰質砂質泥岩で、下部 315 ～ 335m に礫、によると判断した。

火砕物を含む。深度 0 ～ 335m は一括して上位から沖積層、相模層群および上総層群に対比した。

3.1.6. 平塚 3 号井 (HR3)

深 度 335 ～ 505m は 灰 色 の や や 珪 質 な 砂 質 泥 岩 で、孔口の標高 7m、掘削深度は 1301m である。採取され365 ～ 395m に砂岩を挟む。505 ～ 695m は石灰質の灰たコアは深度 900m と 1200m の 2 箇所で、その他の分色砂岩優勢の泥岩との互層であり、白色の炭酸塩が含ま

析試料はカッティングスである。

れる部分もある。695 ～ 970m は暗灰色硬質泥岩と淘汰

深度 0 ～ 10m は粗粒砂～細礫、10 ～ 50m は細粒砂、の悪い灰色砂岩の互層、970 ～ 1176m は暗灰色硬質泥岩

50 ～ 74m は細礫～小礫混じり砂質泥で貝殻片を含む。

で、砂岩を挟む。1176 ～ 1500m は淘汰の悪い灰色凝灰

74 ～ 106m は 玉 石 混 じ り 砂 礫、106 ～ 170m は 極 粗 粒質砂岩と暗灰色硬質泥岩の互層（砂岩優勢）である。

砂を挟む泥で、130 ～ 140m に植物破片を多量に含む。

335m 以深はやや珪質な泥岩・砂岩からなること、深170 ～ 246m は細 − 小礫層を挟む泥質細粒砂岩、246 ～度 350m および 360m の砂質泥岩から石灰質ナンノ化石

315m は発泡した極粗粒砂～細礫大のスコリアで、下部Sphenolithus heteromorphus Def landre が 産 出 し、CN3 ～の 285 ～ 315m に泥岩、砂、細礫が多く混じる。315 ～CN4（前期中新世後期～中期中新世初期）を示すことか

462m は砂質泥岩で、細粒砂、スコリアが多少混じる。

ら葉山層群と認定した。

440m か ら 石 灰 質 ナ ン ノ 化 石 Gephyrocapsa caribbeanica

335 ～ 970m は上記のナンノ化石年代と岩相から鐙摺

Boudreaux & Hay が産出し、CN13b 以降の年代とされ、315 ～ 462m は上総層群の可能性が高い。それより上位

泥互層）、178 ～ 1600m は高麗山層群（火山礫凝灰岩おは上総層群～相模層群および沖積層とみなされるが、そよび硬質泥岩）に対比される。

の境界の認定は困難であった。
深度 462 ～ 725m は濃灰色硬質泥岩と凝灰質細粒砂岩

3.2. 温泉井の葉山層群の年代からなり、淡茶 − 白色凝灰岩を挟む。725 ～ 1301m は茶本論文で対象とした大深度温泉井の葉山層群の年代

褐色火山礫凝灰岩と暗灰色硬質泥岩ないし茶褐色凝灰質は、浮遊性有孔虫化石とナンノ化石に基づいて次のよ

細粒砂岩との互層である。900m のコアは暗灰色硬質泥

う に ま と め ら れ る。 逗 子 井 に お い て、 深 度 1100m お岩、1200m のコアは火山礫凝灰岩である。深度 480m でよび 1200m の極細粒砂岩（鐙摺層）から浮遊性有孔

石灰質ナンノ化石 Cyclicargolithus floridanus (Roth & Hay)

虫 化 石 Globorotalia siakensis と Orbulina spp. が 共 産 し、Bukry が産出し CN3 ～ CN5a に、900m から C. floridanus

Globigerina nepenthes は認められないことから、年代は

お よ び Sphenolithus heteromorphus Def landre が 共 存 し、中期中新世と推定される。1480m のコア最下部の泥岩CN3 ～ CN4 にそれぞれ対比される。これらの年代と岩部（森戸層）から Catapsydrax sp. が認められ、前期中相から深度 462 ～ 1301m は高麗山層群とした。

新世の年代が推定される。茅ヶ崎井において、350m お
よび 360m の砂質泥岩（鐙摺層）から石灰質ナンノ化石

3.1.7. 平塚 6 号井 (HR6)

Sphenolithus heteromorphus Deflandre が 産 出 し、CN3 ～孔口の標高 9m、掘削深度は 1500m である。コアの採CN4（前期中新世後期～中期中新世初期）を示す。平塚

取は深度 1500m のみで、分析試料の主体はカッティン

６号井では深度 300m で砂岩に挟在する泥岩（大山層）

グスである。

か ら 石 灰 質 ナ ン ノ 化 石 Reticulofenestra pseudoumbilicus

深 度 0 ～ 135m は 泥 層 を 挟 む 砂 礫 層 で あ る。135 ～(Gartner)Gartner、Discoaster deflandrei Bramlette & Riedel

165m は発泡の良い極粗粒砂～細礫スコリアで、下部が産出し、年代は CN3 ～ CN5（前期中新世後期～中期

は少し泥質である。165 ～ 260m は礫層を挟む泥岩で、中新世後期）に限定できる（図 3）。

240m から Gephyrocapsa caribbeanica Boudreaux & Hay が産出することから、この泥岩層は上総層群の可能性が高

上記の年代は、陸域における年代結果（江藤ほか、
1987）の範囲に収まる。

い。上総層群の上位の相模層群の認定と、沖積層・相模層群・上総層群間の境界の認定は不確定である。
深度 260 ～ 575m は汚れた色調の淘汰の悪い砂岩で泥4. 地質構造4.1. 逗子井 (KM4) 南北地域の地質構造

岩を少し挟む。575 ～ 1060m は淘汰の悪い砂岩・細粒砂

逗子井は既述のように三浦層群逗子層の分布域にあ岩と泥岩の互層、1060 ～ 1500m は灰黒色 − 帯緑濃灰色

る。孔口での逗子層の層準は軽石凝灰岩鍵層 Nt-Lower

硬質泥岩で、膿灰色細粒砂岩を挟む。1500m のコアは濃（江藤、1981）の下面から約 10m 下位にある（小沢ほか、

灰色硬質泥岩である。

1999）。地表部には、本井地点から南へ約 1.7km に三浦

深 度 300m の 挟 在 す る 泥 岩 か ら 石 灰 質 ナ ン ノ 化

層群逗子層基底の田越川砂礫岩部層と葉山層群大山層と石 Reticulofenestra pseudoumbilicu s (Gartner) Gartner、の不整合境界が、北へは 170m 付近に逗子層と池子層とDiscoaster deflandrei Bramlette & Riedel が産出し、CN3 ～の境界がある。さらに北側へ上総層群の浦郷層、野島層

CN5（前期中新世後期～中期中新世後期）に限定できる。

などが分布する。

この年代と岩相から深度 260 ～ 575m は葉山層群大山層、逗子井の位置する三浦半島北部の逗子層は全般に北東575 ～ 1060m は鐙摺層、1060 ～ 1500m は森戸層と認定− 南西系の正断層で切られる。既述したように逗子層をした。

切る東西性の逆断層は、桜山トンネル南口付近（葉山町）

平塚 4 号井 (HR4) について略述する。平塚 3 号井 (HR3)から西方の海岸部に走る、基底部層準に層厚落差数 10mの西南西約 6.6km の大磯町国府本郷における、相模湾

以内の規模のものが認められる（渡部ほか、1968）。そに面した砂丘上に位置し、標高 11m から掘削深度はれより上部の逗子層には逆断層は見出されない。

1600m で、深度 100m 毎のコアが採取されている。その逗子井を通る南北の断面線周辺の地表には葉山層群の層序は上から、深度 0 ～ 20m は砂丘堆積物（細 − 中粒構成層のうち、上位から下位へ大山層、鐙摺層および森

砂層）、20 ～ 178m は相模層群（20 ～ 127m は主として戸層が分布する。それら各層は西北西 - 東南東の一般走

砂礫層、127 ～ 178 ｍは主として泥層、深度 100m の石向を示し、全体に垂直近い傾斜で北側に向かって上位層

灰質ナンノ化石が CN13b）および上総層群相当層（砂が重なる。断面線近辺の大山層および鐙摺層は 80° 以上図4

逗子井（KM4）下の葉山層群に向斜構造を仮定した場合の南北地質断面図（この可能性は極めて乏しい。本文参照）

Fig.3 Geological section from north to south through the Zushi Well (KM4) showing a syncline assumed in
the Hayama Group. (This case is hardly possible, see text.)の高角で南側へ傾斜して逆転するところが多い。森戸層

された江の島井（FJ6）では、上部数 100m まで三浦層

は断面線近辺では露頭が乏しく、少ない資料であるが、群池子層、深度 500m と 1000m の砂岩は葉山層群大山層、

北傾斜 75° 以上のところ、より南側で 50° の傾斜を示す

1500m の砂岩は大山層または鐙摺層と認定した（小沢・ところなど、場所による変化があり、複雑な地質構造を

江藤、2005）。

示す。地表部における断面線上の森戸層と鐙摺層の境界は、逗子井の南 3.55km の位置にある ( 図 4 参照 )。

藤 沢 井 で は、 前 述 の よ う に 掘 削 深 度 570m（標 高：−561m）以深を葉山層群鐙摺層と認定した。この鐙摺層

逗子井で葉山層群鐙摺層と森戸層の境界とみなした深上端部の深度は、上記の江の島の葉山層群の層序と走向・度 1480m（標高：−1448m）は、逗子井南方地表部の両傾斜から、その北側地下に延長した葉山層群の深度より層境界から北側地下延長部の推定される深度に比較しも、かなり浅い位置にある。すなわち、藤沢井 - 江の島て、かなり浅部にある。つまり、逗子井における森戸層・間の葉山層群の地質構造についても、逗子井と同様に、鐙摺層の存在は、層序が繰り返している可能性を示唆す

地表から推定される地下深度と大きく食い違う状態にある。

り、上述の２つの解釈（逆断層か向斜構造）が可能である。

この層序の繰り返しの構造は、コアからは傾斜方向を判断し得ないので、次のような逆断層か向斜による二通

4.3. 向斜の検討

りが考えられる。逗子井とその南方の葉山層群との間

逗子井および藤沢井の地下の葉山層群が南傾斜の場合に、ほぼ東西走向の断層面をもつ、北側が上盤の逆断層には、両地域の葉山層群の地質構造はほぼ東西走向の向

か、同走向の軸をもつ向斜構造によるかのいずれかであ斜をつくることが推定され、それぞれの向斜は次の性状る。逗子井の葉山層群の傾斜方向が北傾斜の場合は逆断をもつと考えられる。

層であり、南傾斜の場合は向斜構造となる。この点は 4.3．
および 4.4 で検討する。

4.3.1. 逗子井南北地域
向斜とした場合の逗子井を通る南北断面図を図 4 に4.2. 藤沢井 (FJ5)- 江の島井 (FJ6) 間の地質構造示す。逗子井の葉山層群の傾斜値資料は、既述のよう

江の島北端部は藤沢井地点から南南西に約 3.6km に位に深度 1100m で 40 ～ 50° を示す。地層は地下深部ほど置する。既述のように島の北端部で断層を境界として、

徐々に緩傾斜化する一般的な傾向を考慮し、作図に際その南西部に露出する葉山層群大山層は、ほぼ東西走向して “ 向斜 ” 北翼では深度 1000m 付近以深の傾斜角を、で北に 20 ～ 35° の緩傾斜を示す。断層の北東部に掘削

逗子井 1100m における傾斜値の中間値 45° とする。“ 向斜 ” 南翼では地表から標高 −100m 付近まで南へ逆転し形態が著しく異なるのは、褶曲形成機構の上で合理的でた 85°、−284m 前後を 70°、−1000m 付近までを便宜的にはないため、向斜構造によると考えるのは適切でないと60° とし、1100m 以深を 45° としてそれぞれを結んだ。

思われる。

−284m の傾斜値資料は，葉山町長柄の鎌倉６号井 (KM6)の資料を参考にした。

4.4. 逗子井下南側の逆断層の検討

この場合対称褶曲の向斜となり、その翼間角は 90° で、

図 5 に江藤ほか（1998）に基づいて、逗子井を通る南半波長は 4.1km 以上と算定される（図 4）。ちなみに両北地質断面を示した。その範囲は南北両列の葉山層群お翼脚部の傾斜値が 60° の場合には、翼間角は 60° となり、よび三浦層群逗子層分布域に及び、北端は 5 万分の 1 地

傾斜値が大きくなるほど翼間角は小さくなる。つまり、

質図幅の「横須賀」北端までを示してある。葉山・三逗子井地下付近から南側にかけての葉山層群の地質構造

浦両層群の一般走向は葉山隆起帯北列以北では西北西 −が向斜である場合は、その翼間角は 90° 以下である。

東南東で、南列ではほぼ東西である。断面図には北東 −

逗子井の層序について，図 4 では深度 810m（標高：

南西走向の断層系は除いている。

−778m）以下の約 150m は葉山層群大山層として示され

逗子井南方の地表から地下の葉山層群（森戸層・鐙摺ている。この部分の層序は既述したように葉山層群鐙摺層境界および鐙摺層・大山層境界）の傾斜角を次のよう層と認定した（図２）。これは，断面の作図で南側の地に仮定した。

表での葉山層群鐙摺層の層厚を地下延長部でも等しいと地表から標高 −100m 付近までは、南 85° と仮定した。

仮定したことによる。地下で鐙摺層の層厚がより大きけ

これは断面線近辺の大山層および鐙摺層は 80° 以上の高ればその部分は鐙摺層となるが，その層厚が変わらなけ

角で南側へ傾斜して逆転するところが多いことを根拠れば大山層の可能性もあり，正確には断定できない。こに、南 80° ～ 90°（垂直）の中間値である南 85° をとっこでは作図の便宜上から大山層として表現する。この点たものである。次に標高 -284m 前後を北 70° と仮定した。

は後述する図 5 も同様に扱う。

この根拠は、同深度における KM6 号井のコア試料の黒色硬質泥岩に狭在する砂岩層の傾斜角をもとにしてい4.3.2. 藤沢井 - 江の島井間る。そして深度 1100m 以深を北 45° と仮定した。これ

藤沢井の葉山層群鐙摺層の傾斜値は、最深部の 1201m

は逗子井の深度 1100m のコア試料の傾斜角が 40° ～ 50°

コアにおける葉理状の傾斜 20 ～ 25° である。江の島のであることから、その中間値の 45° をこの深度（1100m）

南西部に露出する葉山層群大山層は、ほぼ東西走向で北の傾斜角としたものである。なお作図の便宜上、深度

傾斜 20 ～ 35° を示す。従って、藤沢井の葉山層群鐙摺1000m を北 60° と仮定している。さらに推定断層以北の層が南傾斜であれば、藤沢井 - 江の島間の葉山層群は、

葉山層群傾斜値は、同様に逗子井の深度 1100 ｍの傾斜

両井の鐙摺層の最上部を同標高に延ばして向斜を作図す

角をもとに 45° と仮定した。また、鐙摺層の見掛けの層

ると、半波長約５km 以上、翼間角約 130° で、軸を江の厚は一定とした。

島寄りにもつ、やや非対称の開いた向斜を示すことにな

なお、断層面の傾斜角については地表の同層群の傾斜る。

値から判断して、垂直と仮定しておく。南北方向の断面

4.3.3. 向斜の可能性について

線下での断層の地理的位置は、地表部の地質資料から判

上記 2 地域の地下の葉山層群が向斜構造と考えた場合断して、逗子井以南で、葉山層群と三浦層群との不整合に、両向斜はほぼ同規模の半波長で、東西走向の向斜軸部以北の範囲と考えられる。その範囲の南北距離は約を示すが、それぞれの向斜の形態（翼間角）は上記のよ

1.8km である。

うに著しく異なっている。それらの褶曲運動の形成時期

以上の仮定条件をもとにして、断面図（図 5）を作成

は、両地域とも葉山層群の堆積後で三浦層群堆積前のほした。なお、図 5 では、断層の位置を上記範囲内で便宜

ぼ同時期と考えられる。

的に 1 本の断層線として示すが、おそらく複数の断層の両地域の地質構成は基本的に同じであり、大局的に見累積したものである可能性が高いと思われる（図 6）。

て関東構造盆地の南西部の同じ地質構造区に属している

上記の状態として推定される、南北断面での逆断層の（鈴木、1996、2002）。逗子井と藤沢井との水平距離は約

幾何学的性質は次のとおりである。断層の地理的位置が10km である。このような同じ地質構造区の隣接した位

上記の範囲では、断層の南側（下盤）の森戸層・鐙摺層

置関係にある、ほぼ同時期に形成されたと考えられる両境界の傾斜角が 45° の状態におさまるので、断層の垂直

地域の地質構造が向斜と考えた場合、同走向の向斜軸で落差および層厚落差はどちらも変化しない。その層厚落図5

逗子井（KM4）下の葉山層群に推定される逆断層を示す南北地質断面図（便宜上 1 本の断層として作図したが、複数の断層の累積である可能性が高い。本文、図 6 参照）
Fig.4 Geological section from north to south through the Zushi Well (KM4) showing a reverse fault presumed
in the Hayama Group. (Convenience of drawing as a fault of this one, is likely to accumulate multiple
fault. See text and Fig.6.)

差は図 5 から約 1990m、垂直落差は約 2810m となるが、範囲に限られる。逗子井と平塚 3 号井とを結ぶ方向であ

これらの変位量は南北方向における見掛けの値である。

る N83°W、逗子井の南の葉山層群・三浦層群間の不整

この断層の走向を下述の根拠から N80°W とすると、合位置と平塚 6 号井とを結ぶ方向 N75°W の範囲である。

逆断層の層厚落差は 1960m（≒ 1990×cos10°）、垂直落

つまり、この逆断層の走向は N75 ～ 83°W の範囲である。

差は 2770m（≒ 1960/cos45°）となる。

その中間値をとって、図 1 には N80°W の走向でこの断層を示した。

4.5. 伏在逆断層の西方延長

一方、茅ヶ崎井 (TG1) に認められる葉山層群の層序の上記のように逗子井下南側付近の葉山層群内に推定さ繰り返しは、断層面がより低角でなければ重複することれる伏在逆断層は、藤沢井 - 江の島間に連続する可能性はありえないため、深度 1176m から上位の森戸層・鐙

がある。

摺層は北側から衝上した岩体と考えざるを得ず、上記の平塚 6 号井 (HR6) には葉山層群が分布するのに対し逗子井下南側から延長する逆断層とは別のものと考えらて、平塚 3 号井 (HR3) にはほぼ同年代で層序系の異なれる。江の島北端部、江の島井（FJ6）の南西近くに認る高麗山層群が分布する。平塚３号井の西南西約 6.6km

められる断層は正断層で、その形成年代は三浦層群堆積の平塚 4 号井 (HR4) も高麗山層群を主体とし、平塚 6 号後であり、上記の逆断層とは別のものであることは明ら

井とほぼ同じ岩相変化と地下標高を占めるので、両者間かである。

に構造的な不連続はないとみなせる。
高麗山層群と葉山層群はもともと同時異相の関係であると考えられるが、平塚 6 号井（葉山層群）は平塚 3 号

5. 議

論

5.1. 伏在逆断層の性状

井（高麗山層群）の北方約 2.1km の距離にあり、比較的

逗子井 (KM4) 下南側付近の伏在逆断層を 1 つの逆断

近接する位置関係から、この間に断層の存在が推定され層によると仮定したが、より小規模の並行する複数の逆る。

断層の存在も考えられる（図 6）。その場合、1 つの逆断

逗子井下南側付近で葉山層群内に推定される伏在逆断層の示す層厚落差および垂直落差は、複数のそれぞれの層は、藤沢井 - 江の島井間を通り平塚 3 号井と平塚 6 号

変位量の積算を示すことになる。また、逗子井下南側

井に連続する可能性が高いと考えられる。この推定伏在

付近の伏在逆断層と藤沢井 (FJ5)- 江の島井 (FJ6) 間の伏逆断層が一連の断層とした場合、この断層の走向は次の在逆断層、および平塚３号井 (HR3) と平塚６号井 (HR6)の間に推定される断層はそれぞれ別の並行する断層である可能性も否定できない。いずれにしても、茅ヶ崎
井 (TG1) における層序の繰り返しから別の逆断層の存在が推定される。茅ヶ崎井や藤沢井の北側にも、さらに葉山層群の繰り返し、即ち逆断層が存在すると推定されるが、今のところそれを示す資料はない。横浜・川崎市域などでは掘削深度 1500m 前後まで上総層群・三浦層群で構成されており、それより深く掘削した、葉山層群に達する大深度温泉井はない。それらの地域では葉山層群の分布は地下 3000m 以深に推定される（鈴木、1996；
2002）。
三浦半島地域には西北西 - 東南東走向の右横ずれを図6

逗子井（KM4）下の葉山層群に複数の逆断層を仮主成分とする 5 つの活断層が並走している（Kaneko、

定した場合の南北地質断面図（凡例は図 5 参照）

1969; 活断層研究会、1980、1991、など）。そのうち武山Fig.5 Geological section from north to south

断層、衣笠断層は、葉山層群を北側地塊で上盤とする逆

through the Zushi Well (KM4) showing multiple断層であり、それらの起源は三浦層群堆積前（中新世中reverse faults assumed in the Hayama Group.

期末）の変動に遡ると考えられ（江藤、1995；江藤ほか、(For legend see Fig.5.)

1998）、初源的にも逆断層として発生した可能性がある。
陸域での葉山層群の層序の繰り返しについては、三浦
半島北部西海岸ルートで北列の葉山層群森戸層・鐙摺層

石灰質ナンノ化石帯 CN3 ～ CN4（前期中新世後期～中の境界が繰り返すことが古くから報告され、葉山町森

期中新世初期）の年代を示す。平塚６号井では大山層は戸海岸とその南の真名瀬北側の間に、ほぼ東西走向の石灰質ナンノ化石帯 CN3 ～ CN5（前期中新世後期～中推定逆断層が表現されている（渡部ほか、1968）。ただ

期中新世後期）に限定できる。

し、渡部ほか（1968）では森戸層は森戸泥岩、鐙摺層は上記の年代は、江藤ほか（1987）で報告した地表にお利根山互層として区分されている。東側の内陸部では分ける葉山層群の生層序年代結果（森戸層は中新世前期の断した複雑な地質構造となっているが、葉山町滝の上の初期～中期、鐙摺層および大山層は中新世前期の後期か南側地域で両層の分布の繰り返しが認められる（江藤、ら中新世中期の初期、衣笠層（泥質オリストストローム）

1986a）。葉山隆起帯南列は森戸層・鐙摺層の褶曲が発達

は中新世中期の初期～中期、矢部層は中新世中期の後期）

し、逆断層による層序の繰り返しは明瞭でない。

の範囲に収まる。
森 戸 層 の 年 代 は 谷 口 ほ か（1988） が 報 告 し た 葉 山

５．２．葉山層群の年代と付加体の検討
上述のように葉山隆起帯北列の北側の地下の葉山層群

町新沢南方の森戸層に貫入する安山岩の K-Ar 年代値（23.4±0.8Ma）と大きな矛盾はない。

内に伏在逆断層が推定され、複数存在する可能性がある

横須賀市池上 1 丁目でシロウリガイ類化石を産出したこと、陸域の地表地質資料により葉山層群内に複数の逆葉山層群の露頭の地質学的古生物学的研究が行われ、数断層が存在するとみられることから、葉山層群は付加体種類の微化石による年代が報告されている（横須賀市教の地質構造をもつと考えられる。

育委員会、1995）。その中で、石灰質ナノ化石（岡田、蟹江・浅見（1995）は葉山層群の微化石年代の検討に

1995）、放散虫化石（竹谷、1995）、浮遊性有孔虫化石（相より、葉山層群から「立石層・矢部層」を分離し、「葉山層」

田、1995）の各分析結果を通じて、上記の池上１丁目のと改称して、「葉山層」は前期中新世の後期～中期中新

試料（２～３個）およびその他の２～４箇所の葉山層群

世の前期の 16 ～ 15Ma の比較的短期間に堆積した堆積

試料の分析結果は、矢部層に相当する１箇所以外のすべ物で、逆断層で繰り返し露出していると考えている。

てで前期中新世の後期～中期中新世の前期の年代を示す

大深度温泉井の葉山層群の年代については、既述したことが報告された。

ように、逗子井では浮遊性有孔虫化石から、鐙摺層の年

上記の試料採集地点の層序については、各微化石研究

代は中期中新世、1480m のコア最下部の森戸層は前期中

論文では区分されておらず、蟹江・浅見（1995）が「葉新世の年代が推定される。茅ヶ崎井において、鐙摺層は山層」として一括しており、矢部層を「葉山層」から分離・独立させている。筆者等の層序でいえば、池上 1 丁
目の葉山層群は三梨・矢崎（1968）の衣笠層、江藤ほか

6. まとめ（1998）の衣笠層（オリストストローム）に相当する。

神奈川県中・東部地域の非火山地域で掘削された 24

その他の地点については、石灰質ナンノ化石分析の 2 地

箇所の大深度温泉井等の地質資料（小沢・江藤、2005）

点は鐙摺層（葉山町葉山トンネル北側）と大山層（横須から、葉山層群および高麗山層群の出現する温泉井を再

賀市山中町）に、放散虫化石分析の 4 地点は鐙摺層（葉検討し、葉山層群の陸域の資料と併せて地質構造を検討

山町葉山トンネル北側）、大山層（逗子市森戸側沿い）、した。その結果は以下のとおりである。

矢部層 2 試料（横須賀市久里浜）に相当する。鐙摺層と（1） 葉山隆起帯の北側に位置する６箇所の大深度温泉

大山層に相当する箇所の年代の結果は、筆者ら（江藤ほ

井の葉山層群の地下深度に大きな食い違いが認められか、1987）と全く同じであり、衣笠層に相当する池上試る。この深度の違いは、同層群の層序が繰り返している料の年代は筆者等より年代範囲がやや大きくなっていためであると考えられる。

る。蟹江・浅見（1995）は葉山層群森戸層の微化石分析（2） 陸域の地質資料を伴う逗子井および藤沢井を通る

結果は示していないが、底生および浮遊性有孔虫化石に

2 地域の南北地質断面を検討し推定される地質構造を考よる Kurihara(1971)、放散虫および珪質鞭毛藻類化石に察した。向斜の場合は、逗子井および藤沢井のそれぞれ

よる Ling and Kurihara(1972) および珪藻化石による沢村

南北方向における向斜の幾何学的形態が大きく異なるこ（1973）の結果を引用して、森戸層の年代も前期中新世とから、その形成機構上、合理的でなく、上記の層序のの後期～中期中新世の前期としている。しかし、森戸層

繰り返しは逆断層によると判断した（図 5）。この逆断の年代を Kurihara (1971) は下部中新統、沢村（1973）は層は三浦層群に覆われて伏在し、三浦層群堆積前の形成

中新世前期としており、中部中新統または中新世中期によるものと考えられる。

にわたるとは記述していない。Ling and Kurihara(1972)（3） 逗子井を通る南北地質断面を精細に作成・検討しは森戸層、大山層と衣笠層の年代を early to early middle

た結果、伏在逆断層の存在が推定される。この伏在逆断

Miocene と記述しており、森戸層を前期中新世の後期と層を便宜的に 1 つの逆断層によるものと仮定し、断層面は限定していない。

の傾斜角を垂直とした場合、逆断層の見掛けの層厚落差

上述のように葉山層群の層序区分および森戸層の年代は約 1990m、見掛けの垂直落差は約 2810m となる。断については、本論文や江藤ほか（1987；1998）は蟹江・層面の走向は西北西 - 東南東で、おおよそ N80°W と推浅見（1995）、蟹江（1999）とは見解が異なり、逆断層定される。この走向で計算すると、逆断層の層厚落差はで繰り返す層序単元・規模および様式も異なることにな

約 1960m、垂直落差は約 2770m と算定される。

る。他方、蟹江（1999）は横須賀市平作の崩壊した産状

しかし、上記の層序の繰り返しは、より小規模の並行を示す枕状玄武岩（木村ほか、1976；蟹江、1985；蟹江する複数の逆断層による可能性が高い。その場合、上記

ほか、1987）は、深海性地殻の上部をつくっていたソレの逆断層の示す層厚落差および垂直落差は、複数のそれ

アイト上の海山噴出物であるアルカリ玄武岩が崩壊・ブぞれの変位量の積算を示すことになる（図 6）。

ロック化し、太平洋プレートにのって本州方面へ移動（4） この逆断層は逗子井下南側付近から藤沢市江の島

し、
前期～中期中新世（16.4 ～ 14.8Ma）の葉山層（層群）

井の北方を通り、平塚 3 号井と平塚 6 号井の間に連続すに付加したと解釈した。

る可能性がある（図 1）。

葉山層群が付加体として形成されたとした場合、その（5） 陸域の葉山層群の層序の繰り返しが少なくとも 2

形成時期は三浦層群堆積前と判断される。逆断層の走向箇所で認められること、葉山隆起帯北列北方の地下の葉は東西ないし西北西 − 東南東であることから、北から山層群内に伏在逆断層が複数推定されることから、葉山南側への衝上とみなされ、当時のプレートの移動方向は

層群は付加体の地質構造をもつと考えられる。

概ね南側から北側への進行であったと考えられる。これ
らは葉山層群の堆積過程および地質構造形成過程との関謝辞

係、同層群に含有する超塩基性岩体・玄武岩塊・安山岩

本稿をまとめるにあたり、神奈川県温泉地学研究所の塊の起源・年代・配置様式との関係、近隣の同年代の高元所長の長瀬和雄博士ならびに所員の方々に種々ご協力

麗山層群、丹沢山地（丹沢・愛川層群）および房総半島をいただいた。同所の小田原の保田層群などの堆積場やプレート変遷史における位置

編集上のご協力をいただいた。大嶋一精博士には逗子井

づけと共に検討する必要がある。

掘削資料の問題点および解釈についてご教示をいただ

啓技師には一部の作図といた。小池敏夫横浜国立大学名誉教授には粗稿の段階で（1987）三浦半島中・北部の新生界の微化石生層序

校閲をお願いした。筑波大学の小川勇二郎教授は葉山層

年代と古環境，横浜国立大学教育学部理科紀要 ( 第群の付加体の検討でご教示いただいた。三梨

２類 )，
（34）
、41-57．

昂博士は大深度掘削井の資料についてご教示いただいた。以上の方々に感謝します。

江藤哲人・矢崎清貫・卜部厚志・磯部一洋（1998）横須
賀地域の地質，地域地質研究報告 ( ５万分の１地質
図幅 )，地質調査所，128p．

注 1：小沢ほか（1999）では、コアの岩相観察等に基
づいて、逗子井の三浦層群の下限深度は 900 ｍと 1000

神奈川県（2001）神奈川県地域活断層（三浦半島断層群）
調査報告書，108p．

ｍの間とし、
便宜的に深度 950 ｍとした。しかし、その後、蟹江康光（1985）三浦枕状溶岩 - 三浦半島最古の地層 -，電気検層図およびボーリング会社の地質柱状図資料を検横須賀の地質，横須賀市教育委員会，11-21．

討した大嶋一精博士から深度 900 ｍの地層（砂質シルト

蟹江康光（1999）三浦半島と東京湾・房総半島の新生界岩）を三浦層群逗子層とすることに疑問があることを指地質構造，神奈川博調査研報（自然），9，79-94．

摘いただいた。すなわち、深度 900 ｍのコアには採取ま

蟹江康光・藤岡換太郎・古賀和英・谷口英嗣（1987）三

たは整理・保管上の取り扱いに手違いがあったのではな

浦枕状溶岩およびその現状，横須賀市博研報（自然），いかと思われる。筆者らは同博士の指摘を受けて、資・（35），23-28．

試料を再検討し、810m から比抵抗値が高くなっている

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注 2：蟹江・堀内（1999）は逗子井の層序区分を石灰質ナノ化石に基づいて、次のように 4 つの化石帯（下位から I ～ IV 帯）を設定し、ナノ化石帯区分および層序対比をしている。
I 帯（深度 1600m ～ 1480m、時代不明ないし CN4 帯以前）、Ⅱ帯（深度 1300m ～ 1200m、CN4 帯）Ⅲ帯（深CN5 帯）Ⅳ帯（深度 900m ～ 100m 間、度 1100m ～ 970m、
CN9 帯）の区分で、I 帯およびⅡ帯を葉山層群、Ⅲ帯を矢部層、Ⅳ帯を三浦層群逗子層にそれぞれ対比した。

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