茶碗類にみられる
日本のやきもの田中愛造
わが国のやきものの歴史は，約１万年ほど前の縄文土器に始まる．この時代は，約7,000年ほど続くが，力強い形と独特な文様で知られる魅力的な土器が大量 につ くられ てい る． 2,500年ほど 前に なると ，文様の少ない弥生式土器に移るが，古墳時代の土師器（はじき）においても，同様な方式が継続される．
この時代までやきものの焼成温度は，せいぜい800℃
位までの低温のものであった．
古墳時代の中頃になると，朝鮮半島から新しいやきも のの 技術が 導入 され ， 1,000℃以 上の 温度で 焼成する須恵器の生産が始まる．このやきものは，平安時代の中頃まで全国で生産され，日常生活に欠かすことのできないものとなった．
やがて平安時代も終り頃になると，愛知県の瀬戸・常滑あるいは渥美，越前(福井県)・珠州(石川県)・
備前(岡山県)・丹波(兵庫県)・信楽(滋賀県)などで，せっき
し須恵器よりもさらに質の向上した炻器 質あるいは瓷
き
器 系の中世陶器がつくられてくる．
次いで安土・桃山時代になると，これまで交流のあった近隣諸国のほか，遠くヨーロッパや東南アジアの国々とも積極的な交易が行われるようになり，その結果，新しい感覚でデザインされた「織部」とか，鉄絵の上にかけられた長石釉の美肌をもつ「志野」などに代表される優れたやきものが創出されるようになった．
さらに江戸時代に入ると，わが国のやきものに大革新が始まることになる．すなわち，元和２年（1616年）の李三平（金ケ江三兵衛）による泉山陶石を原料とした白磁の創出と，寛永末年の酒井田柿右衛門
による赤絵の完成である．この２つの大きな出来事
は，九州一円のやきもの産地はもちろんのこと，全国の陶業地に大変革をもたらし，わが国のやきもの
地図を大きく変えてしまった．生活様式においても，従来の陶器の時代から，磁器の時代へと移り変わっていく．
柿右衛門様式の製品はまた，たんに国内のみでなく，
遠く海外のやきものにも大きな影響をあたえた．17
世紀末にはデルフト(オランダ)，18世紀初頭のマイセン(ドイツ)，同世紀中葉のシャンティ(フランス)などのヨーロッパの名窯が，競って柿右衛門様式の色絵磁器を模倣するようになり，18世紀後半には，この傾向がイギリスの名窯にも及んでいた．そして遂には，酒井田柿右衛門が手本とした中国までもが，この色絵磁器の写しを始めるまでに至ったのである．
こうして，すでにこの時代において，わが国のやきもの技術は，世界においてきわめて高い水準を獲得していた．
今日，われわれが愛用する多くの陶磁器には，以上に一瞥したような，長期にわたって築きあげられてきたわが国の豊かなやきもの技術の伝統が息づいて
おり，表紙掲載の湯呑各種にはその一端が示されている．

<表紙カラー写真について>
陶磁器には多くの名品があるが，ここでは，わたしたちの日常生活には欠かせない湯呑み茶碗に限定し，誰れでもが手軽に入手でき，しかもわが国のやきもの技術の特徴のあらわれた作品で構成することにした．そのため田中先生(愛知県瀬戸窯業技術センター所長)に，休日の１日だけを利用して名古屋市内のデパート（ごく一部を品
野陶磁器センターおよび赤津会館）で，3,000円〜8,000
円の範囲で作品を選んでいただいた．あわせて作品の解説をお願いした（編）．

ねずみ し のてんもく

鼡 志野湯呑（表紙下段Ｃ，Ｆ）

天目湯呑（表紙下段Ａ，Ｎ）

桃山時代の優れた陶器を代表する．独特の風格を黒い釉薬のかかったやきものは，わが国では一般

もち，
当時のやきもの作りの技術が結集している．

に天目とよばれる．普通は，15％程度含まれる鉄鼡志野は，鬼板（瀬戸地方に多量に産する褐鉄鉱

分やマンガン分などにより，黒褐色を呈するのがの１種で，鬼石とも呼ばれる）を化粧掛けしたの天目釉である．青磁と共に東洋最古の釉薬といわゆうち，文様を掻き落し，その上から志野釉を施し，れ，中国に起こり，日本のやきものに大きな影響

窯に入れて焼く．

を及ぼした．

鬼板の種類や上にかける志野釉の濃淡，あるいはわが国では，鎌倉時代に瀬戸で燒かれたのが最初

燒成雰囲気などの違いによって，鼡色になったりといわれるが，やや時代が下がるという説もある．

赤色になったりする．赤色のものは，「赤志野」となお，｢瀬戸天目｣とよばれているものの創出者は，呼ばれる．

｢志野｣と同様に，加藤与三兵衛景光といわれてい写真の作品は，瀬戸市赤津町に在住の森脇文直氏

る．

（日本工芸会正会員）のもの．

写真の作品は，京都市東山区五条坂在住の清水保孝氏（日本工芸会正会員）のもの．
（裏表紙裏面へ続く）

九谷夫婦湯呑（表紙下段Ｈ，Ｌ）

肥前夫婦湯呑（表紙下段Ｄ）

九谷燒は江戸時代の初期に，大聖寺藩主前田利治

肥前の赤絵(上絵付)には，古伊万里，柿右衛門，の家臣後藤才次郎が，加賀国の九谷村で創製した

鍋島の３つの様式がある．古伊万里の文様は多岐ものとされている．肥前の柿右衛門や色鍋島など

で色彩は濃厚なのに対し，柿右衛門は乳白色の磁と共にわが国を代表する色絵磁器で，日本の伝統

器肌の美しさを演出するための大きな余白と格調的な工芸品として世界の人々から珍重されている．

高い文様を特徴とする．また鍋島は，気品があっ九谷燒の特色は，色彩の美しさと共に力強い文様て精巧であるが，技巧に走りすぎたために迫力にと大胆な構図にあると思われる．

欠けるものが多いともいわれる．

写真の作品は，九谷の幸洋窯のもので，赤い椿の写真の作品は，約300年前の初代深川栄左衛門から花を主題にしながら，幾何模様を対置させる．そ数えて八代目深川栄左衛門が，明治４年に外国輸の構図は，そこに施された多彩な配色と共に，九出品の生産を目的として，仲間４人で発足させた

谷燒の特色をよく表している．

香蘭社のもの．中央に画かれた山茶花の赤色と，

さ ざ ん か蓋およびハマなどに着彩された「るり色」が白磁の美しさを引きたてて見事である（裏表紙裏面へ続く）

(表紙裏面から続く)

お ふ け

き

ぜ と

織部夫婦湯呑（表紙下段Ｂ,Ｋ）

御深井湯呑（表紙下段Ｊ）

黄瀬戸湯呑（表紙下段Ｍ）

安土・桃山時代から江戸時代初期にかけての，著

尾張徳川家の御用窯であった御深井燒を代表する織部と同様に，安土・桃山時代に出現したやきも名な茶人であり武人でもあった古田織部正重然に釉のかかった湯呑．

の．鉄分を含んだ釉薬による黄色と，胆礬釉（硫よって創出された有名なやきもの．その漸新なデ御深井釉というのは，瀬戸や京都で磁器製作の初酸第二銅を含む緑色の釉薬）による緑色の部分とザインは，遠くペルシャの陶器と相通ずるものが期に，坏土(素地土)や釉薬として盛んに使用されのコントラストが美しく，雅味ある落ちついたやあるともされる．
多治見市市之倉町在住の陶芸家，

た千倉石（瀬戸市品野町や多治見市廿原町付近にきものが得られる（胆礬による緑色や鉄釉による加藤卓男氏（美濃陶芸協会々長）は，ペルシャ陶

産する酸化鉄を含んだ石）に木灰を加えた釉で，焦げをデザインしたのは，まさしく古田織部であ器との類似性について深く研究され,銅による緑

淡黄緑色を呈する美しい透明釉である．
「御深井ることが想起される）．

釉と鉄絵の組み合わせによる彩色技法は，14世紀

青磁」ともよばれる．なおこの釉は，伝統的工芸

昭和53年３月，志野釉，織部釉，御深井釉などと頃からイベリヤ半島で行われていた技法で，それ品として指定されている．

共に伝統的工芸品に指定されている．

が鉄砲伝来と同様の経偉でわが国に入ったとされ写真の作品は，瀬戸市赤津町在住の日展作家加藤写真の作品は，瀬戸市赤津町在住の森脇文直氏(日ている．

敬也陶房のもの．

本工芸会正会員)のもの．

志野夫婦湯呑（表紙下段Ｏ）

朱泥夫婦湯呑（表紙下段Ｉ）

信樂夫婦湯呑（表紙下段Ｅ,Ｇ）

志野は，黄瀬戸などと同様に安土・桃山時代に創わが国の朱泥は，江戸時代の安政年間に尾張国常信樂は，瀬戸・常滑・備前・丹波・越前などと共製されたやきものである．比較的粗い坏土を使用

滑の杉江安平が研究し完成した．その後，明治11に，わが国六古窯の１つで，古いやきものの産地して成形したのち，長石釉を施すもので，乳白色年になって朱泥発祥の地である中国の江蘇省宣興である．

の釉面には貫入が入ってくる（写真Ｏ）．

から，金士恒が常滑にきて，中国式の宣興窯の朱信樂の坏土を燒くと，一般には赤褐色で堅くて緻

志野には，釉下に鉄砂で素朴な絵を描いた「絵志泥技法を伝えてから全国的に名声を得るようにな

密な感じになり，坏土の中に含まれている大小の野」とよばれるものが多い．なお，志野の文様のった．

長石粒が溶けて，趣きのある乳白色の斑点が生じ

多くが，九州の唐津燒の絵文様と似ているのは，

朱泥は，写真にみるように朱色の炻器質のやきもる．そして漉土の場合でも，普通の方法と違い水たんばんゆうつづはら

たんばん

写真の作品は，織部燒を得手としている瀬戸市赤津町の六兵衛陶苑のもの．

こしつち

すい

ひ

志野の創出者といわれる加藤与三兵衛景光の子供

ので，比較的多量の鉄分を含み，細かな粒子から簸などはしなくて，細粉にしたあと篩を通すだけの四郎右衛門景延が，ある時期唐津に滞在したこなる可塑性に富んだ坏土を使用して成形し，乾燥のことが多い．このため紐作りとか手捏ね技法にとがあったためとされている．

したのち酸化雰囲気で燒成する．

適する．

写真の作品は，土岐市の莊山窯のもの．

写真の作品は常滑市の弘洋窯のもので，印刀で文写真の作品は，以上のような信樂燒の特徴をよく字が彫刻されているが，これは朱泥の特徴的な技

示し，とくに表紙下段の写真には長石粒の溶けた法である．

様子が映しだされている．

アーバンクボタ

No.29

MARCH

1990

株式会社クボタ●目次
特集＝東海湖と古琵琶湖／やきもの用粘土1 東海層群
東海層群―１
伊勢湾東岸地域

牧野内猛・中山勝博 ･････････････････････････････ 2

東海層群―２東濃地方

中山勝博 ････････････････････････････････････････････ 13

東海層群―３伊勢湾西岸地域

吉田史郎 ･･････････････････････････････････････ 16

2 古琵琶湖層群−上野盆地を中心に−

川辺孝幸 ･･･････････････････ 30

3 やきもの用粘土をめぐって−木節粘土・蛙目粘土を中心に−①やきもの用粘土下坂康哉 ････････････････････････････････････ 48②瀬戸〜東濃地方の木節粘土と蛙目粘土③陶土層の堆積環境④粘土鉱物

下坂康哉･････････････････ 52

中山勝博 ･･････････････････････････････････ 55

倉林三郎 ･･････････････････････････････････････････ 58

ス ケ ー ルは各写真とも 0.2μｍ

左 側 は ， 上 段 が木節粘土，中段は蛙目粘土，下段が風化花崗岩より分離した粘土 の 透 過 型 電 子顕微鏡写真．右側は，左側の各試料から得られた制限視野電子
線 回 折 パ タ ー ン．各試料とも２μm 以下．(本文 p58〜 p64 参 照 )上 段 ： 木 節 粘 土（県営印所鉱山）
左 の 電 顕 写 真 には，カオリナイトの集合している様子がみえる．個々のカオリ
ナ イ ト は 六 角 形，ときには長方形を示し，薄い板状の結晶をしている．
右 の 回 折 パ タ ーンは鮮明で，規則正しい六角形を示す．このカオリナイトは規則 正 し い 結 晶 構造をなしている．
中 段 ： 蛙 目 粘 土（県営印所鉱山）
左 の 電 顕 写 真 では，上段の木節粘土と比較して輪郭がぼやけ，より微細になる．
右 の 回 折 パ タ ーンでは，外形に比例してスポットが乱れて円に近くなっている．
同 じ よ う に 結 晶構造の乱れが大きくなっている．

発行所＝株式会社クボタ

下 段 ： 風 化 花 崗岩より分離した粘土（瀬戸市曽野町）

大阪市浪速区敷津1丁目2番47号

左 の 電 顕 写 真 では，両側を濃く縁取った細長い結晶が多く見える．パイプの特

発行日＝1990年3月

徴 を 示 し て い る点からみて管状のハロイサイトである．
右 の 回 折 パ タ ーンでは，円形および平行に走る多くの直線のパターンがみられる ． こ れ は ハ ロイサイトが管状をなしているためである．現在の地表で生まれて ま も な い 結 晶なので，内部構造の乱れも大きい．

編集製作＝秋本・原田＋国東照幸
表紙構成／ネオックス(池上和夫)

表紙写真撮影／DVC(関利晃)(文： 下 坂 )図版作成＝スタジオ・ツノ
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場

URBAN KUBOTA NO.29｜1

東海層群―１

伊勢湾東岸地域
牧野内猛＝名城大学理工学部講師
中山勝博＝名古屋市立富田高等学校教諭①知多半島の東海層群てんぱく①知多半島の東海層群

れらは，庄内川，矢田川，天白 川や，さらにはそれらの支流によって大小の丘陵に分割され，・伊勢湾東岸地域の地形・地質の概要
・知多半島の地形・地質編集

本日は伊勢湾東岸地域の東海層群につい丘陵の西側には中位段丘および低位段丘が発達

・常滑層群の火山灰層序と岩相層序てお伺いしたいと思います．最初に牧野内先生

し，さらにその西側には広大な濃尾平野が広が・常滑層群を構成する地層とその分布からお願いいたします．

ります．このように東から西に向かって，山地，

・常滑層群の堆積年代

牧野内

伊勢湾東岸地域というテーマになって

丘陵，台地，沖積平野と順に低くなり，しかも②名古屋東部〜猿投山周辺の東海層群

いますが，本日の話では，この地域は，南は知その広い平野の西縁が南北性の養老山地によっ・瀬戸層群の火山灰層序と岩相層序

多半島から北は濃尾平野東縁の丘陵地帯を含むてさえぎられてしまうのが，この地域の地形的・瀬戸層群および常滑層群の火山灰層の対比

地域とします．そして私が知多半島の，中山さ特徴（濃尾傾動地塊）です．

・瀬戸層群を構成する地層とその分布

んがそれ以北の，愛知県の尾張・西三河地方についでに濃尾平野の地形について簡単に触れま③濃尾平野地下の東海層群分布する東海層群についてお話しいたします．

すと，それは図1・2のようになっております．

・濃尾平野の地下層序の概要

伊勢湾東岸地域の地形・地質の概要

まず美濃山地の出口には，木曽川の運んだ砂礫・濃尾平野地下の東海層群

まず，伊勢湾周辺地域の地質概要図（図1・1）

によって大規模な犬山扇状地が形成され，その④東海湖の発達史−伊勢湾東岸を中心に−で東海層群の分布をみていただきます．伊勢湾

半径は約12kmにも及びます．この扇状地の下・鳳来寺山地域から東海湖に向かう大水系の東岸と西岸には，南北方向にたくさんの丘陵

流側には，主として木曽川の分流がつくった一・東海湖の発達史−伊勢湾東岸を中心に−が連なっておりますが，これらの丘陵をつくる

宮氾濫平野，さらにその南には，歴史時代に入地層が東海層群で，場所によっては，この地層ってから陸化した低湿地（蟹江三角州）がひろの上に中部更新統，つまり第四紀中ごろの時代

がって，この広大な平野を構成します．そのデの地層が重なります．渥美半島（中央構造線のルタの先端には江戸時代以降，干拓地が次々に南側）の丘陵は中部更新統のつくる丘陵で，こつくられ，さらにそのさきには，ごく最近につこには東海層群は分布しておりません．

くられた埋立地が大きく広がっています．この伊勢湾東岸地域の地形・地質をごく大ざっぱにように人為による造成地が大きな構成要素にな

見ますと，まず濃尾平野の東方，三河地方の大っているのもこの平野の特徴です．

部分は三河高原（三河山地）とよばれる準平原

一方，尾張丘陵のうち，瀬戸市東方の猿投山の状の起伏のなだらかな山地で占められています．

西麓から南西にのびてくる丘陵地帯は，知多半

岩質は北部が新期領家花崗岩類，南部が領家変

島に入って南北方向に向きを変え，半島の丘陵

成岩類，山地の北西部に西側に突出している部

地帯へと連なって南に向かって細長くのびてい

さな げ やま分がありますが，これが猿 投 山 （標高629ｍ）

きます．この一連の丘陵地帯は，猿投−知多上です．また三河山地の東南部には，中央構造線

昇帯とよばれる隆起帯で，現在の地形を形づく

しだらに接してその北側に，瀬戸内中新統の設楽火山っている主役の１つです．こうして西側の伊勢岩類が分布し，流紋岩やデーサイトなどの火山

湾と，東側の岡崎平野（西三河平野）および知岩類が険しい地形をつくっています．

多湾との間には，南に細長くのびる丘陵地帯，

濃尾平野北部の犬山市付近の美濃山地は，チャつまり知多半島が張り出しているという格好にート，頁岩，砂岩などからなる中・古生層で，なっているわけです．

これは岐阜県美濃地方へと連なり高さを増して知多半島の地形・地質

いきます．

知多半島は，南端の山地部を除けば，北から南

そのほか山地や丘陵のところどころには，瀬戸まで標高50ｍ〜80ｍのなだらかな丘陵地が続

内中新統が顔をだしてもおりまして，それらはいているのですが，その北端は，尾張丘陵の南

瀬戸市北方（品野層），岡崎市の南部（岡崎層端と，半島北部の大府 丘陵との境になります．

ひ

ま

か

群），知多半島の南端およびその東方の日 間 賀
さ

く

おお ぶ

ここは，北北西〜南南東方向の直線的な谷にな島・佐久島（師崎層群）などです．だいたい以っていまして，この谷間をＪＲ東海道本線が走上に代表される地層が，東海層群の基盤をつくっています．半島の大部分は，知多丘陵で占めっている地層です．

られますが，半島の南端になるとやや険しい地

濃尾平野の東縁には，山地の西麓に接して尾張

形をもつ山地へと移り変わります．この山地を丘陵と総称される丘陵地帯が，海抜100ｍ前後

つくっている地層が瀬戸内中新統，いわゆる第のスカイラインをつくってほぼ南北に連なりま一瀬戸内累層群とよばれているうちの師崎 層群

すが，この丘陵をつくるのが東海層群です．こです．そしてこれより北側の，知多半島の骨格

もろざき

URBAN KUBOTA NO.29｜2

をなす丘陵地帯をつくっている地層が東海層群

図 1･1−伊勢湾周辺の地質概略図<50 万分の 1 地質図<京都>地質調査所刊を簡略化>ということになります．
とこなめ

知多半島の東海層群は，別に常滑 層群ともよばれますが，この地層は，基底部がやや砂礫質で，それよりも上の部分は連続性の乏しい不規則な砂泥互層からできています．固結の程度はそれほど高いものではありません．
これらの丘陵の頂部あるいは上部には，中部更新統の地層が分布しています．地層の名前でいたけとよいますと，南部に分布するのが武豊 層，知多丘
かぎ

や陵の北端と大府丘陵上に分布するのが加木 屋 層とよぶ地層で，いずれもくさり礫を含む砂礫層を主体としています．
丘陵の縁辺部は，海成粘土層を挟む中部あるいは上部更新統により大小の段丘がつくられていますが，それより低いところは海岸地帯や谷間沿いに沖積層が分布します．
常滑層群の火山灰層序と岩相層序
知多半島の地層を最初に研究された方は小瀬知常という先生で，それが公表されたのが1929年，
常滑層群という命名もそのときにされております．戦後になりますと，しばらくの間は，陶器
原料粘土やみがき砂あるいは亜炭など，こういった資源の埋蔵量の調査を中心にした仕事がずっと続けられますが，それが，1970年代以降になりますと，火山灰層を鍵層として常滑層群の層序を明らかにしようとする調査・研究が始まり，現在に至っています．

図 1･2−濃尾平野の地形概念図<桑原、1975 により簡略化>

そういう調査の主要なものを挙げてみますと，
名大の糸魚川先生が1971年に知多市周辺の丘陵を中心に半島北部を調べられて，その層序を明らかにされました．それから，私が1975年に半島南部の方を調査しました．しかし，半島の中部に当たるところ，知多半島でいいますとかな
り太い部分が，個別的な情報にとどまっていて，火山灰層序としてどういう構造になっているかということがはっきりとわからないで，ずっと空白の状態が続いていたわけです．それが1986年になって地質調査所から，吉田史郎さん，尾崎正紀さんによる「半田図幅」が発表され，これにより半島の中・北部の火山灰層序が明らかにされました．こうして1986年になってやっと
知多半島全体の火山灰層序学的な仕事ができ上がって，大体そのときから，南部についても，
北部についても，中部についても同じようなレ
ベルでいろいろと議論ができるようになったわ
けです．

URBAN KUBOTA NO.29｜3

図 1･4−知多半島〜名古屋東部の地質図

図 1･3−常滑層群および瀬戸層群(名古屋東部)の総合柱状図とその対比

図 1･5A−名古屋東部の東西地質断面図(A−B)

図 1･5B−知多半島〜名古屋東部の南北地質断面図 (C− D− E− F)<中山 ， 1987><牧野内・中山，原図>

URBAN KUBOTA NO.29｜4･5

図1・3がその火山灰層序に基づいた常滑層群の布土累層の境界の層準付近というのは，東海湖を見ていただくとわかりますように，最下位の総合柱状図です．これは図でみられるように，がさらに大きく広がった時期に，すなわちすで

豊丘累層は，中新統の師崎層群に接して半島南いろいろな火山灰層を各地域ごとに追跡して火に比較的大きな湖であった東海湖が北東および部のごく狭い地域にしか露出しておりません．

山灰層序を明らかにし，その層序と対比しなが南西の方向にさらに拡大する時期にあたっていそしてその北側には，上位の河和累層が分布しら地層を累層別に区分したものです．その結果，ますので，東海層群の発達史の中では意味のあますが，これも限られた狭い地域で，知多半島

互いに離れた地域であっても同時代に堆積したる境界であると私は考えています．それでここが細くなった南の部分だけです．それより北は，地層を確かめることができ，また，現在の地質でも，この累層区分を使わせていただきます．

すべて布土累層の露出するエリアになりますが，構造を知る上にも大きな手がかりを与えてくれ

ただし，布土累層はかなり厚くなりますので，この図では黄みの濃い色が布土累層下部，灰緑ます．

吉田さん，尾崎さんが常滑累層を上部・下部に色が布土累層上部として示してあります．布土

さて糸魚川先生（1971）は，半島北部の知多市分けた層準を布土累層にも使わせていただき，累層下部は，南の河和累層に接する部分だけで付近の常滑層群をどのようにとらえられたかと布土累層を上部と下部に分けました．

なく，半島の北端，大府丘陵の東端にも露出しいうと，ここに分布する地層は，名古屋東部の結局，以上の立場に立って常滑層群を見てみまております．そのことは，この地層中に挟まれ東海層群―これは瀬戸層群とよばれますが，すと，図1・3に示したように常滑層群は，豊丘ている大谷火山灰層がこの地域に顔をだしていこれと一連のものであるという観点から，知多累層，河和累層，布土累層という３つの累層にることで確かめられます．そしてこの鍵層は，半島に分布している瀬戸層群としてとらえ，瀬分けられる．そして布土累層は上部と下部に分

伊勢湾周辺の広汎な地域に追跡でき，この時期

戸層群中の常滑累層という規定をされました．

けられるということになります．

に堆積した地層の広がりや，またこの時期の半そして大田，井洞 ，佐 布 里 ，岡田，横須賀とい常滑層群を構成する地層とその分布

島の地層の名古屋東部へのつながりを教えてく

うような火山灰層がこの累層中に挟まれている

常滑層群は，全体の厚さが約700ｍほどありまれます．その一端は図1・5Ｂの断面図にも示さことを明らかにされました．

すが，すべてが淡水成の地層です．最下位の豊れていますが，その辺の話は，あとの中山さん

私の場合には，調査地域が北部からはずっと離丘累層は常滑層群の基底部をつくっている砂礫の領分ということになります．

れた南部の地域ということもありまして，とり層で，主として河成の地層からなり，その厚さ常滑層群の堆積年代

あえずは瀬戸層群とは別の層群とした方がいい

は約85ｍほどです．それより上位の河和，布土では，このように知多半島の骨格をつくっていだろうと考え，従来から常滑層群という名前はという累層は，いまも触れましたように岩質的る常滑層群は，いつ頃の時代に堆積したものな

使われておりましたので，その従来の名称を踏に余り差のない砂泥互層ですが，これらの地層のか．今度は，その堆積年代について簡単に述襲して，知多半島の南部については常滑層群とからは淡水生の貝類化石を産出し，この地層がべます．

いうよび方をすることにいたしました．そして湖に堆積したことがわかります．

私どもが常滑層群にはさまれる火山灰層のフィ図に示されているように，南部の地層中に挟ま河和累層は，火山灰層と亜炭層を挟む砂泥互層ッション・トラック年代を測定したのは1983年

れているいろいろな火山灰層を明らかにするとで厚さは約180ｍ．布土累層下部も同じようなですが，そのときにでた値がさきの図1・3の中

ともに，南部の常滑層群を３つの累層に，下か砂泥互層ですが，河和累層より亜炭層の挟みのに記した数字です．すなわち，上野 間 火山灰層

い ほら

こう わ

そ

う

り

ふっと

かみ の

ま

こ すが やら豊丘累層，河和 累層，布土累層という３つの程度がちょっと少なくなるという感じです．厚の5.3±0.4Ｍa，小 鈴 谷 火山灰層の4.0±0.5Ｍa，累層に区分しました．その時点では，半島の北さは約200ｍほどです．それから，布土累層の大谷火山灰層の4.3±0.6Ｍaという年代がでた部との関係ははっきりしていませんでしたので，基底部は下位の河和累層を少し削り込んで堆積わけです．このうち，粒子群のバラツキ具合な

布土累層の上限は不明とし，上限については定しています．さきの図の中には，河和累層と布どから，小鈴谷火山灰層の値が信頼性が低く，義しませんでした．

土累層下部との境界のところに坂井火山灰層が

大谷火山灰層と上野間火山灰層の年代が信頼性

1986年に吉田さん，尾崎さんが半島の中北部のありますが，これが場所によって削られていたの高い値であるとされました．その後，伊勢湾層序を明らかにされますが，そこでは，私の区り，布土累層の基底部には，若干粗いものが含西岸で大谷火山灰層と対比される阿漕 火山灰層

別した河和累層と布土累層とは，岩質的にほとまれてもいます．

の年代が測定され，4.6±0.2Ｍaの値がだされんど差異がないとして累層区分をしておりませ

布土累層上部は約300ｍほどで，吉田さん，尾て，さらにその信頼性が裏付けられました．

ん．そして，糸魚川先生の常滑累層を再定義す

崎さんの記載によりますと，布土累層下部に比こうして大谷火山灰層の430万年前，上野間火る形で使われまして，基底部の豊丘累層より上

べて亜炭層の挟みが少なくなり，砂層の連続性

山灰層の530万年前という信頼できる年代がわをすべて常滑累層とし，常滑累層の中の古場火が悪くなって岩相変化が著しくなる．また，南

かってきますと，その間の地層の厚さは約130ｍ

山灰より少し下位の層準を境に若干の層相の変方からの供給を示す古流向がみられなくなり，ですから，100万年の間に130ｍの地層が堆積し化や古流向の変化が認められることから，常滑礫種として流紋岩が多くなってくるということたことになり，地層の堆積速度は１万年に1.3累層を上部・下部に分けられました．

のようであります．

ｍというように推定できます．先ほど触れまし私は河和累層と布土累層という分け方をしたわ

では，こうしたそれぞれの地層が，知多半島でたように，布土累層下部と河和累層との境にはけですけれども，その時点ではよくわからなかはどのように分布しているのか．それをごく大小規模な削り込みがみられますが，それ以外はったのですが，後になってみると，河和累層とざっぱにまとめたのが図1・4の地質図です．図

ほとんど同じような堆積相を示しますから堆積

こ

ば

あ こぎ

URBAN KUBOTA NO.29｜6

環境に余り変化はみられません．それで，いま

写真Ａ〜Ｈ層群)の火山ガラス．両者とも直線的なパイプ状の発泡が特徴．

Ａ･Ｅ＝Ａは東郷火山灰層(瀬戸層群)の，Ｅは大谷火山灰層(常滑層群)

Ｄ･Ｈ＝Ｄは熊ノ前火山灰層(瀬戸層群)の，Ｈは岡田火山灰層(常滑層の火山ガラス．両者とも，よく発泡し丸い発泡壁をもつのが特徴．

群)の火山ガラス．両者ともわずかに曲がった発泡が特徴的である．

Ｂ･Ｆ＝Ｂは長久手０火山灰層(瀬戸層群)の，Ｆは井洞火山灰層(常滑層以上のように，瀬戸層群と常滑層群にはさまれる火山灰層のうち，同群)の火山ガラス．両者とも不規則に曲がった小さな発泡が特徽．

層準に対比される火山灰層の火山ガラスの形状的特徴は酷似する．写Ｃ･Ｇ＝Ｃは長久手Ⅰ火山灰層（瀬戸層群）の，Ｇは佐布里火山灰層(常滑真左下の横線スケール．Ａ･Ｃ･Ｇ･Ｈ＝100μｍ．Ｂ･Ｄ･Ｅ･Ｆ＝67μｍ．

②名古屋東部〜猿投山周辺の東海層群とに矢田川累層は，下位から順に水野部層・高たかばり得られた堆積速度をさらに下位の層準に適用しこふ

針 部層・猪高部層に分けられました．そして，てみますと，河和累層基底（古布 火山灰層）層

瀬戸層群の火山灰層序と岩相層序

水野部層の最上部には丸根・東郷火山灰層が挟準の年代は，その間の層厚が約135ｍですから，中山

まれ，高針部層最上部粘土層には長久手・一社

およそ6.3Ｍaとなります．その下位の豊丘累

東海層群は，名古屋東部から岐阜県東濃 地方に火山灰層が挟まれることを明らかにされました．

層は約85ｍの層厚をもちますが，これは河成のかけても分布しますが，この地域の東海層群は同じ71年には小牧団研グループによって，名古砂礫層なので堆積速度も速いと考えますと，豊別に瀬戸層群ともよばれます．本日は，このう

屋市北方にある小牧市周辺の瀬戸層群の火山灰

丘累層の基底，つまり常滑層群の堆積が始まっ

ち愛知県側に分布する瀬戸層群についてお話し

層序が明らかにされますが，ただこの研究では，たのは約6.5Ｍa頃（650万年前頃）と考えられし，東濃地方の瀬戸層群については，別に扱わ

矢田川累層を火山灰層をもとに部層区別すると

ます．

せていただきます．

いったことは行われておりません．

では，常滑層群の堆積が終了した年代はどのく

最初に瀬戸層群を命名されたのは槇山次郎先生

1984年に坂本先生らが，５万分の１図幅「名古らいかというと，これは常滑層群の全体の厚さで，それは1950年のことです．その後，赤嶺秀

屋北部地域の地質」をまとめるにあたり，小牧が約700ｍですから，これをもとに推定します

雄先生が1954年に岐阜県から愛知県に及ぶ広い

市〜春日井市にかけての篠岡 丘陵の瀬戸層群のと，大体220万年頃になります．結局，常滑層

地域にわたって，粘土層に注目した研究をされ火山灰層序を明らかにされています．ここでは，群は中新世末の約650万年前頃から堆積が始まています．

矢田川累層を火山灰層と岩相をもとに，下部砂り，鮮新世末の約220万年頃に堆積を終了した

1960年になると，松沢勲先生をはじめとする方礫層・中部泥層・上部礫層に３分し，それぞれというように推定できるわけです．

々によって，愛知県下に分布する瀬戸層群が2.5

が森先生のまとめた各部層にどのように対応しだいたい以上が知多半島の東海層群，常滑層群万分の１の地質図で詳細に明らかにされるととているかを明らかにされています．

についての概要です．まだお話しすることを残もに，瀬戸層群は下位の瀬戸陶土層と上位の矢さきの図1・1に示されていましたように，
とうのう

や

た がわ

いっしゃ

しのおか

私は，1980年から猿投山周辺の瀬戸層群と付近してはおりますが，それはまた中山さんのお話

田 川 累層とに分けられました．そして矢田川累の断層を調べ始め，1987年にそのまとめを行いの後でした方がよいかと思い，この辺でひとま層は，岩相の側方変化が非常に激しいので正確ました．ここでは，瀬戸陶土層の上に矢田川累ず私の話を終わります．

な層序的な区分は困難とされ，岩相的に大まか層が整合に重なることを確認し，矢田川累層をに区分されました．すなわち下部に発達する水火山灰層と岩相に基づいて下位から順に，砂礫

野砂礫相，水野砂礫相と一部同時異相となるも層主体の藤岡部層，不規則な砂泥互層を主体とのの全体にはより上位に発達する尾張夾炭相，する日 進 部層，下部に少々粗粒堆積物を有する

尾張夾炭相と一部同時異相となるものの全体にものの不規則な砂泥互層を主体とする高針部層，

い だか

にっしん

はより上位に発達する猪高 相―以上のような砂礫層主体の猪高部層の４部層に細分しました．

３つの岩相に区分されたわけです．

大まかにいえば，森先生の水野部層を，岩相の火山灰層序という観点で初めて瀬戸層群を研究違いから藤岡部層と日進部層とに分けたというされたのは，1971年の森忍先生の研究です．こことです．ただしこの地域では，瀬戸層群の下の研究では，名古屋市東部〜東方の地域を対象

部の地層はよくみられるのですが，上部の地層に，７枚以上の火山灰層が確認され，それをもは余りみられません．確認した５枚以上の火山

写真(Ａ〜Ｈ)−瀬戸層群および常滑層群のうち同層準に対比される代表的な火山ガラスの形状(走査型電子顕微鏡写真)

URBAN KUBOTA NO.29｜7

灰層も高針部層までの層準に限られています．

じつは長久手０，長久手Ⅰ，長久手Ⅱ，熊ノ前

はなく，下位から，沼沢地成の粘土層（瀬戸陶

それで次に，これまでの研究では空白となっての４枚の火山灰層からなり，それぞれ常滑層群土層）→礫層（藤岡部層）→砂泥互層（日進部層

いた尾張旭丘陵の瀬戸層群の火山灰層序区分に

布土累層上部の井洞，佐布里，岡田の３枚に対と高針部層）→礫層（猪高部層）というように

取り組みました．尾張旭丘陵というのは，尾張比できるという結果がえられたわけです（この移り変わり，また地域によって各部層の層厚や旭市から瀬戸市にかけての東西に長い丘陵です．

対比で４枚の火山灰層を３枚の火山灰層に対比岩相が激しく変化します．これらのことは，大この丘陵でも，いま述べた猿投山周辺のそれとしているのは，長久手Ⅰ・長久手Ⅱの２枚の火

局的には，伊勢湾東岸では常滑層群が東海湖の同じ部層区分で層序区分をすることができたの山灰層が佐布里火山灰層１枚に対比されるから中心部に堆積し，瀬戸層群が東海湖の縁辺部にですが，ただこの地域でも瀬戸層群上部の地層です）．したがって矢田川累層の高針部層は，堆積した地層であることを語っています．

は十分にみられません．

常滑層群では布土累層の上部の層準にあたるこ≪瀬戸陶土層≫1971年に森先生が研究された瀬戸層群の上部，とになります．

瀬戸陶土層は，その名のとおり，窯業原料とな

すなわち高針部層〜猪高部層の分布する地域は，さらに高針部層の最上位にはさまれる滝ノ水Ⅰ

る粘土を主体としています．蛙目粘土とよばれ

がえろめ

き ぶし

現在の名古屋市名東区〜天白区のあたりの丘陵

火山灰層が，常滑層群の布土累層最上部にはさる石英粒を含む粘土，木節 粘土とよばれる植物

で，いまではほぼ宅地化が終わり地層を露頭でまれる天神池火山灰層に対比できることも明ら片を含む粘土，粘土ではありませんが珪砂とよみることができません．こうした事情のため，かになりました．

ばれる石英粒砂などが代表的なもので，そのほ瀬戸層群全体の火山灰層序の組み立てがゆき詰

またこの研究では，矢田川累層最下部の藤岡部

か基底部には角礫層も認められます．またこのまりかけていたのですが，1988年になって，古層に挟まれる田籾火山灰層が，常滑層群の河和地層中からはPinus trifolia（オオミツバマツ）

澤明さんが，尾張丘陵の南端に近い部分，名古累層に挟まれる古布火山灰層（２枚１組のうちなどが産出し，当時の気候が暖かったことがわ

屋市南東部の宅地開発に目をつけられ，瀬戸層

その下位のもの）に対比できそうだったのです

かります．

群の上部の火山灰層序を明らかにされたのです．

が，いま一つ確証に欠け，論文に明記すること

この地層は，図にみるように，瀬戸市周辺とそ幸いなことにこの地域は，私の調査した地域のができませんでした．このほかの火山灰層の対の南方および藤岡町にかけてところどころに分

南西に隣接しており，こうして，名古屋市南東

比としては，猪高部層に挟まれる藤森火山灰層

布します．ところどころと言いましたのは，陶部〜猿投山にいたる地域で，瀬戸層群全体の火が布土累層上部の横須賀火山灰層に対比できる

土層は，１つの大きさが最大でも山灰層序が明らかになったわけです．

ことが，森先生をはじめ多くの研究者で一致し程度の小さな凹地―基盤の凹地を埋める格好

瀬戸層群および常滑層群の火山灰層の対比ております（ただし現在では，名古屋南東部でで別々に分布し，上位の礫層（藤岡部層）におそこで私と古澤さんは，早速，これらの火山灰

は藤森火山灰層を確認することはできません）．

おわれてしまっているからです．

層が常滑層群の火山灰層のどれに該当するかを

瀬戸層群を構成する地層とその分布

この陶土層は，構造運動の発生に伴って生じた

共同で研究し，今年（1989年）の３月にその結図1・3に示しましたように，瀬戸層群は，下位

小さな凹地に，周辺の風化した花崗岩地帯から果を発表しました．それが図1・3に示した瀬戸の瀬戸陶土層と上位の矢田川累層に大きく分け

細粒砕屑物が運びこまれて形成されたものと思層群の総合柱状図です．この図には，瀬戸層群

られ，さらに矢田川累層は下位から順に，藤岡われます．その形成時期は，東海湖が発生するに挟まれる火山灰層と，それらの火山灰層が，部層，日進部層，高針部層，猪高部層に分けら前，あるいは知多半島南部に東海湖が発生した

先ほど牧野内さんが話された常滑層群の火山灰

れます．これらの地層がどのように分布するか頃と考えられます．この陶土層中には，さきの層とどのように対比されるかが示してあります．

は，図1・4の地質図に，また矢作川から名古屋

図1・3に示してあるように，広幡火山灰層を豊じつは従来から，研究者の一致した意見として，

市の堀川にいたるほぼ東西方向の地質断面図を

田市の北で確認することができましたので，そ瀬戸層群の丸根火山灰層と東郷火山灰層の２枚

図1・5Ａに示します．この地質図では，常滑層のフィッション・トラック年代を求めれば陶土の組は，常滑層群の小鈴谷火山灰層と大谷火山群との境は，さきの牧野内さんのお話にありま層形成時代に一石を投じることができるのです

灰層の２枚の組に対比されていたのですが，私したように，尾張丘陵の南端と知多半島北部のが，まだ行っておりません．

たちの結果もそれと一致しました．ですから，

大府丘陵との境におかれています．ただし豊明≪矢田川累層≫瀬戸層群矢田川累層の日進部層と高針部層との市付近については，十分な精査ができておりま

瀬戸陶土層の上には矢田川累層が重なります．

境の層準は，常滑層群布土累層下部の中ほどにせん．また，瀬戸層群矢田川累層の部層区分は，

この累層の最下位の地層が藤岡部層で，小牧市あたることになります．

常滑層群の累層区分とは対応しませんので，図〜春日井市にかけてと，他方では，猿投山を取一方，瀬戸層群の長久手火山灰層層準の火山灰中に示した東郷火山灰層＝常滑層群の大谷火山

り囲むような格好で地表に分布しています．こ層については，従来から問題があり，混乱があ灰層，長久手火山灰層＝常滑層群の佐布里火山の地層は礫層からなり，所々にレンズ状の砂なりました．そこで私たちは，火山灰の重鉱物分灰層により，常滑層群との対応を読みとっていどをはさみます．礫種は，チャートの礫が主体

析をはじめ，走査型電子顕微鏡による火山ガラ

ただければと思います．

です．大きな露頭で観察すると，河川の洲の構

スの形状観察(写真2・1参照)，さらに火山ガラ

瀬戸層群は，全体の層厚が200ｍ程度で，常滑層造をしていたり，側方に数10ｍにもわたる大規スの屈折率まで求めて対比を行ったわけです．

群に比べれば非常に薄い地層です．しかも常模な削り込みがみられます．恐らく東海湖に流そうしますと，いわゆる長久手火山灰層層準は，滑層群のように泥と砂が単調に厚く重なるので入する河川沿いに堆積したのでしょう．従来の2km×2km

URBAN KUBOTA NO.29｜8

研究では，この地層は下位の瀬戸陶土層とは不ています．東郷火山灰層の直上は，日進部層と整合関係にあるとされていますが，いま述べま

高針部層の２つの部層の中で最も粗粒砕屑物がしたように，藤岡部層が大規模に瀬戸陶土層を卓越するのです．しかも，この特徴は北部にな

濃尾平野の地下層序の概要

削りこんでいる部分もあるものの，そこには長るほど顕著で，東郷町あたりでは，極粗粒砂か

牧野内

期にわたる時間間隙があるとは考えられません

ら構成されているのに対し，小牧市あたりでは

ついてはまだわからない部分が多く，まとまっから，私は，両者はその大部分が整合関係にあ砂礫層からなるという，そういう一時的な変化たお話ができる段階にはないのですが，その点ると考えています．

がみられます．この部層の最上位に挟まれる滝をお断りした上で，これまでに調べられている

藤岡部層は，その上位の日進部層とは上下関係

ノ水Ⅰ火山灰層は，常滑層群布土累層の最上位ことなどを中心に，問題点を含めてお話ししてを主としますが，愛知池の北方では互いに指交に挟まれる天神池火山灰層にあたるので，このみます．

することが確認できます．ですから堆積相から時期になると，東海湖はやや規模を縮小していまず，「濃尾傾動地塊」とその西半部を占める

判断して，そのようなところが，ちょうど当時たように思われます．

濃尾平野については，本誌11号（1975）に，名の東海湖という湖の縁辺部であったのではない

その上位の猪高部層になると，一変して礫層に城大学の桑原先生によって詳しく紹介されておかと考えられます．

変わります．この礫層も最下位の藤岡部層とほります．そこには濃尾傾動地塊の模式断面とし

日進部層は，基本的には藤岡部層の上に重なり

ぼ同じような層相で，礫種もチャートを主体とて図3・1が示されておりますが，この図は，現ます．小牧市〜長久手町・東郷町，さらに豊田

します．主に高針部層の西側すなわち名古屋東

在も濃尾傾動地塊を説明するときなどにしばし

市保見にかけて分布します．主に不規則な砂泥部に分布します．北部では長久手火山灰層の直ば引用されております．その後，濃尾平野の地互層からなり，上部には丸根火山灰層，最上部

上から猪高部層となりますが，南部では滝ノ水

下地質については，地盤沈下の問題と関連して，には東郷火山灰層がはさまれます．この層準は，

Ⅰ火山灰層の上位から猪高部層となり，層相も多くの試・資料が収集され，その分析・解析に常滑層群布土累層下部の中ほどにあたります．

布土累層最上部のものと変らなくなります．つよって，濃尾傾動盆地を埋めている地層―特層相もほぼ同じなので，この日進部層の時期にまり猪高部層は，高針部層とほぼ整合関係にあに第四紀層の実態がかなり詳しくわかってきまは，東海湖は南は知多半島南部から，北は小牧るが，一部指交しているということです．このした．図3・2はその成果の一部で，これはＪＲ市付近まで大きく拡大したものと思われます．

猪高部層は，恐らく藤岡部層同様に東海湖に流名古屋駅付近を通る濃尾平野の東西地質断面図

高針部層は，下位の日進部層とは整合関係にあ入する河川沿いに堆積した地層でしょう．したです．濃尾傾動地塊を埋めている地層は，地表り，日進部層とほぼ同じような層相で，主に日がって，伊勢湾東岸の東海湖は，この時期以降

から，南陽層（沖積層），濃尾層，第一礫層，進部層の西側，すなわち小牧市南部〜尾張旭市

から消滅に向かったものと考えられますが，い熱田層，第二礫層，海部累層，第三礫層，弥富〜名古屋東部にかけて分布します．恐らく日進ずれにしても濃尾平野地下の東海層群が問題に累層，そして東海層群です．このなかで濃尾層部層と同様に東海湖に堆積した地層でしょう．

なります．この辺のことになってきますと，牧から熱田層までが上部更新統，第二礫層から弥

ただし，高針部層の最下部すなわち東郷火山灰

野内さんにお話ししてもらった方がよいかと思

富累層までが中・下部更新統です（本誌No.11層の直上では，特徴的な堆積環境の変化がおきいます．

当時は，海部累層は先熱田期層，弥富累層は後

図3･1−濃尾傾動地塊の模式断面図<桑原、1968を一部改変>

図 3･3−伊勢湾周辺地域における氷河性海面変動曲線③濃尾平野地下の東海層群

濃尾平野の地下に分布する東海層群に

あま

図3･2−濃尾平野の地質断面図(東西方向)<東海三県地盤沈下調査会、1985を簡略化><桑原ほか，1982>

URBAN KUBOTA NO.29｜9図 3･5−長島町長島温泉の超深層ボーリング柱状図 <桑原，1971>

図3･4−濃尾平野の地下断面a.

超深層ボーリング位置と断面位置

八事期層・八事・唐山層とよばれていました）．

内中新統が分布し，厚い場所では200〜300ｍは

東海層群を除く他の第四紀層は，まとめて尾張あると考えられています．

層群とよぶこともあります．これは東海農政局

濃尾平野地下の東海層群の畠山さんによる命名で，ここでも，弥富累層

本誌11号が発刊されて以後，第四紀層に関するから南陽層までの第四紀の地層を一括してよぶ

情報は大量に蓄積されましたが，東海層群につ場合，この名称を用います．その尾張層群の最いては，必ずしも多くなく，まだ明らかにされ大層厚は350ｍ前後になります．

ていない点は少なからずあります．なかでも，これらの第四紀層は，図3・3に示されるように，

平野地下における東海層群の基底と上限の層準

濃尾傾動地塊運動の進行の中で，氷河性海面変が，陸上のどの層準にあたるかという一番大切

動の影響を受けながら形成されました．そのたな問題が，実はまだ明確になっておりませんが，

め高海面期には海成粘土層が，また，低海面期

これは東海層群の古くて新しい重要な問題です．

には砂礫層が堆積し，砂礫層と海成粘土層を含この平野地下に分布する東海層群の層準についむ細粒堆積物との互層で特徴づけられます．こて，総括的に具体的な地層名をあげたのは，地の図には，第二礫層より古い地層の堆積期にお質調査所の高田さんたちによる1969年の報告だ

ける海面高度は示されておりませんが，海部累けで，そこでは，地下の東海層群が伊勢湾西岸

層中には３枚の海成粘土層がはさまれていますの東海層群，すなわち奄芸層群と対比されていし，弥富累層中にも海成層準は少なくとも１枚ます．伊勢湾西岸の東海層群については，吉田

はさまれています．

史郎さんの詳しいお話が本誌に収載されるとい

海部・弥富累層の海成層準が大阪層群の海成粘うことなのでそれを参照していただくこととし，土層と対応するのかどうか，また対応するとす

ここでは地層の説明は省略します．

ればどこにあたるかといった問題は，現在まだ

図3・4が高田さんたちの報告に示された図で，明確になっておりませんが，名城大学の吉野さ

ｂが東西方向，ｃが南北方向の地下断面図です．

んによる花粉分析結果や名古屋大学の森さんに高田さんたちは美麓層から大泉層基底部までのよる珪藻分析結果によれば，大阪層群上部にあ層準があるとされました（図ｃ）．まず基底の層たる可能性が高いようです．

準ですが，この報告には地層区分についての詳

東海層群についてみますと，東海層群基底の深しい説明がありませんので，岩質との関係がど

度は，濃尾平野西縁部では，−1,500ｍに達しのようになっているのかわかりませんが，基底て お り ま す （ 本 誌 No.11， p19図 ２ 参 照 ）． 上は美麓層層準となっています．示されている図

位に重なる第四紀層の最大層厚は，さきに述べでは，尾張丘陵西部の東海層群が平野下の市之ましたように350ｍですから，平野下の東海層

原層相当層に対比されています（図ｂ）．中山さ群は厚い場所では1,000ｍを超える厚さをもつんの描かれた断面図にみられるように，尾張丘ことになります．超深層ボーリングなどから得陵の東海層群は西にゆるく傾斜し，西ほどよりられる岩質は，陸上のものとそれほど変わらず，上位の層準があらわれます．この傾向を平野地

礫，砂，泥の互層からなり，火山灰層や亜炭層下まで伸ばせば，平野地下には丘陵部より上位をはさんでいます．東海層群の下位には，瀬戸の層準があることになり，平野地下の基底は，

あげ<高田ほか，1969>b.

東西(A〜A')断面c.

南北(B〜B')断面

URBAN KUBOTA NO.29｜10

注１＝泥質堆積物が変成作用をこうむったときに生成さ れ る 鉱 物 で ， 化 学 組 成 は い ず れ も Al 2 SiO 5 ， 圧 力 の高くない変成作用（低圧型）において温度のより低いところでは紅柱石，より高いところでは珪線石が生成される．

丘陵部の中部の層準付近かそれより上位になる④東海湖の発達史―伊勢湾東岸を中心に―しろれき高部層）には，従来から，白礫 とよばれる特徴
的な礫が含まれていることが知られていたのでと予想されます．
くらがり

次に上限の層準ですが，高田さんたちは暮明層

鳳来寺山地域から東海湖に向かう大水系

すが，この礫が設楽火山岩の流紋岩質岩石に類最上部から大泉層基底部くらいとされておりま以上のように，濃尾平野地下の東海層群につい似していること，さらにその礫径分布をみると，す．私は，もう少し上位の層準まであるのではては未解決の大問題を抱えていますので，いま

図4・2のように東へいくほど大きくなることもないかと考えているのですが，それは以下のよの段階では，伊勢湾東岸の東海層群の発達史を明らかにされました．そのほか，この論文には，

うな理由からです．

明確に語ることはできないのですが，ただ新し旭硝子㈱の松原さん・横田さんらによる，瀬戸

伊勢湾西岸の員弁地域の暮明累層には，北東かい研究も積み重ねられておりまして，なかでも陶土層にも砕屑性の珪線石や紅柱石（注１）がら濃尾平野を横切って供給された濃飛流紋岩の名古屋大学の足立さん及び桑原先生によって含まれているという報告も引用されております．

中〜大礫が含まれていることが，京都大学の竹1980年に発表された研究は，東海湖の古地理にこうした事実から足立さんたちは，東海層群の村さんによって明らかにされました．このことついて重要な問題を提起しました．

堆積期には，北方からの砕屑物の供給だけでなは，暮明累層堆積期に濃尾平野―それも西南

それを簡単に紹介しますと，足立さんたちは，

いなべ

あ

ま

く，かなり大きな東方からの水系―鳳来寺山

部は，濃飛流紋岩礫の通り道だったことを意味

濃尾平野西南部の海部 郡弥富町の深さ600ｍの地域や領家の珪線石帯を刻んで流れる東方からします．そうすると，濃尾平野の地下に濃飛流

ボーリング試料をもとに，地下の地層を構成すの大きな水系があったと結論しています．つま紋岩礫を含む礫層が残っていてもよいのではなる粘土層の中の粘土鉱物および砂層の中の岩片りこの東方からの水系は，現在，中央構造線にいかということになります．そこで木曽川河口や重鉱物の組成を詳しく調べたわけです．その沿って流れる豊川の流域から，三河高原南部をの長島町におけるボーリング柱状図（図3・5）

結果は図4・1に示されるように，東海層群と尾横切って濃尾平野へと流れていたわけで，東海をみてみますと，礫種まではわかりませんが，張層群の砂層とでは大きな差異がみられること，湖の古地理を考えるときには，この水系は無視

砂礫の卓越する層準が深度500ｍ付近から600ｍ

そして東海層群の方には，珪線石（注１）のよできないということです．

にかけてあり，これが暮明累層相当層と思われうな領家変成帯起源の砕屑性結晶が普遍的に含東海湖の発達史―伊勢湾東岸を中心に―ます．東海層群はなお上位に100ｍ余りあり，まれていることが明らかになったのです．また

さて，東岸部を中心にした東海湖の発達史です

それが主に砂泥互層からなっています．竹村さ

深度約530ｍから得られた火山砕屑性の砂層にが，話の都合上，最初に東海湖全体について，んによると，大泉累層は砂泥互層で特徴づけらは，真珠岩の岩片が含まれていることもわかり

その湖水域が時代とともにどのように変化した

れ，厚さ約360ｍとのことですから，平野地下

ました．真珠岩は松脂岩の仲間で，これは本誌

かをごく簡単に述べます．ただし，以下の話はの上限は大泉累層中部の層準―それもどちらの前号で詳しく紹介されておりますように，名すべて私個人の考えであること，それと，伊勢かというと上部の方になると思われます．

古屋からは約70〜80km東方の設楽の鳳来寺山

湾西岸部の方が東岸部に比べて東海層群の地層以上の推定がもし成り立つとすると，濃尾平野の山体をつくっている特徴的な火山岩です．まが圧倒的に厚く，東海湖の主要な堆積の場はい

西南部は，暮明累層堆積期に一時沈降が止まりた，名古屋東部丘陵の東海層群（矢田川累層猪

つも西岸にあったと考えられますので，今後は（あるいは隆起傾向になったかもしれません），
その後再び沈降したことになります．そして，

図 4･1−木曽川河口(弥富)における 600ｍボーリングの柱状図と粘土層・砂層中の主要な鉱物組成

その後は尾張層群堆積開始まで削剥の場（どち図 4･2−瀬戸陶土層中の珪砂に含まれる珪線石の含有量および矢田川累層(猪高部層)に含まれる〝白礫〟(設楽火山岩)の分布と最大礫径らかというと隆起の場）となったことになります．そうすると濃尾平野西南部は，2.5Ｍa〜１
Ｍaぐらいの間に，隆起あるいはその傾向が２回もあったことになり，やや不自然な感じがします．そのようなことから，濃尾平野の現在に至る沈降は，暮明累層相当層の堆積後から始まっており，東海層群と尾張層群との不整合は，
従来考えられていたような大規模なものではな
く，大きな時間間隙をはさむことなく尾張層群が堆積し始めたのではないかという可能性も考えてみる必要があります．その場合，尾張層群
基底の砂礫層は後背地の隆起などに求めてもよ
いと思います．

図 4･1 および図 4･2 は<ADACHI＆KUWAHARA,1980>

URBAN KUBOTA NO.29｜11

吉田さんのお話しになる構造発達史が軸になるの前半までということになります．

生期のところで述べた東からの水系は，この時だろうということをお断りしておきます．

さて瀬戸内中新統の堆積後，全般的な上昇陸化期には先行河川的な状況であったかもしれませ

東海湖の発達史は大きく４期に分けられます．

期に入って準平原化作用が進み，この地域でもん．当時の様子は，図4・3ｃのような感じであ

東海湖は，中新世末期に，中央構造線の北側の小起伏地形が発達します．また他方ではオオミったと思われますが，伊勢湾より西については

南知多に生まれました．この時期を発生期とよツバマツが繁茂するような温暖多雨気候のもと発生期の場合と同様です．

びます．その後，鮮新世前半に，南西の伊勢南で基盤花崗岩の風化が進行していきます．こう東海湖縮小期の前半には，湖水域は，知多丘陵部から北東の尾張丘陵に至る地域まで湖水域がして東海湖の発生に先行して，周辺の小凹地にの北方や尾張丘陵の西の方へ退き，その形もほ大きく広がります．これが拡大期です．鮮新世はまず瀬戸陶土層が堆積し始めます．そのとき

ぼ南北の伸びをもって，伊勢湾西岸を中心とし後半から更新世前期の前半にかけて，東海湖はの様子を示したのが図4・3ａです．

た地域にあったと考えられます．木曽川水系は南部と東部から干上がり始めるとともに，湖水東海湖発生期のときの様子は，大体，図4・3ｂ

延長河川となってさらに南西に伸び，現在の濃域あるいは堆積の場を北および西に移動させまのようであったと考えられます．この時期には，

尾平野西南部付近で，濃飛流紋岩礫を含む暮明

す．それにともなって，堆積の中心も同様に移中山さんのお話などからして，私は，湖水域は累層の礫を供給していたのではないでしょうか．

動したと思われます．この時期が縮小期です．

もう少し北東方向に伸びていたのではないかと

濃尾平野―特にその西南部は，その後もしば

そして，更新世前期の後半に，鈴鹿・養老両山も思っています．いずれにしても，中央構造線

らく水域として残りますが，最終的に干上がり

脈にはさまれた地域を最後に消滅します．これにほぼ並行する沈降軸がつくられることによっます．あるいは暮明累層堆積後に，現在の濃尾が消滅期です．

て，東海湖が南知多を中心とする地域に生まれ平野に至る新しい沈降が始まったのかもしれま

そこで，湖のひろがりを頭の中でイメージに描たのではないかと思います．そうすると，鳳来せん．

いてみますと，発生期・拡大期には北東−南西

寺山地域や領家の珪線石帯も，沈降軸の北東あまた，東からの水糸がいつなくなったのかにつに伸びるひろがりをもっていたのに対し，縮小

るいは東北東延長にあたり，かなり大きな水糸

いては，足立さんたちは尾張層群堆積期に，地期・消滅期には南北に伸びるひろがりをもっても発達できるようになります．なお，伊勢湾西塊ブロック化にともなって，猿投−知多上昇帯

いたように描けます．つまり，鮮新世の中頃に，岸の状況は吉田さんのお話を参照してください．

とか段戸上昇帯が形成されることによって，東東海湖の伸びの方向が，北東−南西から南北に東海湖拡大期には，沈降軸がひとつ北西側に移からの堆積物供給は途絶えたと考えておられま変わった可能性があるということです．それと動するとともに，沈降の規模も大きくなり，広す．矢作川や豊川の水系はこのときにできたこ

もう一つ，拡大期には東海湖の伸びている位置

大な湖水域が出現しました．発生期の沈降軸のとになります．

が発生期のそれよりひとつ北へ移っている可能エリアも，まだ湖水域に含まれていたかも知れ

東岸における東海湖の発達史を，問題点も含め性もあります．そしてこうした東海湖全体の発ません．この時期の地層には，伊勢湾西岸では

私なりにまとめてみますと，だいたい以上のよ

達史の中で，伊勢湾東岸部がかかわるのは，発阿漕火山灰層，知多半島では大谷火山灰層，名うなことになるかと思います．

生の先行期から，発生期，拡大期をへて縮小期

古屋東部では東郷火山灰層がはさまれます．発

図4･3−先東海湖期〜東海湖拡大期の古地理図
a．先東海湖期の古地理図(後期中新世)<ADACHI＆KUWAHARA, 1980；時代区分は演者らの見解>
b．東海湖発生期の古地理図(中新世末期)

c．東海湖拡大期の古地理図(鮮新世前期)

URBAN KUBOTA NO.29｜12

東海層群――２

東濃地方
中山勝博＝名古屋市立富田高等学校教諭①地形の概要東濃地方の瀬戸層群の基盤岩類は，図１に示さと呼ばれる含石英粒粘土，木節粘土と呼ばれる

岐阜県南部の東濃地方は，標高1000ｍを越えるれるように，中・古生界，領家花崗岩類，濃飛

含植物片粘土，珪砂と呼ばれる石英粒砂，亜炭，

山地や標高数100ｍの山頂平坦面に囲まれて，流紋岩類，それに中新統瑞浪層群である．大ま火山灰，それに堆積盆地の縁辺部や基底部にみ小さな山間盆地が分布し，それらの間を木曽川

かにみて，瀬戸層群の分布域は中・古生層と領られる不淘汰な礫層などからなる．一般的に，をはじめ飛騨川や土岐川が流れるといった複雑

家花崗岩類の分布境界域であり，それは中新統

珪砂や蛙目粘土は本層の下部や盆地の縁辺部に，な地形を呈する．

とほぼ分布域が重なっているともいえる．

木節粘土や亜炭は本層の上部や盆地の中心部に地形を画する主要な境界部には，北北東−南南東濃地方の瀬戸層群は，そこに挟まれる火山灰

発達する傾向があり，その層相は，盆地周辺部

西方向と北西−南東方向の２系列の断層群が発層の数が少なく，また，火山灰層の連続性にもから順に，崖錐性・土石流堆積物，扇状地性堆乏しいため，東濃地方の瀬戸層群全体を見通し

積物 ，湿地・沼 沢地 性堆 積 物 の堆 積相 を 示 す

風 山 断層・恵那 山 断層・笠原 断層では，それをた火山灰層序の研究は行なわれていない．基本（本層の堆積相については56p〜57p参照）．

境に断層の南側が相対的に200〜600ｍ程度上昇

的には層相により，下位の土岐口陶土層と上位＜土岐口陶土層の形成時代＞しており，地形を明瞭に画する急崖を形成しての土岐砂礫層とに大きく分けられているにとど本層は，土岐口陶土層として一括して呼ばれる

いる．他方，北西−南東方向の断層は，東からまっている．

が，その形成時期は必ずしもすべてが同時期のびょう達している．北北東−南南西方向に発達する 屏
ぶ さん

え

あ でら

な さん

あ こう

かさはら

ごんげんやまはなだて

順に阿寺 断層・赤河 断層・権現 山 断層・華 立 断＜土岐口陶土層＞

ものではなく，少なくともその形成は２時階に層と呼ばれ，それらは阿寺断層を除き，断層の赤嶺（1954）は，愛知県北部〜岐阜県東濃地方

わたっている．

西側が相対的に数10〜200ｍ程度上昇している．

に分布する陶土層に対してこの名称を用いてい中新世後期に形成された愛知県側の瀬戸陶土層

山間盆地は，これらの断層に取り囲まれるようるが，ここでは，中山・陶土団研（1989）に従からは， Pinus trifora（オオミツバマツ）をに発達している．東濃地方で最も広い山間盆地

い，東濃地方の陶土層に限定してこの名称を用産出するが，山岡町原の本層（原累層）からもは，恵那盆地と，多治見および土岐（瑞浪）盆いる．多治見市〜土岐市（土岐口累層），瑞浪

Pinus triforaを産出し（写真１），その形成時地で，前者は標高300〜400ｍ，後者は標高100

市（稲津累層），山岡町原（原累層），中津川市

期は瀬戸陶土層と同じく中新世後期と考えられ〜200ｍの定高性のある盆地である．東濃地方

苗 木（板橋累層），恵那（下部砂泥互層）などにる．また多治見と土岐に分布する本層（土岐口の東海層群は，このような山間盆地や山頂平坦

分布しており，層厚は厚いところで30〜50ｍ，累層）からも Pinus tritoraを産出し，さらに面に広く薄く分布し，平均の厚さは10数〜160

一般に数〜20ｍ程度である．本層の分布は，すこの地域では，愛知県側の矢田川累層にみられ

なえ ぎ

2

ｍである．

べて2×2km より小さな盆地にわかれている．

るような火山灰層を挟んでいることから，その②瀬戸層群の層序と層相

また，その分布域は中津川地区を除いて断層沿形成時期は，瀬戸陶土層と同時代，あるいはそ東濃地方の東海層群は，別に瀬戸層群とよばれいで，恵那山断層や笠原断層などの北側に狭くれより少し新しい時代に形成されたと考えられる．東濃地方の地質図を図１に，瀬戸層群の層分布している．

る．ただし，多治見や土岐の本層の火山灰層が序表を表１に示す．

本層は，細粒砕屑物が卓越しており，蛙目粘土

矢田川累層のどの火山灰層に対比されるかはわ

図1−東濃地方の地質図

表1−東濃地方の瀬戸層群層序表<注> 名古屋(中山、1987) 多治見(Fuji、1968) 瑞浪(陶土団研、1982)
原(陶土団研、1982) 恵那(中山・陶土団研、1987) 中津川(陶土団研、1985)

URBAN KUBOTA NO.29｜13かっていない．

には不整合面に平行あるいは直交する走向で高中心に分布しており，チャートの礫を多く含み，

ところが，中津川苗木の本層（板橋累層）では

角度傾斜の小断層が発達する（陶土団研，1982，

その含有量は50％以上であるとしている．

Pinus triforaを産出しない．しかも本層に挟

1985; 中山，1985）．

いずれの型も河川沿いに堆積した礫層であるとまれる中津川Ⅰ火山灰層のフィッショントラッ

このように盆地周辺の３〜４辺が断層崖によっみられ，その形成時代は矢田川累層堆積期ある

ク年代は，約330万年前を示すことから，本層て閉じられ，一辺が0.5〜2kmの小さな陥没盆

いはそれより少し新しいと考えられているが，は鮮新世中期の堆積物であることがわかった．

地が局所的に発生し，そこに基盤の花崗岩の風層相と層序の関係については不明な点が多く残このように，土岐口陶土層の堆積期は，少なく化物が運ばれて形成されたのが土岐口陶土層でされている．土岐砂礫層の層相などを細かく追とも中新世後期と鮮新世中期の２時階が認めらある．

跡していくと，本層は西北西に進むほど時代的れる．従って土岐口陶土層という名称は，ある＜土岐砂礫層＞に新しくなるのではないかと考えられる．

特定の時代の堆積物を示しているのではなく，岩堀（1950）が命名し，赤嶺（1954）が再定義

恵那地区に限ってみれば本層を下位から順に，

小凹地（小陥没盆地）が形成されて帯水域が生した．阿寺断層より西の東濃地方に分布する砂濃飛流紋岩類の礫からなる巨〜中礫層，濃飛流

じ，そこに花崗岩の風化物を主とした特徴的な礫層に対して用いる．中津川地区では並松累層，紋岩類とチャートの礫からなる円礫層，亜炭層

細粒砕屑物の堆積する環境が出現したことを示原地区では猿爪累層，瑞浪地区では屏風山累層

や火山灰層をはさむ砂泥互層，濃飛流紋岩類のしているのであろう．

と呼ばれる．土岐口陶土層とは一般に整合の関礫からなる小礫の円礫層というように層相によ＜小陥没盆地の発生と土岐口陶土層の堆積＞係で，一部不整合や断層で接する関係にある．

って層序区分できる（中山・陶土団研，1987）．

土岐口陶土層を堆積させた盆地は，断層活動に

土岐口陶土層が小さな凹地に散在して分布して③明智礫岩層の問題

よって断層崖が形成されてできた，水平規模いるため，土岐口陶土層を欠く広汎な地域では，恵那山断層より南に分布する砂礫層のうち，恵

0.5〜 2km，高 さ 50〜 100ｍ の 小 陥 没 盆 地 で あ本層が基盤を直接不整合に覆っている．層厚は那郡明智町〜愛知県東加茂郡旭町に分布するもる（陶土団研，1982，1985; 中山，1985）．山

一般に20〜100ｍ程度である．

のは，木宮（1971）によって明智礫岩層と報告

岡町原と土岐市南部の鶴里における小陥没盆地

桑原（1975）は，本層を礫種の割合により，土されている．筆者は，愛知県小原村などにもその例を図２，図３に示す．いずれも盆地の縁辺

岐型と水野型に区分している．土岐型の土岐砂れに酷似した砂礫層があることを確認している．

部には50°以上の傾斜を有する高角度の不整合

礫層は，屏風山断層・笠原断層より北の地域を

これらの砂礫層は，火山灰層をはさみ，主に濃面があり，その走向方向は２組にわけられ，そ中心に分布しており，濃飛流紋岩類の礫を多く

飛流紋岩類や花崗斑岩などの不淘汰な礫からなれらは互いに直交している．この面の走向に注含み，その含有量は少なくとも30％以上，時にり扇状地性堆積物と考えられる．この砂礫層の目すると，２つの不整合面は北東−南西方向と100％近くになるとしている．水野型の土岐砂層序については，土岐口陶土層相当層あるいは北西−南東方向に連続している．また，基盤岩

礫層は，屏風山断層・笠原断層より南の地域を

土岐砂礫層相当層といった見解があるが，筆者

図2−原地区の地質図と瀬戸層群の堆積盆を規定した断層図3−土岐市南部の鶴里地区の地質図と瀬戸層群の堆積盆を規定した断層

写真1−原累層より産出
したPinus trifolia(オオミツバマツ)の化石

URBAN KUBOTA NO.29｜14

は火山灰物質の固結の程度や砂などの砕屑物と河川系が大きくは発達できなかったと考えられはすべて小陥没盆地であったといえる．それは，の混合の程度，瑞浪層群中の不淘汰礫層の層相る．そして，小河川は既にそれまでに風化の進

水平的に直線的な連続を示す高角度な不整合面との比較などから，明智礫岩層とされているもんでいた基盤岩から細粒砕屑物を供給し，盆地や，それに沿って分布する崖錐性あるいは土石のの多くは中新統の瑞浪層群に属するものと考

内では陶土層が形成された．

流性の堆積物とみられる不淘汰礫層の存在などえている．

＜土岐砂礫層堆積初期，6.5〜5.0Ｍa＞

から考えられる．小陥没盆地は，水平的には４

最近，この明智礫岩層も含め土岐砂礫層が瀬戸

東濃地方では小陥没盆地が連鎖状に発生し，そ辺形を呈しているものが多く，１辺の長さは２層群を覆っている段丘であるとする考え方があ

れを縫うような河川系が発達した．河川系の上km以下であるものがほとんどである．東濃地

る．この場合，もちろん土岐砂礫層は瀬戸層群

流の山地と盆地群との対立，すなわち標高差が方全体（さらに南西方の瀬戸地域も含め）が，に属さない瀬戸層群より新しい堆積物というこ顕著化し，礫などの粗粒砕屑物が多く供給され，小陥没盆地の発達地域であるとみなすことがでとになる．しかし，実際に野外調査をおこなう

土岐砂礫層の一部が形成され始めた．愛知県のきる．小陥没盆地は何度かの（拡大）再生を繰

と，従来からの土岐砂礫層とされているものの尾張丘陵側には矢田川累層藤岡部層が形成されり返しており，瀬戸層群堆積初期の陥没盆地に中にも多様な層相の存在することに気付く．し始めたと考えられる．

関連して活動した断層が，その後再び活動してたがって，土岐砂礫層の一部あるいは明智礫岩＜土岐砂礫層堆積中期，3.3〜3.0Ｍa＞

次の時期の陥没盆地の形成に関与していること

層のごく一部が瀬戸層群を覆うような段丘堆積

この時期の古地理を図2.6ｂに示す．土岐砂礫はしばしば認められる（図２および図３）．

物であるのかも知れないが，すべてが新しい堆層・矢田川累層堆積期は，東海湖の湖水域が最

さらに，東濃地方に現在みられる逆断層の多く積物というわけではない．土岐砂礫層の時代論も拡大した時期であり，また，細粒砕屑物の卓は，そういった陥没盆地の形成に関与した断層についてはひとつひとつの礫層の層相や層序を越した時期でもある．細粒砕屑物が東海湖全体を縫うようにして形成されたともいえる．この

よく検討した結果から導かれるべきことであろに卓越した時期はまた，おそらく温暖期であっことが，現在の逆断層沿いに瀬戸層群（特に土うと考えられる．

たのではないかと考えられる．恵那では，湖が岐口陶土層）が分布している理由である．最後④東濃地方の古地理の変遷発生して中部砂泥互層を堆積した．この地域をに，先に述べたように東海層群の中にあって，中山・陶土団体研究グループ（1989）の発表し流れる主河川系は，それ以前の時期に比較して東濃地方の瀬戸層群の研究は最も不明確な点のた古地理図をもとに，東濃地方の古地理の変遷

北遷したと考えられる．恵那・中津川では湖の多いところである．今後，層序学的な資料を蓄を考えてみると次のようになる．

発生に伴い細粒砕屑物が，それ以外の東濃地方

積し，それをもとにして，ここで示した古地理＜瀬戸陶土層堆積期，7Ｍa(？)＞

では砂礫層が堆積した．ちなみに尾張丘陵ではの検討を進めなければならないと考える．

この時期の古地理を図2.6ａに示す．このころ

高針部層に相当する比較的細粒な砕屑物が堆積

伊勢湾全体に及ぶような東海湖は形成されていした時期であると考えられる．

ない．盆地の縁辺が一辺300ｍ〜2kmの小さな＜土岐砂礫層堆積末期．2.0Ｍa＞

陥没盆地が，瀬戸はもちろんのこと多治見，土

この時期の古地理を図2.6ｃに示す．河川系は岐，原などに発生し，それに注ぎ込む流路の短さらに北遷し，小陥没盆地を発生させた断層のかい，流域の狭い小河川が発達した．散在的に一部が再び逆断層として活動をした時期である．

発生した小陥没盆地に向かって河川系が発達し＜古地理のまとめ＞ていったので，盆地と盆地の間に分水嶺ができ，全体を通して，東濃地方の瀬戸層群の堆積盆地

図 4−東濃地方の古地理図
a.瀬戸陶土層堆積期(7Ｍa)

b.土岐砂礫層堆積中期(3.5〜3.0Ｍa)

c.土岐砂礫層堆積末期（2Ｍa）URBAN KUBOTA NO.29｜15

東海層群――３

伊勢湾西岸地域
吉田史郎＝地質調査所地質部①地形の概要①地形の概要②岩相層序

かも東側の山腹斜面は，北から南まで一様に急峻な勾配で低地帯に接しています．逆に，西方

・亀山地域

本日は，伊勢湾西岸の東海層群についての近江盆地側に続く山腹斜面の方は，比較的緩

おうかがいしたいと思います．最初に，この地

やかな勾配で西側山麓に達しています．ですか・多 良 地域と員弁地域

域の地形の特徴からお願いいたします．

ら鈴鹿山脈は，西に緩く傾く傾動地塊山地とい・御在所山地域

吉田

うことになります．

③層序のまとめた図の方がその特徴がよくでますから，図1・1

鈴鹿山脈は第四紀にも隆起し，しかも山地東縁④地質構造の埋谷面図を用いて説明します．この図には，を走る一志断層系の一部は活断層です．そのた⑤東海湖盆の古地理−伊勢湾西岸を中心に−

これからお話しする内容を理解していただくた

め，鈴鹿山脈の山麓前縁では，新旧の段丘や隆めに，埋谷面上に，丘陵と段丘・扇状地や断層

起扇状地が何段も発達しています．また低地帯などの分布も描き加えてあります．

を流れる河川自体も，西から東に向かって伊勢

図1・1に表現されているように，伊勢湾西岸に湾に注ぎ込む形を示します．現在の河川名で申は，西側が鈴鹿山脈と布引山地，北側が養老山

しますと，朝明川・海 蔵 川・三 滝 川・内 部 川・

編集

・四日市地域
たら

いなべ

伊勢湾西岸地域の地形は，等高線の入っ

あさけ

あ のう

かいぞう

み たき

うつ べ

くもず

地に境された細長い低地帯が広がります．この鈴鹿川・安濃 州・雲出川などの河川が，これに低地帯は，標高300ｍ以下の丘陵，段丘や隆起当たります．

扇状地，そして沖積平野からなります．東海層

東海層群は河川侵食にさほど強くない地層です

くもず

群は，雲出川中流域を除く低地帯に堆積していから，東海層群からなる丘陵は，これらの主要るのですが，地表でみることができるのは，お河川によって東西方向に大きく分断されること

もに丘陵地です．

になり，その結果，低地帯の中に東西に細長く低地帯の西を限る鈴鹿山脈は，東西両縁とも断伸びる丘陵帯が，南北方向にいくつも配列する層によって限られた地塊山地ですが，図をよくという格好ができ上がります．このように，同ご ざい しよみますと，御 在 所 山をはじめとする1,000ｍク

じ南北方向に連なる丘陵帯ではあっても，知多ラスの山体は全体として東に片寄って並び，し半島の丘陵帯とは，地形的特徴がいくぶん違っ

写真−鈴鹿山脈の入道ヶ岳東麓付近の断層崖と水沢扇状地面の俯瞰

地質調査所刊，5万分の1図幅「亀山」より．

URBAN KUBOTA NO.29｜16図1･1−伊勢湾西岸地域の地形概略図ているわけです．
丘陵帯の地形配列にみられるもう一つの特徴として，四日市市北部から桑名市にかけて，南北に並んでいる丘陵帯の存在が指摘できます．普通，山地から海岸に向かう地形配列は，山地→
丘陵→台地→平野の順になるのですが，ここでは，台地よりも海岸側に丘陵帯が分布します．
このちょっと異常ともいえる地形配列ができ上がったのは，この丘陵帯の東にある活断層群の
西上がりの運動によって，東海層群中に背斜構造やドーム状構造が形成されたからです．
さらに，これより北の低地帯北部に目を向けますと，ここでは北縁が養老山地によってさえぎられています．養老山地も，東縁が東落ちの養老断層で限られた西に緩やかな傾動山地です．
ですから低地帯北部は，鈴鹿・養老の２つの傾
動地塊に挟まれた断層角盆地ということになります．この盆地にも，後ほど述べますように，
東海層群が厚く堆積しており，山麓に接した丘
陵には，東海層群が露出しています．ここでは，盆地北部の牧田川は北に流れて，養老山地北縁
い

び

いなべ

を迂回して揖斐川に合流し，盆地南部の員弁川は南南東に流れて，伊勢湾に注ぎ込んでいます．
ちなみに，この牧田川と員弁川を分つ丘陵の稜線が，ちょうど岐阜県と三重県の県境になっています．
丘陵の主体は東海層群からできているのですが，その頂部のところどころには，伊勢湾東岸と同じように，中部更新統，たとえば見当山累層といったクサリ礫を含む地層が薄くのっています．
また丘陵周辺には，段丘や隆起扇状地が分布し
うつべ

すいざわ

ています．たとえば内部川流域には，水沢 （内部川）扇状地と呼ばれている隆起扇状地が広く発達しています．そして丘陵帯と海岸線の間には，幅数kmの海岸平野が南北に伸びています．
この海岸平野の地下には，厚さ数10ｍの上部
更新統と完新統が堆積しています．
以上で，この地域の地形のあらましの説明を終りますが，このような地形の枠組みができ始めたのは，第四紀に入った頃からで，とくに低地帯内部の地形は，第四紀でも最近の地殻変動や海水準変動によって形成されています．この点は，後ほど東海層群の地質構造と関連させながら，２〜３の例をあげて説明するつもりです．

URBAN KUBOTA NO.29｜17注 １ ＝ 吉 田 史 郎 ， 1990： 東 海 層 群 の 層 序 と 湖 盆 古 地
理 変 遷 ． 地 調 月 報 （ 印 刷 中 ）．

②岩相層序

５つの地域の東海層群の岩相層序と火山灰層序

図2･1−各地域における東海層群の層序と対比

図2･3−伊勢湾西岸中北部の東海層群の地質図の関係をまとめた図，図2・3と図2・4が５つのあげ

伊勢湾西岸の東海層群は，別に奄芸層群とも呼地域をあわせて描いた地質図で，これらの図がばれていますが，私がこの地域の調査を始めた

いわば私の結論ということになります．ただし，のは1978年からで，それ以降あしかけ12年間，

図2・3の養老山地南端の多度町から南に下って，地質調査所の５万分の１地質図幅の作成のため

桑名市付近の東海層群は，嘉藤良次郎・赤嶺秀に地質調査を続けてまいりました．私が調査を雄両先生，竹村恵二氏などのデーターをもとにはじめる前は，個々の地域では調査されていたしてまとめてあります．

のですが，ほとんど岩相層序学的な研究に限らでは，以上の３つの図（図2・1,図2・3，図2・4）

れ，大阪層群や古琵琶湖層群のような詳しい火を常に参照していただきながら，それぞれの地

山灰層序の研究はごく一部に限られていました．

域について説明してまいります．

ですから，この地域の東海層群全体の岩相層序

亀山地域

や火山灰層序，また両者の関係や全体の詳しい

この地域には，東海層群のほぼ下半部が分布し地質構造についても，わからない部分が多かっます．岩相層序は．図2・1に示してありますよ

たのです．確かに，私が調査を始める前にも，

うに，下位から松阪累層・小山累層・西 行 谷 累

おやまさいぎょうだに

くすはら

竹原平一先生が伊勢湾西岸全体の東海層群の調層・楠原累層・亀山累層・桜村累層に分けられ査をなさった結果を，三重県地質図，あるいはます．全体の層厚は積算して1,800ｍ以上にな

槇山次郎先生の退官記念論文集に発表されており，東海層群全層厚の４分の３近い値になりまります．ただ，それは20万分の１スケールで描す．ですから，東海湖盆内に占める亀山地域は，

いてありましたので，東海層群全体の層序関係，

沈降と堆積が非常に大きかった場所だったので

とくに地質図には岩相層序が表現されていなか

す．

ったので，岩相層序と火山灰層序の関係が，も≪松阪・小山・西行谷累層≫

う一つはっきりしていませんでした．それで，これらの累層は，東海層群下半部の基底礫層で，私の立場としては，岩相層序と火山灰層序の関

層厚は100ｍから300ｍの範囲にあります．ど係をはっきりさせること，それにともなって，の辺に分布しているかと言いますと，鈴鹿山脈

全体の地質構造をはっきりさせるということが南部から布引山地の東縁部にかけて分布します．

調査の主な目標となり，ごく最近になってよう

一番南に露出するのが松阪累層，その北が小山

やく，全体の岩相層序・火山灰層序・地質構造

累層，一番北が西行谷累層です．これらの累層をまとめられる段階になりました（注１）．

はいずれも礫層からできているのですが，含まそれでこれから，この地域の東海層群についてれる礫の種類は，それぞれの累層で違っていまお話しするわけですが，なにぶん伊勢湾西岸全す．また３累層の層準は，火山灰層序との関係

域となりますと面積も広く，初めに述べましたから，下位から，松阪→小山→西行谷累層の順ように多くの丘陵に分かれて露出し，地層の名に堆積していることがわかりました．つまり，

前もたくさん出てまいります．それで図2・2に北にあるものほど新しくなります．

示しますように，まず全体を，まとまった層序≪楠原累層≫

を示す５つの地域に分け，各地域ごとの層序に楠原累層は，いま述べた３つの累層のうちの西ついてお話しします．そのあと，全体の岩相層

行谷累層の上位に重なり，西行谷累層の東側に序・火山灰層序と，生層序及び地質年代をまと露出しています．泥層・砂層・砂礫層・礫層のめた図を見ていただき，最後に全体の地質構造

厚さ数ｍから10数ｍごとの繰り返しからなり，や東海湖盆の古地理について，ざっと説明した

亜炭層を挟んでいます．層厚は300ｍ以下です．

いと思います．

≪亀山累層≫

まず５つに区分した地域名を南から言いますと，その上に重なるのが亀山累層です．この累層の一番南が亀山地域，その北の地域が四日市地域，

分布は非常に広く，亀山地域の大部分を占めてございしょ

さらにその北の地域が御在所山地域です．一番
いなべ

た ら

図2･2−伊勢湾西岸地域の東海層群の分布と地域名

図2･4−伊勢湾西岸南部の東海層群の地質図

いますが，単に分布が広いだけでなく，層厚も北の養老山地西側の員弁 地域と多良 地域は１つ

非常に厚く，積算していくと1,500ｍに達しまにして説明します．

す．ところが，構成岩相の方はというと，砂層

そして，図2・1が，私の調査結果を主にして，と泥層の２つだけでして，両者が実に1,000ｍ

URBAN KUBOTA NO.29｜18･19

以上にわたって単調に重なっていく，そういうているのですが，もっと北の亀山市付近になり砂層を多く挟み，しかも砂層自体の粒度が亀山

地層です．図2・6は，津市から鈴鹿市までの各

ますと，楠原累層の中にあります．ですから，累層の砂層よりも粗粒になっています．それで丘陵の東端をほぼ南北に切った断面図（位置は阿漕火山灰層が堆積した当時には，津市地域は

この点をはっきりさせる意味から，八王子累層

図2・3に示してあります）ですが，この図にみコイが生息するような湖水域であり，亀山市のと名づけました．

られるように，亀山累層は南から北に上位の地あたりは亜炭が形成されるような沼沢地であっだいたい海蔵 川より南の東海層群は，亀山累層層が順番に重なっています．これらの地層はすたということになります．

の項で述べましたように．南から北に上の地層

べて砂層と泥層からできているのですが，そのなお，亀山累層の上には桜村累層が堆積していが重なっていくのですが，四日市地域の中心部

重なり具合いをもっと詳しく観察していきます

るのですが，主な分布は四日市地域になります

だけには，亀山累層最上部に相当する八王子累と，表2・1に示すように，砂層優勢の部分と泥ので，次にお話しすることにします．

層が露出しています．そのわけは，東海層群堆層優勢の部分が，厚さ100ｍ弱から数100ｍの四日市地域

積後にこの付近に四日市ドーム構造が形成され，幅で，交互に繰り返しているのです．

この地域の東海層群は，全体からみて中部にあその隆起にともなって上位層が削られて，下位

ただし，この表のうち，最下位から２番目に位たります．層厚は300〜360ｍぐらいで，分布の八王子累層が顔を出すようになったからです．

置する片田粘土層だけは例外です．この粘土層

面積の割に非常に薄い．ということは，地質構

その様子は，図2・8の断面図によく現れていまは，他の亀山累層の部分に比べるとほとんど均造がきわめて緩やかだということです．図2・7

す．

質な粘土からなり，しかも青みが強く，露頭では，沖積面を基準に切断したこの地域の東海層≪ 泊 累層と桜村累層≫

細かく割れ易いのが特徴です．そういった独特

群の水平断面図ですが，この図から，四日市ド

泊累層と桜村累層は同時異相，つまり同じ時期の岩相を重視して，片田粘土層と名前をつけまーム状構造の頂部を中心にして，同心円状に上に堆積したけれども層相が違う，そういった地

した．片田粘土層は，図2・5に示しましたよう位の地層が外側に広がっている様子がわかりま層です．泊累層は図2・7にみるように，八王子に，津市南部の高塚丘陵だけに分布しています．

す．図2・8がこの地域の地質図で，四日市地域

累層の東側に分布します．この累層は礫層主体

この片田粘土層からは，淡水魚類のコイ化石がの東海層群は，下部の八王子累層と，その上にからなり，一部に泥層や砂層を挟んでいます．

中島経夫氏によって報告されています．ですか

重なる泊累層および桜村累層にわけられます．

露出する部分の層厚は200ｍ以下です．

ら，片田粘土層は岩相や産出化石から湖成堆積≪八王子累層≫

桜村累層は，八王子累層の西側に分布します．

物だと考えられます．

この累層の下部は泥層優勢ですが，中・上部で厚さは240〜280ｍで，細礫を含む砂層と泥層

ここで，図2・4と図2・5に描かれている阿漕 火

は細礫を含む砂層を挟みます．八王子累層は，からなりますが，両者の割合の変化によって，

山灰層に注目してください．この火山灰層は，火山灰層の対比などから，だいたい亀山累層の下位から，砂層の方が多い内山互層，ほとんど

高塚丘陵あたりでは片田粘土層最上部に挟まれ最上部に対比されるのですが，層相は少し違い，が泥層からなる乱飛 粘土層，砂層がほとんどの

あ こぎ

表2･1−亀山累層の層相変化<丘陵名は図2･3参照>

図 2･6−亀山累層の地質断面図

かいぞう

とまり

らん ぴ

図2･5−高塚丘陵における片田粘土層の分布<段面位置 A〜B は図 2･3 参照>

URBAN KUBOTA NO.29｜20

しゅく の桜台砂層，泥層の方が多い 宿 野 互層，大部分が

図2･8−四日市地域の地質図および地質断面図にしこも の砂層と砂礫層からなる西菰 野 互層の５つの部層にわけることができます（図2・7，図2・8）．
≪湯の山礫相≫桜村累層のうち，鈴鹿山脈山麓のごく近くに分布する地層はほとんど礫層からなり，ところどころに泥層を挟む層相を示しています．この礫質相を湯の山礫相と呼びます．湯の山礫相は，この地域だけでなく，亀山地域最北部や北の御在所山地域南部にも分布します．それらをあわせた層厚は，500ｍ以上になると思います．
≪四日市地域の東海層群の層相変化≫
ここで，この地域に分布する各累層の層相の相互関係についてまとめておきます（図2・9）．まず第１に，下部の八王子累層から上部の泊・桜村累層に向かって粗粒になります．次に上部の泊累層と桜村累層についてみますと，東の泊累層から西の桜村累層に向かって細粒になります．
しかし鈴鹿山脈の近くになりますと，湯の山礫相の存在で示されるように，逆に粗粒になります．また，四日市地域と亀山地域にまたがった
変化――八王子累層と亀山累層最上部について
みますと，八王子累層の分布域から亀山地域に向かって，つまり北東から南西に細粒になります．

図2･7−四日市地域の東海層群の水平分布図

図 2･9−四日市地域における東海層群の層相変化

URBAN KUBOTA NO.29｜21図2･10−多良地域の東海層群の地質図と地質断面図

図 2･11−多良地域の東海層群の層序断面図

URBAN KUBOTA NO.29｜22

注 ２ ＝ 竹 村 恵 二 ， 1984： 三 重 県 員 弁 地 域 の 鮮 新 ・ 更 新統

図2･12−御在所山地域の東海層群の地質図と地質断面図

た東 海 層 群 ． 地 質 学 雑 誌 ． vol.90， p.799〜 813．

らいなべ

多良 地域と員弁地域
この２つの地域には，養老山地南西側に露出する東海層群が含まれ，東海層群上半部の地層が分布しています．とくに員弁地域では，東海層群上半部が模式的に露出していますので，早くから松井寛・赤嶺秀雄・嘉藤良次郎などの諸先生によって調査されました．また最近では竹村恵二氏によって，火山灰層序を初めとする詳しい調査結果が公表されています（注2）．多良地域の地質図および地質断面図を図2･10に，層序断面図を図2･11に示します．
さきの図2・1に，多良地域と員弁地域の東海層群の層序関係が示してありますが，２つの地域
びを合わせた東海層群の岩相層序は，下位から美
ろく

こ

の

いち の はらこめ

鹿 累層・古野 累層・市之 原 累層・大泉累層・米の野 累層の順になります．ただ，員弁地域では市くらがり之原累層上部と同時異相の暮明 累層が，多良地
域北部では大泉累層と同時異相の多良累層が分布しています．全体の層厚は1,200ｍに達します．
び ろく≪美 鹿 累層≫
この累層の分布は極めて挟く，図2・3の地質図
で，養老山地の山麓にポツポツとついている三角印が美鹿累層です．これは図2・11に示しましたように，基盤のへこんだ所に堆積しています．
層厚は，多度町美鹿ではおよそ60ｍですが，薄い場所では数ｍの所もあります．すべて礫層からなりますが，礫は養老山地をつくる中・古生層の角礫〜亜円礫だけです．礫の淘汰は良くありません．ですから，美鹿累層の堆積物は，
分布すぐそばの養老山地からきたものです．いい忘れましたが，亀山地域の東海層群の基底礫層である松阪累層・小山累層・西行谷累層の方は，亜円礫〜円礫で，淘汰も美鹿累層より良く，
しかも小山・西行谷累層には，遠くから運搬さ
図2･13−御在所山地域の東海層群の層序断面図

れたに違いない溶結凝灰岩礫が含まれています．
この≪古 野 累層≫
古野累層は，美鹿累層の上位に重なる地層ですが，美鹿累層が分布しない場所では，直接基盤岩の上に重なっています．泥層と砂層からなり，亜炭層を挟んでいます．ですから，層準はだいぶ上になりますが，亀山地域の基底礫層の上に堆積した楠原累層と，層序的な位置関係や層相が似ています．多良地域から南に下って，多度町古野までは泥層の方が多いのですが，もっと東にいきますと，砂層の割合が多くなってきま
す．層厚は員弁地域の古野から美鹿で約100ｍ

URBAN KUBOTA NO.29｜23

ですが，北にいくとだんだん薄くなります．

ています．

100ｍ以上あります．

≪市之原累層≫

御在所山地域≪古 野 累層≫

市之原累層は，古野累層の上に重なるのですが，次に御在所山地域に移ります．図2･12がこの地

この地域でも，美鹿累層の上に古野累層が堆積

古野累層が堆積していない所では，基盤岩の上域の地質図および地質断面図，図2･13が層序断しています．層相は養老山地側の古野累層とほに直接のっています．層厚は北から南に向かっ面図です．この地域の岩相層序は，いま述べま

とんど一緒ですが，こちらの方が全体に細粒でて厚くなり，150ｍから300ｍに変化します．

した多良・員弁地域とほぼ同じで，下位から美ほとんど泥層からなります．層厚は北から南に

いしぐれ

こ

た

し

だ

の

この累層は礫層と泥層からできているのですが，

鹿累層・石榑 累層・古野累層・多志 田 川累層・向かって，70ｍから140ｍに厚くなります．

層相は北から南に向かって細粒になります．た大泉累層・米野累層にわけられます．そして南≪多 志 田 川累層≫

とえば，多良地域南部では礫層の割合が圧倒的

部には，四日市地域でお話しした湯の山礫相が古野累層の上に堆積したのが多志田川累層です．

に多く，一枚の礫層の厚さも非常に厚くて，礫

北に伸びて分布しています．この湯の山礫相は，

図2･13の層序断面図に見られるように，下位のも大きなものが含まれているのですが，員弁地大泉累層と同時異相です．

３つの地層に比べると，分布範囲がはるかに広域になりますと，泥層や砂層の割合が多くなり，

ここで図2・2を見ていただきますと，東海層群

くなり，層厚もぐんと厚くなります．層厚につ礫も小さくなります．

の露出範囲は，多良・員弁地域の方が御在所山

いて見ますと，これも北から南に向かって430ｍ≪暮 明 累層≫

地域よりはるかに広いことが，すぐにおわかりから560ｍに厚くなります．構成岩相は礫層と暮明累層は員弁地域だけに分布するのですが，いただけるでしょう．ところが，養老山地側の泥層で，砂層はほとんどありません．層相は南市之原累層上部と同層準に発達しています．層東海層群の方は層厚1,200ｍなのに，こちらのに向かって細粒になります．

厚は多度町から桑名市あたりで一番厚くて，約方は層厚1,500ｍにもなります．つまり，御在

養老山地側では，古野累層の上に市之原累層が250ｍになります．この累層は，員弁地域北部

所山地域の方が層厚が厚いのです．このことは，重なることはすでに述べた通りです．市之原累

では主に礫層からなりますが，桑名市から南にこの地域の沈降と堆積が養老山地側よりも大き層も礫層と泥層からなり，層相は南に向かって下った付近では，泥層や砂層をかなり挟むようかったこと，また，地層の傾斜が全体にかなり細粒になります．ですから，層準，層相，層相になります．

急であることを示しています．図2･12の地質図

変化についてみれば，多志田川累層と市之原累≪大泉累層≫をみますと，ほとんどの地域で地層の傾斜は30

層は同じなのです．にもかかわらず，別の名前

市之原累層の上に重なる大泉累層は，泥層と砂度以上であり，多志田川より北側や，断層が走で呼ぶことにしたのは，こちらの方には溶結凝層からなり，層厚は300ｍから400ｍの範囲にる丘陵東縁部では，60度以上の傾斜になってい灰岩の礫が，数は少ないのですがまんべんなくあります．市之原累層と同じように，多良地域

ます．多良地域では，東海層群の分布西縁は，入っており，しかも古流向が東向きを指していから員弁地域に向かって細粒になるのですが，最上部の米野累層が一志断層に切られて鈴鹿山

ることがわかったからです．ところが，養老山

員弁地域南部から桑名市付近になりますと，反脈と接するのですが，この地域では，基盤岩に地側の市之原累層の方は，溶結凝灰岩礫をほと対に粗粒になってきます．

のるのはもっと下の地層です．そして東側，つんど含んでいませんし，古流向も南西から南向

くらがり

た

ら

た

し

だ

≪多良累層≫

まり平野側に向かって順番に上の地層が重なり，きです，したがって，両者の堆積物は別々の供

多良累層は，大泉累層と同時異相の地層で，多丘陵東縁部に発達する断層によって，地層の傾給源・方向からきたと考えられます．この点を良地域北部だけに分布します．大泉累層は泥層

斜はさらに急になって平野の地下に没します．

明確にする意味で，こちらの方を多志田川累層と砂層からなるのですが，こちらの方は礫層と

図2･10の多良地域の地質断面図と，図2･12のこと呼ぶことにしたのです．

泥層からできています．図2・11の層序断面図をの地域の地質断面図を比較すれば，両地域の地≪大泉累層≫

見ていただければ，２つの累層の関係がよく理質構造の違いがおわかりいただけると思います．

多志田川累層の上に重なる大泉累層の層厚も，解できると思います．層厚は150ｍから500ｍ≪美鹿累層≫

やはり北から南に向かって500ｍから800ｍにの範囲にありまして，層相はやはり南に向かっこの地域でも，美鹿累層が一番初めに堆積して厚くなります．この層厚は，亀山累層に次ぐ大て細粒になります．

います．分布の状態，層相，層厚などの特徴はきさです．層相は養老山地側の大泉累層と同じ

多良・員弁地域と変わりません．

で，砂層と泥層からなります．ただ，砂の粒度

こめ の≪米 野 累層≫

いしぐれ

米野累層は，大泉累層と多良累層の上に重なる≪石 榑 累層≫

はこちらの方が粗くなり，時には礫層を挟んだ

東海層群最上部の累層です．分布は鈴鹿山脈の美鹿累層と同時期，あるいはその上に重なるのりします．層相は，多志田川累層と同じように山麓側に限られていて，南北に細長く分布してが石榑累層です．分布はこの地域の中部に限ら

南に向かって細粒になります．とくに，菰野 町

います．層厚は鈴鹿山脈側で厚くなって，300ｍ

れています．美鹿累層は中・古生層起源の淘汰の杉谷川流域に露出する大泉累層は，ほとんどに達するものと思われます．礫層が主ですが，の悪い角礫〜亜円礫だけからなるのですが，石泥層，しかも泥層自体が粘土からなっています．

南に分布する米野累層にはかなりの割合で泥層榑累層の方は，淘汰が相対的によい亜円礫〜円さきほど，亀山累層の片田粘土層が湖成堆積物が挟まれています．米野累層の一つの特徴とし礫からなります．しかも溶結凝灰岩の礫を含んであると言いましたが，この付近の大泉累層もて，礫の淘汰が悪くて，角礫から亜円礫からなでいます．こういった違いがありますから，石層相からみますと，湖成堆積物 の可能性が あることが指摘できます．この点は美鹿累層に似榑累層という別の名前をつけました．厚さは

ります．

こも の

URBAN KUBOTA NO.29｜24

注 ３ ＝ 吉 川 ほ か ， 1988： 三 重 県 員 弁 郡 付 近 の 東 海 層 群
火 山 灰 層 ． 地 調 月 報 ， vol.39， p.615〜 633．
吉 川 ・ 吉 田 ， 1989： 三 重 県 亀 山 地 域 の 東 海 層 群 火 山 灰
層 ． 地 調 月 報 ， vol.40， p.285〜 298．

こめ の

≪米 野 累層≫序に整理し直したものです．また，一番右には，あこぎるものなどをあげますと，亀山地域では阿漕・
おん べ がわ

米野累層の分布の南限は，これまでの研究では火山灰層のフィッショントラック年代値が示さ

岩森・長明寺Ⅱ・寺川・御幣 川 火山灰層，四日多良地域南部までとされていたのですが，私がれています．

市地域では川島Ⅱ火山灰層，多良・員弁地域でこの地域を調査した結果，地質図に示しました≪火山灰層序≫は市之原・南谷Ⅱ・坂東Ⅰ及びⅡ・嘉例 川 （パように，大泉累層の一番南の分布地域まで堆積

伊勢湾西岸の東海層群に挟まれる火山灰層につミス）・六 石 ・多良火山灰層，御在所山地域でしていることがわかりました．御在所山地域のいては，図2・1をはじめ，それぞれの地域ごと

は市之原・杉谷Ⅰ・杉谷Ⅲなどがあります．

米野累層の層相は，ここより北の多良地域のもの図面類に，名前や層準が示してあります．こここで問題になるのは，亀山・四日市・多良おのとほとんど変わりませんが，最南部の杉谷付

れらの火山灰層のほとんどは流紋岩質火山灰で，よび員弁地域・御在所山地域の対比です．地形

近では，礫層の量が少なくなって，砂層と泥層露頭では新鮮な部分で灰白色から白色を示して的にも岩相層序的にも比較的まとまっているそがほぼ等量になります．露出する部分の層厚はいます．火山ガラス主体の細粒火山灰がほとん

れぞれの地域の中では，同じ火山灰層としてさ

120〜200ｍです．

どなのですが，一部に軽石質なもの，結晶質なほど問題なく追跡できるのですが，独立させた

か

れ がわ

ろっ こく

ものもあります．ですから，大阪層群や古琵琶

４つの地域の対比となると，岩相層序の比較か③層序のまとめ湖層群の火山灰層とほとんど同じ特徴を示すわらある程度できるとしても，火山灰層によるし

これまで，順番に４つの地域の岩相層序についけですが，ただこの２層群の火山灰層に比べるっかりした対比はなかなか困難なのです．

て紹介してきましたが，ここで伊勢湾西岸の東と，全体に層厚が厚く，なかには厚さが10ｍ

この点を解決するために，多良・員弁地域と亀海層群全体の層序についてまとめます．

を超えるものもあります．

山地域の火山灰層の記載岩石学的研究が，大阪

図3・1が，全体の岩相層序・火山灰層序・生層

火山灰層の枚数ですが，図面に示した以外の火

市立大学の吉川周作先生によって行われました．

序をまとめたものです．このうち，生層序の項

山灰層まで含めると，その数はおそらく100層

その結果は，最近の地質調査所月報に掲載されに示した大型植物化石・花粉化石・長鼻類化石を超えるでしょう．代表的なもの，たとえば対ましたが（注3），その結論は，亀山地域の岩森の産出層準について補足しますと，これらは従比に有効なもの，フィッショントラック年代が火山灰層と長明寺Ⅱ火山灰層が，員弁地域の市来から報告されてきたものを，私が設定した層測定されているもの，層厚が厚くてよく連続す

之原火山灰層と南谷Ⅰ火山灰層にそれぞれ対比

図3･1−伊勢湾西岸の東海層群層序のまとめ

URBAN KUBOTA NO.29｜25

できるというものです．この結論は，図2・1とると述べられておられますが，このステゴドン

図3・1に加えてあります．

の仲間が東海層群から産出します．これは２種≪岩相層序≫

類でてきまして，一つはエレファントイデスゾ

伊勢湾西岸の東海層群の地質構造は，かなり複

各地域の岩相層序については，すでにお話した

ウ，もう一つはアカシゾウです．この２種類の雑です．ここで複雑といった意味は，地層が急通りですが，ここで岩相層序や火山灰層序によゾウの産出層準は，エレファントイデスゾウが傾斜して，断層や褶曲がたくさん発達しているって４地域を対比した結果をもとにして，全体

大谷池火山灰層直下から野村火山灰層直上までという，普通の意味とちょっと違うのです．図の層序関係についてまとめておきます．

の間，アカシゾウが嘉例川火山灰層直下から米4・1の地質構造図を見ていただきたいのですが，まず第１に，亀山地域の東海層群の下部に当た

野Ⅲ火山灰層までの間です．ですから，エレフ

この図は，主な火山灰層を沖積面で切ったときる地層は，多良・員弁・御在所山地域には堆積ァントイデスゾウの方がアカシゾウよりも早くの分布をもとにして描いたものです．図中に表していません．第２に，亀山地域の東海層群の出現したことになります．

現されている地質構造のうち，褶曲・撓曲・ド

上部は，多良・員弁・御在所山地域の東海層群

このほか図には示してありませんが，いろんなーム状構造は，これらの火山灰層を追跡するこの下部に相当します．

種類の化石が，この地域の東海層群から産出しとによって，初めてその存在を明らかにするこ

また基底礫層に当たる堆積物が，２つの層準にて い ま す ． た と え ば ， Viviparus, Anodonta,とができたものもあります．地層の傾斜が急で発達しています．下位のものは亀山地域の松Cristaria, Lanceolaria, Unio などの淡水生貝あれば，露頭でクリノメーターを用いて地層の阪・小山・西行谷累層です．上位のものは多化石や，スッポンやシカの化石などです．ただ走向傾斜の変化から地質構造を割り出せるので良・員弁・御在所山地域の美鹿累層と石榑累層しすべて陸生の化石で，海生あるいは汽水生のすが，この地域の場合，地層の変形が非常に緩です．それらの基底礫層の上には，いずれも亜化石はありません．

やかなものですから，クリノメーターだけでは炭層を挟む泥質相（前者では楠原累層，後者で≪フィッショントラック年代≫

充分でなく，あわせて火山灰層を追跡して構造は古野累層）が堆積しています．

これは初め，横山卓雄先生たちが測定され，そ等高線を描いて初めてその存在を明らかにでき≪生層序≫の後，私も何層かの火山灰層のフィッショント

た場合もあるのです．たとえば図4・1のうち，大型植物化石については，三木茂先生，安田敏

ラック年代値を求めました．下からいいますと，四日市ドーム状構造や，豊野向斜，一身田背斜

あこぎ

④地質構造

夫先生などが，以前から報告されておられます．

亀山累層最下部の阿漕火山灰層の値が4.6±0.2などは，そういった手順を踏んで存在を明らか

それらの種類を，新たに設定した全体の層序にＭa，古野累層の市之原火山灰層の値が2.8及にすることができました．

プロットしていきますと，第三紀型のメタセコ

び2.9±0.2Ｍa，亀山累層最上部の寺川火山灰

伊勢湾西岸地域において，鮮新世以降に形成さイア植物群を特徴づける種類が，全層準に含ま層が3.7±0.2Ｍa，八王子累層の川島Ⅱ火山灰れた地質構造の特徴を要約して述べますと，まろっ こく

れていることがわかります．たとえば，Metase

層が2.7±0.2Ｍa，大泉累層上部の六 石 火山灰

ず第１に，鈴鹿山脈から布引山地の東縁に発達

quoia, Glyptostrobus, Liquidamber, Sequoia

層が1.4±0.2Ｍaです．なお阿漕火山灰層の下，する一志断層糸と，養老山地東側の養老断層のsempervirens, Juglans cineria var. megaci

青色で示した4.3±0.6Ｍaは，阿漕火山灰層に存在があげられます．いずれもほぼ南北に走る

nerea, Nyssa, Picea koribaiなどです．なお，対比される知多半島の大谷火山灰層の値で，牧東落ちの断層で，前者は鈴鹿の，後者は養老の図中の阿漕火山灰層付近のPaliurus protonipp

野内さんたちによって測られたものです．

傾動地塊の東縁を画する断層です．一志断層系

onicusは知多半島から産出したものです．

このように，現在まで５層の火山灰層が測定さの方は，図に示されていますように，小さな断メタセコイア植物群消滅期を示す第四紀型の種れていますが，もう一点，多良火山灰層の対比

層の集まりから形成されています．

類は，今のところ米野Ⅲ火山灰層直下から，Piと年代値について付け加えておきます．この火

このような南北方向で東落ちの断層群は，伊勢

cea maximowicziiが報告されているだけです．

山灰層は，多良地域の多良累層最上部，つまり湾の海岸沿いにも発達しています．北からみま

鮮新世と更新世の境界は，大泉累層中部にあり東海層群の一番上付近に挟まれているのですが，すと，桑名断層，四日市港断層，四日市断層，

ますから，大泉累層上部から米野累層にかけて

最近の記載岩石学的検討の結果から，大阪層群

千 里 断層，高茶 屋 断層です．ここにあげました

もっと詳しく調査すれば，第四紀型の植物化石のピンク火山灰層に対比できることがわかりま

一志断層系の一部と，海岸線沿いの断層群は活が産出すると思います．

した（注３）．ピンク火山灰層の層準は，更新世

断層ですが，第四紀後半の活動度や変位量を見花粉化石は，島倉巳三郎先生が研究されたもの

前期末のハラミロイベントに位置しますから，ていきますと，海岸線の断層群の方が大きく，をまとめてみました．ごらんのように Carya,

多良地域での東海層群の堆積は，更新世前期末

海岸線の断層群の中でも北側，つまり養老断層

Nyssa, Liquidambar の順に消滅しています．

には終わったと思われます．

にちかいものほど大きいようです．

ち さと

たかぢゃ やただ花粉化石の研究も，大泉累層上部から米野以上述べた断層は，すべて南北方向ですが，こ累層の部分が欠けています．

の地域には東西方向の構造も発達しています．

次に長鼻類化石，つまりゾウ化石についてお話

市之原撓曲，矢合川断層，豊野向斜，一身田背します．本誌28号で亀井節夫先生が，中新世の斜などで，これらも活構造です．この方向の構

瑞浪層群から産出するゴンホテリウムの次に，造は，あまり注目されていなかったのですが，日本では大きな臼歯を持つステゴドンが出現す

構造発達史を考える上で，今後無視できない存URBAN KUBOTA NO.29｜26

在だと思います．

図4・1−伊勢湾西岸の東海層群の地質構造

次に，東海層群そのものに形成された大きな構造として，北勢盆状構造と，四日市ドーム状構
造があります．この２つの構造は，いま述べた
南北方向と，東西方向の活断層群によって出来たものですから，北勢盆状構造と四日市ドーム状構造の形成は，第四紀後半にも進行している
わけです．このことは，北勢盆状構造に調和す
るように地形自体が盆状の形態を示している（図1・1の埋谷面図を見てください）ことからも裏付けられると思います．
このような最近の構造運動は，当然この地域の地形形成にも関係しています．その一例として，
すいざわ

地形のところでお話しした水沢 扇状地があります．この扇状地は，形成時期の違う３つの扇状地堆積物からできている合成扇状地なのですが，面白いことに，時計回りの方向に新しい扇状地が形成されています．どうしてこんな扇状地が形成されたのか，私はその原因を次のように考えています．
図2・8や図4・1を見ますと，水沢扇状地の北には北落ちの矢合川断層や内山断層，東には東落
ちの四日市断層があります．ですから，北側の２つの断層と四日市断層に囲まれた基盤が一つの地塊になり，この地塊が，南下がりの傾動隆
起運動を行なったために，形成時期の異なる３つの扇状地堆積物が，時計回りに形成されたと思うのです．
もう一つ，海岸平野の形成過程にも，最近の構造運動が深く関与していることが想像されます．
この海岸平野の東縁には，桑名断層や四日市断層などの東落ちの雁行断層が発達しています．
これらの断層の活動は，当然，断層の東側に地形的に低い部分を形成します．その低くなった部分に形成されたのが，現在の海岸平野だと考えられます．もちろん，海水準変動に伴う侵食
基準面の上昇が，この地域の海岸平野の形成に大きくあずかっているのですが，その地形的な枠組みをつくったのは，基本的には雁行断層の東落ちの運動だと思います．

URBAN
URBAN KUBOTAKUBOTA NO.29｜27
NO.29｜27

⑤東海湖盆の古地理−伊勢湾西岸を中心に−ところで，この地域の東海湖盆の古地理を具体

合は，礫種を調べます．そうすると，ある種のれが図5・2です．以下，６枚の図の内容についつまり員弁地域と御在所山地域一帯の沈降が始第６期の更新世前期後半になりますと，沈降域的にお話しする前に，ちょっと触れておきたい

礫は，どの地層・岩体から供給されたかというて順に説明いたします．

まりました．この 沈 降 部 に 堆積 し た の が 美鹿はこの地域では，鈴鹿山脈と養老山地の間に限最後に話全体のまとめということで，東海湖盆

ことがあります．だいたい古地理を復元する手ことが推定できます．東海層群周辺に分布する

一番左にあるのが，第１期の鮮新世初頭頃の古累層・石榑累層・古野累層です．これらの堆積られるようになりました．北からの流れは，多（東海層群の堆積盆地という意味です）の古地

段にはいろいろあるのですが，私の場合，まず基盤岩は，図5・1のようになっておりますが，地理図です．この時期には，松阪累層が松阪市

物は，養老山地と鈴鹿山脈の両側からもたらさ

良累層最上部を堆積した後，もう堆積物を供給

理の移り変わりを，伊勢湾西岸地域を中心にし各累層をつくる堆積物が，どこから来たかといこれをみていただきますと，たとえば室生火山

付近に堆積しました．ですから伊勢湾西岸の東れました．

することはなくなりました．かわりに，鈴鹿山て述べます．

う点から検討を始めました．このことを推定す

岩・湖東流紋岩類・犬上花崗斑岩・濃飛流紋岩

海湖盆は，松阪市付近に発生したことになりま

そして次の第４期の鮮新世後期の中頃になると，脈北部から堆積物が供給されるようになって，

この地域の東海層群の堆積過程は，図2・1の全る手段はいくつかありますが，基本的にはその類といったように，岩石として識別しやすく，す．堆積物は南あるいは南西から供給されてい沈降域はもっと北へ移動しました．湖盆東側か

米野累層が堆積しました．この地層が東海層群体の対比図と図2・3と図2・4の地質図を見て，累層がどのような層相からなり，累層内部の層しかも分布の限られている岩体が周辺地域にあます．

らの堆積物の供給は相変わらず続いており，暮の最後の地層で，私の話もこの辺で終りになりどの層準の累層がどの場所に分布しているかみ

相が水平的にどの様に変化しているか知るのります．実際，礫の種類を調べていきますと，第２期の鮮新世前期には，沈降域は北にやや移明累層，泊および桜村累層の最下部，八王子累ます．

れば，大体の見当がつきます．つまり，東海層が重要です．たとえば，多良・員弁地域の市之そういった特定の岩体からきたに違いない礫が，動し，沈降域の面積も一気に広がって，湖盆内層，亀山累層最上部を堆積しました．またこの群下部は亀山地域に，東海層群中部から上部は原・大泉・多良累層などは，いずれも北から南

東海層群中に入っているのです．

部への堆積物の供給も強力になりました．この東側からの流れとは別に，北からの堆積物の供

北勢盆状構造周辺に，東海層群最上部は多良地に向かって，堆積物が細粒になっています．でもちろん，堆積物の供給方向や供給源を求める

時期の堆積物の供給方向には，西からと北東か給もありました．この北からの流れは２つあり，域に分布していますから，東海湖盆はまず亀山

すからこの場合，これらの堆積物は北の方角か場合，以上述べたようないろんな資料をできる

らの２つがあり，西からの流れが小山累層・西養老山地側からのものが市之原累層を，鈴鹿山

地域南部で沈降が始まり，沈降域は北に移動しら運搬されたということが，層相変化から判断だけ総合した上で，判断していく必要があるこ

行谷累層・楠原累層の堆積物を，北東からの流

脈側からの流れが多志田川累層を堆積しました．

てやがて北勢盆状構造域に達し，最後に養老山できるわけです．

とはいうまでもありません．しかしとにかく，れが亀山累層下半部の堆積物をもたらしました．

第５期は，鮮新世後期後半から更新世前期前半

地と鈴鹿山脈北部に挟まれた地域に達した，とさらに古流向も，堆積物の供給方向を求める上このような資料を集めて，まず各累層の構成堆

この時期には，約 200万 年 の 間 に ， 1,000ｍ ぐ

に当たります．この時期になると，沈降域はも言うことが出来るでしょう．

で有力な武器になります．露頭で地層を観察し積物の供給方向（あるいは供給源）を求めまし

らいの厚さの地層が堆積しています．ですから

っと北側に移動したのですが，面積自体は第４

このような見解は，すでに何人もの研究者によていますと，その地層をつくる堆積物がどちらた．ここでは，いちいち累層ごとに説明するわ

この時期の沈降と堆積運動は，前の時期よりも期よりも狭くなりました．湖盆東側からの堆積って述べられてきたところで，確かに大局的にの方から流れてきたかを示す堆積構造がありま

けにはまいりませんから，結論だけを図5・2の非常に大きかったと想像できます．エレファン

物の供給はだいぶ北よりになり，桑名市付近のはその通りなのです．しかし，図2･12と図2･

すから，そういった堆積構造から得られる古流

古地理図上に矢印で示しました．

トイデスゾウが生息していたのは，この時期で大泉累層や，泊及び桜村累層主部を堆積しまし

13の御在所山地域の地質図と層序断面図をみま

向を計測すれば，当時の水流の方向を求めるこ

つぎに，東海湖盆の古地理変遷の段階をよく示す．

た．鈴鹿・養老山地からの流れは，ちょうど２

すと，ここでは単純に南から北に向かって，下とができることになります．堆積構造には，いすような時間面で，東海層群全体を６つにわけ

第３期は鮮新世後期前半の時期で，沈降域はさつの山系の間を通るようになり，多良累層主部位→上位といった具合いに堆積しておりません．

ろんな種類があるのですが，私が古流向を得る

ました．そしてそれぞれの期間内に堆積した各らに北側に移りました．この時期になると，北と大泉累層を堆積しました．また，鈴鹿山脈中逆に北から南に向かって堆積している場所もあために用いたのは，ほとんど斜交層理です．

累層の分布域，つまり堆積域を描き，それにい東からの流れが支配的になって亀山累層を堆積部では西からの供給があり，湯の山礫相を堆積ります．ですから，単純に南から北へと一様に

また，堆積物の供給方向や供給源を知る手段とま述べた各累層の堆積物の供給方向を矢印で書したのですが，大きな事件として，もっと北のしています．アカシゾウが歩き回っていたのは，移動した，と即断するわけにもいかないのです ．

して，その累層が礫層を構成岩相として含む場

き加えて，６枚の古地理図を作成しました．そ

養老山地南部と鈴鹿山脈中部に挟まれた地域，

この時期になります．

図5・1−伊勢湾周辺の基盤岩の分布

図5・2−伊勢湾西岸の東海湖盆の古地理変遷
第 1期

約 530万 年 前 頃

第 2期

約400万 年 前 頃

第 3期

約 300万 年 前 頃

第4期

約250万 年 前 頃

第5期

約200万 年 前 頃

第6期

約100万年前頃

URBAN KUBOTA NO.29｜28･29

古琵琶湖層群−上野盆地を中心に−
川辺孝幸＝山形大学教育学部講師①古琵琶湖層群の概要

間に砂や礫をレンズ状に挟んでくる地層で特徴

較的砂泥互層が卓越し，上半部は比較的砂が多づけられます．厚さは20〜230ｍ，基底付近にい地層のようです．

編集

陶土層が出てきます．

琵琶湖の底でも，北湖の南端でボーリングが掘査・研究されておられる上野盆地周辺を中心にその上位に重なる伊賀累層は，厚さは最大180ｍ，られていますが，ここでは250ｍぐらいまでがいろいろとお話をお伺いしたいと思います．

湖東流紋岩類の礫を多量に含む礫層で特徴づけ

ほとんど均質な粘土層，その下に500ｍぐらい

川辺

本日は古琵琶湖層群について，先生の調古琵琶湖層群は，南は三重県の上野盆地られる地層です．主な分布地域は，上野累層の砂泥互層が続き，700〜900ｍまでが礫層，そのから，北は琵琶湖をかかえる広大な近江盆地まそれと余り変わりませんが，西から東に向かっ最下部が基盤に当たっているということです．

で南北約50kmにわたって分布している鮮新・て全体に細粒になる傾向を示します．

このようなボーリングの結果からすると，ボー更新統です．鮮新世から更新世の後期まで，こその上位に重なる阿山累層は，層厚は大体100

リングの掘られた周辺の琵琶湖（南湖）底では，の地域には湖が存在し，それは形や位置を変えｍ前後，均質な粘土層で特徴づけられます．

地表で連続が確認されていなかった草津累層とながら南から北へと移動してきたのですが，そ

阿山累層の上位に重なる甲賀累層も，やはり同堅田累層とは，約150ｍ前後の地層を挟んで連の昔の琵琶湖（古琵琶湖）に堆積した地層と，じように均質な厚い粘土層で特徴づけられる地

続的に堆積しているようです．

昔の湖の周辺の沖積平野や河川に堆積した地層層なのですが，この地層になると，堆積の場が以上，とりあえず古琵琶湖層群全体のあらましの両方をひっくるめて古琵琶湖層群と呼んでお変わります．堆積盆地が北へ移動し，そこに堆についてはこの程度にとどめ，次に私の調べまります．

積したのが甲賀累層ということになります．

した地域−上野盆地から近江盆地南部にかけ

この地層は，1920年代から30年代にかけて最初その上位には蒲生累層という砂泥互層を主体とて分布している古琵琶湖層群の下半部，すなわの概略的な調査が行われ，そのときに古琵琶湖する地層が重なります．この地層の分布は，さち上野累層から甲賀累層までの古琵琶湖層群について具体的に見ていきます．

層群という名前がつけられました(中村，1929)．

らに北へ広がり，近江盆地の湖東地域に広く分

そ の 後 1960 年 代 の 前 半 に な り ま す と ， 高 谷

布します．厚さも丘陵部で最大415ｍに達する(1963)によって古琵琶湖層群全体の火山灰層

地層です．

②上野盆地周辺の地形と基盤岩類序がたてられます．これは，全域にわたる初め

その上位に重なる草津累層は，チャートの礫で上野盆地(伊賀盆地)は，東側を標高600〜1,200ての調査なのですが，精度は20万分の１地形図

特徴づけられる地層で，湖東から湖南にかけてｍの布引山地・鈴鹿山脈，南を標高1,000ｍ前

オーダーであったわけです．それで，その後この丘陵部の，琵琶湖に面する地域に分布します．

後の室生山塊，西を標高600ｍ前後の大和・設

しがらきの高谷の層序をもとにして，1960年代の後半か

厚さは130ｍをこえます．

ら現在までより詳しい火山灰層序が明らかにさ草津累層の上位には堅田 累層が重なりますが，丘陵をへて近江盆地に接します．近江盆地とのれ，古琵琶湖層群の層序が次第に確立されてき

図1・2では，その間に時間的ギャップを示して境は，阿山丘陵中の入りくんだ分水嶺で，それます ．例 えば ，Yokoyama（1969），横 山ほ かあります．この地層は，湖西の堅田丘陵に離れが三重県と滋賀県との境にもなっています．上（1968），古琵琶湖団体研究グループ（1977，て分布しているために，現在のところ，丘陵部

野盆地には，奈良盆地に向かって西流する木津1981），あるいは横山ほか（1979）などです．

では連続的な地層がみられません．そのため地川と，その支流の名張川，服部川，柘植 川など

私は，1970年代の終わりころから現在まで，南表の層序だけからいえば，連続が確かめられてが流れますが，これら河川の流域には，標高は上野盆地から，北は水口丘陵と甲賀丘陵の境

いないというわけです．堅田累層は大部分が粘120〜130ｍの小さな平野と，現河床からの比高やすを流れる野洲 川までの古琵琶湖層群について調楽 高原に囲まれ，北は標高200〜250ｍの阿山

かた だ

りゅう

土層と砂層の互層からなりますが，最上部に 竜がつげが30〜50ｍ前後の丘陵がひろがります．古琵琶

べてきました（川辺，1981，1986，Kawabe，

華 砂礫層と呼ばれる砂礫層がのります．

湖層群は，主としてこれらの丘陵に露出します．

1989）．この地域には，古琵琶湖層群の下半部

さらに堅田累層の上位と考えられている地層と周辺の基盤岩類は図2・1の地質概略図にみるとにあたる地層が分布しますが，本日はこの地層して高島累層があります．これも琵琶湖の北西

おりで，ほぼ三重県と滋賀県の県境付近を境に，について，その堆積の場も含めて少し詳しくお部に遠く離れて分布しますので，層序関係を確

南側はおもに花崗岩類からなる領家帯の岩石か話ししてみたいと思います．

立するのが難しく，高島累層の下限と堅田累層

ら，北側はおもにチャートや頁岩・砂岩などのそれでまず最初に，古琵琶湖層群の全体についの上限がどういう関係にあるのかというのは，中・古生界の堆積岩からなる丹波帯の岩石からて簡単に触れておきます．図1・1が古琵琶湖層

まだ未解決の問題となっています．

構成されています．

群の地質概略図，図1・2が層序関係を示したもそれから，地層の全く露出していない琵琶湖の第三紀中新世の第一瀬戸内海の堆積物は，近江のです．古琵琶湖層群は全体の層厚が1,500ｍ

地下の地層ですが，図1・2に示してあるのは守盆地と上野盆地の境界付近の東西両側の基盤山をこえる地層で，層相によって下位から上位へ，山市の野州川河口で行われた守山1,000ｍボー

地（鈴鹿山地側に鮎河層群・鈴鹿層群・阿波層

上野累層，伊賀累層，阿山累層，甲賀累層，蒲リングの柱状図で，ここからは幾つかの火山灰群，信楽高原側に綴喜 層群）と，上野盆地の南生累層，草津累層，堅田累層，高島累層という層が見つかって対比も行われています．湖東の側の基盤山地（室生山地に山粕 層群）に分布しように大きく区分されます．

堅田寄りでも何本かのボーリングが掘られていていますが，盆地の底には分布していないよう

最下位にある上野累層は，上野盆地〜近江盆地

ますが，それによると大体900ｍぐらいで基盤です．また，古琵琶湖層群の堆積盆地とその周南東部に分布し，不淘汰の粘土層を主体とし，に当たっています．この付近では，下半部は比辺の古地理を考えるうえで重要な基盤の岩石と

つづ き

やまかす

URBAN KUBOTA NO.29｜30

図1･2の火山灰層のフィッショントラック年代(Ma)上仰木Ⅰ･Ⅱ＝(0.37±0.38)
別所＝2.1±0.4
バイオタイトⅡ＝0.68±0.14
清水谷＝2.1±0.4 2.3±0.4
バイオタイトⅠ＝0.7±0.1
虫生野Ⅱ＝2.27±0.44
喜撰＝(0.87±0.07)
相模Ⅰ＝(2.71±0.49)
五軒茶屋＝1.67±0.28
馬杉＝3.1±0.5
徳谷＝2.1±0.4
予野Ⅰ＝3.33±0.28

図1･1−古琵琶湖層群の地質概略図

図1･2−古琵琶湖層群層序

図2･1−古琵琶湖層群下部周辺の地質概略図

URBAN KUBOTA NO.29｜31図3･1Ａ−上野盆地周辺各地域の古琵琶湖層群の模式柱状図とその対比して，中生代後期の大規模火山岩類である湖東
流紋岩類と，第三期中新世後期の火山岩類であそにる室生火山岩(曽爾 累層群)があります．これらは，時代は異なりますがいずれも酸性の火山岩類で，前者は上野盆地北方の琵琶湖の東岸付近に，後者は上野盆地の南方の室生山地に，それぞれ上野盆地を挟んで南と北に分布しています．
③上野盆地周辺の古琵琶湖層群の層序
上野盆地周辺には，上野累層，伊賀累層，阿山累層，甲賀累層および蒲生累層下部という，古琵琶湖層群の下半部が分布しますが，これらの地層の堆積状況を調べていきますと，盆地内の基盤の高まりや断層・撓曲などを境にして，層厚や層相が著しく変わります．
図3・4は上野盆地周辺の地質構造図です．図にみるように，周辺山地の基盤岩類と古琵琶湖層群とは多くは断層で境されていますが，火山灰層の等高線によって示される古琵琶湖層群の変形の姿からは，盆地内部にもそれらと同方向の断層や撓曲がよく発達していることがわかります．そして古琵琶湖層群の層厚や層相は，これらの断層・撓曲を境にして変わっているのです．
しかもこれらの断層・撓曲は，主として北北西〜南南東方向と，東北東〜西南西方向の２方向に発達し，それらが互いに切りつ切られつという関係にあります．このため盆地内は，いくつかの小地塊に−断層や撓曲を境にして相対的に上昇する側と沈み込む側とが隣接しあう小地
塊群に分かれ，これらのブロックごとに地層の図3･3−地質断面図

様相が異なるという状況を呈します．
こうした事情から上野盆地周辺では，島ヶ原，
花ノ木丘陵，上野市東南部，伊賀〜大山田，阿山，甲賀という６つの地域に分けて，その岩相層序を地域ごとに詳しく調べました．幸いなことに，各地層中には多くの火山灰層が挟まれていて，それらを鍵層にして各地域内および各地
域間の同一層準の地層を対比することができました．こうして，この地域の火山灰層序・岩相層序を確立することができたわけですが，その層序関係を示したものが図3・1Aおよび図3・1
B，この層序にもとづく地質図が図3・2および
図3・3です．

URBAN KUBOTA NO.29｜32図3･1Ｂ−上野盆地周辺の古琵琶湖層群の層序図

図3･2−上野盆地周辺の地質図

図3･4−上野盆地周辺の
地質構造

URBAN KUBOTA NO.29｜33

④上野盆地周辺の古琵琶湖層群

理の粘土層が厚く発達し，この粘土層からは淡っていきますと，島ヶ原地域の最大30cmから水棲の貝化石や小魚類の化石がたくさん出てき東方に向かって次第に小さくなり，それに伴っ上野累層

ます．層厚も上野累層の中では一番厚く，全体て礫層の間に砂層やシルト・粘土層が多く挟ま上野盆地で最初に地層が堆積し始めたのは南部の粘土層の厚さは，間に挟まれる砂層を除くとれてきます．そして最も東側の伊賀〜大山田地の名張，花ノ木，上野市東南，伊賀〜大山田，200ｍに達します．

域では，礫が数cmと小さくなってしまいます．

などの沈み込み側の各ブロックです．これらの

なお上野盆地の古琵琶湖層群に含まれる礫種組

その様相は，伊賀累層下部の礫径変化図（図各地域では，花崗岩からなる基盤の凹みを埋め成は図4・4のようになっています．島ヶ原や花4・2）によく示されています．

て，上野累層下半部が堆積します．この地層は，ノ木地域の上野累層の礫種には，すぐ南の室生伊賀累層は，下位から上位に向かうにつれて，植物の根の化石や痕跡の入った淘汰の悪い粘土

火山岩の礫は含まれていても，北方の湖東流紋

全体的に細粒化します．礫径は小さくなり，１層が主体で，その間に粘土層をレンズ状に削り岩の礫は見出されません．

枚ごとの礫層の厚さも薄くなって，比較的厚い込んで砂礫層が挟まっているのが特徴です．

伊賀累層

シルト・粘土層と互層するようになります．図これらの地域に対して相対的に上昇側にある地上野累層の上には伊賀累層が重なります．この4・3が伊賀累層上部の礫径変化と古流向を示し

域，すなわち島ヶ原，阿山，甲賀の各地域では，地層も伊賀〜大山田地域で層厚が最も厚く170たもので，その様相は伊賀累層下部と比べてぐ

これよりやや遅れて上野累層上部が堆積し始め

ｍ，伊賀〜大山田地域の北は伊賀−阿山撓曲をんと穏やかになっています．

ます．こうして上野盆地は，いくつかの小堆積

境に阿山地域となりますが，ここでは，西部で阿山累層盆に分かれた格好で，ほぼ全域が堆積の場とな

約30ｍ，東部で80ｍ，一方，盆地の西の方で伊賀累層の上には阿山累層が重なりますが，こります．この時期の地層（上野累層上部）も，は，花ノ木断層を境に南の花ノ木地域が160ｍ，の地層は，島ヶ原，花ノ木地域には分布してい伊賀〜大山田地域を除くと，いま述べたような

北の島ヶ原地域が約80ｍ，甲賀地域では葛木断ません．おそらく，これらの地域にもある程度特徴ある層相を示しますが，特に島ヶ原地域の層・撓曲を境に北西部が約70ｍ，東部が約160は堆積したのでしょうが，現在は削剥されてし伊賀粘土層は，風化した花崗岩から洗いだされ

ｍ，このように沈み込み側で厚く，上昇側ではまったと思われます．

た石英・長石粒を含む蛙目粘土，あるいは炭化地層が薄くなります．

阿山累層は，層厚が最大130ｍ，主として塊状・した植物片を含む木節粘土などの陶土層を多く上野累層は粘土を主にした地層でしたが，伊賀無層理の厚い粘土層からなり，下位の和田部層含み，それらは基盤の花崗岩の凹みを埋めて堆累層は一転して礫層主体の地層に移り変わりまと上位の甲南部層に分かれます．

積しています．

す．特に島ヶ原地域では，伊賀粘土層の上に，

図4・5Aが和田部層の等層厚線図で，伊賀〜大

図4・1は，上野累層の粒径変化と古流向を示し

これを削り込みながら北又 礫層が約40ｍの厚さ

山田地域で最も厚く72ｍ，次いで甲賀地域東部たもので，各地域に形成された小堆積盆には周で堆積していますが，この礫層には，大きさがが60ｍ，他の地域でも，断層・撓曲の沈み込み

辺からの供給が主であったことがわかります．

野球のボール（中礫）からラグビーボール（大側で層厚が厚くなります．図4・6は，和田部層

ただし，同一層準の砂層を追っていきますと，

礫）ほどもある礫が出てきます．しかもその礫の層相・層厚を示したパネルダイアグラムです．

西部，南部，北東部の各地域から伊賀〜大山田

層には，北方の湖東流紋岩の礫が60〜70％も含図にみるように，伊賀〜大山田地域では，厚い地域南部に向かって細粒化していきます．そのまれています（図4・4）．

塊状・無層理の粘土層中に３枚の砂層が挟まれ

伊賀〜大山田地域では，淘汰のよい塊状・無層

この礫層は，側方へよく連続するのでそれを追ますが，各砂層の層厚はいずれも北東へ向けて

図4･1−上野累層の礫径変化

きたまた

図4･2−伊賀累層下部の礫径変化

図4･3−伊賀累層上部の礫径変化

図 4･4− 上 野 盆 地 周 辺 の 古 琵 琶
湖層群の礫種組成

URBAN KUBOTA NO.29｜34図4･5Ａ−阿山累層和田部層の等層厚線図<単位ｍ>

図4･7Ａ−阿山累層甲南部層の等層厚線図<単位ｍ>

図4･9Ａ−甲賀累層の等層厚線<単位ｍ>

図4･5Ｂ−和田部層の高峰Ⅱ・馬杉火山灰層<単位ｍ>
間の砂層の等層厚線図

図4･6−阿山累層和田部層の層相・層厚を示すパネルダイア
グラム

図 4･7Ｂ − 阿 山 累 層 甲 南 部 層 の 最 下 部 を 構<単位ｍ>
成する砂層の等層厚線図

図4･8−阿山累層甲南部層の層相・層厚を示すパネルダイア
グラム

図4･9Ｂ−甲賀累層最下部砂層の等層厚線図

図4･9Ｃ−甲賀累層中部砂層の等粒度線図<単位ｍ>

図4･9D−甲賀累層上部砂層の等層厚線図<単位ｍ><粒径mm>

図4･9E−甲賀累層上部砂層の等粒度線図<粒径mm>URBAN KUBOTA NO.29｜35注１：下底面の様子＝下位の地層を平坦に削っているか，溝状に削っている．ほとんど削らずに重なっているか，など．地層のたまったときの流水の状況を推定できる．削っている量が多いほど流速が速いことがおおく，溝状は流水がその溝の部分しかなかったことを示す．
基質の状態＝砂粒や礫と礫のあいだを埋めている物質の状態．ほとん
ど何も詰まっていないとか，つぶのあいだを粘土が，または細かい砂がうめている，など．砂や礫がどのようにして運ばれてきたのかを知厚くなり，また粗粒化します(D〜Dʼ)．阿山

地層は，阿山累層と同様に塊状・無層理の厚い地域や甲南地域でも同じように北東方向からの粘土層からなりますが，ただ堆積した場所は明供給を示します．(B〜Bʼ, C〜Cʼ)．図4・5Bに，らかに北へ移っており，それにより阿山累層と以上のように，上野盆地の古琵琶湖層群を構成

３枚の砂層のうち一番上位の砂層の等層厚線と区分されます．

する各累層は，礫層，砂層，シルト，粘土層か古流向を示しました．

図4・9Aは，甲賀累層の等層厚線図です．図のらなりますが，これらの地層を１枚１枚の地層

上位の甲南部層は，阿山地域では主に塊状・無ように甲賀丘陵北東部が最も厚くて約125ｍ，（単層）の単位で，その広がりや厚さ，下底面

層理の粘土層・甲賀地域では砂層優勢の砂泥互

同丘陵南部で約110ｍ，同丘陵西部で約80ｍとの様子(注１)，基質の状態，葉理の形態，古流層からなりますが，この時期に入ると，後背地なり，北に向かって層厚が増大します．このよ向，化石の状態，さらにはほかの地層とどういに変化の生じている様相がはっきりとあらわれ

うに甲賀累層は，阿山累層までのそれとは全くう上下関係で組合さっているのか，あるいはまてきます．

逆の方向に向かって層厚が厚くなり，堆積の中たそれらの平面的な広がりなど，地層の産出状

図4・7Aは甲南部層の等層厚線図で，層厚の最心部も北方に移っています．

況を丁寧に調べていきますと，地層が堆積したも厚い目玉は甲賀地域東部に移って，そこの層

甲賀累層の粘土層には３層準に砂層が挟まれま

当時の環境をより詳しく，より正確に復元する

厚は約60ｍです．甲南部層の層相・層厚を示す

す（図3・1参照）．図4・9B〜Eは，これら各砂ことができます．上野盆地の古琵琶湖層群の岩ダイアグラムは図4・8のようになり，最も細粒層の等層厚線および等粒度線を示したものです

相から推定される代表的な堆積環境には，①斜な層相を示すのは阿山地域西部ですが，それはが，各砂層はいずれも東南東〜東に向かって層面崩壊堆積相（土石流〜泥流成相）②扇状地

一方では北東方向に粗粒化して甲賀地域東部で厚を増し，粗粒化します．古流向も東〜南東か

成相

は層厚が最も厚くなります（C〜Cʼ）．

ら西〜北西への方向を示し，阿山累層までの層

どがあります．以下，地層の産状から推定されこの傾向は和田部層と同じなのですが，甲南部

準とは逆に近い方向へと変わってしまいます．

る代表的な堆積環境について，層相の特徴をも層にみられるもう１つの特徴は，甲賀丘陵中央

こうして，さきの図1・1にも示したように，甲とに少し詳しく述べます．

部（Aʼ）では粗粒砂とシルト・粘土の互層の中

賀累層は野州川の北にも分布することになり，①斜面崩壊堆積相（土石流〜泥流成相）に礫層が挟まれ，また塩野周辺（A）では礫層

甲賀累層の時代に入って，堆積盆地が北へ移動〔層相〕泥質の基質からなる淘汰不良の礫層のが主体になっていて，北西からの供給方向が新したことがわかります．

場合と，泥質からなり花崗岩の円礫を含む淘汰

たに生じているということです．

蒲生累層

不良の花崗岩質砂の場合があります．後者は，

図4・7Bは，甲南部層の最下部の砂層の等層厚

甲賀累層の上には蒲生累層が重なります．野州

上野累層で特徴的に発達しています．いずれも線と古流向を示したものですが，これにもみら川以南では，蒲生累層の下半部にあたる地層が外形が蒲 鉾 状に上に凸になっており，ほとんどれるように甲南部層では，従来の，上野累層か

甲賀丘陵北西部の丘陵頂部に分布します．ここ内部堆積構造を示しませんが，礫の径は単層のら阿山累層和田部層までの層準にはみられなかでの層厚は約150ｍ，砂と泥の互層です．蒲生

上部ほど大きい傾向があります．

った異質の古流向，北西から南東へ向けての供累層は，北に移動した堆積盆地につもった地層〔環境〕基質が泥質で，ほとんど内部堆積構造

給方向が生じています．これらのことは，北西ですから，この地層は，野州川以北の水口丘陵，を示さず，外形が蒲鉾状に上に凸になっている

方向の後背地に何らかの変化が発生したことを湖南地域，日野地域，多賀地域まで広く分布し，ので，この礫層は密度の高い泥水のような状態

語っています．

層厚は280〜400ｍに及びます．

で運搬され，堆積後も，流水の影響をあまり受⑤堆積環境の復元③河川成相④三角州成相

⑤湖成相な

かまぼこ

甲賀累層

けなかったものと考えられます．堆積以降に強阿山累層の上には甲賀累層が重なります．このい流水の影響を受けた場合には，基質が洗い流

写真1−網状河川成相を構成する礫層とシルトの互層

図5･1−網状河川成相を構成する露頭(写真１)のスケッチ

図5･2−蛇行河川成相を構成する露頭(写真２)のスケッチ

URBAN KUBOTA NO.29｜36

ることができる．基質が少ない場合には流水によって，泥質な場合に古流向＝地層がたまっていた瞬間の水の流れの方向．斜交葉理の最も平面的に，同じ層準の地層で，多数の地点で測定する必要がある．

は土石流などの密度流によって運ばれたことが多い．

傾斜している方向や，地層の下底面が下位の地層を削っている場合に化石の入り具合い＝割れて入っているか，こわれずに入っているか，葉理（ラミナ）の形態＝地層中の砂粒の並び，実際に地層をつくっては削り込んでいる溝の伸びの方向など，１つの地点，１つの単層での植物の場合には生えていた状態を残しているか，葉理にそって植物のいる砂粒がたまったときの流速や流れの方向を知ることができる．平

測定の結果からは，測定している斜交葉理をつくっている砂粒や礫が葉が密集しているか，など．現地性の化石か，死んでから流されて別行葉理（粒子が地層の下底面や上面に対してほぼ平行に並んでいる）．

たまったときの，まさに測定しているその地点での流れの方向を知るの場所にたまった異地性の化石かどうかを知ることができる．現地性や斜交葉理（粒子が下底面や上面に対して斜交して並んでいる.形にことができる．現在の河川で，ある地点での水流の方向は川の流れのの化石の場合には，その生物の種類によって，どのような環境であっより，さらに平板葉理，トラフ型葉理などに区別できる）などがある．

方向と一致していないのが普通で，当時の川の流れを復元するには，たかをある程度推定できる

され，礫のみが残って，基質をほとんど含まな位に重なる砂層は，層厚が10〜50cm程度で，く連続します．下部の礫層や砂層の示す古流向い礫層になるはずで，こうした特徴から，土石礫層の上位の浅い凹みを埋めて堆積しています．

は，チャンネルの方向にほぼ平行で比較的まと流堆積物であると判断できます．

シルト層などの細粒堆積物には，草本類の根やまった方向を示し，中部や上部の砂層や薄互層

上野盆地周辺では基盤岩類のほとんどは花崗岩

その痕の化石が含まれています．

などの示す古流向は，多くの場合，チャンネル

類ですが，風化が著しい部分では，花崗岩はマ〔環境〕礫層が下位の地層を大きく削っており，の方向や下部の示す古流向に斜交します．

サ化して風化殻の円礫状の核が残るために，泥砂質または基質を含まないことは，急激な流水〔環境〕地層の下底面が，下位層を不規則また質の基質の量が増え，含まれる礫も円磨度が高のもとで礫層がもたらされたことを，また礫層はチャンネル状に削り込み，岩相組合せの下部

くなります．さらに強風化をうけている場合にの上位の凹みを埋めて砂層〜シルト層が堆積しでは，古流向がまとまった方向を示しているこは，その核すら無くなってほとんど礫を含まなていることは，礫層を堆積した急激な流水の後と，平行葉理やトラフ型斜交葉理などが認めら

い泥流堆積物になります．島ヶ原地域の陶土とに，比較的穏やかな流水があったことを示してれること，上方細粒化を示すこと，地層が平面して使われている蛙目粘土は，このような強風

います．さらに礫径の平面的な広がりをみると的によく連続することなどから，流速が比較的化をうけた花崗岩から由来した泥流堆積物であ

図4・1〜図4・3のように，後背山地の湾入部を早く，広い幅をもった流水域で堆積したと推定

ると考えられます．

中心に，形の崩れた同心円状を示します．こうされます．

これに対して，風化の進んでいない新鮮な部分した事実から，この一連の岩相組合せが扇状地

岩相組合せの中部で，平板状葉理や平行葉理のでは，花崗岩は節理に沿って壊れるために，礫成層であると判断できます．

発達する砂層が発達し，古流向も分散傾向にあは角礫状になり，基質も少なくなります．上野③河川成相るのは，下部の堆積時に比べて流速が遅くなり，累層〜伊賀累層，甲賀累層下部などの，盆地縁

河川成相のうち主なものは，網状河川成相，蛇流水が下部の粗粒堆積物の堆積面の微地形に影辺部の基盤にアバット不整合で接している付近

行河川成相，小規模河川成相，後背湿地成相の響されて分散的に流れていることを示していまでみられます．

４つが識別できます．

す．また上部で，後背湿地成の細粒堆積物に移②扇状地成相≪網状河川成相≫

り変わることは，次第に流水の影響が衰えてい〔層相〕下位から，塊状で基質の少ない礫層や，〔層相〕下位から，平板型もしくはトラフ型のったことを示します．以上のようなことから，

比較的淘汰がよくトラフ型や平板型の比較的規

斜交葉理の発達する礫層・中部は比較的規模の網状河川であると判断できます．上野市西南部

模の大きい斜交葉理の発達する礫層，次いで平大きいトラフ型・平板型などの斜交葉理の発達の上野累層市部部層や，島ヶ原地域から花ノ木

行葉理やトラフ型の斜交葉理の発達する砂層，

する砂層・上部は小規模な斜交葉理や平行葉理

地域，伊賀〜大山田地域の伊賀累層によく発達

最上位は連続性のよいシルトと細粒砂の薄互層の発達する砂層，最上部は連続性のよいシルト

しています．

や淘汰の悪い塊状の砂層，などから構成されまと細粒砂の薄互層，などの岩相組合せからなり，≪蛇行河川成相≫す．

上方に向かって細粒化します．

〔層相〕下位から，比較的淘汰がよく，トラフ

下底面は，不規則であるか，または深さが１〜下底付近では，塊状で基質の少ない礫層がみら型の斜交葉理の発達する礫層・砂層・中部は層２ｍ前後の規模の大きいチャンネル状の削り込れることがあり，粗粒部は一般によく淘汰され厚の変化が激しく連続性の悪いシルトと粗粒砂みをつくっています．ひとつの岩相組合せの厚ています．下底面は，下位層を不規則に削り込の薄互層・連続性のよいシルトと細粒砂の薄互さは１〜３ｍ程度で，大部分が下部の礫層で構む場合（写真１および図5・1）と，チャンネル

層，上部は淘汰が悪く植物根やその痕跡の発達成されています．礫層は，砂質の場合や，ほと状に削り込む場合があります．ひとつの岩相組する粘土層，などの岩相組合せからなり，上方

んど基質を含まない場合もあります．礫層の上合せの厚さは１〜４ｍ程度で，地層は側方によに細粒化します．

写真2−蛇行河川成相を構成するイプシロンタイプの斜交葉理(上)と現在の蛇行河川(下)写真２＝上の露頭写真では，スケッチで示すように砂層とその上位に重なるシルト層を削り込んで礫まじりの粗粒砂が堆積している．この礫まじりの粗粒砂層を詳 し く み る と ， 深 さ 約 ３ ｍ ， 幅 約 15ｍ の ， 左 側 が 急 傾斜面になった逆三角形状の削り込みが，礫まじりの砂を堆積しながら，右から左へと移動しているのがわかる．スケッチでは，このような削り込みが３つ示されている．
このような地層の堆積形態は，現在の（人の手の加わらない）蛇行河川でみられるものと同じである（写真下は，京都府相楽郡西加茂町西の木津川）．
また写真の露頭では，下位のシルト層が，礫まじりの粗粒砂層の下底面にそってたれこんでいる．これは，攻撃斜面が大規模な洪水によって侵食をうけた時，上位のシルト層は比較的侵食に強く，下位の砂層の方が軟らかったためにえぐられてシルト層の部分がオーバーハングして，当時の川に落ちこんだと考えられる．

URBAN KUBOTA NO.29｜37下底面は，古流向に直交方向では，片側が急斜

れ込み，流速の低下とともに急激に運搬力を失

植物の成育や干痕などによって表面近くの地層

面の逆三角形状に２〜４ｍの深さで削り込んでい粒子を堆積して形成されたと推定できます．

が壊されたことを物語っています．すなわち，います．削り込みの急斜面側ではオーバーハン

以上のことから，大規模な洪水時に，後背地の洪水時には，砂の薄層が供給され，平常時は，グしていることもあります．平面的には，幅の花崗岩から由来した砂を多量に含んだ洪水流が，穏やかな帯水域〜湿地で，シルト・粘土などの狭い曲がりくねった帯状の砂層・礫層の水平分

基盤山地に隣接する扇状地などを流れ下った末

細粒堆積物の堆積が行われ，同時にイネ科など

布を示します．

端で湿地帯に流入したような，短期間の小規模の植物が生育し，時には水が干上がるようなと規模の大きい露頭では，写真２（上）および図

河川によって堆積した地層であると考えられまころであったと推定できます．おもに花ノ木丘

5・2のように，下位の砂層・シルト・粘土層をす．

陵や阿山地域に分布する上野累層・伊賀累層に側方に削り込みながらイプシロンタイプの砂礫≪後背湿地成相≫

発達しています．

層が堆積している様子が観察できます．トラフ〔層相〕淘汰が悪く植物根やその痕跡の発達す④三角州成相型の示す古流向は，一般に削りこみの急斜面のる粘土層・層厚の変化が激しく連続性の悪いシ〔層相〕下位から，連続性のよいシルトと細粒方向に対してやや斜交し，数km四方の範囲でルトと粗粒砂の互層・連続性のよいシルトと細砂の薄互層やリップル葉理の発達する砂層，中

みると，一つの方向を中心に，±90°前後まで

粒砂の薄互層などを主体とします．リップル葉部は平板型の斜交葉理の発達する砂層，上部は大きく分散します．

理の発達する砂層・平板型の斜交葉理の発達す

比較的規模の大きいトラフ型の斜交葉理の発達〔環境〕平面的には，砂層・礫層は，狭い幅でる砂層などを挟みます．蛇行河川成・網状河川する砂層あるいは平行葉理の発達する砂層，な

曲がりくねって帯状に連続した水平分布を示す

成の堆積相に隣接もしくは削剥されて発達し，どの岩相組合せからなり，上方粗粒化の傾向をこと，古流向が大きく分散すること，下位の後地層の水平的な連続は，図5・3にみるように数示します．これらの岩相組合せで構成される地

背湿地相を削り込んで，イプシロンタイプの斜100ｍ以上の広がりを示します．

層は，厚さが0.5〜10ｍで，平面的には，２〜交葉層が認められることなどから，蛇行河川で粘土層などの細粒堆積物は一般に淘汰が悪く，８kmの規模で舌状ないしは帯状の形をとってあると判断できます．花ノ木丘陵地域の伊賀累

イネ科の植物の葉の化石，草本類や木本類の根広がっています（図4・5B，図4・7B，図4・9D）．

層に特徴的に発達しています（図5・3）．

やその痕の化石が含まれます．また，粘土層中基底部を構成する細粒砂層〜細粒の細互層は，なお，このような堆積物に隣接して，層厚の変には団子状に砂が含まれていたり，角礫状に割薄いながらも水平方向によく連続し，その上位化が激しく連続性の悪いシルトと粗粒砂の薄互れた粘土の間に粗粒砂を含む粘土が埋めていたには前置層である平板状葉理の発達する砂層が層や，逆級化構造の発達する連続性のよいシル

りすることがあります．

重なります．

トと細粒砂の薄互層が分布していますが，これ粗粒堆積物のうち，平板型の斜交葉理の発達す

地層を構成する砂粒の最大粒径は，堆積体の層は自然堤防の堆積物であると考えられます．

る砂層〜トラフ型の斜交葉理の発達する砂層は，厚変化と調和的な分布を示し，舌状ないしは帯≪小規模河川成相≫

蛇行河川成相に隣接して，下位のシルト・粘土状に砂体が分布します（図4・9C，D）．また，〔層相〕下位の後背湿地状の細粒砂・シルト・

層をチャンネル状に削り込んで発達し，チャン

中・上部を構成するトラフ型の斜交葉理の発達

粘土互層などを削ってつくられた深さ0.5〜1.5

ネルの方向は，一般に隣接する蛇行河川成相のする砂層や平板型の斜交葉理の発達する砂層なｍ，幅約１〜３ｍの逆台形状のチャンネルを埋示す古流向に斜交しています．

どの粗粒砂からなる部分では，地層の層厚変化めている，比較的淘汰のよい粗粒〜極粗粒の砂

連続性の悪いシルトと粗粒砂の薄互層やリップと調和的な古流向を示しますが，下部を構成し層からなります．砂層内では，粒径は上位に向ル葉理の発達する砂層は，層厚が数cm〜数10ているリップル葉理の発達する砂層や連続性のかってやや細粒化し，砂層の上面はやや上に凸cmと比較的薄いのですが，水平的によく連続

よいシルトと細粒砂の薄互層のリップルの示す状をなし，上位に重なるシルト層に急激に移りします．島ヶ原地域のように両側から基盤がせ

古流向は，地層の層厚変化とは関連性がみられ変わります（図5・4，写真３）．

まった狭い堆積域では，立ち木の化石や，材木ません．

おもに，花ノ木丘陵や上野市南東部，島ヶ原地の化石からなる亜炭層を挟んでいます．

〔環境〕下部を構成するリップル葉理の発達す域で，上野累層下部の花崗岩質の粗粒砂層を主〔環境〕粗粒堆積物は，自然堤防が決壊したり，る砂層や連続性のよいシルトと細粒砂の薄互層体とする扇状地相から，シルト・粘土層の卓越

洪水が自然堤防をオーバーフローしたさいにもなどにリップル葉理がみられたり，無構造の細する後背湿地相に移り変わる地域に発達していたらされた堆積物と推定できます．淘汰が悪く

粒堆積物が主体をなしていることからは，水流

ます．

植物根やその痕跡の発達する粘土層などの細粒のきわめて弱い帯水域で堆積したことが推定で〔環境〕粗粒〜極粗粒砂からなる砂層が，上位堆積物には，イネ科の植物の葉の化石や木本類

きます．他方，この地層が，湖成相の厚い粘土に重なるシルト層に急激に移り変わることは，の根の化石を含むことが多いので，水深数メー層に挟まれて発達していることや，単層単元の流速が急激に変化したことを，また，チャンネ

トルより浅い帯水域〜湿地域での堆積物である

組合せ，地層が上方粗粒化を示すこと，砂体のルをつくっていることから，砂をもたらした流と推定されます．

形態が舌状をなしていることなどから，三角州，

水のエネルギーは大きかったことがわかります．

また団子状の砂が含まれていること，角礫状におそらくは鳥嘴状三角州の堆積物であると推定

すなわち，花崗岩質砂を含んだ密度の高い高エ

割れて間に砂質粘土を含むことは，粘土が堆積できます（図5・5，写真４）．

ネルギーの流水が，後背湿地のチャンネルに流している間に砂が間欠的に供給されていたが，おもに，伊賀〜大山田地域，阿山地域，甲賀地

URBAN KUBOTA NO.29｜38写真４

三角州成相を構成する露頭(滋賀県甲賀郡甲南町葛木)

阿山累層和田部層馬杉火山灰層〜高嶺Ⅱ火山灰層間の地層，草刈鎌の写真の露頭は，三角州の発達方向（川の流れの方向で平板型斜交葉理

刃の直上まではカレントリップルを主体とする細粒砂層，刃の直上かの傾斜方向）にほぼ直交する方向の断層になっているため，平板型斜ら上約７分の１までが平板型斜交葉理の発達する粗粒〜中粒砂層，最交葉理はほぼ平行に写っている．またカレントリップルは，流れの方

上部にトラフ型の斜交葉理の発達する粗粒砂層がある．

向（沿岸流？）にほぼ平行な断面で写っている．

域などで，厚い湖成の塊状無層理の粘土層に挟≪沿岸部相≫

から，洪水時に，河口付近から高密度の流水がまれて分布します．

〔層相〕下位から，塊状無層理の粗粒〜中粒砂

流れ込んで，密度流として湖底に拡散したもの⑤湖成相層，平行葉理の発達する砂層，連続性のよいシと思われます．大山田地域の伊賀累層上部や甲湖成の堆積相は，中心部相と沿岸部相が識別でルトと細粒砂の薄互層，リップル葉理の発達す

賀累層など，湖成相の中心部相と河川成相の境

きます．

る砂層などからなる岩相組合せの厚さが0.3〜界部付近によく発達しています．

≪中心部相≫

１ｍ前後の砂層と，厚さが0.5〜1.5ｍの塊状〔層相〕ほとんどが塊状無層理の粘土層（塊状

無層理の粘土層の不規則な互層からなります．

⑥堆積盆地の発生と移動

無層理で淘汰の良い粘土層）からなり，ときにこれらの間に，下底面が下位層をチャンネル状

花ノ木地域の不整合と初期堆積盆の復元

連続性のよいシルトと細粒砂の薄互層やリップに削り込んで，削り込みの下底面と同心円状の

ところで上野盆地では，それまで侵食の場であル葉理の発達する砂層を挟みます．層厚は最大

層理の発達する厚さが１ｍ前後の砂層を挟んでった花崗岩地帯が，ある時期から地層を堆積す

50ｍ に 達 し ，分 布 は 最 大 12km×15kmに 広 がいる場合があります．砂層の下部を構成する塊る場へとなり変わって，そこに古琵琶湖層群がります．タニシ属やドブガイ属の貝化石，淡水状無層理の砂層は，上方に急激に細粒化する場

堆積し始まります．では，古琵琶湖層群の最初棲小魚類の骨片や鱗の化石，また，安定した帯合と比較的緩く細粒化する場合とがあります．

の地層は，どのようにして堆積し始まったのか．

水域に生息するケイソウ化石が含まれます．

塊状無層理で淘汰の良い粘土層中には，しばしあるいはまた，さきに述べましたように，甲賀〔環境〕塊状無層理で，産出する化石から，安ば中心部相の粘土層と同様にタニシ属やドブガ累層の時代に入って堆積の場が北方へ移動しま

定した湖水域の堆積相であると判断できます．

イ属の貝化石を含んでいます．

すが，その移動はどのようにして行われたのか．

水深がどのくらいであるかは不明ですが，植物〔環境〕砂層中にみられる上述のような岩相組

今度は，その辺の問題を探ってみます．

の根やその痕の化石を含んでいないことから，合せは，タービダイトと呼ばれる海底の密度流

一般に基盤との不整合は，厚い堆積物がおおっ

少なくとも水深３ｍ以上はあると考えられます．

によってできる堆積物の示す岩相組み合わせていたり，堆積後の地層が大きく変形していた

大山田地域の上野累層，伊賀〜大山田地域・阿（ブーマシークエンス）と類似しています．分

りして，堆積当時の不整合の形態を復元するの山地域などの阿山累層，甲賀地域・阿山地域な布が，湖成相の中心部相と河川成相，特に湿地は非常にむつかしいのですが，とりあえずまず，どの甲賀累層によく発達しています．

成の堆積相の境界付近によく発達していること

花ノ木地域にみられる不整合の形態を調べてみ

図5･3−花ノ木丘陵北部の伊賀累層法花部層慈尊寺火山灰層を削りこむ砂層の平面分布図

図5･5−阿山累層甲南部層の北上野火山灰層直下の砂層の等層厚線図と露頭柱状図

写真4−湖岸の三角州成相を構成する露頭

図5･4−淘汰のよいシルト層を削り込む花崗岩質粗粒砂層の露頭スケッチ

写真3−小規模河川成相を構成する露頭

URBAN KUBOTA NO.29｜39

ます．

走向の断層や基盤の高まりがあり，またジグザたのが図6・4です．

この地域には，上野累層下部から伊賀累層上部

グに連なる不整合線の部分で基盤の傾斜が急に

図にみるようにこの地域でも，花ノ木地域と同までが分布しますが，これらの地層は，図6・1

なっていることも明らかです．

様に，北北西〜南南東方向と，東北東〜西南西の各火山灰層の等高度線が示すように北北西にこうした事実から，基盤の花崗岩地帯に形成さ方向の２方向にのび，それらが互いにジグザグ

ごく緩く傾いています．北縁は，東北東〜西南れた凹みは，基盤自体に生じた２つの方向の断に連なる不整合線が示されます．ただしこの地

西に走る南落ちの花ノ木断層で境されますが，裂に規制されて発生したということがわかりま域では花ノ木丘陵と違って，基盤は45°〜75°にこの付近では地層は急傾斜し，断層を境にしてす．

急傾斜し，そこに古琵琶湖層群の各層準がぶつか同じ層準の地層が分布しません．そのためこの

図6・3は，地質構造図（図6・1）と不整合面のっている，つまりジグザグ状に連続する急崖

断層の，地層堆積後に生じた垂直変位量は正確

分布等高線図（図6・2）をもとに，地層堆積後に古琵琶湖層群がぶつかっているという高角不にはわかりません（横田ほか，1978．では最大の変形量を推定し，それによる修正を行って当整合の形態が特徴です．そして，基盤にぶつか150ｍと算定されています）．

時の堆積盆の形態を復元してみたものです．こっている縁辺相の多くは，先ほど述べました土

南部の縁辺部になると図のスミ線で描いた地域

れは，上野累層下部に挟まれる西出火山灰層準

石流〜泥流成相（斜面崩壊堆積相）を示します．

で，上野累層が基盤の花崗岩にぶつかっているが，基盤に不整合に接する部分を基準面にとっもちろん，基盤の傾斜が30°以下の低角不整合状態（アバット不整合）がみられます．ここでて作成したものですが，図は，花崗岩地帯の地面や他の縁辺相も存在します．

は，ほぼ水平に近い上野累層が，20°〜40°の傾形とともに，そこに形成された谷や凹地の形態

それで，この地域の不整合の形態を各層準ごときをもつ基盤と接しており，したがって上野累を−東北東〜西南西方向と北北東〜南南西のにみてみますと，まず上野累層上部および伊賀層は，基盤の凹みを埋めて堆積したことがわか

２方向で区切られ，東北東方向に開いている初累層下部ですが，これはそのほとんどが高角不るわけですが，この基盤の凹みの形態をよくみ

期堆積盆の輪郭を描きだしています．

整合で，縁辺相は角礫を含む崖錐性堆積物や泥てみますと，図6・1には，東北東〜西南西方向

阿山地域西部の古琵琶湖層群の不整合流堆積物です．その上位の伊賀累層上部は杉谷と北北西〜南南東方向の２方向で，不整合線が一方，上野盆地の東縁部では，古琵琶湖層群と付近にみられますが，この層準は低角不整合，ジグザグに連なっているという顕著な特徴があ基盤との不整合は，頓宮 断層，油 日 断層，柘植

縁辺相は亜角礫を含む山麓の扇状地堆積物に変らわれています．

断層などによって地層が大きく変位しているた

わります．さらにその上位の阿山累層は杉谷付

さらに不整合付近の基盤に存在する小さな断層

めに，堆積当時の不整合の形態はなかなかわか近と上磯尾付近にみられます．この層準は高角群をみつけてこれを調べてみますと，その走向

りにくいのですが，盆地西縁部の阿山地域では，不整合ですが，縁辺相は淘汰の良い粘土層です．

は，いま述べた２つの方向とほぼ一致し，不整

古琵琶湖層群各層準の不整合の形態をみること

この層相は，先ほど述べた湖成層の中心部相に合線にみられたジグザグの形が，基盤に生じたができます．この地域では，古琵琶湖層群は大あたります．

断層と関連していることがわかります．図6・2

局的には北に緩く傾斜しているので，南から北

次の甲賀累層は，下部・中部・上部に分かれ，は上野累層基底面の分布高度を示したものですに向かって，より上位の地層が，順々に基盤に分布域は塩野以北へと移ります．甲賀累層下部が，この図からは，凹んだ基盤の内部にも同じ不整合で重なる様子がみられます．それを示し

は高角不整合，縁辺相は，再び崖錐性堆積物に

図6･1−花ノ木丘陵の地質構造図

とんぐう

あぶら ひ

図6･2−花ノ木丘陵の上野累層基底面の高度分布図

URBAN KUBOTA NO.29｜40

変わります．甲賀累層中・上部は，高角及び低斜面の縁辺まで粘土層が堆積する(Ｄ)．

角不整合，不整合線には直線状だけでなく湾曲堆積盆地の発生および移動の機構

部があらわれ，縁辺相には再び淘汰の良い粘土以上のように堆積盆地は，基盤の断裂に始まる層が出てきます，このように甲賀累層では，下地塊化と，それらブロックの相対的な落ち込み

部から中・上部にかけて，この地域の上野累層によって発生します．そしてこの過程は，上野下底から阿山累層までと同じサイクルで，不整盆地では，上野累層下底→阿山累層までの層準合の形態が展開されます．ただし，地層の分布と，甲賀累層下部→甲賀累層中・上部までの層域は北へ移ります．

準に，２度にわたって認められます．このこと

いまみたように阿山地域西部では，基盤との不は，さきに述べました甲賀累層の後期に堆積盆

整合面には２方向の急崖の存在が顕著ですが，が北へ移動した事実を，盆地縁辺部の不整合面

この急崖の走向は，実は最初に述べました上野の形態が裏付けているということです．そして盆地の中を多くの地塊群に分けている断層や撓

単にその移動を裏付けているだけでなく，堆積

曲の走向方向とほぼ一致しています．そして盆

盆の移動の際にも，堆積盆の発生期にみられた地内部では，これらのブロックごとに，断層やのと同様の生成・発展の機構が働いていること

撓曲を境に，古琵琶湖層群の最初の堆積物であを語っています．

る上野累層をはじめ各累層の層厚や層相が違っ堆積盆地の移動直前にみられる先駆現象ています．この点からみても，縁辺部に形成さじつはさきほどは，阿山累層甲南部層の堆積期れた急崖が，盆地内の地塊化をもたらした基盤には，甲賀地域の北西方向の後背地に何らかのの断裂とほぼ同じ時期に，同じ性格の断裂によ変化が発生したとだけしか述べませんでしたが，ってもたらされたものとみなせます．

この点は，甲賀累層が堆積する直前の，つまり図6・5は，阿山地域西部でみられる古琵琶湖層堆積盆地が移動する前の変化として注目されま群各層準の不整合の形態から，堆積盆地縁辺部

すから，少し検討してみます．

の発生期から発展期にかけての様相を模式的に

図4・8のダイアグラムでみましたように，甲賀

復元してみたものです．まず基盤に断裂が発生

地域の甲南部層では，北西からの供給を示す河し(Ａ)，断層地塊の陥没によって堆積盆地が形

川成〜三角州成の堆積物が大きく広がり，帯水成され，断層崖の崩壊に伴って崖錐性堆積物が域が縮小しています．ただ阿山地域では，この堆積する(Ｂ)，その後断層崖の開析が進んで山時期にも湖成の厚い粘土層が堆積していますか

麓には扇状地性堆積物が堆積し始まり(Ｃ)，最ら，帯水域の縮小は盆地全域にわたるものでは

後に斜面は安定になり，一方で湖域が広がってなく，甲賀地域北部の部分的な現象と考えられ

図6･3−上野累層西出火山灰層層準を基準面にした不整合面の復元図

図6･4−阿山地域西部の不整合の形態を示す図

図6･5−堆積盆地縁辺の古地形・堆積
環境復元図<図6･4の位置図>

URBAN KUBOTA NO.29｜41

ます．

は，盆地の東縁にある鈴鹿山地側ではみられま

見逃せません．陶土層は，信楽盆地などにも産こうした部分的な帯水域の縮小は，盆地の相対

せん．甲南部層の層相は，図4・8にみるように出しますが，島ヶ原地域では全域にわたって陶的な沈降量と，後背地からの堆積物の供給量と盆地東縁では，砂層の発達がより縮小する傾向

土層が広く散在し，その堆積環境をみるのに最のバランスが崩れ，後者が前者を上回るためにがみとめられるからです．したがって，甲南部も適しています．

おこります．ただその原因としては，供給量が層の時期の隆起現象は，甲賀地域北部に比較的

図7・1は島ヶ原地域の地質図で，この地域には一定で沈降量が小さくなるというケースもあり近い場所に限られた現象であるということがで

上野累層上部および伊賀累層（北又礫層および得ますから，その点を図4・5や図4・7をもとに，きます．

奥田互層）が分布します．この図には，Ａ〜Ｌ

甲賀地域での和田部層・甲南部層の水平的な層

このように甲賀累層の堆積盆地が，より北側にまでの記号が付されていますが，その地点の露

厚変化の割合を求めて検討もしてみましたが，移動するその直前には，次の堆積盆地が形成さ

頭柱状図が図7・2です．この柱状図にみられる

そうしたケースは考えられません．ですから帯れる場で隆起現象のあったことが認められます．

ように，基底付近からは粘土層の間にレンズ状

水域の縮小は，主として後背地からの堆積物のそして隆起の直後に基盤に断裂が発生し，地塊に砂層が挟まれる特徴的な地層が堆積していま供給量が増大したために生じた現象で，このこが落ちこんで次の堆積盆地へと移っていくこと

すが，このうち蛙目粘土は基盤付近にほぼくっとは，この時期に入って後背地での侵食量が増になります．

ついて出てきます．また，上層の亜炭のはさま

大したということです．

れる粘土層からは，しばしば木節粘土がでてき

一方，甲賀地域北部の甲南部層の粗粒相は，長⑦花崗岩地帯の沼沢地（侵食谷）の形成と陶土層

ます．

石類が多く含まれる花崗岩質の堆積物からなっ花ノ木地域の北側は，花ノ木断層を挟んで島ヶ柱状図にみるように伊賀粘土層は，場所によりており，供給源の位置が割合に近い場所にあっ原地域になります．この地域に堆積した上野累上位の北又礫層により大きく削り込まれていま

たこと，また甲南部層にはスランプ構造が認め

層上部は，以前から伊賀粘土層とよばれており，すが，その侵食量を算定して伊賀粘土層の層厚られることなどから，甲賀地域北部に比較的近蛙目粘土や木節粘土など，いわゆる陶土層を産分布を描いたのが図7・4です．そうしますと，い場所で隆起運動があって後背山地が隆起し，出することでよく知られています．この陶土層

この層厚分布図からは一見して，東北東〜西南

その結果，侵食量が増大したものと考えられまは，古琵琶湖層群や東海層群にみられる特徴的

西方向と，北北西〜南南東方向に卓越した基盤

す．なお，このような隆起による侵食量の増大

な粘土層なので，当然，その堆積環境の問題もの凹みがあって，その地形に対応して伊賀粘土図7･1−島ヶ原地域〜花ノ木地域北西部の地質図

図7･2−島ヶ原地域の上野累層の露頭柱状図<島ヶ原地域>

図7･3−島ヶ原町峰南方の盆状構造の断面図

URBAN KUBOTA NO.29｜42

層が堆積したのではないか，というように考えのが図7・5です．そうしますと，図にみるよう灰層の連続からみていきますと，上野累層堆積られます．

に小規模の河川系を中心に湿地帯が基盤の凹み期の中ごろということがわかります．つまり，

花ノ木断層付近の地形は，さきほども触れましに対応して形成されていたことがわかります．

それ以前の時期は，島ヶ原地域は侵食域であったように，この断層の活動によって現在までに

そこで，これらの地形のできかたを，図中に描たわけで，その砕屑物は，上野累層下部を堆積

変形し，島ヶ原地域の方が上昇しています．そかれた細部の様相や古琵琶湖層群に不整合におした東側の上野市北部〜大山田地域や南側の花の変形した姿は，火山灰層の等高線を描くと浮おわれる基盤の断層や風化の程度などをもとにノ木地域の埋積物の一部となっていたのですが，かび 上が って きま すが，それ は図3・4（33p）

検討してみますと，次のようになります．

それが上野累層中ごろの時期になって，条件がで明らかなように，花ノ木断層の中央付近でカまず，北北東−南南西方向と東北東−西南西方

変わって，島ヶ原地域に本格的に砕屑物が堆積

マボコ状に花ノ木地域が変形しております．

向の二方向で特徴づけられる基盤中の断裂が，するようになった．この条件の変化は，大山田

一方，地層の分布状況をみると，その分布はこ

古琵琶湖層群の堆積盆地が発生する前にすでに地域や花ノ木地域の埋積が進んで当時の湖水面の隆起変形の平面的な形態と調和的で，花ノ木あったこと，そして，古琵琶湖層群の堆積盆地が上昇したためだと考えられます．あるいはま断層の北に隣接する地域と同断層の中央部に直ができたときに，隣接地域と比べて，島ヶ原地

たこの時期に，島ヶ原地域が相対的に沈降した

交する南北方向の地域には分布していません．

域が相対的に高かった．こうした条件があったのかもしれません．

したがって，地層堆積時から現在まで，基盤のために，これらの破砕帯ぞいに侵食が進んで川いずれにしても，こうした条件の変化によって垂直的変位はあったにしても，基本的には同じが流れはじめるようになった．ついでこれらの島ヶ原地域に形成されつつあった多くの浅い侵ような形で変形していたと考えられます．

小河川は，周辺の風化花崗岩の柔らかい部分を

食谷は沼沢地になりかわり，この地域は図7・5では，図7・4にみられる層厚分布は，伊賀粘土

選択的に削って，やがて破砕帯と調和的な方向に復元されたような，いわば花崗岩地帯の丘陵層が堆積したときの地形を，そのまま反映してで侵食谷を形成していきます．しかしこの段階に入り込んだ流出口の狭い湾入部となってしまいるものなのかどうか，これをみるために，さでは，土砂は下流に運ばれてしまうので地層をいます．そこに堆積したのが伊賀粘土層です．

きほど述べました泥流成相，扇状地成相，河川

堆積しません．

したがってこの堆積物は，すぐそばの周辺の風成相といった地層の堆積環境や，古流向(図7・4)では，島ヶ原地域で伊賀粘土層が本格的に堆積化花崗岩の砕屑物に由来するものがほとんどで，などを詳しく調べて当時の様相を復元してみたし始めたのは，いつ頃からなのか，それを火山

他の地域からの供給物を含みません．その結果，

図7･4−島ヶ原地域〜花ノ木丘陵北西部の北又礫層堆積開始期の基盤との不整合面の復元図<北又礫層の下底面を基準にして作成，単位ｍ>

図7･5−島ヶ原地域〜花ノ木丘陵北西部の上野累層上部堆積期の堆積環境
復元図

URBAN KUBOTA NO.29｜43この地域の粘土層は，風化花崗岩に由来する粘すが，それらの詳細についてはここでは割愛さ盆地の周囲から流れ込んでいた中規模河川の扇でに湖東流紋岩類の分布域を源流とする河川がになります．おそらくこの時期は，古琵琶湖層が堆積します．図はこの時期の古地理を描いて土鉱物を主成分とした特徴的な粘土層，つまりせていただきます．そ れ ら の 主 要 な 成 果 は 図

状地は次第に縮小し，大山田地域には浅い湖が存在していて，それはほかの地域へ流れ込んで群下半部では，甲賀累層の時期とともに湖が最います．なおこの湖には，後背山地の侵食の過陶土層を多く含むことになります．こうして島

1・2（31p）に示したようになっており，古地生じます．浅い侵食谷が発達し，丘陵地もしくいたが，伊賀累層堆積開始期になって流路変更も大きく拡大していたのではないかと思われま程で，鈴鹿山地南部から，中〜小の河川が流入ヶ原地域では，多くの場所で陶土層が堆積し始理図の年代はすべてこれらの成果によっておりは低い台地状の山地であった島ヶ原地域も，谷がおこり，上野盆地に流入するようになった．

す．盆地の北東側からは，引き続いて河川の流し，それにより三角州が大きく成長します．盆

まったわけです．

ます．以下，古地理図ごとにコメントしていきの部分は湿地となり，陶土層をためこみます．

ロ 伊賀累層の堆積期開始期に，湖東流紋岩類の○入があり，堆積盆地に面する基盤山地は，侵食

地の中心部付近まで達する三角州の成長は，少図7・3は，島ヶ原地域中央付近の峰の南方でみます．

上野盆地からは少し離れて滋賀県の信楽周辺に分布域を含む地域が構造的に隆起することによが進んで安定期に入っています．

なくても３回あります．

られる侵食谷の断面図で，この谷は底部が水平①堆積盆地の発生期（約400万年前）形成されていた小さい堆積盆にも，この時期にって，著しい侵食域に転化したために新たな河⑤阿山累層堆積末期（約270万年前）≪湖水の流出方向≫で広く，図にみるような盆状構造を示します．

基盤中に，北北西〜南南東方向と東北東〜西南陶土層がためこまれます．図はこの時期の古地

川が形成されて上野盆地に流入するようになっ阿山累層の上部，甲南部層の堆積期になると，

なお，上野累層から阿山累層までの湖水は，古傾斜した縁辺部では，後背の花崗岩から由来し

西方向の断裂が発生し，ブロック化した基盤が理を示しています．

た．という２通りの要因が考えられ，どちらも変化の徴候があらわれます．阿山地域や伊賀〜流向から推定すると，現在の鈴鹿山地〜布引山

た不淘汰な砕屑物からなる泥流成相の堆積物か

相対的に落ちこみ始め盆地が形成されます．周③伊賀累層堆積初期（約310万年前）成り立つと思います．ただし，甲賀地域や阿山

大山田地域では，引き続いて湖がひろがってお地を越えて，盆地の東に向かって流出していたらなりますが，盆状構造の中央部では，細粒相

囲の後背山地と盆地との境には，約200〜400ｍ

伊賀累層下部の堆積期に入ると，上野盆地の西地域には，この時期に湖東流紋岩の礫はほとん

りますが，盆地の北部〜北西部では，北〜北西と思われますが，ただその場合，鈴鹿山地〜布からなる湿地成の堆積物，あるいは粗粒砂からの比高で断層崖がつくられます．

側から，湖東地域の湖東流紋岩類の分布域を源ど含まれていませんから，河川は，図のように側からの新しい河川の流入が生じ始めます．や引山地のどの部分を抜けていったかということ

なる小規模な河川成の堆積物からなっています．

②上野累層堆積後期（約330万年前）

流とする大規模河川の流入がおこり，多量の礫

大迂回して島ヶ原地域へと入ってきたとしか考がてこの地域は急速に埋め立てられて扇状地もは全くわかりません．現在の地形から推定する

島ヶ原地域の侵食谷は，大体が以上のような堆盆地の縁辺部では，断層崖の崩壊・侵食によっが供給されます．この大河川の流入によって，えられません．そして恐らく，この大河川は，

しくは三角州の氾濫原になります．盆地の北〜と，柘植から東の加太盆地を通って関に抜ける

積物の組み合わせで埋積されていますから，石て崖錐性や土石流性・泥流性の堆積物が堆積し島ヶ原地域はこの河川の流域に変わり，河川の信楽の西の郷ノ口 チャンネルを通っていたもの

北西に隣接する後背山地が隆起を始めたからで部分と，大山田から阿波盆地，長野峠付近を通英粒を含む蛙目粘土は基底付近にほぼくっつい始めます．盆地の中では，断裂が発生する前に出口には沖積扇状地がひろがります．伊賀〜大と思われます．

す．図は阿山累層末期の古地理を示します．

って津に抜ける部分が考えられ，礫径の分布かた形で，また中央部の湿地成堆積物のなかからすでに形成されていた緩やかな起伏の凹みに小山田地域も埋め立てられて，河川の氾濫原にな

伊賀累層上部の時期に入ると，盆地西側からの⑥甲賀累層堆積中期（約260万年前）

らすると後者の可能性が高いのですが，現在のは木節粘土が出てくることになります．

湿地群ができ，湿地性の堆積物と，それらに流ります．

大河川の流入は次第に穏やかになり，沖積扇状

甲賀累層の堆積期に入ると，甲南部層堆積期に地形的鞍部と結びつける根拠は全くありません．

れ込む小規模河川がもたらした堆積物の互層が一方，周囲の山地からの中規模河川の流入も引地の地域は縮小します．それとともに，花ノ木隆起し始めた後背山地に断裂が生じ，この地域

甲賀累層の前期になると，砂層の分布から，少⑧古琵琶湖層群下部の古地理

堆積します．やがて，周囲の基盤山地の開析がき続いておこってます．この時期に堆積域は，地域は，大河川の延長の蛇行河川の流れる沖積が相対的に落ち込みます．そのため堆積盆地は，なくとも甲賀丘陵より北側に流出口があったと最後に，今まで述べてきたことを総合して，各すすみ，盆地の周囲から比較的規模の大きい中

近江盆地南東部地域まで拡大します．堆積盆地

平野になり，伊賀〜大山田地域は，その河川のより北側の近江盆地南部を中心とする地域に移推定できます．現在の地形からすると，土山か

時期ごとの古地理図（図8・1）を示し，古琵琶

規模河川が流入するようになります．盆地内で周辺では，後背山地の侵食と，堆積盆地の埋積延長が流れ込む浅い湖になります．

ります．甲南部層の堆積末期に，北〜北西から

ら国道１号線沿いに，鈴鹿峠を越えて伊勢湾側

湖層群下半部の発達史をまとめてみます．

は，これらの河川によって，１〜３km四方のによって，堆積面との比高は次第に小さくなっ④阿山累層堆積中期（約280万年前）

流入する河川の氾濫原となっていた地域も含めに抜けていたと考えられますが，これについて

古琵琶湖層群の年代については，これまで多く広がりをもつ扇状地性三角州ができます．

ていきます．図は，この時期の古地理を描いて

阿山累層和田部層の堆積期に入ると，盆地西側て，甲賀地域北部を中心とする地域に湖がひろも証拠は何もありません．

の研究者によって火山灰層のフィッション・ト

上野累層上部堆積物になると，堆積盆地の相対

います．

からの河川の流入による影響はほとんどなくながります．盆地に面する後背山地は再び断層崖

以上，だいぶ長くなりましたが，大体この辺のラック年代が測定されております．また古地磁的沈降あるいは当時の湖水面の上昇によって，上野盆地に湖東流紋岩類の礫が突然供給される

り，安定した帯水域がひろがります．伊賀〜大をつくって堆積盆地に接するようになり，盆地ところで話を終わります．

気層序についても多くの研究がなされておりま

全体的に湿地性の帯水域がひろがります．堆積ようになったのは， 上野累層堆積期には，す山田地域だけでなく，阿山地域や甲賀地域も湖の縁辺部では，再び崖錐性や土石流性の堆積物

図8･1−古琵琶湖層群の上野累層初期〜甲賀累層中期までの古地理

ごうくち

図9･1−古琵琶湖層群の堆積盆地の発達史

URBAN KUBOTA NO.29｜44･45

⑨古琵琶湖層群の堆積盆地と基盤ブロック

から近江盆地北部にかけては数10kmという大では，基盤ブロックの規模が小さいと述べまし

規模なものになっています．つまり，南の上野

たが，この小規模ブロックの発達地帯を東へおこの古地理図のあと，蒲生累層をはじめ盆地と北の近江盆地との境界付近では基盤ブロっていきますと，奄芸層群の関〜亀山地域で同草津累層など，湖は北の方へさらに広がり，移ックの規模が小さく，基盤が小さく割れている

じような小規模ブロックがみられ(和田，1982)，っていくわけですね．

ということです．またこの地帯では，各地層のまた伊勢湾の東の瀬戸層群をみると，瀬戸から川辺

編集

私はまだ，古琵琶湖層群下半部が終った層厚が南北両側の地域に比べていずれも薄く，

東濃地方にかけては陶土層を堆積した小規模ブ

ところまでしか古地理図を描いておりませんが，この地帯が相対的に隆起量あるいは沈降量の小

ロックの発達がみられます．そして，これらを古琵琶湖層群を全体としてみますと，堆積盆地

さい地域であったということがわかります．

結ぶ線の北側に濃尾傾動地塊という一辺の長さは大きくは４つの単元に分けられ，それらは，が30kmをこえる大規模ブロックがみられます．

図9・1にみるように順次，南から北へと段階的⑩近畿・中部地方の鮮新・更新統の堆積盆地に

古琵琶湖層群の場合でも，小規模ブロックの北に移っています．すなわちおける基盤ブロックの特徴と基盤の地質構造

側に大規模ブロックの堆積盆地が発達している

堆積盆地Ⅰは，伊賀〜大山田地域を中心にした編集

東海層群の場合には，濃尾平野の地下でことはさきに述べたとおりです．西の方では，上野累層から阿山累層までの堆積盆地．

も伊勢湾西岸北部でも，養老山地や鈴鹿山地に小規模ブロックの発達は明らかではありません

堆積盆地Ⅱは，甲賀地域を中心に甲賀累層で代遮られて西側に傾動した地塊になっていましたが，千里山丘陵〜六甲山地にこうした傾向がみ表される堆積盆地，ここまでの経過は古地理図

ね．

られます．

に示したとおりですが，このあと，

川辺そうです．養老断層や一志断層といった

こうしてみてきますと，小規模ブロックの発達

堆積盆地Ⅲは，近江盆地東部から南部にかけて

東落ちの断層が基盤を画し，西に厚い傾動盆地

地帯は，少なくとも，西は上野盆地と近江盆地を堆積域とした蒲生累層〜草津累層の堆積盆地．

をつくっています．では，古琵琶湖層群の西方の境界付近から東は瀬戸・東濃地域まで，幅10

この堆積盆地は，堆積の中心部と広がりの違いではどうかといいますと，ご存じのように近畿数kmの範囲で，ほぼ東北東方向から北東方向

から，蒲生累層堆積期の堆積盆地(Ⅲa)と，草地方には，鮮新・更新統の大阪層群が広く分布にのびる帯状地帯の中にあることがわかります．

津累層堆積期の堆積盆地(Ⅲb)に区分できます．

しています．それで，大阪層群，古琵琶湖層群，

そしてこの帯状地帯というのが，南の領家帯と堆積盆地Ⅳは，現在の琵琶湖から堅田丘陵を堆東海層群の分布を，西は大阪湾から東は岐阜県

北の美濃・丹波帯，山陽帯との境界部にあたっ積域とするもので，堅田累層および現在の琵琶の恵那まで広域に描いてみたのが図10･1です．

ているのです．つまり，中新世以前にできてい湖を含む堆積盆地です．これも，堅田累層の堆

この図には，主要な断層や撓曲を数多く示してた基盤の地質構造が，鮮新・更新統の堆積盆地

積 盆 地 (Ⅳ a)と ， 高 島 累 層 堆 積 期 の 堆 積 盆 地

ありますが，これは，近畿・中部地方の鮮新・におけるブロック化の生成・発達に顕著な影響(Ⅳb)に区分できます．

更新統の堆積盆地は，こうした多くの断層・撓を及ぼし，ブロックの規模や傾動方向などを規

ごく大まかにいうと，以上のようになるわけで曲による基盤のブロック化に伴って生成・発達制しているということがわかります．

すが，堆積物を供給した後背地についてみます

しているからです．図10・2は，同じ地域の地質

そして，こうした視点をもう一歩進めて中新統と，南は室生山塊，東は鈴鹿山系，西は信楽高

断面図です．

の堆積盆地まで含めてみてみますと，この小規原に供給源がみとめられますが，北方では，少そうしますと，これらの図にみられるように，

模ブロック帯を連ねる長大な断層帯の存在が浮なくとも蒲生累層の堆積期までは，現在の琵琶比良比叡山地や大和・信楽高原をこえた西側でかび上がってきます．すなわち，上野盆地北部

湖周辺域から堆積物が供給されています．

は，大阪層群の各堆積盆地は，すべて東へ傾動

を東北東〜西南西方向にのびる槇山−油日断層編集

図でみると，甲賀累層を堆積したⅡの堆しています．具体的に西からみますと，大阪湾

・撓曲は，その西の延長をみると，信楽盆地の積盆地がほかに比べると小さいですね．

の東では上町断層・仏念寺山断層，大阪平野の古琵琶湖層群の南限を区切る断層に続き，さら川辺

そのとおりです．そのことと関連するこ東では羽曳野撓曲・生駒断層，奈良盆地の東でにその西には，裏白 断層が同じ方向にのびて中とですが，だいたい古琵琶湖層群の堆積盆地は，は三百断層，京都盆地の東は花折断層や黄檗 断

新統綴喜 層群の南限を区切っています．しかも，

これまでお話ししてきたように，堆積盆地発生

層．こうした南北方向に発達する断層・撓曲にその西の延長線上をみると，それは京都盆地南の初期段階から現在みられる断層や撓曲によっよる基盤のブロック化に伴って，大阪層群の各東部にくいこむ大阪層群の基盤の湾入部へと続て区切られたブロック構造をしており，これら堆積盆地が生成・発達しています．そして，こいています．

の基盤ブロックを境する断層は地層の堆積期をれらの断層・撓曲はすべて西落ちですから，断一方，槇山−油日断層・撓曲の東の延長線上にとおして段階的に運動しています．その結果，面図にみるように各堆積盆地はいずれも東へ傾は，まず鈴鹿山脈中の中新統鮎河 層群の南限を地層は傾動して堆積することになります．

動しています．古琵琶湖層群の場合には，こう区切る断層があり，さらにその東には奄芸層群

古琵琶湖層群の堆積盆地を構成している個々のした東へ傾動する近畿側と，西へ傾動する東海中への基盤の東への張りだしがみられます．こ基盤ブロックの大きさは，図にみるように，上側とにはさまれた格好になっています．その傾

うしてみますと，この断層帯は，鮮新・更新統

野盆地南部では一辺の長さが10km前後，上野動方向は北西方向を主に，南東方向や北東方向

はもちろん中新世の堆積盆地をも規制している盆地北部から近江盆地南部と近江盆地西部の堅のものが複合された形になっています．

とみることができます．

田地域では数km，それに対し，現在の琵琶湖

じつは，先ほど上野盆地と近江盆地の境界付近

おうばく

うらじろ

つづ き

あゆがわ

URBAN KUBOTA NO.29｜46図10･1−近畿〜中部地方の鮮新・更新統と断層の分布図

図10･2−近畿地方の東北東〜西南西の地質断面図

URBAN KUBOTA NO.29｜47

やきもの用粘土をめぐって―木節粘土・蛙目粘土を中心に―①やきもの用粘土

やきもの（陶磁器）の分類①やきもの用粘土

せつ②瀬戸〜東濃地方の木節粘土と蛙目粘土

陶磁器は一般に，表1・1にみるように土器，炻
き③陶土層の堆積環境

編集

本日はやきもの用粘土について，愛知県

器 ，陶器，磁器に分類されます．わが国では，④粘土鉱物の瀬戸市周辺から岐阜県東濃地方に分布する木

昔から各地で盛んにやき物がつくられています

節粘土や蛙目粘土を中心に，いろいろとお話をが，当時は原料は運べませんから，その地域にお伺いしたいと思います．最初に下坂先生からある身近な土をいろいろに配合してやき物をつお願いいたします．

くりました．そうした土は一般に耐火度が低く，

中山勝博＝名古屋市立富田高等学校教諭

下坂

私は，つい昨年まで名古屋の地質調査所

高温で焼成できませんので素地 は多孔質で緻密

倉林三郎＝和光大学講師におりまして，東海地方の窯業原料など主としになりません．それで普通は，その表面にガラて非金属鉱床についていろいろと調べておりま

ス質の釉（うわぐすり）をかけて，装飾性を兼した．ですから，“やきもの”の方は本来は専ねると同時に製品としての吸水性をなくしたわ

門外なのですが，本日はやき物用粘土というテ

けです．こうしてつくられてきたのが陶器です．

ーマですから，必要な範囲においてこれに触れ

また一方では，耐火度の高い土をより高温で焼てみたいと思います．

成して緻密な素地に仕上げ，釉を用いないやき

それでまず初めに，やき物とその原料となる粘物もつくられておりますが，これらは炻器 とよ土鉱床などについて，ごく概略的なことを述べ，ばれます．常滑の朱泥，四日市の萬古，岡山のそのあと瀬戸および東濃地方に産する特徴的な備前焼などがこの類で，いずれも独特の色合い

粘土――木節粘土および蛙目粘土についてお話をもった緻密な素地を特徴としています．

ししようと思います．

炻器粘土

一般に“やきもの”といえば，たいていの人は土器・炻器および多くの陶器に使われる粘土は，

私たちが毎日使っている茶碗や皿などの陶磁器

窯業の用語では炻器粘土とよばれます．陶磁器を思い浮かべますが，これらの陶磁器は，土やの用途はさまざまで，その用途にあわせた品質

石の粉を水で練りまぜて任意の形をつくり，乾がつくられますから，同じ炻器粘土を用いても下坂康哉＝名古屋工業技術試験所(元地質調査所名古屋出張所)

かまかしてから窯の中に入れ，火で焼いてつくりま
かま

き

じ

ゆう

せつ き

焼成温度が低ければ土器，焼成温度を高くしてす．一方，窯を用いてやき物をつくる産業は窯

緻密に焼き上げれば炻器，釉を用いれば陶器と業とよばれますが，この技術は近代に入って急いうことになります．

速に発達し，やき物（陶磁器）以外に，ガラス，

炻器粘土は，それを産出する地域ごとに独自のがい しセメント，ほうろう，碍子 ，煉瓦など，さらに名でよばれますが，どの地域の粘土でも，その最近では関連分野としてファインセラミックス

粘土に含まれる粘土鉱物が１種類だけというこなども登場しております．

とはなく，種々の粘土鉱物からなっているのがこうした窯業技術の広がりの中で，陶磁器工業

普通です．またこれらの粘土には，多かれ少な

もまた急速に進歩し，今日では生活用品，建築

かれ鉄やチタンの水酸化物や酸化物が必ず含ま

材料，工業材料など各種の陶磁器が大量に生産れているのが特徴で，そのために焼成して独自されているわけですが，ただやき物（陶磁器）の色合いがつくことになります．

の場合には，その製法上の特徴から造形性や装一般に炻器粘土は，平野や丘陵の周辺あるいは飾性を豊かに表現できるので，工芸陶器からマ山麓などに分布するものが多く，粘土層の形成

スプロ製品まで，きわめて幅の広い多彩なつくされた時代も，鮮新世から更新世後期までのさり方がされているのが特徴です．

まざまな時期に及んでいます．

表1･1−陶磁器の分類

URBAN KUBOTA NO.29｜48

磁器

で，結晶構造の違いによって，カオリナイトやる堆積性のカオリン粘土となると，鮮新世に形磁器に用いる粘土となると，ちょっと事情が変

ハロイサイトなどのカオリン系の粘土鉱物と，成された木節粘土と蛙目粘土に限られてしまい

わってきます．ご存じのように磁器は，さらにその他の粘土鉱物に大別されますが，そのカオます．

高温で焼成し，白色で透光性があり，吸水性のリン粘土は，普通は花崗岩の風化物から生成しカオリン粘土は，いまも触れましたように，花全くない硬いやき物です．白色の素地に透明のます．この粘土が一般にはやき物に適した粘土崗岩が原岩となって生成します．花崗岩は，石釉や色釉をかけて，さまざまな文様を鮮明に描で，瀬戸〜東濃地方に分布する木節粘土や蛙目

英，長石，雲母などの鉱物からできていますが，

くこのやき物は，原料や技術の点でも一番むつ

粘土もこの粘土です．

これが風化作用を受けると，まず長石と雲母のかしく，陶磁器の歴史の中でも最も遅れてつく

ただし，ふつう粘土には，粘土鉱物以外のいろ粘土化が進みます．長石はハロイサイトやカオられました．この磁器を最初につくりだしたの

いろな微粒子を含みますから，そうした粒子にリナイトなどのカオリン鉱物に，黒雲母もカオ

は中国ですが，この美しいやき物は，ヨーロッ鉄やチタンなど，焼成して色のつく成分が含まリナイトに変わりますが，石英だけはほとんど

パの貴族たちの羨望の的となり，こぞってこれれていれば磁器の材料としては使いません．ま

変化しないで大小の粒子となって残ります．そを輸入するわけですが，ヨーロッパでは，そのた同じカオリナイトであっても，粘土化の履歴

して，こうした花崗岩の風化物が付近の小さな強い願望にもかかわらず，18世紀に入るまでどによって，可塑性に差が出てきます．ですから，

凹みに堆積してできるのが蛙目粘土や木節粘土

うしても磁器をつくることができませんでした．

カオリン粘土といっても，やき物以外の他の用です．

その大きな要因は，１つには原料の問題が大き途に適するものも結構多いのです．

花崗岩の風化物のうち，まず珪砂（石英の粒）な壁になっていたのだろうと思います．

粘土鉱床の生成にみられる３つのタイプや長石の粗粒のものが堆積し，これが，その後一般にやき物は，

ところで，そうした良質の粘土を，磁器の原料の長い期間に粘土化が進んで，カオリン鉱物を①形をつくり保つための可塑性のある粘土．

として利用できるためには，それが鉱床として主成分とした粘土に変ります．この層には，石②骨格をつくる珪石などの石英．

ある一定の場所に多量に集積されていることが

英の大きな粒が含まれるので，この粘土は，雨③これらを焼き締め，素地の中にガラス質をつ必要です．

でぬれると石英の大きな粒がカエルの目玉のよくる長石やセリサイト．

この粘土鉱床は，地質時代に長い期間をかけて

うに光ります．それで蛙目 粘土とよばれるわけ

以上の３つの成分を必要としますが，磁器の材形成されたわけですが，そのでき方をみると３です．

料となる粘土には，色がつかずに白色に焼き上

つのタイプに―堆積性，風化残留性，熱水性

一方，蛙目粘土の上部には，植物の根や木片ながり，高い耐火度をもつことが必要になります．

という３つのタイプに分かれます．

どと一緒に堆積した淘汰の良い粘土層が出てき中国で，磁器のふるさとといわれる有名な景徳

堆積性粘土鉱床は，読んで字の如く，水の流れます．この細粒の粘土は，すでに粘土化作用が鎮の周辺には，以上の性質を備えた白色粘土がなどによって運ばれた粘土がある場所に集積し進んでいますから，堆積時から粘土の主成分は大量に産出します．そしてこの粘土が，産出地てできるもので，先ほどの炻器粘土のほとんど

カオリン鉱物です．この粘土は，含まれる有機の１つである高領 の名をとってカオリン（Kao-はこの類です．また火山灰などが風で運ばれて物の多寡により，白色から黒褐色までさまざま

lin）と名づけられたわけです．

ある場所に堆積する，あるいはさらにそこからな色をしていますが，乾かしてハンマーで割り

カオリン粘土水で運ばれて他の場所に再堆積し，そこで粘土ますと木片のような感じに割れます．それで木

粘土は，岩石が母胎となって生成します．岩石化した場合も堆積性鉱床に入ります．

節 粘土とよんでいるわけです（粘土の色は有機が物理的な風化作用を受けて岩屑や砂粒になり，風化残留性の粘土鉱床は，岩石が風化してでき物の色ですから，良質の木節は焼けば真っ白にさらに水や空気（酸素）あるいは生物の働きなた粘土がよそに運ばれることなく，その場所になります）．このように蛙目粘土も木節粘土も，どによっていろいろな粘土鉱物に―すなわちそのまま残されるものです．侵食の進みぐあい

その粘土の外観からつけられた名前で，含まれ層状の含水珪酸塩鉱物になり変わり，それらのよりも風化の進み方が速ければ，生成した粘土

る粘土鉱物からするとカオリン粘土ということ

粘土鉱物が主成分となって粘土ができます．粘は，次第にその場所に貯えられていくことになになります．

土鉱物については，あとで倉林さんから詳しいります．

木節粘土と蛙目粘土は，岐阜県では中津川の苗お話がありますので，そのときに疑問のところ

熱水性粘土鉱床は，主として地下からの熱水や木，山岡町の原，そして多治見〜土岐地域，愛はお聞きしていただくことにして，こうしてで火山ガスによって岩石の粘土化が進行してでき知県では瀬戸〜豊田地域，三重県では上野市西

きた粘土鉱物には，やき物に適するものもあれる鉱床です．この場合には，外見上は岩石と変方の島ケ原周辺，それに滋賀県南部の信楽などば適しないものもあります．話をわかりやすく

わらないものや，また地下深くに形成される粘が主要な産地で，このようにこの粘土層は，主進めるために，とりあえずここでは，カオリナ

土鉱床もあります．

として東海湖や古琵琶湖の周辺域にのみ分布し

イトやハロイサイトとよばれる粘土鉱物が，高堆積性のカオリン粘土鉱床

ます．だいたい堆積性の粘土層というのは，さい耐火度と白色の焼成色をもつことから，磁器

カオリン粘土の鉱床のうち，まず堆積性のもの

きの炻器粘土のように，いろいろな種類の岩石を含めやき物に最も適するとだけ，ごく大まかについてみますと，これには，その形成時代がの風化物が入ってくるので，粘土鉱物も種々のに述べておきます．

古生代のものから新第三紀の鮮新世のものまで，ものが入ってきます．また化学成分でも鉄，チ粘土鉱物は，化学成分には大きな違いがないの

さまざまなものがあります．ただやき物に適す

タン，マグネシウム，カルシウムなど種々のも

カオリン

かえろめ

き

ぶし

URBAN KUBOTA NO.29｜49

のが入っているのが普通です．堆積盆地が大きの報告書が発表されました．この中に，景徳鎮と思います．図1・3が日本の主要なセリサイト

ければ，さらにこの傾向は強まりますから，大地区の風化残留性のカオリン鉱床のうち，大州

質陶石鉱床の分布図です．セリサイトは絹雲母

きな湖の中心域にカオリン粘土層が形成される

カオリン鉱床の図が示されていますが，それがともいわれますが，これは板状の白雲母が非常ことはまずありません．

図1・1および図1・2です．

に細かくなった形を考えてもらえばよいかと思ですから東海湖や古琵琶湖が形成されたときに，この図から，先震旦系の千枚岩に貫入した白亜

います．長石，火山ガラス，雲母などが熱水変

その周辺の花崗岩地帯に小さな凹みができ，そ紀の花崗岩体が，地表面から風化してこの山体質を受けて粘土鉱物に変わったもので，陶磁器

こに花崗岩の風化物だけを主成分とした粘土層の頂部一帯にカオリン粘土の鉱床が形成されての原料としては，このセリサイト質陶石が最もが堆積した．その後，この上を礫層が被ってこいる様子がよくわかります．その厚さは最大で好まれるのです．

の粘土層を侵食から守ったために，これが鉱床

35ｍ．要するに山そのものが風化して，そこにというのは，セリサイトを入れて焼成するとガとして今日まで残されたわけです．

できたカオリン粘土が，そのままそこにじっとラス化がよくて透光性が出る．焼き締まりも非堆積性のカオリン粘土の鉱床は，鮮新世に形成しているわけです．もちろん侵食もされていま常にいい．しかも焼成温度の幅が広いのです．

されたものについてみると，大陸東縁の日本だ

すから，それで図にみるように現在は６つの鉱

長石はガラス化もよく，焼き締まりもよいので

け，つまりいま述べた地域を除くと他のどこに床に分かれております．これだけ規模の大きい，

すが，少し温度が高いとタラーッと変形しますも分布しておりません．そしてこの粘土層は，また採掘もしやすい鉱床は，景徳鎮周辺地域以し，逆に温度が低いと焼き締まりが不十分といそれが堆積性であるために堆積後さらに溶脱作

外ではどこにもみられません．そしてこの地域

うことで，温度幅が非常に狭い．このようにセ用などが働いて，粘土化作用が一段と進みます．

では，図にみるように同じタイプの鉱床が浮梁

リサイトは，媒溶剤として長石よりもはるかにこのため，後で述べるように，この中には，やと高領にも分布します．なお，大州鉱床のカオすぐれているのです．

き物用粘土としては世界で最高の品質をもつ瀬リン粘土にはチタンはほとんど含まれておりまですから現在では，このセリサイトを使いたい

せん．

ために陶石が使われる．そういう状況になって

もとやま

戸の本 山 木節などが含まれることになります．
なお日本の各地には，古第三紀〜新第三紀中新セリサイト質陶石

います．それでこの陶石鉱床が重要になるわけ

世の頁 岩 粘土や炭層に伴う下盤粘土の中にカオ

次に熱水性の鉱床ですが，じつは日本で陶石とです．日本の陶磁器工業は，いま世界のトップ

リン粘土が出てきます．しかしこの粘土は，固いわれているもののほとんどが，熱水性鉱床のレベルにありますが，原料の面からいえば，最結度が高くて可塑性に欠けるためやき物用には産物にあたります．陶石というのは，わが国で高の粘結剤である瀬戸の木節粘土とともに，こ使えません．そのかわりこれらは，耐火物の原は昔から陶磁器の原料として使える白色で緻密のセリサイト質陶石に恵まれていたことが大き料として大切な鉱床になっています．またヨーな岩石をすべて陶石といってきたので，それがな要因になっています．

ロッパにも，ボールクレーとよばれる日本の木

現在でもそのまま使われているわけで，これはそれともう１つ，これは日本の磁器生産の発祥

節粘土に似た古第三紀のカオリン粘土が産出し商品名であって鉱物名ではありません．

の問題とも関連する事柄ですが，セリサイトにます．しかしこの粘土も鉄やチタンが多いので日本の場合についてみますと，陶石の実体は火

は可塑性もありますから，セリサイト質の陶石

磁器の材料には使えません．可塑性も木節に比山岩―火山岩といっても玄武岩などではなく，では，この単一の材料だけで磁器をつくること

べると大分落ちます．それからアメリカのジョ

シリカとアルミナに富み，鉄とチタンの少ないもできるのです．実は佐賀県の有田で，日本でージア州には，有名なジョージアカオリンとい流紋岩質の火山岩で，それも岩脈となっている

磁器が初めてつくられたとき，それは陶石単味

う白亜紀の鉱床があります．これも一般にはや貫入岩がほとんどです．貫入岩ですから，当然，でつくられています．中国ではカオリン粘土がき物用には向きませんが，特殊なセラミックス

周囲の岩体との間には地下深部まで達する亀裂

容易に手に入りますから，恐らくこの時代にもでは利用されています．またこの粘土は，精製が生じていることが多く，そうした亀裂や流紋

陶石単味で磁器をつくることはなかったと思わして真っ白にし，製紙用のコーティング材とし岩中の節理沿いに上昇してくる熱水やガスのたれるのですが，日本の場合には，中国からの技て用いられ，洋紙をつくるためにはなくてはな

めに，流紋岩質の岩石が粘土化しているのです．

術輸入で磁器生産が始まったにしても，それがらない材料になっています．さらに中国の東北

そして粘土化した部分に火山ガラスが残ってい陶石単味でつくられた点に特徴があります．そ

地方には古生代のカオリン鉱床があり，耐火物ないことが陶石の重要な条件になります（火山

してこれが可能であったのも，付近にセリサイの原料として使われています．

ガラスが含まれていればやき物には使えないか

ト化の著しい陶石鉱床―古第三紀の杵島 層群

風化残留性のカオリン粘土鉱床

らです）．

を貫く有田流紋岩類の岩脈に形成された泉山陶風化残留性のカオリン粘土鉱床の代表格は，さ

陶石は，粘土化している部分の粘土鉱物の主成石があったからです．

きに述べた中国の景徳鎮一帯の白色粘土の鉱床

分，あるいはその珪酸塩鉱物の性質によってい

ただし，この陶石があったにしても，陶石を全です．景徳鎮市を中心とする中国江西省北東部

ろいろと分類されますが，ここでは，特に重要

量つぶして粉にしてしまいますと，粘土分が少の陶磁器原料資源（陶石とカオリン）について

なセリサイト質陶石について述べます．セリサ

ないですから，つなぎの材料が足りなくなっては，中国の地質鉱産部と日本の地質調査所とが

イト質陶石は，中国の景徳鎮の周辺にもたくさ

形を保てなくなります．それでこういう場合に国際協力して行っている「耐火物資源の研究」

ん産出しますが，日本がまたこの陶石の特産国

は，陶石を石臼に入れて上から杵でトントンと事業の一環として調査・研究が行われ，最近そで，現在その生産量は，世界でもトップだろう

つぶします．それも全部つぶさないで，早くつ

けつがん

き じま

きね

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図1･1−景徳鎮地区のカオリンおよび陶石鉱床

図1･3−日本の主要なセリサイト質陶石鉱<須藤ら，1988>

図1･2−大州鉱山地質概略図

図1･4−天草陶石鉱床の位置と分布<須藤ら，1988>

図1･5−伝兵工木場鉱体地質・変質平面図および断面図

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すい ひ

ぶれた分だけを水簸 でとってしまう．早くつぶ②瀬戸〜東濃地方の木節粘土と蛙目粘土

れる分は粘土分が多いですから，それだけを集≪瀬戸北部地区≫
瀬戸北部地区は，北部の品野地域，東南の赤津

めてやき物をつくった．要するにスタンパーの瀬戸〜東濃地方の地質については，名古屋東部

地域，そして中央地域に細分されます．瀬戸北粉砕法です．昔は原料を運べませんから，瀬戸や東濃地方の地質図（p5，図1･4．p13，図１）

部地区の中心はもちろん中央地域で，ここにはの木節粘土を運んでつなぎ剤に使うということをみていただきます．陶土層の供給源となった

印 所 鉱山をはじめ多くの鉱山が集中し，瀬戸をができません．それで，現地でとれる陶石だけ

花崗岩類は，この地域では苗木型と伊奈川型の代表する本山 木節を産出します．

で磁器をつくることを工夫した．そしてセリサ

２種類に分けられます．ともに白亜紀末期に貫図2・3が瀬戸北部地区の模式地質柱状図です．

イト質の陶石では，こうした方法により陶石単入したもので，苗木型花崗岩は中粒の黒雲母花下位の珪砂層は，東部に広く露出し，西側に向味で磁器をつくることができたわけです．

崗岩，伊奈川型花崗岩は斑状の大きな長石を含かって深くなると同時に薄くなる傾向にありま

現に，愛媛県の砥部 や兵庫県の出石 では，今でむ粗粒の花崗岩で，角閃石と黒雲母を含み，いす．蛙目粘土は，この珪砂層中にレンズ状またも昔からのこの方法を用いて陶石単味で磁器をずれも著しい風化作用を受けています．木節粘は層状をなしてはさまれます．その上位の粘土つくっています．ただしこれには理由がありま

土および蛙目粘土を含む陶土層は，愛知県の瀬層は，北部に広く露出しますが，この地域では，

して，これらの陶石にでる粘土鉱物の種類がま

戸〜豊田地域では瀬戸陶土層，東濃地方のもの

中新統の品野層を不整合に被います．そして青たちょっと違いまして，きわめて可塑性のよいは土岐口陶土層とよばれます．瀬戸陶土層は瀬粘土がよく発達し（層厚30ｍ），下部にはホルものがでるんです．この点については，また後戸層群の矢田川累層に，土岐口陶土層は瀬戸層

ンフェルスなどの角礫を多く含みます．本山木で触れる機会もあると思いますので，ここでは群の土岐砂礫層に被われます．

節粘土は，この粘土層の下部，中部，上部に，省略します．

瀬戸陶土層や土岐口陶土層は，当時の基盤のと１〜２ｍの厚さで局部的に分布しますが，中央

セリサイト質陶石のうちで，日本の代表格は天ころどころに生じた小さな凹地に堆積したもの

地域南部の本山付近で最もよく発達し，層厚は草陶石です．この鉱床については，大分以前にです．その後，これらを被って矢田川累層およ６ｍに及びます．最高品質の木節粘土は，亜炭

地質調査所の富樫さんが詳しく調べておられまび土岐砂礫層が堆積しますが，これらの砂礫層

層の下盤側から産出し，褐色で，破砕面には脂すので，その１部を図1・4および図1・5に紹介

は，中部山岳地方からの河川の氾濫原堆積物で，肪光沢がみられます．なお，少し細かいことをします．両図にみるように，この陶石鉱床は，当時の地形的凸部を除き，基盤の花崗岩や中・

付け加えますと，従来から，本山木節粘土はカ

白亜系または古第三系の地層中に，中新世に貫古生層および中新統，そして陶土層などをくまオリナイトを主成分とし，少量のセリサイトを入した流紋岩脈が熱水変質をうけて生成したもなく被って，この地域全般に堆積しました．で含むとされてきたんですが，今年（1989年）春

ので，これらの岩脈には，幅は６〜25ｍ，長さ

すから陶土層は，この砂礫層の下位に，局地的の調査で，セリサイトを殆んど含まず，かわりは７kmに達するものもあります．陶石中の粘に分散して分布します．したがってまた陶土層にモンモリロナイトを含むことが明らかになり

土鉱物は主としてセリサイト，陶石鉱床は中心

は，周囲の基盤の性質や堆積時の環境により，ました．試料採集地は印所鉱山西端の最上部層部を炭酸塩鉱化帯が占め，外側へ粘土化帯，珪地域ごとにその性状が異なりますが，ここではで，堆積盆地の端にあたります．それでこの時化帯へと移行します．炭酸塩鉱物は，現在，塩最も代表的な瀬戸〜豊田地域と，多治見〜土岐期には，堆積環境に何らかの変化が生じたので酸処理によって除去されているので，珪化帯を地域の陶土層について述べます．なお，陶土層はないかと考えられます．

除くほとんどの部分が採掘の対象になっていまの堆積環境については，中山さんからお話ししついでにもう１つ，これはよく知られているこす．

ていただきます．

とですが，本山付近の本層からは，Pinus tri-

と

べ

いず し

いん ぞ

もとやま

folia(ピヌストリフォリア：オオミツバマツ)

瀬戸〜豊田地域
さ なげやま瀬戸〜豊田地域の瀬戸陶土層は，猿投 山 を取りの化石を産出し，当時の気侯が非常に暖かかっ囲むように分布します．当時この地域の花崗岩たことを教えてくれます．

地帯にはいくつかの小凹地が形成され，それぞ≪瀬戸南部地区・豊田地区・藤岡地区≫

れの凹地を中心に陶土層が堆積しました．粘土瀬戸 南 部地 区 には ，北 は 山 口 から 八 草，大 畑 ，鉱床の分布状況からは，この地域は図2・1のよ田 籾 まで，南北に連なる一連の鉱床が分布しま

うに瀬戸北部地区，瀬戸南部地区，豊田地区

す．この地域では，一般に下位の蛙目粘土を含(猿投地区)，藤岡地区に区分されます．この区

む珪砂層の上に木節粘土層が重なりますが，木分は地質構造上の観点からされたものではあり

節粘土層は，八草，大畑付近で最もよく発達しませんが，粘土鉱床の性質の違いは，この区分

層厚は0.7〜２ｍ．基盤が全体に西に傾いていによくあらわれています．この地域では，瀬戸るので，西のグリーンロード沿いでは，深さ50

陶土層は層厚40〜50ｍ，下位の珪砂層と上位の〜60ｍのところで陶土層を採掘しているところ

粘土層に分けられますが，蛙目粘土は下位の珪もあります．

砂中に，木節粘土は上位の粘土層中にはさまれ豊田地区の木節粘土層は，西 枝 下付近で最も厚ます．

く1.5〜3ｍ，北部で薄くなります．

た もみ

しだれ

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その北方の藤岡地区にも陶土層が分布しますが，

図2･1−瀬戸〜豊田地域の主要な粘土鉱床の分布

木節粘土を産出するのはごく一部の地域だけで，

図2･2−多治見〜土岐地区における土<Fujii．1967>
岐口陶土層の堆積過程

層厚も0.5〜１ｍと薄く，すでに採掘が終わっています．
≪木節・蛙目粘土にみられる化学成分の違い≫
表2・1は，瀬戸〜東濃地方の各地域から産出する代表的な木節粘土および蛙目粘土の化学成分などの一覧表です．
この表で，瀬戸〜豊田地域のものをみていただ
くとわかるように，本山のものは，木節にしても蛙目にしても，チタンが非常に少なく鉄も少ない．さきに述べましたように，白色磁器の場
合，一番嫌われるのがチタンと鉄ですから，本山の粘土が尊重される第１の要因はここにあるわけです．
ところが，瀬戸南部から豊田・藤岡のものにな
りますと，チタンと鉄は本山の倍くらいの量が含まれます．そのために，この地域の木節・蛙
目粘土は白色磁器には使えませんで，どちらかというと耐火物用になってしまいます．
こうした違いがなぜ出てくるのか―私は，これは原岩となる花崗岩の違いだろうと思うのです．さきの図2・1にみられるように，猿投山のすぐ北には北東―南西方向の断層が走りますが，この断層を境にして，花崗岩は北の苗木型と南の伊奈川型に分かれます．そして本山だけが，苗木型の花崗岩に囲まれています．ほかの３つの地区は伊奈川型の花崗岩の風化物と考えられ

図2･3−瀬戸北部地区の瀬戸陶<下坂，1988>
土層漠式柱状図

図2･4−大洞地区の土岐口陶土<下坂，1989>
層柱状図

図2･5−土岐地区の土岐口陶土
層模式柱状<Fujii.1967>

ますから，その違いが粘土の成分の中にあらわれている―というように私は考えているのですが，ただ残念なことに，それを立証するためのデータを持ちあわせておりませんので，ここでは問題の提起だけにとどめます．
多治見〜土岐地域
岐阜県東濃地方の陶土層は，土岐口陶土層とよばれます．濃尾平野を流れる庄内川は，上流の岐阜県側では土岐川と名称を変えますが，その土岐川沿いの多治見市から土岐市の周辺一帯にかけて陶土層が広く分布します．この地域は３つの地区に，西から多治見市高田・小名田地区，
おおぼら

えつぼら

大 洞 ・悦 洞 地区，土岐地区に分けられますが，前２つの地区の基盤は中・古生層と中新統からなります．この地域は，藤井紀之さんによって調査・研究され，陶土層の堆積過程が図2・2のようにまとめられております．以下，最近の調査結果とあわせて，各地区ごとに簡単に説明します．

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表2･1−瀬戸・東濃地方の代表的な木節・蛙目粘土の化学組成≪多治見市高田・小名田地区≫
陶土層はほぼ水平に堆積し，層厚は最大35ｍ，●本山(もとやま)蛙目
鉱山名：加仙鉱山

上部と下部に分かれます．下部は礫と砂，上部になると砂と粘土が多くなります．砂は東部で多く，西部に向かうにつれて砂は少なくなり，粘土が増えてくるので，供給物は東から西へと運ばれたことがわかります．木節粘土が含まれ●本山(もとやま)木節
鉱山名：加仙鉱山

るのは上部層で，亜炭層の上盤側や下盤側に伴って産出します．下部の砂層中には蛙目粘土はみとめられません．
≪大洞・悦洞地区≫
陶土層は，細礫〜砂，シルト，粘土の互層から●八草(やくさ)木節
鉱山名：井上鉱山

なり，層厚は最大40ｍ以上，ほぼ水平に堆積します．この地区になると，北部のごく小範囲に，基底部に蛙目粘土が出てきます．粘土層は主に木節粘土からなり３層準に分布します．下部層
は北部のみに分布しほとんど連続しませんが，●枝下(しだれ)木節

中部層になると比較的よく連続し，層厚は最大

鉱山名：御船鉱山

３ｍ，西部で薄くなります．上部層は北東から南西にかけて分布し，層厚は最大2.5ｍ，シルトがまじるので品質は少し落ちます．図2・4に柱状図を示します．

●小名田(おなだ)木節

なおこの地区では，神明カオリンとよばれる白鉱山名：丸悦鉱山

色粘土層を産出します．これは，白色の火山灰
層（凝灰岩）の上部２ｍほどが，堆積後の続成作用により粘土化したものです．粘土はカオリン鉱物からなりますが，カオリナイトではなく●悦洞(えつぼら)粘土てハロイサイト，それも特徴的なボール型のハ

鉱山名：悦洞鉱山

ロイサイトです．この粘土は耐火物用として使われています．
≪土岐地区≫
一番東側の土岐地区は，基盤が花崗岩と中新統●土岐口(ときぐち)蛙目

からなるので，さきの２つの地区とは大分様相

鉱山名：山岩鉱山が違いまして，ここに分布するのは蛙目粘土がほとんどで，木節粘土は僅かしか出てきません．
陶土層の層厚は最大で30ｍ，チャートの円礫層を境に上下二層に分けられます（図2･5）．下部●原(はら)蛙目
鉱山名：原水簸蛙目工業協同組合層は蛙目粘土と淡青色の砂からなりますが，蛙
目粘土は本地区の中心部でよく発達し層厚は20ｍに及びます．周縁部にいくにしたがって淡青色の砂層に移り変わります．上部層は暗灰色の粘土，アルコース（花崗岩質の砂），凝灰岩ま●苗木(なえぎ)蛙目
鉱山名：共立苗木鉱山

たは凝灰質粘土などからなります．木節粘土は，南部の縁辺部に僅かに分布するだけです．
≪多治見〜土岐地域の陶土層の特徴≫
以上のようにこの地域では，各地区ごとに陶土層は堆積状況が異なりますが，ここでもう一度

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さきの図2・2に基づきこれらの全体的な関連と，③陶土層の堆積環境

この地域の陶土層の特徴についてみてみます．

り返されているということは，何回もの洪水があって，それにより放棄チャネルが埋積されたこの地域でも，さきの瀬戸〜豊田地域と同様に，山岡町原の堆積相ということを語っているわけです．

陶土層は基盤の凹地あるいは侵食地形に堆積し中山≪網状河川の州（バー）の発達≫たわけですが，一番東側の土岐地区は基盤が花について，私の調べました土岐市南部の鶴里の次に，図のａの記号が付されているところです崗岩ですから，蛙目粘土の上位に木節粘土がでケースと，私もメンバーの一員である陶土団体

が，ここでは，下の図にみられるように，上にてきてもおかしくないのですが，ここには，木研究グループの調べました山岡町原の場合につ凸になった堆積構造になっております．そして

節粘土はもちろん細粒物が余り分布しておりま

いて，お話しいたします．

その構造の上部に粗いものがたまっています．

せん．一方，西の２つの地区では基盤が中・古多治見〜土岐地域から東へ約20km程のところ

この構造は，砂や礫からなり泥を含みません．

生層と中新統ですから，その風化物からは蛙目に恵那郡山岡町の原という場所があります．こ

これは何かというと，網状河川の州（bar）なん

粘土も木節粘土も生成しません．ですから，西の地域にも東濃地方の地質図（p13，図１）にです．網状河川ができてくると，流路のわきにの２つの地区にみられる木節粘土は，東方で生みられるように，屏風山断層に接してその北側

州ができ始めますが，州というのは，上の方に成した風化花崗岩の細粒物で，それが西へ流れに陶土層（原累層）と，それを被って土岐砂礫

粗いものをのせる格好で発達していきます．水私は，堆積相からみた陶土層の堆積環境

ましづめてこの２つの地区に堆積したものであることが層相当層（猿 爪 累層）が分布します．図3・1は，はふだんは，この州のわきを流れていますが，わかります．

原鉱山でみられたほぼ南北方向の露頭のスケッ

水の勢いが大きいときは州の上を越えます．越ただしこれらの木節粘土には，基盤が中・古生

チです．この図で，黄色は主として珪砂質，薄えるときは当然，水の勢いが高いですから，粗層と中新統ですから，それらに由来する細粒物

い灰色がシルト質粘土で，これが主として石英いものを運んでくる．そして州の上にそれをおももちろん含まれます．一般に中・古生層の風粒を含む蛙目粘土です（図中の点は石英粒の多としていくわけです．それで上に凸の部分に粗化の速度は，花崗岩のそれに比べればぐんと遅いことを表わしています）．そして濃い青色のいものが堆積していく．また，水の勢いに強弱いのですが，いずれにしてもそれらの細粒物が部分が，主として木節粘土ということになりまがあっても常に水は流れているので，泥がたま含まれることは事実です．この中・古生層を原す．この露頭をごく大まかに見れば，下の方にらないのです．ですからこのａの部分は網状河岩とする粘土では，カルシウムやマグネシウム

珪砂や蛙目粘土があって，上の方に木節粘土や川のバーの部分を示しているわけです．そして，などのアルカリ土類が多くなります．そしてこ亜炭が堆積していることがわかります．

先ほどの放棄チャネルの存在や，次にお話しす

うした化学組成に対応して，モンモリロナイト≪網状河川の小さな流路≫る湿地帯・沼沢地との関連からみると，図の黄という粘土鉱物が生成します．したがってこの

この堆積相をさらに細かくみていきますと，例色で示した砂層の部分は，網状河川を伴いなが地域の木節粘土は，表2・1に示されるように，

えばｂと記したところには，上位の地層が，よら発達した扇状地であったと推定されます．

多少ともモンモリロナイトを含み，化学成分とり下位の地層を小規模に削りこんだ，下に小さ≪低湿地帯と蛙目粘土≫

してはカルシウムとマグネシウム，それにもちな凸の形が幾つもつくられています．この部分

さらに堆積が進んでくると，今度は図のｃの部

ろん鉄やチタンなども含みます．

の詳細は下の拡大図ｂのようになっていますが，分がでてきます．ここには，縦の黒い筋をチョ

これをやき物の方からみますと，モンモリロナ

これは何を示しているかというと，放棄されたンチョンと描いてありますが，これは下の拡大

イトが入ると耐火度が下がるのです．表2・1に小さなチャネル（谷）なんです．河川というの図でおわかりのように，このチョンチョンはす

みるように，多治見の木節は耐火度ＳＫ30番前

は，その流路の途中で河川の一部が切られて放べて植物の根なんです．要するに根が残ってい後，つまり溶融点が約1,650℃ぐらいです．本

棄されるところがでてきます．現在の河川系でるわけですが，その根も水平ではなく，立った山の木節はＳＫ36番．これは溶融点が1,800℃

いえば，三日月湖とよばれる河川沿いの湖や池

り斜めになった状態のままで残っている．そしで粘土では最高です．しかも多治見の木節にはがそういった放棄されたところにあたります．

てその周辺に蛙目粘土が分布します．またとこいろいろの化学成分を含むので色もついてしま

こうしたところの堆積相をみますと，小規模なろどころには，水流によってできた葉理も認めうので，白色磁器には適しません．ただし木節放棄チャネルの場合には，最初に混濁した非常られます．

ですから，可塑性は非常にすぐれています．美に細かい相があって，その上に少し粗めのもの

ここはどういう環境を示しているかというと，

濃焼を生んだ粘土も，この地域の木節粘土です．

がのるという，逆級化の構造が繰り返しあらわ

植物がはえている低湿地帯で，そこに急激に砂れます．

やシルトが堆積したものですから，植物の根の放棄された河川は湖や池となり，通常は砂や泥部分が立ったままの状態で残ってしまったわけの流入をほとんど受けません．ところが洪水時です．ですから，ここでは植物の生育しているになると，本流部の水位が上昇しこの地域にも小さな湿地帯のところで急激な堆積が起きたと

砂や泥が流入してきます．そのさい，はじめはきに蛙目粘土が形成されたわけです．しかもそ

泥などの細粒物が供給され，続いて砂や礫などうしたことが何回もくり返されるので，蛙目粘の粗粒物が供給されます．それで逆級化の堆積土をはさみながら，珪砂〜シルトの地層が堆積構造ができるのですが，この逆級化の構造がく

していくことになります．

URBAN KUBOTA NO.29｜55

≪沼沢地・帯水域の形成と木節粘土≫

さな盆地（凹地）がポツン，ポツンと散在する単位を識別し，個々の堆積単位はあたかも三角

そしてさらに一番上になると，細粒の粘土が堆格好でできます．そして最初に盆地の一番端の州状の堆積過程によって形成されているとし，積します．ここでは，黒い筋が横にチョンチョ

部分で崖錐や土石流による角礫が堆積します．

このうちⅢとⅣの時期に帯水域が最も広がり，ンと描いてありますが，これは植物片が横にね

その後，この盆地には河川が広がっていきます

三角州状のさきに木節粘土や亜炭の薄層が形成てしまっていることを示します．ここにできるが，その河川というのは，盆地と盆地との間がされたとしています．このように瀬戸陶土層ののが塊状で淘汰のよい木節粘土で，ここには亜離れてつながっていませんから大河川に発達す堆積過程については，すでに大分以前からほぼ炭も形成されています．ですから，この段階にることはなく，主として盆地ごとに河川系が発明らかにされているのですが，ただ桑原先生のなると，ここは完全な帯水域に，水の流れの少達します．また盆地から流出する水の出口はき研究されたこの時期には，主として地層の縦のない静かな小さな沼あるいは池に変わってしま

わめて狭く限られているので，周辺の風化花崗変化を中心にして堆積過程が調べられておりまったと考えられます．そうしたところで有機物

岩の砕屑物はすべて盆地内に運びこまれてここした．私の方は，網状河川の流路とかバーの証と一緒に堆積したのが木節粘土ということになに堆積することになります（この発達過程につ拠を求めて堆積環境を復元していこうとしているわけです．そしてその後，これを被って土岐

いては，東濃地方の瀬戸層群の章を参照して下るわけです．

砂礫層が全面に堆積します．

さい）．

なお，桑原先生の研究では，瀬戸陶土層の堆積土岐市南部の鶴里の堆積相

また盆地内では，網状河川系の発達にともなっ

相は，さきの図に示されるように，周縁部相，≪盆地縁辺の崖錐および土石流堆積物≫てfan（扇状地）ができ，さらにその周辺には

中間相，中心部相に分けておられますが，先生

次に土岐市南部の鶴里のケースをみてみます．

低湿地帯ができます．その湿地は，洪水時などはさらに，周縁部相では，風化分解の余り進ん地質図にみるように，ここでも土岐口陶土層とに河川の運ぶ砕屑物で埋められて，そこに蛙目でいない黒雲母や長石粒を多量に含んでいるこ

土岐砂礫層が分布しますが，図3・2が鶴里の鉱粘土を生成します．しかしその周辺は，やがてと，木節粘土の分布する中心部相になると，そ山の露頭のスケッチです．ここでは，植物の根また低湿地帯としてよみがえり，また埋積されうした未分解のものは全部洗いだされてしまっが立ったまま残されていることはなく，植物片るというようなことをくり返してだんだんに埋て，石英粒にしても非常にマチュリティ（成熟は全体に横にねています．ですからこの地域で積が進んでいきます．こうして周辺から埋積の度）の高い粒子のみが分布していることを明らは，扇状地の末端から帯水域に入るまでに，低進む過程で，この盆地は，その中央部から帯水かにされています．

湿地や沼沢地があまり発達していなかったもの

域をひろげていきます．そしてこの小さな湖沼

下坂と考えられますが，そうした違いを除けば，堆に，静かに木節粘土や亜炭が堆積することにな

鉱石の品質という立場からみても同じことが言

積構造は原鉱山のそれとほとんど同じです．

ります．

えるんです．というのは，周辺部は粗いものが

ただしここでは，基盤に接している図の左下の粘土鉱山をみてみますと，ほとんどの場合，上多く，長石もあるし石英も粗いんです．また花ところで，基盤側からきた不淘汰な礫の堆積状部へいくほど木節粘土の分布域が広くなってお崗岩に入っている鉱物の中では，黒雲母が一番

況を観察することができます．図でａと記したりますが，このことは，陶土層の上部になれば早く分解するんですが，そうすると，その中に部分は，すぐ背後の基盤の高まりから崩壊してなるほど帯水域が広がっていったことを意味しある鉄が流れ出します．それはどこへいくかときた礫によってできた崖錐，ｂの部分は礫が少ます．そしてこの帯水域は，亜炭を生成するよ

いうと，山の斜面を伝わって堆積盆の周辺部へし配列するので，これは土石流堆積物と思われうな浅い沼地へとだんだんに埋めたてられてい落ちていき，そこに堆積した粘土の中へたまっます．土石流というのは，泥・砂・礫が高密度

き，最後は，全部堆積によって埋めつくされててしまう．ですから周辺部の粘土には，鉄をはの状態で流れ下るので，その流れの最後のとこしまったというように考えられます．

じめ不純物を多く含むことになり，それだけ品

ろで，土石流の舌状の末端の礫が土石流の上流

瀬戸地区印所地域の堆積相

質の低い粘土になってしまいます．この点は一側に向く傾斜を示します．図のｂの部分では，

ところで陶土層の堆積相については，桑原徹先

般的に言えることで，どこの鉱床を見てもそう

基質が泥まじりの不淘汰な砂で，さらにいくつ生がすでに1975年に詳しい分析をされておりまです．

かの礫の長軸が同じ方向を向いています．それす．図3・3は，瀬戸市北部の品野から，南部のまた小さい河川であっても，そこから絶えず水で，これは多分，北方より流れてきた土石流堆八草にいたる地域の陶土層の堆積相，図3・4がが供給されていた場合は，先ほどお話のあった積物の末端だろうと考えられます．この鶴里の瀬戸市泉町印所地域の陶土採掘場の露頭に基づ

ように，その河川の流れの方向に粗いものがた

露頭は盆地の縁辺のものなので，それで崖錐やく断面図です．断面図の右方は，図3・3におけまります．ですから，湖に流れ込んでいる河川

土石流などがみられるわけですが，陶土層を堆る周縁相，断面図の左方が同図の中心部相にあの流路に当たる部分が品質が悪くなります．こ積した盆地の縁辺部では，こうした不淘汰の角たります．この部分は，盆地周縁相から中心部のように，鉱山を開発していけば，昔どの部分

礫がみとめられます．

相へと急速に移り変わるところにあたっており，を川が流れたかということも推定できます．そ

盆地の発達過程と陶土層の形成

図中のキラというのは，雲母風化物や石英・長れはいま，中山さんの言われたとおりで，要す

それでこうした堆積相から，陶土層を堆積した

石質の微粒砂をまじえる砂質シルトで，中間型

るに鉱床というのは，大体中心部が品質がいい

盆地の発達過程をごく大まかにまとめてみますの堆積相を示します．

というのが一般的な相場になっています．

と，まず構造運動によって花崗岩地帯の中に小桑原先生はこの図で，Ⅰ〜Ⅶまで７つの堆積

いまのお話と密接に関連することですが，URBAN KUBOTA NO.29｜56

図3･1−山岡町原における露頭スケッチ

図3･2−土岐市鶴里における露頭スケッチ

図3･4−瀬戸陶土層の堆積層(堆積相の累積状態と堆積単位区分図)<中山･陶土団研，1989><中山･陶土団研，1989>

図3･3−瀬戸地域における瀬戸陶土層の堆<桑原，1975>
積相分布図<桑原，1975により作製>

盆地中心部相＝木節粘土、珪砂など粗・細粒物質の分化が進んだもの。
中間相＝盆地中心部相と周縁相との中間部にみられるもので、蛙目粘土などの混合相が発達する
周縁相＝珪砂などの粗粒な物質を主体とし、黒雲母・長石などの未風化物質を多量に含み、一般に不淘汰な粒度組成である。
直線・破線などは確認・推定断層を示し、一般に逆断層で瀬戸層群推積後の活動である。
＜脚注は桑原(1975)による＞

URBAN KUBOTA NO.29｜57

④粘土鉱物状です．

こすっていきますと，理論的には幾らでも細かまた花崗岩の中にたくさんの割れ目が生じるのくできます．しかしそれは，石英や長石が細か花崗岩地帯の隆起と花崗岩の深層風化

は，いわゆる造構運動，とくに地盤の隆起が関くなったというだけであって，その粒自身はあ

倉林

私は，粘土鉱物についてお話しするわけ係しているといわれます．もともと花崗岩とい

くまでも石英，長石なんです．鉱物や岩石が細ですが，その前に花崗岩の風化のことにちょっうのは，地下深部でマグマがゆっくりと冷え固

かくすりつぶされるのは物理的風化作用といいと触れたいと思います．

まった深成岩です．その花崗岩が次第に上昇し，ますが，それだけでは粘土はできない．

いままでのお話にありましたように，陶土鉱床

隆起する地表が侵食作用によって削りとられて，粘土の細かい粒ができるのは，長石，雲母などがつくられるときには，かなり莫大な量の粘土

やがて花崗岩が地表に顔を出します．この隆起の鉱物の中から溶けやすい元素がイオンの形でを供給する母胎があって始めて鉱床が形成されの過程で，花崗岩は地下の強い圧力を受けて内どんどん飛び出てきて，それが地下水の中で再ます．そうすると，そういう莫大な量の粘土を部にたくさんの割れ目を生じ，深層風化へつなび結合して新しい鉱物ができる．このような変供給したと考えられる花崗岩というのは，一体がっていく．そのように考えられているわけで化を化学的風化作用といいますが，こうしてでどういう風化をするのかという問題があります．

す．

きた鉱物を，粘土をつくる鉱物という意味から，

ふつう岩石の風化というのは，地表面だけで風こうして地表に顔をだした花崗岩地帯がさらに粘土鉱物といっているのです．ですから，すり化して，地表面だけに風化殻ができます．花崗隆起するときに，隆起に伴って侵食作用が進み，つぶされた粒と粘土という細かい粒は，本質的岩の場合には，いままでのお話にありましたよ

花崗岩の風化物は次々に休みなく削りとられてに性質が違う．

うに，長石や雲母などが粘土化し石英が残る形

いく．そしてこの風化物は，隆起からとり残さ

化学的風化作用と粘土鉱物の生成で風化が進みますが，この風化殻はふつうマサ

れたり，あるいは侵食されてできた周辺の小さ

化学的風化作用で大きな役割を演じるのが水，とよばれます．マサは砂質で透水性がよいので，な凹地に堆積する．一方，花崗岩地帯というの空気，生物です．一般に雨水は大気中の二酸化水は風化していない内部の新鮮な部分にも達しは，いま触れましたようにかなり深くまで大規

炭素（CO ２ ）を溶かしこんでいるので弱酸性でやすく，このために花崗岩の風化の速度ははや模に風化しているので，風化物がすぐになくなすが，まずこの雨水が地表にしみ込みます．そく，また他の岩石に比べればぐんと厚い風化殻るということはなく，周辺に莫大な量の粘土がの地表では，地衣類やこけ類をはじめバクテリをつくります．

供給される．堆積した粘土は，さらに風化作用

アなどの微生物が生活し，これらの生物の吐きところが花崗岩というのは，そういう表面からや続成作用を受ける．瀬戸〜東濃地方にみられ出す二酸化炭素によって，地表や地中の水にはの風化だけにとどまりませんで，100ｍぐらいる陶土鉱床の形成には，こうした背景があった

さらにCO ２ が溶けこんで，水の 酸性度はさらの深層まで風化していることが多いんです．このだろうと思われます．

に強まります（生物の遺体が分解するときにものように花崗岩は，かなり大規模に風化する，粘土の大きさCO ２ が発生します）．また，地衣類やけい藻類

そういう性質をもった岩石なのです．

こうして，花崗岩の風化したものがたまって粘などからは，有機酸がでてきます．

このうち，深い方の風化は深層風化といってお土鉱床がつくられるわけですが，では，その粘こうして酸性の水や有機酸が岩屑の割れ目や砂りますが，じつは，この深層風化の原因がまだ土とは何かということになりますと，これは研粒の間にしみ込み岩屑や砂粒の中の鉱物に接す

十分にはわかっておりません．花崗岩の中にた究する人の立場によって，例えば土を研究してると，その鉱物の中の溶けやすい元素がイオン

くさんの割れ目があって，その割れ目の中に地いる人の粘土の定義と，焼きものとか地下資源の形で飛び出してきます．図4・1は，その過程

下の水がしみ込んで，内部の方がだんだんに風を研究している人の粘土の定義とではちょっとを模式的に示したもので，最初にNa，Ｋ，Ca，化していくという考え方が有力なのですが，細違うところがあります．普通はどのように定義

Mgイオンが溶け出します．すると，地下の水

かい点になるとまだよくわかっていないのが現されているかというと，粘土は非常に粒が小さは中性あるいはアルカリ性に変わり，やがてSi

図 4･1−鉱物からのイオンの溶脱

い．どれくらいの粒の大きさから下を粘土といが溶け出すようになります．一方，腐植などがうかというと，大体１万分の２cm（2μ）ぐらい

多 く 酸 性 の 強 い 地 下 水 で は Feや Alが 溶 け 出から下の大きさです．

します．

その粘土は，またさらに細かい粒からできてい溶 け 出 し て き た イ オ ン の う ち ， Siと Alは Ｏて，その細かい１つ１つの粒を粘土粒子といいと結合してSiO２ （二酸化珪素）やAl２ O３ （酸化ます．この粘土粒子がカオリナイトやハロイサ

アルミニウム）となりますが，これらがOHイ

イト，あるいはモンモリロナイトといった粘土

オ ン や 水 分 子 ，と き に は Na，Ca，Mgイ オ ン

鉱物からなっているというわけです．このようなどをとりこんで新しい化学組成をもつ粘土鉱にきわめて細かい粒であると同時に，その粒が物が誕生します（図4･2）．こうしたミクロの世

粘土鉱物からできているところに粘土の大きな界で進行する化学的風化作用が，常温常圧下で特色があります．

行われるところに粘土鉱物生成の大きな特色が物理的な風化作用だけでは粘土はできないあります．

ところで，花崗岩を乳鉢の中に入れてどんどん

こうしてできた粘土鉱物は，化学組成からいう

図 4･2−土の中でのイオンの溶脱と集積

URBAN KUBOTA NO.29｜58注１：立体視図（図4・3，図4・4，図4・5）
人間が物を立体的に眺められるのは，右眼の像と左眼の像が重なり合って１つの像として見ることができるからである．図4・3〜図4・5で，各図の右図と左図をじっと眺めながら，右図の文字や小円と，左図の同じ

図4･3−SiO４四面体(立体視図)

文字や小円を，右眼・左眼の向きを動かして１つに重ね合わせられれば，以上の３図から結晶構造の立体像をつかむことができる．
このように，立体視できるように作られた図を立体視図あるいはステレオ図という．裸眼での立体視は少し

注：Si 原子と O 原子の間隔は 1.60A練習が必要であるが，２つのレンズを左右に並べたス
テレオメガネが市販されているので，裸眼で立体視ができにくい場合は，これを活用するとよい（倉林）．

図4･6−カオリナイトとハロイサイトの単位構造の高さ<数値の単位：Å>

図4･7−モンモリロナイトとパイロフィライトの単位構造の高さ

図4･4−カオリナイトの珪酸塩層(立体視図)

表4･1−粘土鉱物の分類

図4･5−モンモリロナイトの珪酸塩層(立体視図)

URBAN KUBOTA NO.29｜59

と，Al ２ Si ４ O 10 (OH) ２ ･nH ２ O（ｎは1，2，3の整立体視図はカオリナイトの結晶構造を示したもハロイサイトの単位構造の高さを示したもので数）という化学式で示され，アルミノ珪酸塩とので，この図で立体視ができると，SiO ４ 四面

すが，図にみるように前者の高さは7.15Å(1Å

よばれます．簡単にいうと，粘土を構成する主体が連結してできた四面体層のようすがよくわ

は１億分の１cm)，後者の高さは10Åです．まな原子（イオン）は，Si（珪素），Al（アルミニ

かると思います．

た図4・7は，同じ２：１型構造のモンモリロナウム），Ｏ（酸素）で，これにOH（水酸基）と一 方 ， Alの ま わ り に も Ｏ や OHが 取 り 囲 み ま

イトとパイロフィライトの単位構造の高さを示

H ２ O(水)が加わったものということになりますが，この場合には，８個の正三角形が集まっしたもので，これも前者は15.4Å，後者は9.3

す．

た八面体ができ上がり，この八面体も横につらÅというように大きく違います．

粘土鉱物の結晶構造―層状構造なり，この層を八面体層といいます（ときにはこの違いは，層間域に，水や交換性陽イオンが以上のように粘土鉱物は，鉱物から飛び出してAlイ オ ン が Mgイ オ ン で 置 換 さ れ る こ と も あ入っていたり，いなかったりするために生じまきたイオンが，常温常圧下で酸素や水と結合しります）．

す（交換性陽イオンというのは，層間域にはさて再編成されるという，他の鉱物とは全く異な

図 4・ 4で Ｘ の 位 置 に あ る Alイ オ ン を ， OHイ

まれる陽イオンのことで，これは，層間域からった生成過程をへて誕生します．したがって粘オン（Ａ，Ｂ，Ｃ，Ｄの位置）とＯイオン（Ｅ，自由に出入りできるのでこの名でよばれ，粘土

土鉱物の構造も，他ではみられない独特の構造

Ｆの位置）が取り囲んでいます．Ａ，Ｂ，Ｃをの膨潤性や吸着性と深く関係しています）．

をつくりだします．

結ぶと正三角形となり，正三角形はSiO ４ 四面

表4・1は，粘土鉱物の種類とその層間域の内容

先ほど下坂さんは，粘土鉱物のことを層状の珪体 層 と 平 行 で す ． こ の △ ABCは ， △ ACD，を示したもので，この表にみるように，カオリ酸塩鉱物といわれましたが，まさにその言葉ど△ ABE，△ BCFと 結 び つ い て ，立 体 的 に ４ つ

ナイトの層間域には何も入っていませんが，ハおり，粘土鉱物では，平たい板のようにイオンの面をつくっています．

ロイサイトの層間域には水が入っています．まが配列しています．この平たい板を珪酸塩層と一 方 ， 正 三 角 形 DEFも SiO ４ 四 面 体 層 と 平 行

たモンモリロナイトの層間域には，水と交換性

いい，この珪酸塩層が，一定の間隙（層間域）

で，ＥとＦはSiO ４ 四面体のＯイオンがしめて陽イオンが入っており，パイロフィライトの層をはさんで層状に積み重なっているのが粘土鉱

い ま す ． △ DEFは ， △ ADE， △ CDF， △ BEF

間域には何も入っておりません．化学組成はよ物の特徴です．この場合，１枚の珪酸塩層とそと結びつき，前の４つの面とは立体的に逆向きく似ているにもかかわらず粘土鉱物にいろいろの上に重なる間隙（層間域）を含めて単位構造の ４ つ の 面 を つ く り ま す ．△ ABCな ど が つ くな性質の違いがあるのは，それぞれの粘土鉱物といいます．ですから，１つの単位構造をトラる ４ つ の 面 と △ DEFな ど が つ く る ４ つ の 面 がの層間域が，この表にみるようにさまざまな特ンプのカードにたとえますと，粘土鉱物という組み 合 わさ る と八 面 体が で き，八 面体 の 中 心徴をもっているからなのです．

のは，ちょうどカードを積み重ねたような格好（Ｘの位置）をAlイオンが占めています．こだいたい以上が，粘土鉱物の結晶構造の概略でになっているわけです．ただし，１枚のカードの八面体が横につながっている層が八面体層とす．このほかにも，モンモリロナイトとイライ

は，珪酸塩層と層間域という異なった素材でついうわけです．図4・4で立体視できれば，八面トなど２種類の粘土鉱物の層状構造が積み重なくられており，また粘土鉱物の種類によって層体と八面体層がよくわかると思います．そして，るという，特殊な混合層構造がありますが，い間域の内容と厚さはそれぞれ違います．それとこの八面体層と四面体層とが結合しあって１枚

まは省略します．

もう１つ，珪酸塩層の構造も，大きくは２種類の珪酸塩層ができ上がります．

Ｘ線回折法による粘土鉱物の判定(１：１型構造と２：１型構造)に分かれます．

≪１：１型構造と２：１型構造≫

粘土鉱物の種類や性質を調べるにはいろいろな珪酸塩層（四面体層と八面体層）

この場合，八面体層と四面体層の積み重なり方方法がありますが，１つは粘土を粉にしてＸ線鉱物から溶けだしたイオンが互いに結合しあっが２つあります．１つは，１枚の四面体層の上を当てて調べます．粘土鉱物はいま述べましたて新しい鉱物ができるときには，ふつう陽イオに１枚の八面体層が重なる１対１の構造のもの

ように層状構造をもっていますから，原子は三ンのまわりを陰イオンが取り囲むように結合しです．（図4･4）もう１つは，さらにその上に，次元的に規則正しく並んでいます．そして粘土

ます．Siイオン（陽イオン）とＯイオン（陰いわば下向きの四面体層が重なるもので，これ

鉱物の種類によってその並び方も，単位構造のイオ ン）と は，図4・3の 立 体 視 図（ 注１：p59

は，２枚の四面体層の間に１枚の八面体層がは

高さも違います．このような結晶構造をもつ鉱欄外）にみるように，Siを中心に４個のＯがさまれる２対１の構造です(図4･5)．それで前物にＸ線を入射すると，原子の並び方によって結合して正四面体をつくり，これはSiO ４ 四面

者を１：１型構造，後者を２：１型構造といい，

Ｘ線がいろいろな方向に回折し，回折したＸ線体とよばれます．

粘土鉱物は大別すればこの２つの構造型に分かはある方向で互いに強め合い，他の方向では打さらにこのSiO ４ 四面体どうしが，互いに隣接れます．

ち消し合って，回折したＸ線の様子を紙に記録するSiO ４ 四面体の底面のＯ原子を共有する格

層間域

するとある特定の位置にピークが現れます．ピ

好でつながり，正六角形の網目をつくるように

そして先ほど述べましたように，１枚の珪酸塩

ークの位置は，原子やイオンの並び方によって結合しています．ですから正四面体の頂点にあ層は，必ずその上に層間域を伴い，同じ構造型

違ってきますから，どの位置に回折Ｘ線のピー

る６つの原子を結んだ線も正六角形をつくりまのものでも層間域の内容や高さが違うので，同クが記録されるかを調べることによって，そのす．これを四面体層といい，これが粘土鉱物のじ構造型の粘土鉱物が細分されます．

粘土鉱物の種類がわかるわけです．

もっとも基本的な骨格をつくります．図4・4の

図4・6は，同じ１：１型構造のカオリナイトと

例えば，木節粘土や蛙目粘土をＸ線にかけると，

URBAN KUBOTA NO.29｜60

写真①：木節粘土中の粘土粒子（板状結晶，カオリナイト）
写真②：蛙目粘土中の粘土粒子（板状結晶，カオリナイト）
写真③：酸性白土中の粘土粒子（薄板状結晶，モンモリロナイト）
写真④：ベントナイト中の粘土粒子（薄板状結晶，モンモリロナイト）
写真⑤：関東ローム中の粘土粒子（球状粒子・中空管状粒子，ハロイサイト）
写真⑥：鹿沼土の中の粘土粒子（木くずのような微小な粒子，アロフェン）
各写真ともスケールは同一（右上），長さは１ミクロン(1/10,000cm)

図4･8−粘土中の鉱物(粘土鉱物)のＸ線回折曲線

写真−粘土粒子の透過型電子顕微鏡写真

図4･9−粘土鉱物の研究方法

URBAN KUBOTA NO.29｜61図4・8にみられるように7.31Åの付近にピーク

物の形態観察について述べます．

ない独特の性質がそなわります．すなわち，可がでてきますが，それがカオリナイトです．ま粘土粒子は，大きさが５μ〜0.05μなので，光塑性，吸着性，吸水性，膨潤性，焼固性，さらた3.60Å付近のピークは長石，3.62Å付近のピ

学顕微鏡は役に立たないので，形状観察には電には塩基置換の働きなどです．こうした性質をークもカオリナイトです．したがって，この２子顕微鏡を使います．粘土鉱物は，六角形や不もつために，粘土は焼きものの原料としてだけつの粘土にはカオリナイトと少量の長石が混ざ定形の薄板状，それに管状や球状などの形を示ではなく，さまざまな方面に利用されているわっていることがわかります．

しますが，その形態的特徴を確かめるときには，

けですが，また他方では，地すべりの引き金に

その下の図は，関東ローム中の粘土のⅩ線回折透過型電子顕微鏡を用い，試料板の上にコロジなったり，地震による地盤の軟弱化，あるいはですが，この場合にはピークの位置が10.1Åにオンという有機物質の薄板をはり，その上に試地下水汲み上げに伴う地層の圧密化による地盤あるので，ハロイサイトかイライトと判断でき料をばらまいて観察します．一方，走査型電子

沈下など，いろいろな災害の要因にもなっています．イライトは５Åにもピークができるのに顕微鏡では試料はばらまかずに自然にあるままます．表4・2は，こうした粘土の利用面や災害比べ，ハロイサイトは５Åにはピークができまの状態で観察できるので，粘土粒子の集合状態との関係などを，ごく大ざっぱにまとめたもの

せん．それでこの場合はハロイサイトというこを調べるのに適しています．写真①〜⑥は，さです．この表をみても，現在における人と粘土とになります．

きのⅩ線回折で調べたものと同じ粘土の透過型とのかかわりあいが，いかに多方面にわたって

またその下の図は，酸性白土とベントナイトの電子顕微鏡写真で，写真の白い部分はコロジオ

いるかがわかるかと思います．それで最後に，Ⅹ線回折です．この粘土はモンモリロナイトがン膜，黒い部分の大部分が粘土鉱物です．

本日のテーマと関連して粘土の可塑性について

主成分なので，ピークの位置は15〜16Åのとこ

写真①と②は，木節粘土および蛙目粘土中のカ

ちょっと触れてみます．

ろに出てきます．さらにその下の鹿沼土のⅩ線

オリナイト，写真③と④は，酸性白土とベント

ご存じのように粘土は，手で力を加えると，そ

回折ではピークがどこにもありませんが，これナイト中のモンモリロナイトで，形はさまざまの力に対応して変形します．そして手を放しては粘土の主成分が，結晶構造がまだつくられてですが，いずれも薄板状の結晶を示します．写力を抜くと変形したときの形がそのままに保たいない非晶質のアロフェンだからです．このよ真⑤は，関東ローム中のハロイサイトです．ハ

れます．ところがゴムというのは，手で引っ張

うにⅩ線を当てることにより，そこに含まれる

ロイサイトの形状は，この写真にみるように，

ると形は変わりますが，手を放せばもとの形に粘土鉱物の種類がわかってきます．

細長いパイプ状のものと球状のものとがみられ戻ってしまいます．このように，力を加えて任電子顕微鏡による粘土鉱物の形状観察

ます．写真⑥は，鹿沼土のアロフェンで，これ意の形に変形させることができるだけでなく，粘土鉱物の分析は，Ⅹ線による以外にも赤外線は非晶質なので不定形の微小の粒子があらわれ力を抜いたときにその形を保つのを可塑性といをあてたり，あるいは加熱して結晶構造の変化

るだけです．

います．ですから，例えば少量の水を加えて粘を調べる示差熱分析などいろいろの方法があり粘土の可塑性

土をこね，自分の好きな茶碗の形にこれを変形ます．図4・9に主な分析方法を示しましたが，このように粘土鉱物は，非常に変わった構造をする．それを乾かしても，粘土であればその変

ここでは，そのうちの電子顕微鏡による粘土鉱

していますから，粘土には他のものではみられ形した姿を保ちます．石を粉末にして水を加え

表4･2−粘土と生活てこねれば，一時的には変形させることができますが，乾くとその形が崩れてしまいます．それで，焼きものの場合には，変形しやすくすると同時に，乾いてもその形が保てるように，可塑性のよい粘土が使われるということになるわ
けです．
では，粘土にはどうして可塑性があるのかということになりますが，じつはこれもかなり難しい問題なんです．粘土の粒子というのは，１つ１つの粒子の一番外側が電気的にマイナスの性質をもっています．そこへ水の分子が近づくわ
けですが，水の分子（H ２ O）というのは，プラスの電気をもつ位置とマイナスの電気をもつ位置が非常にはっきりしていて，水の分子の片側がプラス，反対側がマイナスに帯電しています．
そういうのを極性といいますけれども，水の分子は極性をもっています．
そうすると，ここに粘土粒子がありますと，水の分子がやってきますとどうなるか．粘土粒子

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の表面はマイナスですから，水の分子のプラス

粘土鉱物の中の水がすべてとんでしまうと，１:

まいそれで使えないのです．

の側がそこに引きつけられるわけです．引きつ１型構造のカオリン鉱物についていえば，例え

ただし少量ならばいいんです．というのは，モ

けられた水の分子のマイナスはフリーですから，

ば家の構造でいうと，柱という柱をすべて抜い

ンモリロナイトは粒子が非常に細かく，水の中

別の水の分子のプラスを引きつけ，いくつものてしまうのと同じ状態になり，家はガタガタッ

での分散がよいので，ろくろをひくときの可塑

水の分子が数珠つなぎになります．このくさりとつぶれてしまいます．そうするとアモルファ性は非常によいのです．それで少量であれば，の途中にプラスのイオンが入ると，このイオン

ス（非晶質）の状態になる．原子は規則正しくのびが良くなるので実際に使っています．といがなかだちとなって別の粘土粒子からのびる水並んでいなくて，つぶれた家では，壁や屋根のうよりは，過去には，知らないで使っていたんの分子のくさりと連結される（図4・10）．ちょ

一部がゆがんだ形をして残っていますが，それです．

うど水の分子がくさりの役割を果たして粘土粒に似た感じで原子の配列がくづれてしまいます．

混合層粘土

子どうしをつなげてしまいます．

それをもう少し温度を上げて1,000度ぐらいにそれともう１つ，モンモリロナイトは非常に粘しかし，水の分子のくさりの結合する力は弱い

すると，今度は再結晶してきてムライトというっこい粘土ですから，これの入った混合層構造

ので，よそから力が加わるとくさりはピッと切鉱物になる．1,000度で安定な原子配列を示すの粘土になると，焼きものには非常に良い原料

れてしまいます．つまり粘土の塊の形が変わる

鉱物に変わるわけです．この鉱物は，もちろんになるんです．先ほど陶石の話をしたさい，出わけです．しかし切れたといっても，まわりは

水は抜けており，SiとAlとＯだけが固く結合石や砥部では，スタンパーの方法で陶石単味で粘土粒子と水分でいっぱいですから，よそからした鉱物です．こうして，結合力の非常に強い磁器をつくっているといいましたが，ここの陶の力が加わらなくなると，またすぐに，前と同鉱物が，茶碗の中で結晶となる．もちろんこれ

石にでてくる粘土が，イライト―モンモリロナ

じようにくさりでつながってしまう．ですからは，１粒ではなく，非常に細かい結晶の集合体

イトという２種類の粘土鉱物の単位層が積み重力を取り去ると，力を加えたときの形をそのまになっているわけです．カオリン質粘土はSiなってできた混合層粘土鉱物なんです．この粘ま保つことになる．このように粘土の可塑性とと Alか ら 成 っ て い ま す か ら ， 1,000℃ を 越 え

土は，熱水変質によってできたものですが，こいうのは，大筋では，粘土粒子と水分子との間

ると結晶性の悪いムライトの生成が始まり，

れがすばらしく可塑性がいい．それで出石の菊の働きというように考えてもらえばよいかと思

1,200℃を越えるとその生成量は急に増加しま

彫りといって，非常に薄い焼きものがつくられいます．ついでに，木節粘土はなぜ可塑性にす

す．それと同時に，余分のSiはクリストバラているんです．また砥部の陶石も，同じようなぐれているかというと，木節粘土の中に含まれイトになります．

混合層粘土を含んでいます．ですから，こうしている木片などの腐植質の物質が，粘土粒子と磁器をつくるときには，もちろんカオリン粘土たところでは，瀬戸からつなぎ剤として木節粘同じように電気的な性質をもっている．そのたのほかに，長石，陶石，石英，セリサイト質粘土をもっていかなくても，陶石単味でよい焼き

めにさらに可塑性がプラスされると考えられて土などが加えられますが，これらが1,300ﾟ〜

ものがつくれるんです．このようにモンモリロ

います．

1,450℃に焼成されると，たくさんのムライト

ナイトは，焼きものには全く使えないというこ

なお，本日のテーマと関連した粘土のもう１つの微細結晶と，長石やセリサイトから生じたガとではないんです．

の性質，粘土を焼いていくと，化学変化が起こ

ラス層が結晶粒の間をうめて生成します．それ

粘土の吸着性と膨潤性って固い鉱物に変わっていくという，粘土の焼で磁器には透光性がでてくるわけです．

編集

固性については，私よりも下坂さんの方が詳し

編集

んですか．

いので，それは下坂さんにお任せして，私の話

度に違いがあるのは……

倉林

はこの辺で終わります．

下坂

一般にアルカリ金属のNa，Ｋ，アルカリらいわれているように，層間域に水が入ってい粘土の焼固性土 金 属 の Mg， Ca， そ の 他 Feな ど が 入 る と ，ます．ところが，ほかのイオンがやってくると，

下坂

じゅず

カオリナイトとモンモリロナイトで耐火

粘土は原油の脱色などにも使われている
モンモリロナイトの場合には，先ほどか最初にお断りしましたように，私も焼き融点が著じるしく下がるのです．モンモリロナ

この水が追い出されてそこにイオンが入り込んものの方は専門ではないので，一般論としておイトの化学組成には，Fe，Mg，Ca，Na，Ｋなでしまうのです．例えば石油の中にはいろいろ話しします．いまの倉林さんのお話にありましどの溶け易くする元素が少量含まれるので，そな色素が含まれていますが，石油をモンモリロ

たように，粘土というのは常温で安定です．た

れで耐火度が低くなるわけです．

ナイトを主とした粘土のフィルターに通すと，だそれは，要するに水の多い環境だから，ゆっ

ついでにもう１つ補足しますと，ベントナイト

石油の中のいろいろな色素が水を追い出して粘くりと非常に長い時間をかけて，水をもった鉱や酸性白土のように，モンモリロナイトを主成土鉱物に吸い取られてしまう．お砂糖の脱色も物に変わってきたということで，常温では反応分とした粘土が焼きものに使えないのは，先ほそうです．粘土の層を通すと，お砂糖の中の色が非常におそいので，安定しているようにみえ

どお話があったように，この粘土には層間に水ている．

があるからなんです．この粘土は，蒸発させてそれを今度は，逆に熱を加えるわけです．そう

水が抜けるとギュッと縮まってしまい，ひび割

すると，まず粘土鉱物の表面付着水や層間域にれを生じてしまうのです．水田が乾くとひびが入っている水がとんでいきます．その次には，いっぱい入りますが，それと同じ現象で，成形珪酸塩層の中の結晶水がとんでいく．こうして，して乾かしておくと，ひびがいっぱい入ってし

図4･10−粘土粘子・水分子・陽イオンの鎖

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素が全部粘土粒子に吸着されてとられてしまう．

風化しますと，パイプ状のハロイサイトになりこる続成作用の影響だと考えています．

粘土がもっているそういう吸着性が利用されてます．火山灰の場合は，一般にはボール状のハ

人工粘土と自然界の粘土といるわけです．またこの粘土の吸着性は医薬品

ロイサイトができます．雲母が風化しますと，

編集としても役立ち，しっぷ剤などに粘土が使われ雲母というのはもともと粘土鉱物で板状結晶できるんですか．

ています．

すから，そのままの形で板状のカオリナイトに

下坂

それからもう１つモンモリロナイトの場合には，なる．黒雲母の場合も，いろいろな過程をへて

私がいま移った名古屋工業技術試験所では，合層間域にたくさんの水が入りこむことができ，最終的には板状結晶のカオリナイトができます．

成で人工粘土をつくっています．ただ単価がい粘土粒子がふくれ上がる．これを膨潤性といいこの辺まではよくわかっていることです．

まのところ高いんです（笑）．

ます．それで例えばボーリングをしたりすると

ところが，長石が風化してできたパイプ状のハ

カオリナイトをつくるような化学組成の出発物

きのボーリング粘土としてこれが使用される．

ロサイトが，堆積して木節粘土になっている．

質（薬品なり材料）を，オートクレーブという

この粘土は，泥水になりやすいから，きりが磨木節粘土の多くは，長石から由来したと考えら

密閉した容器の中に入れて温度を200℃〜250℃

滅しない．こういう場合の粘土には，膨潤性にれるのですが，堆積したものを現在Ⅹ線で調べぐらいまで上げれば，５日か７日ぐらいでカオ

すぐれた粘土がいいんです．

ると，みんな板状のカオリナイトになっている

リナイトはできます．反応をよくするにはアモ

粘土鉱物における結晶構造の発達のです．パイプ状のものが，現在みると板状のルファスのシリカを使うんです．結晶したもの

編集

ものに変わっている．ですから，どこかの時点

は，結晶が一遍壊れないと次のものができない．

何になりやすいんですか．

で変わっているわけですが，この問題は今のと非晶質のものの方が，反応がいいんです．です下坂

ころはまだ解決されていません．

から，今，反応がいい非晶質シリカ，アロフェには，一般には球状のハロイサイトになります．

編集

ン，珪藻士などを使ったりしてカオリナイトを

地下の深いところ，例えば地下数100ｍのとこ

積み重なっているでしょうから，粘土鉱物へのつくっています．

ろに埋没されているような場合にはモンモリロ

進み具合がわかるのではないんですか．

私と同じ研究室の渡村さんらは，短時間の合成

ナイトができやすい．ただ地下深くに埋没され倉林

関東ロームの団体研究が行われた約30年

では球状のカオリナイトができ，合成時間を長ていても，酸性の温泉でどんどん洗われれば，程前に，私たちも関東ローム層の中の粘土鉱物

くすると板状のカオリナイトができると報告しアルカリ土類が流れますから，カオリナイトがについていろいろと調べました．その結果をごています．つまり途中の段階で球状のカオリナ

できます．要するにそのときの化学組成なんでく簡単にまとめますと，表4・3のようになるのイトから板状のカオリナイトに変っているのです．温度が高ければパイロフィライトやデッカですが，この表にみられるように，一番新しい

す．自然界でも，さきに触れましたように管状イトができます．

立川ロームのものはほとんどがアロフェンですのハロイサイトから板状のカオリナイトに移っ

それから，粘土化の問題では，まだ未解決の領が，武蔵野ローム層になるとハロイサイトのボているわけで，形態上の変化はよく一致してい

域がいろいろとありまして，その１つは，堆積

ール状の結晶がみられるようになります．下末

ます．ただし，合成実験ではハロイサイトをつ後の続成作用にからむ問題です．一般に長石が吉ロームになるとパイプ状のハロイサイトが多くることはできません．みんなカオリナイトに

くなり，一番古い多摩ローム層になると，長いなってしまう．

パイプ状をした結晶度のさらに高いハロイサイ

編集

熱を加えるからですか．

トになっています．

下坂

そう，一種の熱水変質です．

それと，海成の下末吉ロームの中には，灰白色

倉林

温泉のように熱いお湯が噴き上がってきの粘土がでてくるのですが，これがハロイサイて，そのお湯とまわりの岩石が反応を起こしてトとメタハロイサイトの混合型の粘土鉱物なん

粘土鉱物ができるわけですが，そこでできるのです．メタハロイサイトというのは，ハロイサ

はかなり結晶度の高いものです．合成実験では，

イトの層間の水が抜けてカオリナイトに類似しそういう粘土をつくることができます．しかし，た結晶構造のもので，その形もパイプ状の形が天然の堆積性の粘土というのは，ゆっくりと非火山ガラスが風化して粘土化したときは，
日本の気侯で，地表近くで風化した場合

関東ロームなどでは，新旧の火山灰層がさ

カオリナイトを人工的につくることはで
カオリナイトはつくることができます．

割 けて平らになりかかっているんです．それで常に長い時間かかって複雑な自然条件の中で常私たちは，まず初めにパイプ状のハロイサイト

温常圧下で化学反応が進むわけです．室内では，ができ，次にそれが割けて平らになって，メタ

そういう実験は再現できないんです．そうした

ハロイサイトという比較的結晶度の低い鉱物に意味では，自然界にあるような粘土をそのままなる．そしてさらに結晶化が進んでくると，モつくろうというのは，ちょっと不可能に近い話

ンモリロナイトができるだろうと考えました．

になるんです．

この推定は，関東ロームよりもずっと古期の火編集山灰層である八ケ岳山麓のロームで確かめられわりたいと思います．本日は，長時間にわたりました．私は，この変化は，古い火山灰層でおたいへんありがとうございました．

時間もなくなりましたので，この辺で終URBAN KUBOTA NO.29｜64