碓氷川流域の土石流堆積物

碓氷川流域の土石流堆積物
調査者

図1

小林二三雄、飯島静男、髙桒祐司、矢島博

調査地域（国土地理院発行5万分の1地形図「軽井沢」「御代田」「榛名山」「富岡」に加筆）

１
うすい地域の概況
つくも

調査地域は碓氷
川上流北岸の松井田丘陵一帯と、九十九川源流北岸山地の一部である。松井田丘
お ね やま陵の西半部は小根山と呼ばれている。小根山のさらに西半部は高い台地状の地形を呈し、松井田丘
陵東部はそれより一段低い台地状の頂部を載せた開析丘陵地となっている。九十九川北岸は西方の古期火山の山麓斜面の末端に位置するが、南側から望むと、一個の独立した山体を成すように見え、高戸谷山と呼ばれている。小さいながら険しい山容を呈している。
地域内は、おおむね植林地を主とする山林で、比較的よく手入れされている。川沿いの低地に耕作地がある。踏査は2014年10月から12月にかけて行われたが、林内ではシカ1頭とカモシカ2頭を目撃したほか、ウサギの糞を見たくらいである。イノシシの掘り返し跡は少ない。地元の人の話では、むしろ麓の農地にたびたび出没するとのことである。
昨年度までの調査で、碓氷川流域内の各所に存在する巨礫を含む礫層や巨礫転石の分布状況を明らかにしてきた。しかし、これらをもたらした土石流の発生時期や発生回数などを考察するには、まだ知見が不足している。
―13―

本年度は調査対象を松井田市街地北側の土石流堆積物に絞って、その分布や層位などを明らかにする目的で野外調査を行った。その結果、一定の成果があり、また関連する地層や岩石について多くの知見を得た。以下、調査結果を地質図としてまとめ、それに説明を加える形で報告する。主な内容は次の通りである。
①土石流堆積物は松井田丘陵の上部に広く分布する。
②土石流堆積物を覆って、広く分布する火砕流堆積物があり、それは宮掛火砕流堆積物に同定される。
③従来の小根山層は6ないし7枚の地層に細分される。
④高戸谷山南面の板鼻層中に溶結凝灰岩がある。
⑤増田川橋のたもとに見られる岩石は岩脈ではなく、溶結凝灰岩である。
なお本年度の調査は「古野尻湖そのⅢ」として計画・実施されたが、地質時代の湖水の実証に到らなかった。報告の内容に合わせて、表題を「碓氷川流域の土石流堆積物」とした。

２

地形概況

当地域は地勢的には西側の古期火山よりなる山地から、東側の丘陵地帯に移り変わる所に位置しきりづみている。主な河川は、碓氷川本流と霧積川、九十九川、増田川などの各支流があり、それぞれ北西
ご かんから南東へ並行して流れている。それらの河川によって、地域は後閑丘陵、細ノ原台地、松井田丘陵に分かれている。
後閑丘陵は開析され、起伏に富んでいるが、標高500m弱の山頂の一部に緩傾斜面が残存している。
細ノ原台地には起伏に乏しい平坦面が広がっているが、標高は450〜300m内外で、大略上流から下流へと傾斜している。その勾配は並行する現河川の勾配より強い。
松井田丘陵の中・下部は開析が進んでいて、小さい谷が発達している。上部は山頂平坦面ないし小起伏面がよく残っており、台地状の景観を呈している。山頂高度はおおむね標高550〜500mの範
こうはかお やま囲にある。高墓の北に小山沢の浅い谷が南北に入っており、谷より西は小根山と呼ばれている。谷を境にした地形の違いはほとんど無く、むしろ小根山の中程を境に、東西で地形差がある。西半部
は山腹を急崖がとりまく台地状で、東側より一段高くなっている。その高度は標高700〜650m内外である。
細ノ原台地の北西に接して、やや高い標高500m余の小起伏地がある。ここはごく古い扇状地の扇頂部のなごりであると考えられる。元の地形の大半は失われているが、巨礫層が堆積している。

３（1）概

地質

要

後閑丘陵から松井田丘陵にかけて、新第三紀中新世の板鼻層が広く分布する。砂岩、礫岩、シルト岩からなり、凝灰岩層をはさむ。おおむね標高450m以下の地表に露出している。松井田丘陵南部
では板鼻層の下位の原市層の分布域となるが、ここでは両者を一括した。
高戸谷山周辺には中新世末ないし鮮新世の秋間層が分布する。秋間層は主に安山岩質火山岩・火砕岩層からなり、板鼻層を覆っている。高戸谷山は古い火山体の残骸で、層位的には秋間層に含まれるが、溶岩流はじめ火口近傍に定置・堆積した岩石類からなる。
小根山北西麓から九十九川源流域にかけては霧積層が分布する。軽石流堆積物（水谷層）および固い凝灰角礫岩からなり、溶岩をはさむ。霧積層は秋間層と同時期の堆積物である。
小根山及び松井田丘陵上部には、礫層、土石流堆積物、火砕流堆積物、溶岩流などからなる第四紀層が分布する。

（2）板鼻層
今年度の調査では、板鼻層および原市層については詳細な観察をしなかった。ルートマップに露頭の位置と岩石の種類を記した程度である。その中で板鼻層上部の凝灰岩鍵層の西方延長部を見出
―14―

図2

高戸谷山付近の地質図と地質断面図

図3

松井田丘陵の地質図

―15―

図4

高戸谷山付近のルートマップしたので、若干説明を加える。
ア

仙ヶ滝北東の沢 標高450m付近
礫岩層の上に厚さ約10mの灰色細粒凝灰岩が重なる。上限は不明。塊状無層理で一部に薄いはさみがある。走向N15°W、傾斜15°Wと測定されたが、凝灰岩層はその構造と一致しない分布を示し、等高線に沿って西へ300m追跡できる。北西端ではやや破砕している。デイサイトないし流紋岩質で、斜長石斑晶を含み、火山ガラス片に富む。大まかには結晶質ガラス凝灰岩crystal vitric tuffである。少量の軽石粒を含む。この凝灰岩は、肉眼的には安中榛名駅の南に分布する中関凝灰岩によく似ている。
イ

高戸谷山頂真南の沢 標高480m付近
礫岩・砂岩互層の上に厚さ3.5mの凝灰岩を介して、溶結凝灰岩が重なる。厚さ4〜5mあり、塊状で0.7〜0.8m間隔の柱状節理が発達する。下位層との境は平板状で、赤焼け等の変質帯は無い。N75°E、15°Nの構造で、岩層は構造通りに下流側の両岸高くへ延びている。左岸側の延長は東隣の沢の標高480m付近に露出している。
溶結凝灰岩は明灰色細粒、デイサイト質〜流紋岩質の岩石で、強溶結して緻密で硬い。細粒の淡黄色軽石をごく少量含む。溶結構造はルーペを用いても、よほど慣れた人でないと認め難い。鏡下では明瞭なユータキシティック構造が観察される。細粒の斜長石と少量の石英を含み、ごく少量の有色鉱物（輝石？）を伴う。
溶結凝灰岩層の上位は、非溶結の灰色細粒の図5 高戸谷山南面の溶結凝灰岩の顕微鏡写真
P：斜長石、G：火山ガラス
凝灰岩に移り変わる。それは沢床を約20m連続―16―するが、層厚は5m内外と見積もられる。その上流に森熊層の火山礫質凝灰岩が露出するが、接触部付近は露頭が欠如する。溶結凝灰岩から移化する非溶結凝灰岩は肉眼的には先述の仙ヶ滝北東の凝灰岩に同定される。
溶結凝灰岩より下位の凝灰岩は一見すると1枚に見えるが、上部2mが白色細粒の流紋岩ないしはデイサイト質凝灰岩、下部1.5mは青緑色細粒で、普通角閃石その他の有色鉱物に富む結晶凝灰岩
crystal tuffである。この溶結凝灰岩は、秋間団体研究グループ（1976）の地質図では溶岩とされている。滝下北東の534m標高点の峰の東面にこの溶結凝灰岩によく似た転石がある。
ウ

木馬瀬の増田川橋北詰
ここには凝灰岩層中に岩脈が貫入すると考えられていた（下司・竹内 2012、飯島ほか 2013b）。
今回見直ししたところ、それは貫入火成岩では無く、溶結凝灰岩であることがわかった。強溶結部は厚さ3〜4mあって、橋の脇の沢で小さい滝を懸けている。これに続く約20m東の崖の岩石は、径2〜3㎜の扁平な軽石レンズが明瞭で、肉眼で容易に溶結構造が認められる。
溶結凝灰岩の上・下位とも非溶結凝灰岩に連続している。どちらも灰色細粒の凝灰岩であるが、上流側の沢のものは風化面で淡黄色を帯びる。この橋の南岸付近にも灰色の非溶結（？）凝灰岩が露出している。
高戸谷山南面の溶結凝灰岩に比べると、増田川橋たもとのものは黄色味を帯びていて、外観は異なるが、岩質はほぼ同じである。非溶結相の凝灰岩は同一の火砕流堆積物であると考えられる。

（3）秋間層ア

森熊層
白色軽石粒を多く含み、やや泥質の基質を有する火山礫質凝灰岩である。概して塊状無層理である。時に角礫を多く含む。高戸谷山南面下部、標高550〜500m以下に分布する。本層は高戸谷火山岩類の下部溶岩にアバット状に接し、その付近では同岩の角礫を含む。
本層下半を板鼻層に含める説（下司・竹内 2012）もあるが、ここでは従来通り秋間層に含める（秋間団体研究グループ 1971、飯島ほか 2013a，2013b）。
イ

高戸谷火山岩類（仮称）おおむね下位から下部溶岩、火山角礫岩層、黄色軽石質凝灰岩、凝灰角礫岩層、成層火砕岩層、上部溶岩、山頂溶岩に分けられる。上部溶岩は成層火砕岩層中に挟まれ、南西麓へ流下する厚層である。山頂溶岩は三輪久保溶岩と同質で、同一の溶岩流の可能性がある。山体東南部には径約700mの円形の断層があり、内側が周囲より50m程度落ち込んでいる。この円形断層の一部は空中写真のリニアメントとして読み取れる。
空中写真にはそれよりも一回り大きい環状のリニアメントもあり、北側は中川の流路、南側は九十九川とその支流に沿っている。
小林と飯島がかつて作成した高戸谷山北面の地質図（小林・飯島 1992）は、今見直すと一部誤っており、再調査が必要である。本年度の南面の地質図も試行的なものである。
ウ

仙ヶ滝岩床
仙ヶ滝岩床を東方へ追うと、露頭は断続的ながら、534m標高点の峰東面の水道施設内の露頭まで延びている。九十九川南岸支沢では北岸に露頭があり、さらに上流の沢床が低いテラス状になっており、その付近まで延びると思われる。九十九川本流では、滝より上流50m付近南岸で、川底より2〜3m高い所に露出している。
エ長岩層
長岩層はよく成層した黄色および赤褐色の軽石からなる火山礫凝灰岩からなる。高戸谷山では、その成層火山礫凝灰岩が山頂、南面の崖、その他各所に1〜3m内外の厚さで堆積している。層準は様々で、山頂溶岩の上位、上部溶岩の直下、成層火砕岩層中の複数層準などである。

（4）霧積層
小根山西側下部斜面および九十九川北岸に、よく固結した凝灰角礫岩が分布する。一部に溶岩を―17―

図6

松井田市街地北のルートマップ

挟む。これらは霧積累層（秋間団体研究グループ 1976）の一部である。西ノ谷沿いの水谷部層（秋間団体研究グループ 1976）は、水底堆積のよく成層した軽石流堆積物で、灰色安山岩の小粒を含み、高戸谷山南面の森熊層とは岩質と層相がやや異なる。
高戸谷火山岩類と本層との関係は未解明であるが、とりあえず前者が上位であると考え、地質図を作図した（図2）。

（5）第四紀層
お ね やま従来の小根山層は、おおむね7つの地層に区分される。記述の都合上、仮に次のとおり名称をつけ
ち ま せ
たきしたこう馬瀬礫層、松井田城址土石流堆積物、滝下火山灰流堆積物、宮掛火砕流堆積物、高る。下位より木はか
はねいし墓層、刎石山溶岩、小根山火砕流堆積物である。
ア木馬瀬礫層大礫、巨礫を含む、粒径の不揃いな円礫・亜円礫層である。亜角礫を含む。基質に乏しく、これを欠いて隙間の空いているものもある。木馬瀬西方の右岸支沢のものが典型的である。ここでは径0.5〜0.6mの亜円礫〜亜角礫が多く、小径の礫も含むが、径1mを超える巨礫を伴う。板鼻層の上に直接重なる。その他、九十九川上流では流路沿いに断続的に露出する。ここでは谷壁にへばりつくような産状で、奥行きは狭い。松井田丘陵北東部では、沢沿いの露頭で板鼻層の礫岩などの上に中〜大円礫を主とする層が重なり、巨礫を伴う。基質は凝灰質の砂〜シルトで、少ない。
本層は、塊状無層理の場所と、間に薄い砂質の薄層を挟むところ、厚さ1〜1.5mの大礫層と厚さ1m以下の小円礫層が互層をなすところなどがある。各露頭での厚さは5〜10mあり、時に20mを超える。全体的な厚さは50m以内である。
イ

松井田城趾土石流堆積物
松井田市街地上本町北の501m三角点南の沢、標高450m付近を模式地とする。原市層のシルト岩上に重なり、厚さ約10mである。基底付近では径約0.4mまでの円礫からなるが、主部は大径礫を含み、径1〜1.6mの巨礫をまばらに含む。基質は凝灰質の砂泥からなり、やや多い。マトリックスサポー
トである。同様の礫層が東方の尾根上や稜線直下の崖等に点々と露出している。
模式地では、本層の上に円礫を多数含む凝灰岩層と円礫を含まない細粒凝灰岩層、粗粒凝灰岩層、赤褐色軽石に富む火山礫凝灰岩などの互層が重なっている。模式地以外で上位層の露頭が確認されたのは天神山トンネル東の峰1ヶ所だけで、そこには赤褐色火山礫凝灰岩がある。
―18―

図7

森林公園付近のルートマップ

本層は、松井田丘陵上部の台地状部分を取り巻く、段丘崖にあたる急斜面に沿って分布する。北西部は、木馬瀬礫層分布地とつながり、層相は漸移すると考えられるが、露頭が少なく詳細は不明である。
ウ

宮掛火砕流堆積物（飯島ほか 2013b、仮称）
本層は、木馬瀬礫層と松井田城址土石流堆積物の上に重なる。安山岩ないしデイサイト質の石質火砕流堆積物である。小山沢東岸の松井田丘陵稜線部を中心に広く分布する。地域内での模式的露出地は滝下南西の沢（辰巳沢）の上流左岸である。ここでは高さ5〜6mの崖をなして、数カ所に露出する。層厚は20m以上ある。
径0.1〜0.2m内外の亜円礫〜亜角礫を主とする塊状無層理の層である。礫は軟質で、露頭によっては表面が平滑で、礫が突出していない。基質はその砕粉からなり、乏しい。淡オレンジ色で軽石質の角礫を少量含む。本層の色調は露頭によって灰色、帯淡緑色、淡黄褐色、またそれらが入り混じったものなど変化に富む。岩質および層相から、増田川北岸の宮掛火砕流堆積物に同定されるので、当地域のものも同じ名前を用いる。
エ滝下火山灰流堆積物
暗灰色細粒の火山灰を主とし、灰色緻密な安山岩〜デイサイト角礫を含む。少量の黄灰色軽石を含むところもある。塊状無層理である。九十九川の標高550m付近の川岸に8m余の厚さで露出する。
本層の露頭はここがいちばん広い。滝下北東の沢左俣、標高490m付近に層厚8〜10mの本層があって、上方2〜3mに宮掛火砕流堆積物の露頭がある。その間やや固いローム質の土層がある。相当急斜面ではあるが、ローム質層が両層の間に挟まれるものかどうか判断できない。同所では、本層の下方に巨礫を多数含む礫層が露出している。本堆積物の分布は狭い。
オ

高墓層
小根山北東面で宮掛火砕流堆積物より高所に、成層した各種火砕岩類が分布する。細粒凝灰岩、火山礫凝灰岩、凝灰角礫岩などで、黄色軽石を含むものが多く、また赤褐色軽石を含むものもある。
―19―

図8

小根山付近のルートマップ

一部に円礫層を挟む。これらはよく似た薄層が何枚かあり、凝灰角礫岩層も連続性を把握できていない。今のところ細分できない。森林公園以南の小山沢西岸一帯にも、断片的に類似の地層が露出しており、これらと北部のものを一括して高墓層とした。層厚は全体で60〜70mと推定される。松井田城趾土石流堆積物の模式地の上位層は岩質から本層に含める。
カ刎石山溶岩（野村・海老原 1989、仮称）
刎石山溶岩（出典には「ふんせき」と振り仮名が振られているが「はねいし」が正しい）は、旧中山道が通る細長い尾根に分布する溶岩である。小根山の中腹には、これと同種の安山岩溶岩が山腹をとりまいて分布している。刎石山とは霧積川の谷を隔てて分かれているが、もともと一連の溶岩流であったことは疑いない。こちらも同じ名前で呼ぶ。灰色細粒緻密な安山岩で、微細な斜長石と輝石類の集斑晶が多数含まれる特徴がある。
刎石山溶岩は、小根山ではきわめて平坦な土地を流れていて、西端の基底は標高620m付近、北および東へ次第に低くなる。層厚は南西部で約70m、北および東へ薄くなる。従来の地質図では、東端の北と南のものをつなげ、環状の分布が示された。しかし東端は露頭も転石も無いので、655m三角点の東を通る南北の線付近で溶岩流は停止したと考えたい。刎石山溶岩は、西側では霧積層の凝灰角礫岩の上、北側では高墓層の火砕岩類の上に重なっている。
キ

小根山火砕流堆積物
安山岩ないしデイサイト質のエッセンシャルな石質火砕流の堆積物である。刎石山溶岩を覆って、山頂一帯に広く分布すると推定される。当地域では最上位層である。露頭は少ないが、2ヶ所の沢で、上下方向に連続露出している。北西部の745m標高点の北面と、同標高点の南東約600mの北斜面である。塊状無層理で、平滑な岩盤がすべり台状に続いている。層厚は約30mである。
粒径のきわめて不揃いの角礫が雑然と集まった層である。礫は角張っていて、ほとんど丸みを帯びない。礫径は0.1〜0.5mであり、さらに細かい角礫が基質中に散在する。基質は粘土化変質した細粒子からなる。色は露頭によって異なり、灰色の地に暗灰色角礫を含むもの、灰赤色の地に赤茶色〜赤黒色の角礫を含むもの、全体に紫灰色を呈するもの、灰緑色を呈するものなどがある。角礫も―20―変質していて、有色鉱物（角閃石？）は褐色粉状のゲーサイト（？）に置換し、斜長石は白色粘土化している。比較的新鮮な礫では、赤黒の細かい斑模様があり、近年火砕成溶岩（高橋・安井 2013）と呼ばれるようになった鬼押出溶岩（浅間火山）に類似した構造が見られる。

（6）考察

ア

宮掛火砕流堆積物について
宮掛火砕流堆積物は、後閑川〜秋間川上流域の各所に点在分布する小規模なもののみ知られていた。松井田丘陵での広い分布が明らかになり、これらが比較的規模の大きい火砕流の堆積物であることが確実になった。本層は、細尾軽石流堆積物（飯島・小林 2007）の上位にあり（飯島ほか2013a，2013b）、堆積年代はその岩石年齢1.7Ma（下司・竹内 2012）より新しい。一方、上限は刎石山溶岩の0.65Ma（野村・海老原 1991）に規制され、それよりも古い。
イ

山麓複合扇状地の復元
後閑丘陵頂部には、栃久保礫層（土石流堆積物、飯島ほか 2013b、仮称）がある。これと当地域の木馬瀬礫層・松井田城址土石流堆積物はともに宮掛火砕流堆積物の直下にあり、火砕流堆積直前の地形は、木馬瀬付近を扇頂とする扇状地を成していたと考えられる。九十九川方面からの流入もあり、形は複合的である。東へ約7㎞の後閑城址付近の標高300mの山頂緩斜面に巨礫が散在する（小林ほか 1996）。復元される扇状地の扇端はその付近に達していたと推定される。
ウ

小根山層の名称
小根山層は秋間団体研究グループ（1976）による命名である。野村ほか（1981）の関東平野北西縁部の地質編集図では鼻曲火山噴出物に含められ、分布もやや変わっている。その後、10万分の1群
馬県地質図（群馬県地質図作成委員会 1999）では小根山層に戻されている。
鼻曲火山は、Aramaki（1963）と荒牧（1968）が岩崎（1897）の角落火山のうち第四紀に形成された部分に限定してつけた名称である。しかし、それは鼻曲山以南の稜線周辺の溶岩類の分布を示しただけで、鼻曲火山の詳細や全体像は未だ明らかでない。一方、かつての角落火山南面の岩層に対して、剣の峰層（秋間団体研究グループ 1976）の名称がつけられ、野村・海老原（1988）はこれを噴出した火山として「剣の峰火山」を提唱している。もともと1個と思われる火山が開析され、噴出物の分布地が分離されたからといってそれぞれ別の火山名がつけられるのは適当ではない。
今回の調査で、従来の小根山層の構成が細分され、それらのいくつかが調査地域外の地層の延長部分であることが明らかになった。仮に上述の火山名を用いれば、刎石山溶岩は鼻曲火山の一部で、宮掛火砕流堆積物は（分布状況から）、剣の峰火山に属すると考えられる。どちらの火山名を選ぶにしても、あるいはどちらの火山名も採用しないにしても、当調査地域の位置を考慮すれば、今後も小根山層の地層名を存続させる意義は失われている。
エ

板鼻層上部の凝灰岩の対比の問題点
秋間団体研究グループ（1971）は、板鼻層中に上部、中部、下部の3枚の凝灰岩鍵層を認めた。磯貝（2000）は彼らの地質図に対比の混乱を認めて、分布状況を正したうえで、上部凝灰岩層を増田
川橋凝灰岩層、中部凝灰岩層を中関凝灰岩層と新たに命名した。下司・竹内（2012）は、磯貝の命名を踏襲しているが、それぞれの分布地を短縮して図示している。
今回の調査では、増田川橋凝灰岩層の溶結部が高戸谷山南面まで延びることが明らかになった。
非溶結部も両地点のものが互いによく似ていて、対比できる。仙ヶ滝北東の凝灰岩は両地点の中間に位置し、溶結していないが、非溶結部は対比できる。しかし、同地点の凝灰岩は肉眼的には安中榛名駅南の法面に露出する中関凝灰岩にもよく似ている。増田川橋凝灰岩と中関凝灰岩の外観の違いは、大規模火砕流堆積物の層内の岩相変化で説明できる可能性がある。秋間団体研究グループ（1971）も磯貝（2000）も模式地を正確に指定していないこともあり、簡単には検証できない。この問題に関しては、野外における基礎的な再調査と観察を行ったうえで、改めて検討したい。
オ

巨円礫の生成小根山森林公園正面入口（西側）に登ってゆく自動車道沿いに、刎石山溶岩の露頭がある。この―21―

露頭では節理に沿って溶岩ブロックがタマネギ状風化をしている。その結果、節理に囲まれたブロックは、その芯が亜円礫や亜角礫の形になっている。地域内で類似の露頭がしばしば観察された。円礫というと、川を流れて円磨されたものと考えがちであるが、円磨されなくても丸くなるのは花崗岩ばかりでなく、安山岩でも条件さえ整えば多量に生成するようである。巨円礫、大円礫、中円礫が露頭でできている。

４保全・保護の現状

碓氷川沿いのJR信越本線は、横川〜軽井沢間が廃線となり、列車の本数が減った。新たに上信越自動車道が開設されて、自動車の騒音が山頂一帯まで響いている。小根山の植林地の一画では若齢木の幹を網で巻いて、食害対策としている。大径木で樹皮の剥がれかかったものをヒモで巻いて手当てしている林もある。小根山は鳥獣保護区に指定されている。森林公園を訪れる人はイベント開催時を除き少ない。西麓のゴルフ場は、動物の侵入対策に山側の境界にトタン板をめぐらせている。
周辺の山域でハンターは見かけなかった。
引用文献
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行．
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野村 哲・海老原充（1988）群馬県西部新生代火山岩類のK-Ar年代と古地磁気．群馬大学教養部紀要22巻，63-78．
野村 哲・海老原充（1989）群馬県西部新生代末期火山岩類の形成史と古地磁気．日本地質学会第96年学術大会講演要旨，518．
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野村 哲・海老原充（1991）群馬・長野県境付近に分布する新生代火山岩類のK-Ar年代と地史学的考察．群馬大学教養部紀要25巻，109-117．
高橋正樹・安井真也（2013）浅間前掛火山のプロキシマル火山地質学及び巡検案内書．火山58巻1号，311-328．
（小林 二三雄・飯島 静男・髙桒 祐司・矢島 博）―23―