資源産業と地質との関わりを直接学べる
南関東ガス田での見学会の魅力とは－石油技術協会の見学会での実施経験を振り返って（温故知新の旅）－

第 4 部 特別見学会（地質編）
2：天然ガス自然湧出現場（瑞沢
川西門橋）と大田代層（いすみ市文化とスポーツの森）の見学
徳橋 秀一 1）
（地質編）について，その始まりの経緯や特徴，これまでの１．はじめに見学会の概要について前半で紹介しました．そして後半で本シリーズ第１部では，南関東ガス田の概要を紹介しま

は，南関東ガス田の貴重な資源である水溶性天然ガスとヨウ素の生産施設の見学に焦点を当て，これまで何度も訪問した（徳橋，2022a）．
第２部では，隔年で関東地区（東京都内や千葉市）で開催させていただいた関東天然瓦斯開発（株）の七井土プラント

された石油技術協会春季講演会後の見学会で，房総の南関と（株）合同資源の千葉事業所での見学の様子を紹介させて東ガス田を主な見学対象にしていない，ややユニークな見

いただきました（徳橋，2022c）．

学会に焦点を当てて紹介しました（徳橋，2022b）．第 3 部

今回第４部では，生産施設以外の代表的な訪問先に焦点

では，石油技術協会が，地質系や資源系などの学生さん（学を当て，そこでの主な見どころなどについて紹介したいと

部生・院生双方，以下同じ）や一般の人など主に会員以外思います．第 3 部でも紹介しましたが，12 年間の特別見を対象にして，2008 年度（平成 20 年度）より 12 年間，毎

学会（地質編）での見学先等の位置を第 1 図に示します．そ

年秋に南関東ガス田域（千葉県）
で実施してきた特別見学会

してここでは，まず南関東ガス田の天然ガスのポテンシャ

第1図1）産総研 地質調査総合センター 元職員

12 年間の特別見学会（地質編）見学地点等の位置図
括弧内の数字は訪問回数を示します．Google Maps 使用．
キーワード：南関東ガス田，石油技術協会，特別見学会（地質編），天然ガス自然湧出，
いすみ市文化とスポーツの森，上総層群，大田代層，タービダイト，デブラ
イト，スランプもどき

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徳橋秀一

ルの高さを視覚的に理解できる天然ガスの自然湧出現場での見学の様子と主な見どころなどについて紹介したいと思います．そして次に，地下で天然ガスやヨウ素を含むかん
かずさ

水の供給源，母胎となっている上総層群が地表に露出しているところ（露頭）での地層の見学先のうち，最も多く見学してきたいすみ市文化とスポーツの森周辺にみられる地層の特徴について紹介したいと思います．
ちょうせい

むつざわ

２．瑞沢川西門橋（長生郡睦沢町大上）：天然ガスの自然
湧出現場の見学
みずさわ

この場所は，瑞 沢川沿いに延びる県道 150 号線沿いに第2図

瑞沢川の堤防斜面のステップを降りているところ（2017 年
度特別見学会（地質編））
右 端は，事前にステップを掘られた世話人の岩本広志氏．
周辺住民の方々による一斉草刈り作業の後なので，堤防周
辺は歩きやすくなっています．

第3図

西 門橋の下付近での見学風景（2018 年度特別見学会（地質
編））

第4図

瑞沢川の川面のあちこちにみられる発泡現象
 こう岸の岩盤は，上総層群梅ヶ瀬層の泥岩層．西門橋に
向
ほぼ平行する節理（割れ目）が多数発達し，その延長上に発泡が見られることも多い．

あり，バスから降りてすぐに観察できる地点であることから，特別見学会（地質編）では合計 12 回（したがって毎年）訪問してきました（位置は第 1 図参照）
．ここではほぼ東西に延びる県道 150 号線に南から県道 151 号線がほぼ直交する形で合流する三叉路になっています．そして合流する
直前に横断するのが瑞沢川であり，そこに架けられた橋がさいかど西門橋です．
ここではまず，西門橋の欄干越しに直下を流れる瑞沢川の表面を眺めると，川面のあちこちで泡が連続的に吹き出す発泡現象がみられます．この後橋を渡って左手の堤防を10 m ほど歩いたあたりから川辺に降りますが，滑らないように一歩一歩慎重に降りる必要があります．この場合，
事前に関係者がスコップなどで堤防の斜面にステップをつくっておくと，安全にかつスムーズに川辺に降りることができます（第 2 図）．次に，川沿いに露出する泥岩層の上を川辺に沿って歩いて橋の下付近まで進みます（第 3 図）．
う め が せこの泥岩層は上総層群梅ヶ瀬層の最上部の地層ですが，表
面がツルッとしている上に，川辺に向かってゆるく傾いているので，ゆっくりと一歩一歩前進することが重要です．
橋の下あたりまで来たところで，瑞沢川の表面をながめると，川底から川面に向かって連続的に泡が噴出し発泡している様子をあちこちでみることができます（第 4 図）．また，川辺に露出する梅ヶ瀬層の泥岩層には，橋の延びる方向（南北方向）にほぼ平行する節理（割れ目）が何本も延びているのを観察できます（第 4 図）
．よく見ると，川面の発泡現象の中には一列に並ぶものもあり，このような節理と関係があるのかもしれません．発泡の様子を写真に撮る際には，滑って川の中に落ちたりひっくり返って頭を打ったりしないように，水際から少し離れたところで足元をきちんと固定した上で撮影することが大事です．動画での撮影もお薦めです．
川辺から近くの発泡個所に着火バーなどで火を近づける

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南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部と泡が出るたびに一瞬ポッと燃えることから，泡の原因が可燃性ガス（メタン）であることがわかります．ただ，広い範囲でメタンの発泡現象が起きており，火傷をしたり周りの枯れ葉などに延焼する危険性もありますので，決して試
みないでください．見学会では，メタン濃度レーザー検知器を用いてのメタンの濃度の測定なども試みられてきました（第 5 図）．
なおこの西門橋付近では，夏から冬の時期には通常川の水位が低く，上記のように泥岩層からなる川辺の露岩部分に降りてそこから観察することができます．しかし，周辺の田んぼで田植えが行われる時期から植えられた苗の成長期の頃，すなわち，春～初夏の時期には，田んぼに水を引くために下流側で水をせき止めることから，瑞沢川の水位があがり，川幅全体が水に覆われます．したがって，この第5図

レ ーザー検知器を使ったメタンガス濃度測定の試み（2012年度特別見学会（地質編））
測定しているのは，サポーターとして参加された村本良幸
氏．

第6図足元の泥岩層の節理（割れ目）からもメタンガスが出ている
か，レーザー検知器で確認しているところ（2017 年度特別見学会（地質編））
検知器を持っているのは，サポーターとして参加された河野憲二郎氏．

時期には川辺に降りることはできませんが，西門橋の上から眺めると川幅全体に発泡現象が起きているのを観察できます．
すなわち，秋の特別見学会（地質編）の折に立っていた川辺の露岩（泥岩）部分からも，実際には活発な発泡現象が起きていることが実感できます．事実，足元の泥岩層の節理部分に上記のメタン濃度レーザー検知器を当てて測定すると，この検知器が反応することを確認できます（第 6 図）．
このように天然ガスの自然湧出は水の存在がないと認識できないのですが，特にメタンガスの場合は無味無臭無色であるために，人間の五感では認識できないという特性をもっています．ただ，第１部でも紹介しましたように，メタンガスは空気よりも軽いので（空気の重さを 1 とすると0.56 です），野外のような開放系では，地上に湧出したメ
タンはすみやかに上方に拡散し，生物に危害を与える心配はありません．特別見学会（地質編）の際には，このこともお話して，メタンガスの特性を理解してもらっています．
なお，このように地表に湧出するガスのことを，地元の天
うわ

然ガス業界では“上ガス”と呼んでいます．
見学の際の注意点
1）瑞沢川西門橋は，T 字型の三叉路に位置している上に交通量もけっこう多いので，道路を横断する場合は，左右をよく確認してから渡ることが重要です．特に集団での見学の際には，サポーターなど係の人が道路の両側に位置して横断を誘導することが望ましいといえます（第 7 図）．
2）前述していますように，川辺の露岩（泥岩層）の表面は川面に向かってゆるく傾いている上に滑りやすいので，歩いたり川辺に近寄る際は，くれぐれも滑って倒れたり川の中に落ちたりしないように，慎重にゆっくりと行動する

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          333

徳橋秀一

ダイト砂岩泥岩互層とは少し特徴を異にする上総層群上部の地層（長南層や笠森層）の観察を見学コースに加えたこともあります．いずれの場合も，ねじりガマを使って地層の表面を削ってもらうなど，地層に直接触れてもらいながら観察することを重視しました．ここでは，過去に最も訪問回数の多かったいすみ市文化とスポーツの森での主な見どころを紹介したいと思います．
４．いすみ市文化とスポーツの森（いすみ市深谷）：上総層群大田代層の観察
4. 1
第7図安全な横断のために，指示棒を使って車の往来を制御しているサポーターのお二人（2018 年度特別見学会（地質編））
手前は国末彰司氏，向こう側は河野憲二郎氏．

本見学地点の特徴

こちらは 12 回の見学会で 8 回も訪れているように，地層の見学では大変お世話になっているところです．こちら
は平坦な高台上に，いすみ市が運営する夷隅文化会館や多目的グラウンドやテニスコートなどの運動施設とともに，必要があります．写真を撮る際も，川辺に近寄りすぎない

広い駐車場があり，バスでの見学にも大変便利なところでように，足元に注意を払う必要があります．また，事前にす．ここでは，高台に上っていくための V 字型に曲がった

滑りにくい靴を用意しておくことも大切です．案内者や世道路沿いや高台のグラウンド周辺などで大田代層の地層や話人が先に川辺に降りて歩き方を注意するとともに，川辺

断層を観察することができます．特にこちらは，地質学のに近寄りすぎないように注視している必要があります．

基礎である地層や断層の見方から，タービダイト砂岩層と3）メタンガスが出ているかどうかを確かめるために火デブライト層あるいはスランプもどきデブライト層といっを使うのは，思わず火傷をしたり周りの枯れ草に飛び火す

たやや複雑な特徴を有する堆積物が混在する様子の観察とる可能性がありますので，厳禁です．

これらの堆積物の相互の成因的関係の考察まで，初心者か

4）この地点での見学時間は，
通常 10 分から 15 分程度でら専門家まで楽しめる場所であることから，ここでは特にすが，この間バスには，事前に定期運行バスの時刻表を調

詳しく紹介することにします．この文化とスポーツの森周

べた上で（１日の運行本数は非常に少ない），T 字路突き当辺の全体的な配置図を第 8 図に，またここに分布する地層たりにある定期運行バスのバス停で待ってもらっていたりの総合柱状図を第 9 図に示します．

（第 3 図），あるいは，瑞沢川の南側に分布する田んぼの中を延びる広い道路（農道）で待ってもらったりしています．
事前の下見の際に決めておく必要があります．

4. 2

ここで見られる地層の種類と特徴

ここでは，第１部（徳橋，2022a）で紹介した半遠洋性泥岩層，すなわち，現在の地層の厚さにして 1 年に 1 mm 前
後（1,000 年に 1 m 前後）の堆積速度で，時間をかけてゆっ

３．地層の観察

くり堆積した均質塊状の泥岩層に，次のような地層が挟ま地層の観察としては，南関東ガス田の地下で最も重要な
おおただい

貯留層となっている上総層群中部の大田代層や梅ヶ瀬層がれています．
（1）タービダイト砂岩層（TS）

地表に露出し，それらのタービダイト砂岩泥岩互層の特徴

タービダイト砂岩は，第１部で紹介しましたように，海とともに，その空間的広がりや上下の積み重ねが観察でき

底を流れる混濁流（タービディティー・カーレント）によっる場所として，毎年，いすみ市文化とスポーツの森（大田て堆積した堆積物で，上方に細粒化する級化構造や流れの代層）か養老渓谷中瀬遊歩道（梅ヶ瀬層と大田代層）のいず

化石ともいえる模様（葉理構造などの堆積構造）を持っていれかを必ず訪問してきました．また，梅ヶ瀬層のタービダるのが基本的な特徴です．また，混濁流が海底面を流下す

イト砂岩泥岩互層が厚く積み重なる様子やそのなかのいくる際に海底の泥層を削って生じた破片（泥岩片）が，その断つかの代表的な火山灰鍵層を観察できる大多喜町沢山林道面に含まれていることがありますが，その量は少なく，基も何度か訪問しました．この他に，上総層群中部のタービ本的な特徴はあくまで砂岩層です．第 9 図では，タービダ

334   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第8図

第9図

 すみ市文化とスポーツの森周辺におけいる断層や火山灰鍵層等の分布図
徳 橋秀一・岩本広志原図．Google Maps
使用．

いすみ市文化とスポーツの森周辺でみられる地層の総合柱状図
徳橋秀一・岩本広志原図．

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          335

徳橋秀一

イト砂岩（turbidite sandsone）を略して TS と表現していまで観察される火山灰層の厚さが比較的薄いことと，お互いす．

の表現を統一したためです．これらはあくまで特別見学会（2）デブライト層（DFD）（地質編）で使っているニックネームであり，正式名称では１枚の地層の大部分が，大小の泥岩片の集合体から構成ありません．ただ，覚えやすく親しみやすいことから，見されており，これらの泥岩片の間（基質）は，淘汰の悪いや学会などでの野外での説明の際には，正式名称ではないこや粗粒な砂岩や泥質な砂岩から構成されています．通常，とを了解してもらいながら，主にこちらの名称を使っていこのような特徴を有する堆積物は，専門的には debris flow

ます．実際，野外でこれらの火山灰層を見てもらいながら

deposits と呼ばれていることから，第 9 図では，略して説明すると，直感的に名前の由来がわかってもらえます．

DFD と表記しています．日本語では，デブライトとかデブ

また見学会では，これらの火山灰鍵層の存在を確認してライト層と呼ばれています．

もらうとともに，このような火山灰鍵層を活用することに（3）火山灰層（V）

よって，断層による地層の変位量の推定や個々のタービダ

泥岩層に挟まれるもう一つの地層は火山灰層（テフラ）で

イト砂岩層やデブライト層の横方向での変化の様子あるいす．火山灰層は，volcanic ash layer と表現されることかは相互の関係の解明に重要な役割を果たすことを理解してら，第 9 図では，略して V と表現しています．火山灰層がもらうようにしています．

固まっている場合は，凝灰岩層ともいいます．第１部で紹介しましたように，上総層群には火山灰層が挟まれている

4. 3

断層の観察

こと，その中で特徴的な火山灰は火山灰鍵層と呼ばれ，広ここではまず断層について紹介したいと思います．第 1

い範囲に追跡されていることが，地質図などから明らかに部で紹介した上総層群の地質図（第 1 部第 8 図）をみると，されています．そして，このような火山灰鍵層には，含ま

房総半島の東部域には，上総層群の分布域に数多くの南北れている地層の名称の頭文字（大田代層の場合は O になり性の断層が発達していることがわかりますが，これらはほます）に上位から順に番号がつけられ，それが正式名称にとんどが正断層です．これと同じ性質の断層をいすみ市文なっていることを紹介しました．この付近を含む地質図に化とスポーツの森では，高台に上っていく道路沿いで観察

よると，このいすみ市文化とスポーツの森には，O 13 かすることができます．ここには，主なものとして断層 A とら O 16 と名づけられた大田代層中の火山灰鍵層が分布し断層 B という２つの断層があります（第 8 図）．

ているということです．

まず，グラウンド南側の道路沿いの崖にみられる地層のただこのような正式名称は，大局的に上総層群のどの地配置と断層 A と B の位置を俯瞰図で示します（第 10 図，
第層に含まれる火山灰鍵層であるのか，あるいは鍵層相互の11 図）．次に，グラウンドすぐ南側の崖でみられる断層 A

上下関係を知る上ではわかりやすいのですが，すべての火と断層 B 付近の拡大図をそれぞれ第 12 図と第 13 図に示し

山灰層をカバーしているわけではない上に，番号であるたます．第 12 図の断層 A の両側では，下盤側（左側）の火山

めにどういった特徴を有する火山灰層であるのかをイメー

灰鍵層シマシマゴマボーズ（O 16）のトップと，上盤側（右ジ（記憶）しにくいのが弱点です．こういった弱点を補う側）のデブライト層 DFD 4 のトップがほぼ同じ高さで接しために，実際の調査などでは，個々の火山灰層やそれらのていることがわかります．この両者の間の地層の厚さは約組み合わせに対して，ニックネーム（通称名，フィールド

16 m あります（第 9 図）．このことから，断層 A の上盤側名）をつけて作業を行うということもよく行われます．そが断層に沿って約 16 m ずり落ちていることがわかり，まこで，特別見学会（地質編）では，ここで観察される火山灰た正断層であることがわかります．正断層とは，断層の上層に対して独自のニックネームをつけ，正式名称との対応

盤側の地層が下盤の地層よりも下方にずれている場合の断がわかる場合は，その関係がわかるようにしてきました．

層で，断層の両側に引っ張りの力が働いたときに生じます．

ここでは，火山灰層の見た目の特徴から，上位から，ク

一方，逆断層とは，断層の上盤側の地層が下盤側の地層にロボーズ（O 13），ゴマボーズ，ハイゴマボーズ，シロボー

対して上方に移動している断層で，断層の両側に圧縮の力ズ（O 15），
シマシマゴマボーズ（O 16）と名づけました．ゴが働いた場合に起きる断層です．

マボーズ，ハイゴマボーズのどちらかが O 14 に対応する

次に第 13 図の断層 B の両側では，上盤側（右側）のデブと思いますが，もうひとつはっきりしなかったのでここでライト層 DFD 8 の基底と下盤側（左側）の火山灰鍵層シマは対応関係を示していません．語尾にボーズという名前をシマゴマボーズ（O 16）の基底がほぼ同じ高さで接していつけていますが，これはこのいすみ市文化とスポーツの森

ることがわかります．この両者の間の地層の厚さは約 4 m

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南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第 10 図グラウンド（右上）南側の道路両側における地層と断層 A の配置状況

断層 B の近傍には，断層発生に伴って形成されたと思われる破砕帯（幅は 1 m 以下）も観察されます．
4. 4

地層の観察

4. 4. 1

グラウンド西側の崖での観察

見学会では，通常まずグラウンドの西の端に延びる低い崖沿いに露出する地層を北の端付近（第 8 図の物置北側付
近）からみていきます．この付近の地層の走向は北から 45°
東，傾斜が 15°北西であることから，グラウンド西端を南に向かって歩くと，ゆっくりと下位の地層が出てくることになります．物置北側の南北の崖付近では，タービダイト
砂岩層 TS 1 から同 TS 2 が分布しています（第 14 図）．TS
1 は厚さ 1 m 余りのタービダイト砂岩層で，上方に向かって細粒化する級化構造を示すとともに，上部には波状の葉理構造が観察されます（第 15 図）．一方その下位の TS 2 も厚さ 1 m 前後のタービダイト砂岩層ですが，横方向に大小の泥岩片が密集したデブライト層（DFD 1）に急変している
第 11 図 ラウンド（左上）南側の崖を構成する地層及び断層 B のグ
配置状況のを観察することができます（第 16 図）．
次に物置の少し南側に移ると，タービダイト砂岩層と泥岩層の互層が現れますので，ここでタービダイト砂岩層の表面をねじりガマで削ってもらいながら，タービダイト砂であることから（第 9 図）
，右側の上盤側が約 4 m ずり落

岩層内部の堆積構造を観察してもらいます（第 17 図）．

ちていることがわかるとともに，やはり正断層であること

さらに南の方に進むと，タービダイト砂岩層 TS 4 より下がわかります．この写真は，見学会に参加された学生さん

位の DFD 2，DFD 3 といったデブライト層が現れてきますが，この断層が正断層である根拠を説明しているところで（第 18 図）．このうち DFD 2 は，クロボーズと名づけられす．見学会では，このように火山灰鍵層の存在と利用が，た厚さ 1 cm から 2 cm の黒色細粒のスコリア火山灰層（正正断層か逆断層であるかの判定や断層による変位量の見積

式名称は O 13）の直上にある厚さ 70 cm 前後のデブライト

もりに役立つことを理解してもらいます．なお，断層 A や層で，他のデブライト層と同じく，大部分が大小の泥岩片

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          337

徳橋秀一

338   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

第 12 図 ラウンド南東端の崖を構成
グする地層及び断層 A の配置状
況

第 13 図 ラウンド南側の崖のところ
グ
で，断層 B が正断層である根拠を見学会の参加者（学生さん）が指名されて説明している
ところ（2009 年度特別見学会（地質編））

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第 14 図グラウンド西側の物置北側付近でみられる TS 1 及び DFD 1 と TS 2

第 15 図タービダイト砂岩層 TS 1 の断面にみられる堆積構造

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          339

徳橋秀一

第 16 図デブライト層 DFD 1 がタービダイト砂岩層 TS 2 に変化する境界付近

第 17 図340   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

 ラウンド西側の物置のすぐ南側でみられる
グ
タービダイト砂岩層の堆積構造をねじりガマを使って観察している様子（2011 年度特別見学会（地質編））南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第 18 図 ラウンド西側の物置南側に分布す
グるデブライト層 DFD 2 と DFD 3 の配置状況（A）と ，DFD 2 にみられる直下のクロボーズ（O 13）を含む泥岩の多重折畳み構造（B）
D
 FD 2 直下のクロボーズ（O 13）は，
ここでは地表面より下にもぐっているために，観察できません．

の密集体から構成されています．ところが，この DFD 2 のが想像されます．また，デブライト層中の泥岩片密集体は，分布域のほぼ北端部のグラウンドの地面に潜り込む少し手

どこでもその上位を薄い細粒のタービダイト砂岩層に覆わ前の付近（第 18 図（A）中の（B）地点付近）では，この DFDれるという共通の特徴を有していますが，ここでもこの大2 の本体は，直下の泥岩層に挟まれた火山灰層クロボーズ

きい泥岩片は，茶褐色をした薄いタービダイト砂岩層に覆が折り畳まれたように上下に何度も現れる大きな泥岩片かわれるという共通の特徴を有しています（第 18 図 (B)）．

ら構成されています（第 18 図 (B)）．

さらにもう少し南に進むと，クロボーズ（O 13）ととも

このことは，この部分の泥岩片は，クロボーズを挟む上に，その下位にゴマボーズと名づけた火山灰層を観察する

下の泥岩層が，DFD 2 を運搬・堆積した流れによって，クことができます（第 19 図）．この火山灰層は，厚さ 2 cm

ロボーズとともに，シート状もしくはトラフ状（細長い溝から 0 cm（レンズ状）で，細粒の白色鉱物と黒色鉱物が混状）に浸食されて流れに取り込まれ，運搬の過程で上下に何じったいわゆるゴマシオ状の粒子群で特徴づけられること

度も折り重ねられて形成されたことが暗示されます．したから，ゴマボーズと名づけられました．このゴマボーズのがって，デブライト層には，いろいろなプロセスで形成さ正式名称は不明ですので，こちらはニックネーム（フィー

れたいろいろな形態・大きさの泥岩片が含まれていることルド名）だけで呼ぶことにしています．これら２枚の火山

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          341

徳橋秀一

第 19 図グラウンド西側の南部でみられるクロボーズ（O 13）とゴマボーズ付近の露頭の様子

灰層は，ほとんど厚さも特徴も変えずに，いすみ市文化と前後のタービダイト砂岩層を挟んだ泥岩の変形体から構成

スポーツの森周辺で追跡できますので，同一時間面を示す

され，最上部はやはり淘汰のよい細粒のタービダイト砂岩

鍵層として大変重要です．

層によって覆われています．この最上部のタービダイト砂このクロボーズとゴマボーズの 2 枚の火山灰鍵層の間に岩層の断面では，下位の泥岩塊を削りながら覆っているこは，厚さ 55 cm 前後のデブライト層 DFD 3 が 1 枚挟まれてとや，上部にはカーレントリップル斜交葉理が発達していいます（第 20 図）．この DFD 3 の断面をみると，大部分がる様子を観察できます（第 22 図）．このカーレントリップ

大小の泥岩片から構成されており，泥岩片の間（基質）は，

ル斜交葉理の傾きの向きから，このタービダイト砂岩層のやや粗粒で軽石片の混じった淘汰不良の凝灰質砂岩から構

流れの向きは，右方向すなわち北（北東）方向であることが成されていることがわかります．一方最上部には，葉理のわかります．この方向はグラウンド西側でみられるデブラ

発達した細粒のタービダイト砂岩層が，薄いながら下位のイト層最上部のタービダイト砂岩層に共通していることが泥岩片密集部を少し削りながら発達している様子を観察す

わかっています．

ることができます．このように，デブライト層の最上部，
すなわち本体を構成する大小の泥岩片密集体の上位にみら

4. 4. 2

グラウンド南側の道路沿いでの観察れるこのようなタービダイト砂岩層の存在は，デブライト

グラウンド西側での地層の観察を一通り終えると，今度層の厚さの大小にかかわらず，ほとんどのデブライト層にはグラウンドを横断して東側の道路に降り，少し下りなが共通してみられる特徴です．この DFD 3 は，グラウンド西

ら歩いて最初の曲がり角付近でグラウンド南東角の下の崖側では，２枚の火山灰鍵層に挟まれる形で，またその厚さに露出する地層を観察します（第 23 図）．断層の観察のとをほとんど変えずに広く分布しています．

ころで説明したように，この曲がり角を曲がってすぐのと次にグラウンド西の崖を南端まで進むと，ゴマボーズ直ころに正断層 A が存在し，この断層の手前の上盤側（東側）下のデブライト層 DFD 4 を観察することができます（第 21

が約 16 m ずり落ちています．その結果，この曲がり角の図）．この DFD 4 は，厚さ 1.5 m 以上の少し厚めのデブラ

すぐ手前（東側）付近では，グラウンド西側で観察した火山

イト層ですが，ここでは，デブライト本体は，厚さ 10 cm

灰鍵層のクロボーズ（O 13）とゴマボーズを，目の高さ付

342   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第 22 図DFD 4 の最上部のタービダイト砂岩層にみられるカーレン
トリップル斜交葉理などの堆積構造
折尺の位置は，第 21 図と同じです．

近で再び観察することができます．この 2 枚の火山灰鍵層
第 20 図クロボーズ（O 13）とゴマボーズの間に挟まれたデブライ
ト層 DFD 3 の断面の様子（長さ 1 m の折尺の位置は，第19 図と同じ）の間の地層をより詳しく観察すると，グラウンド西側では，
この 2 枚の火山灰鍵層の間に厚さ 55 cm 前後のデブライト
層 DFD 3 がほぼ安定した厚さで広がっているのを観察しましたが，ここ道路沿いの崖では，厚さ 15 cm 前後の葉理の発達した細粒のタービダイト砂岩層に変化していることがわかります（第 24 図）．
グラウンド西側で観察される DFD 3 の最上部に分布す
るタービダイト砂岩層の断面で観察されるカーレントリッ
プル斜交葉理から求められる流れの古流向は，ほぼ北北東～北東方向の向きを示していることがわかっています．それに対して，この古流向にほぼ直交する方向（ほぼに東南
東～南東方向）に位置するグラウンド南東端の崖では，厚さ 15 cm の細粒のタービダイト砂岩層（TS 5）に変化していることになります．また，デブライト層が横方向にター
ビダイト砂岩層に変化していることから，両者は同時異相の関係にあることがわかります．このように火山灰鍵層の第 21 図 ラウンド西側の南端部でみられるゴマボーズ直下のデブグ
ライト層 DFD 4 の内部の様子
白黒のポールの長さは 1 m です．

存在は，断層の特性（正断層か逆断層か）やずれの大きさの推定に役立つのみならず，個々の地層（単層）の広がりや特徴の変化の解明にも役立つことがわかります．
この道路曲がり角付近でみられた地層の特徴は，道路反対側のテニスコート横の崖でも観察することができます（第 25 図）．ここではクロボーズとゴマボーズの間にみらGSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          343

徳橋秀一

第 23 図 ラウンド南東部角の道路沿いにみられる
グ
断層 A と地層の配置れたタービダイト砂岩層 TS 5 は，厚さ 10 cm 前後とさらに薄くなっています．また，ゴマボーズ直下のデブライト
層 DFD 4 の本体部分は，厚さ 2 m 以上の大きな泥岩の塊から構成され，その中には横臥褶曲状に折り曲げられながら上下に何度も出現する厚さ 10 cm 前後の凝灰質タービダ
イト砂岩層が挟まれていることから，この大きな泥岩塊は，同じように横臥褶曲状に変形し上下に重なって形成されたものと思われます．このような横臥褶曲状の変形体は，通常スランプあるいはスランプ堆積物と呼んでいるものによくみられる特徴であることから，このような変形の激しい
泥岩片やその集合体からなるデブライトをスランプもどき
デブライトと呼んでいます（徳橋・岩本，2010）．また，この大きな泥岩塊に含まれる厚さ 10 cm 前後の凝灰質ター
ビダイト砂岩層と同じ特徴を有するタービダイト砂岩層は，すぐ横の道路側に面した崖で，デブライト層 DFD 4 の直下に削られずに残っているのが観察されます（第 26 図）．
このことから，DFD 4 の大きな泥岩塊の中に複雑に変形しながら取り込まれている砂岩層は，このタービダイト砂岩
層 TS 6 であることがわかります．この TS 6 を含んだ DFD
4 の中の泥岩塊は，DFD 4 を形成した流れ（混濁流）によって，より上流側で TS 6 を挟んだ上下の泥岩層とともに削られ流れの中に取り込まれて，運搬途中の流れの中で横臥第 24 図 グ ラウンド南東部角の道路沿いでみられるクロボーズ（O13）とゴマボーズの間のタービダイト砂岩層 TS 5
（ グラウ
ンドの西側の DFD 3 に相当）

344   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

褶曲状に折り曲げられながら運搬され堆積した，混濁流中の巨大な泥岩偽礫（リップアップ・クラスト）であるといえます．

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第 25 図テニスコート西側の崖にみられる露頭
 前方の道路の向こう側にみられる崖は，第 23 図に示した崖の一部です．こちらのテニスコート
右西側の露頭では，クロボーズ（O 13）とゴマボーズの間のタービダイト砂岩層 TS 5 は，厚さ 10 cm
前後とさらに薄くなっています．ゴマボーズ直下のデブライト層 DFD 4 は，横臥褶曲状に幾重にも折曲がった厚さ 10 cm 前後のタービダイト砂岩層 TS 6 を含む巨大な泥岩塊から構成されています．

次に，DFD 4 を観察したグラウンド南側の道路沿いの崖の曲がり角のところでの TS 14 の堆積構造を示します．まに沿って，断層 A を超えてさらにそのまま下っていくと，ず，全体を通してタービダイト砂岩層の基本的な特徴であシロボーズと名づけられた火山灰鍵層（正式名称は O 15）

る上方に細粒化する級化構造が観察されます．次に模様

付近の地層を観察することができます（第 27 図）．シロ（堆積構造）の変化に注目すると，下部～中部は塊状の砂岩

ボーズ火山灰層は，厚さ数 cm の白色～灰白色の極細粒のから構成され，その下部には，小さなお皿を上下に重ねた火山灰層であることから，
このような名前で呼んでいます．

ような皿状構造（ディッシュ・ストラクチャー）がみられま

このシロボーズの上位には，1.8 m 前後の厚さのデブライす．これは，砂岩が急速に堆積した際に，間に取り残され

ト DFD 8 が分布しています．この DFD 8 の本体は，下位のた水が上方に移動する際にできる脱水構造の一種と考えら

シロボーズを挟む大きめの泥岩片（泥岩ブロック）の集合体

れています．塊状砂岩の上部には，泥岩片が浮かぶようにで構成されており，いずれの泥岩片もいろいろな方向に変存在しています．この泥岩片のすぐ隣では，塊状砂岩中の形しながら伸びるシロボーズを含んでいることから，やは間隙水が上方に抜ける際にできたと思われる峰状の脱水構

り一種のスランプもどきデブライトといえます（第 28 図）．

造も観察できます．塊状砂岩の上位の細粒砂岩部には，弱この DFD 8 の最上部には，やはり細粒のタービダイト砂岩

く波打ったものから山形に大きく波打ったものまでいろい

層が，下位の泥岩片密集体の一部を削り，レンズ上に厚さろな葉理構造が発達しています．

を膨縮させながら発達しているのを観察することができます．

通常，特別見学会（地質編）では，このあたりまでの地層を観察しているとかなりの時間が過ぎていますので，この

この火山灰鍵層シロボーズ（O 15）の約 30 cm 下位には，先の道路の V 字部を廻った下り坂沿いの地層は，やや急ぎ

厚さ 70 cm 前後のタービダイト砂岩層（TS 14）が連続し気味に観察することが多くなります．この下り坂沿いの道て観察できますので，ねじりガマでこの表面を削ることに路沿いには，火山灰鍵層シマシマゴマボーズ（O 16）より

よって，中ぐらいの厚さのタービダイト砂岩層の堆積構造

下位の地層が露出しています．ここでは，デブライト層はを観察することができます．第 29 図には，この崖の西端

ほとんど観察されず，全体として泥岩優勢なタービダイト

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          345

徳橋秀一

第 26 図第 25 図のテニスコート西側の露頭とつながる道路沿いの露頭
ゴマボーズ直下のデブライト層 DFD 4 には，上下を砂岩層で挟まれた大きな泥岩偽礫が観察されます．また，DFD 4 の下位には，削られずに残った厚さ 10 cm 前後のタービダイト砂岩層が観察できます（TS 6）．このタービダイト砂岩層の特徴から，第 25 図の DFD 4 中の大きな泥岩塊の中で横臥褶曲状に変形して含まれているタービダイト砂岩層と同一のものであることがわかります．このことから，上記の泥岩塊の中で横臥褶曲状に変形したタービダイト砂岩層が，この TS 6 砂岩層であることがわかります．

砂岩泥岩互層（泥勝ち互層）から構成されており，厚さ 1 m

高度差からやはり上盤側がかなりの量（16 m 前後）ずり落

以下のタービダイト砂岩層の堆積構造を観察することがでちていることを示しているといえます．そして断層 A が観きます（第 30 図）．

察できる本道との分岐点付近まで降りてきたところで，いこの道路をさらに降りていくと表通りとの合流地点近く

すみ市文化とスポーツの森での地層の観察も終わり，バス

で，断層 A を再び観察することができます．ここでは，厚さの待つ高台の駐車場に戻ることになります（第 32 図）．

数 cm のゴマシオ状火山灰の上位に 80 cm 前後の灰色～灰白色の縞状もしくは板状の火山灰質泥岩層が重なることか

4. 4. 3

地層の観察のまとめら名付けられたシマシマゴマボーズ（O 16）が，断層 A のいすみ市文化とスポーツの森周辺で観察される地層に上盤側（東側）の基底付近（足元付近）に存在しています（第は，ゆっくりと堆積した均質塊状の泥岩層（半遠洋性泥岩

31 図）．このことは，V 字状の坂道の下りが始まるグラウ層）と，それに挟まれてタービダイト砂岩層，デブライト

ンド南東側の道路沿いでは，断層 A の下盤側に存在したシ層，火山灰層の 3 種類の地層が存在することを紹介しましマシマゴマボーズが（第 12 図），この V 字状の下りの坂道

た．これら 3 種類の地層は，泥岩と違って，厚さに関わらの終点（本道との分岐点）付近では，断層 A の上盤側の基底ず半日から数日という非常に短い時間で堆積し形成された付近（本道の高さ付近）に位置していることになり，両者のことが明らかになっています．

346   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第 27 図グラウンド南側の V 字カーブ手前の道路沿いの崖の観察風景（2019 年度特別見学会（地質編））

第 29 図
第 28 図タービダイト砂岩層 TS 14 の断面にみられる堆積構造

泥岩層中のシロボーズ（O 15）とその直上にあるデブライ
ト層 DFD 8
DFD 8 は，さまざまに変形したシロボーズを含む泥岩ブ
ロックの集合体から構成されています．

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          347

徳橋秀一

第 30 図

V 字カーブを過ぎた下り坂沿いの地層
 こでは，シマシマゴマボーズ（O 16）より下位の地層が露出します．灰白色は泥岩層で，褐色部はタービダ
こイト砂岩層です．デブライト層はほとんど挟まれていません．

第 32 図第 31 図 表
 通りからいすみ市文化とスポーツの森に入る分岐点付近
でみられる断層 A と断層 A の上盤側（右側）にみられるシマシマゴマボーズ（O 16）
説明しているのは，世話人・案内人として参加された岩本広志氏．断層 A の下盤側（左側）には，幅 1 m 以内の破砕帯が観察されます．（2009 年度特別見学会（地質編））

348   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

表通りとの分岐点周辺（2009 年度特別見学会（地質編））
 こまで来たところで見学は終了し，バスの待つ駐車場へ
こもどります．右端の人は，交通事故が起きないように監視しているサポーターの村本良幸氏．

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

火山灰鍵層の役割てできたと思われる泥岩片（泥岩偽礫とかリップアップ・ク

このうち火山灰層は，それぞれが個性的な特徴を有してラストとよばれます）が，塊状砂岩中にまるで浮いている

いて，個別に認識でき，広い範囲に追跡し対比することがように散在している様子がしばしば観察されます．また塊できることから，それぞれに名前をつけ鍵層（時間面）と状砂岩中には，堆積中か堆積直後に形成されたと考えられして利用できること，このような火山灰鍵層の活用によっる脱水構造（皿状構造など）が観察されることもあります．

て，断層の上盤側と下盤側との間のずれの大きさの見積もある観察地点におけるタービダイト砂岩層の厚さの変化

りやずれの方向から断層の特性（正断層か逆断層か）の判定

は，これを運搬・堆積した混濁流（タービディティー・カー

に役立つこと，また，地層の横方向への広がりの大きさやレント）の規模の大小を反映したものと考えられます．す特徴の変化（タービダイト砂岩層とデブライト層の関係な

なわち，規模の小さな混濁流ほど，より上流側で塊状砂岩

ど）を知る上で，大変有用であることが観察を通して学ぶ

部を構成する粗粒な砂粒子群を堆積しつくしてしまうためことができました．

に，下流側では細粒の葉理部のみの薄いタービダイト砂岩層が形成されるのに対して，規模の大きな混濁流ほど，よタービダイト砂岩層の特徴

り下流域まで粗粒な砂粒子群を大量に運搬して塊状砂岩部

タービダイト砂岩層については，グラウンド西側で TSを形成し，その後，細粒の砂粒子群を運搬しながらその上

1 砂岩層，グラウンド南側の道路沿いでは，TS 5 砂岩層やを通過した混濁流の後部が，塊状砂岩部の上位に葉理に富TS 14 砂岩層についてそれらの特徴を観察しました．最もんだ細粒砂層を形成していったものと考えられます．

基本的な特徴として，いずれのタービダイト砂岩層の場合

ところで，タービダイト砂岩層を構成する砂の粒度は，極も，上方に細粒化する級化構造が認められることが指摘さ

粗粒なものから極細粒なものまで変化に富みます．これら

れます．またここでは，厚さが概ね 40 cm 以下の比較的薄の粒度を現場で半定量的に判定する際には，肉眼で比較でいタービダイト砂岩層の場合には，全体に葉理構造（平行きる粒度票というものがあると大変便利です．特別見学会

葉理，波状葉理，山形に変形したコンボルート葉理，カー（地質編）では，第 1 回目より第 12 回目まで，粒度ごとのレントリップル斜交葉理など）が発達する細粒～極細粒砂

実際の砂を張り付けて現場で実際のタービダイト砂岩層とから構成されています．一方，それよりも厚いタービダイ

比較することができる携帯用の粒度票というのを作成し，

ト砂岩層の場合には，上部は上記の比較的薄いタービダイ

参加者のみなさんに差し上げてきました（第 33 図）．この

ト砂岩層と同じ特徴を有していますが，下部は通常粗粒砂

粒度票は，世話人・案内人を何回もされてきた特別見学会

ないし中粒砂から成る塊状砂岩から構成されています．こ（地質編）の主要メンバーで関東天然瓦斯開発（株）に勤務さの塊状砂岩の基底では，下位の泥岩層を削ったためにできれていた岩本広志氏が考案し，自ら作成されてきたものでたと思われる不規則な境界面がしばしば観察されます．ます．参加者のみなさんにとっては，記念のおみやげにもな

た，塊状砂岩部（特にその上部）には，下位の泥岩層を削っるので，大変喜ばれてきました．

第 33 図参 加者に毎年配布された砂粒子の粒度票（岩本広志氏の考案・作成による）
粒 度票を手にするのは，ほとんどの参加者のみなさんにとって初めてであり，おみやげとしても喜ばれてきました．大きさは約 10.5 cm × 7 cm で，ビニールでラミネートされています．

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          349

徳橋秀一

デブライト層の特徴とタービダイト砂岩層との関係
いすみ市文化とスポーツの森の周りでみられる地層の一り上流側で直下の泥岩層を浸食し，流れに取り込んで形成したものであることがわかります．

番の特徴は，タービダイト砂岩層の他にデブライト層とデブライト層中の泥岩片に，薄いタービダイト砂岩層やよばれる地層が頻繁に観察されることで，タービダイト・

火山灰層が挟まれている場合には，それらの分布形態からデブライト・サクセッションとも呼ばれます（徳橋・岩泥岩片が回転するなど変形している様子を観察することが本，2010）．デブライト層については，グラウンド西側で，できます．場合によっては，これらのタービダイト砂岩層

火山灰鍵層クロボーズ（O 13）の直上にある DFD 2 やクロや火山灰層が，横臥褶曲状に折り曲げられたり（第 25 図），

ボーズとゴマボーズの間にある DFD 3 について，またグラあるいは，多重折り畳み状構造に変形している様子が観察

ウンド西側の南端にあるゴマボーズ直下の DFD 4 についされ（第 18 図），一見スランプにみえることもあることかて，次にグラウンド南側の道路沿いでは，DFD 4，DFD 8

ら，こういったものはスランプもどきデブライトなどと呼について，それらの特徴を観察しました．

ぶこともあるという話をしました．このことは，スランプ

基本的な特徴は，地層の大部分（本体）が大小の泥岩片のもどきデブライトを形成した流れが，大なり小なり細長い密集体から構成されていることです．そしてこの密集するシート状もしくはトラフ状（細長い溝状）に下位の泥岩層を泥岩片と泥岩片の間は，粗粒で淘汰の悪いやや泥質な砂粒

浸食して流れに取り込み，そして運搬する流れの中で，横子群で充填されています．さらに，デブライト層の本体を臥褶曲状や多重折り畳み状に変形させながら堆積したこと

占める泥岩片密集体は，薄くて細粒のタービダイト砂岩層を暗示しています．したがって，これらの堆積物は一見スによって覆われています．その際，本体の泥岩片密集体のランプ堆積物のようにみえますが，第１部で紹介したスラトップは大なり小なり上位のタービダイト砂岩層によってンプ堆積物（真正スランプ）とは形成機構，成因を全く異浸食され，その境界は平たんではないのですが，それを覆にする別物（スランプもどき，あるいは偽スランプ）である

うタービダイト砂岩層によって平坦化されています．このといえます．このようにスランプ様の堆積物には２種類あようにデブライト層の最上部は，細粒で淘汰のよいタービ

り，注意をする必要があります（第 34 図）．

ダイト砂岩層によって占められているのが共通した特徴とまた，流れに取り込まれたシート状あるいはトラフ状泥なっています．またこのタービダイト砂岩層の断面では，岩片は，運搬途中で変形するとともに，一方で大小の泥岩

種々の葉理構造が観察されます．たとえば，カーレント

片への破断も進み，これらの変形体と大小の泥岩片が流れリップル斜交葉理も頻繁に観察され，それによると，ここの中で集合して複雑な混合体が形成され，それらが堆積しでのタービダイト砂岩層の古流向はいずれも北北東～北東てデブライト層の本体が形成されたものと推測されます．

方向の向きを示すことがわかっています．この古流向は，したがって，デブライト層本体の泥岩密集体の特徴は側方

これまでに知られているこの地域一帯の大田代層のタービに変化に富むことが予想されますが，このことは実際の観ダイト砂岩層のそれとほぼ同じであるといえます（平山・鈴察事実と合致しているといえます．そしてこれらのデブラ

木，1968；Hirayama and Nakajima，1977；Ito，2008），

イト層の本体（多様な泥岩片の密集体）が形成された後，こデブライト層の一番の特徴である泥岩片は大小さまざまの流れの後部を流れてきた混濁流が，堆積したばかりの泥ですが，大きい泥岩片には，薄いタービダイト砂岩層や火岩片密集体の上を流れ，多少それらを浸食しながら，細粒山灰層が挟まれていることがしばしば観察されます．そし～極細粒のタービダイト砂岩層を堆積し，個々のデブライてそこに挟まれている砂岩層や火山灰層は，いずれもそのト層を完成したものと考えられます．

デブライト層の直下の泥岩層に挟まれているものです．た

ところで，グラウンド西側の物置北側の崖では，厚さ 1

とえば，グラウンド南側の道路沿いで観察したゴマボーズ

m 前後の泥岩片密集体（DFD 1）が，横方向に急速に通常の直下のデブライト層 DFD 4 の大きな泥岩片に挟まれた薄タービダイト砂岩層（TS 2）に変化する様子を観察しましいタービダイト砂岩層の TS 6 層や DFD 8 層の泥岩片に挟た．またグラウンド西側で，火山灰鍵層クロボーズ（O 13）

まれた火山灰鍵層シロボーズ（O 15）などです．グラウンとゴマボーズの間に挟まれて存在した厚さ 55 cm 前後のド西側で観察したクロボーズ（O 13）とゴマボーズの間にデブライト層 DFD 3 が，グラウンド南東角下付近の道路沿挟まれた DFD 3 の場合も，場所によっては，下位のゴマ

いでは，厚さ 15 cm 前後の細粒のタービダイト砂岩層に変ボーズを挟んだ泥岩片を観察できます．これらのことか化しているのを観察しました．このようにデブライト層はら，デブライト層の主体をなす泥岩片集合体を形成する泥タービダイト砂岩層と同時異相の関係にあることがわかり

岩片は，このデブライト層を堆積した流れが，観察地点よます．すなわちデブライト層は，混濁流の堆積物（タービ350   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部

第 34 図２種類のスランプとそれぞれの特徴ダイト）の一部であること，混濁流が下位の泥岩層をかな

慎先生は，次のような解釈を行っています（Ito，2008）．

り大規模，あるいはかなり広範囲に削った場合に，その浸すなわち，これらの地層が形成された時期に，比較的急な食域の下流側周辺域に限って形成された特異な堆積物であ

海底斜面上に発達したチャネル状の通路を北東方向に高速ると考えられます．大田代層の火山灰鍵層 O 7 下位の層準で流れてきた混濁流は，このいすみ市文化とスポーツの森のタービダイト砂岩泥岩互層中の個々のタービダイト砂岩

周辺で傾斜のゆるい平坦な堆積面に移行したこと，それに層を，砂岩泥岩互層の泥岩層中に挟まれるマイナーな火山ともない，
このあたりで混濁流が高速の射流（フルード数が灰鍵層を使って広範囲に対比したところ，東西に 30 km 前

１以上）から低速の常流（フルード数が１以下）に変化した

後にわたって連続することが知られています（平山・鈴木，ために，いわゆるハイドローリック・ジャンプ（hydraulic

1968；Hirayama and Nakajima，1977）．このようにター

jump：跳水）がこのあたりで生じたためとしています．そビダイト砂岩層は，広範囲の広がりを有していることが知の結果，下位の泥岩層を大規模に浸食する現象が起き，浸られていますから，その一部でデブライト層のような，特食した大量の泥岩片を流れの中に取り込むとともに，流れ異な堆積物が形成され，分布しているものと考えられますの中での泥質分の含有量も増大して流れの特性が高濃度の（第 35 図）．

デブリ流（debris flow）に代わり，その下流側にこれらの泥ではなぜ，このいすみ市文化とスポーツの森周辺では，大岩片を大量に堆積させてデブライトが形成されたと説明し小の泥岩片が密集したデブライト層が頻繁に形成されたのています．そして，それらの大量の泥岩片が堆積し流れかでしょうか．これについて，大田代層上部の側方方向でのら取り除かれると，流れは規模を縮小しながら元の混濁流堆積物の特徴の変化を堆積学的に研究した千葉大学の伊藤の流れに戻り，より下流側に比較的薄くて細粒のタービダ

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          351

徳橋秀一

4. 5

いすみ市文化とスポーツの森での見学の際の注意点

1）いすみ市文化とスポーツの森周辺の地層を見学する
際には，事前に同所にある夷隅文化会館の事務室に，見学の日程と予定時間，見学者の予定人数などを連絡して許可を得る必要があります．見学会当日は，ご挨拶を兼ねて，見学の最初と最後に同事務室に連絡します．ただ稀に，グラウンドで何かの行事（ゲートボール競技や消防訓練など）が行われている場合があります．そのような場合は，その場で行事の責任者の方に，事前に事務室の許可を得ている
ことや，行事の邪魔にならないようにグラウンドの周辺で地層の見学をするのでよろしくお願いしますと了解を得ておくことが必要です．
2）グラウンドの南側の V 字状の道路沿いで地層を観察する際には，交通事故が起きないように複数のサポーターの方が監視し，大きな声で注意を促すことが大変重要です．一度事故を起こすと，その後の見学の許可を得ることがむずかしくなる可能性があります．さらに，他の団体の見学にも影響を及ぼす可能性があります．
3）ねじりガマなどを使って地層表面を観察する際には，
特に道路際の崖で観察する場合，削りくずの量を加減し，側溝に落とさないように，あるいは，道路上まで広がらないように注意を促す必要があります．関係者が大きめのホ
第 35 図タービダイトとデブライトの関係

ウキなどを持参して，道路上に散らばった削りくずをその場で掃き清められればなおいいでしょう．
５．おわりにイト砂岩層を堆積するようになったと説明しています．
すなわち，広域的にみた場合，上流から下流方向（北東本報告（第４部）では，特別見学会（地質編）の代表的な方向）に向かって，チャネル内部からその周辺で堆積した見学先として，合計 12 回，すなわち毎年訪問した瑞沢川

厚くて粗粒なタービダイト砂岩層（いわゆるプロキシマル・

西門橋付近でみられる天然ガスの自然湧出現場の見どころ

タービダイト），
そして次にゆるい勾配の平坦な面で形成さと 8 回訪問したいすみ市文化とスポーツの森周辺に分布すれたデブライト層，最後にその下流域に堆積した薄くて細る上総層群の特徴と見どころについて紹介しました．特に粒のタービダイト砂岩層（いわゆるディスタル・タービダ

後者のいすみ市文化とスポーツの森では，訪問しやすい上イト）へと変化していることを，この前後の地層の側方方に，泥岩層中に挟まれるタービダイト砂岩層，デブライト

向での岩相の変化から説明しています．このような広域的層，火山灰層といった地層のそれぞれの特徴を，ねじりガな変化，特にタービダイト砂岩層とデブライト層との関係マなどを使って直接観察しながら学ぶことができます．まは，いすみ市文化とスポーツの森周辺で観察される事実とたここでは，火山灰層を鍵層として使うことによって，正も合致しているといえます．つまり，デブライト層は，広断層か逆断層かといった断層の特性判定や変位量の見積も域的に広がるタービダイト層の一部地域でのみみられる特りといった基礎的なことから，タービダイト層とデブライ

異な堆積物であること，すなわち，元は同じ混濁流で形成

ト層相互の関係（タービダイト砂岩層の岩相の多様性，
ター

されたタービダイトの一部であることがわかります．このビダイト砂岩層の七変化）の解明といったかなり高度な内ようにいすみ市文化とスポーツの森周辺は，タービダイト

容まで，楽しく学ぶことができます．すなわち初心者から層の七変化を楽しめる場所でもあるといえます．

専門家まで，それぞれのレベルに応じて楽しめる大変貴重な見学先であるといえ，そのことを考えて特に詳しく説明

352   GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）

南関東ガス田における見学会の魅力とは：第 4 部しました．その結果，今回は 2 ヶ所の見学先の紹介で終わの見学会での実施経験を振り返って（温故知新の旅）らせていただきました．次回（第 5 部）では，その他の主な－ 第1部

見学先について，紹介する予定です．

ニュース，11，73–89．

南関東ガス田とは：その概要．GSJ 地質

なお，これまで何度も地層の見学で訪問させていただい徳橋秀一（2022b）資源産業と地質との関わりを直接学

たいすみ市文化とスポーツの森（夷隅文化会館）のみなさまべる南関東ガス田での見学会の魅力とは－石油技術には，その都度快く許可していただきました．本報告の作協会の見学会での実施経験を振り返って（温故知新成にあたっては，世話人・サポーターとしてこれまで何度の旅）－ 第 2 部も参加されてきた関東天然瓦斯開発（株）の国末彰司氏が撮な見学会に焦点を当てて．GSJ 地質ニュース，11，

影された写真を何枚か使わせていただきました．また，長

131–146．

春季講演会後の見学会：ユニーク

年特別見学会（地質編）の世話人・案内人として参加されて徳橋秀一（2022c）資源産業と地質との関わりを直接学きた関東天然瓦斯開発（株）元職員の岩本広志氏には，事前

べる南関東ガス田での見学会の魅力とは－石油技術に原稿に目を通していただき，貴重なコメントなどをいた

協会の見学会での実施経験を振り返って（温故知新

だきました．これらの機関と個人の方々に厚くお礼を申しの旅）－ 第 3 部

上げます．

要と代表的生産施設の見学．GSJ 地質ニュース，11，

特別見学会（地質編）：経緯・概265–285．
文献徳橋秀一・岩本広志（2010）タービダイト・デブライト・サクセッションに現れる多数の mud-clasts を含

Hirayama, J. and Nakajima, T. (1977) Analytical study of

む debris flow deposits (debrites) の成因に関する一考

turbidites, Otadai Formation, Boso Peninsula, Japan.

察－特に，スランプ状 mud-clasts の産状と成因につSedimentology , 24, 747–779.

いて－．日本堆積学会 2010 年茨城大会，O20．

平山次郎・鈴木尉元（1968）単層の解析－その実際と堆積学的意義について－．地球科学，22，43–62．
Ito, M. (2008) Downfan transformation from turbidity
currents to debris flows at a channel-to-lobe

徳橋秀一（2022a）資源産業と地質との関わりを直接学べ

TOKUHASHI Shuichi (2022) What is the attractivenessof geologic excursions by JAPT (the Japanese Association
for Petroleum Technology) in the Southern Kanto Gas
Field ? Part 4: Visiting the active seepage site of natural
gas near the Saikado Bridge of Mizusawa River and the
public park of Isumi City to observe the Otadai Formation,
Kazusa Group.

る南関東ガス田での見学会の魅力とは－石油技術協会（受付：2022 年 4 月 20 日）

transitional zone: the lower Pleistocene Otadai
Formation, Boso Peninsula, Japan. Journal of

Sedimentary Research , 78, 668–682．

GSJ 地質ニュース Vol. 11  No. 11（2022 年 11 月）          353