URBAN KUBOTA NO.00｜2

アーバンクボタNo.18

APRIL

1980

株式会社クボタ●目次
特集＝関東堆積盆地
１関東堆積盆地①関東堆積盆地の土台

鈴木尉元 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 2②関東堆積盆地の構造とその発達
③古東京湾

三梨

̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 6

菊地隆男 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 16

小玉喜三郎・鈴木尉元 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 22⑤相模堆積盆地 岡重文 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 26④台地の成立２造構運動のモデル
小玉喜三郎・鈴木尉元・三梨̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 34

３座談会・関東堆積盆地をめぐって①関東堆積盆地 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 36
三梨・菊地隆男・小玉喜三郎・堀口万吉②地盤沈下の歴史と現況 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 42
近藤精造③地下流体資源と広域的流動 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 45
楡井久④地震と地質構造 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 51
堀口万吉・鈴木尉元
城ヶ島西端の小断層系 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 56
小玉喜三郎

写真 ○
Ａ 〜○
Ｄ の解説は表２にあります。

発行所＝株式会社クボタ
大阪市浪速区敷津東１丁目２番47号
発行日＝1980年４月
第５刷＝1997年３月
編集製作＝(有)アーバンクボタ編集室
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
主要図版作製＝巧凡社

URBAN KUBOTA NO.18｜1

表紙および扉写真位置図●表紙カラー写真①〜⑦

Ａ 〜○
Ｄ●扉カラー写真○①房総半島中西部の鋸山向斜．千葉県富津市金谷

Ａ 上総層群市宿層のクロスラミナ．千葉県君津郡○の明鐘岬付近．右端の２本の電柱付近の地層は，

大佐和町「浅間山」付近．市宿層は，細礫を含む

50°
前 後 の 傾 斜 で 左 方 に 傾 き ，中 央 部 な い し そ れ よ

粗ないし中粒砂からなり，しばしば写真にみるより 左 方 の 地 層 は ，や は り 50°前後の傾斜で右方に傾うなクロスラミナ（斜交葉理）が発達する．地層

く．向斜軸は，右から２本目と３本目の電柱の中

面 は ，10°
以 下 の 傾 斜 で 左 下 り で 傾 く が ，ク ロ ス ラ間にある．向斜を構成する地層は，三浦層群の稲ミ ナ は 30°あまりの傾斜で左方に傾く．

子沢層・萩生層とその上に平行不整合に重なる竹Ｂ下総層群藪層中の貝化石層．千葉県木更津市藪○岡層であるが，写真の範囲内では，スコリヤ質砂西南方．藪層は，細〜中粒砂を主とし泥層をはさ岩・凝灰岩・凝灰質泥岩との互層からなる荻生層む地層であるが，写真にみるように貝化石層がしがみられる。

ばしばはさまれる．

② 三浦層群清澄 層中に発達するＨＫ凝灰岩．千葉県

Ｃ 保田層群増間層．千葉県安房郡三芳村増間のダ○

君津郡上総町札郷．露頭の右下の白色部分（撮影

ム付近．増間層は，泥岩と白色凝灰岩との互層かのさいこの部分だけ表層を削っている）の地層がらなるが，写真にみられるように，地層は殆んどＨＫ凝灰岩（有色鉱物の散る白色粗粒凝灰岩，厚垂直にたっており，摺曲・断層により構造はかな

さ 約 1.5ｍ ）．その上は砂岩・泥岩互層からなる清り複雑である．

澄 層 ． 清 澄 層 は 40°
前 後 の 傾 き で 左 方 に 傾 き ，そ れＤ保田層群上に分布する玄武岩の枕状溶岩．千葉○をほぼ水平に切って段丘堆積層が不整合に重なる．

県鴨川市新屋敷南東方の海岸付近．

③三浦層群清澄層中に発達する断層系．千葉県勝（文＝鈴木，写真＝編集部）

浦市．房総半島東岸沿いには正断層や逆断層など
多数の断層系統が発達する．とくに南北方向の正断層が集中的に発達し，しかも東側に落差のある断層が卓越するため，地殼は階段状に太平洋側へ低下している．
④上総層群梅ヶ瀬層の岩相．千葉県君津郡上総町
坂畑付近．梅ヶ瀬層は，主として砂勝ちの砂泥互層からなるが，泥勝ちの砂泥互層をはさむ．写真の場所は，砂岩（白っぽい層）と泥岩（濃い灰茶色の層）がほぼ等量の互層をなす．
⑤南下浦断層の露頭．神奈川県三浦市南下浦町高抜．東西性の高角度逆断層で，更新世中期の相模層 群（ 写 真 の 右 側 ）の 上 に 、 中 新 世 の 三 浦 層 群（ 写真の左側）がのしあげている．この断層は，更新世後期の武蔵野ローム層までを切る活断層．
⑥上総層群基底の黒滝不整合．千葉県勝浦市鵜原
付近．不整合面は，写真の左端やや上部から写真
中央部にかけて右下りに下位層を切る線で，それより上位の地層は，泥岩の巨礫を含む凝灰質砂岩層からなる．下位層は，泥岩と砂岩の互層からなる三浦層群清澄層．三浦層群最上部の安野層はけずりさられている．
（文＝鈴木・小玉，写真＝編集部）

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関東堆積盆地―１

関東堆積盆地の土台
鈴木尉元＝通産省工業技術院地質調査所①はじめに第三系は同帯の南部に発達する．四万十帯の地≪三波川帯の基盤岩≫

本州の中央部に位置する関東平野は，日本列島

層は，褶曲や断層によって複雑な構造を示す．

まず，関東山地に分布する地層や岩石の延長をのなかで最も大きな広がりをもつ平野である．

さて，図で示される西南日本各地質区の帯状構

追ってみよう．同山地の北部に西北西―東南東

この関東平野を中心に，関東堆積盆地が発生す

造は，西は九州東部から中国・四国および近畿方向の一般走向で分布する三波川帯の延長は，る．すなわちここには，新第三紀・第四紀の地

地方をへて，中部地方にまで追跡することがで

成田Ｒ-1・多古Ｒ-1・船橋ＦＲ-18などの坑井層があつく堆積していて，古生代・中生代・古きる．その一般走向は，中国・四国地方から近で確認されている．成田では滑石をともなう緑

第三紀の古い地層は周辺の山地部にのみ分布し，畿地方まではほぼ東西方向であるが，中部地方

色片岩，多古では緑色片岩，船橋からは絹雲母

堆積盆地内には露出していない．しかし，新第西部から東部に向かうと北東―南西から北北東

緑泥石片岩および石英石墨片岩が報告されてい三系・第四系の被覆層をはいでしまうと，その―南南西にその方向をかえる．この曲がりは，る．このほか新利根Ｒ-1 と通産省船橋地盤沈下から古い地層が顔をだすことになる．この新内帯よりも外帯に著しい．そしてこの帯状構造

下観測井から黒色千枚岩が報告されており，三にらさき

三系・第四系の入れ物は，東西と南北方向に直は，糸魚川から韮 崎 をへて静岡にいたる大きな

波川帯の岩石とみられている．

線的で多少いびつになったお盆のような形がみ

断層，糸魚川・静岡線によって断たれ，その東

このような関東平野における三波川帯の岩石のられるはずである．つまり，このお盆のような側では，厚い新第三紀層の下にかくされてしま分布から，関東山地の三波川帯はそのまま東南

入れ物を，新第三紀・第四紀の堆積物がうめてう．しかし，関東山地で再び顔をだす．ただし

東にのび，東京湾奥の船橋付近から利根川沿岸

いることから関東堆積盆地とよばれるわけであ

関東山地には，三波川帯・秩父帯・四万十帯な付近にまで分布していることがわかる．ただし，る．ここでは，この堆積盆地の土台の構造につど外帯の地層や岩石が分布するだけで，内帯の九十九里沿岸から銚子・鹿島にいたる太平洋沿いて検討する．

地層や岩石はみられない．また，四万十帯には，岸には，その分布が確認されていない．

②西南日本の帯状構造

主として白亜系からなる北帯しかみられず，古≪秩父帯の基盤岩と白亜系≫

本州は，直線的な東北日本と西南日本からなり，第三系からなる南帯は，丹沢山地のあつい新第関東山地には，三波川帯の南側に主として≪古

両者は，関東地方で接している．西南日本は，三系下にかくされてしまっている．

生層≫からなる秩父帯が分布するが，関東平野

図１にみるように，内側から飛騨帯，美濃・丹

関東山地の上記岩層の一般走向は，西北西―東においては，三波川帯の南側の各所で，基盤岩

波帯，領家帯，三波川帯，秩父帯，四万十帯に南東方向をとり，中部地方東部の一般走向に直として砂岩が記載されている.菱田Ｒ-1・八 街分けられる．飛騨帯は，中核部の飛騨変成岩コ

交する．なお，関東山地北部には，三井山石英

Ｒ-2・飯岡Ｒ-1・旭Ｒ-1・Ｒ-2・蓮沼ＴＲ-1・

せん りょく がん

やち また

なるとう

ンプレックスと南東縁辺部の船津花崗岩からな

閃 緑 岩 ・金勝山石英閃緑岩などの花崗岩質岩

成 東 Ｒ-2などである．これらのうち飯岡Ｒ-1のり，その外側に，幅数ｋｍの飛騨外縁構造体がが，三波川帯に分布している．これらは元来，

堅硬なアルコース質細粒砂岩，旭Ｒ-2の砂岩，発達する．最近，宇奈月の結晶片岩から化石が領家帯の花崗岩に相当する可能性があり（加納，蓮沼ＴＲ-1のグレイワッケ（？），成東Ｒ-2の砂発見され，その時代が上部古生代に確 定 し た

1969，1970），西南日本の典型的な帯状配列か岩は≪古生層≫であるが，菱田Ｒ-1の砂岩，八（広井，1978）．しかし，中核部の岩体には，先らはずれている．同様の傾向は，西南日本西縁

街Ｒ-2の礫岩・砂岩互層，旭Ｒ-1の砂岩は白亜

カンブリア地域に多いグラニュライト相がみらにあたる九州において古くから指摘されている

系とされている．なお，菱田Ｒ-1と蓮沼ＴＲ-1

れ，中国大陸の摩天嶺系との岩相の類似から先が，東縁にあたる関東においても規則性からのについては，基盤に掘りこんだかどうか疑問視

カンブリア界の存在が暗示されている．

ずれが認められる．

されている．

美濃・丹波帯は，非変成の古生層ないし下部中③関東平野における基盤岩の分布

上記の≪古生層≫は秩父帯の地層と考えられる生層がひろく分布し，褶曲や断層でかなり複雑

あつい第四系・新第三系におおわれているためが，白亜系とされた地層は，どのような性格のな構造をもっている．領家帯は，花崗岩類がひ関東平野深部の基盤岩の分布については，戦前地層であろうか．西南日本の中央構造線にそっろく分布し，低圧高温型の変成岩が断片的に分までは，周辺山地における基盤岩の分布からのて，あるいは秩父帯にかかった地域には，ジュ

布することによって特徴づけられる広域接触変外挿によって想像されるにすぎなかった．とこ

ラ紀後期から白亜紀にかけて，各地に地溝状の成帯である．三波川帯は，主として塩基性片岩

ろが1950年から1960年代初頭にかけて，主とし堆積盆地が形成された．規模の大きなものとし

・泥質片岩・砂質片岩など低温高圧型の変成岩て天然ガスの探鉱や開発に関連して多くの坑井ては，九州東部の大野川層群，四国中央部から類からなり，変輝緑岩・変はんれい岩・起塩基が掘られ，被覆層をつらぬいて基盤岩にまで達

紀伊半島西部にかけて分布する和泉層群などが性岩類をともなう．なお，領家帯と三波川帯とした坑井もかなりの数に達した（石井，1961）．

知られている．関東山地の秩父帯中部に発達すは，中央構造線とよばれる大断層によってへだ

最近では，首都圏に発生する地震を予知する目る山中地溝帯の白亜系や，茨城県南部の那珂湊

てられている．中央構造線より内側は内帯，外的で，地震計を基盤内に設置するための坑井がふきんに分布する白亜系も，この種の地層と考側は外帯とよばれる．

３本ほど掘られ，関東平野の基盤構造解明のたえられている．これらの地層の特徴は，砂岩や秩父帯は，主に非変成ないし弱変成の上部古生めの貴重な資料を 提供している（福田ほか，礫岩などの粗粒堆積物をひんぱんに挾むこと，

層ないし三畳系からなり，複雑な構造をもつ．

1974）．ここでは，これらの資料を参照しなが地層の層厚がきわめてあついことなどである．

四万十帯は，上部中生界ないし古第三系があつら，関東平野の基盤構造を検討してみよう（図関東平野において白亜系として記載されているく分布するが，上部中生界は同帯の北部に，古１および表１）．

地層の多くが砂岩や礫岩であり，構造的な位置

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が秩父帯にあることから，それらは，上に述べ

図１−本州中央部の先新第三系の地質構造図

た関東山地の山中地溝帯の白亜系のような性格の地層と考えられる．
≪四万十帯北帯および南帯の基盤岩≫
秩父帯の南側には，四万十帯が配列する．四万十帯は，主として白亜系からなる北帯と，主として古第三系からなる南帯に分けられ，関東山
地には，北帯のみ分布することはすでに述べた．
ただしこの南帯の延長は，三浦半島中部と房総半島南部に，それぞれ葉山層群および嶺岡層群
・保田層群として分布している．また最近，多摩川にそう府中市付近で掘られた坑井で，四万十北帯の粘板岩が基盤として確認されている．
また，房総半島中西部の大佐和町で掘られた坑井で，保田層群の分布が確認されている．
≪領家帯の基盤岩と中央構造線≫
三波川帯の北側には，中央構造線をはさんで領家帯が分布するはずであるが，関東山地の北方
では，新第三系・第四系におおわれているために，地表にその分布をみることはできない．そこで，関東平野に掘られた坑井で，三波川帯より北側に分布するものについてみてみよう．
かす か

この地域で基盤にまで到達した坑井には，春日
べ

まつぶせ

いわつき

部 ＧＳ-1・松 伏 ＳＴ-1・深層地震観測井≪岩 槻 ≫・ 鹿島ＫＴ-1・野田Ｒ-1などがある． 春日部
ＧＳ-1では，上位の暗灰色の硬質泥岩と下位の石灰質粘板岩からなる．これらの地層は，関東
山地北西縁の下仁田ふきんに分布する跡倉層・南蛇井層に岩相が類似するといわれている．松

表１−関東平野において基盤に達した坑井一覧

伏ＳＴ-1では，片麻岩質花崗閃緑岩からなり，
中央構造線ぞいに分布する鹿塩片麻岩に似ているといわれている．なおこの花崗岩質岩については，構造帯にそう古い花崗岩質岩という見方もある．深層地震観測井≪岩槻≫では，石英斑岩を主とし，そのほかに角閃石・緑れん石岩や斜長石角閃岩が報告されている．野田Ｒ-1では，片麻状花崗岩あるいは花崗閃緑岩からなる．
以上の基盤岩の分布から，松伏・岩槻・野田は
西南日本内帯の領家帯の延長にあたると考えられる．春日部は，さきに述べた中央構造線ぞい
ないしその付近に形成された白亜紀の地溝にあたるものと考えられる．したがって内帯と外帯をわける中央構造線は，春日部付近から竜ケ崎
北方を通り，東方にのびるものと考え られる（図１）．以上のように，関東平野の基盤は，関東山地の帯状構造がそのまま直線的にのびてい
ることがわかる．

URBAN KUBOTA NO.18｜3

④東北日本との境界問題

沖の白亜系・古第三系の構造は，ゆるい複向斜

島南部には古第三系が分布している．

西南日本と東北日本との境界がどこにあり，ま構造を示すにすぎない．とすると，四万十帯とさきにみたように，関東平野のあつい第四紀層

た両者がどのような関係にあるのかという問題

常磐地域との構造は，どのような関係にあるの・新第三紀層を貫ぬいて基盤に達した坑井は，は，明治以来多くの研究者によって議論され，だろうか．筆者は，関東山地から三浦・房総半

かなりの数にのぼっている．また爆破地震によ

いまだに決着をみていない日本地質学上の大問

島へとつながる四万十帯は，棚倉構造線によっって，基盤からの反射波や屈折波が観測されて題である．これまで，糸魚川―静岡構造線をもて東縁を限られ，それより東方には延びないといる地域も多い（石井，1961）．一方，関東地ってその境界とする見解が一般的であったが，考える．一方，常磐沖のようなゆるい複向斜も方南部では精しい地質調査が行なわれているの

近年，古生代ないし古第三紀における大きな境

棚倉構造線より東方に発達し，西方には及ばなで，その結果から基盤の形状を推定することが界を，阿武隈山地の南西縁にそって北北西方向

いと考えられる．このように，古第三系までのできる．次に，こうした基盤の形状について検にのびる棚倉構造線とする見解がつよくなって構造発達の過程において，棚倉構造線は非常に討しよう．

きている（吉田，1978）（図１・図２）．同線にそ大きな意味をもっている．

これらの資料をもとに，関東構造盆地の形状をって，基盤の花崗岩類は２〜５ｋｍも破砕され≪関東地方の北縁≫示したものが図３である．この図から，基盤深ている．ここでは，東北地方南部と関東地方とさきにのべたように，関東山地の一般走向は西度のもっとも深い地域は，房総半島北部から西の関係を中心に，この問題を検討してみよう．

北西―東南東であるが，この傾向は関東平野のにのび，武蔵野丘陵東部付近で北に転じ，埼玉

関東地方以北の東北日本南部は，西側から上越基盤にも及ぶ．関東平野内には，先新第三系基県東部にいたる地域にひろがっている．そして・足尾帯，阿武隈帯，南部北上帯に分けられる．

盤岩の露出はみられないが，足尾山地南西方の

この上に3,000ｍちかい地層が堆積している．

上越・足尾帯には，非変成ないし弱変成の上部

八王子丘陵（図１）には，小さな古生層の分布

この地域から周辺の山地にむかって，基盤の深古生層ないし下部中生層が主として分布し，西が見られる．ここの古生層は，関東山地のそれ

度はしだいに浅くなる．房総半島北部から武蔵

南日本の美濃・丹波帯に対比される．ただしそと平行して西北西―東南東の走向をもち，足尾野丘陵にいたる地域では，その南方の房総半島の一般走向は，北北西―南南東ないし北北東―

山地など東北日本南部の古生層と直交する構造

南部や三浦半島中部にむかって，東西にちかい

南南西方向を示すが，阿武隈帯に近ずくと，そをもっている（須藤ほか，1976）．後の章でのべ等深線で浅くなっていく．埼玉県東部から武蔵の一般走向に平行して北北西―南南東方向を示られるように，関東平野の第四紀の造構運動は，

野丘陵にいたる地域では，ほぼ南北の等深線をし，そこから離れるにしたがって北北東―南南基盤の構造に支配されて，西北西―東南東方向

もって西方に浅くなる．銚子付近から西北西に東方向とる傾向がある（図１）．なお上越帯ににのびた地溝的な沈降運動を行なっている．こ

むかっては，基盤の相対的に浅い張りだしがみ

は，高圧変成岩が分布し，飛騨外縁帯と対比すの傾向は，足尾山地と八王子丘陵との境界（そられる．なお，足尾山地と関東山地にはさまれる見解がある．

こに渡良瀬川が流れる）の南東延長部ふきんにた熊谷から高崎にのびる平野部や，筑波山と足阿武隈帯は，深成岩・変成岩分布地域である．

まで認められる（小玉・鈴木，1979）．したが尾山地にはさまれた平野部には，あつい第四紀

変成岩は御斎 所 ・竹 貫 変成岩で代表され，阿武って，関東地方の構造が示す西北西―東南東の層・新第三紀層が堆積し，基盤が深く沈みこん

隈帯の基盤をなす．これら変成岩の原岩の年代

一般走向は，これと直交する構造を示す東北日でいるが，あとの主題に直接関係がないので，は不明であるが，先カンブリア紀と推定されて本南部にすぐ接する付近にまで認められること

ここではふれない．

いる（加納，1979）．これらを貫ぬいて，新旧になる．すなわち両者は，関東地方北部で漸移

以上のように，関東堆積盆地は，周辺を直線状

各種の岩崗岩類が広く分布する．阿武隈帯の変帯をはさむことなしに，直角に近く接することにかぎられた角ばった形状をもっている．これ

成岩の示す一般走向は，北北西―南南東ないしになり，大きな構造的不連続がその間に存在すは，この盆地が，断層によって限られた基盤地

南北で，阿武隈帯外縁の一般走向に平行する．

ることを予想させる．

塊の沈降によって形成されたことを暗示してい同帯の東縁には，南北に近い方向の畑川破砕帯

これまでも，東北地方と関東地方との構造方向

る．事実，関東山地の東縁には，八王子線とよが発達する．

の違いから，両者の境界に大きな構造線が想定ばれる南北方向の断層線の存在が古くから想定

南部北上帯は，大部分非変成古生層とそれを貫されてきた．小林・大塚（1938）は，利根川ぞされていた（矢部，1927）．最近，更新世前期

ぬく白亜紀の花崗岩からなり，そのほか中生層

いに関東構造線，望月（1950）は利根川構造線の上総層群の堆積盆地の縁辺が山地の東縁にあが分布する．それらは，北北西―南南東の一般を想定している．山下（1970）は，新潟県の新たり，この堆積盆地を限る断層がその発生段階走向をもち，阿武隈帯とほぼ平行して走ること

第三系の構造の地域的な特徴の違いから，利根に形成されていることが明らかにされた（竹越になる（図２）．したがって，棚倉構造線まで

川構造線が柏崎付近まで延びるものと考え，こほか，1979）．関東山地東縁に接する地層は，は西南日本の各構造帯を追跡できるけれども，の線を柏崎―銚子線とよんだ．

北東部にいたると中新世中後期（新第三紀中〜

同線以東は，独自の構造配列を示し，西南日本⑤関東構造盆地の形状

後期）になり，南東縁よりも古い時期に，関東とつなぐことはできない．

関東地方の北部および西部には，筑波・足尾・山地の縁辺の形成の可能性を示唆している．他

ところで常磐地域の白亜系・古第三系は，西南関東山地などに，ひろく先新第三系の基盤岩がの縁辺についても同様の性格をもつものと考え

日本外帯の四万十帯の地層ほど複雑な地層を示分布している．また東部の銚子付近には古生層られるが，将来の課題である．

さない．近年の海域の調査結果をみると，常磐・白亜系が，南部の三浦半島中部および房総半

関東地方周辺の南北方向の構造線としては，糸ご ざいしよたかぬき

かど

URBAN KUBOTA NO.18｜4

魚川―静岡線が知られているが，この線の活動

図２−東北日本地質構造図<吉田尚 1978>

図３−関東堆積盆地基底の等深線図

は，新第三紀の中頃以降に著しい．その意味については，次節で論ずることにしよう．
⑥本州弧と伊豆・小笠原弧の会合部
関東地方は，東北日本と西南日本との境界に位置すると同時に，伊豆・小笠原諸島をその上にのせる伊豆・小笠原弧の延長にもあたっている．
したがって関東地方の構造には，本州弧固有の構造と同時に，伊豆・小笠原弧の構造の特徴をもあわせもっているようにみえる（図４）．
伊豆・小笠原弧は，東縁を伊豆・小笠原海溝によって，西縁を四国海盆との境界に限られているが，いずれの境界も，南北方向に直線的にのびている．本州弧の中央部は，西から赤石裂線
・糸魚川―静岡線・棚倉構造線・畑川破砕帯・双葉断層など，大規模な南北方向の断層の発達で特徴づけられる．これら南北方向の構造の発達する地域は，上記の伊豆・小笠原弧の延長上で，その東西両縁を北方に延長した範囲に限ら

図４−本州中央部の先新第三系の地質構造と周辺海域の地形単元れる．海底地形は，その地質構造をよく反映する．伊豆・小笠原弧北部の地形を，地質構造の観点から少しこまかく見てみよう．図４にみる
ように，伊豆・小笠原弧の北西部には，北東―
南西ないし北北東―南南西にのびる構造単元が，雁行状に配列している．それらは，八丈島をのせる海嶺，大島から南西にのびる海嶺などである．この方向の構造系列は，南東から北西方に向かってしだいに規模を縮小しながら，また，
北東―南西から南北に方向をかえながら，本州
弧内にもその発達が見られる．
一方，これにほぼ直交して，相模海盆が西北西―東南東方向にのびている．この方向は，関東地方の基盤構造の一般走向で，北方にしだいに明瞭な構造となる．
このように，本州弧中央部は，本州弧固有の構造に対して，伊豆・小笠原弧が干渉したような構造をもっているようにみえる．また両者の境
界では，しだいに，一方の構造から他方の構造へ移過するように見られる．
関東堆積盆地の運動は，本州弧，とくに西南日
本外帯の運動と共通した面を多くもつと同時に，
関東堆積盆地固有の運動も顕著である．とくに，新しい鮮新世ないし第四紀の運動に，この特徴がいちぢるしい．これは，上にのベたような本
州弧と伊豆・小笠原弧との干渉地帯にあることと関係をもつものと考えられる．

URBAN KUBOTA NO.18｜5

関東堆積盆地―２

関東堆積盆地の構造とその発達
三梨＝島根大学理学部教授①はじめに②鍵層をたずねていノートを写しにきたりした．そこで始めてわ

関東地方の平野部を中心とした地域は，約2,250

戦後まもない頃のわが国では，燃料資源対策がれわれは，若しかすると≪いい線をいっている

万年前に始まる新第三紀から現在に至るまで，急務とされていたが，当時，地質調査所の新入のかな≫と思ったりしたが，同時にまた大先輩

全体として沈降運動が主体となった地域である．

所員であった私は，当然のことながら天然ガスの姿勢に感心したりしたものであった．

その沈降運動によって形成された地形，すなわの調査に従事させられた．場所は房総半島の茂この方法をとると，地層を手あたり次第実測しち沈降盆地には，必然的に海が侵入し，また河原地区で，当時としては珍しく，実測の１万分なければならないし，鍵層や断層をクワで掘り川による堆積土砂が堆積して，地層が形成されの１地形図が渡されて精度の高い地質図を要求

ださねばならないので，調査は大変な労働になる．そして，最終的には，その沈降盆地は，埋された．しかしこの地域の露出はよくなく，やったが，いったん層序が組立てられると，層位めたてられて平坦になり，わが国最大の沖積盆

たらに断層の多いのが目についた．この調査にのこまかな特徴がわかり，鍵層の発見や断層の平野である関東平野が形成される．

は，多くの先輩たちも一緒であったが，これと位置や落差の見当が，時間をかけずにつくよう

この堆積盆地の地層は，下位から，第三紀中新いった調査の指導もなく，というよりは一同，になる．

世の三浦層群，鮮新世から前期洪積世の上総層

何を基準（鍵層）にして良いかわからず，やた

しかも火山灰層の追求は，単に層序を決めるの群，そして相模・下総層群などであるが，さららと苦労した．初めは，数ｃｍ程度の数枚の砂層に役立つばかりでない．もし１枚の火山灰を広に南部に分布する三浦層群下位の葉山・保田層を基準にして追跡してみたりしたが，そのうち域にたどることができれば，その同時面として群を加えると，これらの地層の厚さの累計は，数ｃｍの黒砂（火山砂）や，白色やピンク色の火の性格により，火山灰を挾在する地層の環境を，

約10,000ｍにも達する．ただしこの地域では，

山灰層がみつかり，これらが連続することがわある地域では深海であり他の地域では浅海ある沈降運動の中心が固定しているのではなく，そかった．そこでこれらの火山灰層を鍵層にしよいは淡水であるなどといった堆積盆の地形をおれぞれの地層の厚さや分布からみると，沈降運

うということになったが，それは調査後２〜３

おまかに知ることができるのである（例えば図動の中心は，歴史的にあちこちと移動している

週間もたってからであろうか．しかし断層が非４や図５のｂに示される上総層群中部の東西ののである．ここでは，一般地史的な事項につい常に多かったので，あまり広くもないこの地区

変化）.また，上下２枚の火山灰を基準にするては図表で示す程度とし，地層の初期的な形態の層序が確立したのは，調査開始後１ヵ月半ぐことができれば，その堆積期間の地層の質的なに注目しながら，その後の変形過程を追求する

らいたってのことであった．

違いだけでなく，地層の厚さを比較でき，これことによって，この堆積盆地の発達過程を検討

この頃になると，隣接地域を担当している某大を三次元的なひろがりに発展させることにより，してみよう．

学の大先輩が，夜になると僕ら新参者のきたな

地層の量的な比較や，さらには種々の物性など

図２−上総層群の地質年代表<三梨・桑野編 ITIHARA et al., 1973より引用>

URBAN KUBOTA NO.18｜6

の比較さえ可能になる．

図１･Ａ−火砕鍵層Ｕ６ −Ｕ８ の組合せと対比図（上総層群中部）<三梨，1973>

こうしてその後20数年間，さまざまな機会をとらえて，房総半島や三浦半島から多摩地域を縦断する200ｋｍのルートを，鍵層を訪ねて旅することになった．幸い関東地域では，酸性から塩基性までのいろいろな種類の火山灰層が挾まれているので，これらを図１のように組合せて鍵層にすることができる．上総および三浦両層群を含めると，これらの火山灰層は2,000枚を越えるので，層相・層厚の発達形態を知るのに便利である．ただし，この方法にも欠点があり，層相・層厚の変化のはげしい所，とくに砂礫層のような粗い堆積層中では，火山灰層は連続しない（図１Ａの柱状図③を参照）．このような粗粒層の場合は，上下の細粒層で挾んで追跡し，粗粒層が細粒層に移行するまで待つより仕方がないのである．
また，上総層群のように層相・層厚変化のはげしい地区では，東京湾をへだてた房総・三浦両半島の対比には大変苦労した．つまり2,000枚の火山灰層から１枚を選びだすわけで，これにはかなりの時間を要した．しかし，その１枚がきまると，層序というものは有難いもので，あとは≪いもずる式≫に同定される.ただ美人薄命というか，見てくれのいい，鉱物組成の個性的なものはなかなか連続してくれず，あてにし

図１･Ｂ−三浦層群上部の火砕鍵層Ｏｋ（大楠山）の対比図<三梨・矢崎,1958，および安松，1975（ＭＳ）を補足>ていると思わぬ悲喜劇が生じもした．
まだ完成されていない部分もあるが，上記のような方法で作製したものが図３に示す地質図である．また図２は，上総層群の層序表で，この表には上総層群中の主要な火山灰層と共に，海域の性質や軟体動物・有孔虫・植物・花粉・哺乳動物（象）の化石および古磁気などが示されている．第三紀鮮新世と第四紀の境は，上総層群の梅ガ瀬層中位の火山灰層Ｕ６ 付近に求められている

図１･Ｃ−火砕鍵層の柱状図の位置図

URBAN KUBOTA NO.18｜7

●房総・三浦半島の層相区分と対比表（図３の凡例を兼ねる）●三浦層群（中新世中期〜後期）

図３−三浦半島・房総半島の地質図●上総層群（鮮新世〜更新世前期）

葉山・保田層群を不整合におおい，黒滝不整合にいたる一連の地層．

黒滝不整合にはじまり，長沼不整合にいたる一連の地層．層相・層厚≪三浦半島≫

変化の状態は，図４に層序断面図として示す．本層群は房総半島の中

池子火砕質砂岩層（ＩＫ）＝おもに凝灰質砂岩からなり，泥岩を挾む．

東部で最も厚い（図４では，本層群最下位の大原・浪花・勝浦の各層

異常堆積層（深層型海底地辷り層）が発達する．層厚：約150ｍ．

がより厚くなる房総東岸部の資料は記入されていない）．

逞子泥岩層（ＺＳ）＝新鮮な面は帯緑灰色，風化面は灰白色の泥岩から≪三浦半島≫なり，うすい砂層や凝灰岩層を挾む．北部地区の本層の東西断面（逗浜互層（Ｈ）＝下位は泥岩と細砂の泥勝互層，上位になるにつれ砂勝互

子〜久里浜）を図10Ｂに示す．同図で，本層基底の礫岩層は田越川礫層に変り，最上部はクロスラミナの発達する中〜粗粒となる．武歳野岩層と呼ばれることもある．南部では層厚を著しく減じつつ火砕質砂

台地地下にも広く分布する．本層中位の珪藻化石および岩相から，汀

岩からなる初声層に移行する．

線近くの淡水性の堆積盆で，ときに海水も侵入する環境が推定される．

初声凝灰質砂岩層（ＨＴ）＝スコリヤ質・軽石質の砂岩からなり，大き中里砂質泥岩層（ＮＺ）＝塊状の砂質泥岩．下位の小柴砂岩層とは各ルなクロスラミナが発達するので海深200ｍ以浅の堆積物と推定される．

ートで層厚10ｍ程の漸移部で整合に重なる．下浅海〜半深海に堆積．

三崎互層（ＭＳ）＝泥岩と凝灰質砂岩および凝灰岩の互層．本層群の最小柴砂岩層（ＫＢ）＝凝灰質砂岩からなり，クロスラミナが発達する．

下位の層準は南岸沿いの背斜軸部でみられるが，本層下限は海底に没

貝化石により，亜浅海〜下浅海帯に堆積．寒暖両要素が混在している．

してみられない．分布は三浦南部地区に限られる．層厚：1,500ｍ以上

大船泥岩層（ＯＦ）＝塊状の灰岩からなる中〜半深海に堆積．

≪房総半島中・東部≫

野島凝灰質砂岩層（ＮＪ）＝凝灰質泥質砂岩・凝灰質砂岩からなり，本安野互層（ＡＮ）＝凝灰岩と泥岩の互層．東西走向で分布し房総西部で層上部には局所的に深層型海底地上り層や礫層が発達する．下位の浦荻生層に移行．清澄背斜の南側にも薄く分布する．層厚：400〜600ｍ

郷層と共に房総半島の十宮層，竹岡層に対比される．

清澄砂岩層（ＫＹ）＝１〜５ｍの砂岩層と数10ｃｍの泥岩との砂勝互層

浦郷凝灰角礫岩層（ＵＲ）＝凝灰質砂岩・凝灰角礫岩からなり．上総層からなる．東西方向の軸をもつ清澄背斜の囲りに，南側の向斜部で厚群の基底礫岩に相当する．下位の三浦層群最上位を不整合におおう．

く．北翼に薄く分布する．層厚：1,100ｍ．
（等層厚線図を図10Ａに示す）≪房総半島中・東部≫

天津泥岩層（ＡＭ）＝泥岩からなり10〜20cmの凝灰質砂岩層を４枚挾む

笠森層（ＫＳ）＝泥質砂岩からなり，下総層群に不整合におおわれる．

小湊より西方へほぼ東西の走向で鋸山周辺まで分布する．層厚：800ｍ

万田野砂礫層（ＭＤ）＝礫を含み粗〜中粒砂．中・上部にはクロスラミ

木ノ根頁岩層（ＫＮ）＝暗灰色細裂頁岩を主とし，うすい砂岩・泥岩をナが発達する．野見山から東方へ上下に分かれ笠森層に尖滅する．

はさむ．天津層の下位のほか鴨川地溝帯中にも地塊状に分布する．

長南層（ＣＨ）＝沢岩と砂層との細かな互層．中部は砂勝五層．

佐久間互層（ＳＫ）＝砂岩・礫岩・泥岩の互層からなる．加茂川流域の柿ノ木台層（ＫＡ）＝塊状の砂質泥岩からなり上部に厚い砂層が発達．

鴨川地溝，嶺岡山南側や同山頂に分布．礫岩層には，玄武岩の溶岩を国本層（ＫＵ）＝２つの砂勝互層部と２つの塊状砂質泥岩層とからなる．

挾む．この礫岩層は嶺岡・保田層群から由来する角礫や巨礫を含み，

梅ガ瀬層（Ｕ）＝主として砂勝互層からなり，泥勝互層を挾む．鍵層Ｕ6

また基盤岩との境界付近に巨礫岩層が発達し，アパット関係が実際にの下位に，含細礫粗粒砂とそれに重なる異常堆積層（表層地辷り型）

みられる．初生的に断層による地溝上の堆積の場が推定される．

が発達する．この基底は酉部で下位層と不整合関係を示す．

≪房総半島西部≫

大田代層（Ｏ）＝３つの砂勝互層と泥勝互層とが大きな単位で互層する．

荻生火砕質砂岩層（ＨＵ）＝スコリヤ質砂岩・凝灰岩・凝灰質砂岩の互層

黄和田層（ＫＤ）＝泥岩を主とし，うすい砂層を挾む．

稲子沢泥岩層（ＩＮ）＝主として泥岩からなり，うすい砂岩や凝灰質砂大原層（ＯＨ）＝泥岩と数10ｃｍ以下の砂層との互層．一部に砂勝互層岩を挾む．本層基底には礫岩層が発達し，千畑礫岩層とよばれている．

浪花層（Ｎ）＝泥岩を主とし，うすい砂層および凝灰質泥岩層を挾む．

この礫岩層は清澄山付近まで凝灰質砂岩層として連なる．鍵層ＯＫに勝浦層（ＫＲ）＝砂勝互層と泥勝互層とからなり異常堆積層を挾む．

近い層準にあり，三浦半島逗子層層基底の田越川礫岩層に対比される．

黒滝層（ＫＴ）＝凝灰質砂礫岩，基底部には安山岩質の礫を含む．

≪房総半島南部≫≪房総半島西部≫（特徴的な地層のみ記載）

千倉泥岩層（ＣＫ）＝房総中東部の稲子沢泥岩層に対比される．

東日笠砂礫層（ＨＳ）＝砂・礫を主とし，含礫泥岩や流状シルト岩（表西岬泥岩層（ＮＺ）＝房総中東部の天津泥岩層に対比される．

層地辷り層）を挾む．下浅海〜半深海に堆積．本層のうち，房総西部

図４−上総層群層序断面図の一部で部分的不整合を呈する層位は，房総中・東部では梅ガ瀬層上半部，三浦北部では小柴層下部にいずれも整合関係にあるが，多摩丘陵地区およびその以北では，同層位は下位の上総層群下部を欠き，直接に中・古生代層を不整合におおって分布する．

URBAN KUBOTA NO.18｜8･9

③上総層群の発達形態

成する各単層の最大層厚部の位置と一致しておまた図のｂやｃの境は，部分的に不整合が生ず

図４は，上総層群の層序を走向方向（東西）にり，各単元の間には，上下のどちらの単元に属るような地殻の昇降運動があったこと，とくにならべ，鍵層をたよりに地層を結んで作成したするか判らないような層厚変化をもつ単層が発ｂの単元の場合，多摩・加治丘陵では，それま

層序断面図と呼ぶものであり，上総層群の東西達していない．各単元間はシャープな境を示す．

で，三浦層群や上総層群下部を堆積していない

方向の断面図に近い．また図５は，これに基づき②１つの単元の下限の直下には，深層型海底地地域が，新しく堆積盆地のなかに組み入れられ鍵層によって，地層の層厚変化だけをやや概念

辷り層が発達することが多い．

るなど，後背地を含め堆積盆全体が大きく変動的に表わしたものである．図５で見られるよう③その深層型海底地辷り層の内部層厚は，１つしたことがわかる．したがって，図にみられるに上総層群は，その層厚変化の形態から，図の下位の単元のものに属する．

各単元の変移は，程度の差こそあれ，いづれもａ１，ａ２，ａ３ ，ｂ，ｃ，で示したところを最大層

これらのことから，最大層厚部位の変移の現象

地殻運動を伴っていることになる．

厚部として，その両側へ収斂状にうすくなるレ

は，段階的に，つまりある特定の時期に急激に以上は東西方向でみた各単元の断面であるが，ンズ状の単元（同色で示される部分）に分ける

行われたこと．また地辷りの層の形成は，新し

図６にａ，ｂ，ｃの各単元を等層厚線図としてことができる．この場合，ａ１，ａ２，ａ３ は整合関い沈降部位の急激な沈降によって海底面の傾動

平面に示したものをあげる．この図により最大係にある単元で，ｂやｃは部分的に下位層を侵が起こり，１つ下位の単元として堆積した地層

層厚部位が，ａは房総中東部，ｂは養老川河口

食する（部分不整合とよんでおく）層位を境とが，新しい沈降部位に向って地辷りを起こして付近，さらにｃと大きく北西へ変移したことがしているが，まず整合関係にあるものについて，形成されたこと．そして新しい沈降部位が，そわかるであろう．（なおこれらの図で，西部のとくに各単元の下限付近の層位に注目して見るの後の堆積の中心となったことなどがわかる．

三浦半島側では，房総側にくらべ沈降部位が各と次のような特徴が見出される．

すなわち各単元の境の時期は，一つの地殻運動

時代とも北へずれていて雁行している様子がう①１つの単元の最大層厚部の位置は，単元を構を伴っているのである．

かがわれるが，これについては後に述べる）．

図５−上総層群の層厚変化の形態を示す概念図

図６･ａ−上総層群下部の等層厚線図<三梨，1976>

図６･ｂ−上総層群中部の等層厚線図

図６･ｃ−上総層群上部の等層厚線図

URBAN KUBOTA NO.18｜10注１：アパット＝基盤にたいして上位の地層が大きな角度で（ぶつかるように）堆積した場合をいう．ゆるい角度で（平行に近く）堆積した場合はオーバーラッ
プという．

④三浦層群の発達形態段階である．上述の地溝状の形状を示す基盤のした．上総層群の堆積盆は，この隆起帯の南側

三浦層群の場合は，褶曲構造が発達していて，

保田・嶺岡両層群に対して，佐久間層群はアパと北側とに分かれた形で発生するが，各々の分地層が繰返して見られる．したがって，上総層ット関係（注１）で埋めたてるように堆積し，と化した堆積盆は，いずれも北側へ最大層厚部が群の場合には走向方向（東西）の図のみであっ

くに地溝の周辺部では崖錐状の礫岩が発達した．

移動する，いわゆる将棋倒し構造がみられる．

たが，三浦層群の場合には，傾斜方向（南北）またこの時期には，塩基性の火山活動も発生し

なお関東地域には，三浦層群の堆積期におけるの形態をみることができる．

ている．したがって，このような三浦層群堆積将棋倒し構造をもつ堆積盆は３カ所あると考え

図７は，房総半島の南北断面でみた，三浦層群の発生段階では，藤田至則（1973）がグリンタられる．そのうちの２つは前述したように嶺岡発生の段階から上総層群の堆積にいたるまでのフ地域において示した堆積盆発生のモデル，部からその北方の船橋付近に至る単元と嶺岡から過程を，概念的に示したものである．

分隆起・陥没・火山活動という規則性が矛盾な

南側の海域にひろがる単元，もう１つは，群馬

図におけるⅠの段階は，三浦層群堆積前の状態

く適用されるように思われる．

県高崎付近の新第三紀中新統の基底をその南限で，下位の保田層群堆積後，現在の嶺岡丘陵地

Ⅲの段階は，それまで隆起・沈降・堆積を行なとし，その延長の埼玉県春日部付近からその北区を中心としてほぼ東西性のドーム状隆起が生ってきた地域の北方に，沈降の場が次々に発生

方にひろがる単元である（図８Ａ）．これらの単じて陸化し，その頂部附近には，引張応力によし，三浦層群の中・上部層を堆積していった段元の規模は幅50〜60ｋｍ程度で，それらは北西る断裂を生じた段階を示している．その後，地階である．そのさい沈降の中心は，順次北方へ〜東西方向に並例して発達している．なお図８

層の侵食削剥と上述の断裂により，東西性の地と段階的に変移していった．

Ｂは，上総層群下部の古地理図である．図８Ａ溝が発生した．蛇紋岩の活動は，これらの時期

Ⅳの段階は，三浦層群堆積後に上総層群の堆積とは大きく異なるが，両図の間には，黒滝不整に断層に沿って貫入したものと考えられている．

が始まる時期である．現在の嶺岡―葉山隆起帯

合の形成期があり，さらに陸化した時期が想定Ⅱの時期が，三浦層群下部（佐久間層）の堆積が隆起陸化し，この隆起帯により堆積盆は分化される．一般にこの時期以降を島弧変動とよぶ．

図７−房総半島における堆積盆地の発達過程を示す概念図（三浦層群―上総層群）

図８･Ａ−三浦層群中部・上部の古地理図（中新世中期〜後期）

<三梨

1976>

図８･Ｂ−上総層群下部の古地理図（鮮新世）URBAN KUBOTA NO.18｜11

図９−三浦層群の層厚変化と地質構造の位置との関係を示す概念図（三浦半島、南北方向）⑤沈降する傾動地塊―三浦層群の堆積構造を中心に―以上述べてきたように，上総・三浦両層群ともその発達形態の特徴は，沈降の中心部位が段階的に一方向に変移しながら発達してきたことであった．沈降の大きいものは1,000ｍを越える
が，では，こうした沈降中心の変移は一体どのような機構によって行なわれるのであろうか．
この点を知るために，各単元の地層の形態をもう少し詳しくみてみよう．

図10･Ａ−三浦層群上部の鍵層Ｈｋ−Ｏｋに挟まれる層位の等厚線図<三梨、1977>

三浦半島の三浦層群は，基盤の葉山層群の上に数100ｍから1,000ｍ程度の単元の地層が，その最大層厚部をつぎつぎに北方へ変移させながら堆積している．そして，これら各単元の最大層厚部の間には，葉山層を核とする基盤反映褶曲
（武山および葉山基盤反映褶曲）があるので，
傾斜方向（南北方向）の地層の形態と基盤運動との関係を知るのにはたいへん都合が良い．
図９は，この地域の三浦層群の南北方向の堆積断面図（ある層準を水平に置いて，堆積時における地層の層相・層厚変化を復元したもの）で

図10･Ｂ−三浦層群上部の層序断面図（三浦半島北部・東西方向図10･ＡのＡ―Ａ'の断面）ある．なお，この図の③の単元の地層（三浦層<三梨・矢崎群上部）を等層厚線図で示したものが図10Ａ，

1968>

東西方向の層序断面で示したものが図10Ｂである．
さて，図９の①②③の各単元をみてみると，そこに共通した形態のあることに気付く．各単元のいずれもが，最大層厚部を中心としてその両側に，形式は違うが層厚の急変部ができておりそして最大層厚部の南側（堆積の中心が変移する方向とは逆方向）に層厚の著しく薄く広い部
分のあることである． それは恰も， 片方だけ
図13･Ｂ−大和堆・富山舟状海盆の海底俯瞰図<原図・茂木昭夫>

図11−三浦層群の堆積形式<沈降する傾動地塊の形成過程>

<三梨

1979>

URBAN KUBOTA NO.18｜12注２：共役断層＝同一時期に同じ条件下の力の作用で

注３＝部分不整合を示す単元，例えば上総層群中部基できた互いにずれのセンスが逆な断層．ここでは左図

底（東日笠層）や三浦層群中部基底などの単元は，そのように，水平方向に伸長（引張り）の主応力軸があれぞれの層群の示す将棋倒し構造の１つの系列に含まる場合にあたる．Ｐ＝伸長の主応力軸．Ｒ＝圧縮の主れる．

応力軸．Ｑ＝中間主応力軸．

ツバのついた帽子をひっくり返したような形態⑥隆起域と沈降域における将棋倒し構造

新統の堆積盆の構造である．ここでは，図にみ（厳密にはツバは両方にあるが，一方は狭いの

将棋倒し構造は，大小さまざまな堆積盆の構造

るように，一般的に地形的に低い地域（沈降域）

で省略する）をとっている．そして層理面の形とその発展系列として適用されるが，堆積盆のでは，堆積盆の構造は，東側で収斂状にうすく

態は，最大層厚部からツバの方向に著しく収斂

発展は，時代と共にある１方向にのみ移動する

西側でアパットする形態を示す．さきにみた三状にうすくなり，他方，その反対側では，基盤というものではない．堆積盆の発展が１方向へ

浦層群と同様に，沈降する傾動地塊としての堆にアパットする形態をとる．

と続いたあと，ある時期に再び元の位置にもど積盆に酷似している．

また，ツバの部分と帽子の頭の部分とでは，そって，そこからまた同方向に変移していく場合

他方，北大和堆や拓洋堆などの隆起帯では，西れぞれの岩相が異なっている．厚い頭の部分の（新潟堆積盆の魚沼層がその例であるが，ここ側への，あるいはその逆の東側への将棋倒し構

岩相は，比較的深い海の環境を示す泥岩層や砂では省く）や，また一般的な方向とは逆方向に造を示している．さらに佐渡の西側を通る能登泥互層からなり，うすいツバの部分の岩相は，変移することもある．後考の場合にあたるのが，堆についてみると，能登堆の隆起が大きいとこ

クロスラミナの発達する凝灰質の粗粒砂からな

三浦半島南部の宮田層（相模層群下部）である．

ろでは一般方向とは逆の佐渡側への変移を示す

り，200ｍ以浅の浅海性の環境が示される．

この点を図12（14p.）によってみてみよう．

が，この隆起帯が消滅するところでは，一般方

そして，これらの単元の累重の形式は，帽子の図12･Ａは，さきの図９でみたように沈降する傾向と同じく西方への将棋倒し構造を示す．つま頭の部分と次の時代の帽子のツバの部分とを順動地塊として，堆積盆は北へ変移していく．

り，隆起帯内部および顕著な隆起運動のあるとに重ねていくような形をとる．各単元の層厚の図12･Ｂは，三浦層群の一部が隆起し，この隆ころでは，一般方向とは逆方向の将棋倒し構造

急変部は，そこに褶曲構造が形成されることか

起帯の南側と北側とに堆積盆が分化し，そこにが発生するものと考えられる．このような場合

ら基盤ブロックの境（後述の図12参照）とみな上総層群を堆積する．分化したそれぞれの堆積には，藤田・井尻両氏が，将棋倒し構造の原因されるので，その発生機構は，図11に示すよう盆の構造は，三浦層群と同じく北方に最大層厚として≪後背地（古い地層の部分）の相対的隆なものと考えられる．

部が移動する将棋倒し構造の形態をとる．
（注３）

起により，１方同に移動する≫とする造構モデ

すなわち図11にみるように，高角正断層の発生

図12･Ｃが相模層群の堆積段階である．この時ルが適用するものと思われる．沈降地域の場合

が順次１方向に進むような応力が生じ，力学的期に三浦半島は，葉山隆起帯を含めて全体的にには，これまで述べてきたように筆者らの沈降には，これと共役（注２）な，それより落差の小隆起し，堆積盆はさらに分化する．北側の堆積する傾動地塊モデルが適用されると考えられる．

さい逆方向落ちのいくつかの断層を発生させる．

盆では，図にみるように北方に最大層厚部が移最近，新第三系については，本州弧はもとより

これらの一連の断層系によって生じた地形を反動する将棋倒し構造を示すが，南側の宮田層を周辺海域を含め全体として，ほぼ西方への将棋映して，一方にアパットし，他方に収斂状にう堆積する盆地は，南方に最大層厚部が移動する

倒し構造が認められ，また中生代層についても，すくなる形態の地層が形成される．そして，こ将棋倒し構造を示しているのである．

東南アジアを含め同じ構造をとるものと考えらのような堆積の場が，段階的につぎつぎと発生ところでグリンタフ時代の堆積盆が示す将棋倒れる（鈴木ら，1978）．このような広域での構造していくために，最大層厚部位を中心とする単し構造について，藤田至則氏はその変移の方向

条件は，その広さに対応した深部での昇降運動

元が１方向に変移していくという，沈降する傾を≪一進一退しながら日本海側に向かう≫とすによるとする考え（34p.〜35p.参照）から，将棋

動地塊としての堆積盆，―つまり将棋倒し構る考えを提出しているが，ここでは，この≪一倒し構造の方向性については，その力学的歪面造が形成されると考えられるのである．

退≫に当ると思われるケースについて触れてみとしてのベニオフゾーンに直交して，北西 〜

たい．図13は，日本海海域における中新統〜鮮南西方向へ進行するものと推定している．

図13･Ａ−最上舟状海盆―北大和堆の海底地質断面図<K. Tamaki, F. Murakami, K. Nishimura and E. Honza:1979(GH78-2), Cruise. Report No. 13, Geological survey of Japan.>

URBAN KUBOTA NO.18｜13

図12−三浦層群堆積過程における基盤運動とその後の構造運動(三浦半島)<三梨・小玉原図>

図14−剣崎背斜過程のシュミレーションモデル

<小玉ほか，1976>

Ａ:Step１〜３は，断層を境にして基盤がブロック状に沈降する
とき，地層が厚さを変えて堆積する過程をシミュレートした
もの．Step３の左側と右側の地層の厚さは，現断面（上図）の背斜における南側と北側の厚さに対応している．
Ｂ:基盤の運動が逆転して，Step４〜６のようにもとに復元す
ると， それぞれの地層がちょうど断層の真上で褶曲する． 図
13の現断面がStep６に対応する．実験はコンピュータを用い
Ａの過程は完全粘性体，Ｂの過程は完全塑性体を仮定した有限要素法で行なった．重力による初期応力は静水圧状態と仮定されている．Ｂの変位ベクトルのスケールは、距離のスケー
ルより５倍に拡大されている．
（小玉）

URBAN KUBOTA NO.18｜14

⑦褶曲構造の形成⑧東西性の基本構造と南北性の大隆起帯

は南北性の断層が数多く走っているが，この南これまで述べてきたことから，堆積盆の構造やところで，さきにあげた図３の地質図をみると，

北性の断裂系は，相模・下総層群基底の長沼不褶曲構造の形成は，ブロック化した深部基盤の三浦層群基底および上総層群基底の不整合が，整合期に発達したものである．こうした南北性運動と深くかかわっていることが推定できるが，平面的には，ゆるく≪うねった≫形態で分布しの構造方向は，黒滝不整合を境として上総層群

この点を再び図12にもどって検討してみよう．

ているのに気付く（下総層群基底の不整合でもの堆積期を通じて次第に発達し，それらが，長図12は，三浦層群の堆積断面図に，主要な褶曲同じ）．こうした≪うねり構造≫の分布は，不沼不整合形成期に決定的な形となって出現し，構造の位置と，推定される基盤ブロックの位置

整合，あるいは部分的不整合に目立つ，いいか

そのヒンジの部分に南北性の正断層系を生じたを対応させて，その後の発展過程を描いたもの

えれば，不整合形成期，つまり陸化して侵食地とする考えが，小玉らによって解析されている．

である．この図では，褶曲構造の形成は，それ形面が形成されている時期は，構造運動が最も上総層群と三浦層群との≪うねり構造≫の形態に対応する基盤ブロックのさまざまな運動によ

活発に行われる時期に相当するわけで，この時の相違は，堆積盆の構造方向における南北性とってうながされたものとみなしている．

期にこうした≪うねり構造≫がつくられるので東西性の役割の違いを反映しているものと考え

そのさい，武山・葉山の褶曲構造と浦賀ドーム

あろう．（図15）

られる．

の形成は，不整合形成期の全体的隆起のなかで上総層群基底の不整合（黒滝不整合）が示す≪う

図16は，南北性のゆるい撓曲状の大隆起帯が出基盤ブロックが，沈降期と同じ向きの運動をしねり構造≫は，東京湾を中心として東西双方か現した長沼不整合形成期の地塊の形態を概念的たことによると考えたが，剣崎背斜については，

ら南に下がる形が特徴的で，この形態は，上総に示したものである．この南北性の大隆起帯は，地層が示す状態から沈降期とは逆むきの基盤ブ層群の分布全体にもあてはまる．ところが三浦

房総東部にみられる南北性断層の走行からみてロックの運動を想定した．

層群とそれより古い地層の分布は，全体として，も，伊豆七島・マリアナ弧方向の大規模な隆起

図14は，剣崎背斜形成過程のシミュレーション･

西方から東方へ向かって一方的に南に下がる階帯の延長と考えられる，この図には，大隆起帯モデル（小玉による）で，堆積段階から背斜形

段状の≪うねり構造≫が特徴的で，上総層群とを出現させた構造方向が，それ以前に形成され成までの過程が検討されている．シミュレーシは対照的な姿を示す．

た東西性の基盤ブロックに作用して，基盤ブロョンの場合，断層を生じ得ないので同型にはな

三浦層群の≪うねり構造≫の分布形態は，さきックの形態が新しい姿に変化したことが示されらないが，図にみるように基盤ブロックの肩のに図７や図10Ａでみたように，この時期の堆積ている．それらは，古東京湾の成立からその後部分（ブロックの境界）がコブ状にもり上がり，盆の主要な構造方向が，北東ないし東西性のもの構造運動を規定しているのであろう．房総半褶曲構造の形成機構を解明している．このようのであったことと対応している．

島・東京湾・三浦半島の地形に示される南北性にブロック化した深部基盤の上昇・下降の運動

他方，黒滝不整合および上総層群の≪うねり構の断裂方向は，このような基盤ブロックの運動によって，堆積盆の発生と発展，さらには褶曲

造≫の形態には，おそらく隆起後背地の輪郭がを反映しているものであろう．これらのことは，構造の形成が規制されていると考えられる．

反映されているのであろう．図３の地質図にみ本州弧と七島・マリアナ弧の会合部にあたる関られるように，房総半島東部と三浦半島西岸に東堆積盆地の特徴とも考えられるのである．

図 15−うねり構造の形成と基盤地塊の運動

図 16−長沼不整合期の全般的隆起の形状●うねり構造＝地質図のうち，その断面図ではなく平面図で，地層が波状または階段状に≪うねった≫形態を示す構造をいう．この形態は， とくに不整合面の上位の地層に著しいが，これらの構造の形成は， 基盤の地塊運動を反映しているものと考えられる．

URBAN KUBOTA NO.18｜15

関東堆積盆地―３

古東京湾
菊地隆男＝東京都立大学理学部地理学教室①古東京湾年前の前期更新世になると，さらに北方へとそ面付近あるいは水面上に姿をあらわして陸域と千葉県の北部一帯には，高度30ｍないし60ｍのの陸域を拡大していったことが推定されている．

なった浅海の地層は，削剥を受け侵食されて，平坦な台地が広がる．下総台地とよばれるこの

このような房南地域における隆起運動は，丹沢

不整合面を形成したであろう．

台地は，図１にみるように，樹枝状に入り組ん山地から三浦半島を経て房総半島嶺岡地方に延②そして陸域から延長してきた河川は礫を運び，だ谷により細かく刻まれている．下総地方では，

びる一大半島を形成し，その結果として，房総不整合面をおおったのであろう．

この谷の壁に沿って，浅い海底に生息していた北部から関東地方中央部にかけて存在していた③その後に続く海面上昇期には，湾口が狭かっ

貝殻の化石がぎっしりと詰まっている砂層がみ

当時の海域は，大きな湾（＝古東京湾）としてたためか，強内湾性の泥質層が堆積した．

られることがある．台地上に散見される縄文時封じ込まれることになったのである．古東京湾④しかし海進の極大期を迎え，間もなく外洋水代の貝塚と違い，この貝殻を含む地層は，台地の水深は浅く，湾口は東方に開いていて，時折も流入する大きな湾となり，淘汰の良い砂層がの地質そのものを構成しているので，貝塚よりり外洋の海水が流れ込むような湾であった．こ

厚く堆積していった．

はるかに古い時代に形成されたものであることの湾内に堆積した地層は，下総地方の名にちな湾の埋積が進むと同時に，次の海面低下期を迎がわかる．事実この貝殻の化石は，今から13万み，下総層群と呼ばれている．

え，湾の周辺部は急激に浅化したものと思われ年から14万年も昔の海底に堆積したものである③下総層群の堆積環境

る．湾の浅海化を示す証拠として，厚い砂層のことが知られている．同じ時代の貝殻化石の分下総層群は，一般に砂層からなっているが，泥最上部には，ほとんど例外なくある特定の生物

布は，千葉県下の下総台地ばかりでなく，茨城層・礫層などもはさんでいる．砂層は所によりの生痕化石が含まれていることがあげられる．

県霞ヶ浦周辺の常陸台地，東京の山の手台地な貝化石を多量に含み，泥層は植物化石を含んだその生物とは，体長７ｍｍ前後のヒメスナホリ

ど，図３の小原台面・下末吉面として示される

り，泥炭層を伴うこともある．

ムシ（Excirolana chiltoni japonica）という甲殻地域にもみられる．これらの分布をたどれば，下総層群の地質構造は，図１Ｂにみるように，類等脚目に属する小動物で，現在では，例えば当時の海の広がりも明らかとなろう．かつて矢房総半島の中部では５°前後で北西に傾き下がっ

九十九里浜のような，波のある砂地の浜の潮間部長克は，このようにして現在の関東平野一帯ているが，次第に傾斜は小さくなり，半島北部

帯にのみ生息しているものである．ヒメスナホに広がり，東の方に湾口をもつ大きな湾を想定

ではほとんど水平となる．この構造は，後述す

リムシの生痕化石は，それを含む地層が，間違した．これが古東湾である．

るように，下総層群の堆積過程を推定するのにいなく潮間帯に堆積したものであることを教え

古東京湾の出現は，今からおよそ40万年ないし重要である．

ている

50万年前にさかのぼり，約10万年前に消滅した

下総層群はまた，不整合により下位から，地蔵⑤最後にこの砂層の上には，再び泥層が重なっものとみられている．現在の東京湾は，古東京

堂層，藪層，清川層，上岩橋層，成田層の５つている．泥層は泥炭層を伴うこともあり，海か湾の名残りともいえるのである．

の累層に区分することができる（図２）．各々ら離水した，湿地のような環境に堆積したもの②古東京湾誕生の背景の累層は，厚さは120ｍから30ｍ程度で，それであることを暗示している．

房総半島中部の丘陵を構成する地層は，上総層ぞれが１あるいは２つの堆積のサイクルからな

以上が，１つの海進期に対応する１堆積サイク群と呼ばれる前期更新世の海成層である．上総っている．ここで１堆積サイクルというのは，ルの堆積物の形成過程である．このような堆積層群は主に泥岩と砂岩の互層よりなり，有孔虫

１つの海進期の堆積の場に対応するもので，地サイクルは，深海あるいは下浅海帯堆積物の上化石などの微化石のほか，稀れではあるが貝化層としては下位から順に，上方にむかって総層群にはみられない．また，房総半島におい石も含んでいる．貝化石から推定される上総層①（不整合）ては，このような堆積サイクルをもつ地層群が，群の堆積環境は，次のようなものである．

②砂礫層

順次上位に累積している．これは，堆積の場ですなわち，房総半島の中央部についていえば，③泥層または砂泥互層あった古東京湾が，氷河性海面変動により深く

上総層群下部の黄和田層・大田代層・梅 ガ 瀬層

④貝化石を含む厚い淘汰のよい砂層なったり浅くなったりしつつも，次第に沈降しなどは，新潮潜流性の深海区の群集からなって⑤泥層（泥炭を伴うこともある）ていったことを物語る．沈降地域は，その後隆いるが，上部の国本層・柿ノ木台層となると，というような重なり方の堆積層として示される

起域にかわり，これらの海成層は陸上にあらわ

下浅海帯の種も混ずるようになり，さらに上位場合が多い．このように，下総層群はいくつもれることとなった．この経過については，後のの長南層・笠森層では，浅海帯の種が急増しての不整合により区分され，それぞれの不整合面

節で再びふれることにする．

いる．つまり上総層群は，現在の大陸棚斜面以の上に１〜２サイクルの堆積物が重なっている④古東京湾西方地域の海成層深のような深海の堆積環境で形成された地層かのが特徴であるが，この事実から下総層群の堆

ところで，下総層群のような堆積形態をもつ中ら，堆積期の後半になると，急に大陸棚以浅の積環境を以下のように推定できる．

期更新世の海成層は，どこにでもあるとという浅海のものにかわっているのである．

①第四紀を通じてたびたび起こっていた汎世界

ものではない．沿岸地域にあるこの時代の海成

こうした海況の変遷は，房総半島の地質構造の的な現象としての氷河性海面変動は，氷期には層といえば，段丘地形を形成しており，厚さも発達過程からも明らかにされていて，約500万

100 ｍから130ｍの規模で海面が低下したもの

比較的薄いのが普通である．間氷期の海面上昇

年前の前期鮮新世にはすでに陸化していたと思と考えられている．このような氷期のたびごとに対応して海成層が堆積し，海成平坦面が形成

われる房総半島南部の嶺岡隆起帯が，約200万に古東京湾の大半は干上がって，そのとき，水されるのであるが，沿岸地域の多くは第四紀をURBAN KUBOTA NO.18｜16図１･Ａ−房総半島北西部の地質図

図２−房総半島北部の
下総層群
（海成層）
の層序

図１･Ｂ−Ａ―Ａʼの断面

URBAN KUBOTA NO.18｜17

通じて隆起傾向にあるため，古い平坦面ほどよ以上はあるが，大部分の地域は波食台堆積物で，なお，横浜市南部地域の中部更新統は，相模層り高所に段丘面として保存されるからである．

その厚さは50ｃｍから２ｍ程度となる．厚い部群と呼ばれている．相模層群を堆積させた湾は

古東京湾の沿岸地域で，このような段丘地形が分の層相は，下位から，礫まじり砂層，貝化石

古相模湾で，相模平野内に中心部をもち，現在残されているところとして，東京湾の西側にあを含む厚い泥層，最上部の薄い砂層となっていの相模湾の方に湾口を開いていた．古東京湾とる多摩丘陵北東部があげられる．この付近には，る．台地の大半を占める波食台の上には，最上は別の小さな堆積盆地をなすものであったが，顕著な段丘面として，高い方から多摩Ⅰ面，多部の砂層だけが載っているのである．下末吉層

海進期には古東京湾と連らなることもあったよ

摩Ⅱ面，土橋面および下末吉面の４つの段丘面を堆積させた海進は，下末吉海進と呼ばれていうである．

が残されている．このうち，明らかな海成段丘て，日本各地にこの時代の堆積物が知られてい⑤沈降中心部の移動と古東京湾の変遷として知られているのは，多摩Ⅱ面と，下末吉る．房総半島北部の成田層も，この海進による以上に述べてきたように，古東京湾は全体とし面である．前者は，川崎市西部の向 ガ 丘遊園付堆積物である．以上のように，多摩丘陵の東部ては浅海性の海であった．しかしその海域は，

近に模式的な発達が認められ，海抜90ｍ前後の地域は，古東京湾の湾岸をなし，隆起運動が引長い時代を通じて一定していたわけではなく，丘陵地をなしている．丘陵の背面は平坦で，こき続いていたために段丘を残したものと考えら

沈降運動の中心部は徐々に北西の方に移動し，の面をつくるのは厚さ約10ｍ程のおし沼砂礫層

れる．

それにつれて古東京湾の海域も少しずつ変化をである．砂礫層の上面は60ｍないし70ｍで，こまた関東地方には，中・後期更新世を通じて，してきたのである．

の上を関東ローム層（多摩ローム層）がおおっ

相対的に隆起も沈降もあまり顕著ではなかった

このような傾向は，すでに上総層群の堆積期以ている．砂礫層の基盤をなすのは上総層群で，地域もある．図４は，横浜市南部地域の中部更前から続いていたものであった．図５は，成瀬

その境界は平らな波食台状の地形をつくってい新統の分布ならびに地質断面図を示している．

洋氏によって描かれたもので，房総半島の各時る．おし沼砂礫層は房総半島の藪層に相当する

図には，複雑に入り組んだ谷地形と，それを埋代の地層の層厚から求められた堆積盆地の移動

波食台上の堆積物といえる．

積する地層の様子があらわされている．このよの様子を示している．もっとも，この図には，また，後者の下末吉面は，多摩Ⅱ面の東方にあうな地質層序が形成されたのは，中期更新世の房総半島南部の隆起運動の様子は示されていな

る海抜50ｍから40ｍの台地である．横浜市北部

氷河性海面変動が，沿岸地域において直接に谷い．前章で述べられているように，上総層群のから川崎市の東部にあり，台地の名称は，平坦の形成やその谷の埋積に影響を与えたからであ

堆積盆の中心は房総半島中部にあったが，南部面を形成した海成層の下末吉層に由来する．下って，隆起あるいは沈降などの運動があまりはの隆起域が次第に拡大して沈降域が隆起域にか末吉層は，溺れ谷を埋積した厚い部分では30ｍたらいていなかったことを示すものである．

わるとともに，沈降の中心を北西に移動させて，

図４−横浜南部地域の海成第四系の分布および地質断面図<関東第四紀研究会 1973>

図５−房総半島の堆積盆地の南北断面図<成瀬>

URBAN KUBOTA NO.18｜18

新たな沈降域をつくるという形で発展してきた図３−関東地方の地形面区分のである．さきに図１Ｂでみたように，房総半島の下総層群は北西方向に傾いた構造，しかも傾斜の角度は北西方ほどゆるやかになるような構造を示しているが，このような構造を示すに至ったのは，上記のような運動の経過があったからに他ならない．
ところで，関東平野中央部付近の下総層群の構造については，地下地質の資料が十分ではない
ため，必ずしも明確になっていない．図６は，上水用，農業用，工業用などの井戸の掘削資料にもとづき，記録に残された礫層の追跡によって，地下の下総層群の構造を描いたものである．
この構造は，多少対比上の問題が残されているが，ほぼ清川層の基底面の構造を指しているとみられる．この図には，東京湾北部の養老川河口付近および，かつての利根川の流域でもあった埼玉県春日部市の北方地域の２つの地域に，盆状の構造が認められる．このような盆地の分化は，上総層群の時代にはなかったことである．
とくに後者の地域は，下総層群の時代になってから著しく発達した沈降盆で，この傾向は図３の地形面高度や，次章でくわしく述べられているような，最近の地質時代まで継続している運図６−清川層基底の等高線図<菊地・貝塚、1972>

表１−関東南部地区の相模・下総層群と段丘堆積物の対比表<菊地>URBAN KUBOTA NO.18｜19

動の表われとみることができる．

浦北部の玉造町付近のように，内湾に生息する

西方に海抜40ｍ付近に当時の海岸線が認められ⑥下末吉海進期の古東京湾

マガキが密集して礁を形成しているところや，る．一方，古東京湾北西部の地域は当時の海岸

下総層群の最上部にあり，海進期の１累層を構

ゴイサギガイ，エゾマテガイ，ナミガイ，ウラ線は明らかではない．かつての荒川や利根川，成するのは成田層である．この海進は，横浜付

カガミ，ヨコハマチヨノハナガイなど，内湾の鬼怒川などが，扇状地あるいは三角州をつくっ

近の下末吉層を堆積させた海進と同一のもので，砂泥底に生息するような種類が散在的に分布すて古東京湾に注いでいたために，地形として残下末吉海進と呼ばれていることは前述のとおり

るところは，谷の奥のような地域に多い．

されにくいということもある．しかしこの地域である．

一方，印旛沼や手賀沼周辺部などでは，バカガ

が，その後も引きつづいて沈降していることが，さて，下総台地や霞ヶ浦周辺の常陸台地一帯のイ，アサリ，ハマグリ，サルボウ，クサビザラ

当時の地形をおおいかくしてしまっているもの

成田層の層相や層厚，分布を詳しく調べてみるなど，より広い湾に生息するような種類を密集と思われる．

と，成田層の堆積当時の古東京湾の様子が次第して産し，外洋水も流れ込むような，波の荒い⑦古東京湾の消滅に明らかとなってくる．成田層は主に非常に淘奥央部を思わせる．

成田層の最上部には，さきにも紹介したヒメス

汰のよい砂層からなっている．厚さは，最も厚

このような成田層の基盤構造や層相，化石群集

ナホリムシの生痕化石をふくむ砂層がある．こいと思われる下総台地の中央部，印旛沼や手賀などは，成田層堆積当時の古東京湾の古環境をの砂層の分布をみると，当時の古東京湾が干上

沼などの付近では，成田層の下限が沖積面の下暗示している．すなわち，下末吉海進の初期にがってゆく過程の１時期の古地理をおもわせるにあるために不明である．しかし，観察されては，鹿島灘付近や下総台地東部には基盤の高ま（図８）．それは，現在の東京湾北東部の他，霞いる厚さから判断して，35ｍ以上と見積もられりがあり，陸地を形成していた．その頃の湾口ヶ浦，印旛沼などの湖沼が分布する凹地地域をる．恐らく50ｍ以上はあるものと思われる．

は，房総半島北部の茂原から東金付近にあった取囲むような形を示している．上記地域にはま従来，古東京湾は，東方の鹿島灘の方に湾口がという見方と，現在の東京湾の湾口がすでに開た，湿地の堆積物をおもわせる泥質層の分布もあり，成田層の厚さも，東部の方が厚いものといていたという見方とがあるが，はっきりしなみられる．

漠然と考えられていた．ところが，成田層の基い．霞ヶ浦北部や東京湾西方横浜付近，木更津

古東京湾の中で比較的早い時期に陸化をはじめ底にある不整合を追跡し，成田層の厚さを調べ付近などは，溺れ谷となって湾奥部を形成した．

たのは，むしろ湾の中央部に近い千葉県松戸市てみると，逆に東方に次第に基底の高度が増し，このときの古東京湾の古地理図を描けば，図９付近である．それは，当時活動していた箱根火

厚さも薄くなることがわかってきた．

Ｂのようになっていたであろう．

山の噴出物のうち，より早期のものが，風成層

図７は，この成田層の基底面の高度を測定し，続く最大海進期には， 海域は急速に拡大した（下末吉ローム層）として成田層上に重なるの

等高線に示したものである．このように成田層（図９Ｃ）．成田層の上部を占める砂層が，広をみることができるからである．この地域には，の基底面はかなり起状をもっており，霞ヶ浦北く下総台地，常陸台地をおおっているからであ

構造的に隆起する運動が働いており，浅海化が部や下総台地の成田付近のように，谷地形をつる．このときの海岸線は，台地の周辺部に旧汀進むと共に，他地域に先駆けて陸化した模様でくっているところもある．成田層中の貝化石の線地形として残されている．下末吉台地西部にある．一方，他の地域は，当時の利根川や鬼怒

産地は，この基盤の起状に規制され，基盤の凹は海抜50ｍ付近に多摩丘陵との境をなす傾斜変川の河口からの土砂の流出があって，次第に海部に分布する様子がよみとれる．さらに，基盤換点がある．房総半島では，茂原西方権現森付

域をせばめたものの，長期にわたって湿地の環の構造と成田層の層相や貝化石群集の組成との近に，実に海抜130ｍの高度に旧汀線地形が残境が続いていた．下末吉ローム層の降灰は，一間にも密接な関係が認められる．例えば，霞ヶされている．霞ヶ浦北部にも，土浦層石岡の北部松戸付近の台地と房総半島中部付近の台地を

図９･Ａ−下総層群下部の海進期の古東京湾

図９･Ｂ−下末吉海進初期の古東京湾

図９･Ｃ−下末吉海進期の古東京湾

URBAN KUBOTA NO.18｜20

除き，すべて湿地あるいは氾濫原の上に堆積し

図７−成田層基底の等高線図たものと思われる．この時期の堆積物は，下総台地の広域にわたって凝灰質の粘土層（常総粘土層）となっているのである．この時期の古地
理は，図10のようなものであったろう．
こうして古東京湾は，ほぼ全面的に干上がり陸化して消滅する．前述の２大沈降域のうち，春日部市付近はほぼ埋積が進んだが，現東京湾の北部は恐らく海域のまま残されていたのであろう．利根川・荒川水系は現東京湾に，また鬼怒川・霞ヶ浦水系は東の鹿島灘方面に河口を求めていったものと思われる．
関東地方は，成田層の堆積が始まる頃から新たな変動期に入り，成田層の堆積末期にほぼ変動の極頂期に至り，このために古東京湾は消滅していったのであろう．この時期に，関東平野はいくつかの小盆地に分化すると同時に，広域にわたり隆起したものと思われる．関東地方でも特に地殻変動が顕著にあらわれている大磯丘陵
では，この時期が，全面的な隆起の時代に相当しているのである．
この時代に，なぜ隆起運動が活発化したのかはわからない．地殻変動というものが，ずるずると等速度的に進行するものではなく，新たな条

図８−成田層中のヒメスナホリムシ生痕の分布

件のもとでは新たなタイプの変動へと発展するものであるならば，このような変動の波はむし
ろ当然のことといえるかも知れない．

図10−常総粘土層堆積期の古地理図

URBAN KUBOTA NO.18｜21

関東堆積盆地―４

台地の成立
小玉喜三郎＝通産省工業技術院地質調査所
鈴木尉元＝通産省工業技術院地質調査所

ず各露頭における地質柱状図をもとに，地層をの流山市に入ると，上位の砂層によって，侵食動の基準にしている．

杉原氏（1970）は，前節の例と同じ下総台地西上位の風成ローム層との境界は，灰色から褐色

中新世以後の長い地質時代の間に，関東地方に

時代別に古い方から順に，Ｄ，Ｃ，Ｂ，Ａと分類する．

されることがある．Ｂ２層がその砂層で，かなり≪Ａ層≫部で，地形的に低い西側の台地を下総下位面とに色調の変化が明瞭にみられるから，普通10ｃｍ

は様々な隆起運動や沈降運動が生じ，地層の堆各層の特徴と堆積環境は次のようになる．

の軽石を混入する細粒ないし中粒砂で，斜交葉

すべて風成の褐色ローム層である．したがって，して，東側の台地と時代の違うものであると考以内の範囲で認定することができる．ハンドレ

積が行なわれ，平野の土台が形成されてきた．

≪Ｄ層≫

理を伴うことがある．この砂層は，分布に地域

この間に，関東平野は全般的に台地化したこと

えた．そして，そこに発達する龍ヶ崎砂層（上ベル測定の方は，くり返えし複数本の器具を用では現在，われわれが実際目の前にみる山の手

きれいに粒度のそろった細粒〜中粒砂層で，厚性があり，松戸付近ではほとんどないか，ごくがわかる．厚さは２〜７ｍある．大部分の地域

記のＢ２ に対応）が，地殻運動を背景に堆積していて練習すると 1/100 以内の精度でおさえること

台地とか下町の低地，あるいは荒川や利根川なさ３〜10ｍ以上．松戸より東では，上部にヒメ薄く発達する．しかし，市川市の東京湾沿いやでは，下位のＢ層の上に厚さ10ｃｍ位の粘土化いることを指摘した．さらに，東京湾北東部のができる．このとき，標高測定の基点としては，

どの河川，そして東京湾といった地形はどのよ

スナホリムシなどの生痕化石がみられる．さら流山市では，下位層をけずりこんで最大10ｍ近した風化ロームをはさんで，直接，約５万年前

市原市付近でも，同様のことを示している．

主として国土地理院の２万５千分の１地形図のうにして出来上がったのだろうか．実はこれらに下部には，海棲の貝化石を含むことがある．

くになることがある．基底部は粗粒砂ないし砂に降灰した東京軽石層が堆積している．その上

関東平野北東部の霞ヶ浦の周辺地域では，龍ヶ独立標高点や１等水準点，三角点標石，あるいの地形も，地殻の構造運動に大きく依存して形

西方では顕著な偽層が発達するが，次に述べる

礫質で，シルトの偽礫を混入し，その中に，上に堆積するローム層は，武蔵野および立川ロー崎層とその上位の常総粘土層で構成される稲敷はしばしば主要道路を直角に横断する等高線を成されたのである．本章では，今から約10万年Ｂ層と異なり軽石をほとんど含まない．浅海性

述のＢ３ 層中の軽石層の塊りをとり込んでいる．

ム層である．ただし，一部，松戸付近では，こ台地が，上流方向（北西方）へ逆傾斜している

用いた．このような仮原点の標高誤差は最大±

前にさかのぼり，当時堆積した地層を手がかり

ないし潮干帯の堆積環境が推定される．

Ｂ２層の上部は，細砂ないし粘土質細砂へと漸移の東京軽石層より下位に，風成の暗褐色ローム

ことが知られており，地殻変動によると指摘さ２ｍはあるとみられる．結局，この方法によるに，その後の地殻変動の過程を復元してみよう．

≪Ｃ層≫的に変化してゆき，その上限ふきんに，１枚な層が約２ｍ程発達している．このローム層中にれている(上杉ほか，1977)．また堀口氏(1974)

粘土層の標高測定には，最大２ｍ，通常は±１②常総粘土層の変形

粘土層のヌカ状細粒砂層ないし一部は細礫質砂

いし２枚の白色軽石層がはさまれている．これは，クリヨーカン軽石とよばれる下末吉ローム

は，関東平野北西部に分布する段丘について，ｍの誤差を含むものと推定している．このほかある時代の構造変動を求めるためには，何らか層で，厚さ２〜５ｍ．下位層とはシャープな侵らは，下末吉台地における下末吉ローム層中の層上部の軽石層がはさまれている．すなわち，

武蔵野ローム層基底の高度分布を解析し，従来，に埋没するローム層については，いくつかのボの地質構造について，変形以前の状態と変形後

食面で境をなすことが多いが漸移的である場合

オヤコ軽石層，およびＰｍ-1軽石層に対比されこの地域では，他よりやや早く湿地条件から台連続的に傾動していると解釈された変形が，いーリング調査を実施した．また様々な既存の地の状態を，できるだけ正確につかむことが必要もある．Ｄ層に引きつづく．海成〜陸成の環境ているもので，それぞれ，今から約８万年，７地へと移りかわったと推定される．

くつかの平坦な台地群のブロック状傾動の集ま

下地質試料も参考にした．これらはふつう，非である．そういう意味からすると，時代と堆積で堆積したと推定される．

万年前に堆積したものである．

図１の下は，下末吉ローム上部層の堆積より後，りであることを示した．三浦半島南部について

常に詳細な海抜高度が示されているのだが，地環境がたしかな水平な地層は，それ自身，最も≪Ｂ層≫

Ｂ１層は青灰色ないしウグイス色の凝灰質粘土で，

東京軽石層堆積より以前，すなわち今から５万も，海成段丘の武蔵野面（三崎面）が，南北方層境界の認定精度の方で最大５ｍ以下の誤差が都合のよい初期構造を示してくれる．図１は，粘土層，凝灰質砂層，凝灰質粘土層，軽石層よ市川市から流山市にいたる全域に発達している．

〜６万年前の堆積環境を復元した図である．こ向を軸とした波曲をしながら西へ傾動している

含まれると推定される．結局，これらをもとに，

千葉県市川市から流山市に至る洪積台地の地質り構成される．大きく３層準に分けられ，上位

厚さは30ｃｍ〜１ｍで，まれに基底に砂層を伴のように，一部には先に離水した高まりがある

ことが示され，この時代以後の地殻変動の様子

図２では５ｍ間隔の等高線(一部2.5ｍの補助線断面図で，下は堆積時に復元した古地質断面図

よりＢ１ ＝灰色凝灰質粘土層（厚さ30ｃｍ〜１ｍ），

う．Ｂ１，Ｂ２，Ｂ３ 層には，しばしば，直径１ｃｍほけれど，全体としては比高２ｍ前後の平坦な地が指摘されている（岡，1974）．

入り)で，常総粘土層の高度分布を示した．

である．松戸市付近の洪積台地は海抜30ｍ前後

Ｂ２ ＝凝灰質砂層〜中粒砂層（０ｃｍ〜10ｍ），Ｂ３ ＝

どの炭化した植物の根の痕跡が発達している．

形が復元されるのである．

このように，関東平野に分布する様々な高さの図２をみると，埼玉県春日部市付近と，東京湾の高度を示すが，常磐線を境にその西方では，

白色凝灰質粘土層（約２ｍ），と区分される．

Ｂ３層中の痕跡は，Ｂ２層の砂で上端が侵食されてさて，つぎに現在の断面図をみると（上図），

台地に対して，それを構成する地層の層序と堆北部の２つの目玉を中心に，周囲にいくにつれ台地の高度が海抜20ｍ前後に低下している．と最下位のＢ３ 層準は全体に著しく凝灰質だが，といる．このように，Ｂ層は全体として，陸上のこの常総粘土層（Ｂ１）以下の地層は，松戸付近を積環境を解析し，それらの地層の現在の高度をて常総粘土層が徐々に高く分布し，下総台地南ころが上の断面図をみると，同一時代の地層，

くにその下限ふきんには，灰白色ないし桃色の湿地あるいははんらん原のような環境で堆積し境にして，水平距離約５ｋｍの間で10ｍちかく

詳細に測定すれば，広域にわたり，第四紀後期部の茂原付近では，海抜135ｍにあることがわ

たとえば図のＢ層は，地形とほぼ平行しながら凝灰層と，白色粗粒パミスないしゴマシオ状粗た地層であると推定される．当時やや低地の部

高度が変化している．すなわち平均勾配は1,000の地殻変動を検討する事が可能となろう．

かる．以下に，各地域ごとに同層の高度変化の

高度をかえて分布している．このＢ層は砂や粘粒パミスの薄層が，厚さ30ｃｍぐらいの互層を分には，Ｂ２層のような砂層が発達したらしいが，分の２以上である．このような起伏は堆積条件

そこで筆者らは，さきに示した常総粘土層を対様子を検討してみる．

土からなる水成層だから，もとは，ほぼ水平になしている．これらは図のように，市川市から広い地域が，再びＢ１層で示されるような低湿地からは得られないもので，その後の地殻変動を象に，その層序と高度分布を関東平野一円にわ≪下総台地南部≫

近い平坦面に堆積したとみなされる（下図）．

松戸市，流山市にかけて観察される．この軽石を形成したと推定される．このような環境は，考慮することにより，始めて説明されるだろう．

たって調査することにしたのである．

茂原市を中心とした千葉・八街・東金以南の地したがって，現在みられる約10ｍに及ぶ高度差

層は，横浜の下末吉台地や大磯丘陵などの下末

現在の沖積低地に相当するようなもので，その③洪積台地の形成

調査の方法は，あらまし次のようなものである．

域を下総台地南部と仮りに呼ぶことにすると，

①はじめに

1

は，その後の地殻運動で変形したものと解釈さ

吉ローム層下部に発達するＳＩＰパミス群の一平均勾配は，1,000分の0.2ないし0.5である．

常総粘土層あるいはそれ以前の地層が，その後まず台地周辺部の露頭では， /10 精度の地質柱

この地域には常総粘土層が海抜 15 ｍ から海抜れる．以下にもう少しくわしく，これらの地層部に対比されるもので，今から約13万年前に降Ｂ１層は従来≪常総粘土層≫といわれていたもの運動で変形してる様子は，関東平野の各地に状図を作成し，常総粘土層最上面の高度をハン135ｍにまで分布する．関東平野中で最も高度の堆積過程と変形の過程を解析してみよう．ま灰した軽石である．ただしこの軽石層は，西方のに相当するが，以下では，この地層を地殻変おける研究で部分的にはすでに知られていた．

ドレベルで測定した．常総粘土層最上面とその変化の激しい地域である．図３の断面Ｃで常総

図１−下総台地西部の洪積台地の変形

上＝現在の断面図

下＝武蔵野ローム層堆積直前の復元断面図

図１および図３の断面線位置図

URBAN KUBOTA NO.18｜22･23

粘土層の下部に挾在する数枚の軽石層はＳＩＰ群

西―東南東の直線的な撓曲帯が発達し，これと，ーム層は，従来，立川ローム層堆積期に海水準に対比されるものである．この層準は現在の地洪積台地のへりの崖線や東京湾の海岸線が平行が低下してできた新期の低位段丘とされていた．

表面高度とほぼ平行して海抜15ｍから100ｍにしている．我孫子市の手賀沼や八千代市付近の

しかし，筆者らがそれらの試料を再検討した結わたって分布する．またその上位，Ｐｍ-1層準

沖積低地そして印旛沼なども，粘土層の低下し果，武蔵野ローム層下部のものである可能性がの軽石質砂層は，しばしば著しい斜交層理や偽ている部分で，ほぼコンターの形状に対応して見出されてきた．しかもこのローム層下には，礫をともない，この偽礫中に，下位ＳＩＰ層準と形成されている．

白色の凝灰質粘土層が見出されている．

思われる軽石層が含まれている．この関係は，松戸市付近には，常総粘土層がなかったり，風同様の現象が，千葉市南部から市原市にある地

前節に示した例と同じである．

成の下末吉ローム層上部が発達する場所があり，下15ｍほどの埋没台地からも見出されている．

等高線は茂原市と大網付近を中心とした２つの当時，他地域より先に離水したことを先にのべ

これらの台地面が，厳密に下総台地や武蔵野台

高まりに分かれ，ほぼ北東―南西方向と北西―た．しかし，それでも，成田や市原の台地より地に対比されるかどうかについても，層序学的

南東方向の直交する２方向を軸に撓曲している．

ずっと低い．前節の例で示したように，流山市

な検討がもっと必要であるが，もしそれが成り等高線と直交する最大傾斜の勾配は 1,000分の以西の台地は異なる台地単元に属し，ゆるく北

たてば，東京湾形成をめぐる構造運動と時代と11に達し，これは通常の山ろく扇状地の礫層の西方に傾動している．松戸側の台地との間には，型とが一層明瞭になるだろう．

勾配が1,000分の６前後であることと比較して北北東方向の≪地溝≫が形成されている．

⑤ブロック状の造盆地運動と地形の成立

も，いかに急なものであるかがわかる．

≪武蔵野台地≫図２をみるとわかるように，常総粘土層の高度≪下総台地北部≫

武蔵野台地の北半分は，小原台海進で形成され分布は，おおむね現在の台地の地形と平行して上述の八街・成東以北，佐倉・成田以東で利根た地形面とされている（地質調査所，1979）．

いる．平野の中央である埼玉県春日部市と東京川以南の台地を仮りに下総合地北部と呼ぶ．南

この地域でも，Ｐｍ-1 層準の凝灰質粘土層の上湾の北部とが高度的に最も低く，周辺にいくに部地域と異なり，非常に平坦な台地が粘土層の位に，青灰色の粘土が発達している．この粘土つれだんだんに高くなっていく．そしてこのよ

高度で30〜40ｍのはん囲で広がる．台地東部のも，下総台地の常総粘土層に対比されると解釈

うな分布形態は，粘土層堆積当時を基準にした

八日市場市付近には，Ｂ２ の偽層した砂礫層がされる．粘土層は，海抜15ｍから海抜50ｍ以上とき，その後の昇降運動の反映なのであり，過粘土層直下に発達するが，この部分の台地高度にわたって分布しており，北縁では，西北西の去数万年以後に生じた関東造盆地運動の実際のは，現在はむしろ他より高い．また，北東部のほぼ直線的な軸をもって北側へ撓曲している．

姿とみられるのである．盆地の形態は，なめら

小見川より東では，Ｂ１の粘土層が発達しておら東縁では，北北東の軸をもって東へ撓曲していかなお盆のように一様に形成されてはいない．

ず，東京軽石層の層準のローム層まで，砂つぶる．このような等高線の形にほぼ平行して，台並べたタイルがくいちがうように凹凸をもってまじりの水中堆積層になっている．このような地へりの崖線や，低地を流れる荒川や隅田川が，いる．しかも，すべてのタイルが一様にずれて部分も，現在も，台地中央部に劣らぬ高度を示

直角に曲がっている．

いるのではなく，中心から少しはずれた東京湾している．これらのことは，台地をつくった構≪大宮台地≫

北部や春日部市あたりが，10ｋｍ×20〜30ｋｍ

造運動のはじまりの時代が，今から５万年より本地域でも，下総台地や武蔵野台地と全く同様の広がりで特に沈降している．そして，全体のももっと新しい可能性を示している．

に，Ｐｍ-1 層準の凝灰質粘土層が武蔵野ローム

盆地は100ｋｍ×150ｋｍ四方に及んでいる．こ

等高線の形状は，現在の地形にそって北北東―

層基底の東京軽石層の直下に発達している．粘のようなブロック状の凹地が，堆積物の有無に

南南西方向に長軸をもって分布しているが，そ土層上面の高度は，全体に南部で高く海抜12〜

関係なく，盆地全体の全般的な上昇（台地化）

れと直交する西北西―東南東のトレンドが，成13ｍを示し，沖積層との比高が６〜７ｍある．

の過程で生じたことは，地質学的な事実が示す

田・栄町・佐原市付近にみられる．ここで注目

これが北へいくにつれだんだん低くなり，海抜興味ある現象である．

されるのは，このような台地上の等高線の形と10ｍ以下の部分では，沖積面との比高がなくな

さきに述べたように，台地と低地を限る崖線の平行するように，低地を流れる利根川の川筋がり，さらに北では沖積層下に埋没する．高度分

形態は，台地上の粘土層のコンターとよく調和

直角に蛇行していることである．成田市や佐倉

布のコンターをみると，全体として北西―南東している．低地を流れる河川や沼，あるいは海市・千葉市付近では，粘土層が東側の高度30ｍ

方向の長軸をもっているが，とくに，北側の綾岸線の形態についても同様のことが成り立っての台地から西側の22ｍの台地へと急に変化し，瀬川に沿っては直線的な撓曲帯が続き，南北のいた．これらの現象は，地形を形成する条件が，直線的な撓曲帯を形成している．

洪積台地が約１〜２ｍの落差をもっている．

単に川や海の水理学的な侵食作用によっている≪下総台地西部≫≪東京湾周辺の埋没台地≫のではなく，むしろその条件を構造運動が規制

上述の佐倉・成田・千葉以西で，船橋・松戸・

東京湾周辺の沖積低地下には，埋没した洪積台

していることを意味するものだろう．これらの野田・我孫子・印西町を含むはん囲を下総台地

地が地下15ｍ〜30ｍに発達していることが古く過程を概念的に示したものが図４である．

西部と呼ぶことにする．粘土層の高度20ｍの等から知られていた．たとえば江東区の地下30ｍ

このように，関東平野にみられる現在の地形は，高線が示すように，全体として北西に長軸をも付近からは，風成の褐色ロームがボーリング試

やはり，過去から引き続く関東造盆地運動に大つ平坦な台地が１つの単元をなす．特にその南料に見出され，ほぼその水準に台地状の地形がきく依存して，ごく新しい時代までこの運動が縁には，市川市・船橋市・千葉市にかけて西北発達している（東京都土木研，1977）．このロ

進行していた結果であることが分かるだろう．

とう

URBAN KUBOTA NO.18｜24

図２−常総粘土層の高度分布

図３−下総台地南部の洪積台地の変形<寺岡・紀村，1979>

図４−段丘崖の成立と構造運動

URBAN KUBOTA NO.18｜25

関東堆積盆地―５

相模堆積盆地岡重文＝通産省工業技術院地質調査所①はじめに

広く平坦な台地をつくった．そしてこれらの河合には，海面変動によってつくられる段丘の形

相模川は，神奈川県の中央部を流れて相模湾に成段丘（河岸段丘）の間には，かつての海成段

態は，それぞれの地域によって異なってくる．

注ぐ．この川の中・下流域は，標高20〜70ｍの丘が丘陵として，断片的な姿でとり残されるこ図３は，海面変動と地殻変動とが同じ程度にく

緩やかな起伏の丘陵と，広い平坦な台地とからとになった．図４が，相模平野南部に分布する

り返すと仮定して，地層が堆積したり侵食されなり，相模川と海岸に沿っては低地が広がって丘陵と台地である．また現在の河川の周辺域やたりする様子を模式的に描いたものである．図いる．これらの低い丘陵，台地，低地をまとめ海岸沿いに分布する低地は，完新世につくられの中央が安定地域で，左側が隆起地域，右側がて，ここでは広義の相模平野と呼ぼう．

た沖積層からなっている．

沈降地域である．

図１は，現在の河川によって侵食される以前のところで，相模平野を構成する上記のような地

左の隆起地域では，高い段丘には，古い時期の

この平野の状態を復元した埋谷図である．この層の堆積面は，造盆地運動の進行と共にさまざローム層（火山灰層）から新しい時期のローム図に明らかなように，相模平野は，西側の高さ

まに変形していることが知られている．本章で層までが次々につもる．そして低い段丘には，

1,100〜1,600ｍの丹沢山地によって，北側からは，主としてこの変形の様子を中心に述べ，あ新しい時期のローム層だけしかつもらない．同

東側にかけては高さ70〜200ｍの多摩丘陵によわせて相模平野の形成史にも簡単に触れよう．

時に，古い段丘ほど高く，新しい段丘ほど低いって囲まれている．そして平野の南側はどうか②第四紀層の地質調査とボーリングという階段状の地形がつくられる．南関東では，というと，ここは相模湾に向かって開いている

一般に地質調査をするときには，クリノメータ

多摩丘陵の段丘がこのタイプの代表である．

ようにみえるが，実はそうではない．大磯からーという簡単な器具を用いて，地層の走向や傾

中央部の安定地域は，古い段丘と新しい段丘の東方にのびる湘南海岸すれすれの海底には，第斜角を測る．しかし沖積層の場合には，露出し高さは不規則で，段丘の高さは，その段丘がつ三紀層が点々と露出しており，茅ヶ崎では小島た地層がないので，土木建設工事で地表を掘っくられた当時の高さによって決まってくる．そになり，片瀬海岸では江ノ島となって終る．つたときとか，あるいはボーリングをしたとき以の間，侵食と堆積がくり返されるので，断面はまり相模平野は，地質学的には南側にも閉じた

外には，調べることができない．

きわめて複雑な様相を呈する．横浜付近の段丘

盆地状をなしているのである．あとで述べるよまた洪積層は，丘陵と台地のヘリで調べることがこのタイプに近い．

うに，盆地の中心部（沈降部）は，平野のほぼができるが，地層の傾斜角度が緩いので，クリ右側の沈降地域では，海面が低下しても陸地が中央，新幹線が沖積低地を走るあたりにある．

ノメーターで測ることは殆んどできない．そこできないので，海底に地層を次々と堆積するだ

この盆地は，第四紀の中頃（更新世中期）からで正確な地図（縮尺1/2,500〜1/5,000）と，ハ

けで段丘はできない．東京湾などがこの地域に始まった沈降運動によって造られ，その運動はンドレベルといって簡単に高さを測る器具を使当る．安定地域よりやや右側の沈降地域では，

現在まで続いているとみられている．地盤の沈って，崖の位置と高さを測り，地層の走向と傾

古いローム層をのせた古い段丘が，新しい段丘

降と間永期における海面上昇とが重なった時代

斜を計算する．

の下に埋没してしまうことも示されている．

には，東は横浜の戸塚を抜けて東京湾まで，西

相模川中・下流域の第四紀層の調査では，この④関東ローム層

は小田原の酒匂川，北は秦野から厚木にいたるような地表調査のほかに，地下地質の正確な状―丘陵・台地の区分と対比―

広い範囲が内湾状の海域となった．内湾の東部態を知るために，ボーリング資料を全面的に利

相模平野の丘陵と台地のすべてにつもる赤土は，は≪戸塚湾≫とも呼ばれている．盆地の中には，用した．あらたに180ｍのオールコアーボーリ

関東ローム層と呼ばれる．このローム層は，更沈降と共に相模川が運んできた大量の砕屑物がング（注１）を始め，17本のコアーボーリングを新世中期から後期にかけて，この地域に降下し厚く堆積した．こうした事情が明らかになるに行なったが，そのほか約4,000本にのぼる土木た火山灰の総称である．ローム層の大部分は，つれ，この沈降城＝堆積盆地は，≪相模積成盆工事用のボーリング資料や深井戸資料をも洩れ

箱根火山の噴出物であるが，その最上部は富士

地≫と名付けられ，沈降運動は≪相模造盆地運なく利用した．こうした作業によってつくられ火山の噴出物が主体をなしている．このほか，

動≫と呼ばれるようになった．

たのが，図10以下の地質図である．

ごくまれに両火山以外のものも認められている．

積成盆地に堆積している地層のうち，丘陵を構③段丘のでき方

これらの火山灰は，偏西風によって西から東に成しているものは主として海成層で，更新世中―海面変動と地殻変動とのからみあい―

運ばれて南関東一円につもったので，東〜東北〜後期にかけての堆積物が，相模層群と呼ばれ段丘は，段丘をつくる営力によって河成段丘と方へゆくにつれて薄くなる．相模平野西方の大る．相模層群の厚さは明らかではないが，約400

海成段丘とに分けられる．図２に示すように，

磯丘陵では，両火山に近く位置しているので，ｍはあると推定されている．相模層群の堆積期

河成段丘は，海面が上昇している間氷期には河これらの火山灰が厚く，連続的に堆積し，全層には，いくつかの海進（海水面の上昇）と海退

川の中・下流域に，海面が低下する氷期には，厚は約300ｍにも及んでいる．

（海水面の低下）とがあり，これに伴って多く河川の上・中流域（山間部）につくられる（谷これらの火山灰の中には，直径１〜20ｍｍぐらの海成段丘がつくられた．更新世の末期になっを刻む作用はこの逆である）．また海成段丘のいの軽石やスコリヤがたくさんはさまれているて海が退いたあとの盆地では，河川の侵食と堆平坦面は，海面の上昇期に浅海を埋積する堆積ので，それらの特徴ある火山灰層を鍵層にして積が始まった．河川は，以前につくられた海底面としてつくられる．このように両者とも，汎ローム層を区分し，丘陵や台地がつくられた時段丘を侵食し，またこの地層の上に，広い範囲

世界的な海面変動によってつくられるのである

期を知る手がかりにすることができる．すなわ

にわたって扇状地や自然堤防帯などを形成し，が，しかし，局地的に地殻変動が生じている場

ちローム層によって，相模平野の丘陵・台地をURBAN KUBOTA NO.18｜26

注１＝パイプて孔を掘り，ロームや砂などを採取する.

山からの５回の軽石流のうち，相模川の東側まで流れ所の東で沖積層におおわれているが，これも厚さは約

注２＝これらの軽石流堆積物は，いずれも箱根火山かてきたのは，約24万年前の早田ローム層の軽石流と，1.5ｍぐらいである．この軽石流は，横浜市戸塚区戸らのもので，約24万年前から５万年前の間に５回噴出約５万年前の武蔵野ローム層の軽石流だけである．早塚駅の東方でも見つかっている．

し，堆積している．軽石流が多量に噴出したさいは，

田ローム層の軽石流は，藤沢市の西部で厚さが 1.5ｍ

注３＝東京の武蔵野台地もこれと同じ時朗につくられ陥没カルデラが生じるといわれるが．これらの箱根火ぐらいある．武蔵野ローム層の軽石流は，茅ケ崎市役ているので，この台地は武蔵野面（Ⅱ面）ともよばれる.

区分し，対比することができる．またこれらの

図１−埋谷図丘陵・台地を，多摩川流域の多摩丘陵の武蔵野

図２−間氷期・氷期・後氷期における河川の堆積・侵食による河岸段丘形成のモデル<貝塚1977>

台地と対比することも可能になる．表１に示す
第四系の対比表は，このような方法でつくられている．また図９は，関東地方のローム層区分の基準となる大磯丘陵のローム層総合柱状図である．ここでは225枚の鍵層で識別され，ローム層は全体で10層に区分されている．なお，この総合柱状図には，鍵層のほか５枚の軽石流堆積物が認められ，これらを含めると大磯丘陵のローム層の全層厚は約300ｍにも達する（注２）．
⑤相模平野南部の段丘変形
前節で述べたように，丘陵・台地の形成時期はローム層によって識別されるが，図10の地質図には，それぞれの丘陵・台地がつくられた時の水成層の堆積面に連続してつもったローム層，
換言すれば，それぞれの丘陵・台地につもった図３−段丘発達と海成層および火山灰層の堆積過程を示す概念図<菊地原図･三梨ほか（1979）に加筆>

一番古い時期のローム層を示すことによって，地層を表現している．古いローム層の上位には，当然新しい時期のローム層がつもっているが，それらはすべて省略している．そして，これらのローム層の基底が，現在どのくらいの高さに分布しているかを，等高度曲線として示してある．つまり，それぞれの段丘をつくった地層の現在の高度が曲線で示されているわけである．
さて図10〜13の地質図及び断面図を中心に，相模平野南部の段丘の上に生じた変形の主要なものを探ってみよう．
≪相模原台地≫相模原台地の大部分を占める広い平坦面は，相模野面とよばれ，約６万年前に相模川が，座間
丘陵・高座丘陵を削ってつくった扇状地である（注３）．地表の海抜高度は北部で約80ｍ，南部の新幹線の南で最も低く35ｍ，南端部では50ｍと高くなる．相模野面には，武蔵野ローム中部
から立川ローム層まで，厚さ18〜20ｍのローム層が堆積する．台地をつくる段丘礫層の高さ（図10のローム層の基底高度）は，新幹線の南側で最も低くなり，その南では逆にまた高くなる．
礫層の一番低くなった個所―つまり沈降した個所は東方にのび，横浜の戸塚あたりまで続くが，東の方へゆくにつれて沈降量は小さくなる．
この線は，従来から≪秦野―横浜沈降帯≫（図４）と呼ばれている沈降帯と一致する．（これについては後に述べる）
この沈降帯の南側は，北西に傾動しながら隆起している．台地の南西部はドーム状に隆起し（図

URBAN KUBOTA NO.18｜27

11・図４），沈降帯との高度差は約14ｍに及ぶ．

の形状は，丘陵の東西にある相模野面の変形と丘陵の東側と西側が河川により削られ，河床礫また図12に示す相模川と小出川にはさまれる地同じである．すなわち，が堆積して約16万年前には新たに土屋面（座間域は，このドーム状隆起部と南西に接する沖積①同じ時代に，同じ海面下の海成層としてつくⅡ面）が形成された．土屋面には，土屋ローム

低地であるが，図にみるようにここでは，相模られながら，高座丘陵の方は，横浜・川崎の台層から立川ローム層まで，厚さ約40ｍのローム

野面は急激に沈降して沖積層下に埋没してしま地（旧汀線付近の下末吉層の高度は約40ｍ）に層が堆積している．

っている．相模野礫層の上限高度は−14ｍで，くらべて約25ｍも低くなっている．

座間丘陵礫層の高さは，北部の座間市で60ｍ，隆起部との高度差は約20ｍにも達している．約②丘陵は，東西方向を軸として，南北に波をう

東名高速道路で−20ｍ，秦野―横浜沈降帯では６万年前に，ほぼ同じ高さの扇状地として形成ったような形で変形している．

実に−90ｍまで低くなっている（図11）．このされた段丘面が，局地的な隆起・沈降によって，③丘陵と相模原台地（相模野面）は，ほとんど礫層と同じ時期に堆積した多摩丘陵のおし沼砂

このようにはげしく変形しているのである．

同じ形で変形し，沈降帯とドーム状の隆起帯と礫層の高さは，60〜65ｍである．海成層のおし≪高座丘陵≫の高度差は，台地で14ｍ，高座丘陵で16ｍにな

沼砂礫層より，河床に堆積した座間丘陵砂礫層

高座丘陵は，相模野台地の南部にある丘陵で，り，僅かに丘陵の方が高度差が大きい．約６万の方が150ｍ以上も低いのは，隆起帯にある多海抜高度は北部46ｍ，中央部35ｍ，南部60ｍと年前につくられた台地と約13万年前につくられ摩丘陵と，沈降域にある秦野―横浜沈降帯との南北で高く中央部で低くなる．丘陵には，下末た丘陵の変動量がほとんど同じということは，両者の昇降運動の結果と考えられる．

吉ローム層から立川ローム層まで，厚さ20〜35

このドーム状の隆起が，約７万年前（善行面のまた，座間丘陵の南部には土屋層が堆積していｍのローム層が堆積する．丘陵をつくっている

つくられた時代）に始まったと考えなければ説るが，堆積面の傾斜は，12〜16‰と南に低くな地層は，約13万年前の下末吉海進の時代に，浅明がつかない．

る．座間丘陵砂礫層も土屋層も河成の堆積物で，い海や三角州に堆積した地層で，下末吉層と呼≪座間丘陵≫

地層がつくられた当初から北から南に傾斜してばれる．この地層は，横浜から川崎にかけて広座間丘陵は，相模原台地の西縁に南北に細長くいたのであるが，座間丘陵礫層が現海面下よりく分布する下松吉層（高さ40〜50ｍ）と同じ時

のびる丘陵で，海抜高度は50〜80ｍ，北から南

低くなることや，古い座間丘陵礫層より新しい期のものである．

に低くなる．この段丘面は座間Ⅰ・Ⅱ面に区分

扇状地性の土屋面が高位にあることなどから考下末吉層の高さは，新幹線の北側の旧汀線（昔される．座間Ⅰ面には，藤沢ローム層から立川

えると，土屋層が堆積するまでに座間丘陵礫層の海岸線）で16〜17ｍ，秦野―横浜沈降帯で10ローム層まで，約60ｍのローム層がつもっていは南に傾動沈下していたものと考えられる．

ｍより低くなり，沈降帯の南ドーム状の隆起

る．丘陵をつくる座間丘陵礫層は，約30万年前

なお，座間丘陵の東側に広がる相模野面は，基帯では26ｍ，丘陵の南東部では30ｍになる．こに堆積した相模川の扇状地礫層である．その後，底礫層の傾斜が3.4‰で，現在の相模川の河床

表１−第四系の対比表

岡ほか<1979>

URBAN KUBOTA NO.18｜28

勾配とほぼ同じである．そして隣接する高座丘≪伊勢原台地≫になっているが，段丘礫層の高さは，土屋面よ陵北部の砂礫層（下末吉海進の波食台に堆積しこの台地は，約30万年前に丹沢山地から流れる

りも高く，善行面よりも低いようである．

た地層）は，ほぼ水平に近い形で堆積している．

鈴川・日向川などの扇状地としてつくられた．

≪相模川西岸沖積低地の埋没段丘≫

これらのことから，積成盆地北部は，下末吉層

台地は東に傾動沈降しているが，台地の西側に沈降が最近まで継続している地域では，さきに堆積以後ほとんど変形していないと考えられる．

は南北にのびる伊勢原断層があり，断層に沿っも触れたように以前につくられた段丘が沖積層≪秦野―横浜沈降帯≫て西側が落ちて低くなっている．台地全体が沈の下に埋没している場合も多い．図13は，小田この沈降帯は，相模川の西方にある秦野盆地か降しているので，約18万年前に堆積した扇状地

原―厚木バイパスの縦断面図で，道路公団のボら，東方の横浜市戸塚区まで東西にのびている．

礫層によって，前の扇状地の大部分はおおわれーリング資料と，周辺の丘陵・台地の調査資料

秦野盆地と大磯丘陵を境にする渋沢断層から，ている．約13万年前の下末吉海進の時には，台にもとづいて作成した．図によると，約30万年

大磯丘陵の北側を流れる金目川に沿って東にの地の南部一帯は海域になり，海成の下末吉段丘

前の座間Ⅰ面から早田面，土屋面，そして約５び，相模川を新幹線の南側で横切り，戸塚駅のをつくっている．沈降運動はその後も続いてい

万年前の台面までの各段丘がすべて，沖積面下東方までつづいている．最近の調査によると，るので，約７万年前には，台地の中央部から北に埋没してしまっている．また古い段丘ほど低沈降帯は，秦野盆地から横浜まで連続的には続側一帯が扇状地の礫層におおわれ，善行面（Ｍ１）

く，新しい段丘ほど高い．このことは，少くとかずに，相模川で南と北に約５ｋｍ位ずれていがつくられた，約６万年前になると，台地の北も約30万年前から最近まで，この地域では沈降るようである．また，沈降運動は，造盆地運動

側を鈴川・日向川が流れ，相模野面（Ｍ２ ）がつが継続していること，また北部より南部の方がの始め頃から現在まで続き，沈降量は相模川のくられた．約５万年前には，相模野面を侵食し沈降量が大きいことを物語っている．

河床付近で最も多く，東の方ではすくなくなる．

て，現在の沖積面より低い位置に礫層を堆積し図11をみると，沖積層におおわれて埋没段丘に沈降帯を挾んで，南と北とでは地殻変動の様子て台面（Ｍ３ ）をつくっている．このように，伊なっている台面の高さは−16ｍで，同じ台面が，がことなっている．約13万年前位までは全体的

勢原台地は，約30万年前からの侵食と堆積のく

引地川の下流では高さが25ｍになっている．台に沈降地域であったが，約13万年前から約６万

りかえしによってつくられた．台地をつくって面の高度差が約40ｍもあるのは，段丘がつくら年前にかけては運動形態に変化がみられ，沈降いる水成層の高さを見ると，約18万年前につくれた時の高度差に変動量が加わったためと考え帯の北側では，沈降地域から安定地域にかわり，られた土屋面が低く，約13万年前の下末吉面，られる．なお相模川を始め多摩川などの下流域

南側では沈降地域―安定地域―隆起地域にかわ

７万年前の善行面と順に高くなり，約６万年前

では，立川段丘が沖積面下に埋没している．こっている．このように沈降帯は，造盆地運動にの相模野面が最も高くなっている．なお，約５れは，段丘がつくられた時の高さが，現在の沖対して重要な位置を占めている．

万年前の台面は，沖積層におおわれて埋没段丘

積面より低い位置でつくられたためである．

図４−相模平野南部の丘陵･台地と第四紀地質構造要素

図５−大磯丘陵北東部の南北断面図

URBAN KUBOTA NO.18｜29

≪大磯丘陵の埋没段丘≫

り返している．

図７は，沖積層基底の等深度曲線図である．ウ

埋没段丘は，沖積層の下にかくされているだけ

約25万年前の早田海進の頃からは，盆地内部にルム氷期最盛期には，海面は現在より80〜100ｍ

ではない．それは，主として地殻の昇降運動が新たな変動が生じ始め，局地的な隆起・沈降運

以上も低かったといわれているが，この図には継続している期間に関連して生じるので，その動があらわれてくる．約13万年前の下末吉海進

当時の相模川によって刻まれた谷地形が表わさ在り方もさまざまで，丘陵や台地の下位にも多が終る頃から，秦野―横浜沈降帯をはさむ南とれている．図によると，相模川の河口付近は谷

くの埋没段丘が見出される．

北の沈降域で沈降量が急激に減少し，大磯丘陵斜面がきわめて急で，谷幅のせまいＵ字谷にな

図５は，大磯丘陵北東部でボーリング調査によ南東部は，従来からの隆起運動が一層はげしくっている．河底の深さは−80ｍにもなるが，東り明らかにされた埋没段丘である．図の中央部なってきた．下末吉海進期の海域は，図６Ｂに海道線の北側では，−80〜−85ｍの深さに平らにある旧汀線（昔の海岸線）は，約24万年前の示してある．

な谷底地形が見られる．高さは，河口付近より

早田海進によってつくられた．当時，この海岸

下末吉海進が終り，小海進をはさみながら海退も少し深くなっている．この付近は，造盆地運線の北側には，約30ｍの高さの海食崖が連らなは約1.8万年前まで続いている．約７〜５万年動によって最も沈降しているところで，この期っていた．その後，丘陵の南部が隆起し，北部

前には，相模川を始め他の中・小河川によって，間に少な くとも ５ｍぐらいは沈降している可が沈降する地盤運動によって，約13万年前の下扇状地が広範囲につくられた．武蔵野面が形成能性がある．また，本地域南隣の海岸沿いには，

末吉海進の時代までには，南側にある早田面がされるこの時期には，再び新しい変動が始まり，更新世の地層がぐんと薄くなり，沖積層が直接はげしく隆起し，早田面より高位にあった北側

秦野―横浜沈降帯の南側一帯が沈降から隆起にに上総層群をおおっている．これらのことから，の古い段丘（下庭面）は沈降して，地形が逆転

転じて寒川ドームをつくりだす．この変動は，

この地域の沖積低地は，積成盆地南縁の運動をしてしまっていた．図にみるように，早田面は現在まで継続していると考えられる．

反映しつつ形成されていると考えられる．

下庭面よりも20ｍ以上も高くなり，相対的には

相模川は，約５万年前に現在の河床付近が流れ⑦相模造盆地運動と関東大地震

50ｍ以上も変動した．下末吉期の海は，沈降しるようになった．相模川東岸の丘陵・台地は，

大正12年の関東大地震は，相模湾を震源地とした下庭面をおおい，南の早田面の一部に侵入し北西と西及び東に傾斜し，西岸の丘陵・台地は，て，積成盆地の西部にある大磯丘陵が大きく隆た．この結果，下末吉面の下には，より古い段

東と西に傾斜している．このように，相模川を起した（55ｐ．図４・８）．相模川流域では，相模丘である下庭面と早田面の一部とが埋没していはさむ対称的な段丘地形から，相模川に沿う南川の河口から厚木市付近までが北に傾動しながる．このように大磯丘陵北東部では，丘陵下に北方向の沈降運動が考えられる．

ら隆起し，厚木市付近より北側が沈降している．

ある埋没段丘の状態が，約24万年前から約13万≪ウルム氷期最盛期から現在まで≫

最近になって，この地震による変動は，秦野―

年前までの間に，この地域に生じていた変動の相模川沿いや海岸近くの低地帯は，約1.8万年

横浜沈降帯を境として南側が隆起し，北側が沈様子を知らせてくれる．

前のウルム氷期最盛期以降に堆積した，いわゆ

降したのではないかと言われている．また，大⑥相模積成盆地の形成史

る沖積層である．地表から２〜３ｍまでの沖積

磯丘陵東南端にある千畳敷山は，海成段丘の下

第四紀更新世中期に始まった相模造盆地運動に層は，砂礫層・砂層および木の葉まじりの泥層末吉面としては最も高く，158ｍに達している．

よって，相模川中・下流域から沈降が始まり，で，相模川や他の河川の河床に堆積したもので相模平野の下末吉面の高さが16ｍなので，比高

その後，ほぼ東西方向を軸として沈降域が広がある．この堆積物の下には，貝がらまじりの砂にして140ｍも高くなっている．千畳敷山は関っていった．盆地は相模湾に面しているので，層やシルト層がある．産出する貝化石には，今東大地震の時には1.67ｍ隆起し，房総半島の南沈降が始まるとすぐ海域になり，沈降域が広がより少し暖かい気候下の浅い海に生息するもの部とほぼ同じ位の隆起をしている．一方，相模ると共に海域が広がっていった．この頃に盆地が多い．この地層が，約6,000年前の縄文海進

川の下流域では0.5ｍの隆起で，千畳敷山の約１/４を流れていた川は，洒匂川・中津川およびその時の浅い入江に堆積した海成層で，この地層のの隆起量である．約７万年前から始まる造盆地

他の小河川だけであった，古相模川は，盆地の分布から，当時の入江は相模川下流の新幹線の運動と運動形態と，関東大地震による地震変動

北方で西から東に流れて多摩丘陵を縦断し，東北側まで入っていたことがわかる（図６Ｃ）．

がほぼ同じような形をしている．

京都府中市に流れこんでいた．

図８は，この沖積層を東海道線沿いに切った東しかしながら，造盆地運動は100万年もの長期

屏風 ガ 浦層が堆積する頃には，海域が最も広が西断面である．図によれば，沖積層基底は，東にわたる地殻変動であり，地震による地震変動

り，東は横浜市戸塚区をへて東京湾とつながっから西に緩く傾斜し，相模川付近から急に深くは100〜数1,000年単位の変動である．両者の関ていた．その結果，鎌倉から三浦半島にかけてなって埋没谷になる．谷部の基底礫層と下部礫係はまだ明らかではないが，これらの変動が重は，本土から離れた≪島≫になっていた．
（図６

層は厚さ10〜30ｍにも及んでいる．下部礫層のなり合った結果が「段丘変形量」としてあらわＡ）屏風 ガ 浦層を堆積した盆地は，その後の海上位には厚さ５〜35ｍの下部泥層があるが，これている．造盆地運動の変動量は，関東地震の退と埋積によって，盆地東部の戸塚湾から陸域

の岩相は横
（西）
方向への変化がはげしい．下部

隆起量よりすくないが，最近になって地殻変動になっている．この頃になると，古相模川は，層から上部層（層厚約70ｍ）までは，約１万5,

速度が加速されたと言う考えもあるので，長期東から南に方向を変えて積成盆地に流れ込み，000年前〜6,000年前までの急激な海進（約100ｍ的な地殻変動と短期的な地震による地殻変動と盆地を急速に埋積していった．その後の海進と近く海面が上昇したといわれている）による堆の関連性を，今後の研究によって明らかにする

海退によって，盆地は陸域と海域とを交互にく積物と考えられる．

必要がある．

URBAN KUBOTA NO.18｜30

図６･Ａ−屏風ガ浦海進期の海域

図７−沖積層下限の等高度曲線図

図６･Ｂ−下末吉海進期の海域

図６･Ｃ−繩文海進期の海域

図８−東海道線沿いの東西地質断面図

URBAN KUBOTA NO.18｜31

図９−大磯丘陵のテフラ（ローム）の総合柱状図<上杉1976，1978>

URBAN KUBOTA NO.18｜32

図10−相模川下流域地質図<地質調査所発行５万分の１地域地質図藤沢を10万分の１に縮小．承認番号54地調第2002号>

図11−Ａ〜Ａ断面図

図12−Ｂ〜Ｂ断面図

図13−小田原〜厚木バイパス断面図

URBAN KUBOTA NO.18｜33

造構運動のモデル
小玉喜三郎＝工業技術院地質調査所
鈴木尉元＝工業技術院地質調査所
三梨＝島根大学理学部教授①はじめに構造とよく対応している．このことは，ブロッ方に著しく伸張域が広がっていく．すなわちこ堆積盆地が，一体どのような機構で発生し，成ク状構造運動の単元が，地下50〜70ｋｍまで及の過程で，この領域には次々と正断層が発生し，長していくのか，という問題は，構造地質学上んでいることを予想させる．

陥没性の盆地が形成されること，しかもそれがの最大の研究課題といっても過言ではない．地⑩堆積盆地の沖合は，幅150ｋｍの大陸斜面を一定方向に拡大していくことが示される．この層の堆積や火成岩の迸 入，さらに褶曲や断層のへて，直接深さ7,000ｍ以上の日本海溝に達す

機構は，ちょうど前述の条件⑤で示した，地層生成など，あらゆる地質構造は，つねに堆積盆る．その東側は，広大な深海底が広がっている．

の将棋倒し構造を説明するものと考えられる．

地の大きさや規模と密接に対応して形成される．

堆積盆地は，このような地形形成とも関連してこのように，全般的に陸域が上昇するにつれて，また，石炭・石油・天然ガスあるいは地下水といる.

盆地はますます深く，広くなっていき，堆積物

いった地下資源のあり方も，堆積盆地の形成過③堆積盆地形成のモデル実験が大量に供給されていくことが示される．

程とその構造に密接に関連している．つまり，上記のような地表付近の地質現象の特徴は，以

写真１は，実際に粉体などの材料を用いて行な

あらゆる重要な地質現象が，盆地の形成と相互下で述べるモデルの重要な境界条件を示していったスケール・モデル実験の結果で，深さ２〜３に関連して生じているといってもよいのである．

る．これらを基本にモデルを組立ててみよう．

ｋｍ，幅150ｋｍに及ぶ断裂性陥没が隆起域の肩したがって堆積盆地の形成機構のモデルは，そまずこのシステムには，後背隆起域・関東堆積部に生じることを示している．

れらの各地質現象の形成機構をも同時に説明で

盆地・陸棚斜面・日本海溝・深海平坦面・深発

なお，実際の堆積盆は三次元的であり，しかもきるものでなければならない．

地震面が含まれなければならない．すなわち，

古い基盤構造のくせを反映しているため，より②盆地の形成過程を特徴づける条件

システムの広がりは，水平距離500ｋｍ以上，

複雑な条件をもつ実験が必要であろう．これら

盆地の形成というのは，単に地殻に凹地ができ

深さ100ｋｍ以上に達するものになる（図２）．

は，さらに今後の課題であるが，大局的にはそるということだけではない．その形，位置，中次に，このシステムにおける第１級の運動としれほど変らないと考えられる．

身，さらには形成過程のすべてにわたって，造て，後背陸域の隆起と太平洋側が沈下する運動④グローバルな構造運動との関係

盆地運動がもつ特有の性格が反映し，それらはがあげられる．そしてこのような変形は，地下関東平野の造盆地運動と同じように，太平洋岸

独自の様相をおびてくる．そこでまず，関東造100ｋｍ以上の深部で，一定の撓 曲帯（図のＦ）にそった日本の各地には，鮮新世以後いくつか盆地運動を特徴づけるそのような内容を列記しをはさんで，片側が上昇し片側が沈降するといの堆積盆地が形成されている．南から，宮崎沖てみよう（図１）．

う差別的昇降運動をあたえることによってもた・土佐沖・掛川沖・常磐沖・三陸沖などである．

①新第三紀以後の関東堆積盆地の大きさは，東らされると考えられる．こうすると，地表付近

それらはいずれも，現在では，水深2,000ｍ規西―南北150ｋｍ四方の広がりをもっている．

には，《肩》（図のＢ）をもった隆起域と，《肘》

模の平坦な海台になっている．これらの堆積盆②盆地の深さは，せいぜい3,000〜4,000ｍで，（図のＴ）をもった沈降域があらわれる．Ｂの地を構成している地層には，しばしば浅海性の下底が比較的平坦な，なべ底型をしている．

領域は，隆起側における引張ひずみの集中域で化石や堆積構造をもつものが多く，これらは，③盆地のへりは，正断層（一部は高角逆断層）あり，前述の条件③④⑤を満足させるような盆

関東堆積盆地とほぼ同様の形成機構で生じた盆で境されている．また盆地の内部にも，南北・地領域である．またＴは，日本海溝以東の深海地と考えられる．

東西に基盤を区切ったブロック単元が存在し，平坦面のはじまりと規定される．したがって，

一方，日本海側でも，断裂性の堆積盆地の発生

個別に昇降運動をしている．

ＢとＴとの間は， 実際の地形と対応させ200〜が注目されている．藤田（1971）は，鮮新世に④相対的沈降を開始する前には，全般的な隆起

250ｋｍと定められる．以下，このスケールを始まるこのような非火山性の陥没性造盆地運動傾向にあった．

規準にして，さまざまな現象の広がりをみていが，日本列島の各地に発達するだけでなく，環⑤盆地の発生は，断裂で始まり，時代とともにくことにする．

太平洋の他の島弧にも普遍的にみられることを一定の方向（後背地側）へ断裂を伴う沈降部がさて上のようなシステムで，地下およそ150ｋｍ

指摘している．とくにこれらの構造が，同時代移行していった．（将棋倒し構造）のＦにおいて撓曲変形を徐々に進めていくと，に活動する火山現象や深発地震，海溝の形成な⑥粗い大量の堆積物が，主として，西側の関東地表付近にはどのような現象があらわれるかをどと密接に関連している点に注目した．

山地や北関東から供給されてきた．このことは実験してみよう．

図３は，アジア大陸東部と島弧を含む鮮新世以

へい

とう

ひずみ

関東堆積盆地が，全体としては，上昇する陸域システムの内部で 歪 が最も集中するのは，Ｆ，後の変動図で，大陸内における盆地の分布や火に近接して形成されたことを示している．

Ｔ，Ｂの周辺であるが，撓曲が進むにつれ，そ山活動の分布が，深発地震面の形と平行してい⑦更新世になると，堆積環境はますます浅くな

れぞれの歪域が拡大していく．すなわち，Ｆかること，そしてこれらの変動が，水平幅3,000

り，最後に離水してしまう．それでも平野中央

らはＴの方向へ，ＴからはＦの方向へ拡大する．

ｋｍ近くの広がりの中で内的に関連をもって発部は，相対的になお沈降している．

これは，中・深発地震面や地殻内地震の活動域

生する可能性を示している．

⑧断層の発達は，東西・南北の正断層が基本で，の広がりと対応するものと解釈される．Ｂの伸

図４は，このような関係を模式的に示した断面

このことは，地殻が全般的に上昇する過程で，張ひずみ域も拡大していき，水平距離で150ｋｍ図である．造構力の求め方はさきの図２と同様

地殻表層付近に引張応力が生じたことを示す．

以上におよぶ．このとき歪域の拡大は，初期のであるが，図４では，アジア大陸・日本海・本⑨地下深部の地震の発生をみると，基盤の断裂

中心から非対称に広がり，むしろ後背隆起域の州・陸棚斜面・海溝・深海といった地表の構造

URBAN KUBOTA NO．18｜34

特性が，深発地震とともに，深さ1,000ｋｍ付

図４−アジア大陸東縁における構造系<小玉，1979>

近の差別的昇降運動に起因して生じ，日本海は，
隆起≪肩≫部に生じる陥没として説明されている（図中の断面Ｃ）．もちろん，図２で示したような深さ150ｋｍ以浅のシステムは，このような大スケールの変形の一部をしめ（図中の断面Ａ），また密接に関連しているものと解釈されるが，これもまた今後の課題である．断面Ｃの規模は，関東堆積盆地とくらべれば何倍も大きい．それに伴って，火成活動もより活発に生じたと推定され，日本海側には高い熱流量が発生し，主要な石油鉱床を胚胎する条件をつくりだしたのであろう．さらに地殻自身，下部からの迸入などで異質なものに変化した可能性も考えられる．これらの詳しい検討は今後の課題となっている．
図１−関東堆積盆地をほぼ東西に切る断面

図３−鮮新世〜第四紀におけるアジア東部の地質構造<藤田，1979>

図２−深部のブロック運動の結果生じるひずみの分布

写真１−堆積盆の発生についてのスケール・モデル実験

URBAN KUBOTA NO．18｜35

関東堆積盆地をめぐって①関東堆積盆地
三梨①関東堆積盆地さんは，平野中央部が沈降し，そのまわりが隆起していると想定されたわけです．そしてこれ＝島根大学理学部教授
はじめにを関東構造盆地とよび，またこの盆地をつくる

小玉喜三郎＝通産省工業技術院地質調査所主任

編集

本日は，関東堆積盆地を中心にいろいろ構造運動―中心部の沈降運動と周辺部の隆起研究官とお話しをお伺いしたいと思います．なお，本運動を，関東造盆地運動と名付けたわけです．

堀口万吉＝埼玉大学教養部教授

誌の構成では，前半部で各先生方にそれぞれごただ矢部さんのこの論文が発表された背景には②地盤沈下の歴史と現況

執筆いただいておりますので，それと適当に関次のような事情があります．1923年の関東大地

近藤精造＝千葉大学教養部教授連させて，本日の話をすすめていきたいと思い

震直後に，その災害対策として復興局などによ③地下流体資源と広域的流動ます．では最初に，三梨先生からお願いいたしり関東地区の地質構造が調査されました．それ

楡井

ます．

まで，この地域は余り調べられていなかったわ

菊池隆男＝東京都立大学理学部助手

久＝千葉県公害研究所地盤沈下研究室長④地震と地質構造三梨

関東地区では，新第三紀の中新世の中頃

けです．この調査には，当時，多数の地質屋が堀口万吉＝埼玉大学教養部教授から現在まで，全体として沈降が続き，そこに参加したわけですが，矢部さんの主張は，その鈴木尉元＝通産省工業技術院地質調査所主任研

厚い海成の地層が堆積しております．その地層総括的な論文として発表されたものの中にでて究官は，下位からいいますと，新第三紀中新世の三くるのです．ですから，地震という現在の地質

浦層群，鮮新世から前期更新世の上総層群，そ現象が中心で，比較的新しい時期の構造運動にして中期更新世以降の相模・下総層群などです．

ついては概括的に述べられているという事情が（８ｐ．対比表）．こうした地層が順次堆積するのあるのです．そういった歴史的性格をもつ論文

ですが，そのさい沈降の中心の場所は，大きくです．その意味では，この地区の構造運動の具みると各時代とも南から北にずれていくのです．

体的な地史的な発展の究明は，むしろ，その後

つまり，それぞれの時代によって，地層の一番の課題として残されたわけです．

厚く堆積した場所が違うわけですが，その厚い堆積盆地形成の背景部分の地層の厚さを累計すると約１万ｍにも達ところで西南日本では，中央構造線を境に内帯します．ここでは，それを関東堆積盆地と呼びと外帯とに分けられていますが，関東の場合はたいと思います．

この外帯の方に属し，中生代のジュラ紀から古関東構造盆地と関東造盆地運動

第三紀にかけては四万十層群という地層が発達

もともと，関東堆積盆地と似た考えを最初に出します．その後に新生代の地層，いわゆるグリ

されたのは矢部長克さんで，1925年のことです．

ンタフ期以後の地層が発達するというのが，こ

ただしそのときは，現在みられる構造に対しての地区の特徴なのです．内帯の日本海側では，つけられ，それを関東構造盆地と呼んだのです．

古生代の地層の上に，直接グリンタフ時代の新矢部さんは，関東地区に広く分布する段丘の形

生代の地層が発達する．そういう違いがありま態にまず注目されました．段丘というのは，海す．四万十層群という地層は，大きくみると，成の段丘でも河成の段丘でも，もともとはほぼ関東に対して湾入状の形で分布します．それに水平に近い状態で，全体としてはゆるく海の方対してグリンタフ時代のはげしい火山活動が，に向かって傾斜する形でつくられたはずなので主として２つの方向で発生してきます．１つは，すが，現在の段丘面は逆に，平野中央部に向か島弧に沿った伊豆・マリアナ弧の方向，もう１って低く傾斜しているという事実に注目された．

つは本州弧に沿った方向です．こうして，いわそれと同時に，この段丘をつくっている地層よゆるグリンタフ時代（新第三紀中新世）が始まり古い地層が，だいたいこの段丘面の示す形態

ります．ですから，グリンタフの火山活動の１と似た形で，つまり平野中央部を中心に同心円

系列は，湾入状の四万十層群に対して縦走する状に分布しています．図１･１の関東地区の地質形で入ってくるわけです．こうした湾入状の凹図をご覧いただけばわかるように，この地域は，みの部分に，どうしてはげしい火山活動が発生

西側に関東山地，南に房総の嶺岡山，北は筑波

したのかという事情は，現在のところ，まだよ山，東側は銚子というような古い古生代・中生

くわかっておりません．ただグリンタフ時代に代の地層に四方をとり囲まれて，新生代の地層は，伊豆・マリアナ弧とか本州弧とか，そういは大体，平野中央部を中心にほぼ同心円状の形

う方向に沿って隆起帯があって，そこに非常に態で分布しています．それで，こうした現在み活発な火山活動が生じた．そしてグリンタフ造られるこの地区の地質・地形の状態から，矢部山運動というものが始まったのであろう―そURBAN KUBOTA NO.18｜36ういうことが推定されているわけです．いずれにずれていく．すなわち，断層の発生が一方向は，下位層が隆起（陸化）・変形して侵食されにしても，こういう大変動が生じて，長大な四に進行することによって，次々に傾動沈降する

た後，再び海域となって上位の地層がその不整万十帯が，フォッサ・マグナ地帯で東側と西側

基盤地塊が生じ，その凹みのところに次々に地合面の上に堆積するのでつくられるわけです．

とに分断されてしまいます．その結果，関東の層が堆積していくわけです．その結果，地層のですから，下位層は不整合面に対して斜めにぶ

堆積盆地の形成は，いわゆる一般のグリンタフ

形としては，図11（12ｐ．
）に示すように，片ツつかるような形になり，上位層は不整合面に対造山運動からは分かれた形で，また時期も少し

バつきの帽子をひっくり返して定方向に並べた

して平行になるのが普通の不整合なのです．と遅れて中新世の中期から始まることになります．

ような形態をとって発達することになります．

ころが黒滝不整合の場合には，図４（９ｐ．
）に堆積盆地の発生

これが将棋倒し構造とよばれるものです．

みられるように，上位層が不整合面に対して斜堆積盆地が最初に発生する様子を，図７（11ｐ．
）

この将棋倒し構造というのは，地殻の構造運動

めにぶつかるような形をとり，逆に下位層は不でみてみます．この模式図は，房総半島中央部の観点からすると，きわめめて重要な内容を含整合面に対して平行しているような形を示しての南北断面図で，下から上に順に新しくなりまみます．というのは，断層が一方向にすすむといるのです．そのため昔，地質調査所でわれわ

ほ

た

ひず

す．まず始めに，古第三紀の嶺岡層群・保田 層

いうのは，地殻深部の昇降運動により歪みが大れの大先輩がこの地域を調査して地質図を提出

群（四万十層群）が堆積した後，嶺岡山のところ

陸側に進行することの具体的なあらわれと考えしたところ，《こんな不整合があるはずがない》

でドーム状に大きく隆起し（図７−Ⅰ），頂部られるからです．深部の力学過程については，と上司に叱られ，遂にその地質図は刊行されずは侵食され地溝状に陥没します．その陥没した

ここでは省略し前半部（12ｐ．〜13ｐ．および34ｐ．

に終ってしまったという―そういう話が残っところに三浦層群下部の地層が堆積し始め，そ〜35ｐ．
）に記します．

ている程の不整合なのです．

れと同時に火山活動（主として玄武岩）が発生

さて，このようにして堆積運動が行なわれた後，じつは私は，その後その地質図を拝見する機会します（図7−Ⅱ）．これが関東堆積盆地の始ま

この堆積盆地全体が一転して隆起に転じます．

を得たのですが，その地質図は，私たちのつくりです．すなわち，隆起・陥没ということで堆そのとき，断層で境された地塊がさまざまな動った地質図と大局的には変るものではなかった

積盆地が発生するわけです．この点では，グリきをして主要な褶曲構造が形成されます．そののです．しかも，この不整合面をもう少し細か

ンタフ地域の堆積盆地発生の場合と全く同じな様子は，図12および図14（12ｐ．
）に示すとおりくみてみると，この不整合面をはさんで上下ののですが，関東の場合には，時期が少しおくれで，図12では，葉山・武山基盤反映褶曲は堆積

地層の構造が，不整合面近くでともに平行になていること，それに火山活動の規模が非常に小時と同じ向きの運動により，また剣崎背斜は堆ってしまうのです．このような事情から，1950

さいのでグリンタフ地域とはいわないのです．

積時とは逆向きの運動により形成されたと考え年代には，黒滝不整合について整合説と不整合

その後は，図７−Ⅲのように，北の方へ順次沈ています（図14）．このように堆積盆地が全体説とが生じ，学会誌上で論争されたこともある

降の中心部を移しながら，厚い地層を堆積させ的に隆起（陸化）したことにより，こんどは地層という，とにかくいわくつきの不整合がこの黒ていくことになります．

が侵食されます．こうして，これまで堆積した

中新世中期〜後期の堆積盆地の構造とその発達

地層（三浦層群）と，次の時代に堆積する地層

三浦層群およびその相当層の古地理と堆積盆地（上総層群）とを境する大きな不整合，黒滝不の形は，図８Ａ（11ｐ．
）にみられるように，全整合の形成期に入ることになります．

体としては古い地層が示す湾入構造を反映した

黒滝不整合の形成期方向で，またそれぞれの堆積盆地は雁行あるい―島弧変動における全般的隆起の始まり―

は並列する恰好で発達します．このうち丹沢や房総半島の小櫃 川中流に黒滝という場所があり高崎を中心とした堆積盆地では，ほぼ北方へのますが，そこには，黒色の凝灰質礫岩からなる

将棋倒し構造をとることが知られています．

滝があります．その滝の滝頭は，三浦層群と上堆積盆地が最初に発生したときは，さきほども総層群とを分ける不整合にあたっていて，上総述べましたように，部分隆起・陥没・火山活動

層群の基底礫岩層を流れてきた地下水が，ここということがありましたが，その後この堆積盆で地表に顔を出し滝をつくっているわけです．

地が発達する場合には，隆起ということに関係

この基底礫岩層が黒滝層で，ここは，不整合関なく，基盤そのものが順次一方向にずれながら係がみられる代表的な場所であるため，三浦層

陥没することによって発達しているのです．そ群と上総層群とを境する不整合は，黒滝不整合

こに，この非火山性の堆積盆地の構造発達上のと名付けられるようになりました．この黒滝層大きな特徴があります．つまり堆積盆地の構造

は風化や侵食に強いため，滝や急峻な地形をつというのは，お皿とかドンブリのような形のもくっているのですが，また他方では，土台石やのの中央部に沈降の中心部があって，その位置

塀などの石材としても使われているものです．

でどんどん大きくなるというものではないのでところでこの不整合は，一般の不整合の形態とす．必ず沈降する中心部が，段階的にある方向は少し異なっています．普通，不整合というの

図１･１−関東地方平野部の新生界の分布

お びつ

URBAN KUBOTA NO.18｜37

滝不整合なのです．

す．この場合，霞ケ浦の北北東方向についてつ

古東京湾の時代

この黒滝不整合の形成期を全国的に対比してみけ加えますと，この地域の地下資料は非常に少菊地

ますと，その時期は，東北日本などを含めこれなく何ともいえないのですが，もし沈降地域がかけて，年代でいえば約40万年前から約10万年まで全体的に海域であった地域が，隆起海退しあるとすれば，それらは図８Ａ（11ｐ．
）の中新前までの間に堆積する地層は，東京湾周辺では，ている時期に相当します，そしてこの時期以降統の分布にみられるように，棚倉破砕帯に沿っ大別すると２つの地域に分かれて分布します．

は，日本列島では，日本海側と太平洋側とにいた別方向の沈降部の再活動とみることができる

１つは，東京湾西方の横浜から大磯丘陵にいた

くつかの狭長な堆積盆地が形成されるにすぎまと思います．

る相模平野を含む地域で，ここに堆積した地層

せん．つまり，この時期には，日本列島が全体

長沼不整合の形成期

は相模層群とよばれます．他の１つは，房総半的に隆起したことがわかるわけで，この変動期―島弧変動における全般的隆起の絶頂期―

島北部から関東平野を含む地域で，ここに堆積は，藤田至則氏によって島弧変動の初めの時期

更新世前期から中期にかけては，上総層群とそした地層は下総層群とよばれ，古東京湾に堆積とされています．関東を含めた南部フォッサマの上位の相模・下総層群とを境する長沼不整合した地層に相当します．このほか，両地域の境グナ地域でも，図８Ｂ（11ｐ．）にみるように，とよばれる不整合の形成期があります．この不界に位置する丘陵地域には，同じ時代の地層が丹沢や高崎付近を中心とした堆積盆地は，この整合の形成以降は，上総層群を堆積したような

断片的に段丘をつくっていますが，分布からみ時期に隆起・陸化して消滅してしまい，この時深い海は消減してしまい，浅い沈降盆地を形成てこの地域の地層も，古東京湾に堆積した地層期以降の―鮮新世以降の堆績盆地は，太平洋する沈降域と，他方，海成ないし河成の段丘面とみなせます．

側のみに発達することになります．

を形成する隆起域とに分かれてしまい，上総層

いまの三梨さんのお話しにありましたように，

鮮新世〜前期更新世の堆積盆の構造とその発達群の時代とは大きく異なってきます．この不整長沼不整合をもたらした隆起運動によって，こ鮮新世から前期更新世にかけて堆積した地層は合の形成期は，島弧変動（藤田，1970）のうちの時代の海は非常に浅くなり，上総層群を堆積

上総層群とよばれ，下部・中部・上部に分けらの全般的隆起の絶頂期に相当します．

したときのような外洋性の深い海は，すでになれます．地層の最大層厚は，下部で約1,800ｍ,

長沼不整合の模式地は，鎌倉市大船駅北方の長くなってしまいます．また地形的にも，丹沢山

中部で約1,000ｍ，上部は約250ｍとうすくなり

沼の貝殻坂付近で，ここでは，上総層群と相模地から三浦半島をへて房総半島の中央部までのます．さきの図８Ｂ（11ｐ．）が上総層群下部を・下総層群とを境する代表的な不整合がみられびる地域が陸域と化し，当時の海は，東方に口堆積した当時の古地理図，図６ａ〜図６ｃ（10ｐ．）

ます．この不整合では，上総層群上部の地層がをあけた大きな湾（古東京湾）と，南方の相模は上総層群下部・中部・上部の等層厚線図です．

形成する褶曲構造を切って上位の地層が分布し湾の方に口をひらいた小さな湾（古相模湾）と

図６のａ，ｂ，ｃの３つの図にみるように，上ており，さらに，この不整合を境にして断層系に分かれます．湾内に堆積した地層の厚さは約

総層群の堆積盆地の場合にも，堆積の中心は北の発達が異なってきますので，この期間に大き300ｍぐらいで，上総層群の厚さ約3,000ｍにく

西へと変移しております．

な構造運動のあったことがわかるわけです．

らべれば，うすい皮みたいなものになってしま

また上総層群の堆積盆地の場合には，次のよう

図16（15ｐ．
）は，長沼不整合形成期の全般的隆起います．

な特徴もみられます．まず，堆積した地層が上の形状を，基盤運動の観点から概念的に描いてさて，この古東京湾の浅海に堆積した地層が下位層程うすく，そして北方に広がる傾向がみらみたものです．また，この時期以降の堆積盆地

総層群ですから，この地層の特徴をお話ししまれることです．この厚さの変化というのは，１の発達過程については，図７（11ｐ．
）に示したす．第四紀に何回かの氷河性海面変動のあったつの層群単位の地層が発達する場合の一般的なように，三浦・上総層群が全体として隆起する

ことはよく知られておりますが，古東京湾のよ特徴のように思われるのですが，この点についなかで，小盆地に分化して発達することになりうな浅海では，当然，この海面変動の射程内にては，スケールモデルなどの実験により，今後ます．これらの分化した小堆積盆地も北方への入っていますから，地層の堆積状帯も上総層群

さらに検討してみる必要があると思っています．

将棋倒し構造を示しますが，ただ，嶺岡・葉山のそれとは明らかに違ってきます．上総層群を

もう１つの特徴は，三浦側と房総側とでは，そ

隆起帯のような大きな隆起部の側面では，三浦堆積させた海は，おそらく数100ｍクラスの深れぞれの最大層厚部が雁行して発達しているこ半島南都の宮田層にみられるように逆方向に変さです．氷河性の海面変化は，せいぜい 100〜とです．このことは，基本的には，基盤断裂が移するものも生じます（図12，14ｐ．
）なお，こ100数10ｍの範囲ですから，上総層群の時代に直線的ではなく雁行して発達することによってれらの小堆積盆地をつくる沈降域と段丘面を形

は，堆積層に海面変動の影響はほとんどあらわ

生じているものと考えられます．それで，三浦成する隆起域との関係については，菊地さんにれてきません．しかし古東京湾のような浅海で側と房総側とでは，沈降地域の北限もずれていよって描かれた図３（27ｐ．
）にみるとおりで，は，海面が上がったり下がったりすることによます．このことは，最終的には，更新世の構造

この時代の話になれば，菊地さんの専門というって，海が深くなり浅くなり，あるいは干上が運動の原型―更新世の構造運動ではその沈降ことになります．

ってしまいます．そのため，堆積する地層の様

長沼不整合の後，更新世中期から後期に中心部が，１つは矢部さんのいう関東平野中央

相がまるで違ってきます．つまり，１つの海進部に，もう１つは東京湾奥部に生じているわけ

期ごとに地層の堆積の場ができるわけで，そうですが，そうした更新世の構造運動の原型が，した形の繰り返しで，地層が順次堆積していき

すでにこの時期にできているように考えられまます．

URBAN KUBOTA NO.18｜38

ところが実際には，こうした汎世界的な海面変けば，その中央部から周辺部にいたる殆んど全図をみますと，まず第１に，全体としては大宮

動に，局地的な地殻変動がからみますから，事域にわたって平坦な堆積面を残すことになりま

台地北東部と東京湾北部とが１番低い．それ以

態は大分複雑になり，地域ごとに地層の堆積すす．この時期の湿地の堆積物が常総粘土層とよ外のところは相対的に高くなっているわけです．

るかたちが変ってきます．湾の周辺部では，海ばれるもので，下総台地をはじめ関東平野の台

そして20ｍのコンターで色分けしてみますと，面上昇期につくられた浅海の堆積面が，海面が地をつくる水成層の最上部を構成しています．

関東平野が，大きさにして40ｋｍ×60ｋｍぐらい低下して陸化したときには海成面として残され（21ｐ．図10参照），これをおおうのが武蔵野ロの１つの大きな盆地を形づくっていることがよます．しかし，そこに地殻変動が生じている場

ーム層とよばれる風成の火山灰層ですから，常くわかります．

合には，隆起域と沈降域では，海成面のつくら

総粘土層の堆積後，この平垣面が再び海面下に当時の堆積平坦面を基準にして仮に比高をだしれ方が当然違ってきます．隆起が続く地域では，没するということはなかったわけです．

てみますと，大宮台地北東部が現在では海抜５海進のたびごとにつくられる海成面が，古いも古東京湾消滅後の変動

ｍ，下総台地南部では，実に海抜130ｍにもなのほど高位に残され海成段丘をつくります．例≪常総粘土層の高度分布≫っています．それだけはげしく上下に変位してえば多摩丘陵地域がそれです．

小玉

関東平野の段丘面が，海の方向とは逆にいるわけです．下総台地南部は最も隆起の大き

隆起域と沈降域の中間にあたるのが，たとえば

平野中央部に低く傾いていることは以前から指いところで，平野周辺部でありながら山麓地帯

横浜市南部地域です．ここでは，古い時期につ摘され，それが，関東構造盆地といわれてきたと同程度の急峻な傾斜を示しています．

くられた海成面が，あまり隆起したり沈降した

わけですが，では，こうした段丘面の変形は，

下総台地西部にも１つの隆起地域がありますが，りすることがありませんから，海面低下期に河それぞれの地域でどのように進行してきたのだ

その南縁はほぼ北西―南東方向の直線状の形で川によって侵食された谷地形を，次の時期の海

ろうか．この実態が明らかになれば，段丘形成

急におちこんでいます．

進期の地層が埋積するというようなことを繰り後の，つまり最近約５万年間の関東平野の構造≪現在の地形をつくった変動≫

返し，きわめて複雑な地質断面をつくっていま運動の輪郭がはっきりしてくるだろう―そう

こうしてみてきますと，現在の地形の高低が，す（18ｐ．図４参照）

いう考えから，ここ数年いろいろと調べてきた

この粘土層の高低と非常によく対応しているこ

一方， 沈降の続いた房総半島北部では，５つことをお話しします．

とがわかります．これまで述べてきた地域以外の海進期に対応した地層が順次上位に重なるよ

段丘面の変形を調べる場合，同じ時代につくらにも，大宮台地のところは，全体からみれば相うな形で堆積していきます．下位から地蔵堂層れた段丘地形の高度や傾きを調べることから始対的に低いのですが，その北東部の沈降域にく（厚さ約130ｍ），藪層（厚さ約120ｍ），清川層

まりますが，それだけでは，変動の実態がもうらべればやはり高くなっています．霞ケ浦の周（厚さ約40ｍ），上岩橋層（厚さ約40ｍ，主と１つはっきりしてきません．というのは，段丘辺域も勿論高くなっています．ですからこの粘して印旛沼周辺に分布），成田層（厚さ約50ｍの上には，関東ローム層がつもっていますし，土層の高度分布は，まさに現在の地形を反映し以上）などで，それぞれが，１つあるいは２つ

また沖積層の下に段丘が埋没している場合もあている―というよりは，現在の地形こそ，下の堆積サイクルをもつ浅海性の地層です（17ｐ．

るからです．それで私たちは，次のような方法

末吉海退以降の新しい時期の構造運動によって

図２参照）．このうち段丘面を形成しているので調べてみました．

つくられたことがわかります．

は最後の成田層だけで，これは下末吉海進期のさきほど菊地さんからお話しがありましたよう

また河川というものが，こうした堆積平垣面が海成段丘です．千葉県北部にひろがる下総台地に，成田層の最上部には，常総粘土層とよばれ干上がってしまった場合，どういう流路をとるがこれです．

る粘土質の地層が，かなり広い範囲にわたって

かといえば，それはやはり地盤の下がっていく

ところで現在，下総台地の南の房総半島には，分布しています．これは，下末吉期の海が退いところ，沈降域を目指すわけです．荒川とか旧成田層の下位にある上岩橋層以下の古い地層がていくその最後のときに，この海が淡水性の湖

利根川の流路も，大きな意味では，この構造運

次々に地表に露出しています．地層の断面をみ

沼や湿地に変った一時期があり，その広大な当動に規制され，沈降域にたえず土砂を堆積させると，全体が北西に傾斜し，その傾斜も南ほど時の沖積平野に堆積した地層です．このようなていたことがわかります．

急で，北へゆくほど緩やかになります．つまり沖積平野は，多少の起伏はあったとしても，堆他方，隆起地域の方では，川は下方侵食して谷

この地域では，ある時期以降，沈降が隆起に転積平坦面として一応平らであったと考えられまを刻んでいきます．その典型的な例が房総半島

じたこと，その隆起も南の方から始まって次第

す．ですから，この時期にほぼ平らであったこの川です．だいたいこの地域の川は，たいへんに北へ及んでいることがわかります（17ｐ．図

の地層が，現在，どの位の高さに分布している

奇妙な流れ方をしていて，川の上流が海のすぐ

１Ｂ参照）．このようにして陸域は次第に南かか―それを調べてみたわけです．

そばにあり，しかもかなりの上流でも蛇行してら北部に広がっていき，古東京湾をせばめてい岡重文さんたちが相模平野でやられた方法にないます．蛇行するぐらいですから，かつては下ったわけです．結局，古東京湾は図９（20ｐ．）

らって，まず平野全域にわたる露頭での調査を

方侵食しないような，土砂を氾濫させ堆積させのような変遷をたどり，約12万年前の下末吉海

中心に，あらたなボーリングや，また既存の地る条件下にあったはずです．それが地盤が隆起

進期を最後として，埋積が進み大部分が干上が下地質試料を参考に，何とかこの地層の高度分しだすと侵食が始まり，下の地層はやわらかいっていきました．こうして古東京湾は，その中布をかけるところまでごぎつけたわけですが，ですからどんどん削られ，現在数10ｍぐらいので一貫して沈降を続けていた現在の東京湾を除

それが図２（25ｐ．）です．

谷ができ，川の両岸には，下部の地層が全部露URBAN KUBOTA NO.18｜39図１･３−武蔵野・入間台地の武蔵野面と沖積面との比高

図１･２−加須低地を中心とした武蔵野ローム層の基底等高線図

出しています．ここでは土砂を堆積しないで，どんどん侵食しているわけです．このように，川の流路や性格もまた，大きくは構造運動によって規制されているわけで，河川の流路を含めた現在の地形というものが，古東京湾消滅以後の新しい変動によってつくられていることがわ
かります．
≪武蔵野ローム層基底の高度と古墳の埋没≫
編集

段丘面の傾きを細かくみた場合でも，やはり中央の沈降部にむかって一様に低くなっているのですか．
堀口

じつは以前，関東平野中央部の沈降の実かぞ体を知りたいと思い，大宮台地から加須 低地をとおって館林台地にいたる地域を調べたことがあるのです．いまの小玉さんの場合には，常総粘土層の現在の高度分布を平野全域にわたって調べられたわけですが，私の場合には，この粘土層が堆積した後の，それより少し新しい時期の武蔵野ローム層の基底高度を平野中央部で調べたわけです．この火山灰は，約５万年前につもったもので，大宮台地では東京軽石層の下約20〜30ｃｍぐらいのところでみられます．ローム層の下には，いわゆる≪かたずな≫とよばれる硬い砂層があるのですが，この砂層は大宮台地
図１･４−関東平野中央部の地形区分とブロックの変動の全域に及んでいるだけでなく，加須低地では，沖積層の下に埋没しているローム層の下まで続いています．ですから，武蔵野ローム層がつもったときには，大宮台地も加須低地もほぼ同じ
ような条件下にあって，離水した時期もほぼ同じであったと考えられます．それからまた，こうした古東京湾末期の離水時の地形についても，
さきほどからのお話しにありましたように，東京湾方向に下がっていたわけで，内陸方向に下がった地形は考えられません．
ところが，ハンドオーガーで武蔵野ローム層の基底を調べてみますと，図１･２に示すように，
春日部より少し北方の加須付近が最も低く，そこから北へは急な傾斜で高くなり，また南へはゆるい傾斜で高くなり大宮台地へと続いております．つまり，武蔵野ローム層堆積後においても，これだけの変動を行なっているわけです．
そして，つい最近，この低地では水道工事にともなって地表下３ｍのところに古墳が埋没していることがわかりました．従来の常識では，そんな下の方に遣跡が埋没しているなどとは考えられなかったのですが，この辺には武蔵野ローム層が下の方にありますから，他の地域のよう

URBAN KUBOTA NO.18｜40

注１＝和達・ベニオフゾーン：日本列島にそって太平洋側から日本海側へ斜めに傾く地震の震源分布帯で，中・深発地震面とよばれる（35ｐ．図３・図４参照）に途中の浅い所で発掘調査をやめてしまわない

この基盤を区切る構造線は，さきほどの川島町

・東アジアにも適用できるはずですから，それように関係者に話していたのですが，やはりで―越辺川の沈降軸を西に延ばした地点で地形的で，これらの沈降運動の力学的な原因を説明すてきたわけです．このように，この地域での沈に著しい不連続を示していて，この沈降軸が基る造構モデルを，鈴木・小玉両氏とともに提出

降は，単に現在まで続いているというだけでな

盤の構造に関係するものと考えられるのです．

したわけです（34ｐ．〜35ｐ．参照）．こうした観く，その沈降の度合も非常にはげしいのです．

また，あとで≪地震と地質構造≫のところでお点からしますと，将棋倒し構造のもつ定方向性≪平野内部におけるブロックとその変動≫話ししようと思っておりますが，地震の地域的というのは，和達・ベニオフゾーン（注１）に直ところが，こうした遣跡の埋没状況を周辺域で震度特性の分布からも，平野内部に発達する基交する方向に進行すると考えるとよく説明でき

調べてみますと，地域によって埋没深度に差異

盤断層の存在が推察されます．ですから，これるのです．

があるのです．たとえば，加須低地より少し北まで述べてきたような新しい時期の変動が，平また，堆積盆地が消滅して以降の最も新しい時

西には妻 沼 低地（図１・４参照）があります．こ野内部でもブロック的な動きを示しているとい代の変動についても，これはさきほどの菊地さの低地でも，古墳など多くの遺跡が埋没していうことは，基盤構造そのもののブロック的な変んや小玉さんのお話しにありましたように，常ますが，その深度は１〜1.5ｍです．ですから，動（基盤地塊の変動）に関係しているものと思

総粘土層の初生的な堆積形態が，その後段丘状

同じ低地とよばれているもののなかでも，地域われます．

に撓曲変形しているのは，基盤の地塊運動によによって変動量に差異があるわけです．それで大小の基盤地塊と地下深部の垂直的な昇降運動って生じているものであること，さらに新しい

この辺のことをもう少しお話しします．

編集

そうしますと結局，堆積盆地の発生から時期の段丘面の変形および歴史時代の沈降運動

武蔵野台地とその北方にある入間台地との２つ

その発展，さらにはその消滅後の運動をも含めについても，これはいまの堀口さんのお話しでの台地は，ほぼ同じ時期に多摩川や入間川の扇てまとめてみると，常に基盤地塊の運動という

よくおわかりのように，基盤の地塊運動を想定状地としてつくられたもので，両台地には，武ものが関与しているわけですね．

せざるを得ないのです．

蔵野ローム層以降のローム層がつもっています．

三梨

じつは私たちがいままでお話ししてきた

そして，これらの大小さまざまな地塊運動は，

武蔵野台地については，以前から，その北半分

ものは，地質学本来の研究手法によって得られさきにお話ししました将棋倒し構造の形成に始が全体として北東方向へ傾きながら沈降していた結果なのです．つまり，地層が最初に堆積しまる一連の運動過程の現代版とみることができる事実が指摘されておりますが，この傾向は，たときの初生的な形態からそれが最後に変形しないかというのが現在の私の考えなのです．

入間台地にも続きます．図１･３は，この台地のていくまでの過程を，地表の地質調査で得られもちろんこの場合，第四紀以降の日本列島が全沖積面との比高を調べたもので，図中の数字がた諸事実をもとにして求めていく．これを順次，体としては隆起域に属しており，そのために隆武蔵野面と沖積面との比高です．そうしますと

地表から下の方へと進めていき，そして深部で起帯特有の複雑さや，さらにはマグマ性の隆起

入間台地の北東端の坂戸付近で４ｍと最も低くめ ぬまの運動を推定するという方法なのです．もちろなども含むため，事態はそう単純ではありませ

なっています．ところが，越辺 川をはさんでそん，さらに地下深部の過程のことになると，地んが，いずれにしても現在の地塊運動が，歪面の対岸の高坂台地になると，同じ武蔵野面は11球物理学など他の部門の知識が必要になります．

としての和達・ベニオフゾーンと一定の関係をｍと約２倍の高さになっています．さらにそのそのため，鈴木尉元さんには地球物理学との境もつことを否定することはできないと思うので

北の東松山台地の武蔵野面は，高坂台地よりも界領域を，小玉喜三郎さんには主として実験のす．

少し高い．つまり，越辺川に向かって，北と南

分野をそれぞれ開拓してもらい，私自身を含め

こうしたことは，すべて今後の課題となっていから傾動沈降している状態がよくわかるわけで

３人とも地質調査を基礎にして３人１組になっるわけですが，最後につけ加えますと，現在，す．そしてこの沈降帯は，これら台地の東にひて，地殻の構造運動についての研究を進めてき樋口さんや小玉さん等が中心となってすすめて

ろがる荒川低地上流部の川島町付近に沈降中心たわけです．

いる基盤地塊の正確な把握を目的とした人工地をもつものと考えられます．そこは，都幾 川，

その結果，地殻の運動は，深部の垂直的な昇降

震による研究，あるいはまた，堀口さんや角田

入間川の合流するところで，やはり埋没した遺運動によって統一的に説明できるとする考えをさん等が中心となってすすめている，小地震に跡が発掘されております．

もつにいたったわけです．断層で境された地塊

よる地域的な震度特性の分布の実態から基盤断

こうして細かくみていきますと，関東平野西部

はもちろん，主要な褶曲構造や撓曲構造，ある層を推定していくという研究は，ただに地史的では，沈降中心が１つであるというわけではな

いは堆積盆地の形成などの運動は，すべて基盤

あるいは歴史的な構造運動の位置づけを明らか

く，平野内部が地域ごとにブロックに分かれての地塊運動によって生じると考えたとき，地表にしていくだけでなく，地震の発生機構の問題

いて，個々のブロックが少しづつ違った変動をの地質調査で得られた諸事実を含めて満足のゆにも関係してくるたいへん重要な仕事だと考えしていることがわかります．それを示したのがく説明が得られるわけです．例えば，三浦・上ているわけです．

図１・４で，図にみるように黄線を境として各ブ総両層群の堆積盆地については，沈降する傾動

ロックに分けられ，それぞれ別個の変動をして地塊が次々に発生することによって発達するといるものと考えられます．

考えないと，地表地質の調査で得られた諸事実

さらにつけ加えますと，これら台地の西方にはを説明できないのです．

秩父山地の東縁を限る八王子構造線があります．

そうとすれば，これらの現象は，島弧・日本海

おつ ぺ

と

き

URBAN KUBOTA NO.18｜41

②地盤沈下の歴史と現況

いうまでには至らなかった．そのために東京や規制も始まります．こうして地下水の揚水規制

大阪など沖積低地を中心とした工業地帯では，が徐々に拡大し，それと共に地下水位もある程

東京における地盤沈下の歴史

建物の被害や道路の陥没，あるいはゼロメート度まで上昇してくるようになります．

近藤

ル地帯の拡大などといった被害が生じてくるわ

天然ガスかん水の大量揚水による地盤沈下

る地殻の変動が中心でしたが，私の話は地盤沈

けです．その後，戦争中に東京が空襲で焼けて，

ところが昭和42年の後半から，天然ガスの大量下で，これは同じ地殻の変動でも，主として人

江東地区の工場の活動が停止すると地下水が使採取が始まります．もともと江東区および江戸

為的な原因によるものに限られます．その問題

われなくなって，地盤沈下が一時とまります．

川区にまたがる地域には，地下500〜1,500ｍにのあらましを，簡単にお話しいたします．

このことは，地下水の汲み上げが地盤沈下の原ある上総層群中部の地層中に，地下水に溶けこ

だいたい東京で地盤沈下という現象がおきたの因であるという重要な証拠になったわけで，戦んだ状態で天然ガスがあり，このかん水の揚水は大そう古く，すでに明治の末頃には始まって後いち早く対策をとればよかったのですが，そは従来からも行なわれていたのです．それが昭いたようですが，それがはっきりと判ったのはれが昭和24年頃から工業活動が活発になってく

和42年頃からは深さ1,000ｍをこえる大型井が大正12年の関東大震災のあと，水準測量が行なると，再び地下水の使用が始まって地盤沈下が主力となったため，図２･３にみるように揚水量われたときです．その後，水準点を増やして調進むという―そういう状況を約10年間ぐらいが急激に増大します．このために，例えば江戸

査が進められ，さらに昭和10年以降には，鉄管そのまま見すごしてきてしまったわけです（図川区では，１年間に24ｃｍ近くもの沈下が生じを基準とする地盤沈下の観測が行なわれるよう

２･１参照）．

ます．結局，今度は深層の地下水の大量揚水にになります．他方，大阪でも昭和２年の丹後大地盤沈下のための対策が東京で始めてとられた

よって沈下が進行するという状況にたります．

地震頃から地盤沈下が注目され始め，昭和13年のは昭和36年１月で，これは工業用水法に基づ

この天然ガスの揚水規制は，昭和47年から始まには，天保山に深さ35ｍの基準鉄管が設置されくもので，工業用水道による代替水の供給により，東京都が鉱業権を買いあげるという方法にて本格的な観測が始まります．

って既設井戸からの揚水規制を行なったものでよって，昭和47年いっぱいで天然ガス採取の全こうして昭和14年に和達清夫さんらによって，す．最初は，隅田川と荒川に囲まれた地盤沈下

面停止が行なわれます．こうした処置と共に，地盤沈下の主原因は，地下水位の低下による表の最も激しい江東地区を対象としてこの規制が他方では，工業用水道の整備も進んできて，図層地層の脱水圧密であるとする説が発表される

行なわれ，その後，順次地域指定を広げると共２･６にみるように工業用地下水の揚水量もぐんわけです．しかし残念なことに，この原因説がに，揚水の深さ規制もよりきびしくしていってと減少してきます．こうした経過をへて現在で正しく理解されて，具体的な対策がとられるといます．それと同時に，建築物用地下水の採取は，東京の地盤沈下はとまり，一応安定した恰

いままでのお話しは，自然的な原因によ

図２･８−東京湾周辺地域地盤沈下等量線図<昭和45年２月１日−昭和46年２月１日>

図２･９−東京湾周辺地域地盤沈下等量線図<昭和51年１月１日−昭和52年１月１日>

URBAN KUBOTA NO.18｜42図２･１−累計変動量（東京）

図２･３−天然ガスかん水の揚水量（江東・江戸川区）

図２･６−工業用地下水の揚水量（東京）

図２･２−累計変動量（葛南地域）<倉持・水利科学1975><東京都公害局>

図２･４−千葉地域

図２･１及び図２･２の水準点の位置<千葉県環境部>

図２･５−九十九里地域

図２･７−京葉臨海地域地下水揚水量経年変化<千葉県環境部>

URBAN KUBOTA NO.18｜43注１＝Ａ．
Ｐ．とは中央区越前堀の隅田川右岸に設置された霊岸島量水標をいい，東京都の河川，港湾関係の構造物はＡ．
Ｐ．を基準にしている．Ａ．
Ｐ．と東京湾中
等潮位との関係は，東京湾中等潮位 ０ｍ＝Ａ．
Ｐ．＋1.
1344ｍ．

好を示しています．図２･８が昭和45年〜46年の計沈下量を示しています（図２･１）．

ス採取に伴う被害が問題になってきて，葛南地

１年間の沈下量，図２･９は昭和51年〜52年の１

千葉県下の地盤沈下

区では昭和47年１月から天然ガス採取が全面的

年間の沈下量です．図にみるように，昭和51年

以上が東京の地盤沈下のあらましですが，東京に規制されます．この時期は，東京とほとんど〜52年の１年間では多くの地域で沈下は殆んどと接している千葉県でもだいたい同じようなこ同じ時期です．ただ千葉地域では，天然ガスはなくなり，場所によっては隆起するところもでとがいえます．とくに千葉県の浦安，行徳など

住民の生活用として使用されていますから，揚ています．

は東京と相接している沖積低地ですから，ここ

水量を徐々に減らし汲みあげた水を地下に還元

ただ東京で問題になるのは，西の武蔵野台地ででは東京とほぼ同じような変動を示しています．

するという方法をとっています（図２･４）．たとあらたに地盤沈下が始まっていることです．こここからもう一寸東の方へいった市川とか船橋

えば千葉市では，全盛期には72本もあったガスの図にも，与野市，朝霞市，新座市などで新しなどを含めた地域は葛南地区と呼ばれますが，井戸が，現在では11本に削減され，ガス水もす

く沈下が発生していますが，このほか多摩地区

この地域への工場の進出は一時期おくれます．

べて地下に還元するという方式がとられていまの多くの市域で地盤沈下が目立ってきておりましたがって東京より一寸おくれて，昭和41年頃

す．そのため，かつては年間21ｃｍも沈下した

す．この地域の地下水は，上水道などの生活用から沈下が激しくなります．昭和45年，船橋で場所が現在ではだいたい２ｃｍ以内の沈下にお水として使用されるものが多く，しかも代替水の５年間の累計沈下量は１ｍ23ｃｍで（図２･２

さえられています．そうした状況がさきにあげ源の確保が容易でないために，地下水の揚水規参照），このため船橋市は，地盤沈下非常都市

た図２･９にも示されているわけです．もっとも，制を行なうこともむづかしく，困難な状況を呈宣言を発し，その標柱は現在でも残っています．

53年は降水量が少なかったこともあって，農業しています．

それが東京と同じように，昭和46年４月に葛南用水の汲み上げ量が多く前年にくらべて沈下地

それからまた，一度沈下した地域というのは，工業用水道ができて全面給水されるようになり，域が少し広がっています．

多少膨張するということはあっても，全面的な工業用地下水の揚水量が昭和47年頃をピークになお，九十九里地域では，天然ガスと共にヨー回復ということはあり得ません．図２･10は，昭順次減少し（図２･７），浅層地下水の揚水によるドの採取も行なっています．それで揚水量も大

和26年，37年，49年の地盤高の変遷ですが，49

地盤沈下は減少し始めます．

きいのですが，還元の量も多くなっており，現年の図をみても，荒川河口から上流約６ｋｍの

ところがこれもまた東京と同じように，千葉地在，最大の沈下地域でも年間4.4ｃｍぐらいに

中川合流点までの地域（約31.5ｋｍ ）がＡ.Ｐ.

域でも天然ガスが採取されているわけです．そおさえられています．

０ｍ（注１）以下で，常時海水面下にあるというのため昭和44年には，船橋の夏見町という洪積２状況です．なお荒川河口右岸にある水準点9832

台地のところで，年間にして24.3ｃｍという記は，明治末以来，実に約4.5ｍ〜4.6ｍという累録的な沈下量を生じています．こうして天然ガ

図２･10Ａ−地盤高（昭和26年３月）

図２･10Ｂ−地盤高（昭和37年２月）

図２･10Ｃ−地盤高（昭和49年１月）

URBAN KUBOTA NO.18｜44

③地下流体資源と広域的流動図に示したような地層のところに亜地下水盆がにあわなくなる．そうしますと，水が補給されあり，下位より天然ガスを含む高塩分のかん水

ない分だけ地下の地層が収縮してしまう．船橋

南関東での地下流体資源分布と関東地下水盆や低塩分のかん水，あるいは地下水を含んでいの場合，極端なところでは１ｍ20ｃｍも沈下し

楡井

るということになります．

てしまっています．

は，図３･１のようなところにあります．この図

天然ガスかん水の採取と地盤沈下

揚水中止による地下水位の回復と地盤の上昇

は多摩丘陵から東京湾北部をよぎって九十九里こういう状態の中で流体資源がどういう挙動をそこで，これではどうにもならぬということで，平野にいたる東西断面で，図にみるように，基示すのか，というあたりから説明し，その後で天然ガスかん水の揚水を全面停止したわけです．

盤岩は船橋の付近で地下2,139ｍという深いと資源問題その他に触れていきたいと思います．

そうしますと，そこの水圧がどんどん回復する．

ころに変成岩としてあります．その上に中新〜

さきほどの近藤さんのお話しにありましたよう

どういう回復の仕方をするかというと，水圧が鮮新統の三浦層群，それから上総層群が厚く発に，かつて船橋の天然ガス田では，天然ガス生

最も低下した場所で回復量が最も大きい．つま達しています．さらにその上には下総層群があ産のためにかん水をどんどん汲みあげたためにり，地盤が最も下がったところで地盤の上昇量

り，一番表層のところには沖積層があります．

ひどい地盤沈下を生じました．図３･３Ａは船橋が最も多いということがわかってきた．従来，東京湾や太平洋の位置は図に示すとおりです．

の地下の断面図で，図のように中新〜鮮新統が地盤沈下のメカニズムは不可逆的で，地盤が回

そして現在，実際に天然ガスを含むかん水が汲あり，その上に夏見砂層，船橋Ａシルト層，船復するなどという現象はあり得ないといわれてまれている場所は，図中の薄紫色の部分で，こ橋下部砂層，船橋Ｂシルト層，上部砂層などさいたのですけれども，現実にはそういったこと

れらはすべて上総層群の地層中にあります．そまざまな地層が重なっています．こういう地層

はなく，地盤は上昇回復するのです．とはいっの上に下総層群（ＳＡ層群を含む：図３･２参照）のところから，かつて天然ガスかん水を汲みあても，もとどおりに回復するのではなく，沈下がありますが，この下総層群の地層の中には，げていたのですが，そうしますと，汲みあげら

量の 1 /10 〜 1 /20 ほど上昇するだけです．じつは淡水からなる地下水があります．下総台地や東れた地下では，台風の目ができたのと同じ状態

この数年後に，川崎で地盤が一時上昇して，そ京湾の下などの下総層群の上半分が，こういうになります．台風がきたというのは，揚水する

れが直下型地震の前兆ではないかと騒がれたこ

場所です．図３･２は，こうした天然ガス田や地ものですから圧力が非常に減ってしまう．井戸とがあります．結局それは，前述のような地下下水などの地下流体資源を含む地下水盆と，地でどんどん汲みあげるから，そこは水圧が下が水の揚水中止によって生じた地盤の回復であっ下地質との関連を示したものです．われわれがってしまう．それで周りの水がそこに集中してたわけです．

関東地下水盆と呼んでいるのは，基盤までの全くる．しかし，かん水の汲みあげは依然として

図３･３Ｂに示したものは，1972年１月に揚水を体のお盆のことで，その関東地下水盆の中に，続きますから，やがて周りからの水の補給がまストップしてから，以後，同じ年の２月から５

南関東で地下流体資源が存在している場

図３･１−関東堆積盆の地下資源分布<楡井･樋口>

図３･２−地下流体資源を含む地下水盆と地下地質との関係<楡井>

URBAN KUBOTA NO.18｜45

月までにあらわれた水頭回復量です．図にみる

みれば，こういう事実の正確な究明の方がさき入してきている．この事実は，地下2,000ｍあように，一番回復したところでは23ｍ回復し，であって，すぐにエネルギーのモデルでもない

るいは1,500ｍの基盤の中に，関東山地や筑波地盤の方では2.3ｃｍの上昇を示しています．

と思うのですが，それはともかく，そのさい私

山地あるいは房総中南部の側からの，いわゆる地盤の上昇はその後も続いていて，現在までには，関東地下水盆全体のポテンシャルがあって，リージョナルフロー，つまり広域的な地下水の10ｃｍ以上の上昇を示しています．

それで地盤が回復するのだろうという考えを当流れがあるということです．この広域的流動と

また図３･４Ａと図３･４Ｂは，千葉天然ガス田と時からもっていたので，そういう説明をしてたいうのは，何も日本だけでいっているわけでは

九十九里天然ガス田の場合です．ここでも地盤

わけです．ところがその後，実際にいろいろななく，たとえばアメリカの Toth という人は，沈下がひどいものですから，かん水揚水量のコデータを整理してきますと，現実にそういうの1960年代にこれをいっている．日本では柴崎さントロールをしたわけです．そうしますと水圧があるわけです．

んが，このような地下水の流れの重要性を指摘が回復してきて地盤がもり上がってきました．

それは，図３･５と図３･６をみていただきたいの

しております．

図の黄色の部分が地盤が上がってきたところでです．これは片方が千葉県北部の内陸にある防そこで，いまのようにデータを確実におさえてす．もちろん一度は下がっているのですが，揚災センターの下総地震観測井，片方は東京湾にいきますと，はじめて地下2,000ｍまでの地下水量をコントロールして水圧が回復してくると面した船橋の地盤沈下観測井の工事のときの資水の流れがあるということが実際にわかってき

地盤がリバウンドしてくる．われわれの考えで料で，それぞれ1,500ｍと2,000ｍの基盤まで打たわけです．しかし，この広域的流動というのは，このリバウンドしてくるエネルギー分が，ちこんで調べたものです．両方とも，その時のは，いま流れているかどうかもちょっとわから

この時点における地盤沈下阻止を要件とする場

それぞれのボーリングコアーに含まれている間ない．ある場合には，何万年もかかって流れて合の許容揚水量となるだろうと思うのです．

隙水を分析したさいのクロール濃度の値です．

いるのもあるでしょうし，ある場合には，一見広域的流動（リージョナルフロー）

そうしますと，先ほど三梨さんがいわれたよう

ストップしたようにみえるものもあるでしょう．

では，この回復するエネルギーはどこにあるんに，三浦層群や上総層群というのは，深い海でしかし，いずれにしてもこの流れは，地殻が陥だという問題がでてきます．さきの川崎直下型堆積した地層ですから，この間隙水には，海水没したとか隆起したとか，構造運動に関与して地震説のさいにも，このエネルギーに関して，が満々と入っていてもいいわけです．ところが発生する流れであり，堆積盆地の構造発達史と一体どういうモデルで説明するのかということ

実際には，図にみるように，基盤岩に近い方に深くからみあった存在であることは確かです．

をしきりに求められたわけです．私の方にしては海水よりもずっとクロール濃度の低い水が浸したがって，その地域の地質構造発達史をくわ

図３･３Ｃ−船橋天然ガス田の水準点お図３･３Ａ−船橋天然ガス田における地盤沈下と水頭断面図（1970年）

よび天然ガス坑井の位置図

URBAN KUBOTA NO.18｜46図３･５−下総基地に−おける地下のＣｌの垂直濃度分布

図３･６−船橋市地−
下 に お け る Ｃｌの垂直濃度分布

図３･７−習志野天然ガス田の開発生産状況と地盤運動

図３･４Ａ−千葉天然ガス田における地盤運動量 <1977年１月１日〜1978年１月１日>

図３･３Ｂ−水頭回復量と地盤上昇量断面図（1972年２月〜５月）

図３･４Ｂ−九十九里天然ガス田猿袋地区
周辺の地盤運動量<1977年１月１日〜1978年１月１日>

URBAN KUBOTA NO.18｜47

しく把握できたときにはじめて，この流れの実ではないかと思うわけです．

史的にも構造的にも性格が異なります．それら

編集

それは地下どのくらいのものですか．

体にせまりうるだろうと考えられます．

東京湾下の地下水（その１）を含めてこうした広域的流動の概念を描いたの

楡井

地下450ｍぐらいです．東京湾の下には，地盤沈下をおこさない地下流体資源の採取

それで最後に，東京湾の下になぜ地下水があるが図３･９Ａになります．図３･９のＢとＣとは，かなりの地下水があるようです．

こういうことになりますと，さきにも一寸触れのかという話に移ります．さきほどの図３･１でさきほど説明したのと同じことをあらわしたも編集

そこはもともとは塩水だったのでしょう．

ましたように，地盤の上昇分（回復分）だけ天

みたように，現在，東京湾の下で地下水をためのです．天然ガス田から大量のかん水を汲むと

楡井

塩水でしょう．だって古東京湾というの

然ガスかん水を汲んでいこうという考えが当然ている地層は，主として下総層群上半部ですが，地盤が下がってくる．汲むのを止めると，広域だから（笑）．

でてきます．図３･７は，天然ガスをある一定のこの地層は，先ほどの菊地さんのお話しにあっ的流動のポテンシャルで地下水（かん水）が供

編集

その塩水はどこにいってしまうのですか．

水位を保ちながら汲んでいけば地盤沈下はしな

たように，古東京湾の浅海に堆積した地層です．

給され，地盤も上がっていく．だから，この上楡井

地表にでていくわけです．

いという，地盤沈下阻止の揚水の許容量を示しですから，堆積した地層中の間隙水として存在がる分だけは生産できるのではないか―そう編集

人間が汲んだんではないわけですね（笑）
．

たものです．水圧が下がれば応力がかかってくしたのは，もともとは海水であったのですが，いう意味の図です．なお図10は，地下流体資源

楡井

人間が汲まなくても，周辺の方のポテンるわけですが，ある一定のところまでなら地盤

それが現在，淡水をためこんでいるわけです．

の管理と地震の防災のための地盤管理とは，ほシャルが強いから押しだされて抜けていく．そ沈下はしないのです．ただこれも，地層によっ

図３･８は，上総層群中の地層の深度をずっと追とんど統一的に行なえるということを示したもの過程で淡水化するわけです．昔，京葉臨海コてそれぞれ違います．上総層群の場合，下総層っていったものですが，とくに図３･８Ｃにみるのです．地下水をコントロールするための観測

ンビナートなどで埋め立てする前には，この辺群下半分の場合，下総層群上半部の場合，沖積

ように，房総半島中部で地表に露出している地

井の中に地震計をおくこともできるし，また地に淡水の湧 くところがたくさんあったというの層の場合でそれぞれ違うわけで，それというの層が，東京湾北東部では，東京湾をまくような上におくこともできる．非常に経済的にやれるも当然なわけです．

も，これらの地下水盆がつくられてきた歴史的恰好で地下1,000〜1,500ｍの深部に急激に落ちわけです．また地下水を余り下げますと地震の菊地構造によって，それぞれの水盆の性格が決定さ

こんでいます．これは何も上総層群だけではな

速度構造にも影響してくるので，そのあたりもうに，上の地層を一寸掘れば，下の方の圧力のれているからです．図３･７は，習志野天然ガス

くて，それより上の地層もすべて東京湾に向か追求していかないとまづいわけで，ただ楽観的かかった水が噴きだしてくる．あちこちで自噴田の例であって，この場合でも，地盤が多少上って落ちていく．ということは，東京湾そのもにだけ考えているわけではないのです．現在，井があるくらいだから，それくらいの被圧水はがったり下がったりしているようにみえますが，のが落ちているということで，これは基盤そのこのようなことも計画し実施中です．

あるわけです．

それは上の方の地下水の運動であって，下の方ものもそうなんです．つまり東京湾は陥没して東京湾下の地下水（その２）楡井の天然ガスの場合は殆んど動いていないのです．

いるわけで，この陥没運動によって地層が傾斜編集ていくのは，多くは広域的流動の作用で，東京ですから，このような事実とさきほどの地盤上していく．ですからその周囲の方が地下水位のはあるのですか．

湾の下の粘土層なども，下から淡水化されてい昇現象とをうまくかみあわせれば，天然ガスのポテンシャルが高くなる．液体というのは，ポ楡井

くのでしょう．

生産もある程度まで可能であるというところま

テンシャルの高い方から低い方に必ず移動しま

水揚水をやめていますが，最初，東京湾を埋立編集で，現在すでにわかっております．結局は，広す．そのために東京湾の下にも淡水の流れが入てて京葉臨海の大コンビナートができたときにしますが，以前の海水が地表に抜けていくとい

域的な流動の問題を，構造運動と一緒に考えてっていく．いままで海水が入っていたところには，ほとんど地下水にたよったわけで１日に20

うのは，たとえば泥岩などがあったとしても，いく必要があるでしょう．いままでの地質学あ淡水が入りこんでいくわけで，こうして東京湾

万トン近くも使用したんです．それでもあまりそれを突き抜けて海水を上へ押しあげていくわ

るいは構造地質学は，地層の中の流体のことはの下にも地下水があり，開発が可能であるとい

大きな地盤沈下の被害を発生せずに揚水してきけですか．

余り考えにいれていなかったのですが，しかしうことになるわけです．

たのですから，一時は，この大コンビナートを楡井

今後は，地下水をはじめ流体資源の流れの構造

ただ，さきほどの天然ガスかん水を含む水盆と支えたのは，地下水のリージョナルフローであす．泥岩の中をゆっくりゆっくり上がっていくなども，同時に考えていかなければならないの

下総層群の地下水をためている水盆とでは，歴ったともいえるわけです．

場合もあれば，断層を通ってすっと抜けていく

図３･８Ａ−成田亜地下水盆の基底等
深線図<楡井ら，1975>

図３･８Ｂ−下総亜地下水盆の基底等<楡井ら，1975>
深線図

東京湾の下から地下水を汲みあげたこと
いまは工業用水道ができているから地下

図３･８Ｃ−上総層群中におけるｌＭ９の等深線と断層系

わ

図３･９Ａ−船橋周辺の地下地質断面図と地下水の広域的流動概念図<楡井>

図３･９Ｂ−船橋周辺の天然ガスかん水揚水による地盤沈下と地下水の広域的流動の概念図<楡井>

あの辺は上総掘りとして知られているよ海水を含んでいる粘土層などを淡水化しちょっとわからないのでもう少しお訊ね

はい．その場合いろいろあると思うので

図３･10−地下流体資源管理と地震のための地盤管理概念図

図３･９Ｃ− 船橋 周辺 の天 然ガ スか ん水 揚水 停止 にと もな う水 頭回 復及 び地 盤上 昇と 広域 的流 動 の
<楡井>
概念図
<楡井>

<楡井ら，1977>

URBAN KUBOTA NO.18｜48･49

場合もあるだろう．ものすごく難透水性の硬い

違ってくると思うのです．帯水層の透水性が問す．一方，自然による地下水資源の生産を考えものがあって抜けにくい場合には，長時間かけ題になるわけです．片方は，礫層だから水の流る場合，地層累重の法則や海水が淡水より比重てそこで淡水化してたまっている場合もあるでれ方がひどく速い．それで，関東堆積盆地の西が大きいという事実から，上位からは淡水化ししょう．その辺は，さきほど言ったように背景側や北側は，淡水化がどんどん進んで鉱床を破にくいことも確かなわけです．必ず横方向のポとなる構造発達史の問題とからむわけで，これ壊してしまう．それにくらべたら，東側は透水

テンシャルに沿った流れでないと，淡水化はあから解明していかねばならぬ問題です．いずれ

性の低い細砂からシルト・粘土ですから，天然

り得ないのです．

にしても，地下2,000ｍに及ぶ関東地下水盆のガスやヨードも破壊されずに残されている．そ小玉

要するに変動がないとできない．

基底にまで，リージョナルフローに関連する圧のように思うのです．

楡井

そうなんです．変動がないとだめなんで力が達していたということは確かなわけです．

構造運動と広域的流動す．だから基盤のブロック運動とか変動という

そこは，もともと海水であったものが淡水化し編集

さきの図３･１や図３･２あるいは図３･９なのは，最高の地下水の生産をやっているわけでているわけですから．そして淡水化させたエネ

どで，それぞれの亜地下水盆の境は，一般に不す．ですから，地震性地殻変動なども，一面でルギー源がどこにあったかということを追って整合なのですね．

は地下水を生産しているのです．

ゆくと，それは海域ではないことは明らかです．

楡井

編集

三梨

それを証明するデータとしては，図３･５

そうです．関東では一般に，不整合を境

いわゆる造盆地運動とか，堆積盆地でのとする場合が多いようです．

沈降中心部の移動とか，あるいは隆起運動といと図３･６なわけですね．

編集

水の通りやすさはどうなんですか．

うものがないとだめだということですね．

楡井楡井

相対的に基底礫層は，水を通しやすいよ楡井この２つの図のほかにも多数のデータがええ，そうなんです．その造盆地運動があるのです．どこの地点のデータでも全部同じうです．

なかったら絶対にできない．造盆地運動があっ

傾向です．

編集

広域的流動というのは，下総層群のとこて，ブロック運動があって，落差ができたため編集

ろでは現在もまだ行なわれている，上総層群のに，そこに位置のエネルギーを生じて淡水化しら房総の方からきたのですか．

ところではもう大体終ったと，そういうことはていくわけです．

楡井

考えられるのですか．

これからの課題

われわれが調べた場所では，さきの図にみたよ楡井鈴木

うに，地下2,000ｍを通るような水の流れがあ

そこが興味あるところです．たとえば上総層群

ものから追求していく方法もありそうですね．

った．ただその流れが，いつごろのもので，どの場合，鎌ヶ谷から船橋にかけて高度差約600

楡井のくらいのスピードで，どういう地質的な意味

ｍの落差をもって流れる淡水化の運動の存在は，思います．地質学でも，地層については，単層をもつかということは，これからの課題になっそのエネルギーを与えた場所がかってあったととか層群のオーダーとか，紀，世，代といったている．いま具体的にいえることは，東京湾のいうことで，そのエネルギーを与えた場所が完ように階層ごとにさまざまに分けているでしょ陥没によって生じた広域的な地下水の流れが確

全に現存しているかどうかは，簡単にはいえまう．地下水の運動にも，やはりそういうオーダ

かにあるということです．基盤から上のすべて

せん．一方，下総層群（図３･２参照）の下の不ーがあると思うのです．だからそういった面かの地層が，みんな東京湾側に落ちこみ，傾いて整合で山が削られたら，その当時のリージョナ

ら，構造運動とのからみを追求していくことがいるわけですから．

ルフローのエネルギーはすくなくなってしまう

できれば非常に面白いと思うのです．もちろん，天然ガスの形成条件

わけですが，しかし，たまたまその一昔前のリ

こういった自然による地下水運動と同時に，人編集

水は，やはり関東山地や筑波山，それか
やはり基盤に沿ってきたのだと思います．

天然ガス田のでき方も，広域的流動と関そう簡単には断言できないと思います．

このフローは，水の年令とか，そういうそういうことをやらなければならないとージョナルフローのエネルギーが残っているか

間による地下水運動の研究も並行して進めてい係しているわけですね．

も知れない．それが一体いつなのかということ

かなければならないわけですが．

楡井

関係ありますね．クロール濃度は，上総は，さきほどからもいっているように，これか堀口

層群で下位の方がその値が低い．それが面白い

らの課題なんです．ただ現在でも，そういうエ

上半分のものは，すべて淡水に置きかえられてことに，不整合を境にして淡水化しているのでネルギーがあることは確かな事実で，それによ

しまっていますが，最初に地下水の淡水化が行す．そういう運動がいままであったということ

り地盤がリバウンドすることも，かつての古東なわれたときには，不整合に近い基底部の粗粒です．いまもやっているのではないでしょうか．

京湾の中の海水が淡水化していることも，すべのところからまず置換が行なわれたというよう

編集て統一的に説明がつくということなんです．

には考えられませんか．また，たとえば上総層でしょう．それなのに，どうして天然ガスやヨ鈴木

群にしても，将棋倒し構造で堆積盆の沈降中心

ードが地下深くにあるのですか．

たのは．

部が移りますね．そういう地層が傾いた初期的楡井楡井

九十九里沿岸というのは隆起の方向なの最近ですか，ここまでいえるようになっ

１つだけお訊ねしますが，いま下総層群

各地でデータを揃えて整理してきたら，なときにまず基底部の方が淡水化し，上部はまるときの堆積環境だと思うのです．西の東京湾

わかってきたのです．ただ，広域的流動の概念

だ海水が残っている．そういう初期の条件がそ

側は砂や礫層が主体であり，東の九十九里側のそのものは昔からあるんです．しかし，基底礫の後も続いているというのはどうですか．

方は大陸斜面のような深い海での堆積物でしょ

層のところが主体的な流れの役割をするという楡井う．ですから，そのときの水の流路によっても重要な点は，最近になってわかってきたわけでいうことはないと思いますね．広域的流動は，

これは私の考えでは，上総層群が堆積す

そのとおりですが，いわゆる堆積初期とURBAN KUBOTA NO.18｜50

本質的には水に対する位置のエネルギーと媒体④地震と地質構造

玉地震がよく調べられています．だいたい地震の資料というのは，被害がどんなふうにあったの歴史性で，不整合を中心とした運動がもたらすものだと思いますね．

沖積低地以外の地域的な震度特徴

かという災害の分布を記したものが非常に多い

三梨

堀口

現在，地震活動の研究や解析は，周知ののですが，しかし多くの資料の中には，地震の題ですね．ただリージョナルフローの実態といように地球物理学の１分野として行なわれてい

揺れを基準にして揺れの分布を描いた図もあり

うのは，なかなかむづかしいね．

ます．震源の所在や地震波の伝わり方，あるいます．図４･１がそれで，これは等震線図として

楡井

これは，構造発達史を本当にやらないとは発震機構などといった地下深部の現象の解明あります．関東地震の直後，京都大学の人たちわからないと思います．私は逆に面白いと思うは，この方法によらないとできないからです．

が地震のあった地域の人々に手紙をだして回答

んですよ．あることは確かなんだから．しかし，一方，地質学の方は，一般の方にはちょっと奇してもらい，その回答を整理して６段階の震度

ものすごくむづかしいことも確かで，いいかげ

異に思われるかも知れませんが，これまで地震に分けた．ですからこの震度は，気象庁の震度んなことではとてもできないと思っています．

活動を対象とした研究はあまり行なわれていなとは違っていて，関東地震にそくしてつくられ三梨

位置のエネルギーと，あとは透水性の問

さきほどの話しに関連することですけれかったのです．しかし，もともと地質条件からた震度階ということになります．

ど，海成の沖積層のなかで天然ガスを探すでし

独立した地震活動というものはあり得ないわけ

この図をみますと，関東地震の場合には，震源

ょう．そうすると基底部の方は淡水になっていで，日本の地震学の歴史のなかでも，かつてはが相模湾にありますが，当然，震源に近いとこるんですね．天然ガスは浅い方に宙づりになっ

地震と地質構造との関連についての研究が盛ん

ろが揺れが大きく，被害も大きいわけです．している．その意味では，基底部の方が淡水化がに行なわれた１時期もあったのです．最近，地かし，震源から離れた地域でも，たとえば東京早いことはたしかですね．

質学の研究者たちの間でも，こうした観点からの下町や中川・荒川の低地，あるいは甲府盆地

楡井

その宙づりも同じことなんでしょう．上の関心が高まっています．それで本日は，地質などにとくに揺れの激しいところがあります．

総層群の場合には，真ん中で大きく宙づりにさ構造と地震との対応という立場から，その周辺

東京の下町とか中川の低地，あるいは甲府盆地れている．くみ上げても，くみ上げなくてもいの問題をお話しいたします．

というのは沖積層の厚いところですから，これずれにしても流れている．地殻変動にともなっまずこうした観点にたって過去の資料を探しては，土質と震度との関係をよくあらわしているて物質移動をやるわけです．

みますと，地震の記録は非常に古くからあるのわけです．ところが，関東平野中央部の加須低

小玉ですが，被害が地域的に調べられた資料がある地とか鬼怒川下流，あるいは房総半島北部にも，めなんだ．

のは明治以後の地震であって，とくに関東地方

震源から離れていながら相対的に揺れの激しい楡井では，大正12年の関東地震と，昭和６年の西埼地域があります．こうした地域には沖積層は広おわん（堆積盆）がそのままだったらだ
構造運動がないとだめなんです．そこが一番重要なところなんです．
鈴木

いままでガス鉱床の形成条件がよくわか

図４･１−関東地震における関東地方等震線及び地震構造線<地球･第１巻第１号

大正13年刊より>らなかったのも，それで説明がつきますね．
楡井

くり返すようですが，構造運動というものが非常に重要になってくるのです．資源開発という問題には，このことは欠かせませんし，また地震にしても，地震と地下水の問題からのアプローチができるのではないかと思うのです．
いま地震の方では，断層，断層といっていますが，そのさい水のことは全く考えられていない
わけです．しかし，いままでわかってきた事実からすれば，実際には，何万年〜何千万年ものオーダーの流れで，水は必ず断層の中に入っているだろうことが推察できます．そうとすれば，その挙動が大変重要になってくるはずです．それからまた，湾などの内海の地下水開発の面でも，この広域的流動の考えは役にたってくるものと思います．深発地震面の形成なども，このような観点から見直してはという気もします．

URBAN KUBOTA NO.18｜51

く発達していませんから，これは，これら地域

いわけです．ですから，こうした小さい地震にの比高が非常に小さく，ほとんど１ｍ〜２ｍぐの地質構造が反映しているものと考えられます．

ついて，現在，いろいろと調べているわけです．

らいで，自然堤防の高さと台地の高さはそう変次に，昭和６年の西埼玉地震についてみますと，

その１つの例が，久喜でとりました小さい局地

りません．ですから，地表面の形態だけでみる

この震源は関東山地の北東部，寄居と深谷の中的な地震の被害分布です．この地震は，1976年と，台地も自然堤防も区別できず，そこを構成間の地域ですが，この場合には，周辺の熊谷，８月６日の朝方３時頃に起こったもので，震源している地層を調べて―台地はローム層があ深谷，吹上といった帯状の地域に限ってはげしは茨城県南西部といわれています．ところがこるし，自然堤防のところにはローム層がないのい被害が生じており，家屋の倒壊はもちろん死の地震の場合，埼玉県の久喜地域だけに限ってで，それを調べて始めて区別ができるという，者まで出しております．こういう被害分布をみ被害が顕著にあらわれたのです．ほかの地域でそういう地形・地質のところです．

ますと，関東地震と同じように沖積地という点被害があったという報告はないのですけれども，

さて，被害の分布と地質との関係をみてみます

では似ておりますが，同じ沖積地でもある地域

久喜だけは，家屋の屋根瓦が落ちたとか，壁がと，従来から考えられているように，地震の被に限って被害の大きいところがあるわけです．

落ちたとか，小さい被害ですがそういう被害が害が表層の地層にのみ対応するとすれば，後背したがって，沖積低地という表層の地質以外に集中的にでたのです．

湿地とか自然堤防の上などに被害があって，台も，何か別の地質条件があるのだろうというこ

その被害分布を，久喜市だけでプロットしてみ

地の上には被害が余りないはずですが，それがとが推定できます．

たものが図４･２です．この図では，家屋の被害

図にみるように，自然堤防の上と台地の上と両小さい地震と地域的震度特性（その１）のうちでも，壁が落ちたとかいうのが大きな被方とも同じような被害をうけているのです．こ

それでこうした観点から，地震と地域的な震度

害，棚のものが落ちたなどというのが小さな被の地震は，小さい局地的なものですが，こうし特性を考えていきますと，これは何も被害の大害として表わしています．その他，墓石や井戸た性格の地震のさいに，被害が両方の地層の上きい地震だけのことではなく，小さな地震につ

水の濁りなども記してあります．そうしますと，に同じようにでるということは，表層の単なるいてもその震度の地域的特性をよく調べていけ

久喜市の南西側の青柳とか旧江面 村という地域

地質的条件というよりは，やはり地下地質の構

ば，そのことから地下の地質条件がつかめる可に被害が集中しているのがわかります．

造的な性格を反映しているものと考えざるを得能性があるだろう．大きな地震のときには，専

一方，この地域の地質はどうかといいますと，ないのです．じつは関東地震のときに，かって門の調査員によって被害が調査されますが，局

この辺は，さきほどからのお話しにでているよ小藤文次郎さんが≪岩槻地震帯≫ということを地的な小さな地震で被害も余り生じないような

うに，関東造盆地運動の中心に近くて，台地がいっているのです．それは，岩槻と行田とを結場合には，こうした調査は全く行なわれていな

沈降しています．そのために，台地と沖積面とぶラインで，この久喜というのは，ちょうどこ

図４･２−1976年８月６日茨城県南西部の地震による久喜地域の被害

図４･３−1979 年５月５日＜奥多摩地震＞の震度分布

え ずら<角田史雄･「奥多摩地震」調査グループ

1979>

URBAN KUBOTA NO.18｜52

注１＝この地震はいわゆる被害地震ではないので，気著＜地震と情報＞岩波新書に収載）をもとに，3,180

象庁では命名していない．そのため，調査グループに名の方々から各地の震度報告をいただいた．この調査

よって「奥多摩地震」と呼称されている．

で用いた震度2.0〜3.5が気象庁の震度Ⅰにあたり，震注２＝「奥多摩地震」調査グループは，河角広の震度

度3.5〜4.5が震度Ⅱに，震度4.5〜5.0が震度Ⅲに，そ

階（1943）の修正表（宇佐美龍夫，1974：宇佐美龍夫

れぞれ対応する（角田）のラインと平行した線上にあるわけです．です

るような震度分布図ができ上ったのですが，こ

これも地下構造，とくに基盤の構造上の特性がからこうした意味でも，地下構造との対応を考れをみますと，まず第１に，所沢と飯能を結ぶ

反映されているものと考えられます．そしてこえていく必要があるかと思います．

ラインを境にして震度特性の分布がはっきりとれら何本かのラインが，すべて北西―南東方向

小さい地震と地域的震度特性（その２）違っていることがわかります．じつは秩父山地に延びている点が注目されます．

ついでにもう１つの例をお話しします．それは，には，古生層を切って北西―南東方向にのびる

こうしてみますと，現在，地震についてはとく

1979年の５月５日午後４時24分，東経139.1°北

白亜系の山中地溝帯があり，その南東端に秩父に活断層が重要とされ，関東地方でも多くの断緯35.9°に発生した秩父市西南部に震央をもつ盆地があります．このような関東山地を横断す層線がひかれております．しかし，そうした活深度20ｋｍの地震です．その地震のときに，どる地質構造は，さらに南東方向―正丸峠から吾断層のあり方をみると，関東平野の西側の山地

んな揺れ方をしたのかというのをアンケートを野・飯能にかけてあると考えられるわけです．

に近いところでは，地形面を明らかに切っていとって調べてみたのです．たとえば蛍光灯が揺そして，これらを総称して秩父凹地帯といってるような線状構造が主として表現されており，れたとか，食器がガタガタしたとか，こけしがいるのですが，この所沢―飯能のラインは，ま平野内部で地形面をはっきり区切るような線状

ひっくり返ったとか，抽象的でないできるだけさに秩父凹地帯の延長上にあるのです．それか構造がないところでは，活断層が表現されてお具体的な回答がとれるような形式で調べた．そらまた，川越と寄居を結ぶ直線上のラインに強りません．それからまた最近では，活褶曲というしますと，東京西部ですから，関東山地の中

い震度特性があらわれています．これは，さきわれるような活構造が表現されておりますが，にドーンとハッパをかけられたような大きなシほどもお話した秩父山地の東縁を区切る構造線

そういうものも，小さい地震の被害分布や震源

ョックを感じたという情報が，名栗から青梅付―高崎・藤岡・寄居・東松山を結ぶ構造線のの分布と対応させて細かく調べていけば，もう近の地域に集中した．そして平野部にいくと揺延長上にあります．つまりこれら２本の線は，

少しはっきりした形でつかめるのではないか，

れがだんだんに少なくなるのですが，やはりそそこに基盤の地下断層が存在する可能性を考えそして地下構造と表面の地形の対応についても，こにも特徴がでてくるのです．

させるわけです．

明らかにされてくるのではないかと考えている

その後この調査は，埼玉大学の角田さんが中心

それともう一つ，平野中央部の加須や羽生，あわけです．（編注：地震震動の調査は，その後となって「奥多摩地震」調査グループ（注１）がるいは大宮台地中央部の浦和市西部などにも強も地震震動調査グループによって継続されていつくられ，河 角 さんの震度階を基準にして，関い震度特性があらわれています．これらの場所

る．同グループの好意により，最も新しいデー

東西部一円の人々を対象にして精力的な調査がは，いずれも台地や自然堤防などで，周囲の沖タを図４･９に収載し，角田史雄氏＝埼玉大学教続けられました（注２）．その結果，図４･３にみ積低地にくらべれば硬い場所です．ですから，

養部助教授にコメントしていただいた）．

かわすみ

図４･９−1979年10月28日房総半島沖地震の震度分布<地震震動調査グループ

1979

未公表>

●1979年10月28日房総半島沖地震の震動分布
1979年10月28日14時39分に，北緯34°48′・東経140°30′，深さ40㎞で房総半島沖地震が発生した．この地
震は．「奥多摩地震」と同じ方法で調査され，地震震動調査グループが中心となって5,500人の方々からアンケートをいただいた．その結果，関東地方東南部は，
図４･９にみるように，モザイク模様のような震度分布を示すことがわかった．なかでも，①京葉工業地帯を含む千葉県西部には，≪ドスン≫という下から突き上げるようなショックを感じた地域がある．②大宮台地の内部でも，急に震度が小さく（揺れが小さく）なる場所がある．③モザイク模様は，北東―南西方向と，
北南―南東の方向との線で区切られている．などの諸点がとくに注目される．（角田）URBAN KUBOTA NO.18｜53

被害地震と基盤ブロックの単元

地震との関連を研究する足場ができたといえる

震については，こうした単元の周辺を注意する

鈴木

私の話は，いまの堀口さんのお話しともと思います．それでまず，被害地震がどんな分必要があるだろう，そういうことになるわけで関係します．さきほど小玉さんから，常総粘土

布をするのかという点からみていきますと，そす．

層の高さの分布から，関東地方には非常に新し

れは，図４･４のようになります．被害地震の震それからもう１つ，これは楡井さんの話とも関い時期に変動があったこと，その変動は，それ央がよくわかるのは，明治以後の新しい時期の係する問題ですけれども，最近，地震が起こるまでの堆積盆地の発達過程―中新世以来のこものです．この図には，明治以後の被害地震の前後には地下水位が変化するといわれておりまの地域の構造運動と結びついていて，ブロック

震央の分布が示されています．それからまたこ

す．１昨年，仙台沖地震が起きたときにも，こ状に分かれた基盤の昇降運動によるものだろうの図には，堆積盆地の構造発達史から推定しうの地震の起こった前後に，仙台とは非常に離れというお話しがありました．また，さきほどのる基盤断層を描いております．そうした断層は，たこの地域で地下水位の変化が起こっていると楡井さんのお話しにも，たとえば船橋のあたり

関東平野全体についていえば，１つは北西―南いう事実があります．たとえば東京湾周辺でみの地下2,000ｍぐらいのところに，基盤に断層

東方向の方向性，もう１つは北北東―南南西とますと，東京湾の外縁付近を境にして一方の地があることが指摘されておりました．

いう方向性が非常に顕著で，こうした断層によ

下水位が下がり，他方の地下水位が上がっていおそらく他の地域でも，基本的には，非常に深ってこの地域は，直線で囲まれたような大小のるわけです．ですから，さきほどから述べていいところは断層で区切られているのではないか

単元が識別されます．そうしますと，明治以後

る構造単元の周辺が，どうも変化の大きいとこと考えられるのですが，では，そうした問題との被害地震の震源は，そういう単元の周辺に多ろになりそうです．将来，関東平野で被害地震

かど

地震との関係はどうなのだろうか．その辺のこい．とくに，その角の部分に多いということがが起こる場合でも，前兆現象が一番期待されるとを少しお話しいたします．

わかります．図の左上の1931というのは，さきのは，やはりこういう単元の周辺であろう．そだいたい関東地方というのは，大小の地震が瀕ほど堀口さんがお話しになった昭和６年の西埼してまた，地震そのものも，そうした断裂に沿発するところですが，陸域におこる地震をみる

玉地震，相模湾の1923が関東地震です．そうしって起こるのではなかろうか，そういうことがと，その震源は非常に深く，ほとんどが地殻下ますと西埼玉地震は，関東山地という関東平野

予想されるわけです．

に発生しています．深いものだと地下100ｋｍの中の単元よりももう一つ大きな単元の角に起編集以上になります．関東平野の東西方向の幅が，きていることが読みとれます．

に伴って生じているわけですか．

最も広いところで約120ｋｍぐらいですから，

地震は基盤断層の境界に集中する

鈴木

ほぼそれに見合ったぐらいの深さにまで地震が以上は明治以後に被害を及ぼした地震ですが，震にくらべて，一けた規模の大きい地震です．

あることになります．このように震源が深いこ

関東地方には，それほど被害を及ぼさない地震

いちばん最初の地震波を射出した場所は，相模とと，地表部に新第三紀及び第四紀の地層が厚もたくさんあります．マグニチュード5.5ぐら

湾奥と考えられていますが（図４･４参照），関

く発達していることなどのために，とくに関東

いですと，それほど大騒ぎするような被害がで東地震の余震は，図４･７に示すように関東地方

地方では地表の地質構造と地下深部に発生するないわけですが，図４･５は，1926年〜1960年の全体に及び，またそのさいの地殻変動も関東地地震との関係を調べることがむづかしく，現在マグニチュード5.5以上の地震の分布です．ま方全域に及んでいます（図４･８参照）．

では，まだわからないことが非常に多いのです．

た図４･６は，もう少し新しい時期のもので1961

この事実は，関東地震の発生には，関東地方全

ただ，これまでのお話しにあったように，地表

年以降のマグニチュード5.0以上の地震の分布体が関与しているものと考えられます．つまり，部の精しい地質調査によって，この地域の地質です．この時期になると，気象庁では電算機に

関東堆積盆地にほば匹敵する広がりを示してい構造とその発達過程が明らかにされてきました

よって震源をきめておりますので，前の図にくるわけです．平野内部に起こった地震の場合にので，そうした面から，地質構造と地下深部のらべて精度が高くなっているといわれており，は，さきほどから述べておりますように，堆積

それで別の図として示しているわけです．そし盆地内の個々の地質構造単元が関与しているもてこれら２つの図には，さきほど小玉さんの図のと思われますが，じつは，それら個々の単元に示された常総粘土層の一般走向，つまり約５から，堆積盆地というもう一つ大きな構造単元

万年前以降の変動の輪郭を一緒に示してありまが構成されているわけです．ですから，このよす．

うな地質の階層的な構造が地震の起こり方にもそうしますと，比較的大きな地震はすべて洪積関係していることは，非常に興味あることだと

台地の縁辺部の直下に起こっていること，全体思います．その実体論的な解明は，将来の課題

としては，北西―南東方向，北北東―南南西方です．

向にのびた角ばった構造単元の周辺に多く発生編集していることがわかります．つまり地震の分布ましたので，この辺で終りたいと思います．本

図４･４−関東地方平野部の被害地震（明治以降）と推定基盤断層との関係

とうきようが，基盤の断裂や撓 曲 のりんかくとかなりよく関東地震の場合も，基盤のブロック運動
関東地震は，関東平野内部に起こった地

大変残念ですが時間がなくなってしまい

日は，長時間どうも有難う存じました．

対応していることが読みとれるわけです．こういうことから考えますと，今後，陸域の被害地

URBAN KUBOTA NO.18｜54

図４･５−関東地方とその周辺地域で1926〜1960年に起こったマグニ
チュード5.5以上の地震の分布<資料は地震月報別冊１・２による>

図４･７−関東地震の余震分布

図４･６−関東地方とその周辺地域で1961〜1975年に起こったマグニ
チュード5.0以上の地震の分布<資料は地震月報による>

図４･６−関東地震による地殻の垂直変動<A.imamura，1926による>

URBAN KUBOTA NO.18｜55

城ヶ島西端の小断層系
小玉喜三郎＝工業技術院地質調査所

URBAN KUBOTA NO.18｜56

●城 ヶ 島 西 端 の 小 断 層 系
関東平野を中心とした造盆地運動の結果，南関東

た。比較的ズレの量が小さい小断層は，それぞれ各断層系について求めた造構応力の向きを示して

地域，すなわち房総半島や三浦半島は，鮮新世以の時期の断層活動を化石化しているので，時代順

い る （ 下 半 球 ス テ レ オ 投 影 ）． 青 色 軸 は 主 張 力 ，

後現在に至るまで，相対的に隆起を続けてきた．

に断層系統を区別すると，地殼変形の過程がさら

黒色軸は主圧力，赤色軸は中間主応力，の方向とこのような隆起運動を反映するように，この地域に具体的に明らかにされる．

水平面からの伏角を示している．

には，大小さまざまな断層が発達している．

下表は，三浦半島南端部における小断層系の性質

写真①＝三浦半島南端部全景．下方にみえるのが最も基本的な断層は，両半島を胴切りにする東西をまとめたもので，この地域には，更新世前期末

城ヶ島で，上図の位置はその左端にあたる．

性の断層で，中新世末の三浦層群堆積当時から最の長沼変動期以後，下表にみるようにＡ〜Ｅまで

写真②③＝この地域で最も古期のＡ系統の逆断層．

近に至るまで，くり返し活動している．

の合計５つの断層系が発達している．

写真④＝Ｂ系統で断層面か固結している．

房総半島や東京湾ののびの方向と平行する南北性

上図は，城ヶ島西端の平らな海食台でスケッチし

写真⑤⑥＝Ｃ系統の南北性正断層．

の断層も，鮮新世末期から更新世前期，同後期にた断層の分布図である．下表のＤ系統を除く４つ

写真⑦＝Ｅ系統の東西性正断層・走向移動断層でかけて，くり返し発達している．

の断屑系が，それぞれ古い系統の断層を切断してこの地域で最も新期の断層系統．

このように南関東の隆起運動を背景に，南北性・順々に発達してくる様子が示されている（地層は東西性の断層が相前後して，くり返し発生してき中 新 世 〜 鮮 新 世 の 三 浦 層 群 ）． 右 上 の 円 グ ラ フ は ，

三浦半島南部の小断層系

URBAN KUBOTA NO.18｜57（表 3）