群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点
保 科

裕・関東山地研究グループ

下仁田町自然史館研究報告第２号（2017年３月）

群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点
Research history and issue of “Atogura Nappe”
in Shimonita-machi, Gunma Prefecture, central Japan保

裕＊・関東山地研究グループ＊＊科

Hiroshi Hoshina and Kanto Mountains Research Group

キーワード：跡倉ナップ，跡倉層，川井山石英閃緑岩，風口層，ホルンフェルス，四ッ又山石英閃緑岩，片麻岩
Key words : Atogura Nappe, Atogura Formation, Kawaiyama Quartz diorite, Kazaguchi Formation, hornfels,
Yotsumatayama Quartz diorite, gneiss

はじめに
下仁田町は，古くから地質の研究がなされた地域の一つである．それは，下仁田町周辺の山々が，急斜面を持つこんもりした岩山の風景をつくる “ クリッぺ ” だからである（第１図）．この地形や地質の不思議さや面白さと歴史・産業・文化のかかわりを含めて，下仁田ジオパークとして日本ジオパークに認定されている．
あと

下仁田町のクリッぺは，山体が約１億年前の跡ぐら

倉 層 の 砂 岩， 泥 岩， 礫 岩， 同 じ く 約 １ 億 年 前 の四ッ又山石英閃緑岩と変成岩，および２億５千万～

おおぐいやま第１図

２億８千万年前の川井山石英閃緑岩とホルンフェル

下仁田町の山々 左から大崩山，四ッ又山，
手前が川井山，中間がシレイタ山，奥の双耳かなたけ
峰が鹿岳，そして最右の落沢岳．

スからなるのに対して，その土台は低角度の断層を境に三波川帯の御荷鉾緑色岩類からできている．御移動する地層や岩石の巨大な塊をナップと呼び，

荷鉾緑色岩は，約１億５千万年前の海底火山の溶岩

ナップの地層や岩石が地下深くで褶曲しながら，低や火山砕屑岩が数千万年前の三波川変成作用で緑色

角断層に沿って押し被さるように前進すると考えらの変成岩になった岩石で，青岩公園の岩場をつくっれている．下仁田町のナップは「跡倉ナップ」と呼ている．クリッぺが “ 根なし山 ” と呼ばれる所以は，ばれている．クリッペの山容は，風雨，川の浸食やこのようにクリッペの山体とその土台の大地がまっ

がけ崩れなどによって，隆起したこのナップが削らたく違った地層や岩石でできているからである．

れて，凸凹の多い地形が出来上がった結果である．

あとぐら

2017年２月３日受付．2017年２月13日受理．
＊ （執筆者）下仁田自然学校．群馬県甘楽郡下仁田町青倉158-1．Shimonita Natural School．
Aokura 158-1, Simonita-machi, Kanra-gun, Gunma Prefecture, 370-2611, Japan.
＊＊市川 孝（埼玉県立新座高校），小松 恵（さいたま市在住），鈴木禎一（埼玉県立飯能高校），保科 裕（下仁田自然学校），
松井正和（埼玉県立上尾南高校），松岡喜久次（埼玉県立川越女子高校），力田正一（下仁田自然学校）．代表：保科 裕．

― 33 ―

保科

裕・関東山地研究グループ

おおぐいやま大崩山はクリッペのひとつで，押し被さるときの低御荷鉾緑色岩類，秩父帯のチャート，粘板岩，砂角断層は青倉のジオサイト “ すべり面 ” で観察する

岩，石灰岩などの地層群が分布し，三波川帯と秩父ことができる．

帯の上に重なって「跡倉ナップ」が分布する．

さて，「跡倉ナップ」のつくる山々には，多くのなお，“ 跡倉 ” は地質分野では “ あとくら ” とさ謎が秘められていて，多くの研究者が研究し，今もれていたが，地元では “ あとぐら ” と発音するた調査が進められている．本報告では，関東山地研究

め，本報告は読み方を “ あとぐら ” とする（例えばグループの成果も含めて，「跡倉ナップ」を構成す

佐藤ほか 2015；中畑ほか 2015）．

る地層や岩石について，それぞれの研究史とその論点を述べる．

下仁田町の「跡倉ナップ」

研究史と論点を述べる前に，下仁田町の大地がどのような地層や岩石でできているかを説明する（第

研究史

２図）
．下仁田町の市街地には，東西に横切る大北下仁田町周辺の調査の歴史は，1879年（明治12野－岩山線と呼ばれる断層帯がある．この断層帯は

年）東京大学地質学科の第１期生小藤文次郎が卒業

日本列島を縦断する中央構造線にあたり，川井のジ研究で，群馬県甘楽郡下仁田町から埼玉県秩父郡長オサイト “ 川井の断層 ” で観察することができる．

瀞町にかけての地質調査をおこなったことから始ま

これより北側のアジア大陸側を内帯，南側の太平洋

る．のちに小藤は，秩父地方を中心に研究を進め側を外帯という．下仁田町周辺の内帯には，美濃・た．Fujimoto（1937）は，ヨーロッパで考えられな め

丹波・足尾帯の南蛇井層，領家帯の平滑花崗岩，千た押し被せ構造をもとに，外秩父山地に「大霧山

平花崗閃緑岩，馬山花崗斑岩のほか，骨立山凝灰ナップ」とその上にかさなる「堂平ナップ」を提唱

か

の はら

岩，神農原礫岩が分布する．外帯には，三波川帯のした．下仁田の地質について，1940年代に東京文第２図 下仁田町周辺の地質図 新井ほか
（1963），新井ほか（1966），高木ほか（1989），鏑川団体研究グループ（2016）
を編集し，関東山地研究グループの未公表資料により加筆，修正を加えた．

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群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点

理科大学の修士論文として沢秀生が調査をおこナップ」の構成要素を下仁田構造帯まで拡大し，ペなった．この成果は，日本地方地質誌関東地方（藤ルム紀石英閃緑岩とホルンフェルス・前期白亜紀

本 1951）の “ 跡倉クリッぺ群 ” として載せられてトーナル岩類と角閃岩類および時代未詳付加体，後いる．また，杉山（1943，1944）は跡倉礫岩の調査

期白亜紀跡倉層，緑色岩メランジュ，南蛇井層，領をおこない，火成岩併入岩とした．

家花崗岩類，古第三紀溶結凝灰岩および花崗斑岩，「押し被せ構造」の考え方をもとに下仁田地域の古第三紀礫岩とした．青木ほか（1998）は「跡倉先駆的な調査をまとめて，藤本ほか（1953）は下仁ナップ」がつくる岩山クリッぺにおいて，川井山石

田地域で「跡倉推し被せ（跡倉ナップ）」の存在を

英閃緑岩に高角度の不整合面もって跡倉礫岩が重な報告した．
「跡倉推し被せ」の構成は，跡倉層，跡ることを報告した．小野（2000）は，「跡倉ナップ」

倉層に貫入する石英閃緑岩，圧砕接触変質岩からなをテクトニックブロックからなる単一のナップとしるとした．以来，関東山地北縁部に分布する広義

た．新井ほか（2000a）は，『跡倉ナップ』の上にの「跡倉ナップ」について，多くの研究がなされかさなる『金勝山ナップ』の運動像を明らかにした．下仁田地域において，内田（1961）は四ッ又山

た．小林・新井（2002）は，『跡倉ナップ』が白亜地域の砂泥互層のグレーディングから逆転層を見い

紀前期変成－火成複合岩体（寄居複合岩体：高木ほだし，北西側からの四ッ又山押し被せ構造を報告

か 1995）と跡倉層から構成され，『金勝山ナップ』

した．新井ほか（1963）は跡倉層がホルンフェルがペルム紀金勝山石英閃緑岩と風口層のホルンフェスを不整合（跡倉不整合と呼ぶ）に覆うことを見ルスからなるとした．青木ほか（2003）は，跡倉おいだし，跡倉層，石英閃緑岩，ホルンフェルスかよび岩山地域の跡倉不整合を再度確認し，ナップはら構成される「跡倉ナップ」を確認した．新井ほ「跡倉ナップ」の一つだけとした．Arai et al（2008）か（1966）は，大北野－岩山線の北側の下仁田構造は『金勝山－跡倉ナップ』が三波川変成作用と上昇

帯に，「跡倉ナップ」を構成する地層や岩石が存在

運動によって秩父帯の地層群の上にナップとして重したと考えた．内田（1978）は押し被せ構造を認なり，この運動には中央構造線の活動が関連するこめているが，跡倉不整合を「……肯定しがたい．
」とを述べた．佐藤ほか（2015）は，関東山地北縁部として跡倉層は現地性堆積物と考えた．高木ほかに分布する火成岩および礫岩の火成岩礫の年代をま（1989）は関東山地北縁の石英閃緑岩類の K-Ar 年

とめ，「跡倉ナップ」の実態を考察した．

代を報告し，跡倉層や御荷鉾緑色岩類の上にペルム

論

紀石英閃緑岩（川井山石英閃緑岩）と前期白亜紀石「跡倉ナップ」「跡倉ナップ」に関して意見が分か

英閃緑岩（四ッ又山石英閃緑岩）がクリッぺをつくれるのは，単一のナップか，二重ナップかである．

るとした．

小林・高木（1991）は，主に跡倉層からなる『跡倉点

竹内・牧本（1991）は跡倉ナップ下底の跡倉衝上ナップ』と主にペルム紀石英閃緑岩とホルンフェル断層を古第三紀に活動した中央構造線として，「跡

スからなる『金勝山ナップ』があり，前者に後者が倉ナップ」の地層や岩石は内帯南縁部からの由来で重なるとした．一方，小野（2000）はテクトニックあるとした．小林・高木（1991）は関東山地北縁部

ブロックからなる単一の「跡倉ナップ」と考えた．

の「跡倉ナップ」の研究から，跡倉層からなる狭義

また，青木ほか（2003）は，跡倉層がペルム紀石英の『跡倉ナップ』と金勝山石英閃緑岩（下仁田では閃緑岩およびホルンフェルスに不整合で重なること

川井山石英閃緑岩に対比される）とホルンフェルス

から，単一の「跡倉ナップ」としている．この討論からなる『金勝山ナップ』の２つのナップの存在をで鍵となるのが，新井ほか（1963）の跡倉不整合で示した（以下，２つのナップとする場合には，それある（跡倉不整合については，跡倉層の項で詳しくぞれのナップに便宜的に『』をつける）
．埼玉総会

解説する）
．高木・藤森（1989）は，「ホルンフェル

中・古生界シンポジウム世話人会（1995）は「跡倉スと跡倉層が接する場所があり，新井ほか（1963）― 35 ―

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は不整合としているが，両者の関係は明確でない」

り（青木ほか 1998），各所で観察することができる．

として，跡倉不整合を認めていない．この論文の中跡倉衝上断層の断層解析によって，「跡倉ナッ

では，金沢地域の男岳山頂近くの露頭において，跡プ」がどの方向に移動したかの研究がなされてい倉層の上に低角断層を境に金沢石英閃緑岩（金勝山る．ウォーリスほか（1990）は，「跡倉ナップ」を石英閃緑岩）とホルンフェルスが重なっていること

南から北への移動とした．Kobayashi（1996）はを報告した．また．新井・高木（1998）は下仁田町

３つのステージを識別して，『跡倉－金勝山ナップ』の大北野川において，跡倉層の上に低角断層を境にが，はじめに西～西北西へ，次に北西～北へ，そホルンフェルスが重なる露頭を示した．これらの露して北～北北東へ移動したとした．これらの解析

頭での事実が，二重ナップの根拠になっている．大から，「跡倉ナップ」の動きの方向はおおよそ南な

北野川の露頭に関して，青木ほか（2003）は周辺の

いし南東から，北ないし北西への移動であることが地質調査をふまえ，「この低角度断層の下盤は跡倉示された．
「跡倉ナップ」の由来を南側にもとめる層の砂岩泥岩互層で，上盤はホルンフェルスと跡倉と，黒瀬川帯の地層や岩石があげられる（例えば礫岩である．したがって，……ホルンフェルスとウォーリスほか 1990，新井ほか 2000b）．また，

それを不整合に覆う跡倉礫岩が衝上しているのであっ新井・高木（1998）は，跡倉層の地質構造解析からて，跡倉ナップと金勝山ナップとをまったく別のナッ

南への押し被せ褶曲を明らかにしたが，衝上断層解プとして区別する根拠にはなり得ない」としている．

析による北への移動と矛盾せず，北への移動前の押不整合が存在するならば，明らかに「跡倉ナッ

し被せ褶曲とした．本来，押し被せ褶曲にともなっプ」の中に川井山石英閃緑岩（金勝山石英閃緑岩）て衝上断層が形成され，ナップが移動するのではなと跡倉層が含まれることになり，『跡倉ナップ』といのだろうか．また，断層解析による北方への移動『金勝山ナップ』に分けることは本質的でない．関については，新生代第四紀以降の山地形成の隆起運

東山地研究グループの調査で，長源寺橋上流の跡倉動による重力滑動など，ほかの要因を含めて吟味す

不整合（新井ほか 1963）と岩山の跡倉不整合（青る必要があると考える．

木ほか 1998）の確認をし，長源寺橋から約50ｍ下

なお，「跡倉ナップ」下底の衝上断層の名称につ流左岸において跡倉不整合新露頭が見いだされたこ

いては，藤本ほか（1953）は跡倉推し被せの衝上断とも含め，我々は単一の「跡倉ナップ」と考える．

層として記載しているが，名称を与えていない．

跡倉衝上断層 「跡倉ナップ」下底の衝上断層でよ

それ以降の研究者で名称を使っているのは，鏑川

く知られている露頭は，下仁田町青倉にある下仁田

団体研究グループ（1985，1990）および竹内・牧町自然史館近くのジオサイト「すべり面」である．

本（1991）は，跡倉衝上断層という名称を使ってい

そのほか，例えば下仁田町馬山の西沢や白石沢にる．小林・新井（2002）では，『跡倉ナップ』下底は，岩山クリッぺ下底の衝上断層の露頭が３か所あの衝上断層を跡倉ナップ基底断層，『金勝山ナップ』

第３図

長源寺橋下流南牧川左岸の跡倉衝上断層（関東山地団体研究グループ（2009）に加筆・修正）― 36 ―

群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点

下底の衝上断層を金勝山ナップ基底断層と呼んだ．

層と命名したが，下仁田町跡倉の礫岩は跡倉礫岩層

また，高木ほか（2016）では，跡倉押し被せ断層とと呼んだ．また，佐渡（1938）は，跡倉礫岩についいう名称を使っている．この衝上断層は「跡倉ナッての記載をおこなった．小林（1943）は，花崗質岩プ」を研究する上で重要な断層なので，名称を跡倉を多量に含む跡倉礫岩が西方には普通の礫岩に移化

衝上断層と統一するのが妥当と考える．

し，北東方には火成起源圧砕岩に移化するとした．

下仁田町跡倉から川井にかけての南牧川左岸に，跡倉衝上断層が約200ｍにわたって観察できる露頭

杉山（1943，1944）は跡倉礫岩を，火成岩起源で併
入火成岩とした．

（青木ほか 2003：図３の⑩～⑫地点付近）があり，藤本ほか（1953）は下仁田周辺の跡倉クリッぺ群

そのルートマップを第３図に示す．ここでは，跡倉を報告し，構成する跡倉層の層序を下位から，中ノ礫岩が風口層ホルンフェルスを覆う跡倉不整合，御萱礫岩層，花崗質砂岩，跡倉型の礫岩層，砂岩と粘荷鉾緑色岩と跡倉礫岩および優白質の川井山石英閃板岩または砂岩と頁岩の互層とした．また，跡倉層

緑岩を境する跡倉衝上断層を観察することができる．

の年代について，手取層や薄衣礫岩に似るが明らかでないとした．内田（1962）は，杉山（1943）の火成岩起源の考えに対して，礫岩は砂泥互層に移化す「跡倉ナップ」を構成する地層や岩石ることから堆積岩であるとした．新井ほか（1963）

下仁田地域の「跡倉ナップ」は，跡倉層，川井山

は跡倉層を跡倉礫岩，下部層，上部層に区分し，石英閃緑岩（古生代ペルム紀），風口層ホルンフェ

下位のホルンフェルスとは不整合関係にあるとし

ルス（源岩は先ペルム紀），四ッ又山石英閃緑岩て「跡倉不整合」と呼んだ．また，跡倉層より下位（中生代前期白亜紀），片麻岩や角閃岩および結晶質に設定された中ノ萱層からイノセラムス化石とトリ石灰岩の変成岩類で構成される．

ゴニア化石を発見し，その年代を後期白亜紀のギリ
ヤーク世（セノマニアン～チューロニアン）とし

跡

倉

層

た．中ノ萱層より上位の跡倉層を後期白亜紀，中ノかの や萱層の下位の叶屋層を前期白亜紀とした．

研究史
藤本（1935a，1935b）は関東山地北部の各地にかねざわ

分布する礫岩を同層準の第三紀層として，金澤礫岩
地質年代

新井ほか(1963)

高木ほか(1989) 青木ほか(1998)

高木ほか（1989）は跡倉層を，下位から中ノ萱礫岩，跡倉礫岩，砂岩と砂岩泥岩互層の跡倉層とし
新井・高木(1998)

小林・新井(2002)

Matsukawa andObata(2012)

生野ほか(2016)

北東部

南西部
カンパニアン上部層
サントニアン

跡
倉
層

後
期
白
亜 コニアシアン
紀

跡倉層

下部層
跡倉礫
岩層

跡倉砂岩層
跡
倉
層

跡倉礫岩

跡倉礫岩層
跡
倉
層

チューロニアン
中ノ萱層

上部泥岩部層跡
中ノ萱礫岩部層
倉中部砂岩泥岩層
互層

跡倉砂岩泥岩
互層

上部泥岩層
中ノ萱礫岩
中部砂岩泥岩互層

下部砂岩層
跡倉礫岩

跡
倉
層

宮室砂岩泥岩部層

大桑原砂岩部層
跡倉礫岩部層＊地層区分は新井・高木(1998)

中ノ萱礫岩＊地層区分は
小林・新井(2002)

セノマニアンアルビアン
前アプティアン
期
白
バレミアン
亜
紀

下叶屋泥岩部層
中ノ萱礫岩部層

叶屋層
跡 宮室砂岩泥岩
部層
倉
層

※

不整合

第１表

跡倉層の層序比較表― 37 ―

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裕・関東山地研究グループ

た．また，内田（1961）の逆転層分布地域を境す

論る断層を宮室断層と命名した．武井（1992）は跡層序・構造

倉層の砂岩組成から，跡倉層がおもにクリッペをに乏しいため，層序については各研究者で異なってなす花崗岩や花崗岩地帯から供給された堆積物でいる（第１表）．

点
跡倉層は地質構造が複雑で鍵層や化石あるとした．高木ほか（1992）は，跡倉層中の花新井ほか（1963）や新井・高木（1998）の詳細な

崗岩礫の K-Ar 年代値を248±12～276±9Ma（角閃調査により，層序が組み立てられてきた．しかし，石）および175±13～232±8Ma（角閃石）と報告し四ッ又山の南の地域に分布する叶屋層および中ノ萱

た．青木ほか（1998）は，新井ほか（1963）の跡倉層（新井ほか 1963）については，その層準がはっ層各部層の呼び名を，それぞれ跡倉礫岩，跡倉砂岩

きりしていない．中ノ萱層は，新井ほか（1963）に層，跡倉砂岩泥岩互層と呼んだ．また岩山クリッぺ

よって北東部の跡倉層の下位層準に位置づけられにおいて，川井山石英閃緑岩を跡倉礫岩が不整合にた．その基底は中ノ萱礫岩（藤本ほか 1953）で基覆う露頭を見いだした．新井・高木（1998）は，跡底礫岩として叶屋層を不整合に覆うとした．しか倉層を下位より，跡倉礫岩，下部砂岩層，中部砂岩

し，新井・高木（1998）は，地質調査によって中ノ泥岩互層，中ノ萱礫岩，上部泥岩層に区分し，その萱層を跡倉層の上部の層準とした．

地質構造を南フェルゲンツの押し被せ褶曲とこれら

関東山地研究グループの調査では，中ノ萱礫岩はを曲げる東西方向に軸を持つ開いた正立褶曲の重複

側方に連続せずに砂岩層に移化することや，花崗岩

褶曲構造であるとした．新井ほか（2000b）は，跡質岩礫の多い跡倉礫岩と異なり，秩父帯のチャー

倉層砂岩の砂粒分析により後背地を推論した．新井ト，砂岩，粘板岩，石灰岩などの礫が大半をしめる（2002）は，跡倉層中の雁行脈による古応力場解析

ことなどから層間礫岩と考えている．また，宮室断をおこなった．この共役雁行脈は跡倉層の重複褶曲

層（新井・高木 1998）の西側地域では，四ッ又山

構造のうち正立褶曲形成時の後期に形成されたとし石英閃緑岩南縁を境する東西系の四ッ又山断層（藤た．小林・新井（2002）は，新井・高木（1998）の本ほか 1953）によって跡倉層は南北に二分される

地層名を改変して，下位より跡倉礫岩部層，大桑原

ことが明らかになった．四ッ又山断層から北側の跡

砂岩部層，宮室砂岩泥岩部層，中ノ萱礫岩部層，下倉層は跡倉不整合を含む下位層準が分布し，南側は叶屋泥岩部層とした．

上位層準が分布する．アンモナイト化石は北側に分

Matsukawa and Obata（2012） は， 中 ノ 萱 の布する下位層準からの産出となり，中ノ萱層から産

イノセラムス化石と金沢のアンモナイト化石を後期出したイノセラムス化石やトリゴニア化石は南側の白亜紀サントニアンと同定し，跡倉層が後期白亜紀

上位層準にあたることになる．

であるとした．しかし，生野ほか（2016）は金沢の跡倉層からの化石の産出は少ないが，地質年代を

アンモナイト化石を前期白亜紀バレミアンとして，確定するためには重要である．今までに，新井ほか

跡倉層が前期白亜紀～後期白亜紀におよぶとした．

（1963）はイノセラムス化石とトリゴニア化石から

中畑ほか（2015）は跡倉層砂岩において，砕屑性

中ノ萱層を後期白亜紀ギリヤーク世（セノマニアン

ジルコンの U-Pb 年代を測定して119Ma ～2643Ma～チューロニアン），
Matsukawa and Obata（2012）におよぶことを報告した．これらを領家帯の火成はイノセラムス化石から中ノ萱層相当層（新井ほか

活動由来の120～135Ma（前期白亜紀），飛騨帯の花1963）を後期白亜紀サントニアン，およびアンモナ

崗岩由来の170～200Ma（ジュラ紀）と250～300Ma

イト化石から中部砂岩泥岩互層（新井・高木 1998）（ペルム紀），原生代の大陸地殻から由来した1600～

を後期白亜紀サントニアンとした．しかし，生野ほ

2200Ma（原生代前期～太古代最末期）の４グルーか（2016） は Matsukawa ＆ Obata（2012） と 同プに分けた．

じ層準の宮室砂岩泥岩部層（小林・新井 2002）からのアンモナイト化石を前期白亜紀バレミアンとし― 38 ―

群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点て報告した．アンモナイト化石の同定については今は断層関係にあるものと考えられる．
」とした．ま

後の研究の進展を待ちたい．アンモナイト化石が前た，高木ほか（2016）は「跡倉層は……金勝山石英

期白亜紀とすると，跡倉層の堆積時間は少なくとも

閃緑岩およびホルンフェルスの岩体を覆っていた可バレミアン（125.0～129.4Ma）からサントニアン

能性がある．……不整合（溶結不整合）は…… 『跡（83.6～86.3Ma）で，約５千万年間におよぶことに倉ナップ 』と 『金勝山ナップ 』の境界断層が，高角なり堆積間隙や不整合の存在を検討する必要がある．

度断層によって切断された面をみているもの……」

中畑ほか（2015）により測定された跡倉層砂岩のとした．
（ 斜体文字は著者の加筆）

砕屑性ジルコンの U-Pb 年代が示す４グループにつ

関東山地研究グループの調査により，新井ほか

いては，跡倉層の後背地がどこなのか，「跡倉ナッ（1963）の長源寺橋上流の跡倉不整合（溶結不整プ」の由来を考えるうえで重要なデータである．

合），および青木ほか（1998）の岩山の跡倉不整合

新井ほか（1963）は，下仁田町跡倉の（はりつき不整合：第４-１図，第４-２図）を不整

長源寺橋の上流約200ｍの左岸よりの河床露岩に，合と確認した．また，下仁田町跡倉の長源寺橋から跡倉礫岩がホルンフェルスを不整合に覆う露頭を発

約50ｍ下流の南牧川左岸で，新たな跡倉不整合の露見した．この不整合を跡倉不整合と命名したが，頭を見いだした（第５図）
．

跡倉不整合

ホルンフェルスと跡倉礫岩の判定が難しいため “ 溶なお，新井ほか（1963）は，野々上に中ノ萱層が結不整合 ” と呼んだ．この不整合に対して高木ほか

古生層を不整合に覆う露頭があることを報告した．

（1989）は，「……，両者の関係は明確でない．
」とこの露頭は杉山（1944）が跡倉礫岩の併入露頭とししている．高木ほか（1992）は跡倉層中の花崗岩礫て，「……，所謂跡倉礫岩は著しく擾乱された黒色の K-Ar 年代を測定し，248～276Ma（角閃石）の砂岩に移化し，……」と記載されている．関東山地

ペルム紀の礫を報告し，後背地にはペルム紀花崗岩研究グループの調査では，跡倉層の礫岩と秩父帯の類がひろく分布していたと推定している．青木ほか

黒色シルト岩が固結した低角断層で接すると判断し（1998）は下仁田町岩山の岩山山頂稜線南側の崖にた（第６-１図，第６-２図）．

おいて，跡倉礫岩が急傾斜の不整合面で川井山石英

四ッ又山石英閃緑岩の貫入と跡倉層の堆積年代

閃緑岩を覆う露頭を発見した．小林・新井（2002）

内・ 牧 本（2003） は，K-Ar 年 代 が112±3Ma の 石はこれらの跡倉不整合について，「……調査の結英閃緑岩（四ッ又山石英閃緑岩に対比）が跡倉層に果，本来は不整合関係にあったであろうが，現在で貫入していることを報告した．貫入層準は，跡倉層第４-１図 岩山の跡倉不整合“ はりつき不整合 ”

第４-２図 岩山の跡倉
不整合のスケッチ― 39 ―

第５図

長源寺橋下流の跡倉不整合の新露頭

竹

保

科

裕・関東山地研究グループ

第６-１図 野々上の露頭のスケッチ（関東山地団体研究グループ（2009）に加筆・修正）跡倉層礫岩と秩父帯の黒色シルト岩が低角断層で接する．

第６-２図

低角断層の拡大写真

最下部の跡倉礫岩のやや上位の跡倉層下部（大桑原た．しかし，藤森・高木（1987）は下仁田地域の石砂岩部層に対比）としている．このことは，跡倉層

英閃緑岩を岩相や鉱物組成の違いから，川井山石英

下部が１億１千２百万年より前に堆積したことにな

閃緑岩，四又山花崗閃緑岩および千平トーナル岩とる．跡倉層下部から産出したアンモナイト化石に命名して区分した．その後，端山ほか（1987）は

つ い て，Matsukawa and Obata（2012） は 後 期

下仁田町の川井山石英閃緑岩の K-Ar 年代が290±

白亜紀（サントニアン83.6±0.2～86.3±0.5Ma）と10Ma（角閃石）であることを報告した．高木ほか

し，生野ほか（2016）は前期白亜紀（バレミアン（1989）は石英閃緑岩の K-Ar 年代を測定し，川井

125.0～129.4Ma）とした．112Ma の石英閃緑岩の山石英閃緑岩が250±７～277±8Ma（角閃石），四貫入を考慮すると，跡倉層下部の堆積年代は前期白又山石英閃緑岩が105±6Ma（角閃石）となり，両

亜紀バレミアンと考えられる．

者の年代が異なることを明らかにした．なお，四又

ま た， 跡 倉 層 上 部 の 堆 積 年 代 は， 新 井 ほ か

山花崗閃緑岩は四又山石英閃緑岩と改名された．その（1963）はイノセラムス化石とトリゴニア化石から後，小林・新井（2002）は，四又山石英閃緑岩を山

後期白亜紀ギリヤーク世（セノマニアン～チューロ

名の漢字表記にならって四ッ又山石英閃緑岩とした．

ニアン），Matsukawa and Obata（2012）はイノ論

点

セラムス化石から後期白亜紀サントニアンとした．

ペルム紀の川井山石英閃緑岩はホルンフェルスをこのことから，跡倉層上部は四ッ又山石英閃緑岩貫ともない，前期白亜紀の石英閃緑岩は変成岩類をと入後の堆積となる．産出化石から見積もられる跡倉もなっている．

層の約５千万年という堆積時間を考えると，四ッ又

川井山石英閃緑岩とホルンフェルス

山石英閃緑岩貫入前後に陸化して不整合が形成され緑岩は，角閃石の目立つペルム紀石英閃緑岩である

た可能性がある．

が，変形をうけておりマイロナイト化の著しいとこ

川井山石英閃ろがある．川井山石英閃緑岩にともなわれるホルン

石英閃緑岩と変成岩類

フェルスは川井山石英閃緑岩による接触変成岩で，研究史

風口層（竹内 2000）と命名された．

藤本ほか（1953）は，下仁田町周辺の石英閃緑藤本ほか（1953）は，石英閃緑岩が跡倉層と圧砕岩をすべて同一岩体として一括していた．新井ほ接触変質岩に貫入しているとした．下仁田町の岩山か（1963）は，下仁田地域の「跡倉ナップ」を構成において，青木ほか（2003）は，川井山石英閃緑岩

する石英閃緑岩をすべて川井山石英閃緑岩と命名しが跡倉層跡倉礫岩に不整合で覆われることを報告し― 40 ―

群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点た．川井山石英閃緑岩に対比される埼玉県小川町の岩～花崗岩が観察される．また，岩体全体に変形作

金勝山石英閃緑岩では，Ogasawara et al（2016）

用をうけており，強くマイロナイト化しているとこ

が U-Pb 年代として281.5±1.8Ma（ジルコン）を報

ろがある．

告した．

四ッ又山石英閃緑岩と跡倉層との関係について，

日本列島においてペルム紀の K-Ar 年代の花崗藤本ほか（1953）は，四ッ又山において石英閃緑岩

岩類は少なく，氷上花崗岩（272～332Ma 角閃石：

および圧砕石英閃緑岩類が跡倉層に貫入するとし

柴田・内海 1975）や薄衣礫岩中の花崗岩（237～た．新井ほか（1963）および高木ほか（1989）は271Ma 角閃石：柴田 1973）に対比される．高木ほ

四ッ又山石英閃緑岩を，跡倉層と石灰岩の上に低か（1997） の 臼 杵 川 石 英 閃 緑 岩（252～272Ma 角角断層で重なる単独のナップとした．竹内・牧本

閃石）は，川井山石英閃緑岩と類似した K-Ar 年（1993）および埼玉総会中・古生界シンポジウム世代である．やや新しい K-Ar 年代であるが柴田ほ

話人会（1995）は，四ッ又山石英閃緑岩が跡倉層とか（1993）が報告した戸台構造帯の兵越花崗閃緑岩

高角断層で境され，石灰岩に貫入しているとした．

（204～244Ma 白雲母，175Ma 角閃石）がある．川新井・高木（1998）の地質図では，周囲の跡倉層と高井山石英閃緑岩の所属は，「跡倉ナップ」の由来を角断層で接している．四ッ又山石英閃緑岩が貫入した

探るうえでたいへん重要である．

跡倉層（竹内・牧本 2003）は，「跡倉ナップ」として

川井山石英閃緑岩にともなうホルンフェルスは，移動したと考えられるが，四ッ又山付近では四ッ又山

杉山（1943）が緻密岩，藤本ほか（1953）は石英閃

石英閃緑岩は跡倉層に高角断層ではさまれている．

緑岩が貫入した圧砕接触変質岩として報告した．新関東山地北縁部に点在する「跡倉ナップ」を構成

井ほか（1963）は黒雲母，ザクロ石，一部に角閃石する前期白亜紀石英閃緑岩には，変成岩類が密接にが生じているホルンフェルスであることから，石英ともなっている．変成岩類はおもに，片麻岩，角閃閃緑岩貫入による接触変成岩であることを明らか

岩および結晶質石灰岩である．高木（1991）はこれにした．高木・藤森（1989）は，この貫入関係を

らの変成岩類を寄居変成岩と命名した．高木ほか

下仁田町の大北野川で確認している．竹内・牧本（1995）は，前期白亜紀異地性花崗岩と寄居変成岩（1991）は下仁田町大北野に分布するホルンフェルの組合せを異地性花崗岩－変成岩複合岩体（寄居変スの K-Ar 年代を93.8±4.7Ma（全岩）としたが，成岩）と呼んだ．

埼玉総会中・古生界シンポジウム世話人会（1995）

下仁田町の四ッ又山において，藤本ほか（1953）

はその年代を変質による若返りとした．この間，高が「……山腹の転石を観察すると，角閃片岩や花崗木ほか（1992）は埼玉県秩父市皆野町金沢に分布す

片麻岩も見いだせる．
」と初めて変成岩類を記載しる「跡倉ナップ」のホルンフェルスの K-Ar 年代をた．高木ほか（1989）は，四ッ又山山頂南西の尾根

220±8Ma（黒雲母）と報告し，川井山石英閃緑岩

筋にある Basic rock とした角閃岩の K-Ar 年代をに対比されるペルム紀金沢石英閃緑岩の貫入による110±5Ma（角閃石）と報告した．また，高木・藤接触変成岩であることを確認した．竹内（2000）はホ

森（1989）は，この角閃岩体南縁に泥質片麻岩（ザルンフェルスを風口層と呼んで岩石学的な検討をおこ

クロ石黒雲母片麻岩）を見いだしたが，四ッ又山石

ない，その源岩を石英長石質の砂岩泥岩細互層とした．

英閃緑岩との直接の関係は不明としている．鏑川団

ホルンフェルスの源岩である砂岩泥岩互層には，研グループ（1990）は，野上川地域において片麻岩

石灰岩の薄層や珪質泥岩が挟まれている．これらのや角閃岩を報告し，分布する片麻状石英閃緑岩との堆積年代など，風口層の詳細は明らかになっていない．

関係については「……ゼノリスと考えられるが，前期白亜紀の四ッ露出が悪く直接の関係はみえない．
」とした．高木

又山石英閃緑岩はおもに角閃石をもつ石英閃緑岩で（1991）は，このザクロ石片麻岩を野上川岩体と呼あるが，トーナル岩や一部に黒雲母を含む花崗閃緑んだ．小野（2000）は，「新井・高木（1998）や内

四ッ又山石英閃緑岩と変成岩類― 41 ―

保科

裕・関東山地研究グループ

田（1962）の地質図から判断すると，四ッ又山の白て，南部北上帯や黒瀬川帯に分布する礫岩の花崗岩

亜紀後期の花崗岩体とは周囲の跡倉層の構造を切っ質岩との類似性を述べた．薄衣礫岩や黒瀬川帯の岩て分布している．
」とした．関東山地研究グループ

石と跡倉礫岩との関連については，小林（1943）がの調査において，数ヶ所の露頭で片麻岩や角閃岩を指摘している．小野（1990）は，小川町中高谷のザ見いだした．この変成岩については現在論文を執筆

クロ石角閃岩（113±6.0Ma）のザクロ石組成など

中で，公表予定である．

から，変成岩類は阿武隈帯に帰属するとした．端山

結 晶 質 石 灰 岩 は， 四 ッ 又 山 石 英 閃 緑 岩 に と もほか（1990）は，川井山石英閃緑岩（275±12Ma：

なって岩体の東側にひろく分布する．竹内・牧本

３つの平均），金勝山のペグマタイト（252±8Ma）（1993）は，この石灰岩に貫入する四ッ又山石英閃および寄居町牟礼のザクロ石片麻岩は市川（1970）

緑岩を見いだした．関東山地研究グループの調査にが 指 摘 し た 古 領 家 帯 の 岩 石 と し た． 高 木・ 柴 田

おいて，四ッ又山石英閃緑岩中の数ヶ所の石灰岩露（1996）はペルム紀花崗岩類を南部北上帯に，前期頭でスカルンを発見した．これにより四ッ又山石英白亜紀寄居複合岩体を阿武隈帯に対比し，これらが閃緑岩が石灰岩に貫入することが明らかとなった．

“ 失われていない ” 古領家帯であるとした．新井ほ

片麻岩や角閃岩など，前期白亜紀変成岩類と前期白か（2000b）は跡倉層の砂岩構成粒子の分析から，

亜紀石英閃緑岩（四ッ又山石英閃緑岩）の確かな産その後背地は跡倉層を除く「跡倉・金勝山ナップ」

状や関連性を明らかにするとともに，「跡倉ナップ」を構成する地層や岩石であり，それらが古領家帯のにおける異地性花崗岩－変成岩複合岩体の地質学的要素であるとした．小野（2000）は，「跡倉ナップ」

位置づけを追求する必要がある．

が三波川帯の北方（大陸側）に存在したと考えた．
山北・大藤（2000）は，「跡倉ナップ」を飛騨外縁
系列複合体のナップとした．

「跡倉ナップ」の帰属

最近の砕屑性ジルコン U-Pb 年代研究では，中畑研究史ほか（2015）が下仁田町に分布する跡倉層（中部砂新井ほか（1966）は，中央構造線に相当するとし岩泥岩互層：新井・高木 1998）の砂岩の砕屑性ジ

た大北野－岩山線の北側の下仁田構造帯を「跡倉ルコン U-Pb 年代を測定し，119Ma ～2643Ma におナップ」のハイマートと考えた．内田（1978）は押よぶことを報告した．最も若い年代は前期白亜紀でし被せ構造を認めているが，跡倉層を現地性の堆積あり，そのほかではジュラ紀とペルム紀および先カ物とした．小野（1985）は，寄居町山形の角閃石片

ンブリア代を示すジルコン年代のグループが見い

岩と石英－長石質変成岩類（角閃岩相の変成岩類）だされた．これらのグループの由来については，の K-Ar 年 代（105±5Ma） や ザ ク ロ 石 の 組 成 かジュラ紀の年代の花崗岩類は飛騨帯の船津花こうら，金勝山帯が阿武隈帯に属するとした．高木ほか

岩（加納 1990）に限られる．また，ペルム紀に属（1989）は，四ッ又山石英閃緑岩（113.8～116.5Ma）

すものは川井山石英閃緑岩（金勝山石英閃緑岩）とや寄居町山形の片麻状石英閃緑岩（105±5Ma：小考えられ，この年代の花崗岩類は飛騨帯における野 1985）の年代値や Sr 同位体初生値から阿武隈330～230Ma の変成作用時の古期花崗岩（相馬・椚

帯に，ともなわれる片麻岩などの変成岩は竹貫変成

座 1993）と舞鶴帯および阿武隈山地東縁（常磐地帯に対比されるとした．また，川井山石英閃緑岩

域ボーリング資料による304～293Ma の花崗岩）に（245～282Ma）などペルム紀花崗岩は，氷上花崗分布する．先カンブリア代を示す1600～2200Ma の岩（K-Ar 年代 272～332Ma，Rb-Sr 年代 351Ma：

ジルコンは，古原生代の大陸基盤岩に由来すると考柴田・内海 1975）や薄衣礫岩中の花崗岩（237～

えられる．これらを総合すると，跡倉層の堆積場

271Ma：柴田 1973）に対比されるとした．柴田・

は，手取・神通層群と同様に，白亜紀後期に背弧側高木（1989）は，ペルム紀石英閃緑岩の帰属についで堆積したと考えられるとした．このデータは今― 42 ―

群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点

後，跡倉層の後背地や「跡倉ナップ」の起源を考えるうえで重要である．
論点「跡倉ナップ」はどこから由来したものなのかが，最大の課題である．多くの研究をみると，「跡倉ナップ」を構成する跡倉層，川井山石英閃緑岩，
風口層ホルンフェルス，四ッ又山石英閃緑岩，寄居変成岩など，それぞれ個別の由来起源の考察となっている．しかし，「跡倉ナップ」を構成する地層や岩石は，同一の場にあったと考えられる．したがって，今後の帰属問題解決のためには，この観点での検討と考察が必要と考える．

おわりに下仁田地域は，フォッサマグナ地域内にあり，東
北日本と西南日本との接点として，また中央構造線
が町中を通り内帯と外帯の接点として地質学上重要な地域である．このように日本の地体構造のかなめの位置にあって，まだ謎解きの終わらない「跡倉ナップ」が存在し，中生代白亜紀末から新生代古第三紀にかけての大変動の鍵が隠されている．19世紀末からから現在まで，多くの研究者によって研究されている．にもかかわらず，本報告に示したように，まだまだ多くの未解決の問題が山積みしている．今後も，多くの研究者とともに，研究を進めていきたい．
本報告の内容について，不十分な点にお気づきの方は，ご指摘いただければ幸いである．関東山地研
究グループの調査研究にあたり，多くの方々からご援助やご協力をいただいた．ここに感謝を申し上げ
る．

文

献

青木 潔・堀越武男・堀沢 勝・細矢 尚・神澤憲治・高橋武夫・角田寛子（1998）群馬県下仁田町東部の跡倉ク
リッペ群について．群馬県立自然史博物館研究報告，２，43-56．
青木 潔・堀越武男・細矢 尚・神澤憲治・高橋武夫・角田寛子（2003）群馬県下仁田町の跡倉不整合の再検討．

群馬県立自然史博物館研究報告，７，61-67．
新井房夫・端山好和・林 信悟・細矢 尚・井部 弘・神沢憲治・木崎喜雄・金 今照・高橋 洌・高橋武夫・武井晛朔・戸谷啓一郎・山下 昇・吉羽興一（1963）群馬県下仁田町の跡倉礫岩を中心とする地質学的研究．地球科学，64，18-33．
新井房夫・端山好和・林 信悟・細矢 尚・井部 弘・神沢憲治・木崎喜雄・久保誠二・中島孝守・高橋 洌・高橋 武 夫・ 武 井 晛 朔・ 戸 谷 啓 一 郎・ 山 下 昇・ 吉 羽 興 一（1966）下仁田構造帯．地球科学，83，8-24．
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ナップに累重する金勝山ナップの運動像．日本地質学会
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29．
鏑川団体研究グループ（1985）関東山地北縁からの牛伏山― 43 ―

保科

裕・関東山地研究グループ

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小林健太・高木秀雄（1991）断層の内部構造からみた関東
山地跡倉ナップの移動方向．日本地質学会第98年学術大会講演要旨，291．
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小野 晃（2000）跡倉ナップのテクトニック・ブロックとその地質学的意義．地質雑，106，620-631．
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地中・古生界研究の現状と課題．地球科学，49，271-291．
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佐渡道隆（1938）群馬縣下仁田町附近に發達する跡倉礫岩層に就て（講演要旨）．地質雑，45，477-478．
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年代．地質雑，79，705-707．
柴 田 賢・ 高 木 秀 雄（1989） 関 東 山 地 北 部 の 花 崗 岩 の 年代，同位体から見た中央構造線と棚倉構造線との関係．
地質雑，95，687-700．
柴田 賢・高木秀雄・稲崎富士・内海 茂（1993）赤石山
地，青崩峠地域の戸台構造帯の花崗岩類とその放射年
代．地質雑，99，135-144．
柴 田 賢・ 内 海 茂（1975） 南 部 北 上 山 地 氷 上 花 崗 岩 のK-Ar 年代．地調月報，26，235-241．
杉山隆二（1943）群馬県下仁田町附近に発達する所謂跡倉
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杉山隆二（1944）ミロナイトについて．東京科学博物館研究報告，13，1-9．
相馬恒雄・椚座圭太郎（1993）飛騨ナップの形成と中生層のテクトニクス，飛騨地域の構造発達史．地質学論集，
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高木秀雄・藤森秀彦（1989）関東山地北縁部の異地性花崗岩体．地質雑，95，663-685．
高木秀雄・柴田 賢・内海 茂・山田隆司（1992）関東山
地北縁部，跡倉層中の花崗岩礫の K-Ar 年代．地質雑，98，971-974．
高木秀雄・朴 容世・益子竜行・田中秀実・小泉雅一・板谷徹丸・坂 幸恭（1995）関東山地，山中地溝帯三山層中の花崗岩礫の K-Ar 年代．地質雑，101，648-658．
高木秀雄・柴田 賢（1996）古領家の復元．テクトニクスと変成作用（原 郁夫先生退官記念論文集），211-219．
高 木 秀 雄・ 柴 田 賢・ 鈴 木 和 博・ 田 中 剛・ 上 田 寛（1997）九州東部，臼杵－八代構造線沿いの臼杵川石英閃緑岩の同位体年代とその地質学的意義．地質雑，103，368-376．
高木秀雄・新井宏嘉・宮下 敦（2016）関東山地北縁部の低角度構造境界．地質雑，122，305-324．
武井晛朔（1992）関東山地北縁部のいわゆる跡倉層の砂岩．地質学論集，38，249-259．
竹内圭史（2000）関東山地跡倉ナップのペルム紀ホルン
フェルス．地質学論集，56，137-146．
竹内圭史・牧本 博（1991）関東山地北部の跡倉ナッペの― 44 ―

群馬県下仁田町周辺における「跡倉ナップ」の研究史と論点

地質．日本地質学会第98年学術大会講演要旨，292．
竹内圭史・牧本 博（1993）関東山地，跡倉ナップの四又
山石英閃緑岩と石灰岩の貫入関係．日本地質学会第100年
学術大会講演要旨，235．
竹内圭史・牧本 博（2003）関東山地，白亜系跡倉層に貫入する白亜紀石英閃緑岩．日本地質学会第110年学術大会
講演要旨，69．
内田信夫（1961）群馬県下仁田付近の地質（その１），四つる跡倉礫岩について．地質雑，68，133-140．
内田信夫（1978）関東山地北部のデッケ説について－総報－．
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ウォーリス，Ｓ．
・平島崇男・柳井修一（1990）関東山地下
仁田の跡倉ナップの運動方向とセンスについて．地質雑，96，977-980
山北 聡・大藤 茂（2000）白亜紀左横すべり断層系としての中央構造線－黒瀬川断層系による日本列島先白亜紀

又山押しかぶせ構造について．成蹊論叢１，177-192．
内田信夫（1962）群馬県下仁田付近の地質
（その２）
，いわゆ

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