令和４年度 市立大町山岳博物館 企画展
に

し

な

さ

ん

こ

仁科三湖の成り立ち

青木湖

中綱湖

木崎湖

主 催 市立大町山岳博物館

協 力 信州大学理学部

令和 4 年度 市立大町山岳博物館 企画展
に

し

な

さ

ん

こ

仁科三湖の成り立ち
開催期間

2022( 令和 4) 年 7 月 23 日 ( 土 ) ～ 10 月 16 日 ( 日 )（会期中、 7 ・ 8 月は無休。 9 ・ 10 月は月曜日と祝日の翌日は休館。）

開館時間

午前 9 時～午後 5 時 （入館は午後 4 時 30 分まで）会

市立大町山岳博物館 特別展示室

場

観 覧 料

大人 450 円 高校生 350 円 小 ・ 中学生 200 円（常設展示と共通。 大町市在住の小 ・ 中 ・ 高校生と 65 歳以上の方は無料。）

主催

市立大町山岳博物館

協力

信州大学理学部

関連企画▼ ミュージアムガイド
・ 内容

企画展の内容を解説します。

・ 日時

8 月 13 日 ( 土 )、 9 月 10 日 （土）各日 1 回目 10 時 30 分～ 11 時、 2 回目 14 時 30 分～ 15 時
・ 会場 山岳博物館 特別展示室※ 事前申込み不要。 当日直接ご参加ください。 ただし、 通常入館料が必要です。

▼ 「仁科三湖の成り立ち」 地学見学会
・ 内容

仁科三湖を作った巨大な崩壊と地すべりについて現地で解説します。

・ 日時 9 月 4 日 （日） 9 時～ 16 時
・ 会場 仁科山地の林道沿いの数箇所を車と徒歩で移動
・ 対象と定員 自家用車の利用ができる方 先着 15 名
※事前申込み要。 参加希望の方は、 博物館に 8 月 4 日以降に申し込みください。
・ 参加費 一組 500 円▼ さんぱくゼミナール 「青木湖が記録した気候変動」
・ 内容

仁科三湖の湖底の堆積物から、 過去の気候変動を読み解きます。

・ 講師 信州大学名誉教授 公文 富士夫氏
・ 日時 9 月 17 日 （土） 13 時 30 分～ 15 時 30 分
・ 会場 山岳博物館 講堂※ 事前申込み要。 参加希望の方は、 博物館に 8 月 17 日以降に申し込みください。
・ 参加費 ゼミナールの聴講のみは無料です。 当日は 「家庭の日」 前日につき、 市民の方は博物館の入館料が無料となります。

-1-

目

次

開催にあたって山岳文化都市宣言
第１部 仁科三湖の紹介 -------------------------------------------- 4
はじめに ------------------------------------------------------ 4
仁科三湖はこんな所 -------------------------------------------- 4
仁科三湖周辺の地形と地質のあらまし ---------------------------- 5
仁科三湖の成因についての従来の説と不明点 --------------------- 6

第２部 調べて分かったこと ------------------------------------ 7
仁科三湖周辺の地質の構成 ------------------------------------- 7【コラム】 岩石の分類【コラム】 地すべりと崩壊の違い【コラム】 2014 の神城断層地震
仁科山地を構成する地層と岩石 --------------------------------- 11【コラム】 熱水変質とは

第３部 仁科山地はどうやってできたのだろうか ------------------- 14
佐野坂丘陵～中央狭窄部の地形と地質 -------------------------- 14
佐野坂崩壊の形成過程 ----------------------------------------- 17
中綱湖の成り立ち --------------------------------------------- 18
木崎湖の成り立ち --------------------------------------------- 19【コラム】 親海湿原と姫川源流の成因と湧水

第４部 青木湖が記録した過去 3.4 万年間の日本の気候変動 ------ 21
まとめと今後の課題 --------------------------------------------- 27
おもな参考文献 -------------------------------------------------- 28

凡例
１
２
３
４

本書は、2022( 令和 4) 年 7 月 23 日～ 10 月 16 日まで市立大町山岳博
物館において開催する企画展「仁科三湖の成り立ち」の展示解説書である。
図表と写真は、全て当館作成・撮影あるいは、撮影者の了解を得たものである。
会期中、企画展の内容については、展示替えを一部行う場合がある。
企画展の企画および本書の編集は当館専門員・太田 勝一が担当した。
また、本書の執筆は太田のほか、公文 富士夫氏が担当した。

-2-

開催にあたって
北アルプスの麓に並ぶ仁科三湖は、大町市民にとって身近な憩いの水辺です。
県内外から観光に訪れる方々にとっては、魅力的な美しい自然であり、釣りな
どのレジャーの場でもあります。
大町市は令和 2 年に内閣府により、県内の市町村としては初めて「ＳＤＧｓ
未来都市」に選定されました。選定に伴い、「地域資源を活用した観光振興・地域ブランド振興・移住促進によるまち・ひと・しごとづくり」などの目標を策定しました。その実現のために、産学官金連携による「信濃おおまち みずのわプロジェクト」を展開しています。
貴重な地域資源である仁科三湖の成り立ちを理解することは、地域振興や環境保全を考える上でも重要です。本企画展では、仁科三湖の形成史について分
かりやすくご紹介します。ダイナミックな自然の歴史と魅力を知っていただく
機会となれば幸いです。
令和 4 年 7 月 23 日
市立大町山岳博物館館長

鈴木 啓助

山岳文化都市宣言
私たちの大町市は、雄大な北アルプスのパノラマを代表とする、四季折々の変化に富んだ豊かで美しい大自然に恵まれています。
北アルプスの山麓で生まれ、育ってきた市民は、その長い歴史を通じて、山岳がもたらす豊かな自然環境の恵みを受けながら、自然と人とが共生する独自の山岳文化を形成してきました。
私たちは、先人たちが守り育ててきた山岳文化を受け継ぎ、かけがえのない豊かで美しい自然を次の世代に伝えていかなければなりません。
21 世紀を迎えた今日、身近な生活環境の改善から地球環境の保全まで、様々な環境問
題への取り組みが重視される中で、本市においても、市民、事業者、行政等が協働と連携を図りながら、新しい時代の課題や要求に応える山岳文化の振興が求められています。
本市における山岳文化の拠点である山岳博物館開館 50 周年の節目にあたり、山岳博
物館創設当時の理念に学びながら、「環境の世紀」と言われる 21 世紀にふさわしい山岳文化の発展と創造をめざして、大町市を自然と人とが共生する「山岳文化都市」とすることを宣言します。

大平成 14 年 3 月 15 日

-3-

町

市

第１部 仁科三湖の紹介
はじめに
にしな

大町市北部には、青木湖、中綱湖、木崎湖があり、仁科三湖と呼ばれています。美しい
景観と自然の恵みを与えてくれる仁科三湖ですが、その成り立ちは部分的にしか分かっていません。そこで今回、詳細な地質調査を行い、仁科三湖の成り立ちを新たに考察しました。
けいい

長く複雑な経緯をもつ仁科三湖の成り立ちの一端を、一緒に考えてみましょう。
なお、本企画展での仁科三湖の成因説の多くは、現地で確認した現象と既往研究にもとづく著者（太田）の地質学的な見解であり、今後、ボーリングなどにより確認する予定です。

仁科三湖はこんな所
青木湖は、諏訪湖と野尻湖に続いて県内で３番目に大きい湖です。水深は 58ｍに達し、規模の割に深いのが特徴です。湖の周辺と湖底には、多数の旧石器～縄文遺跡があります。
やなば

中綱湖は最も小さい湖で、水深は 12ｍです。付近に簗場という地名があり、魚類が豊富です。木崎湖は青木湖とほぼ同じ大きさで、水深は 29ｍです。キザキマスが生息するなど生き物の豊富な湖で、夏はキャンプやボート遊びでにぎわ
います。
長岡市
糸魚川市

右図の範囲

富山市

豊橋市

0

名 称

線
静岡構造
糸魚川 ‒

諏訪湖

南アルプ
ス
中央
構
中央
アル 造線
プス

北アルプス
名古屋市

大町市

東京

富士山

静岡市

50
km

陰影地形図は「カシミール 3D」で作成

青木湖

中綱湖

木崎湖

南北

1.5

0.65

2.3

東西

1.2

0.3

0.75

面積（ｋｍ3）

1.73

0.14

1.69

最大水深（ｍ）

58

12

29

平均幅
（ｋｍ）

陰影地形図は「カシミール 3D」で作成

-4-

第１部

仁科三湖周辺の地形と地質のあらまし
かみしろ

仁科三湖と白馬村の神城盆地は南北方向の幅の狭い低地帯を形成し、両者は佐野坂丘陵
およみにより隔たれています。佐野坂丘陵の北側には親海湿原と姫川源流があり、姫川は北に流れます。これに対して、丘陵の南側では青木湖を源流とする農具川が南に流れます。低地
おおみね

帯の西側は急峻な山地（仁科山地）、東側はなだらかな低山帯（大峰山地）からなります。
中綱湖の南側では低地帯の幅が最も狭くなり、仁科山地と大峰山地がじかに接しています
きょうさく（以後、「中央狭窄部」とする）。
低地帯沿いには、糸魚川ー静岡構造線と呼ばれる大規模な断層が通過します。これを境にして、仁科山地側は古い時代の岩石（約 3 億年～ 6 千 5 百万年前）からなり、大峰山地
は新しい時代の地層（約 2 百万年前）からできています。仁科山地の岩石は、日本列島が大陸の一部だった時のものです。なお、糸魚川－静岡構造線沿いには活断層があり、中央とうえん

狭窄部を境に北側が神城断層、南側が松本盆地東縁断層と呼ばれています。

陰影地形図は「カシミール 3D」で作成

地理院タイル「標準地図」を使用

-5-

第１部

仁科三湖の成因についての従来の説と不明点
仁科三湖の成因については従来、複数の異なる考えが提案されてきました。1930（昭あかまろ

和 5）年の田中阿歌麿の研究以来、糸魚川－静岡構造線に関係する「断層湖」であるとの説が知られていました。仁科三湖沿いと東西の山地には線状地形（リニアメント）や、尾根筋や谷筋の食い違い地形が多く見られ、活断層が集中していることが予想されます。しかし最新の研究でも、確実度の高い活断層は仁科三湖の湖底と湖岸沿いに少数が確認されているのみです。このため、現時点では「断層湖」説の実態は不明です。
また、仁科三湖のうち、青木湖と佐野坂丘陵の成因については過去の研究がありますが、
中綱湖と木崎湖の成因はこれまで地質学的に研究されたことがなく分かっていません。
佐野坂丘陵の成因については、北アルプスからの氷河によるモレーン説や火山噴火説が昭和初期に提案されました。その後、1985 年以降に信州大学の研究者により、約 3 万年
せ前に仁科山地で発生した巨大崩壊（以後、「佐野坂崩壊」とする）が旧姫川を堰き止めて、青木湖を形成したことが明らかにされました。
一方で、佐野坂丘陵の形成過程には以下の疑問点が残されていました。
ほうかいたいせきぶつ

・崩壊堆積物の位置が、仁科山
ほうかいがい地に予想される崩壊崖の最大
傾斜方向より、北側に大きくかたよっている。

予想されて
いた崩壊崖

あんざんがん崩壊堆積物

・崩壊堆積物はおもに安山岩類

おもに安山岩の岩塊

崩壊崖の岩塊からなるが、従来の仁科山地の地質図には安山岩類

斜面の最大傾斜方向

安山岩の分布が示されていないの存在が示されていなかった。
・このため、巨大崩壊がどこでせ発生し、どのように谷を堰き止めたかが不明だった。

段差地形：D

また、中綱湖の西側に位置

分離丘：B

する鹿島槍スキー場付近には、

凹地：凹

ぶんりきゅう段差地形、分離丘（まわりの

B

D

B

尾根から離れた単独の丘）と

凹

D

凹

おうち

不規則な凹地（地形的なへこ

B

D

D
B

凹

B

み）が集中してます。この不BBB

思議な地形は、仁科山地では凹

鹿島槍スキー場付近にしかな

鹿島槍スキー場

く、成因が分かっていません

Bでした。
陰影地形図は「カシミール 3D」で作成-6-

第２部 調べて分かったこと
これらの課題を解決するために、延べ 50 日間の詳細な地質調査を行い、ルートマップ（現地で観察した地質現象の記録）を作成し、約 250 個の岩石サンプルを採取しました。そのはくへん

へんこうけんびきょう

うちの代表的な岩相の 42 個について岩石薄片を作成し、偏光顕微鏡による観察で同定しました（信州大学理学部との共同研究）。これらの結果にもとづいて、仁科三湖周辺の詳細な地質図を新たに作成しました。

仁科三湖周辺の地質の構成
今回の調査により、仁科三湖周辺を構成する地質は次表のようにまとめられます。「中綱地すべり」とデイサイト、木崎層の安山岩類は、今回の調査で新たに見出されました。

現在

地質
時代

地層名

内

地すべり
移動体

【コラム】岩石の分類

中綱地すべりで移動した土塊
岩塊と土砂、ゆるみ岩盤

ほうかいたいせきぶつ

崩壊堆積物

佐野坂丘陵を形成する
主に安山岩類の岩塊からなる

新生代

第四紀

ようがん

かざん

せんりょくがんかんにゅうがん閃緑岩

細粒の閃緑岩の貫入岩

たいせきがんへんせいがん

さいせつがん

砕屑岩の 4 つに区分されます。
かせいがん◆火成岩：マグマから生じた岩石であり、しんせいがんりゅうもんがんふんしゅつ

マグマが地表に噴出したもので、流紋岩、あんざんがん

げんぶがん

安山岩、玄武岩からなります。深成岩は
れきがん

古第三
紀

大峰帯

火砕流堆積物と砂岩、礫岩

爺ヶ岳
火山岩類

溶結凝灰岩

ようけつぎょうかいがん

マグマが地下でゆっくり冷えたもので、かこうがん

せんりょくがんはんれいがん花崗岩、閃緑岩、斑糲岩からなります。
また、地球深部のマントルを構成していじゃもんがんたカンラン岩と、これが変化した蛇紋岩ありあけ かこうがん

くろうんも

有明花崗岩

粗粒の黒雲母花崗岩もあります。
たいせきがんれき

白亜紀◆堆積岩：泥、砂、礫が海底などの水の
青木花崗岩

はん

きせき

斑状の黒雲母輝石花崗岩

底に積もったもので、それぞれ泥岩、砂れきがん

岩、礫岩といいます。泥岩が硬くなった

溶結凝灰岩
ようがん

木崎層

ジュラ紀

中生代

木崎流紋岩

けつがん

ものを頁岩と呼びます。

かざんさいせつがん

溶岩と火山砕屑岩。部分的
安山岩類にデイサイト類が介在
あんんざんがん

また、海洋プレートが海溝で沈み込む際
ふち

はぎとに、大陸プレートの縁で剥取られて寄せ
ふかたい

けつがん

堆積岩

れきがん

頁岩を主とし、砂岩、礫岩
ぎょうかいがんきょうざい

凝灰岩が挟在

2億5千
万年前

古生代

ペルム紀

ふかたい

神城層

へんせいがん◆変成岩：岩石が出来たあとで、高い温
へいにゅう

付加体

かみしろ

集められたものを付加体と言います。
度や圧力で別の岩石に変化したものでげんぶがん

玄武岩類と堆積岩が混在する

オルド
ビス紀

5億4千
万年前

かせいがん

岩石は、火成岩、堆積岩、変成岩、火山

火山岩と深成岩に区分します。火山岩はさいせつがん

デイサイト類 溶岩と火山砕屑岩

おおみねたい

6千6百
万年前

容

玄武岩類
溶岩と火山砕屑岩
堆積岩
頁岩を主とし、砂岩、石灰岩、チャートを伴うす。仁科山地には、有明花崗岩の併入により、まわりの岩石が高温で変化した「熱変成岩」がたくさんあります。
かざんさいせつがん◆火山砕屑岩：火山噴火の際に飛び散っぎょうかいがんた破片が積もったものです。凝灰岩類とも呼ばれます。火山灰などが高温のまま
かさいりゅうたいせきぶつ

じゃもんがん蛇紋岩

マントルを構成していた岩石斜面を流れ下ったものを、火砕流堆積物と言います。これが自分の熱と重さで固5万分の1地質図幅「大町」に新たに追加したおもな項目-7-

ようけつぎょうかいがんまったものを溶結凝灰岩と呼びます。

ルートマップ

第２部

5万分の1地質図幅「大町」に新たに追加したおもな項目

-8-

a

調査結果による地質図

b

-9-

第２部
【コラム】地すべりと崩壊の違い
山地斜面で発生する土砂移動には、地すべり、崩壊、土石流があります。地すべりと崩壊の一般的な違いは、以下のようです。ただし、中間的な性状のものもあります。
◆地すべり：地下で発生したすべり面に沿って、斜面が一体化してゆっくり移動する。
かつらくがいおうち

ぶんりきゅう

その際に、滑落崖、凹地、分離丘などの特徴的な地形が形成される。
◆崩壊：急傾斜の山地斜面が、バラバラに分離しながら急激に崩落する。
地すべりの模式図

崩壊の模式図ほうかいがい急斜面（崩壊崖）

かつらくがい段差地形（滑落崖）
ぶんりきゅう

崩壊前の地形

分離丘
一体化して移動

ほうかいたいせきぶつ

崩壊堆積物
バラバラの岩塊など

おうち

凹地

すべ

地すべり前の地形

り面川【コラム】2014 年の神城断層地震
2014 年に白馬村で M 6.7 の地震が発生し､震度 5 強の揺れが観測されました。震源は
おたり

なかやま

白馬村の東側山地の地下で、神城断層および、これと地下で連結する小谷－中山断層が動いたことが原因と考えられています。この地震により、白馬村では､断層変位による段差（地表地震断層といいます）が多数出現し､最大の高さは 1ｍでした。
地震による被害は、白馬村～長野市にかけての広い範囲に発生しました。被害状況を調査したところ、被災した家屋や電柱などは大部分が南北方向に倒れ、北向きが卓越する傾向がありました。このため、2014 年地震の強い揺れの初動は南向きであり、これに伴い足払いを受けたように、地表の家屋などが北方向に倒れたと考えられます。
たくえつ

南

北
家屋の倒壊方向

地盤の
変位方向

1m
一階部分

川の堰き止めによる水たまりせ

地表地震断層による道路の段差と、川の堰き止めによる水たまり- 10 -

家屋などは、北方向に倒れたものが多かった。

第２部

仁科山地を構成する地層と岩石
仁科山地と佐野坂丘陵をつくっている、おもな地層と岩石について解説します。岩石
へんこうけんびきょうの偏光顕微鏡写真は、信州大学理学部の高橋 康さんと Bishow R Silwal さんが撮影したものです。

新生代 第四紀（258 万年前～現在）
地すべり移動体
岩塊

中綱地すべりを構成しており、岩かくれき塊と角礫、砂、粘土の混合物および、
ゆるんだ岩盤からなります。岩塊の大きさは数 10cm ～ 7m で、ジグソー

2m

パズル状の割れ目で分離しています。
ゆるみ岩盤は、不規則で開口した割れ目が発達します。

径 2 〜 7m の大岩塊
を含む

0.5m
径 5 〜 60 cm の角礫と粘土の混合物

ほうかいたいせきぶつ

崩壊堆積物
佐野坂崩壊により下方にたまった土砂で、佐野坂丘陵を形成していま岩塊す。おもに径数 10cm ～数 m の岩きしつ塊からなり、礫、砂、粘土の基質をねつへんせい伴います。岩塊と礫の 70％は熱変成
けつがん

あんざんがん

した安山岩類で、頁岩、砂岩、青木
かこうがん

花崗岩などをまじえます。

1m
径 1 〜 3 m の岩塊を含む

径 5ｍの大岩塊

デイサイト類仁科山地の尾根沿いに小規模な岩体として点在します。熱変成を受けておらず、ほぼ新鮮なことから、第四紀の火山噴出物と考えられます。
かざんさいせつがん

溶岩と火山砕屑岩類からなります。
かくせんせききせき

斜長石、角閃石、輝石、石英の結晶を含みます。溶岩にはガス抜けの穴があります。

5cm

1mm

岩石サンプル写真

偏光顕微鏡写真（直交ポーラー）（直交ポーラー：直交方向の 2 枚の偏光板での観察）

おおみねたい大峰帯
糸魚川－静岡構造線より東側の大かさいりゅう峰山地を構成しています。火砕流堆
れきがん

積物と砂岩、礫岩からなります。火りゅうもんがん

砕流堆積物は流紋岩質で、岩片や石英結晶をたくさん含みます。礫岩の礫は、木崎流紋岩や青木花崗岩の円
礫です。

露頭写真

- 11 -

露頭写真

第２部
新生代 古第三紀初期～中生代 白亜紀末（8 千万年～ 6 千万年前）
ありあけ

かこうがん

有明花崗岩
大町市の西側山地～北アルプスにくろうんもかけて広く分布する黒雲母花崗岩です。石 英 や 長 石 の 結 晶 は 径 0.5 ～

0.5m

2cm で粗粒です。カリ長石がピンク

露頭写真

色なことが特徴です。

10cm
岩石サンプル写真

中生代 白亜紀（1 億 5 千万年～ 6 千 6 百万年前）
青木花崗岩
おもに青木湖～中綱湖の西側山地に分布します。有色鉱物として、
輝石、
カンラン石を含むことと、カリ長石
はんじょうと石英が特に大きく斑状を示すことが特徴です。流紋岩の貫入岩を伴い
ます。

1mm

5cm

偏光顕微鏡写真（直交ポーラー）
中生代 ジュラ紀（2 億年～ 1 億 5 千万年前）
岩石サンプル写真

木崎流紋岩
おもに木崎湖の西側山地に分布します。溶結凝灰岩ですが、有明花崗岩による熱変成の再結晶で、流紋岩状の見かけを呈します。石英とカリ長石の結晶片が大きく、目立つこと2cmが特徴です。カリ長石のうちで青白
せんこう

げっちょうせきい閃光を放つものは、「月長石」と呼岩石サンプル写真

ばれています。

1mm
偏光顕微鏡写真（直交ポーラー）

木崎層の安山岩類
今回の調査で新たに見出されました。青木湖の西側山地にのみ分布し0.5mmます。佐野坂崩壊堆積物の岩塊の大半は本岩からなります。おもに火山
砕 屑 岩 か ら な り、溶 岩 を 伴 い ま す。
いずれも多くは、斜長石の斑晶が目立つ斑状の組織を示します。有明花
崗岩の併入に伴う熱変成により、有5cm偏光顕微鏡写真（直交ポーラー）

岩石サンプル写真

せんせき

色鉱物と基質は微細なアクチノ閃石

0.5mmなどの集合に変化しています。部分
的 に、デ イ サ イ ト 類 が 介 在 し ま す。

偏光顕微鏡写真（平行ポーラー）- 12 -（平行ポーラー：1 枚の偏光板での観察）

第２部
木崎層の堆積岩
仁科山地沿いに断続的に分布
けつがん

し ま す。お も に 頁 岩 か ら な り、
れきがん

ぎょうかいがん

きょうざい

5cm

2ｍ

砂岩、礫岩、凝灰岩が挟在します。
有明花崗岩の併入に伴う熱変成

デイサイト質凝灰岩が挟在する頁岩露頭写真

によりホルンフェルス化しています。

古生代 ペルム紀（2 億年 9 千～ 2 億 5 千万年前）
かみしろ

神城層
中綱湖～神城盆地の西側山地に分布します。古生代に存在した海溝で

5cm

ふかたい

形成された付加体です。おもに頁岩
げんぶがんからなり、玄武岩類、砂岩、石灰岩、
チャートなどの大小のブロックをた
くさん含んでいます。玄武岩類は火玄武岩類のサンプル写真

石灰岩の
ブロック

山砕屑岩と溶岩からなり、有明花崗岩の熱変成により、基質は微細なア
堆積岩はホルンフェルス化していま
す。

0.5mm

1m

クチノ閃石などに変化しています。

せん断された石灰岩のブロックを多く含む頁岩

玄武岩類の偏光顕微鏡写真（直交ポーラー）

古生代 オルドビス紀（4 億 9 千～ 4 億 4 千万年前）じゃもんがん

蛇紋岩
地球深部でマントルを構成す
るカンラン岩が、変質してでき
ちかくへんどうた岩石です。地殻変動で断層沿
しぼ

いに地表まで絞り出されました。

1mm

4cm

元のカンラン石が、蛇紋石とい岩石サンプル写真

う別の鉱物に変わっています。

2m

偏光顕微鏡写真（直交ポーラー）

ねっすいへんしつ【コラム】熱水変質とは
熱 水 変 質 と は、岩 石 が 100 ～3m

300℃程度の熱水（温泉水）に接す
ることにより、鉱物組成や化学組成が変化する現象です。熱水の性質・

2m

中程度に変質した花崗岩

強く変質した木崎流紋岩

粘土化した木崎流紋岩

粘土化したデイサイト

温度と岩石の種類の組合わせで、異なった変化が生じます。
仁科山地では、断層に沿って熱水もろ変質が生じて、岩石がボロボロに脆くなったり、粘土になったりします。

- 13 -

第３部 仁科三湖はどうやってできたのだろうか
きょうさく

佐野坂丘陵～中央狭窄部の地形と地質
北
神城盆地

a

佐野坂崩壊については、

青木湖

ほうかいがい

崩壊堆積物の位置が崩壊崖
より北側にかたよる理由
中綱湖

南

b

と、安山岩類の岩塊がどこから来たかが不明でした。
また、崩壊堆積物の形態的な特徴としては、全体が「への字」型に北側に向かってやや湾曲し、最上部が北東方向に配列します。これは、崩壊堆積物

最上部が青木–中綱断層とほぼ平行方向の、北東側に崩壊崖向かって移動したことを示
青
木
中
ｰ綱 断
層

します。

最上部

中綱湖の西側山地にある
おうち

段差・分離丘・凹地は大規模 な 地 す べ り（以 後、「中綱地すべり」とする）よる
ものだと、今回の調査で初めて判断しました（詳細は後述）。

鹿島槍スキー場

青木湖の湖底には、高さ約 20 ～ 25m の段差が南北方向に続きます。この段差は、神城断層により東側が上昇、西側が低下して形成されたことが、既往研究

地形陰影図は「カシミール 3D」で作成で分かっています。
佐野坂崩壊

北中綱地すべり佐野坂丘陵

青木湖- 14 -

第３部
佐野坂丘陵～中央狭窄部の仁科山地の地質は、北から南に向かって、木崎層、神城層、青木花崗岩から構成されており、デイサイトと木崎流紋岩を部分的に伴います。木崎層の安山岩類は、今回の調査で初めて存在が明らかになりました。東側の大峰山地は、大峰帯の火砕流堆積物と砂岩、礫岩からなります。
鹿島槍スキー場～佐野坂丘陵の西側にかけて、北北東～南南西方向の断層が新たに見出されました（青木–中綱断層）。鹿島槍スキー場では、東西方向の断層が推定されます。こ
れらの断層に沿って、熱水変質が生じています。

ab

鹿島槍スキー場南b- 15 -

第３部
青木湖では、現在の経産省・地質調査総合センターにより 1988 年に神城断層の両側で
学術ボーリングが掘削されました（B4、B5）。B4、B5 では、湖底から深度 28m と
こせいそう

えんれき

されき

17m までが湖でたまった粘土と砂からなり（湖成層）、その下は円礫を含む砂礫層でした。
砂礫層は、青木湖がかつて礫質の河川だったことを示します。類似した地層の組合わせは、神城盆地のＢ1 と中綱湖のＢ6 でも確認され、河川堆積物の位置はほぼ一直線上に並び、旧姫川の河道を示しています。旧河道の平面形状は、B4、B5 の位置と現在の地形の低い所の分布から推定しました。
青木湖のＢ5 の湖成層の最下部にはＡＴ火山灰（約 3 万年前）が挟まれていることから、
佐野坂崩壊の堰き止めにより河川から湖に変化したのは、約 3.4 万年前と考えられています（第４章で詳しく解説します）。佐野坂スキー場付近の井戸の掘削データ（W1、W2、
W3）を考慮すると、崩壊堆積物の断面形状は c-d 断面のようになり、旧河道での厚さは150m に達します。

aａ-ｂ 断面 （縦：横= 4：1）南 b

活断層の
東側が上昇

活断層の
東側が上昇

青木湖 B4 と同様の地層は、木崎湖のＢ7 でも確認されました。B4 では径 20cm 以上の円礫が含まれることからも、かつては中央狭窄部が存在せず、大町から白馬に続く比較的に大きい河川（旧鹿島川？）があった可能性が、既往研究で指摘されています。また、
ふしょく

だこう

砂礫層の下には腐植質の蛇行河川の堆積物があることが、露頭で観察されています。

- 16 -

第３部
けいせいかてい佐野坂崩壊の形成過程
今回の調査により、崩壊崖の地質は北側から南に向かって木崎層の堆積岩、同層の安山岩類、青木花崗岩からなることが分かりました。一方で、崩壊堆積物は大半が安山岩類と頁岩からなり、丘陵の南端沿いでのみ青木花崗岩が混じります。すなわち、崩壊崖と崩壊堆積物の地質はほぼ同じ配列であり、東北東方向に平行移動した位置関係にあります。
このことと、崩壊堆積物の形態的な特徴から、次のように考えると佐野坂崩壊の形成過程を説明できます。

崩壊崖① 約 3.4 万年前に神城断層付近で大地震が起き、佐野坂崩壊が発生した② その際に、2014 年地震の時と同様の
南方向への強い揺れが生じた③ このため、崩壊は青木–中綱断層沿いに
北東向に平行移動しながら進行した④ 崩壊の先端部が旧姫川の河道に詰まって停止したため、「への字」の形となった
崩壊堆積物の体積は約 1 億ｍ3 と見積もられます。c-d 断面上で、崩壊堆積物と同面積の範囲を、ほぼ斜面なりに設定してみました。これを平面的に展開したところ、崩壊前の地形は現在の周辺斜面とほぼ同様の山腹斜面であった可能性が示されました。

- 17 -

第３部

中綱湖の成り立ち
中綱湖の西側山地に位置する鹿島槍スキー場には、段差地形、分離丘、凹地などの異常地形が集中しています。また、ジグソーパズル状に割れた大小の岩塊を含んだ土砂や、ゆるみの激しい岩盤が存在します。このため、鹿島槍スキー場から中綱湖にかけては巨大な地すべりであると判断しました。また、地すべりの末端部には神城断層が位置しており、逆断層の東側が西側にのし上げています。
これらのことから、中綱湖は中綱地すべりと神城断層により旧姫川が堰き止められて形成されたと考えられます。中綱湖で掘削したボーリング B6 は、湖底から 27m までが粘土と砂で、その下が砂礫でした。青木湖のB4 と類似した岩相と厚さであることかDら、佐野坂崩壊とほぼ同時期に発生したAと予想されます。
おもに青木花崗岩

Bからなる山地で地す

鹿島槍スキー場

べりが発生した理由
Cは、青 木–中 綱 断 層と東西方向に推定される断層に沿った広範囲の熱水変質のためと考えられます。
鹿島槍スキー場

鹿島槍スキー場

D

南

B

A
青木湖

活断層の
東側が上昇
西

東

中綱地すべり

活断層の
東側が上昇

中綱湖

西

D

A

B
鹿島槍スキー場

活断層の
変位方向
神城
断層

東

東

鹿島槍スキー場
分離丘

A

C

- 18-

分離丘

分離丘

段差

C
凹地

B

第３部

木崎湖の成り立ち
木崎湖付近には、大規模な崩壊や地すべりはありません。しかし、木崎湖の湖底の地形を見ると、南端部に約 10 m の段差地形があります。ここには松本盆地東縁断層が通過しており、 断層運動により東側が上昇してできた段差です。段差の上には、鹿島川の扇状地がのっています。これらのことから木崎湖は、活断層の変位と鹿島川の扇状地の砂礫の堆積により、農具川が堰き止められてできたと考えられます。

活断層の東側が上昇

松本

層

縁断

東
盆地

活断層の変位方向

南

南

活断層の東側が上昇

木崎湖

松本盆地東縁断層

木崎湖

北

湖底に高さ
10ｍの段差地形陰影図は「カシミール 3D」で作成

a 北

鹿島川の
扇状地

ａ-ｂ 断面 （縦：横= 4：1）

南b
活断層の南東側が上昇

-19 -

活断層の
東側が上昇

第３部
【コラム】親海湿原と姫川源流の成因と湧水
およみ

佐野坂丘陵の北の白馬村側には、親海湿原と姫川源流が位置します。いずれも貴重な自然環境を形成することから、白馬村の天然記念物および長野県の自然環境保全地域に指定されています。
親海湿原と姫川源流は、鳴沢川と崩壊崖の谷から押し出してきた土砂からなる扇状地の末端部に位置します。親海湿原は、佐野坂丘陵とドウカク山および扇状地に囲まれた窪地です。ドウカク山も崩壊堆積物からなることから、三方を崩壊堆積物に囲まれた低地が、へいそく扇状地により西側から閉塞されて湿地になったと考えられます。湿地堆積物の厚さは 25m程度と予想されます。
「姫川源流」の場所には大量の湧水があることから、源流の位置がはっきり分かる珍しい例として知られています。
親海湿原の湧水は、ドウカク山側で少量が認められます。この湧水は水量の季節変化が大きく、降雨時にも増加します。長野オリンピックの環境アセスメントの報告書（1994 年）によると、ボーリング B3 では親海湿原の現在の地表面とほぼ同じ標高に岩盤線があります。
また、水質試験の結果でも大峰帯の地下水と類似することが分かりました。これらのことから、東側の湧水はドウカク山を伏流した東山の水であり、湿原に供給される地下水の大部分は西側の扇状地起源だと考えられます。
一方、姫川源流の湧水は鳴沢川の流路の延長上に位置します。環境アセスメントの報告書でも、水質は西側山地の河川水と類似していることが示されました。このため、「姫川源流」の湧水は、鳴沢川と崩壊崖の谷の流水が扇状地で伏流した後に、扇端部で湧出したものと考えられます。すな
わち、姫川のおもな
源流は鳴沢川にあると言えます。
親海湿原と姫川源流の湧水は、青木湖の湖水が漏れたものではないかと、古くから言われてきました。しかし、少なくとも地表では、明確な青木湖起源の湧水は認められません。
佐野坂崩壊

佐野坂丘陵

親海湿原

-20

第４部 青木湖が記録した過去 3.4 万年間の日本の気候変動
信州大学名誉教授

高知大学客員教授

公文 富士夫

第４部では、仁科三湖の堆積物を用いて過去の地球環境の変化を長年にわたり研究してこられた公文 富士夫氏に、これまでの研究成果を紹介していただきます。

はじめに
過去の気候は、湖の堆積物の性質や含まれる花粉粒子の種類とその量比、湖内で生育したプランクトン種類と量比、および湖外からの有機物供給量などの変動として記録されます。本稿では、気候変動を記録した素材である湖の概要や湖底堆積物の特徴を説明した上で、花粉組成や有機炭素量などの過去の気候を示す指標とその解析結果を解説します。
きゅうしゅん青木湖は急峻な山岳の地形
青木湖は、急峻な地形をもつ仁科山地に隣接しています（図１）。湖底の地形は、仁科山
こぼんてい

しゅこぼん

地の斜面がそのまま伸びた先に、ほぼ平らな湖盆底（主湖盆）が南北に伸びます。湖の北
ふくこぼん

東側には比高 20ｍほどの崖を挟んで緩斜面（副湖盆）が広がっています。
おんぱたんさ

湖底堆積物の概要は、1988 年に実施された音波探査と２カ所の学術ボーリングで判明しています。図２に示すように、湖底堆積物中には多数の反射面が確認され、主湖盆では湖面から 90ｍほどの深さに、副湖盆では湖面から 65ｍほどの深さに音響的な基盤が分布しています。堆積物中に見られる暗線が示す反射面は音波の伝播速度が速くなる層に対応し、掘削コア（ボーリングで地下からくりぬいた地層）試料との比較から、反射面は砂層やテフラ（火山灰）層に、音響的基盤は砂礫層に対応することが確認されます。
また、図２に見られる音響的な類似性や、あとで説明する堆積物の類似性と同時性から判断して、主湖盆と副湖盆との間にある比高 20ｍほどの急崖にそった最近（１万年前以降）の断層運動により、両コアの間で同じ時期の堆積物に標高差が生じたものと考えられます。

副湖盆

B5

B5
B4

B4

主湖盆

図１

図２

青木湖の湖底地形とボーリング
位置および音波探査側線- 21 -

青木湖主湖盆と副湖盆を横断する２つの音波探査断面

第４部

青木湖堆積物にはイベント層が多い
青木湖の学術ボーリング結果を紹介します。湖盆底にたまった堆積物の主体は青灰色の
はくそう

ようり

ひんぱん

シルト質粘土ですが、黄灰色のシルトや黒灰色砂の薄層・葉理を頻繁に、層準によっては無数に挟むことが特徴です。シルト質粘土が X 線の透過しやすい堆積物で、有機物の含有いがい率が高く、珪藻の遺骸や花粉粒子などを多く含みます。それに対して、シルト層や砂層では、
けんだくすい有機物の含有率が低く、花粉粒子の含有率も極端に低いです。後者は洪水に伴う懸濁水やこんだくりゅう

密度流（混濁流）などによるイベント堆積物である可能性が高いです。
図 3 X 線写真で見た
青木湖堆積物の特徴
a シルト質粘土（ときどきシルトや砂の葉理〜薄層が挟まる），b シ
ルト質粘土に挟まるシルト層，c シルト質粘土に挟まる級化砂層，
d 葉理のあるシルト層，
e 葉理のある砂・シル
ト層

青灰色のシルト質粘土は、Ｘ線の透過性が高いた

B4B5めに X 線写真に明るく写ります（図３ a）。シルト
質粘土にはときどき黄灰色の密度が高いシルト薄層
きゅうか（図３b）や級化する砂の薄層が挟まります（図３c）。
少し大きい視野でみると、やや密度の高い粗粒なシ
ようり

ルトとシルト質粘土の薄層が頻繁に繰りかえす葉理
シルト（図３d）、シルトや砂の薄層が頻繁に繰り返
す砂・シルト層（図３ e）などの特徴的な岩相が識別できます。

堆積物の年代は？
図４に、２つの地点の堆積物の岩相の重なりを示しました（柱状図といいます）。青木湖堆積物では、
B5 地点のボーリングコア試料に年代の指標が多く認められるので、最初に B5 地点のコアを基準に年代を検討しました。B5 地点では、九州の大隅半島沖にある鬼界島を噴出源とする K-Ah テフラが深度 124cm に見いだされ、その年代は 7,230 年前です。九州の鹿児島湾（姶良カルデラ）から噴出した AT テフラは深度 1,170cm にあり、その年代
図4

青木湖の２つボーリング調査（B4、B5 地点）で判明した堆積- 22 -

第４部
は 30,000 年前です。深度 1,318cm に見つかった木片の放射性炭素年代が測定されていて、38,400 年前を示します。これらの年代基準点を用いて、基準点間の堆積速度を一定と仮定すると、堆積物の深度を年代に置き換えることができます。なお、AT テフラと年代測定をした木片との間の平均の堆積速度を湖の基盤の深さまで外挿すると、湖を特徴づける粘土質堆積物の始まりは 4.5 万年ほど前になります。しかし、A 地点のコアの下底の年代と比較すると少し古すぎます。
B4 地点のコア試料では、K-Ah テフラが深度 719cm にあります。AT テフラは、採取コアのギャップに入ったのか、B4 地点のコアでは確認ができていません。B5 地点のコ
アにおいては K-Ah テフラと AT テフラの中間付近に細粒の火山灰薄層と粗粒なスコリア（発泡した暗色の火山噴出物）層とが近接して挟まれています。それと同じものが B4 コアの深度 1,805cm に確認されます。スコリア層の年代は B5 地点のコアで 21,500 年前と計算されているので、同じ年代値を使うと、もう一つの年代基準点ができます。湖底面（深度 0cm、1988 年）、K-Ah テフラ、およびスコリア層を基準点として、基準点間の堆積速度を一定と仮定すると深度ごとの堆積物の年代を求めることができます。なお、K-Ah
テフラ～スコリア層間の堆積速度を基盤の深さまで外挿すると、湖底堆積物の始まりは
3.4 万年ほど前になります。
へんせん

後で述べる花粉組成の変遷も、湖底堆積物の最下部が、気候に基づく年代区分の海洋酸
素同位体比ステージ（MIS）3 の末期（3 万数千年前）であることを示唆します。海洋酸
すゆうこうちゅう

素同位体比ステージは、海底に棲む有孔虫の殻に記録された海洋水の酸素同位体比の変動に基づく指標で、寒冷期には酸素同位体比が大きい方に、温暖期には逆に小さい方に振れます。図５に過去 15 万年間の同ステージ区分と青木湖堆積物の年代範囲を示しました。

図５

海洋酸素同位体比を基準とした年代区分と青木湖堆積物の年代範囲
縦軸が逆である（下へいくほど大きくなる）ことに留意のこと- 23 -

第４部

花粉組成は植生を表わす
B4 地点のコア試料に対して、５～ 10cm 間隔で一般的な花粉処理の手順で花粉組成を分析しました。分析者は河合小百合博士です。青木湖の堆積物では、花粉粒子の含有量が少なくて、樹木花粉粒子数が 100 に満たない場合がしばしば起きました。分析試料が洪水層のようなイベント堆積物で希釈されたものと考えられます。そのため分析データの時
へんせん

間的密度に多少のばらつきがあるが、図６に示すようなほぼ連続的な植生の変遷を明らかにすることができました。
植生、特に樹木の種構成は、気温と降水量に支配されています。中学・高校で「世界の気候帯」を学んだと思いますが、その気候帯名には植生名が反映している場合も多いのです。
東アジアモンスーン帯に位置する日本の場合には、降水量は十分にあるので、もっぱら温度に依存して植生が変わります。温度は緯度とともに高度（標高）によっても変わります。
植生帯を標高の高い方から並べると、高山帯のハイマツと草原、亜高山帯の常緑針葉樹林、低山地帯の落葉樹林（夏緑樹林）、低地帯の常緑樹林となります。青木湖に隣接する北アルプスでは、おおよそ標高 2,400 ～ 1,600ｍに常緑針葉樹林が、1,600 ～ 600ｍに落葉広葉樹林が、600ｍ以下に常緑広葉樹林が広がります。
前述のような現生の植生についての知識に基礎をおいて、花粉組成の分析結果をまとめた図６を解釈すると、次のようになります。現在から 1.1 万年ほど前までは、落葉広葉樹
花粉が優占しており、現在と同じ植生帯で、気温や降水量に大きな変動はなかったことを示しています。すなわち、約 1.1 万年前に現在と同じような暖かさになって、それが今まで続いていることが分かります。なお、この期間に常緑針葉樹の花粉が少量ながらも継続的に含まれるのは、今も亜高山域に生育する針葉樹から花粉が飛来していたからです。ち
なみに、ニヨウマツの出現と時代を追った増加は、人為的な自然の改変（焼き畑や農耕）の増加を反映したものと考えられます。
その前の時代、1.5 万年前から 1.1 万年前の間では、落葉広葉樹の割合が急激に増加し、代わりに針葉樹が急激に減少します。この時期に生じた全地球的な氷床の後退と温暖化に対応して、亜高山帯の常緑針葉樹林が落葉広葉樹に置き換えられたのです。なお、落葉広葉樹の増加は一直線ではなく、途中で何度か減少する時期があります。「寒の戻り」と呼ばれる、温暖化する途中における停滞や再寒冷化を示している可能性があります。
1.5 万年前～約 3 万年前までの期間は亜高山帯の常緑針葉樹の花粉が卓越します。標高822ｍの青木湖の周囲は常緑針葉樹で覆われ、川や谷沿って局所的に落葉広葉樹が生育するような景観が想定されます。現在では標高 1,600ｍよりも高い位置にある亜高山帯の下限が青木湖の標高 822ｍよりも下に位置していたことを意味しており、平均気温で現在よりも 6 ～ 9℃気温が低かったと考えられます。この時代は最終氷期の最寒冷期とも呼ばれる最も寒い時期で、日本アルプスの各所にも山岳氷河ができていました。
青木湖堆積物の最下部にあたる 3.0 ～ 3.4 万年前では、落葉広葉樹の比率が少し大きいです。おもに気温の変動を反映した気候変動の指標（海洋酸素同位体比）に基づいた古気候ステージの MIS 3 に当たる時代で、前述した 3 万年前以降の時代よりも暖かかったのです（図５）。MIS 3 は氷期の中に挟まる亜間氷期（相対的に暖かい時期）の一つであり、かつ、亜間氷期の中にさらに多数の短い寒暖の繰り返しを持つことでも知られています。その特徴が花粉組成にも表れています。

- 24 -

第４部

図６

青木湖堆積物中の花粉組成と有機物含有量の変遷- 25 -

第４部

有機物の含有量の変動も気候変動を示す
過去の気候を示す指標が多いほど、復元される過去の気候の信頼性は高まります。湖内に生育するプランクトンの量や湖外から流入する有機物量は気候とも深い関係があり、中緯度域の湖沼では、暖かい時期には湖底に沈積して保存される有機物量が増加します。有そうゆうきたんそりょう

機物量は総有機炭素量（Total Organic Carbon: TOC）として簡便に測定できます。
図６の右側に、花粉組成の年代的変遷と並べて有機炭素量（TOC）、窒素量（TN）および炭素 / 窒素比 (C/N 比 ) を示しました。湖内の生物生産が高い温暖期には TOC と TN の含有率が高く、逆に寒冷期には低くなります。前述したように青木湖の堆積物には有機物
きしゃくをほとんど含まないイベント層が多いので、しばしば有機物が希釈されて濃度が低下するというノイズが発生して、ばらつきの多い結果となっています。それでも大局的に、花粉組成の示す寒暖変動に対応した増減が読み取れます。

汎世界的な気候変動の原因
青木湖の堆積物で確認された数万年スケールの気候変動はどのような原因で生じたものでしょうか。いろいろと複雑な議論はありますが、結論を述べると、発見者の名前にちなんでミランコビッチ・サイクルと呼ばれる太陽放射エネルギーの到達量の周期的変動が根本的原因です。もう少し具体的に言うと、地球は太陽を公転しつつ自転していますが、その公転軌道の楕円度と自転軸の傾きの大きさ、および自転軸の向きが周期的に揺らいでいます。この 3 つの要因が変動する結果、北半球の高緯度地域に到達する太陽エネルギーが周期的に増減します。夏の日射エネルギーの少ない時期に大陸氷床の拡大が始まると、その拡大自体が氷期の強化をもたらすというフィードバック効果が生じて寒冷化が進行します。これに地殻のアイソスタシーが加わって、約 10 万年、4 万年、2 万年の周期をもつ
寒暖変動が生じます。
最近の地球の寒暖変動のもっとも良い証拠は、グリーンランド氷床に記録されています。
氷床をつくる氷の酸素同位体比に記録された寒暖変動は、数十年の単位で詳細に解析されています。その結果は青木湖で解明された寒暖変動を裏付けるものです。グリーンランド
氷床の記録は約 12 万年前までしかありませんが、南極氷床には 80 万年前までの記録がさかのぼあります。精度は粗くなりますが、遠洋の海底堆積物からは 530 万年前まで遡る寒暖変動
はんせかいてきの記録が解明されています。しかし、これらは汎世界的な気候の「平均値」なので、個別
地域の具体的な気候変動の証拠には独自の重要性があります。

- 26 -

まとめと今後の課題
まとめ
今回の野外調査の結果と既往研究から、仁科三湖の成り立ちを以下のように考えました。
1．約 3.4 万年前に仁科山地で佐野坂崩壊が発生し、崩壊堆積物で佐野坂丘陵ができた。
せ

2．これにより、旧姫川が堰き止められて天然ダムの青木湖が形成された。
3．崩壊の際に、山腹斜面は青木–中綱断層沿いに北東方向にほぼ平行移動した。
ゆ4．北側に移動した原因は、神城断層の大地震に伴う南方向への強い揺れの可能性がある。
5．中綱湖は、中綱地すべりの東方向への移動と、神城断層の西方向への変位による、旧姫川の堰き止めで形成された。
6．中綱地すべりは、佐野坂崩壊とほぼ同時期に発生した可能性がある。
7．木崎湖は、松本盆地東縁断層の南東側が隆起して農具川を堰き止めたことで形成された。
8．その時期は、佐野坂崩壊により南方向に流れる農具川が形成された後である。
9．湖となった後の仁科三湖では、湖底の堆積物に日本の気候変動が記録されている。

今後の課題
この企画展で紹介した仁科三湖の成り立ちは、今後ボーリング調査などの地下情報を加えた上で検証する必要があります。本論がこれまで不明な点が多かった仁科三湖の成因について、ボーリングも含めた学術的な議論が進むきっかけになることを期待します。
青木湖～木崎湖間の低地帯で最も標高が高いのは中央狭窄部であり、青木湖の湖面の高
きょうさく

さは中央狭窄部の標高によって決まっています。ただし、青木湖の湖面はかつては低かっ
かんけつたものの、数回にわたって間欠的に上昇したことが既往研究で分かっています。

abａ-ｂ 断面 （縦：横= 4：1）
東西断面交点？

一方で、3.4 万年前までは、大町から白馬にかけて流れていた河川（旧鹿島川？）があった可能性があります。また青木湖では、湖になってから神城断層の東側が 20m 隆起しました。これらのことから、約 3.4 万年前は幅の広い川だった中央狭窄部の位置で、その後の活断層の変位により大峰山地が隆起して、仁科山地に直接乗り上げている可能性があります。これに伴う中央狭窄部の隆起が、青木湖の湖面の間欠的な上昇の原因のひとつと予想されます。昭和初期からとなえられてきた「断層湖」説の実態を解明することは、残された重要な課題だと考えています。このように、皆さんの身近なそれぞれの自然景観の中にも、大地の成り立ちの謎が秘められています。

- 27 -（専門員

太田 勝一）

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多 里英・公文富士夫・小林舞子・酒井潤一（2000）：長野県北西部，青木湖の成因と周辺の最上部第四紀層．第四紀研究，
39 巻，1－13．
大町市教育委員会（1998）：国道 148 号青木湖バイパス工事用地内遺跡調査報告．大町市埋蔵文化財調査報告書
第 37 集．
太田勝一（2021）：青木湖と佐野坂丘陵の成り立ち（予報）．市立大町山岳博物館 研究紀要，6 号，7–16．
笹倉正夫（1933）：信濃仁科山脈産月長石石英斑岩と同族深成岩との関係．火山，1 巻，60–73．
柴田秀賢・原喜久男（1955）：日本北アルプスの仁科型亜アルカリ火成岩類，東京教育大学研究報告，4 号，33–46．
下川浩一・山崎晴雄 (1987)：古神域湖の堆積物から見た断層運動．第四紀学会講演要旨，18，92-93．
地質調査所 (1988)：青木湖湖底堆積物採取作業報告書．
田中阿歌麿（1930）：『日本北アルプス湖沼の研究』，古今書院，
東郷正美・池田安隆・今泉俊文・佐藤比呂志 (1996)：神城断層両端部の断層変位地形．活断層研究，15，9-16．
植木忠正・原山 智（2012）：北アルプス，
仁科山地における白亜紀後期の高温で水に乏しい珪長質火成活動．地質学雑誌，
118 巻，207–219．
渡辺吉和・大場孝信（2017）：長野県大町市，仁科山地に分布する木崎流紋岩地質学的・岩石学的研究．糸魚川市博物館研究報告，4 号，1–21．
渡辺吉和・大場孝信・山縣耕太郎（2017）：長野県大町市に分布する木崎流紋岩中のパーサイトの成因について．上越
教育大学研究紀要，37 巻．
八木貞助 (1934)：仁科三湖の地質と其成因．学雑誌，46，3 72-382．
山下 昇・小阪共栄・矢野賢治（1985）：長野県青木湖北岸の佐野坂山の崩壊堆積物．信州大学理学部紀要，20，
199－220．
八木浩司・井口 隆（2015）：空から見る日本の地すべり地形シリーズ 40 糸魚川—静岡構造線沿いの地すべりダム湖・
青木湖．日本地すべり学会誌，52，3，152－154．
矢野孝雄（2017）：青木湖の生い立ち．山と博物館：研究ノート，市立大町山岳博物館，2–3．

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令和４年度 市立大町山岳博物館 企画展

仁科三湖の成り立ち
発 行 日
編集・発行

20２２( 令和４) 年 9 月 30 日
市立大町山岳博物館〒398-0002 長野県大町市大町 8056-1
TEL：0261-22-0211 ／ FAX：0261-21-2133
E-mail：sanpaku@city.omachi.nagano.jp
URL：https://www.omachi-sanpaku.com

印刷・製本

株式会社

奥村印刷所

〒398-0002 長野県大町市九日町２４７０
TEL：0261-22-0205 ／ FAX：0261-22-1345

南

佐野坂崩壊

北

中綱地すべり佐野坂丘陵

青木湖