最新東北の地質

福島県の地質東北大学名誉教授
福島県立博物館

1 はじめにて細長く分布しており、主として新第三系、第四系、および福島県は、地形・歴史・文化などの面から、太平洋と阿は、第四紀初期に活動した白河火砕流が広く分布している。

武隈山地に挟まれた「浜通り」、阿武隈山地と奥羽山脈に挟会津地方は、福島県の中でもっとも広大な面積を占めてお

まれた
「中通り」
、さらに奥羽山脈と越後山脈に挟まれた「会

り、地質学的にも複雑である。会津地方と中通りの間に津」の3 地域に分けられる。面積は 13,782.76km で、北は、北から奥羽山脈が延び、那須火山帯に属する吾妻山、

海道、岩手県に次いで全国第3 位の広さをもつ。

安達太良山、磐梯山などの第四紀火山が聳える。会津若第四紀の火山噴出物によって覆われている。白河周辺で

2

地質学的な特徴を概観すれば、浜通りと中通りに挟まれ松とその周辺には、会津盆地が発達する。磐梯山の南にた阿武隈山地は、白亜紀に貫入した広大な花崗岩類、さらは日本で４番目の面積をもつ猪苗代湖がある。これらの火にそれらに挟まれた阿武隈変成岩類を主とし、阿武隈山地

山岩類に覆われて新第三系が広く分布する。さらに西方の東縁には、北上山地の延長と考えられる松ケ平－母体変

栃木県境には沼沢火山や奥日光の燧ヶ岳火山などもある。

成岩類、古生層、中生層、さらに白亜紀花崗岩類などが分第四紀火山や新第三系の基盤としては、南会津郡、檜枝岐布する。阿武隈山地は標高 400 ～ 1000m の比較的平坦

付近に西南日本から連続するジュラ紀の付加体コンプレックな高原状山地を呈し、所々にはんれい岩類のやや高い残スが分布する。さらに、福島県のほぼ中央を NNW-SSE 方丘状の地形がみられる。福島県の東縁、海岸沿いにある向に走る「棚倉構造線」は、白亜紀およびそれ以前の東北日浜通りは、南北に走る双葉断層によって阿武隈山地と境さ本と西南日本を分ける重要な意義をもっている（図１）。

れ、中生界と古第三系・新第三系、さらに更新世の海岸段丘や完新統が分布する。中通りは、阿武隈川流域に沿っ

図１

3

蟹澤聰史
相田 優

本稿の執筆は、中古生界・阿武隈帯を蟹澤が分担し、新生界を相田が分担した。

福島県および隣接地域の地質概略図

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2 中古生界ならびに阿武隈帯
■ 2．
1 概要

東北の地質

■ 2．
2 阿武隈山地の中古生界
阿武隈山地東縁、双葉断層と畑川断層に挟まれた地域に分布する南部北上帯延長部の地質から説明する。南相阿武隈山地は、南北およそ200km、東西およそ60km

馬市地域では北西側に古生界堆積岩類、南東側に先デボの紡錘形の地域である。大部分は福島県東部を占める

ン紀変成岩類、前期白亜紀火山岩類と花崗岩類が分布すが、北部は宮城県南部、南部は茨城県北東部にまでおよる。先デボン紀変成岩類や古生界は、波長およそ数100m

ぶ。阿武隈山地の大部分は白亜紀花崗岩類からなるが、から3－4km のやや傾いた褶曲構造を形成している。

山地南部には阿武隈変成岩類、ならびに日立変成岩類が分布する。阿武隈山地は、地形学的には隆起準平原■ 2．
2．
1 先デボン紀変成岩類および古生界で、花崗岩類の分布地域はなだらかな侵食平坦面をなす

相馬市から南相馬市の西方において、最下部に分布するが、ところどころに分布する超苦鉄質岩や斑れい岩類は松ケ平変成岩は緑色片岩、泥質・砂質・珪質片岩からなり、侵食に強いため、残丘を形成する場合が多い。斑れい岩

南部北上山地の母体変成岩類の延長と考えられ、カンブリ

類は山地の中央部から北側に多くみられる。阿武隈山地

ア紀末～オルドビス紀初期に高圧型変成作用を受けたも中央部には広域変成作用をうけていない年代未詳の滝のである。泥質部は絹雲母・石墨片岩、砂質片岩部は絹雲根（たきね）層群が分布する。

母・緑泥石片岩が主なものである。苦鉄質岩起源の緑色

黒田 (1963) は、棚倉
（たなくら）構造線よりも東側で、片岩は量的には少ないが、斑れい岩、輝緑岩質の残存組

阿武隈山地の主部とその北方への延長と考えられる神室

織を持つ緑簾石曹長石角閃岩で、アルカリ角閃石、アクチノ（かむろ）山地から南の奥羽脊梁山地・秋田県太平山など

閃石、緑簾石、緑泥石などを含む。相馬市山上付近には、を含む東北日本の地質区を阿武隈帯と提唱した。この

緑簾石、
バロア閃石、
アルカリ角閃石、
ざくろ石、
緑簾石、
ソー

帯を特徴づけるのは、白亜紀花崗岩類と阿武隈変成岩

ダ雲母質白雲母などを含む緑簾石角閃岩からなる山上変類である。

成岩が分布する（写真１～３）。角閃石の K-Ar 年代は239-

阿武隈山地の南東縁は棚倉構造線が NNW-SSE 方

225Ma（Ma =100万年）と495Ma を示し、若い前者の値向に走っており、それを隔てて西側には西南日本の足尾は花崗岩類などの影響によるもので、後者が実際の変成年帯に属する八溝（やみぞ）山地の中生界が分布する。棚代と考えられている ( 蟹澤ほか ,1992*)。

倉構造線は、白亜紀およびそれ以前における東北日本と松ケ平変成岩を不整合に覆う相馬古生層は、下位より合西南日本を分ける重要な構造線である。なお、今後「構

ノ沢（あいのさわ）層、真野（まの）層、立石（たていし）層、上造線」を用いる場合は、異なる地質構造単元を分ける場野（うわがや）層、大芦（おおあし）層、弓折沢（ゆみおれざわ）合に用い、単に断層の現象を意味する場合は「断層」ある層に区分される。最下位の合ノ沢層は、基盤岩の松ケ平

いは「破砕帯」を用いることにする。

変成岩を不整合に覆っており、凝灰岩、砂岩などを挟む泥また、山地の東縁に沿って双葉（ふたば）断層が、その岩からなり、腕足類・鱗木などを含むことから、南部北上

約 8km 西側に畑川（はたかわ）断層がほぼ並行して南北方向にみられる。畑川断層の東側には高圧低温型の松ヶ平（まつがだいら）－母体（もたい）変成岩類、古生界、ならびに上部白亜系双葉層群、古第三系白水層群が発達し、双葉断層の東側にはジュラ系－最下部白亜系の相馬
中村層群、流紋岩～安山岩からなる高倉（たかのくら）層、および新第三系が分布する。畑川断層よりも東側の花崗岩類は、阿武隈帯のそれよりも帯磁率が高く、北上山地の花崗岩類と同じ性質を持っている。したがって、畑川断層よりも東側は、地質学的にも南部北上帯に属するものと考えられている。

写真１ 南相馬市原町の助常変成岩（松ケ平変成岩相当 永広昌之氏撮影）

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東北の地質

写真２

南相馬市山上前原の山上変成岩（永広昌之氏撮影）

図２ 阿武隈山地東縁の南部北上帯古生界層序（東北建設協会、
2006 より改変）

阿武隈山地南部いわき市北方の八茎地域にも古生層が分布し、下位より八茎石灰岩、松山沢層、高倉山層と名付けられている。八茎石灰岩は緑色片岩と結晶質石灰岩、松山沢層は泥岩、珪質泥岩、緑色片岩などからなり、年代
写真３

相馬市金谷原橋の角閃岩（永広昌之氏撮影）

はいずれも不詳である。高倉山層は、泥岩、砂岩、礫岩な

山地の鳶ケ森層に対比される ( 永広・大上，1990*)。真野

どからなり、入石倉部層、元村部層、柏平部層に区分され層は合ノ沢層に整合に重なり、砂岩をひんぱんに挟む泥岩る。元村部層のフズリナ、柏平部層からのアンモノイドからからなる。最上部には腕足類が産することから下部石炭系

中部ペルム系に対比されている。

に対比される。立石層の石灰岩にはサンゴ化石が含まれ、さらに阿武隈山地南端の茨城県北部日立地方には日立

下部石炭系ビゼー統とされる。上野層は泥岩を主とし、砂古生層、西堂平変成岩類が分布し、古生層の一部に石炭岩・石灰岩を挟む。石灰岩中のフズリナ化石から下部ペル紀やペルム紀の化石を産することが知られていた。最近，

ム系とされる。大芦層は砂岩・礫岩・泥岩からなり、最上位

この日立古生層からジルコン SHRIMP 年代で 500 Maの弓折沢層は泥岩を主とするが、それぞれ南部北上山地の年代を示す値が得られ、カンブリア系が広く存在するこの叶倉統・登米統に対比される ( 写真４, 図２)。

と、さらに石炭系に覆われる赤沢層を貫く花崗岩もカンブ
リア紀のものであることが明らかにされた (Tagiri et al.,2011) ことを付記しておく。

■ 2．
2．
2 滝根層群
阿武隈山地のほぼ中央部、田村市大越（おおこし）
から双葉郡川内村にかけての大滝根山西方に、
南北5.5km 以上、
東西約 3km にわたる地域には石灰岩、頁岩、砂岩、チャート、苦鉄質岩、超苦鉄質岩などを原岩とする時代未詳の岩石がまとまって分布することが知られており、白亜紀花崗岩類の接触変成作用により結晶質石灰岩、
ホルンフェルス、
写真４

5

上野層露頭

南相馬市新田川（永広昌之氏撮影）

角閃岩などになっている。岩相的には足尾・八溝山地のも

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東北の地質

のに類似する部分もあるが、岩相の組み合わせは必ずしもどを生じている。全体としては、周囲の花崗岩類による

同じではない。これらは滝根層群 ( 永広ほか ,1989) と命

ホルンブレンドホルンフェルス相の接触変成作用を被っ名された。滝根層群はほぼ南北の走向を示し、西からA 層、てはいるが、広域変成作用は被っていない。これらの相B 層、C 層に分けられる（図３）。西傾斜の部分が多く、み互関係は不明であるが、見かけの厚さ数 m ～数10cm

かけは西上位であるが、詳しい構造や層位関係は不明で単位で繰り返し露出する。全体として、海洋地殻およびある。

その上位に堆積した遠洋性堆積物起原のものと考えら
れ、苦鉄質～超苦鉄質岩類は異地性岩塊の可能性もある。構成岩石や変成作用の性質など、阿武隈帯の他の地域にみられるどの変成岩類や中・古生層とも異なっており、現在のところ、その帰属は不明である。
さらに、同様の岩石が田村市大滝根山南方から常葉（ときわ）地区にかけて花崗岩中に点在する。

■ 2．
2．
3 中生界
阿武隈山地東縁の畑川断層の東側、ならびに双葉断層に沿って中生界が分布する。
相馬中村層群

相馬中村層群（Mori,1963）は、双葉断層の東側、相馬市・南相馬市の東西１～ 3km、南北およそ25km にかけての細長く南北に延びた地域に分布する。下位より粟津（あわづ）層、山上層、栃窪層、中ノ沢層、富沢層、小山田層に細分される（表１）。主に砂岩、
表１

図３

相馬中村層群の層序と年代

滝根層群の地質図（永広ほか、1989 を一部改変）

A 層は、おもに数 mm ～ 2cm の方解石からなる結晶質石灰岩で、西側には泥岩起原のホルンフェルスがみられる。苦鉄質凝灰岩様の部分では、単斜輝石やホルン
ブレンドを含むホルンフェルスなどとなっている。石灰岩
は駒ケ鼻・中平・仙台平（こまがはな・なかひら・せんだいひら）などの地形の高まりとなり、入水（いりみず）鍾乳洞、
あぶくま洞などの鍾乳洞が発達する。B 層は、おもに泥岩起原のホルンフェルスからなり、うすい珪質泥岩起原

泥岩からなり海成層と陸成層とが繰り返している。栃窪のホルンフェルスやレンズ状の角閃岩をはさむ。全体に層の泥岩は領石型の植物化石を含み、恐竜や爬虫類の微褶曲構造が発達する。C 層はおもにチャートラミナイ

足 跡 化石も発見されている（高橋・平 ,1996*;1997*）。

ト様の泥岩とチャートの薄互層。塩基性凝灰岩、火成

粟津層は中期ジュラ紀、中ノ沢層は後期ジュラ紀のアン岩起原の角閃岩、それに蛇紋岩化したかんらん岩・輝岩

モノイドを産する。小山田層の年代はアンモナイトや放などからなる。塩基性岩起原のものは角閃岩などとなり、散虫化石の産出から、最下部はジュラ紀末、主部は白亜

超苦鉄質岩では、かんらん石、クロムスピネル、鉄鉱物な

紀初期におよぶと考えられていた。最近、中ノ沢層中の

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東北の地質

石灰質泥岩層は日本でもキンメリジアンから初期チトニア

ばった粗粒石英を含むアルコースと、炭質物を含む泥岩

ンにわたる有数のアンモナイト産出層であることが判明したからなる。玉山層は中粒のアルコースで、しばしば斜交（佐藤ほか ,2005;2010; Sato et al., 2008）( 写真５)。さ葉理がみられる。下部から二枚貝、上部から二枚貝やらに小山田層からも白亜紀初期のベリアシアンを示すアン

アンモナイト、首長竜（フタバスズキリュウ）などの化石がモナイト群集が発見された ( 佐藤ほか ,2005;2011)。これ知られている ( 小畠 ,1967; 小畠・鈴木 ,1969*; 小畠ほらのアンモナイトはテチス海域～太平洋海域の低～中緯度

か ,1970)。安藤 (2005) は、東北日本の白亜系～古第のもので、白亜紀初期の相馬中村層群の堆積盆はこの地三系の層序を総括し、双葉層群の時代はコニアシアン～理区の中にあったことを示す。

サントニアンに限られるとした。双葉層群を不整合で覆

写真５

相馬中村層群から発見されたアンモナイト化石

う白水層群は常磐炭田のおもな稼行炭層が挟まれ、一般にはいわき夾炭層と呼ばれている。

■ 2．3

阿武隈変成岩類（御斎所・竹貫変成岩類）

阿武隈山地の変成岩類は、いくつかの地域に点在して分布するが、福島県いわき市西部から、石川郡古殿（ふるどの）町、石川町、東白川郡鮫川（さめがわ）村、塙
（はなわ）町、それに茨城県北茨城市にかけて最も広く分布しており、阿武隈変成岩類、あるいは御斎所（ごさいしょ）・
竹貫（たかぬき）変成岩類と呼ばれる。この変成岩類は、5-1 Subdichotomoceras chisatoi ( 完模式標本 )南相馬市鹿島区御山 鈴木千里氏採集 福島県立博物館蔵

いわき市根岸－古殿町竹貫－石川町を通る鮫川沿いに沿う通称 御斎所街道によく露出しており、東から西に向かって変成度が上昇している様子がよく分かるため、古くから模式的な地質見学コースとして知られている。

■ 2．3．1

地質区分と岩相

変成度の低い東側の地域では、原岩は主として苦鉄質岩からなる緑色片岩からなり、チャートや泥質岩を原岩とする珪質片岩や泥質片岩を挟んでいる。西側では、大部分が泥質・珪質岩を原岩とする片岩～片麻岩で、苦鉄質岩を原岩とする角閃岩や結晶質石灰岩を挟む。変
成度の低い東部ではほぼ南北～北北西－南南東の褶曲
5-2 Aulacosphinctoides tairai ( 化石径 35cm)
南相馬市原町区石神 八巻安夫氏採集 南相馬市博物館蔵 写真は竹谷陽二郎氏による

双葉層群軸をもつ折り畳まれた褶曲構造を示す ( 写真６) のに対

阿武隈山地の東南部、畑川破砕帯と双葉断層に挟まれた双葉郡楢葉町からいわき市四倉にかけての地域には、白亜紀花崗岩類を不整合で覆い、古第三系白水層群に不整合で覆われる双葉層群が分布する。下位から足沢層、笠松層、玉山層に区分され、ほぼ南北の走向で、東に緩く傾斜する。足沢層は最下部に基底礫岩、礫岩を挟む砂岩、その上に石灰質泥岩、泥質砂岩、砂質泥岩が重なり、植物化石、二枚貝、アンモ
ナイト、は虫類などの化石を含む。笠松層は、おもに角7

写真６ 褶曲構造を示す御斎所変成岩（古殿町鮫川沿い 蟹澤聰史撮影）

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し、変成度の高い西部では、鮫川花崗岩体にほぼ調和

東北の地質期と新期に分類した。

的でゆるやかなドーム状構造を示す。このように東部とMiyashiro (1961) は、世界各地の広域変成作用を総西部での原岩や構造に大きな違いがあるため、東部の括し、変成相系列を提唱し、高温－低圧型、低温－高圧

変成岩類を御斎所変成岩類、西部の変成岩類を竹貫変型、およびその中間のタイプの３相の変成作用の系列が成岩類と呼ぶ。また、阿武隈山地一帯の花崗岩類分布

区別されることを示した。そして、高温－低圧型（紅柱石

地域には、竹貫変成岩に類似の片岩・片麻岩類が点在－珪線石型）変成作用の典型が西南日本の領家
（りょう

する
（図４）
。

け）帯から阿武隈山地に続く一連の白亜紀の変成帯（領
家－阿武隈変成帯 =Ryoke-­Abukuma MetamorphicBelt）であるとして、一躍阿武隈 変 成岩を世界的に有名なものにした。 蟹 澤・宇 留 野 (1962)、Uruno andKanisawa (1965*) は竹貫変成岩の Fe と Al に富むラ
テライト質岩石から十字石を見いだした。これにより、
Sugi (1935) の diaphthorite の考えの再評価と精密な調査により「竹貫地域の地質」図幅が刊行された ( 加納ほか ,1973)。

■ 2．
3．3 変成分帯、藍晶石の発見とその意義
阿武隈変成帯の原岩に関しては、御在所変成岩と竹貫変成岩とでは大きな違いがある。御斎所変成岩は苦鉄質岩が卓越し、それに泥質岩とチャートなどの珪質岩
図４「竹貫図幅」地域の地質概略図（加納ほか、1973 より一部改変）が挟在し、石灰岩は非常に少ない。
一方、竹貫変成岩には、珪質・泥質岩が卓越し、苦鉄質岩や結晶質石灰岩が挟まれること、石灰岩と密接に■ 2．3．2

研究史－始原界説と白亜紀説

この地域の変成岩研究は、19 世紀末に Koto (1893*)

伴ったラテライト質岩の存在から、陸源性堆積物を原岩とすると考えられる。

により、東側の変成岩が御斎所統、西側の変成岩が竹

このように、御斎所変成岩と竹貫変成岩では大きな違

貫統と命名され、いずれも岩相の類似から始生界とさいはあるものの、大局的には東から西に向かって変成度れたことに始まる。明治初期、日本に西欧の地質学が入が上昇していることは以前から知られていた。

り始めた頃、片麻岩や片岩は始原界と考えられ、ナウマ

Miyashiro (1958) は、御斎所街道に沿う地域においンや原田豊吉は、漠然と欧米の始原界との岩相的な比て、東から西に向かって変成度が上昇することにより、A較から、日本の片麻岩や結晶片岩は始原界であるとの帯、B 帯、C 帯に分帯した。そして、阿武隈変成岩のよ見解をとっていた。一方、小藤文次郎は、阿武隈山地でうな高温低圧の変成作用では、緑れん石角閃岩相が欠は、下部のローレンシアンに属する片麻状花崗岩、上部如しているとした。

を竹貫統とその上の御斎所統との二つに区分した。御当初、蟹澤・宇留野 (1962) は、十字石の産出は特殊

斎所統はカナダのヒューロニアンに対応すると考えたな Fe と Al に富む岩石であるためと考えたが、Uruno(Koto,1893*)。

and Kanisawa (1965*) では十字石の産出に関しては

その後、Sugi (1935) は、古生層が変成作用を受けたものと、先カンブリア系とがあり、後者には後退変成作用を受けた岩石 (diaphthorite) があると考えた。

Sugi (1935) の複変成の考え方に傾いた。
1960­-70 年代前半における diaphthorite、および複変成作用の立場では、先カンブリア時代に藍晶石－珪第二次大戦後、渡辺ほか (1955) は阿武隈山地全体

線石型の変成作用が行われ、さらに中生代の紅柱石－の花崗岩類を総括し、面構造や線構造の有無により古珪線石型の変成作用が重複して行われ、竹貫変成岩中

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東北の地質

の藍晶石や十字石は、最初の変成作用の産物と考えた。

析によって、別の解釈すなわち「地質学的な経過時間の

この間、十字石だけでは重複する変成作用の存在、お中で最終的に獲得した特徴」と捉えられるようになった

よび基盤岩類の存在を示す根拠に乏しいため、川砂中( 廣井・岸 ,1989*; Hiroi et al.,1989*, 1998*; 廣井ほから耐酸重鉱物である藍晶石を見出し ( 総研阿武隈グ

か ,1994; 廣井 ,2004)。つぎに、廣井 (2004) による阿ループ, 1969*; Uruno et al.,1974; Uruno, 1977)、そ

武隈変成岩の形成史を紹介する。

れを手がかりに露頭を発見するという手法がとられた。そ

御斎所変成岩中には、変形・変成作用を被っているカの結果、変成度の高い古殿町長光地（ちょうこうち）、大作

ルクアルカリ質石英斑岩が貫入しており、この中のジル（おおさく）付近で藍晶石を含む片麻岩が、また西堂平（にコン U-Pb SHRIMP 年代は、マグマからの固結年代でしどうひら）変成岩から紅柱石・珪線石・藍晶石を含む岩ある122Ma を示すことから、御斎所変成岩の変成時期石が発見された。また、1970 年代初頭から、EPMA にはこの年代以降であると限定される。また、御斎所変成

よる鉱物化学組成の分析が応用され、ざくろ石の累帯パ岩の泥質～珪質片岩中のジルコン U-Pb SHRIMP 年代

ターンなど、多くの鉱物の組成変化が追跡されるようにな

は450Ma 付近に集中するが、この値は供給源の年代をり、変成履歴の解析が飛躍的に進んだ。

示し、例えば南部北上山地の氷上花崗岩相当の火成岩
由来ジルコンとの関連が考えられている。一方で、竹貫■ 2．
3．
4 ジュラ紀化石の発見とその後

9

変成岩中の泥質片麻岩ジルコンによる U-Pb SHRIMP

Hiroi et al.(1987) は、御斎所変成岩中のチャートか

年代は112Ma で、この値は唯一度の高度変成作用のらジュラ紀放散虫を発見し、その結果、それまでの先カ時代を示すという。なお、竹貫変成岩中の累帯ジルコ

ンブリア紀基盤説や、diaphthorite 説は覆された。放ンのコアでは、古い時代の出来事を継承した年代を示

散虫化石発見を承けて、Hiroi and Kishi (1989*)、廣す1950 ～ 1820Ma の原生代を示す inherited zircon

井・岸 (1989*) により、新たに阿武隈山地の変成岩類

age と、280 ～ 200Ma のペルム紀～三畳紀を示すものの岩石学的研究が相次いで報告された。十字石や藍晶があり、これらは砕屑性のジルコンで、ジュラ紀付加体

石は、特殊な化学組成の岩石にのみ含まれるわけではのなかに混在したものと考えられ、その起原は、御斎所なく、泥質片麻岩にも稀ではあるが含まれていることが変成岩とは異なり、当時のアジア大陸、特にその衝突帯

次第に明らかとなった。

～縫合部に求めている。また、ジルコンリムの年代値の阿武隈山地の深成岩類についての年代測定は、河示す110Ma は変成年代である。竹貫の塩基性片麻岩

野・植 田 (1965*) による K-Ar 年 代 以 来、ほとんどが中のジルコン U-Pb SHRIMP 年代は111.9Ma の変 成

120Ma ～ 85Ma を示す白亜紀の値を示していた。そ年代のみが得られる。

の後、Rb-Sr 全岩アイソクロン年代が各岩体について

さらに、竹貫変成岩中の藍晶石・珪線石・紅柱石、ざ先カンブリア時代から白亜紀までにわたる広い範囲のくろ石のグロッシュラー成分と包有物にみられる藍晶石・値が出されたが、ジュラ紀放散虫化石との矛盾解決の珪線石と斜長石、あるいはセクト構造についての詳細なため、年代値の再検討が行われ、柴田・内海（1983）に検討をもとに、セクト構造の形成が変成条件の急激なより鮫川岩体の K-Ar 年代は119 ～ 96.4Ma、石川岩変化で説明されるとした。この結果から、まず 121Ma

体 では Rb-Sr 法、Nd-Sm 法を併用して、111Ma およのジルコン U-Pb SHRIMP 年代の示す珪 線石領域のび106Ma（柴田・田中 ,1987）の値が得られた。宮本ステージ I（6kb、700 ℃）から、急 激にステージ II で岩体の Rb-Sr 全岩年代は120Ma、119Ma を示すこと

11kb、750℃の藍晶石出現の領域に圧力が増加し、つが明らかにされ（藤巻ほか、1991）、さらに、Tanaka et

いで急激な圧力低下によって、ジルコン U-Pb SHRIMP

al.(1999*)、田中ほか (2000*) は、田人岩体、塙岩体な年代で112Ma のステージ III（ 珪線石領域）に到達し、どはいずれも102-133Ma の狭い間に貫入し、白亜紀のさらに後変動時の花崗岩類による接触変成作用（2kb 程貫入であることを明らかにした。

度、550℃程度）で紅柱石を生じたというプロセスが考え十字石や藍晶石の存在は「複変成作用」を必ずしもられる（図５）。このことは、御斎所・竹貫地域は非常に裏付けるものではなく、温度－圧力－時間の経過の解早い (>4mmy −１) 埋没作用と削剥作用を経て、時計回り

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東北の地質

の P­T パス ( 温度圧力履歴 ) を経験した地域であることにされた。最初、御斎所変成岩と竹貫変成岩との違いを示している。換言すれば、10 キロバール以上の圧力は構造的に調和しており、一連の構造運動に規定され変化が 1000万年内に起こったことになる。

ていると想定された。
その後、梅村（1979）
は両変成岩の間には層位的な不連続があり、構造的には両者は同時期の変形作用により大構造が規定されたが、互いに独自の構造応力を受けた２つの変形体が合体した可能性のあることを指摘した。また、接合部付近での両者の層準は、初期の整合・不整合関係を示しているものではないこと、超苦鉄質岩の境界貫入説は事実と合わないとした。さらに、御斎所変成岩の竹貫変成岩への西側移動、乗り上げがあったことを指摘している。原・梅村 (1979) は、この境界に御斎所衝上断層という１つの剪断帯を考えた。

図５

竹貫変成岩の圧力 - 温度 - 時間経過 ( 廣井 ,2004 より一部改変 )石川・大槻 (1990) は、御斎所街道沿いにみられる褶
曲構造の解析から、F1から F4までの褶曲を識別した。

竹貫変成岩に記録されている急激な高温・加圧の原因と4つの褶曲の中で、御斎所変成岩に普遍的に発達する

しては、御斎所変成岩の竹貫変成岩へのオブダクションに

NNW 方向の F2 褶曲は、本地域の最も主要な構造要素よるもの、あるいは膨大な量のマグマの荷重に原因がある

で、波長数 mm から1km にわたる様々なオーダーのものかもしれないと説明している（廣井ほか,1994；廣井,2004）。

である。御斎所変成岩類にみられる左横ずれ塑性変形

一方、加納 (2003) もセクト構造を示すざくろ石の晶出の発達は、変成作用の温度低下によって局所化され、棚経路をもとに、藍晶石領域から温度の上昇と減圧により倉構造線・双葉断層・畑川断層などに集中したと結論した。

珪線石領域へ、さらに温度降下と減圧によって紅柱石の領域へと、時計回りの変化を認めている。
御斎所変成岩からのジュラ紀化石の発見により、基盤■ 2．
4 阿武隈山地の白亜紀花崗岩類
阿武隈山地の花崗岩類 ( 図６) は、K-Ar 年代、Rb-Sr

問題は決着したが、いずれにしても、御斎所・竹貫変成
岩類の接合問題や、急激な高温・加圧現象の解明、また
畑川断層をはさんで接触する北上古陸との衝突問題は今後に残されていると言えるであろう。
御斎所変成岩の塩基性岩については、蟹澤 (1979)、
Uchiyama (1984)、野原・廣井 (1989) により深海性ソ
レアイトにきわめてよく似ていることが明らかにされていた。また、マンガンに富む層が挟在し、チャートに放散虫化石がみられることなどを考慮すると、御斎所変成岩
はジュラ紀の海洋性地殻の上部を構成した物質を原岩とするといえる。

■ 2．
3．
5 構造岩石学的研究
梅村 (1970) ならびに加納ほか（1973）によると、御斎所変成岩は急傾斜で、波長 2 ～ 3km の背斜・向斜を繰り返していること、これに対し竹貫変成岩は波長10km
以上の半ドーム型の背斜で特徴づけられることが明らか

図６

阿武隈山地の深成岩類の分布

10

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東北の地質

年代、および Nd-Sm 年代値による再測定からいずれも
白亜紀の貫入のものであることが明らかとなった。さらに、帯磁率や岩相から、畑川断層よりも東側のものと、それより西側のものとは区別されることが明らかにされ、久保・山元 (1990*) は、畑川断層を南部北上帯と阿武隈帯の両地質区を分ける構造線としている。

■ ２.4.1 阿武隈山地東縁の花崗岩類
畑川断層よりも東側の花崗岩類 ( 写真７) は、西側のそれよりもやや K-Ar 年代値が古いこと、帯磁率は100×10-6 emu/g (30×10-4SI unit）よりも高く、磁鉄鉱系に属

写真９ 双葉断層沿いに発達する花崗岩マイロナイト ( 相馬市宇多川 永広昌之氏撮影）すること、また、南相馬市原町西方の前期白亜紀高倉

どで、ホルンブレンド、黒 雲母の K-Ar 年代は 97.4 ～層には、流紋岩質火砕岩類、および安山岩～デイサイ

126Ma を示す。

ト溶岩などが含まれ、安山岩中のホルンブレンド K-Ar

畑川断層は、顕著な３本の断層からなり、破砕帯には

年代は121Ma を示し、北上山地の前期白亜紀原地山

花崗岩マイロナイトが発達する ( 写真８)。これを境にして、層などの火山活動に対応する高倉層中の火山岩類の存

南部北上帯と阿武隈帯とを分ける「畑川構造線」にあたる。

在などから ( 山元ほか ,1989)、北上山地の延長と考え

また、双葉断層に沿っても、花崗岩類や火山岩類がマイられている。東側の花崗岩類は国見山花崗閃緑岩、八ロナイト化している ( 写真９)。

丈石山花崗岩、新田川花崗閃緑岩、川房花崗閃緑岩な■ 2．
4．
2 阿武隈山地主部の花崗岩類
阿武隈山地主部の花崗岩類は、南部では変成岩類を挟 んで おり、西 堂平、入 四 間、鳥曽 根、田 人、塙、
鮫 川、石川、宮 本 などの 独 立した 岩 体を 形 成しているのに対し、北 側 では 大きなバソリスを 形 成している。K-Ar 年 代 は 85 ～ 100Ma( 河 野・植 田 ,1965* など )、一 部では120Ma を示すものもある。 帯 磁 率は(30 ×10-4 SI

unit) 以下で、チタン鉄 鉱系列に属する(Ishihara,1979)。
鉱物組み合わせや化学組成は、ほとんどがＩ－タイプ
写真７ 北上帯の中粒片状花崗岩（相馬市宇多川 松ヶ房ピンク花崗岩 永広昌之氏撮影）のものである。御斎所・竹貫変成岩の分布域にみられる鮫川・石川・宮本などの岩体の周辺部にはしばしばミ
グマタイトを伴い、周囲の変成岩の構造と調和的である。田人・鮫川・石川・塙・宮本岩体などの Sr 初生値は0.70466 ～ 0.70532と、変化幅が小さく、マントル由来の岩石よりはやや高いが、堆積岩起源のものよりは低い。
南部阿武隈山地全体の花崗岩類の起源物質は類似したものと推定されている ( 田中ほか ,2000*)。
阿武隈山地北部から中央部にかけては、径数 km ほどの斑れい岩小岩体からなる標高 700 ～ 1000m の独立した山々が花崗岩類の中にみられるが、花崗岩類との成写真８ 畑川断層沿いに発達する花崗岩類マイロナイト（南相馬市原町区 永広昌之氏撮影）

11

因関係ははっきりしていない ( 久保・村田 ,1994*; 久保ほ

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東北の地質

か ,2003*)。また、阿武隈山地の花崗岩類は、角閃石やからは前 期三畳紀のコノドントが発見されている ( 小黒雲母による面構造・線構造が発達するものと塊状のも池 ,1979)。

のとがあり、これによって古期・新期の区別が行われたが、以上の事実は、八溝山地および奥会津地域の足尾帯

K-Ar 年代による差は認められない。この地域における花が、主としてジュラ紀付加体中にペルム紀・三畳紀などの崗岩類の年代論は 2.3.4 項で述べた通りである。

古い石灰岩が異地性岩塊として取り込まれたものである

阿武隈山地西縁部、石川町を中心とした地域の花崗岩ことを示している。

類にはペグマタイトの発達が顕著で、石英・斜長石・カリ
長石・白雲母・黒雲母などの巨晶のほか、緑柱石・モナズ石・
フェルグソン石などが含まれることで知られている。

■ 2．
6 東北日本と西南日本の境界問題
東北日本と西南日本との境界に関しては、プレートテ
クトニクス理論以前から、先第三系基盤岩類の類似性■ 2．
5 八溝山地ならびに奥会津地域の中生界や連続性に関して議論され、特に西南日本と東北日本

福島県南部の八溝山地には、西南日本の延長であるの基盤岩類が単純に連続しないことによって捉えられて足尾帯が分布する。この付近の足尾帯は主として砂岩・いた。一般には福島県棚倉付近を NNW-SSE に通り山

頁岩からなる。チャート、石灰岩、緑色岩を伴う。走向形県へと続く棚倉構造線を境界としている（東北建設協は南北で、みかけ上 30°～ 50° W の同斜 構造である。

会 ,2006など）。一方で、関東平野に伏在する基盤の分

Aono(1985)、佐藤ほか (1987) は多数の海底地すべり

布により、さらに南西側の利根川構造線をもって東西日構造の存在を指摘している。南方の鷲ノ子山塊・鶏足本の境界とする見解もある（高橋 ,2006など）。

山塊から後期三畳紀コノドント・後期ジュラ紀放散虫・アンモナイトなどの化石が見いだされ、植物化石も発見されている。

■ 2．
7 中古生代における構造発達史
阿武隈山地東縁にみられるように、福島県を中心とし福島県西部の会津地域にも中・古生界とされる地層がた地質は、北上山地の構造発達史と密接な関連がある。

知られていたが、石灰岩からは中～後期ペルム紀のフズ

およそ５億年前の前期古生代に、赤道付近にあったゴン

リナ、チャートからペルム～三畳紀のコノドントが発見さドワナ大陸北縁の沈み込み帯で低温高圧変成作用によれた。また会津盆地南縁地域でジュラ紀～白亜紀の放り、松ケ平－母体変成岩が形成された（蟹澤ほか1992*；

散虫が発見されている。堆積岩類の一般走向は多くはEhiro and Kanisawa, 1999）。また、沈み込みの大陸

北北東－南南西で、南方の足尾山地の先第三系の構造

側では、古生代初期には日立地域における島弧花崗岩類とほぼ一致する。白亜紀花崗岩類によって貫かれており、や北上山地の氷上花崗岩などの活動もあった。これらは接触部では幅１～ 2km にわたってホルンフェルス化して北上古陸と呼ばれ、石炭紀頃には南中国などとほぼ同じいる。これらの花崗岩類は、檜枝岐村の試料から67Ma

く、赤道よりやや南に位置していた。デボン紀以降の古の K-Ar 年代が得られている ( 河野・植田 ,1966*)。

生界・中生界は南部北上帯の延長上にある環境、すなわ

会津盆地周辺地域、会津若松市南方大戸岳周辺の

ち北上しつつある北上古陸を中心とした大陸基盤上の浅先新第三系は大戸層（鈴木 ,1964) と呼ばれ、おもに砂

海に、火山砕屑岩、礫岩、砂岩、泥岩、あるいは石灰岩な岩・頁岩・砂岩頁岩互層からなり、チャートを挟む。まどが堆積したものである。ジュラ紀になると、北上古陸はれに玄武岩質火山岩がみられる。砂岩頁岩互層はリズ

ジュラ紀付加体の北部北上帯、および変成作用を受ける

ミカルな互層で、しばしばスランプ褶曲が見られる。小前の阿武隈帯と衝突した。その後、ジュラ紀から白亜紀

野川沿いの黒色頁岩からはジュラ紀～白亜紀の放散虫にかけては、東北日本の太平洋側は典型的なテチス海域

化石が発見されている。

で、相馬中村層群でみられるように大量のアンモナイトの奥只見地域の先新第三系は、黒色頁岩、砂岩、チャー

棲息するような環境が続いた。

トの互 層からなり石灰 岩レンズを含む。南会津 郡南一方、御斎所変成岩でみられるように、ジュラ紀の海洋

会津町（旧伊南村）のレンズ状石灰 岩からは中期ペル底で形成された玄武岩を主とする付加体が、現在竹貫変ム紀のフズリナ、檜枝岐村奥只見ダム付近の珪質頁岩成岩としてみられる珪質・泥質起源の地質体にのし上がっ

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東北の地質

た。さらに白亜紀初期の大規模な花崗岩類の貫入によっる。このうち古第三系は、浜通り地域の白水層群や会津て、温度－圧力が、藍晶石、珪線石、紅柱石を生ずる時地域に分布する花崗岩類の一部などであり、それ以外は

計回りの単一サイクルで示されるような変化が短時間に

すべて新第三系と第四系である。
本県域の新第三系～第四系は、グリーンタフ火山活動行われた。
また、前期白亜紀には畑川断層、双葉断層など NNW-

期の噴出物の大部分が珪長質の火砕岩と溶岩であり、玄SSE 方向の左横ずれ断層で代表されるはげしい構造運

武岩類はわずかであること、女川層や船川層に相当する動が行われた。北上帯での地殻変動にやや遅れて双葉

珪質堆積岩や黒色泥岩の典型的な発達が見られないこ

断層、畑川断層は110 ～ 85Ma にかけて、棚倉構造線と、後期中新世以降のカルデラ群を伴うデイサイト質陸上は100 ～ 80Ma にかけて活動したと考えられている。ま火山活動が早くから開始して長期に渡り継続し、膨大なた、棚倉断層の左横ずれの変位は400km に達する
（東

量の火砕岩類をもたらしていることなど、いくつかの大き北建設協会 ,2006)。

な特徴がある。これらは日本海沿岸域とは異なり、奥羽阿武隈帯の変成岩や花崗岩類はその後上昇、削剥を受け、いわき地域にみられるように、これらを上部白亜系双葉層群と、古第三系白水層群が不整合に覆った。

脊梁山脈地域を中心とした東北日本中軸部の新第三系～第四系を特徴づけるものである。
以下本項では、福島県の新生界について解説するに当たり、地質年代の区分は東北建設協会 (2006) の地質図の区分に従う（図1、図 7）。また、同書で述べられた

3 新生界

東北地方の地史の流れに基づきながら、地域地質の新たな知見を交えて説明する。その際、上記文献の引用■ はじめに福島県域では、阿武隈山地の花崗岩類や変成岩類、箇所をいちいち示すと煩雑になるので、著者に深謝しつ

飯豊山塊や帝釈山脈の花崗岩類やジュラ紀堆積岩複合

つ引用表記を省略させていただく。また紙数の関係か体など、主に中生界から成る県土の基盤岩が地表に露出

ら、引用した文献は参考文献として、末尾に省略形で掲する地域を除けば、すべての地域に新生界が分布していげた。

図 7 福島県新生界の代表的地質柱状図

東北建設協会（2006）のDVD-ROM所載の東北地方総合層序対比図に基づき、相田が一部加筆の上再構成した。なお、古第三系（白水層群）は省略した。
（産総研承認番号：第60635130-A-20130130-001号）

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■ 3．
1 古第三系(PG3)

東北の地質

高い亜角礫を主体とする礫岩や砂岩から成り、1000m

福島県の浜通り地域には古第三系の白水層群が分布以上の厚層で、上部には変質安山岩を伴う。また、盆している。本層群は日本列島の基盤がアジア大陸東縁

地南縁山地の闇川（くらかわ）層、桧原地域の東鉢山変の一部を成して安定的に存在していた時代に、当時の太朽安山岩、猪苗代湖南東の岩上山層は、ほぼ同時期の平洋沿岸の陸上～浅海で堆積した地層である。本層群

変質安山岩や火砕岩から成る地層であり、これらは当の分布は茨城県日立地域から双葉地域南部まで南北約時の火山フロントの東進によって形成された。大檜沢層

100km に渡り、阿武隈山地の東側に連続する丘陵地に上部の変質安山岩も同様のものと考えられる。

分布している。下位から石城（いわき）層、浅貝層、白坂

浜通り北部の相馬地域には塩手層と天明山火山岩類層に分けられ、各層の関係は整合である。本層群は陸が分布する。これらは、この時期に正断層として活動

成の石城層下部に始まり、全体としては上部へ向かってした双葉断層の西側に形成された地質体である。塩手

海進の傾向を示す。

層は相馬市から南相馬市にかけて分布する湖成～浅海

石城層は陸成で植物化石を産する下部と浅海成で貝成堆積物であり、貝化石や植物化石を産する。本層か類のほかさまざまな動物化石を産する上部に分けられ

ら20.0 ±1.2Ma の放射年代が報告されており ( 柳沢ほる。下部は礫岩、砂岩などから成り、上部は砂岩が優か、1996)、湯長谷層群の椚平層に対比される ( 鈴木、勢となる。下部に挟在する数枚の炭層は常磐炭田の主1963)。天明山火山岩類は玄武岩火砕岩と溶岩から成

要な稼行対象であった。浅貝層は細粒砂岩を主体とする。従来、本火山岩類は上位にある霊山層の一部としる海成層で、浅貝動物化石群と呼ばれる貝化石を主体て扱われることが多かったが、山元 (1996) は両者が不とした動物化石を多産する。白坂層は泥岩を主体とし、整合面を挟んで二分されるとして、下位のものを本火山

やはり貝化石を産する。これら、白水層群の貝化石に関岩類として区別した。本火山岩類は塩手層と指交する

してはこれまでに多数の報告がなされているが、近年でことから中新世前期に形成されたと判断される ( 山元、は、堆積環境と共に考察した根本・大原 (2001；2007；

1996)。

2010) がある。また、安藤 (2002) は白水層群を含む常常磐地域には下部中新統の湯長谷層群が広範囲に分

磐地域の第三系について堆積学的な観点から研究の現布する。本層群は茨城県北茨城市付近からいわき市北状を総括した。白水層群の地質年代は、石城層の下部部にかけて阿武隈山地以東の丘陵地に広く分布するほが後期始新世、上部が前期漸新世で、上位の浅貝層とか、これより北の双葉地域南部にも双葉断層に沿って白坂層も前期漸新世の堆積物と考えられる ( 久保ほか、帯状に分布する。下位の先新第三系を不整合に覆い、

2002)。

現在の地表での分布は大局的に NS 方向に延びる。本層群は下位から椚平層、五安層、水野谷層、亀ノ尾層、■ 3．
2 下部中新統～中部中新統下部(N1)

本谷（ほんや）層、三沢層に分けられ、各層は整合に累■ 3．
2．
1 日本海拡大の萌芽期

重する。椚平層から亀ノ尾層までは海進相で、本谷層

会津地域には、ハーフグラーベン（半地溝）を埋積した堆積物や火山フロントの東進がもたらした変質安山岩

から三沢層にかけては海退を示す。従って本層群は全体として1回の海進―海退を記録している。

類など、ほぼ 18Ma 以前の陸弧の時代に形成された下

椚平層は砂岩、礫 岩を主体として泥岩を含み、一部

部中新統が分布している。これらは、日本列島の基盤地域で炭層を挟む。本層からは台島型植物化石群の先がアジア大陸東縁の一部として安定的に存在していた駆型と考えられる植物化石群集 ( 矢部ほか、1995) や、時期を過ぎ、引張テクトニクスの場で正断層が活動し始

ビカリアを含む暖流系の浅海性貝化石群 集を産するめた時期、すなわち日本海はまだ拡大していないものの、(Kamada, 1962)。須貝ほか (1957) は本層相当層を滝

その萌芽が現れ始めた頃のものである。

挟炭層と呼んだが、その一部には古第三系石城層が含ハーフグラーベンは、推定される棚倉破砕帯の北方まれていたこと ( 鎌田、1972) を始めとして、本層の層序

延長より西側の地域に生じた。これを埋積する堆積物や年代についてこれまで多くの議論があった。これらにの一つに会津盆地北東縁の大檜沢層がある。固結度のついて、最近では矢部ほか (1995)、久保ほか (2002)、

14

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東北の地質

須 藤ほか (2005) により整理されている。本層からは岩互層から上部の中～粗粒砂岩へと大局的に上方粗粒

20.9Ma、20.8 ±1.2Ma、17.4 ±1.0Ma( 木 村、1988；久化する。特に上部では、円礫を多く含み斜交層理が著し保ほか、1994；2002) などの放射年代が報告されている。

く発達した粗粒相が卓越する。上部で亜炭を挟在する

五安層は基底礫岩に始まり、上部の極細粒砂岩までことがあり、台島型の植物化石を産する ( 鈴木、1989)。

上方細粒化する浅海成層である。水野谷層は泥岩と砂岩を主体とする海成層であり、下部中新統上部に対比さ■ 3．
2．
2 日本海拡大―グリーンタフ火山活動期

れる珪藻化石 ( 久保ほか、2002) や 50m 以浅の古水深18 ～ 15Ma には、日本列島の地殻に働く引張テクトを示す底生有孔虫化石を産する ( 竹谷ほか、1990)。亀ニクスがいよいよ本格的となり、東北日本は反時計回り

ノ尾層は暗緑灰色の珪質で層理の明瞭な泥岩を主体とに回転しながら南東に移動した。移動する日本列島のする。下部中新統に対比される放散虫化石や、50m 程

背後では日本海の本格的な拡大が起こり、リフト火山

度から2000m 以上の水深まで急速に海進が進んだこ

活動、急激で広域的な沈降による日本全域に渡る海進とを示す底生有孔虫化石を産する ( 竹谷ほか、1990)。

などが一気に進行した。この時期、日本海沿岸地域に本谷層と三沢層は、須貝ほか (1957) により両者が同は膨大な量の玄武岩質噴出物がもたらされたが、福島時異相の関係にあるとされ、長く平層の部層として扱わ

県の内陸域では玄武岩類はわずかしか見られない。しれてきたが、久保ほか (2002) は、“三沢砂岩”の下部はかし流紋岩質海底火山活動による噴出物、いわゆる“グ

大規模なスランプ相となり “本谷泥岩” を削り込んでおリーンタフ”は、会津地域とその東側の脊梁山脈地域にり、同時異相関係ではないとして、両部層を累層として大量に分布している。

再定義した。須藤ほか (2005) は、平層下部に設定さ会津地域のグリーンタフは従来、分布域や層位的なれた上矢田砂岩部層は本谷層の最下部に発達するター位置付けによって細かく分けられ、様々な地層名で呼ビダイト性の砂岩層にすぎないとしてこれを破棄し、まばれてきた。それらは、会津盆地北縁の五枚沢川層、た、平層石森山凝灰角礫岩部層については本谷層の部

南縁の面川（おもかわ）層、西会津～宮下・西山地域の層として再定義した。

荻野層（写真 11）、宮下・西山～只見・小林地域の滝沢

本谷層は塊状無層理の緑灰色泥岩を主体とし、上部には大規模なスランプ構造が卓越する（写真10）。

川層、塩の岐層、大塩 層、小川沢層などである。これらの地 層は、大 局的に流 紋 岩 質の火砕 岩及び溶岩・貫入岩から成り、熱水変質作用により淡緑色を呈している。層厚は 500 ～ 1000m 程 度で、滝 沢 川層では1300m に達する。大 塩 層中の流 紋 岩より15Ma、小川沢層中の流紋岩より16Ma の放射年代が報告されている（島田・植田、1979）。
これらのグリーンタフの分布域では、ところにより、その中に利田（かがた）層、荻野層下部の宮下泥岩部層、大 塩 層下部の黒色泥岩などの泥岩層が発 達し、従来

写真 10 本谷層中に見られる大規模なスランプ褶曲 いわき市中央台
写真提供：福島県立博物館

その層準に基づいてグリーンタフが上下に分けられてき各種の海生動物化石や、年代を指示する浮遊性有孔

新統下部に対比される浮遊性有孔虫、石灰質ナノ化石、虫、石灰質ナノ化石、放散虫、珪藻などの微化石を産し放散虫などの微化石を産し（以上、金属鉱物探鉱促進( 竹谷ほか、1990；久保ほか、2002)、下部中新統上部

事業団、1967；相田ほか、1998）、概ね同時期の堆積に対比される。また、下部から上部にかけて、2000 ～物である。また、これらはいずれも分布が局所的で横500m 程度の水深から50m 以浅までの浅海化を示すに連続せず、堆積深度は深い場合が多い。

底生有孔虫を産する ( 竹谷ほか、1990)。
三沢層は黄褐色の砂岩を主体とし、下部の砂岩・泥15た。これらの泥岩層からは、下部中新統上部～中部中

一方、会津盆地北東縁には大檜沢層の上位に黒岩層、桧原湖周辺地域には桧原層、また会津盆地東 縁には

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東北の地質

上三寄層が分布する。これらはグリーンタフ層準の堆は銅谷沢安山岩 部層が発 達しており、周辺 地域に見積物と考えられるが、黒岩層と桧原層は礫岩、砂岩、泥られる毛無山安山岩、国見凝灰岩などの安山岩質噴岩等を主体とし変質安山岩も含む一方、多量の流紋岩

出物はこれと同時期のものと考えられる ( 久保ほか、質噴出物は含んでおらず、大檜沢層に引き続きハーフグ

2003)。

ラーベン埋積層としての性格を保ちつつ形成されたもの

中通り地域では、郡山西部から天栄村にかけての脊と考えられる。上三寄層もやはり多量の流紋岩質火砕

梁山脈東側や中央部に大久保層やその相当層が広範

岩類は伴わない。ただ、これらの地層の上位には五枚囲に分布しており、層厚は 500 ～ 700m に達する。こ沢川層や面川層などのグリーンタフが分布している。

れらは会津地域のものと同様のグリーンタフである。

最近、会津地域の地質の理解は、山元 (1999)、山元・

県南の棚倉地域では、白亜紀～古第三紀に左横ず

駒澤 (2004)、山元・吉岡 (1992)、山元ほか (2006) のれ断層として活動した棚倉破砕帯が、中新世前～中期

4 点の地質図幅の刊行により大きく進展した。彼らのにかけて正断層として再び活動した ( 越谷、1986；東研究では、会津盆地周辺で細かく分けられてきた上三北建設協会、2006)。これにより形成された堆積盆を寄層、荻野層、面川層などは厳密に分離し得ないとして、埋積する堆積物として、西部棚倉地域では破砕帯西縁

新たに東尾岐層として一括された。また宮下・西山地

断層の西側に大梅層、平塩層、阿弥陀山層がこの順に域の滝沢川層も、上位の大塩層や小川沢層を一括する

堆積し、ほかに高渡層が分布する。大梅層と平塩層はものとして再定義され、宮下泥岩は滝沢川層の中の部

主に河川成の礫 岩から成り、最大 層厚は 600m に達層として設定された。これにより会津地域のグリーン

するが、ハーフグラーベンを埋積する堆積物であるた

タフの層序はこれまでより明確に整理された。

めいずれも層厚と岩相の側方変化が激しい。高渡層は平塩層と指交するファンデルタ堆積物である。これより南の矢祭地域には北田気層と歯朶平（しだだいら）層が分布する。それぞれ凝灰質の湖沼・河川成堆積物や礫岩から成り、場所により1000m 以上の層厚を示す。
浜通りでは、相馬地域の双葉 断層以西に霊山層が塩手層と天明山火山岩類を不整合に覆って広く分布する。本層は阿武隈山地の中央部を超えてその西側をも広く覆い、福島盆地の東部に達する。本層は玄武岩

国道 49 号線沿いに見られるグリーンタフの露頭（荻野層）
西会津町甲石 写真提供：福島県立博物館

溶岩と火砕岩を主体とするが、柳沢ほか (1996) は、近福島盆地では、後述する霊山層が福島盆地東縁ま積物も本層に含めた。16.3 ± 0.8Ma、15.5 ± 0.9Ma、

で達しており、盆地の北部には、これを整合に覆って14.8 ±1.6Ma などの放射年代が報告されており (Ohki

梁川層が分布する。梁川層の主部は浅海成の砂岩やet al., 1993；柳沢ほか、1996)、中部中新統下部に相泥岩から成り、盆地北西縁の桑折（こおり）層やこれに当する。また周藤ほか (1985) は、霊山地域に分布す

指交するグリーンタフの十綱橋層は相当層である。梁る玄武岩類が、上部マントルで発生した初生マグマの川層主部からは門ノ沢 動物化石群に属する貝類化石

組 成を反映した未分化な島弧ソレアイトであることを( 鈴木ほか、1986) や、中部中新統下部に対比される

指摘した。

写真 11

隣地域でかつて青葉層、金山層などと呼ばれた河川堆

石灰 質ナノ化 石と放 散 虫 ( 鈴 木・若生、1987；相 田・

日本海の拡大に伴う沈降は太平洋側でも進行した

竹谷、2001) を産するほか、哺乳 類パレオパラドキシが、水 深は 500m 程 度より深くなることはなかった。

アが発見されている ( 鈴木ほか、1986)。桑折層から常磐地域では、湯長谷層群の上位を占める下部中新統

は大 型有孔虫レピドサイクリナ ( 鈴木、1959) や下部～中部中新統下部として、白土層群、高久層群がこの中新統上部～中部中新統下部に対比される浮遊性有順に堆積した。両層群はそれぞれが陸成層から浅海孔虫 ( 相田・竹谷、2001) を産する。梁川層の下部に成層に至る海進相を示しており、この頃の常磐地域で

16

最新

東北の地質

は、下位の湯長谷層群の時代から引き続き、海進―海会津地域には漆窪層が堆積した。二ノ沢層は五枚沢川退が繰り返されたことを記録している。

層を整合に覆い、下部は凝灰岩、砂岩、泥岩の互層、上白土層群は下位の吉野谷層と上位の南白土層から成部は暗褐色シルト岩から成る。一部地域では下部に与り、いわき市や双葉地域南部に分布する。両層は従来

内畑泥岩部層が分布する。本層からは年代を指示する

中山層の部層として一括されてきたが、根本ほか (1996)

浮遊性有孔虫、石灰質ナノ化石、放散虫などの微化石が累層に昇格させた。吉野谷層は円礫 岩や安山岩質が産出し、それによれば、与内畑泥岩部層を含む本層

凝灰角礫 岩、凝灰質砂岩などから成る陸 成層である。

下部は中部中新統下部に対比されるが、中～上部は中

南白土層は浅海成層で、年代を指示する珪藻、石灰質

部中新統上部に対比される。また、100 ～ 500m 程度

ナノ化石、放散虫などの微化石を産し ( 小泉 , 1986；須の古水深を示す底生有孔虫を産する ( 以上、相田ほか、

藤ほか、2005；竹谷ほか、1990)、下部中新統上部に対1998)。譲峠層は二ノ沢層を整合に覆い、泥岩を主とす比される。久保ほか (2002) は双葉地域南部の本層かるが砂岩優勢となる地域も多く、産出する底生有孔虫にら15.9 ± 0.7Ma の放射年代を報告した。ビカリアを含よれば全体として下部から上部へ浅海化を示す。本層かむ貝化石 ( 須貝ほか、1957) や150m 以浅の古水深を

らは年代を指示する石灰質ナノ化石、放散虫、珪藻など

示す底生有孔虫 ( 竹谷ほか、1990) を産する。

の微化石が産出し、中部中新統上部から上部中新統下

高久層群は主としていわき市に分布するほか、双葉部に対比される ( 以上、相田ほか、1998)。漆窪層は二地域南部にもわずかに分布する。下位より上高久層、ノ沢層と譲峠層が分布しない地域に分布し、層位的には

沼ノ内層、下高久層に分けられ、各層は整合に重なる。

二ノ沢層と譲峠層を合わせたものに対比される。本層

礫質砂岩に始まる上高久層の下部から泥岩～砂質泥岩

下部は砂岩・泥岩・凝灰岩などの互層、上部は珪質な黒を主とする下高久層まで、一貫して上方細粒化を示す。

色泥岩から成り、上部からは中部中新統上部～上部中上高久層と沼ノ内層から下部中新統上部に対比される珪

新統下部に対比される放散虫と珪藻を産する。また、上藻を ( 小泉、1986；久保ほか、2002；須藤ほか、2005)、

部～最上部から150 ～ 2000m 程度の古水深を示す底下高久層からは下部中新統上部～中部中新統下部に対生有孔虫を産しており、堆積期間中に顕著な浅海化の比される浮遊性有孔虫、石灰質ナノ化石、放散虫、珪藻、傾向は見られない ( 以上、相田ほか、1998)。

及び100 ～ 500m 程度の古水深を示す底生有孔虫を産する (Kato, 1980；小泉、1986；竹谷ほか、1990)。

会津盆地北部～西部には上記の各層を覆って塩坪層が分布する。本層は海退相を示し、この地域における最後の海成層である。砂岩を主体とし、譲峠層と漆窪層

17

■ 3．
3 中部中新統上部～上部中新統下部(N2)を整合に覆うが、一部で漆窪層を不整合に覆う。耶麻・引張テクトニクスの支配による日本海の拡大は15Ma

塩原型動物群に属する海生貝化石 ( 福島県教育委員会

で終了した。その後約 5Ma 頃までは中立的か弱い引( 編 )、1983) を始めとして、カイギュウ (Kobayashi, et

張応力場が継続したと考えられる。しかしゆっくりとしal., 1995)、クジラなどの海生哺乳類を含む多様な海生た沈降は継続しており、東北日本では14 ～ 12Ma 頃に動物化石を産する。また植物化石を産する。本層最下海域が最も広がった。この時期、現在の日本海沿岸地

部は、産出する放散虫から上部中新統下部に対比され域では、深い海に厚い珪質堆積物が堆積したが、福島る ( 相田ほか、1998)。

県の内陸部では比較的早い時期から奥羽脊梁山脈地

只見・小林地域ではグリーンタフを整合に覆って布沢

域の上昇の兆しが現れ、珪質堆積物の典型的な発達は層と松坂峠層が堆積した。布沢層は二ノ沢・譲峠層及見られない。9Ma 頃に最後の海成層の堆積が終了し、

び漆窪層の相当層であり、松坂峠層は塩坪層の相当層

その後は一貫して陸上堆積の場となった。一方、浜通り

だが、両層ともその下部において、二ノ沢層や塩坪層より地域では引き続き海成層が堆積したが、それらの一部

も珪長質火砕岩類の占める割合が多い。松坂峠層はこは後に浸食・削剥を受けたと思われる。

の地域における最後の海成層である。布沢層と松坂峠

グリーンタフ堆積後の会津地域では、会津盆地の北層が堆積した布沢堆積盆はグリーンタフの堆積後に新縁～北東縁山地に二ノ沢層と譲峠層が、西縁山地や西たに発達したものであり、これより北にあって宮下泥岩

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東北の地質

が堆積した宮下・西山地域ではグリーンタフ以降の海成

新統上部～上部中新統はわずかしか分布していない。し層の発達が見られず、堆積盆としての性格を失っている。

かし柳沢ほか (1989) は、地表での分布はわずかだが、福島盆地では、盆地北西縁の福島市飯坂町周辺で十少なくとも双葉地域の地下には広く伏在していることを示

綱橋層を整合に覆う飯坂層や、盆地南西部の土湯峠周し、また陸上での欠如の理由は、汎世界的な海水準変動

辺に分布する土湯峠層などがほぼこの時期の堆積物とによる後期中新世の低海水準期に対応して、陸化した堆考えられる。

積物が浸食・削剥を受けたためであると推定した。

郡山西部地 域では、大久保層の上位に堀口層と白わずかながら地表で確認されるものとして、いわき市

石層が分布する。堀口層は細粒砂岩を主体とし、大久小名浜西方に分布する竜宮岬層、いわき市北部の四倉保層を整 合に覆って広範囲に分布する。本層は層厚

町の南磯脇層があり、それぞれ上部中新統下部に対比500m に達する厚層で、下部は中部中新統下部に相される石灰質ナノ化石や珪藻が報告されている ( 竹谷ほ

当すると考えられるが、上部からは中部中新統上部にか、1986；1990)。

対比される浮遊性有孔虫を産する ( 真鍋（編）、1988)。
白石層は堀口層を整合に覆う。本層は淡色の凝灰岩■ 3．
4 上部中新統上部～上部鮮新統(N3A)

を主体とし、凝灰質砂岩や泥岩を挟在する。400m に奥羽脊梁山脈の隆 起の開始は約10Ma まで遡ると達する厚層であり、浅海性貝化石及び植物化石を産す考えられ、この頃から山脈の東側でも海退が始まった。

る。なお郡山地域では、本層より上位に海成層は分布

火山フロントは西へ移動し、現在の位置に近づいた。

しない。

8Ma 頃以降、現在の奥羽脊梁山脈付近を中軸としてバ

県南の棚倉地域ではこの時期にも棚倉破砕帯が活動し、これに伴う海成層が堆積した。しかしその活動

イアス型カルデラ群を伴うデイサイト質陸上火山活動が活発化した。

は中新世前～中期とは異なり破砕帯東縁断層の運動

1990 年代以降、会津地域では陸上カルデラ火山活によるもので、断層の東側が沈降して堆積盆が生じ、こ動の研究が著しく進展し、その結果、後期中新世以降

れを埋積する赤坂層と久保田層が堆積した。赤坂層はの地史が一新された。この新しい理解は、広く南会津

基底礫岩に始まり、中～粗粒砂岩から成る浅海成堆積地域や会津北部から郡山・福島地域に渡る中通り地域

物で、貝類や底生有孔虫を産する。最上部には非海成にもおよんでいる（図 8）。

の亜炭層が見られ、全体としては1回の海進―海退をこの頃の会津地域北部では、最後の海成層である塩示す岩相変化が認められる ( 以上、島本ほか、1998)。

坪層を整合に覆って藤峠層が堆積した。本層は下部か

久保田層は赤坂層を整合に覆い、砂岩を主体とする浅ら汽水性の貝化石を産し、亜炭を挟在する。主部は礫海成層で、凝灰岩薄層を多数挟在する。本層は貝化石

岩、砂岩、泥岩、凝灰岩などの互層から成る。これらはを始めとして各種の海生動物化石を多産することで有河川堆積物を主とし、そこにカルデラ火山から供給され名であり、古くから研究されてきた。上部中新統下部にた火砕流や火山泥流が繰り返し流入して堆積したもの対比される浮遊性有孔虫、石灰質ナノ化石、放散虫、珪である。各層準から植物化石が多産し、陸域の古環境藻を産し ( 島本ほか、1998；柳沢・山口ほか、2003)、の変遷が明らかにされている ( 鈴木、1976)。本層の層

底生有孔虫、貝形虫についても研究されている ( 亀丸・厚は約 250m だが、多くの放 射年代測定の結果から、

島 本、1996；Yamaguchi and Hayashi, 2001)。 最堆積期間はほぼ9 ～ 3Ma に渡ることが明らかにされた。

近の貝類の研究として、堆積環境と共に考察した根本・また、本層中に見出される多数の火砕流堆積物のうち、

大 原 (2003) がある。 また、10.7Ma 及び 10.6Ma の柳津火砕流は次に述べる後期中新世の高川カルデラか

放射年代が報告されており (Takahashi, Hayashi, et

ら、新鶴火砕流は金山町の沼沢火山を取り囲む鮮新世

al., 2001；Takahashi, Iwano, et al., 2001)、微化石の上井草カルデラから供給されたことが明らかとなったによる年代と矛盾しない。棚倉地域では、本層より上( 以上、山元ほか、2006)。

位に海成層は分布しない。
常磐地域から相双地域にかけての地表には、中部中

会津地域南部で脊梁山脈の西側に位置する下郷町、
南会津町、及びその周辺地域では、後期中新世以降の

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東北の地質

図 8 福島県会津－奥羽脊梁山脈地域のカルデラ分布図
山元 (1994) の Fig.1、山元ほか (2000) の第 1図、山元ほか (2006) の第 2.1図、これらの文献中のデータ、および山元・
駒澤 (2004) をもとに相田が再構成した。
（産総研承認番号：第 60635130-A-20130124-001 号）

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カルデラ火山活動に関する詳細な研究がおこなわれたそれによれば、猪苗代湖東岸には上戸カルデラがあり、こ( 山 元、1991；1992；1999)。 このうち更 新 世 以前のれより20km ほど北の安達太良山西側には横向カルデラ

ものとしては高川カルデラ、城ノ入沢カルデラ、桧和田と木地小屋カルデラがほぼ東西に並ぶ。それぞれ、火砕カルデラがあり、それぞれ火砕流堆積物や岩屑流、後流などから成るカルデラ埋積堆積物の上戸層、横向層、カルデラ期の湖成層などからなる高川層、城ノ入沢層、

木地小屋層によって埋積され、上戸カルデラは後カルデ

桧和田層によって埋積されている。かつて鈴木 (1964)

ラ期のデイサイト質貫入岩を伴っている。また、安達太良が定義した黒森層は高川カルデラの後カルデラ期湖成山の南側には直径13km に達する高玉カルデラがあり、層として高川層に一括された。このほか、南会津町舘

高玉層がこれを埋積している ( 久保ほか、2003)。

岩の木賊カルデラ ( 大竹ほか、1997) や会津地域北端

福島盆地では、盆地北部の摺上川流域に梨平層、天の大峠カルデラ ( 山元、1994) についても明らかにさ

王寺層、赤川層がこの順に重なって分布しており、後期れた。

中新世の地層と考えられる ( 大竹・八島、2003)。この

一方、柳津町南部から昭和村、南会津町地域に広く

地域は、福島市の飯坂温泉付近から北方の宮城県白石

分布する駒止峠層は、カルデラから流出した火砕流に

市小原温泉付近まで続く複合カルデラ地帯の一部でありよって形成された火砕流台地の代表的な例であり、流（東北建設協会、2006)、上記の地層もこれらのカルデ紋岩質の、溶結した単一のクーリングユニットから成る。

ラ火山活動に関連して形成されたと考えられる。天王寺

本層の火砕流堆積物を供給したのは、南西に 50km ほ層と赤川層からは植物化石が報告されている ( 植村ほ

ど離れた栃木県北部の奥鬼怒カルデラである。本層かか、1986)。

らは 7.3Ma の放 射年代が得られている ( 以上、山口、棚倉地域には久保田層を不整合に覆う仁公儀層が堆

1986；山元・駒澤、2004)。なお、山元・駒澤 (2004) は、積した。本層は陸成層であり、鮮新統と考えられるが、年駒止峠層とその下位のオドシマ沢火砕流堆積物を合わ代や含まれる火砕物の供給源について不明な点が多い。

せて新たに南会津層を定義し、下位の松坂峠層と布沢

この時期、浜通り地域には海成鮮新統が堆積した。

層を傾斜不整合で覆うとした。南会津層は陸化後の只相双地域に分布する鮮新統は地域ごとにさまざまな名

見・小林地域で最初に堆積した地層である。

称で呼ばれているが、これらは柳沢 (1990) による珪藻猪 苗 代 湖 周 辺 や 脊 梁 山 脈 地 域 においても、山 元

化石の層序学的検討により、仙台層群として統一的に呼(1994) によってこの時期のカルデラが記載されている。

称された。また、南相馬市原町区以北には仙台層群の

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東北の地質

亀岡層、竜の口層、向山層、大年寺層がすべて分布する

上、高橋ほか、2010)。塔寺層は約 30万年前に堆積したが、大熊町石熊以南には最上位の大年寺層だけしか分

河川堆積物から成る陸成層である。以上の地層からは布しないことが明らかとなった ( 久保ほか、1990；久保

植物化石を多産する (Suzuki、1961；鈴木ほか、1990)。

ほか、1994；柳沢ほか、1996)。

会津地域では第四紀更新世に入ってもデイサイト質

双葉地域南部に分布する広野層・富岡層は仙台層群

火山活動は終息せず、いくつかのカルデラ火山が活動し大年寺層に相当する。本層からは年代を指示する浮遊ている。上記の地層中には多数の火砕流堆積物が挟ま性有孔虫、石灰質ナノ化石、珪藻、放散虫などの微化石れているが、それらと給源となったカルデラとの関係がが産出し、下部及び上部鮮新統に対比され、本層中に明らかにされたものがある。この頃活動したカルデラは下部と上部の境界が存在する ( 竹谷ほか、1986)。また、

会津地域南部に集中しており、和泉層中の仏沢火砕流

本層に挟在するテフラについても詳細な報告がなされては桧和田カルデラからもたらされた。一方、七折坂層のいる ( 柳沢・高橋ほか、2003；高橋ほか、2003)。

上半分に挟在する隈戸火砕流は小野カルデラから、芦

常磐地域では、いわき市四倉町和具に分布する四倉野火砕流と南倉沢火砕流は塔のへつりカルデラから、層下部から上部中新統上部に対比される放散虫が産出

西郷火砕流は成岡カルデラからもたらされた。これらのした ( 相田・竹谷、2001)。本層からは、これまでに下火砕流は東の脊梁山脈方面へも多量に流走し、後述す部鮮新統に対比される微化石が産出しているので ( 高る白河層の主部を構成している。会津盆地の東側に分柳ほか、1988；竹谷ほか、1990)、本層中に中新統／鮮布する背炙山層が七折坂層と指交関係にあることはす

新統境界が存在すると考えられる。このほか、いわき市

でに指摘されていたが、山元・吉岡 (1992) では七折坂

小名浜西方に照島層が分布し、下部鮮新統に対比され層に一括された。背炙山層の分布域では上記の隈戸・る微化石が産出する ( 竹谷ほか、1986)。

芦野・西郷火砕流が厚層を成している。また、塔寺層中の佐賀瀬川火砕流は、盆地の南西方に位置し中期更新■ 3．
5 最上部鮮新統～完新統(N3B-Q-H)

世に活動した砂子原カルデラから供給されている ( 以

3 ～ 2Ma 頃には、東北日本弧は太平洋プレートの沈上、山元、1999；山元ほか、2006)。これらのカルデラ

み込みにより強い圧縮テクトニクスに支配されるようにの形成時期も推定されている ( 図 8)。これらのカルデラなった。そのため地殻上部に褶曲が生じ、その背斜部はそれぞれ、形成期の火砕流堆積物や岩屑なだれ堆積は山脈として、向斜部は内陸盆地列と日本海側の海岸物、後カルデラ期の湖成層などから成る桧和田層、小野低地帯として成長を開始し、褶曲の背斜と向斜の境目に層、塔のへつり層、成岡層、砂子原層によって埋積されは逆断層群が生じた。カルデラを伴うデイサイト質火山ており、湖成層からは植物化石を多産する。

活動は次第に衰退し、玄武岩質―安山岩質で複成の成

会津地域の中～上部更新統及び完新統は、阿賀川、層火山へと変化していった。しかし福島県域では、一部

日橋川、只見川などの多くの河川沿いに発達する段丘で第四紀更新世の2 ～ 1Ma 頃になってもカルデラを伴堆積物、及び会津盆地や猪苗代盆地などを埋積する堆

うデイサイト質火山活動が続いていた。

積物である。段丘は河川沿いで特に良く発達し、4 ～ 5

会津地域北部では、前の時代から引き続き火山噴出面が認められる。段丘堆積物は砂・礫・泥が主体で泥物と河川・湖沼堆積物を主体とした陸成層が堆積した。

炭を挟むことがあるほか、火山噴出物に覆われることが和泉層、七折坂層、塔寺層がこれに当たる。和泉層はある。猪苗代盆地の埋積層には磐梯山起源の火砕堆

下位の藤峠層を整合に覆い、ほぼ 3Ma 頃から堆積を開積物が含まれる。

始した。一部に発達する厚い礫岩の礫は飯豊山塊起源

中通り～脊梁山脈地域には、下部更新統のデイサイのものが卓越しており、この時期、飯豊山塊東側の逆断

ト質火砕堆積物から成る白河層が膨大に分布している。

層の運動を伴う山塊の隆起が顕著となって粗粒砕屑物

これらを供給したのは上述のとおり脊梁山脈西側の会を供給したことが示唆される。その上に重なり河川成の津地域南部に位置するカルデラ火山群である。白河層

礫岩を主とする七折坂層では、東側の奥羽脊梁山地かの層厚は最大で 400m に達し、その分布は県南の白河・らの礫の供給が増加し、脊梁地域の隆起を示唆する( 以西郷地域を中心に、県中の二本松地域にまで至ってい

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東北の地質

る。白河層を構成する白河火砕流群は前述した隈戸・火山体が東西に延びる吾妻火山群を形成しており、東吾芦野・南倉沢・西郷の 4つの火砕流と天栄火砕流から成妻・中吾妻・西吾妻の3 つに大別される。約150万年前

るが、天栄火砕流の給源となったカルデラは特定されて頃に活動が開始したとされ ( 中村、2002)、60 ～ 40万

いない ( 以上、吉田・高橋、1991；山元、1999)。火砕

年前頃に活発な活動期があった。現在も活動している

流の年代測定は多数行われており、最古の隈戸火砕流のは東吾妻火山だけで、有史以降の主な活動は、約 30

は1.4Ma 前後、最新の天栄火砕流は1.0 ～ 0.9Ma で、万年前頃に形成された一切経山の活動によるものであ

白河層の形成時期はほぼこの範囲内にあると考えられる。最近では1977 ～ 78 年に噴気活動が活発化し、小る。白河層はこれらの火砕流のほかに降下火砕堆積物

規模水蒸気爆発が起こった。

や火山活動休止期の砂礫層などを挟んでいる。
このほか下部更新統としては、福島盆地の南縁に砂泥及び礫から成る清水町層が分布し、そこには安山岩質の伏拝火砕流堆積物が含まれる。
中通り～脊梁山脈地域においても、中～上部更新統
及び完新統は郡山・福島盆地などの埋積堆積物及び河川沿いの段丘堆積物を構成している。段丘堆積物のうち、郡山層は郡山盆地から須賀川・矢吹付近にかけて広域に分布する。比高約40m の段丘面を形成しており、最終氷期前半の地層と考えられる。また、郡山市西部

写真 12 安達太良山沼ノ平火口
写真提供：福島県立博物館に分布する大槻層は最終氷期後半に形成された扇状地

安達太良火山は二本松市西方に位置する。ほぼ南北堆積物である。同じく福島盆地北半に広く分布する藤に連なる5つの山頂部を持ち、このうち安達太良山頂部

田層も最終氷期後半の堆積物である。

には沼ノ平爆裂火口がある（写真12）。活動の開始時期

浜通り地域の更新～完新統は下位の鮮新統を不整合

はおよそ55 ～ 45 万年前であり ( 中村、2002)、最も活に覆う段丘堆積物である。その最初の本格的な研究は発な山体形成期はおよそ35 ～ 20万年前である。約 3

中川 (1961) によるもので、5 段の段 丘面を認めた。段

万年前以降の活動はほとんど沼ノ平火口での水蒸気爆

丘堆積物は海成と河川成のものがある。

発であり ( 中村、2002)、マグマが噴出した最新の活動

南相馬市塚原には、最終間氷期の最大海進時に、海は約 2400 年前である ( 藤縄ほか、2006)。

岸の谷を埋めて堆積した浅海成の塚原層が分布して磐梯火山は会津地域東部、猪苗代湖北方約 5km におり、多様な植物化石、海生貝類、魚類などの化石を位置する。活動の時期は先磐梯、古磐梯、新磐梯の3産 する ( 福島 県 教 育 委 員会 ( 編 ),1984；Suzuki and

つに区別されており、約 90万年前に活動を開始した ( 中Nakagawa, 1971)。また、いわき市小名浜の海岸近く村、2002)。有名な1888 年の噴 火は水 蒸気 爆 発であの沖積層中には、海生貝類を主体とした膨大な量の動り、これにより山体北側の小磐梯山が崩壊し、北向きの物群集が残されており、大原自然貝層として知られる。

大規模な岩屑なだれが発生した。この噴火により北麓

これらから172 種の貝類が同定されている ( いわき市教の村落が埋没し、死者は477名に達した。また、長瀬川育文化事業団 ( 編 )、1989)。

の上流部がせき止められ桧原湖をはじめとする裏磐梯湖
沼群が生じた。

■ 3．
6 第四紀火山

21

沼沢火山は会津地域西部の金山町において、鮮新世

ここではデイサイト質の大 規模カルデラ火山活動をに形成された上井草カルデラの中に位置する小型のデイ除き、安山岩質成層火山を主体とする活火山を中心とサイト質カルデラ火山である。山元 (1995；2003) や山して簡潔に述べる。

元・駒澤 (2004) は、過去の研究で鮮新世の上井草カル

吾妻火山は福島市西方の福島・山形県境付近に位置

デラ形成期の噴出物と沼沢火山噴出物との区別が混乱する、那須火山帯中で最大の火山である。複数の成層していることを指摘し、本来の噴出物を新たに 3 つの溶最新

岩と4つの火砕堆積物に区分した。その中で、確認され東北の地質性は不明である ( 福島県、1999)。

る最古の噴出物は約11万年前を示す尻吹峠火砕堆積

一方、国土地理院が 2004 年に刊行した 2 万 5 千分の物である。最新の噴火は約 5000 年前で、このとき噴出

1都市圏活断層図「喜多方」、「若松」には、会津盆地東した沼沢湖火砕堆積物は白色のデイサイト質軽石流や縁断層帯 ( 推定部分を除く総延長約 33km) が新たに

降下火砕物などから成り、当時、軽石流堆積物は最大図示された。本断層帯は池田ほか ( 編 )(2002) で逆断

層厚約 200m で只見川とその支流を谷埋めした。また、層として記載されたもので、それによれば完新世以降のこのとき現在の沼沢湖カルデラが形成された。

運動も認められる。本断層帯はほぼ NS 方向に延び、

燧ケ岳火山は桧枝岐村の南西端、福島県と群馬県・新潟県にまたがる尾瀬ヶ原の東側に位置し、約16 万年

断層より東側の隆起を伴う逆断層であり、会津盆地においては西縁断層帯と並ぶ大規模な断層帯である。

前に活動を開始した成層火山である。山頂に爆裂火口

このほか、下郷町地域には大内断層が所在する。本を持つ。最新の活動は約 500 年前であり、水蒸気爆発

断層は西向きにやや湾曲しながら NS 方向に延びる西と考えられる。

落ちの断層で、最近 1万年間の活動の状況は不明であこのほか福島県域では、更新世の安山岩質―玄武岩

る ( 山元、1999)。また、猪苗代湖東岸に推定される質火山活動として、磐梯山の西に隣接する猫魔ヶ岳や、

川桁山断層についても、正確な活動状況はわかってい只見町北西部で新潟県境にまたがる浅草岳、下郷町・ない。

天栄村・西郷村地域の甲子旭岳や二岐山などが挙げら

福島盆地西縁断層帯の最新の活動時期は約 950 ～れるが、これらはいずれも活火山ではない。このうち猫2000 年前の期間にあると見られ、活動間隔は約 6000

魔ヶ岳の活動時期は前期更新世で、現在では著しく山～ 8000 年 程 度、今後 想定される地 震 規 模はマグニ

体の開析が進んでいる。

チュード7.7 程度である。本断層帯は縦ずれ変位の大きい逆断層であり、福島盆地の西側の山地が相対的に隆

■ 3．
7 活断層

起している。なお、最新の活動が確認されたのは西縁

福島県内の主要な活断層は、会津盆地西縁及び東断層帯南部の福島市大笹生地区であり、ここを通る断縁、下郷町地域，猪苗代湖東岸、福島盆地西縁～北西層は台山断層である ( 以上、福島県、1996a；1997a)。

縁、二本松地域，浜通りの相馬地域及び常磐地域など

このほか、中田・今泉 ( 編 )(2002) によって、二本 松市に所在する。

の安達太良山東麓に、ほぼ NS 方向に延びる複数の断会津盆地西縁断層帯の最新の活動時期は西暦1611

層からなる安達太良山東麓断層帯が示された。

年 ( 会津慶長地震 ) と見られ、活動間隔は約 3800 年、

相馬地域の双葉断層は、南相馬市原町区大原以北の今後地震が起きた場合に想定される地震規模はマグニ

10 数 km 間が活断層と考えられてきたが ( 活断層研究

チュード 7.3 ～ 7.4 程度である。本断層帯は縦ずれ変会 ( 編 )、1991)、福島県 (1996b；1997b；1998) によ

位の大きい逆断層であり、会津盆地の西側の山地が相る調査で、大原以北はやはり最近も活動を繰り返してい対的に隆 起している。また、断層帯北部の喜多方市・ることが明らかとなった。最新の活動時期は約 2000

会津坂下町地域では過去1万年間に数回の活動が推年前と見られ、活動間隔は約 7500 ～ 10000 年程度、定されたが、会津美里町以南の断層帯南部からは過去

今後想定される地震規模はマグニチュード 7.0 程度であの活動に関する明瞭なデータが得られておらず、北部とる。本断層は、当地域では断層面がほぼ垂直で左横ずは別の断層である可能性がある ( 以上、福島県、1999；

れ変位が大きく、縦ずれ変位は断層より西側の阿武隈

2000；2001)。会津盆地北部の加納断層については、山地域の相対的隆起である。

周辺の段丘面にこの断層の運動によると思われる累積

最後に、2011年 3月11日の東北地方太平洋沖地震の的な変位が認められ、本断層の南方延長は会津盆地西

1 ヶ月後、4月11日に、常磐地域の井戸沢断層が活動し、縁断層帯に合流すると思われる。同じく千咲原断層は、

マグニチュード 7.0 の地震を引き起こした。井戸沢断層

約 5000 年前の沼沢湖火砕堆積物や中位段丘礫層と思はいわき市西部に位置し、活断層研究会 ( 編 )(1991) でわれる礫層に数 m の変位を与えているが、最近の活動は図示された数条の断層線に対し一括して定義されて

22

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東北の地質

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は垂直であり、断層より東側が 0.8 ～ 1.8m 程度隆起し廣井美邦 (2004) ザクロ石のインクルージョンおよび組成

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