神奈川県中・東部地域の大深度温泉井の地質および地下地質構造小沢
清、江藤哲人

Geology of deep hot spring wells and underground geological structurein the central and eastern parts of Kanagawa Prefecture
byKiyoshi OZAWA and Tetsuto ETO
Abstract
Geology and underground geological structure were investigated for drilling samples and data from 26 deep
wells ; 24 wells with the depth more than 1000m and two wells less than 1000m in the central and eastern parts ofKanagawa Prefecture. The geological investigation is mainly based on the lithologic facies, resistivity logging
profiles and nannofossil chronology analyzed for the samples of 13 wells.
Some hot spring wells were reached the basements older than early Pliocene age at relatively shallower depth,
where those wells are located at the Alluvial plains adjacent to the Kobotoke mountains, eastern part of the Tanzawa
mountains and the Mount Koraisan that consist of consolidated or hard rocks (the basements) in the northwestern,western and southwestern parts of the investigated area. In the above regions, distribution of the undergroundbasements has been made clear partly. It is presumed that a great fault runs in the underground basements in Ebina
Region located at the southern central part of Kanagawa Prefecture, because there is a large difference in depth of theupper surface of the basements. The basements slope is considered to dip north forming a non-flat slope with somepresumable faults. The Nakatsu or Kazusa Group and its equivalents overlie directly on the basements without
distribution of the Miura Group in the wells near the southeastern margin of the Kobotoke mountains and eastern
margin of the Tanzawa mountains, and around the Mount Koraisan. The Miura Group overlies on the Hayama Groupas the basements in the Miura Peninsula. The upper surface of the underground Miura Group dips gently north tonortheast beneath the northern part of the Miura Peninsula and northward. The hot spring wells reached into theMiura Group at the depth of about 1100 〜 1300m beneath the sea level in the middle Yokohama area to the southern
Kawasaki area. However the wells in the northern Kawasaki area and the northern central part of Kanagawa
Prefecture did not reach into the Miura Group even when more than 1500m deep. Therefore it is considered that theupper surface of the underground Miura Group forms a terrace-like a wide and gently sloping plain beneath the
middle Yokohama area to the southern Kawasaki area.
From view point of hydrogeology, we can recognize two types of hot springs aquifers in the investigated area．
One is in the basements of the hot springs in the western regions of the investigated area. Another is in the Miura andKazusa Groups, especially the main aquifers are presumed to be in the Urago and Nojima Formations of the lower
Kazusa Group, which consist of sand and gravel layers, of the hot springs in the middle and southern parts of thecentral Kanagawa Prefecture and in Yokohama and Kawasaki regions

を進めている。小沢ほか（１９９９）では、３本の大深度温

温泉指向の高まりにより、神奈川県においても箱根・泉井について報告した。本報告は、その後に掘削された、湯河原地域以外の非火山性地域の平野部で、１９９０年以降

または資・試料を収集した２１本の温泉井（このうち、大深度温泉井（深度１０００m 以上）の掘削が急増してきた。

大深度温泉井は１９本）を追加し、（独）防災科学技術研

本県では、温泉保護対策に資する目的で地下深部での温究所の観測井２本の地質も参考にして、改めて県中・東泉の胚胎状況を把握するために、施主及び掘削事業者の部地域の地下地質について考察したものである。その結協力を得て地質資・試料の収集を行い、地下地質の解明

果、上総層群下部の砂礫岩層が主要な温泉帯水層である



神奈川県温泉地学研究所 〒２５０-００３
１ 小田原市入生田５８６
横浜国立大学教育人間科学部 〒２４０-８６０１ 横浜市保土ヶ谷区常盤台７９-２
論文，神奈川県温泉地学研究所報告，第３７巻， １５-３８， ２００５．



−１５−

鈴木（２００２）および神奈川県（２００３）に示されていることが分かった。
本調査地域を含めた関東平野の地下地質構造の本格的

上総層群相当層基底（三浦層群相当層上面）等の等深度な調査は、第２次大戦後、地下資源開発を目的として始線図と本論の結果とを比較、検討したところ幾分の相違

められ、多くの試錐や物理探査の実施により解明が試みが見られた（後述）。

られてきた。例えば、河井（１９６１）は、主に試錐資料を林（２００４b）は、関東山地周辺の中新統が中期中新世前基に上総層群の分布について検討し、とくに房総半島中期（およそ１５００万年前）の広域不整合を境にして下位の部で最も厚いこと、また、地質構造と天然ガス鉱床とのN．
８層と上位の post N．
８層に区別される（高橋、２００３、関係等を論じた。石井（１９６２）は主に物理探査データをN．
８層とは堆積年代が Blow（１９６９）による浮遊性有孔虫

基に関東平野北西部〜東部の基盤（先新第三系をいう。

化石帯の N．
８帯にほぼ収まることからつけられた便宜的

以下この章では同様である。）面の形状、深度分布や断層

名称で、その上位層に比し、変形構造が著しい）ことか

等の構造について論じ、基盤の深さが最深部で３０００m 以

ら、従来、地下の三浦層群およびその相当層として一括上であることを推定している。

されているものを N．
８層と上位の post N．
８層に細分する

福田ほか（１９７４）は、基盤に到達した多くの試錐の基必要があるとし、その分布を明らかにしている。これに盤深度について論じているが、本調査地域内の試錐はな

よれば、本地域においては、N．
８層は三浦半島中部の葉い。

山層群南列が該当するとされる（北列は先新第三系とさ

１９７０年代以降になると、国立防災科学技術センター

れている）ほかには地表にも地下にも分布しておらず、（現（独）防災科学技術研究所）による地震研究のため

先新第三系からなる基盤に重なる三浦層群相当層は、

の深度２
０００〜３
０００m 級の地殻活動観測井の掘削や諸機

post N．
８層から構成されるとしている。

関による物理探査等も実施されてきた。
鈴木（１９９６、２００２）は、それまでの多くの試錐や物理

探査等の資料を基に、関東平野全域の地下地質構造につ地下地質を把握するためには、地表地質との対比が必いてまとめている。そこでは、基盤の深度、三浦層群お要である。本地域の地表地質の層序学的研究は、今までよびその相当層や上総層群およびその相当層等の分布、に次のような多くの研究がなされてきた。

層厚等が明らかにされている。これによると、関東平野

本調査地域北西部の県央地域北部、津久井地域にかけの地下地質、基盤等の概況は次のとおりである。基盤のては、牧野（１９７３）、宇野沢（１９８４）、酒井（１９８７）等の上面は非常に凹凸に富み、基盤の凹地が、関東平野の北研究がある。

西部から利根川中流に沿い、埼玉県東部から南に向きを東部の三浦半島から横浜、川崎地域にかけては、小玉変え、本県東部に達した後、東方の房総半島中西部に続ほか（１９８０）、三梨・菊地（１９８２）、岡ほか（１９８４）、江藤いており、房総半島中西部が最深部になっている。本地（１９８６a）、江藤（１９８６b）、江藤ほか（１９８７）、高野（１９８７）、域では横浜南部付近で、深度３５００m 以上に達する。三浦高野（１９９４）、岡（１９９１）、蟹江ほか（１９９１）、蟹江（１９９９）、

層群およびその相当層は、ほとんどの地域で基盤の直上

江藤ほか（１９９８）、藤岡ほか（２００３）等の研究がある。

位に重なり、基盤の凹地を埋め立てるように堆積してい中央部の湘南〜県央地域南部にかけては、鈴木（１９３２）、るが、千葉県北部から茨城県中・西部にかけてはみられ成瀬（１９６０）、貝塚・森山（１９６８）、岡ほか（１９７９）、神奈

ない。本地域の横浜南部は関東平野でも三浦層群の層厚

川 県（１９８３）、Ito（１９８５）、伊 藤（１９９１）、岡（１９９１）等が最も厚い地域の一つで、約３０００m の層厚があるとされの研究がある。

る。上総層群およびその相当層は、三浦層群の上位に重南西部の大磯丘陵高麗山周辺にかけては、大塚（１９２９、なり、ほぼ関東平野全域に分布し、その層厚は東京湾北

１９３０）、立岩ほか（１９５４）、小島（１９５４）、石黒（１９７４）、部から房総半島北部にかけて最も厚く、約２０００m 以上に、

茨 木（１９７８）、木 村・藤 岡（１９８１）、Ito（１９８６）、矢 野また、川崎中・南部では、約１５００m 以上に及ぶとされる。

（１９８６）、岡（１９９１）等の研究がある。

神奈川県（２００３）は地震波探査による地下構造調査を

岡（１９９１）の研究は、本調査地域を含む関東地方南西実施し、３次元地下構造モデルを示し、地質との関係を部の中・上部更新統の地質について、論じたものである。

述べている。そのモデルでは地層は６層に分けられ、上細部になると、研究者により、見解が異なるところもあ位から第１層は上総層群相当層、第２〜４層は三浦層群る。神奈川県は、土地分類基本調査の一環として、１
９８６相当層、第５〜６層は先新第三系および相当層とされて〜１
９９１年にかけて、全県の表層地質図
（１/５
０，
０００）
を作成

いる。

した。本研究の調査地域全域ではないが、かなりの部分−１６−

をカバーする広域地質図として、地質調査所（１９８７）

し北東方向に向かって、葉山層群の上位に順次下位から

（１/２
００，
０００）、鈴木ほか（１９９５）（１/１
００，０００）がある。

三浦層群逗子層および後期鮮新世の池子層、後期鮮新世

県中・東部地域の地層層序は、おおむね表１のように〜前期更新世の上総層群、中期更新世の相模層群、後期更新世の新期段丘堆積層が分布する。

まとめられている。

三浦半島の南部には、中期中新世後期〜前期鮮新世の

これまでの調査研究に基づけば、各地域の地層分布の

三浦層群三崎層および初声層、上総層群、相模層群が分概要は次のとおりである。
沖積層は、最も新しい地層で現在の河川に沿った低地布する。
湘南・県央地域南部の座間丘陵や相模原台地等の大部等の最表層に分布する。以下の記載では省略する。
本調査地域の北西部〜西部には、小仏山地を構成する分の地表は、上位から新期段丘堆積層、相模層群等の新本県で最も古い地層である白亜紀の小仏層群と古第三紀しい地層に覆われ、これより下位の地層は見られないが、の相模湖層群、丹沢山地を構成する前期中新世後期〜後

多くの試錐によりそれらの下位に上総層群の存在が知ら期中新世の丹沢層群と後期中新世の愛川層群、後期鮮新れている。

世の中津層群が分布する。
南西部には、大磯丘陵高麗山を構成する前期中新世後

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期〜中期中新世の高麗山層群、後期中新世の大磯層が分

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布する。

本研究に用いた資・試料を収集した大深度温泉井等の三浦半島中部には、前期中新世後期〜中期中新世の葉位置、掘削深度等は、図１および表２に示した。
岩相については、温泉井が掘削された際に得られたコ山層群がほぼ東西に二列帯状に分布し、両列の間に後期

アやカッティングスの観察のほか、比抵抗検層図、掘削

中新世〜前期鮮新世の三浦層群逗子層が分布する。
三浦半島北部から横浜、川崎地域にかけては、北ない

事業者作成の地質柱状図を参考に総合的に判断した。

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カッティングスの採取は、１０m 毎である。なお、掘削事

代を総合的に判断し、地表地質との対比を試みた。

業者の倒産等の事情により、地質試料が入手できなかっ本調査地域の総合的な地層の記載については、以下のた温泉井もある。著者作成の地質柱状図および比抵抗検

文献に詳しくまとめられているので、この岩相、分布等

層図を図２に示す。なお、比抵抗検層図は元図から比抵の記載に基づいて地表地質と地下地質との対比を行った。
本調査地域北西部の先新第三系の小仏層群と相模湖層抗値を読取り、簡略化して作成した。
石灰質ナンノ化石の分析試料については、カッティン

群については、酒井（１９８７）を参照した。



グスには深度の後に を付して、コアと区別した。石灰

湘南〜県央地域の中津層群、相模層群、新期段丘堆積

質ナンノ化石分析結果の詳細については、小沢・堀内

層、沖積層については、貝塚・森山（１９６８）、岡ほか（１９７９）、（２００５）を参照されたい。石灰質ナンノ化石帯は Okada

神奈川県（１９８３）、Ito（１９８５）、伊藤（１９９１）、岡（１９９１）

and Bukry（１９８０）に基づく。

を参照した。

地層区分については、岩相および石灰質ナンノ化石年

大磯丘陵高麗山周辺の高麗山層群については、木村・
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上総層群：最下部に基底礫層があり、主部は固結度の藤岡（１９８１）、Ito（１９８６）を参照した。
三浦半島から横浜・川崎地域にかけての葉山層群、三低い砂岩、泥岩を主体として礫岩および凝灰岩等を挟む。
相模層群：礫、砂、泥および凝灰岩等からなる。

浦層群、上総層群、相模層群、新期段丘堆積層、沖積層については、小玉ほか（１９８０）、三梨・菊地（１９８２）、岡新期段丘堆積層：礫、砂および泥等からなる。
地表での試料による各層群の石灰質ナンノ化石年代は、ほか（１９８４）、岡（１９９１）、高野（１９９４）、江藤ほか（１９９８）

Ito（１９８６）、江藤（１９８７）、蟹江ほか（１９９１）、岡田（１９９５）、を参照した。
なお、上記のそれぞれの地層の層相の概要は次のとお

藤岡ほか（２００３）、小沢・堀内（２００５）によると、高麗山層群は CN３〜５、葉山層群は CN３〜６、三浦層群三崎層りである。
小仏層群：下部層は主に砂岩、砂岩泥岩互層からなり、〜初声層は CN５b ？〜１０c、三浦層群逗子層は CN８？〜

礫岩、泥岩および酸性凝灰岩等を挟み、塩基性火山岩の１１、池子層は CN１１〜１２、上総層群浦郷層〜野島層〜大異地性岩塊を含む。上部層は主に泥岩からなり、砂岩泥船層は CN１２〜１３b、小柴層は CN１３b 〜１
４a に相当する。

岩互層や砂岩を伴い、チャートや塩基性火山岩の異地性

岩塊を含み、全体に強く千枚岩化を受けている。
相模湖層群：下部層は主に砂岩および砂岩泥岩互層か
本井の岩相区分に用いた資料は、深度１００m 毎のコア、らなり、礫岩および泥岩を伴う。上部層は主に泥岩からなり、その一部は千枚岩質である。砂岩、砂岩泥岩互層、掘削事業者作成の地質柱状図である。
深度１００m のコアは細〜小礫混じり泥岩である。２００、

塩基性火山岩等を伴う。
丹沢層群：海成の凝灰岩、火山礫凝灰岩および凝灰角

３００m のコアは茶灰色火山礫凝灰岩、４００、５００m のコア

礫岩等の火砕岩類を主とし、最上部は泥岩、砂岩およびは凝灰質細〜小亜角礫混じり泥岩、６００、７００、８００m のコ礫岩等の砕屑岩類からなる。

アは硬質泥岩、９００、１０００、１１００、１２００、１３００、１４００、１５００、

愛川層群：下部〜中部層にかけては火砕岩類を主とし、上部層では礫岩および砂岩が卓越する。

１６００m のコアは茶灰色〜黒灰色火山礫凝灰岩である。なお１０００m には脈が多く認められる。

高麗山層群：下部はデイサイト質凝灰岩を伴った珪質掘削事業者作成の地質柱状図によると、深度０〜２０m

泥岩、凝灰質泥岩および凝灰質砂岩等で構成され、上部は細〜中粒砂、２０〜３０m は砂泥互層、３０〜５
６m は砂礫、層は火山礫凝灰岩、デイサイト質凝灰岩を主とする。

５６〜１２７m は粘土を挟む砂礫、１２７〜１６０m は砂泥互層、大磯層：凝灰質砂岩、凝灰質泥岩および砂岩泥岩互層

１６０〜１７８m は砂質泥岩である。１７８m 以深では凝灰質泥を主とし、軽石およびスコリア凝灰岩、火山礫凝灰岩等岩等の記載がされ、８３５m を境に上部は主に泥岩、下部はを挟む。

主に凝灰角礫岩の記載である。コアと掘削事業者作成の葉山層群：下部から暗灰色硬質泥岩（森戸層）、灰色

地質柱状図の記載から、深度１
７８〜３
５０m
（±）
は茶灰色火

〜黄褐色砂岩優勢暗灰色硬質泥岩互層（鐙摺層）、灰色〜

山礫凝灰岩、３５０m
（±）
〜５５０m
（±）
は凝灰質細〜小亜角

黄灰色砂岩（大山層）、大小岩塊の混在した灰色〜黄灰色

礫 混 じ り 泥 岩、５５０m（±）
〜８３５m は 硬 質 泥 岩、８３５〜

泥岩（衣笠層）、および凝灰質砂岩や石英安山岩質凝灰岩

１６００m は茶灰〜黒灰色火山礫凝灰岩と考えられる。

（矢部層）からなる。

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三浦層群三崎層：泥岩と凝灰質砂岩ないし凝灰岩の互層を主とする。

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深度１００m では CN１３b、５００m では CN３〜５、７００m では CN３〜４、８００m では CN３〜５である。１
３００、１５００、

三浦層群初声層：スコリア質および軽石質の粗粒砂岩

１６００m では稀産または未産出で年代不明である。
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を主とし、凝灰質砂質泥岩を挟む。
三浦層群逗子層：基底部は凝灰質粗粒砂岩ないし礫岩、

本井は相模湾に面した砂丘上に位置することから、深主部は泥岩を主体として固結度の低い砂岩や凝灰岩の薄度０〜２０m の細〜中粒砂層を砂丘堆積物とする。２
０〜

層を挟む。

１２７m は砂礫層を主とする地層であることから相模層群

三浦層群池子層：下部は凝灰質粗粒砂岩、中〜上部は凝灰質泥岩優勢の火砕岩との互層からなる。

と考えられる。１００m の石灰質ナンノ化石年代が CN１３bであることから１
２７m 以深とされる砂泥互層は上総層群

中津層群：最下部は貝化石を多数含んだ礫岩、中〜上相当層の可能性が高い（大磯丘陵東部では、この年代に部は軟質泥岩、未凝固砂岩および砂岩泥岩互層を主とし、相当する地層は地表では知られていない）。しか し、上部には軽石やスコリアが含まれる。

１００m 以浅に相模層群と上総層群との境界を認定するこ

−２０−

−２１−

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と は 岩 相 上 困 難 で あ っ た こ と か ら、こ こ で は、２０〜

カッティングス、比抵抗検層図（深度６００〜１５００m）、

１７８m は一括して上位から相模層群および上総層群相当

掘削事業者作成の地質柱状図である。

層に対比する。１
７８〜１６００m は火山礫凝灰岩および硬質

深度０〜１３５m は泥層を挟む砂礫層、１３５〜１６５m は発泥岩等からなるので、本井の近くで、類似した岩相と石泡の良い極粗粒〜細礫スコリアで、下部は少し泥質であ灰質ナンノ化石年代 CN３〜５を示す高麗山層群と考えらる。１６５ 〜２６０m は礫層を挟む泥岩、２６０〜５７５m は薄汚れる。

れた感じの淘汰の悪い砂岩で、少し泥岩を挟む。５７５〜
１０６０m は淘汰の悪い砂岩・細粒砂岩と泥岩の互層、１０６０ 〜１５００m は灰黒色〜帯緑濃灰色硬質泥岩で、濃灰色細粒

砂岩を挟む。１５００m のコアは濃灰色硬質泥岩である。

本 井 の 岩 相 区 分 に 用 い た 資 料 は、コ ア（深 度９００、

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深度２４０m では CN１３b、３００mでは CN３〜５である。

１２００m）、カ ッ テ ィ ン グ ス、比 抵 抗 検 層 図（深 度５０〜

１３００m）、掘削事業者作成の地質柱状図である。
深度０〜１０m は粗粒砂〜細礫、１０〜５０m は細粒砂、

本井は HR４号の北北西方約２km の相模川右岸の沖積

５０〜７４m は細礫〜小礫まじり砂質泥で、貝殻片を含む。

低地に位置し、HR３号と同様に上位から沖積層、相模層

７４〜１０６m は玉石混じり砂礫、１０６〜１７０m は極粗粒砂群、上総層群とが見られる。

層を挟む泥で、１
３
０〜１４０m に植物片を多量に含む。１
７０

深度０〜２６０m は砂礫、極粗粒スコリア、泥岩等から〜２４６m は細〜小礫層を挟む泥質細粒砂岩、２４６〜３１５mなる。２４０mでは石灰質ナンノ化石年代が CN１
３b であるは良く発泡した極粗粒〜細礫スコリアで、下部の２８５〜ので上総層群の可能性が高い。それぞれの層群の境界を

３１５m に泥岩、砂、細礫が多くまじる。３１５〜４６２m は砂認定することが困難であることから、ここでは、一括し質泥岩で、多少細粒砂、スコリアがまじる。４６２〜７
２５mて上位から沖積層、相模層群および上総層群に対比する。

は濃灰色の硬質泥岩と凝灰質細粒砂岩からなり、淡茶白

２６０m 〜１
５００m は灰色〜濃灰色〜暗灰色の砂岩、泥岩、砂色凝灰岩を挟む。７２５〜１３０１m は茶褐色火山礫凝灰岩と岩 泥 岩 互 層 か ら な り、火 山 礫 凝 灰 岩 は 見 ら れ な い。

暗灰色硬質泥岩ないし茶褐色凝灰質細粒砂岩との互層で３００mの石灰質ナンノ化石年代は CN３〜５である。これある。９００m のコアは暗灰色硬質泥岩、１２００m のコアはらのことから、類似した岩相と年代を示す葉山層群に対火山礫凝灰岩である。

比する。岩相および層位学的位置から順次上位より２６０


〜５７５m は葉山層群大山層、５７５〜１０６０m は葉山層群鐙摺




深度２
７０m では未産出、４４０m では CN１
３b 以降、
４８０m

層、１
０６０〜１５００m は葉山層群森戸層と考えられる。

では CN３〜５a、９００m では CN３〜４である。
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本井は相模川右岸の沖積低地に位置し、付近では上位

から沖積層、相模層群、上総層群が見られることまでは本井の岩相区分に用いた資料は、カッティングス、比既存調査資料で知られている（例えば、神奈川県１９８３、

抵抗検層図（深度６
００〜１５００m）、掘削事業者作成の地

岡ほか１９９１）。深度０〜４６２m は泥、砂、礫、極粗粒ス

質柱状図である。

コリア、泥岩等からなり、４４０m ではその石灰質ナンノ

深度０〜２２０m は砂礫で、泥、軽石を含む。２２０〜２７０m

化石年代が CN１３b 以降であるので上総層群の可能性が

は泥質砂、２７０〜３
３５m は灰色のやや石灰質砂質泥岩で、高い。それぞれの層群の境界を認定することは困難で

下部（３１５〜３３５m）に礫、火砕物を含む。３３５〜５０５mあったことから、ここでは、一括して上位から沖積層、は灰色のやや珪質な砂質泥岩で、３６５〜３
９５m に砂岩を挟

相模層群および上総層群に対比する。４６２〜１３０１m はむ。５０５〜６９５m は石灰質の灰色砂岩優勢泥岩互層であHR４号と同様に硬質泥岩および火山礫凝灰岩からなり、り、白色の炭酸塩が含まれる部分もある。６
９５〜９
７０m は

石灰質ナンノ化石年代も深度４８０m は CN３〜５a、９００m

暗灰色硬質泥岩と淘汰の悪い灰色砂岩の互層、９７０〜

は CN３〜４であるので、高麗山層群と考えられる。

１１７６m は 暗 灰 色 硬 質 泥 岩 で、砂 岩 層 を 挟 む。１
１７６〜
１５００m は淘汰の悪い灰色凝灰質砂岩と暗灰色硬質泥岩の
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互層（砂岩優勢）である。

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本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度１５００m）、

−２２−



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深度３
５０m では CN３〜４、３６０mでは CN３〜４である。

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されているが、検層図によると１２１５m 以深は比抵抗値が本井は相模川左岸の沖積低地に位置するので、表層に大幅に低いことから礫岩層の下底は１２１５m と考えられる。
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近い浅部は、HR３号、HR６号と同様と考えられる。



深度０〜３
３５m は、一括して上位から沖積層、相模層

深度３００m では CN１２以降（≒１３a ？）、５００m では CN１２

群および上総層群に対比する。３３５m 以深はやや珪質な以降（≒１３a ？）、１３００m では CN１１b 以降（≒１
２）であ





泥岩、砂岩からなること、３
５０ 、３６０ m の石灰質ナンノる。

化石年代がいずれも CN３〜４を示すことから、葉山層群



とする。葉山層群鐙摺層は一般には暗灰色硬質泥岩と砂本井は、三梨・菊地（１９８２）によると、柏尾川沿いの岩の互層であるが、石灰質の部分もあることから、３３５m

下末吉台地を切下げたと思われる所に位置する。１３００m〜９７０m を鐙摺層に対比できると考える。岩相と層序かのコアは岩質から三浦層群池子層と考えられ、石灰質ナ

ら９７０〜１
１７６m は葉山層群森戸層と判断した。１
１７６〜

ンノ化石年代も矛盾しない。また、３００、３８０、５００m のコ

１５００m は岩相から鐙摺層が繰り返していると考える。

アの岩相は上総層群小柴層に類似しているが、小柴層下部の石灰質ナンノ化石年代は江藤ほか（１９８７）では CN１３

〜１４a であるので矛盾しないが、藤岡ほか（２００３）によ

ると CN１３b であるので適合しない。さらに検討が必要

本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度５００、１０００、と考えている。１０００m 以浅については検層図もないため、

１５００m）、比抵抗検層図（深度１０００〜１５００m）、掘削事

地層区分の詳細な検討ができない。検層図のある１０００m

業者作成の地質柱状図である。

以深についてはコア、検層図、掘削事業者作成の地質柱

本井は掘削事業者作成の地質柱状図によれば、ほとん状図および石灰質ナンノ化石年代を検討すると、１２１５〜

ど泥岩と砂岩からなるが、５００、１０００m のコアの岩質と合１５０７m は三浦層群池子層に、９９０〜１２１５m の砂礫層は、わない点もあるので、ここでは、コアの岩相記載にとど

層位的に三浦層群池子層の上位の上総層群浦郷層、さらめる。５００m は灰白色細〜中粒砂岩、１０００m は灰白色淘にその上位の野島層と考えられる。

汰の悪い砂岩、１５００m は黒灰色中粒砂岩である。
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未分析。
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本井では地質試料が入手できなかったので、岩相区分

本井は江ノ島に位置する。神奈川県（１９８８）によると、
三浦層群池子層の分布域に位置するが、同層は同島のすは比抵抗検層図（深度３０〜１３００m）と掘削事業者作成の地質柱状図の記載をもとに判断した。

ぐ南西方で葉山層群大山層と薄い断層粘土を挟んで接す

深度０〜２０m は細粒砂、２０〜４
５m は泥、４５〜９０m はる。コアの岩相から、５００、１０００m は葉山層群大山層、

細 〜 中 粒 砂 と 泥 岩 の 互 層、９０〜１１５m は 泥 岩、１１５〜

１５００m は葉山層群大山層または葉山層群鐙摺層と判断さ２１０m は砂岩泥岩互層、２１０〜９７８m は細粒砂質泥岩、９７８れるので、三浦層群池子層と葉山層群大山層の境界は〜９８７m は含礫砂岩、９８７〜１１４５m は細粒砂質泥岩、１１４５

５００m 以浅にあると考えられる。

〜１１６４m は含礫砂岩、１１６４〜１
２２５m は細粒砂質泥岩、
１２２５〜１２８６m は泥岩を挟む礫岩層と考えられ、礫径は最

大径１０cm 以上との記載がある。１２８６〜１３００m は砂質泥

岩と考えられる。

本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度３００、３８０、



未分析。

５００、１２００、１３００m）、比抵抗検層図（深度１０００〜１
５００m）、

掘削事業者作成の地質柱状図である。
コアの岩質は、３００m、３８０m、５００m はともに泥質極細

本井は、YH７７号の北東約２．
２km に位置する。三梨、粒砂岩、１２００m は大礫である。１３００m はやや堅い灰色凝菊地（１９８２）によると、表層は主に砂、泥からなる相模

灰質極細粒砂質泥岩優勢泥質細粒砂岩互層であり、最下層群倉田層の分布域である。倉田層の下位には泥からな部に約１cm の厚さの軽石層がほぼ水平に挟まれている。

る相模層群屏風ヶ浦層が、その下位には時に砂泥互層を掘削事業者作成の地質柱状図では、１〜９９０m は泥岩、はさむ砂質泥岩からなる上総層群中里層が位置するとさ

９９０〜１２５５m は礫岩、１２５５〜１５０７m は細粒砂岩と記載れる。資料が検層図と掘削事業者作成の地質柱状図だけ

−２３−

−２４−

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のため、詳細な検討はできないが、YH７７号との対比を
本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度５０２、１００２、

試みた。深度１２２５〜１
２８６m の礫岩層が YH７７号の９９０〜１２１５m の砂礫層の下部に対比されると考えられる。

１５０２m、いずれもカッティングス状である）、比抵抗検層

この対比から、１２２５〜１２８６m の礫岩層が上総層群浦郷層

図（深度１
０〜１
５００m）、掘削事業者作成の地質柱状図でと判断する。また、０〜１
２２５m は上位から相模層群およある。カッティングスは入手できなかった。

び上総層群、１
２８６〜１３００の泥岩は三浦層群池子層と考

深度０〜１６m はローム、１６〜５８m は砂礫、５８〜１２９m

えられる。なお、１２８６〜１３００m の泥岩は１２２５m 以深の礫は砂岩を挟む泥岩、１２９〜１８０m は砂岩泥岩互層、１８０〜

岩層中の挟みで、礫岩層が１３００m 以深にも続く可能性は

２４５m は砂岩を挟む泥岩、２４５〜２７２m は砂泥互層、２７２ある。この場合は、孔底まで浦郷層になる。

〜５１０m は砂岩を挟む泥岩、５０２m のコアは細粒砂質泥岩
で あ る。 ５１０〜５
７０m は 砂 礫 岩 泥 岩 互 層、５７０〜７４５m

 

は砂岩泥岩互層、７４５〜８７０m は砂質泥岩、８７０〜９０４m



は泥質砂礫岩、９０４〜１１１７m は砂質泥岩、１００２m のコア

本井の岩相区分に用いた資料は、カッティングス、比は凝灰質泥質極細粒砂岩である。１１１７〜１１５７m は泥岩、抵抗検層図（深度８００〜１５００m）、掘削事業者作成の地

１１５７〜１１９４m は砂岩を挟む砂質泥岩、１１９４〜１２４８m は質柱状図である。

泥岩砂礫岩互層、１２４８〜１５００m は泥岩である。１５０２m の

深度０〜２
５m はローム、２
５〜３１５m は細粒砂質泥岩、コアは泥質細粒砂岩である。

３１５〜４９５m は泥岩を挟む泥質細粒砂岩、４９５〜７６５m は



所々に砂層を挟む泥岩、７６５〜９
４０m は凝灰質泥岩砂岩互

深 度５０２m で は CN１３b 〜１４a、１００２m で は CN１１b 以 降

層、９４０〜１
０００m は凝灰質泥岩、１０００〜１
１
７０m は凝灰質（≒１２a）、１５０２m では CN１１b 以降（≒１２）である。

泥岩砂岩互層で、１１０５〜１１２０m および１１６０m 付近には炭これについては、小沢、堀内（２００５）で述べられてい酸塩堆積物を挟在する。１１７０〜１２１５m は泥岩、１
２１５〜

る よ う に、１００２m の 試 料 の 石 灰 質 ナ ン ノ 化 石 群 集 が

１２７０m は砂礫岩、１２７０〜１
５００m は細粒砂質泥岩で、１２７０

CN１２a 亜帯を示すのに対して、下位にあたる１
５０２m の試〜１４１０m には粗粒砂が混じる。

料の群集は CN１
２帯上部の可能性が考えられる。このことは、掘削時に上位から試料が落ち込んだことあるいは




深度９
５０m では CN１２、１１９０m では CN１
２a、１３
５０m で

二次堆積の影響の両者を考慮しても、群集から判断するは CN１２a である。

と 両 者 の い ず れ と も 考 え 難 い。そ の た め、１００２m と

１５０２m の試料は整理保管時に試料と深度記載が入れ替

本井は、岡ほか（１９７９）によるとローム層の下に上総層群が分布する多摩丘陵に位置する。また、本井の東方わった可能性が高いと考えられる。


約２．
２km に（独）防災科学技術研究所横浜地殻活動観測

本井は、岡ほか（１９７９）によると新期段丘面上に、ま井（以後、BY という。）がある。鈴木・小村（１９９９）にた、YH７３号の西方約２．
４km に位置する。YH７３号および

よると、BY では、０〜１
０m が下総層群（本調査地域でBY との対比を行い、地層区分を行った。深度１１９４〜は一般に相模層群と呼ばれる。）、１０〜１３７０m が上総層群、

１２４８m の砂礫岩層が YH７３号の１２１５〜１２７０m の砂礫岩

１３７０〜２０４５m（孔底）が三浦層群とされている。本井とに、BY の１３１０〜１３７０m の砂礫岩に対比されると考える。

BY との対比では、本井の１２１５〜１
２７０m の砂礫層が BY

これらのことから、０〜１６m は新期ローム層、１６〜５８m

の１
３１０〜１
３７０m の上総層群の基底礫層に対比できるとは新期段丘堆積層および相模層群、５８〜１
１９４m は上総層考えられる。これらのことから、０〜２
５m はローム層、群、１１９４〜１２４８m は上総層群浦郷層、１２４８〜１５０２m は

２５〜１２１５m は上総層群、１２１５〜１
２７０m は上総層群浦郷

三浦層群池子層と考えられる。石灰質ナンノ化石年代は、層、１２７０〜１５００m は三浦層群池子層と考えられる。石灰

上述のように１００２m と１５０２m のコア試料が入れ替わっ

質ナンノ化石年代も矛盾しない。

ていると考えれば、矛盾しない。

なお、林ほか（２００４a）は BY の上総層群と三浦層群の境界を１８００m に改定したが、本論では１３７０m を支持した



い。これについては ３．２
５ で改めて述べる。

本井の地質については篠原ほか（２００５）に詳しく論じられているので、地層区分について引用する。

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深度０〜３０m は沖積層、３０〜３
４０m は最上部がシルト−２５−   !"#$%&

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−２６−

混じりの砂礫層、上部がシルト層、中部から下部にかけは野島層、１０５５〜１
１０２m は浦郷層、１１０２〜１３００m は三ては砂層とシルト層との互層からなり、上総層群鶴川層

浦層群池子層と考えられる。石灰質ナンノ化石年代も矛（岡ほか、１９８４）と、３４０〜７３０m はシルト岩を主とし、盾しない。

砂層を薄く挟み、大船層と、７３０〜１１２０m は上部は礫混
じり砂質シルト、中部は砂質シルトもしくはシルトと砂

の互層、下部は礫およびスコリアやパミスを含むシルト



本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度５
１５、１０１５、と砂の互層からなり、上総層群野島層と、１１２０〜１１８０m
は凝灰質砂層および礫層が優勢な地層からなり、上総層

１４４２m）、カ ッ テ ィ ン グ ス、比 抵 抗 検 層 図（深 度２５〜

群最下部の浦郷層と、１１８０〜１５００m は上部から下部にか

１５００m）、掘削事業者作成の地質柱状図である。

けて、凝灰質で礫混じりのシルトを主体として砂を薄く

深度０〜２０m は盛土および細粒砂質ローム、２０〜５２m

挟む互層からなり、三浦層群池子層とされている。なお、は木片を多量に含む粗粒砂と細砂の互層、５
２〜２
７０m は

本論の地質柱状図では、シルトは泥として記載した。

細粒砂質泥岩を挟む極粗粒砂岩、２７０〜３
３６m は粗粒砂岩
を挟む細粒砂質泥岩で、２８０〜３００m に貝化石片を多く含 む。３３６〜４４５m は一部凝灰質な細粒砂質泥岩と細粒砂

岩の互層、４４５〜５
２０m は一部凝灰質な泥質極細粒砂岩で本井の岩相区分に用いた資料は、カッティングス、比あ る。５１５m の コ ア は 泥 質 極 細 粒 砂 岩 で あ る。５２０〜

抵抗検層図（深度５０〜１３００m）、掘削事業者作成の地質

５６５m は石灰質泥岩であり、白色の炭酸塩が含まれる部

柱状図である。

分もある。５６５〜５８２m は粗粒砂を含む細粒砂質泥岩、

深度０〜１０m は泥土、１
０〜３０m は中〜細粒砂、３
０〜

５８２〜６
０８m は極細粒砂質泥岩、６０８〜６９４m は粗粒砂を

５０m は礫、５０〜９２m は泥質細〜中粒砂岩と泥岩の互層、挟む細粒砂質泥岩、６９４〜７５５m は極細粒砂質泥岩、７５５

９２〜１２４m は細粒砂質泥岩、１２４〜１９０m は泥岩を挟む〜８
３２m は泥岩を挟む極粗粒砂岩、８３２〜９９５m は中〜粗細粒砂岩、１９０〜３
２０m は泥岩と細〜中粒砂岩の薄層の互粒砂岩を挟む極細粒砂質泥岩、９９５〜１１８８m は極細粒砂層、３２０〜３
６５m は凝灰質極細粒砂質泥岩、３６５m 〜４１０m

質泥岩を挟む中粒砂〜細礫岩である。１０１５m のコアは半は石灰質泥岩であり、白色の炭酸塩が含まれる部分もあ

固結の泥質細〜中粒砂岩である。１１８８〜１
２８７m は泥質る。４１０〜８０５m は砂岩層を挟む極細粒砂質泥岩、８０５〜中〜粗粒砂岩、１２８７〜１３９４m は中〜細粒砂を挟む凝灰質８５０m は凝灰質細粒砂質泥岩、８５０〜８６０m は砂礫岩、８６０

極細粒砂質泥岩、１３９４〜１
４２２m は極粗〜粗粒砂質泥岩、〜１０５５m は砂岩を挟む凝灰質極細粒砂質泥岩、１０５５〜

１４２２〜１４７４m は泥質細〜極粗粒砂岩である。１４４２m のコ

１１０２m は砂礫岩、１１０２〜１３００m は凝灰質細粒砂質泥岩

アは半固結の黄灰色泥質細〜中粒砂岩である。１
４７４〜

である。

１５００m は極粗粒砂質泥岩である。

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深度８４０m では CN１２、９００m では CN１
２、１１２０m では

深度５１５m では CN１
２〜１３a、１０１５m では稀産のため年CN１２a である。

代不明、１４４２m では CN１２a である。





本井は、YH７８号の北北東約２．
２km の沖積低地上に位

本井は、岡ほか（１９８４）によると溝の口向斜に近い下置する。岡ほか（１９８４）によると、
本井の北西方向約１．
５

末吉台地上に位置し、台地の基部には上総層群高津層がkm にある下末吉台地の基部には上総層群王禅寺層が見みられ、岩相は泥がち砂岩・泥岩互層としている。高野られ、王禅寺層は一般的には泥がち砂岩・泥岩互層で、（１９９４）によると新期段丘面上に位置し、台地の基部に層厚は鶴見川下流域で約３３m とされる。王禅寺層の下上総層群はみられないが、周辺に上総層群高津層が分布

位には鶴川層が位置するとされる。沖積埋没谷は王禅寺するとされることから新期段丘堆積層の下位に高津層が層を削り込んでいると思われ、その深さは本井の付近で分布することは想定される。したがって、深度０〜２
０m

標高約−３
５m（地表から３９m）とされる。しかし、本井は盛土および下末吉層または新期段丘堆積層、２０m 以深では深度５０m に礫と砂岩泥岩互層の境界があるので、深は、１４４２m のコアの岩質から判断して、１５００m の孔底ま度５０m の礫層の下底を埋没谷の基底と考える。YH７８号

で上総層群と考えられる。石灰質ナンノ化石年代も矛盾との対比を行うと、深度０〜５０m は沖積層、５０〜３２０mしない。

は上総層群鶴川層、３２０〜８
０５m は大船層、８０５〜１０５５m

−２７−


 

下部は砂礫が多く含まれる。５００〜５５７m は上部がほと

んど火砕物から、下部が砂混じりの火砕物からなり、本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度５００、１０００、

５５７m 以深は砂質泥岩ないし極細粒砂岩であるので、堆

１５００m）、カッティングス、比抵抗検層図（深度１００〜積ユニットは連続すると考える。したがって、３８８〜

１５００m）、掘削事業者作成の地質柱状図である。

５００m の砂礫層は石灰質ナンノ化石年代を考慮すると上

深度０〜２
５m は泥質砂礫である。２５〜４５６m は砂質泥岩からなり、上部は凝灰質で、中〜下部には細粒砂層を総層群の基底砂礫層、５００〜１
００５m は三浦層群、１００５m
以深は岩相から相模湖層群と考えられる。

挟む。４５６〜８６３m は硬質黒色泥岩で、５００m のコアは硬質黒色泥岩で千枚岩化しており、また、破砕されている。

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８６３〜１５００m は硬質黒色泥岩と硬質砂岩の互層である。





本井では地質試料を入手できなかったので、以下の岩

１０００、１５００m のコアはともに硬質黒色泥岩で千枚岩化しており、また、破砕されている。

相区分は比抵抗検層図（深度３０〜１
５００m）と掘削事業



者作成の地質柱状図を基に行ったが、現地調査の際に深

度１４８０m のカッティングスと１５００m のコアを観察した。

未分析。

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カッティングスは多くは四万十系と思われる珪質岩の破本井は、岡ほか（１９７９）によると、相模川支流の小鮎川に沿った沖積低地に位置する。西方の近くの山地や台片であるが、少なからず、やや堅い灰色砂質泥岩が見られ、１５００m のコアは砂質泥岩であった。

地には、小仏層群（最近は、小仏層群から新しく分離さ

深度０〜１０m はローム、１０〜１１４m は砂礫、１１４〜３３５m

れた相模湖層群とされる；酒井（１９８７））、愛川層群、そは細〜粗粒砂岩、３３５m 〜６７０m は砂質泥岩、６７０〜９９０m

れらの上位に重なる中津層群が見られる。これらの岩相、は泥岩、９９０〜１１５５m は砂質泥岩、１１５５〜１
２７０m は泥岩、層序と対比して、深度０〜２５m は沖積層、２５〜４
５６m に

１２７０〜１４３０m は砂質泥岩、１４３０〜１
４５０m は礫岩、１４５０

おいては貝化石を含む礫層やパミスがみられないので、〜１
５００m は、砂質泥岩と考えられる。

同区間は中津層群清水層〜神沢層、４５６〜１
５００m は相模

湖層群と考えられる。

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未分析。
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本井は AT１７の南西約１．
３km の古期ロームの時代に形

成された座間丘陵（岡ほか、１９７９）上に位置することか

本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度１０１６、ら、表層は新期および古期ローム層、その下位に相模層

１２８８m）、カ ッ テ ィ ン グ ス、比 抵 抗 検 層 図（深 度５５〜

群の砂礫層等の存在が知られる。したがって、深度０〜

１２３２m）、掘削事業者作成の地質柱状図である。

１１４m は新期ロームおよび相模層群、１１４m 以深が上総層

深度０〜２５m はローム、２５〜１１０m は砂礫、１１０〜３８８m群と考えられる。入手はできなかったが、１
５００m のコア

は砂、礫を挟む泥岩、３８８〜５００m は砂質泥岩を挟む砂礫、は砂質泥岩で、検層図および掘削事業者作成の地質柱状５００〜５５７m は中〜粗粒砂混じりの発砲の少ない中〜粗図から判断して、少なくとも１４５０m 以深の砂質泥岩は相粒火砕物、５５７〜８
９５m は極細粒砂岩の薄層を挟在する砂模湖層群ではなく、三浦層群の可能性が高いと考えられ礫混じりで灰色のやや凝灰質な砂質泥岩、８９５〜１００５mる。

は灰色〜やや暗灰色の極細粒砂岩、１００５m 〜１３０１m は硬質砂岩と硬質黒色泥岩の互層からなる。

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

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本井の岩相区分に用いた資料は、カッティングス、比深度３６０m では CN１１b 〜１２a、６１０m では CN１
１b 〜１２a（≒ CN１２a）、８６０m で は CN１
１b 〜１２a（≒ CN１２a）で抵抗検層図（深度５
００〜１３００m）、掘削事業者作成の地ある。

質柱状図である。



深度０〜１
９m はローム層、１９〜６９m はローム混じり

本井は、岡ほか（１９７９）によると、新期段丘面上に位

砂礫、６９〜７０８m は凝灰質極細粒砂質泥岩、７０８〜７７０m

置するので、深度０〜１１０m は新期段丘堆積層および相は泥質細粒砂岩、７７０〜８５０m は凝灰質極細粒砂岩、８５０

模層群と判断される。１１０〜５００m までは、上部が泥岩で〜８９５m は発泡の良くない粗粒火砕物、８９５〜９３５m は粗

−２８−

−２９−

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粒凝灰質泥岩、９３５〜１０３０m は砂礫（９４５〜９６２m に泥層ある。１１３８〜１２８２m は砂礫と凝灰質泥質極細粒砂岩のを挟む）、１０３０〜１
３００m は極細粒砂質泥岩である。

互層、１２８２〜１
４００m は中〜極粗粒砂岩で細粒砂岩を挟む。





１４００m のコアは上部は半固結黄褐色泥質中粒砂岩、下部


深度９００m では CN１
１b 〜１２a（≒ CN１２a）、１３００m では細粒砂岩からなり、炭質物を挟み、同挟在物の傾斜は

は CN１１b 〜１２a（≒ CN１２a）である。

約１０°である。

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



本井は、岡ほか（１９７９）および岡（１９９１）によると、

深 度４７０m で は ≒ CN１２、１０００m で は CN１１b 〜１２、新期段丘面上に位置するので、深度０〜６９m は新期段丘

１３３０mでは≒ CN１
２、５００m および１
４００m では稀産出で堆積層および相模層群と判断される。９
３５〜１０３０m の砂年代不明である。

礫層の上位に位置する８９５〜９３５m の泥岩と下位に位置

する泥岩はともに、その石灰質ナンノ化石年代がほぼ

本井は、宇野沢（１９８４）によると新期段丘面上に位置

CN１２a を示すことから、９３５〜１
０３０m の砂礫層は上総層するので、深度０〜３７m は、新期段丘堆積層および相模群の基底砂礫岩、１０３０m 以深は三浦層群と考えられる。

層群と判断される。１４００m のコアの岩質、その上位の
１３３０m のカッティングスの石灰質ナンノ化石年代がほぼ



CN１２を示すことから、上部（３７m）から孔底まで上総層

群が続くと考えられる。

本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度５００m）、
カッティングス、比抵抗検層図（深度５００〜１７００m）、

掘削事業者作成の地質柱状図である。



深度０〜１
２m はローム、１２〜２
６m は砂礫、２６〜２
２５m

本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度３０１m）、カッは白色タフを含む砂質泥岩、２２５〜３
７５m は凝灰質砂質泥

ティングス、比抵抗検層図（深度２５〜３００m）、掘削事

岩、３７５〜４９５m は極細粒砂質泥岩と細粒砂岩の互層、業者作成の地質柱状図である。

４９５〜５３５m は貝化石を多量に含む礫岩（５００m のコアも深度０〜５m は泥、５〜１８０m は暗灰色泥岩を挟む灰色同様である。）、５
３５〜１７００m は硬質黒色泥岩と硬質砂岩

砂岩、１８０〜３０２m は暗灰色泥岩優勢砂岩互層である。

の互層である。

３０１m のコアは暗灰色の砂岩層を挟む硬質泥岩である。

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深度３０１m では未産出で年代不明である。

未分析。

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本井は、宇野沢（１９８４）によると新期段丘面上に位置

本井は、江藤ほか（１９９８）によると葉山層群大山層かするので、深度０〜２６m は新期段丘堆積層および相模層らなる丘陵地の脇の沖積低地に位置するので、深度０〜群と判断される。４９５〜５３５m は貝化石を多量に含む礫５m は、沖積層、５〜３０２m は葉山層群大山層と考えられ岩であることから、中津層群小沢層と判断されるので、る。

その上位には２６m まで中津層群神沢層以上が重なると考えられる。また、５３５m 以深は、相模湖層群または小仏

層群と考えられる。



 

本井の岩相区分に用いた資料は、カッティングス、比



抵抗検層図（深度２０〜８０２m）、掘削事業者作成の地質

柱状図である。

本井の岩相区分に用いた資料は、コア（深度５００、１０００、

深度０〜５５３m は凝灰質砂質泥岩優勢細〜中粒砂岩の１４００m）、カッティングス、比抵抗検層図（深度５
００〜

互層、５
５３〜６３０m は中粒砂岩〜礫岩、６３０〜８０２m は中

１４００m）、掘削事業者作成の地質柱状図である。

〜極粗粒砂岩からなる。

深度０〜１
９m はローム、１９〜３
７m は砂礫、３７〜５
７８m



は極細粒砂質泥岩と細粒砂岩の互層、５００m のコアは灰色泥岩である。５７８〜６４４m は砂礫、６４４〜１
１３８m は砂層



未分析。



を挟む灰色極細粒砂質泥岩、１０００m のコアは灰色泥岩で−３０−

本井は、江藤ほか（１９９８）によると地表に三浦層群逗−３１−  
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子層が分布する地域に位置し、本井の南西方向約６００m

層群逗子層、５７０〜１
２０３m（孔底）は、葉山層群鐙摺層には三浦層群逗子層の基底礫岩層である田越川砂礫岩部である。

層が分布する。この付近の逗子層の走向は北西―南東ないし北北西−南南東で、傾斜は４０°前後東落ちである。



地表地質との関連から、深度０〜５５３m は三浦層群逗子

層、５５３〜６３０m は田越川砂礫岩部層と考えられる。６３０

本井については、小沢ほか（１９９９）で逗子井（鎌倉５〜８０２m は江藤ほか（１９９８）の地質図からは葉山層群衣号）として報告したものであり（なお、本論では源泉番笠層が想定されるが、カッティングスから判断すると葉号は鎌倉４号に訂正する。）、コアの岩質を再掲する。
深度１００および２００m は淡灰色極細粒砂質シルト岩、山層群大山層の可能性がある。

３００m は淡灰色シルト岩、４００m は上部から淡灰色の泥質



極細−細粒砂岩〜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、７００および本井の岩相区分に用いた資料は、カッティングス、比８００m は淡灰色細粒砂質シルト岩、９００m は淡灰色極細粒

抵抗検層図（深度７５〜１５００m）、掘削事業者作成の地質

砂質シルト岩、１０００m はやや暗灰色極細−細粒砂岩、柱状図である。

１１００m は暗灰色泥質極細粒砂岩、１２００m はやや暗灰色極

深度０〜２５m は砂礫混じり火山灰、２５〜１
３５m は砂礫、

細粒砂岩、１
３００m は暗灰黒色硬質泥岩、１４８０m は暗灰色

１３５〜４１３m は凝灰質泥岩を挟む凝灰質粗粒砂岩、４１３〜

細−極粗粒の淘汰の悪い凝灰質砂岩で、最下部に暗灰黒

４６２m はサンゴ等の化石を多数含む石灰質中粒砂岩、４６２

色硬質泥岩がある。１５８０m は暗灰黒色硬質泥岩である。

〜７８３m は 凝 灰 質 泥 岩 を 挟 む 凝 灰 質 粗 粒 砂 岩、７８３〜

１０００m 以深のコアは、９００m 以浅のものより緻密である。

１５００m は白灰色凝灰岩を多少挟む灰〜濃灰色珪質泥岩よ上記報告後に、比抵抗検層結果を検討したところ、りなる。


８１０m 以深から比抵抗値が高くなっていることから、


９００m の地層は８１０m 以浅の上部と同様の岩質と考えるこ未分析。

とは困難と判断せざるを得なくなった。９００m のコアは

８１０m より浅い所の可能性があり、整理保管中に取り違

本井は、江藤ほか（１９９８）によると相模層群宮田層のえた可能性が出てきたため、掘削事業者に問い合わせた

分布する台地上に位置する。深度１
３５m より上位は砂礫

ところ、取り違えた可能性は否定しきれないとのことでで、これより以深は凝灰質粗粒砂岩であるので、深度ある。

１３５m が宮田層と三浦層群初声層の境界と考えられる。



７８３m 以深は珪質泥岩であるので、葉山層群森戸層と考今回は、未分析。



えられる。

小沢ほか（１９９９）では１００m ごとのコアの岩質および

有孔虫化石分析結果から、深度０〜９５０m ±は三浦層群

逗 子 層、９５０± 〜１４８０m は 葉 山 層 群 鐙 摺 層、１４８０〜

本井については、小沢ほか（１９９９）で藤沢井（藤沢４

１６００m は葉山層群森戸層とした。上述のように、その後号）として報告したものであり（なお、本論では源泉番の比抵抗検層結果の検討で、８１０m から比抵抗値が高く

号は藤沢５号に訂正する。）、コアの岩質を再掲する。

なっていることから、９００m の地層が８１０m より上部と同

深度２００m は淡灰色粗粒シルト岩、６１５m はやや暗灰色の様の岩質とは考えにくい。９００m のコアは８１０m より浅い

淘汰の悪い中〜粗粒砂岩、１０１６m はやや暗灰色の淘汰の所のものと整理保管中に取り違えた可能性が強いので、良い極細−細粒砂岩で、中程以下は硬質泥岩との互層で逗子層と鐙摺層の境界は８１０m とするのが妥当と考えらある。

れ、その点をここに訂正する。





今回は未分析。




小沢ほか（１９９９）から地層区分を再掲する。深度０〜１００m ±は、三浦層群池子層、１００m ±〜５７０m は、三浦小沢ほか（１９９９）で相模原井として報告したもので、コアの岩質を再掲する。

−３２−

−３３−

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深度１
００１m は灰色極細粒砂質泥岩、１１０４m は灰色泥質
極細粒砂岩、１
２０５m は灰色細粒砂質泥岩、１３００m は灰色



極細粒砂質泥岩、１４００m はやや暗灰色泥質極細粒砂岩、

本調査地域の北西〜西部〜南西部の小仏山地、丹沢山

１５００m は堅く固結した暗灰黒色珪質極細−細粒砂岩であ

地東部、大磯丘陵高麗山および南東部の三浦半島中部のる。

丘陵地には、小仏層群、相模湖層群、愛川層群、丹沢層








群、高麗山層群、葉山層群と呼ばれる、各々の地区で最

深度２
００ 、４００ 、６００ 、８００ 、１００１m ではいずれも≒


も古い地層（以下、これらの地層を本論では基盤とする）

CN１２、１
１８０ 、１２８０m では CN１
２a である。

が地表に分布しており、それらは本調査地域の地下に潜

在するが、地下でのそれら基盤の分布は明らかでない。

小沢ほか（１９９９）では、深度０〜４３m は新期段丘堆積これらの山地等に隣接した平野部に掘削された温泉井で層および相模層群と、４３m 〜３４５m は上総層群と、３４５は、基盤に到達したものがあるが、東部の横浜、川崎地〜７１４m は三浦層群池子層と、７１４〜１４５３m は三浦層群逗域では到達していないため、従来からの推定のとおり、

子層、１４５３〜１
５００m は相模湖層群または小仏層群とした。

基盤上面深度は内陸部に向かって急激に深くなっている

今回の石灰質ナンノ化石の分析結果からすると、前回、と考えられる。

逗子層とした１
００１m 以深のコアは年代的に逗子層とす

丹沢山地から東方に約６〜８km 離れた県央地域南部のることは適当でないことが分かった。周辺に掘削された

海老名地区で、北東−南西方向に約１．
３km の近距離にあ大深度温泉井との関連を考慮して再検討中であり、まだる２本の温泉井において、基盤である相模湖層群上面の確定はできないが、７０７〜７
１４m の礫層が上総層群の基底深度が、北東側の AT１
７では、標高−９５０m であるが、礫層に、７１４m 〜１
４５３m は三浦層群池子層に対比される

南西側の AT１４では、標高−１４５３m（孔底）でも見られ可能性があると思われる。

ず、東側の基盤が５００m 以上も高くなっている。この大きな高度差から、断層の存在が推定される。

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

湘南海岸西部では、基盤が標高約−２
５０m 〜−４５０m と本井の地層区分を鈴木、小村（１９９９）の地質柱状図か

比較的浅所で見られることから、葉山・嶺岡隆起帯の延ら読取り、引用する。深度０〜１
０m は下総層群（本調査

長を表していると考えられる。TG１では、葉山層群鐙摺

地域では一般に相模層群と呼ばれる。）、１０〜１３７０m は上層が繰り返してみられることから、小沢ほか（１９９９）で総層群、１３７０〜２
０４５m（孔底）は三浦層群とされている。

報告した三浦半島北部〜湘南海岸東部で地下の葉山層群

なお、林ほか（２００４a）は BY の上総層群の基底を、石中に推定される東西走向の逆断層が、こちらまで延びて灰質ナンノ化石年代に基づく地層の堆積速度に変化が認いる可能性がある。また、高麗山層群と葉山層群の境界

められることおよびこの層準が２．
５Ma という黒滝不整の一部が HR３号と HR６号との間に推定された。

合の年代にほぼ一致することから１８００m に置いた。しこのように本調査地域の温泉井で見られる基盤の状況

かし、コアの物性値、とくに圧密降伏応力は１２５３m 以浅から、狭い範囲であるが、地下の基盤の分布について推と１４９５m 以深では明らかに異なり、１４９５m 以深のものが定できるようになった。また、基盤上面の深度にはかな

より圧密を受けていると判断できる。同様のことは、鈴りの高低差が見られ、基盤上面は内陸部に向かって一様

木、高橋（１９８５）が防災科研府中観測井、鈴木（１９９６）に傾斜するわけでないことが明らかになった。

が防災科研江東観測井においても述べており、この違い

小仏山地、丹沢山地東部、大磯丘陵高麗山等に隣接しは不整合によるものと考えられるとしている。本論では、た平野部では基盤の上位に中津層群または上総層群またBY での上総層群の基底は１３７０m であることを支持したはその相当層が直接重なり、三浦層群を欠いているが、い。

より東側になると三浦層群が見られるようになる。
三浦層群は三浦半島では基盤の葉山層群の上位に重な


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

る。三浦半島北部から地下に北〜北東方向に緩傾斜で入本井の地層区分を鈴木・小村（１９９９）の地質柱状図かり込む三浦層群上面は、横浜中部〜川崎南部にかけて、

ら読取り、引用する。深度０〜４０m が沖積層、４０〜１９０m

起伏は見られるが、一端、テラス状の踊り場を作っていが相模層群、１９０〜１８３７m（孔底）が愛川層群とされてるように見える。その深度は、およそ標高−１１００〜−いる。

１３００m である。このことは、YH７７のコアで泥岩中に挟まれている軽石がほぼ水平に堆積していることと矛盾し−３４−

ない。温泉井は三浦層群に県央地域南部、横浜南・中部、いることから、上総層群浦郷層の石灰質ナンノ化石年代

川崎南部においては到達しているが、県央地域中東部、（帯）は CN１
２c 〜１２d である。篠原ほか（２００５）は横浜

川崎北部では到達していないので、県央地域中東部〜横東 部（YH７８号）に お い て、池 子 層 最 上 部 に Discoaster

浜北部〜川崎北部地域から北の東京都の多摩地域にかけ

tamalis の 産 出 上 限 を、ま た、野 島 層 下 部 に Discoasterて、再び、三浦層群の上面は深く入り込むと推定される。

surculus の産出上限を認めていることから、上総層群浦本論の結果と、鈴木（２００２）および神奈川県（２００３）

郷層の石灰質ナンノ化石年代（帯）は CN１
２b である。この地下構造調査結果とを比較、検討する。三浦層群相当

れらのことから、篠原ほか（２００５）は、横浜地域では上層上面（上総層群基底）の深度は、鈴木（２００２）の図１
５

総層群の堆積開始年代が三浦半島よりも早かった可能性に示される等深度線図では東丹沢〜三浦半島〜房総半島があると指摘している。

中部から東京湾北部〜房総半島北部に向かって次第に深

本論で調査した温泉井では、横浜北部（YH７３号）にくなり、大きな盆状構造を示している。本論では三浦層

おいて、池子層および浦郷層の上位層がいずれも CN１２a

群上面の深度は、篠原ほか（２００５）も述べているようにと判断された。また、川崎北部（KW３１号）でも、浦郷

横浜東部〜川崎南部では、鈴木（２００２）の示した深度よ層とは断定できないが、上総層群と考えられる孔底付近

り も 約４００m 浅 い こ と が 明 ら か に な っ た。神 奈 川 県が CN１２a と 判 断 さ れ た。こ れ ら の 結 果 は、篠 原 ほ か（２００３）で三浦層群相当層上面に相当するとされる第２（２００５）が述べているように、三浦半島地域から離れて、層（Vp ＝３．
１km/s 層）の上面等深度線図の横浜〜川崎地域

内陸部（上総層群の基底深度が深いと想定される地域）

では、横浜東南部、横浜中部および川崎北部〜東京多摩

ほど、上総層群の堆積開始年代が早かった可能性を示唆

地域に、それぞれ−１
５００〜−２０００m の盆状の凹地が見らしている。これは、三浦層群と上総層群を境する黒滝不れる他は−１０００〜−１
５００m の深度であることから、上記整合が傾斜不整合であることに対応するものと考えられの本論の考え方とは大きな矛盾はないようにみえるが、る。

三浦層群が地表に露出している三浦半島中部地域においても、−５００〜−１０００m であることは事実に合わない。



また、本調査地域北西部に分布する先新第三系（相模湖

非火山性の本調査地域での大深度温泉井は、温泉温度

層 群 お よ び 小 仏 層 群）に 相 当 す る と さ れ る 神 奈 川 県の確保の目的もあって、掘削深度は１５００m 前後、水止め（２００３）の第５層（Vp ＝４．
８km/s 層） の上面が県央地域

位置が、１０００m 前後の井戸が多い。西部の丹沢山地等に中部の地下へ半島状に延び、その南部は東方に開けた入隣接した平野部、南部の湘南海岸では、基盤が比較的浅江状に、第５層上面がより深い構造となっている。した所にあるので、基盤岩の亀裂中に胚胎されている温泉ががって、海老名地区において AT１７号の南西約１．
３km に採取され、三浦半島地域では、基盤および三浦層群中の位置する AT１４号で相模湖層群の上面深度が AT１７号に温泉が、県央地域中・南部、横浜、川崎地域では、三浦比べ、著しく低くなっている構造は地震波探査結果でも層群最上部層の池子層および上総層群下部層中の温泉が推定されるが、AT１７号およびその西方約５．
６km に位置

採取の対象となっている。とくに、上総層群は最下部層

する AT１
５号で見られる先新第三系（相模湖層群）の上である浦郷層とその上位の野島層の礫（岩）層、砂（岩）面深度については、本論の結果に比べて約１０００m も深く層が半固結状であり、岩相から判断して、これらが主要示されている。なお、神奈川県（２００３）で６つに分けらな温泉帯水層と考えられる。

れた速度層は、葉山層群相当層に対比されているものはないが、おそらく第５層（Vp ＝４．
８km/s 層）の上部は葉山層群および相当層、すなわち新第三系、中・下部中新統の可能性がある。

神奈川県中・東部地域でこれまでに掘削された２４本の温泉井（うち大深度温泉井２２本）の地質を調査し、そのうち１３本の温泉井の試料のナンノ化石を調べ、また、



（独）防災科学技術研究所観測井２本の地質と併せて当地域地下の層序ならびに地質構造を検討した。その結果、江藤ほか（１９８７）は三浦半島北部において、三浦層群

以下のようにまとめられる。

池 子 層 最 上 部 の 層 準 に 石 灰 質 ナ ン ノ 化 石 Discoaster（１） 調査地域の北西〜西部〜南西部の小仏山地、丹沢

surculus の産出上限を、また、上総層群浦郷層上位の野山地東部、大磯丘陵高麗山および南東部の三浦半島中島層中部層準に Discoaster brouweri の産出上限を認めて部の丘陵地には、小仏層群、相模湖層群、愛川層群、−３５−

丹沢層群、高麗山層群、葉山層群と呼ばれる、各々のplanktonic foraminiferal biostratigraphy． In Proc． First

地域で見られる最も古い地層（基盤）が地表に分布しInternational conference on planktonic microfossils（Geneva，ている。これらの山地等に隣接した平野部に掘削され

１９６７），（１），１
９９-４２２．

た温泉井では、基盤に到達しているものがあり、地下地質調査所（１９８７）２
０万分の１地質図，東京．

でのそれら基盤の分布が一部明らかになった。また、

江藤哲人（１９８６a）三浦半島葉山層群の層位学的研究，横浜国立大学教育学部理科紀要（第２類），（３３），６７-１０５．

基盤を切る断層の存在が推定されるなど、基盤上面の深度にはかなりの高低差が見られ、内陸部に向かって

江藤哲人（１
９８６b）三浦半島の三浦・上総両層群の層位学傾斜する基盤上面は一様でないことが明らかになった。

的研究，横浜国立大学教育学部理科紀要（第２類），（３３），１０７-１３２．

（２） 小仏・丹沢山地および大磯丘陵高麗山の隣接部では、三浦層群の分布は温泉井でも見られず、上記の基

江藤哲人、尾田太良、長谷川四郎、本田信之、船山政昭

盤の上位には直接、中津層群または上総層群またはそ（１９８７）三浦半島中・北部の新生界の微化石生層序年の相当層が重なる。三浦半島北部から北〜北東方向の代と古環境，横浜国立大学教育学部理科紀要（第２類），

東京都多摩地域に向かって緩傾斜で入り込んでいる三（３４），４１-５７．

浦層群の上面は、横浜中部〜川崎南部にかけて、深度江藤哲人、矢崎清貫、卜部厚志、磯部一洋（１９９８）横須

およそ標高−１
１００〜−１
３００m でテラス状の踊り場を賀地域の地質，地域地質研究報告（５万分の１地質図作っていると考えられる。

幅），地質調査所，１
２８p．

（３） 上総層群基底の石灰質ナンノ化石年代は、横浜北

藤岡導明、亀尾浩司、小竹信宏（２００３）テフラ鍵層に基部、川崎北部では CN１
２a を示すものが多い。これは、づく横浜地域の大船層・小柴層と房総半島の黄和田層

篠原ほか（２００５）が指摘しているように YH７８と同様との対比，地質雑，１０９，１６６-１７８．

に三浦半島地域から離れるに従って、上総層群の堆積

福田

理、高橋

博、大八木規夫、鈴木宏芳（１９７４）抗開始時期が三浦半島地域よりも早かった可能性を示唆

井地質に見る関東平野の基盤，地質ニュース，（２３４），

する。

８-１７．

（４） 本調査地域の温泉には、およそ、基盤岩の亀裂中

林

広樹、堀内誠示、高橋雅紀、笠原敬司（２００４a）関東に胚胎されている温泉、三浦層群および上総層群の砂平野地下に分布する新第三系の層序と対比，石油技術

礫層中に胚胎される温泉がある。とくに、県央地域中協会誌，６９，４
０４-４１６．

部・南部、横浜地域、川崎地域の温泉は上総層群下部

林

広樹、高橋雅紀、笠原敬司（２００４b）関東平野の地下層の浦郷層、野島層が主要な温泉帯水層になっているにおける新第三系の分布，石油技術協会誌，６
９，５７４-と考えられる。

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茨木雅子（１９７８） 西小磯層 ・" 大磯層 " の浮遊生有孔虫について，静岡大学地球科学研究報告，（３），１-８．

温泉井の施主および掘削事業者の多くの方々には、

石黒

資・試料を提供していただきました。大嶋技術士事務所・大嶋一精博士には KM４号のコアの取違いの可能性を

進（１９７４）大磯丘陵東南部の地質，神奈川温地研報告，５，１４１-１４８．
石井基裕（１９６２）関東平野の基盤，石油技術協会誌，

指摘していただきました。パリノ・サーヴェイ（株）・堀

２７，６１５-６４０．

内誠示氏、（独）
産業技術総合研究所・田中裕一郎博士にIto，M．（１９８６）Neogene

Depositional

HistoryinOisoは石灰質ナンノ化石について、いろいろとご教示をいた

Hill：Development

Okinoyama

Bank

Chain

on

だきました。島根大学・林Landward Slope of Sagami Trough，Central Honshu，Japan，

佐藤

広樹助教授、帝国石油（株）・

修氏には文献の提供、収集にご便宜をいただきました。三梨昂博士には、諸種のご教示をいただきました。当所特別研究員・小田原

ofJour．Geol．Soc．Japan，９２，４７-６４．
Ito，M．（１９８５）The Nakatu Group ： A plio-pleistocene

啓氏には議論および作図

Transgressive Nearshore to slope sequence Embracing

等にご協力をいただきました。ここに記して厚くお礼申

multiple slump scars in sourtheastern margin of the kanto

し上げます。

mountains， central Honshu，Japan， Jour．Geol．Soc．
Japan，９１， ２１３-２３２．



伊藤

Blow，W．H．（１９６９）Late Middle Eocene to Recent

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modification and introduction of code numbers to the low-

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重 文、島 津 光 夫、宇 野 沢 昭、桂 島

遠藤

昂、岡

重文、卜部厚志、毅、堀口万吉、江藤哲人、菊池隆男、山内靖喜、

中嶋輝充、徳橋秀一、楡井久、原雄、中山俊男、那

須紀幸、加賀美英雄、木村政昭、本座栄一（１９９５）１０茂、垣 見 俊 弘

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大−３８−