秋間川源流

秋間川源流調査者

１

飯島静男、小林二三雄、田中

源吾、矢島

博

地域の概況

調査地域は安中市北部を流れる秋間川の源流地域である。秋間丘陵の西端、開析された火山麓扇状地にあたる。一帯は起伏に富む山地で、おおむねスギ、ヒノキ等の植林地、一部に落葉広葉樹林
さがが残っている。ほかに長者久保開拓地に小規模な牧草地があり、また大戸貝および下り貝集落付近に耕地がある。耕作放棄地が目につく。秋間川に沿って県道が通り、北側稜線上には幹線林道があるが、林道は一般の利用には供せられておらず、県道は長者久保で行き止まりになっている。その他林内各所に作業用林道が開設されている。
11月〜12月の踏査中にカモシカ1頭、ウサギ1羽を目撃したが、小動物の糞等は少なく、野生動物の生息はあまり多くない。イノシシの掘り返し跡が下流域でしばしば見られた。

図1

調査地域

昨年度の調査では茶臼山溶結凝灰岩層の後閑川以西の分布について、多少の修正を加えて確認するとともに、同層中に複数のフローユニットがあることを明らかにした。また同層より上位の地層の層序と分布が、従来の研究と異なることを明らかにした。今年度は長者久保層の模式地である当地域の、すべての沢をあらためて踏査した。また必要に応じて近隣地域の補足調査をした。おもな知見は以下の通りである。
①長者久保付近の白色軽石層は軽石流堆積物で、倉渕地域の細尾軽石流に同定される。
②長源寺以東の茶臼山溶結凝灰岩層中においても、フローユニット境界を示す露頭がある。
③茶臼山溶結凝灰岩層上面の起伏の大きい地形を埋めて、上位層が堆積している。
―209―

④後閑川上流から秋間川上・中流域にかけて、周囲とは異なる緩傾斜面、起伏の小さい面などの地形面が点在する。
⑤栃久保南の緩傾斜地に、巨礫を含む土石流堆積層がある。

図2

地域概図

―210―

２

地

形

秋間川は地域西端に発し、東南東へ直線状に流下している。流域の幅は狭く、流路に並行して南北両側に分水界が走っている。上流部の幅約1㎞、下流部で約2㎞、長さ5㎞ほどである。北側稜線は763m標高点から茶臼山北の600m内外へと、西から東へ徐々に高度を下げている。南側稜線も同様に785m三角点（八幡峰）から620m三角点（三ッ戸谷山）へ、ゆっくり低下している。その東は大戸貝周辺の幅の広い緩斜地となり、山稜の形体ではない。763m標高点から785m三角点までの短い
稜線は途中でいったん標高740mまで下がっている。分水界の北・西・南はそれぞれ烏川・増田川・後閑川の各水系である。
秋間川の谷は浅く、最上流部では稜線までの比高が50〜60m、東へしだいに深くなり、大戸貝付
近で比高150〜160mである。北側斜面からは短い直線状の小さい沢が10数本流入している。南側斜面の支沢には直線状のもののほか、枝分かれしたり、流路が曲ったものもいくつかある。本流にはとくに大きな滝はなく、中ほどの浄水施設下のコンクリート製堰堤での落差が大きい。
茶臼山南面やその周辺に露岩や崖が多いが、他の場所は秋間川本流流路沿いを除いて、崖等は少ない。中小の崩壊地が各所にある。

（1）緩傾斜地
地形図をみると、上増田から上後閑をへて東上秋間までの一帯は、おおまかには細かい谷の発達した山地で、等高線の出入が多く、密度も高くなっている。そのような中で等高線がやや疎らなところが点々と存在する。空中写真で観察すると、比較的単純な平板状を呈する個所は少なく、さま
ざまに起伏している。おもなものを図3に示す。このうち上流域の4個所について、現地において、堆積物の有無等を調べた。

図3

秋間周辺の緩傾斜地・小起伏地の分布―211―こ しきだいらア

小敷 平
上増田宮掛にあるこの面は、等高線の形から、北に扇頂のある小扇状地が予想されるが、上部に西から東へ浅い谷が通り、等高線はやや乱れている。空中写真にはその小沢をはさんで南北両側に低い崖線が並行している。
昨年度の調査で、小敷平には扇状地性の礫層とそれを覆う火砕流堆積物、さらにその上にローム
質土石流堆積物が堆積していることが明らかになった。小敷平は古い扇状地面がやや開析されたものである。西方山地でまだ火山活動があった頃の噴出物や関連堆積物が寄与しており、形成年代は
古い。
イ

栃久保の南
増田川との分水界に485m三角点がある。これを通る平らな尾根付近から、北ないし北北東へなだ
らかに下る斜面である。未発達の細かい沢がいくつかあって、小さく起伏している。中・上部は杉林であるが、段々畑跡と思われる段差がいくつかある。
分水界尾根の南西側直下、および竜貝戸の南の沢の源頭部などでは、板鼻層礫岩等を覆って、巨円礫層が堆積している。径0.5〜1mの円礫を多数含み、その他小礫から大礫にいたるさまざまなサイ
ズの、円礫、亜円礫、亜角礫を含む。淘汰はきわめて悪い。基質は凝灰質で、礫の含有量に疎密がある。ラミナは見られない。層厚は10〜20m＋である。1個所、径5〜6mの火山角礫岩のブロックが含まれる。この巨円礫層は上述の特徴から、河川性の堆積物ではなく、土石流ないし岩屑なだれのような成因が推定される。栃久保礫層と仮称する。
485m三角点の北西500mの地点で、巨円礫層の上に石質火砕流がのっている。厚さは10m内外である。主部はこぶし大〜人頭大の亜角礫ないし亜円礫からなる。灰色〜帯オレンジ灰色、軟質粗しょうの安山岩〜デイサイトで、基質はその砕粉で乏しい。下部約1mにサージ様のラミナの発達した細粒層を伴う。この火砕流堆積物は小敷平の火砕流に同定される。栃久保南ではここだけで見られる。
別の3〜4ヵ所では巨円礫層の上に、あるいは単独でローム基質の土石が堆積している。
ウ

長源寺西方山腹
669m三角点峰の東下に小規模な崖錐状斜面がある。この北側の沢の南岸に、連続的に巨大ブロッ

図4栃久保付近のルートマップ―212―クからなる岩屑が積っている。ブロックはほとんど溶結凝灰岩で、一部は成層火山礫凝灰岩である。
岩屑は5〜20mの厚さがある。
669m峰南の沢の標高500m付近では、左岸（東側）斜面にやや広く凝灰角礫岩が露出している。
この岩層には溶結凝灰岩の径1mを越える巨礫が含まれるが、基質がやや堅く、現世の岩屑や崩積土とは異なる。この東側の斜面一帯は露頭が乏しく、詳細は不明である。
上述の斜面に続くさらに南側では、東南東傾斜の小起伏面になる。上面の標高は510mから460mになる。長源寺南西の林道沿いや、南側の450m等高線沿い等に円礫層が堆積している。径1mを越える巨円礫を含む部分、大〜小礫サイズの円礫からなる部分などからなる。いずれも淘汰不良である。後閑川沿いで森熊層または板鼻層の上に直接重なっている。後閑川沿いの林道から赤根林道が分岐する地点の北方で、円礫層の上、凝灰角礫岩層を介して、上に石質火砕流の水中堆積層が重なっている。
後閑川北岸のこの地形面も古い扇状地のなごりと考えられる。
エ

大戸貝周辺
大戸貝付近の秋間川右岸に、流路方向の長さ1㎞強、幅500〜600mの緩傾斜地がある。内部の2本の小谷を境に3分できる。北部は620m峰（三ッ戸谷山）東面の山麓斜面の続き的なもので、ここではやや幅広で、東に緩く傾斜している。中部は平らで、東北東下がりである。500mにつき30m低い。
地形図は桑園記号であるが、現在は梅林である。この東に一段低い面がある。南部は北東傾斜で、勾配はやや強い。
大戸貝北の標高450m以下の急斜地には、凝灰角礫岩とそれを覆う円礫層等が露出している。同集
落北東の斜面には、溶結凝灰岩の巨大なブロックが散在する。径5mを超えるものもある。ほかには岩屑とみられる露頭が数ヵ所にあるのみである。
下り貝南の沢には露頭が多く、おもに長岩層の成層火山礫凝灰岩である。尾根直下の表土中に大〜小の円礫が散在する。林道沿いの露頭もほとんど長岩層である。南端の477m三角点の小峰は2こぶに分かれ、両方の頂部に径1〜1.5mの巨円レキ数個とより小径の円礫が少し散在している。
上述の露頭状況のため、大戸貝周辺の斜面の構成岩層や成因については今のところ論ずるに到ら
ない。

３

地

質

（1）研究史20万分の1上田図幅（山下 1888）には、当地域西方に輝石安山岩類が分布し、その一部が丘陵
北部に延びてきているように描かれている。その末端部は火山岩屑が第三紀層を広く覆っている。
秋間丘陵と烏川沿岸に採石場の記号がある。石材については近藤（1926）の報告中に里見石、秋間石の名が見える。
ちょうぞう
岩崎 重 三（1897）は県境付近に1個の古火山を想定し、角落火山と呼んだ。高崎・安中地域の第三紀層を、挾在する石炭（亜炭）層を境に2分し、それぞれ上部中新統、下部中新統と考えた。上部層のみに安山岩層の火山活動があるとした。現在の茶臼山層を貫入岩と考えた。この岩体より上部の地層は連続性に乏しい集塊凝灰岩（凝灰角礫岩）よりなると述べている。地下に碓氷峠を通る南
北方向の断層線（断裂）を推定し、これを通路として、いくつかの火山が噴起したと考えた。この火山列を碓氷火山脈と呼んだ。
本間（1931）は角落火山を霧積火山と言い換えたが、その内容を詳しくは述べていない。
藤本・小林（1938）は当地域の第三紀層上部を板鼻層とし、その上の安山岩質火山噴出物の多い層を秋間層と命名した。貫入岩床は茶臼山溶岩流に改め、ほかに三輪久保溶岩流、落合溶岩流、長源寺溶岩流（本文にはなく、地質図中にある）を認めた。岩崎（前出）が溶岩流とした仙ヶ滝岩体
う ぶちは、第四紀の岩床とした。茶臼山溶岩流より上位の火砕岩類は烏渕集塊岩層と命名され、秋間層を不整合に覆う第四紀層と考えられた。角落火山はさらにその上に重なるものと述べているが、地質図の範囲には含まれていない。
小林（1940）は上述の報文を補足して、落合溶岩流の産状や湯殿山付近の褶曲について図示した。
―213―

とめ ぶ

飯島ほか（1958）は烏渕集塊岩を剣の峰、鼻曲、留夫溶岩と一括した地質図を呈示した。また茶臼山溶岩は溶結凝灰岩であり、志賀溶結凝灰岩に酷似すると述べた。
小林（1964）は秋間層を下位より上増田層、長岩層、岩氷層・霧積層に区分した。烏渕集塊岩層
は秋間層に含められた。
Aramaki（1963）と荒牧（1968）は角落火山はあまりにも異なるいくつかの単元を含み、とうてい1個の火山とは呼べないとした。県境付近に分布するものに限って、鼻曲火山とした。Ozima etal（1968）はその一部の溶岩について、約1Maの年齢を測定した。
秋間団体研究グループ（1971）は安中市北部の地質図を作成した。秋間層は森熊、長岩、大戸貝、茶臼山、相吉、長者久保、地蔵峠の各部層に区分された。後3者はかつての烏渕集塊岩層であるが、それらを含め、全体を新第三系とした。落合溶岩流は茶臼山溶結凝灰岩と同一のものと述べているが、誤りである。
秋間団体研究グループ（1975）は地蔵峠より北西地域の岩層を相間川累層と命名し、秋間累層と同時異相とした。同地域の最上部層は下位層と区別し、剣の峰層と命名された。対比表では地蔵峠層より上位に位置づけている。
秋間団体研究グループ（1976）は霧積川東岸山地に分布する岩層を、中野啓二（1973、手記）の卒業論文を引用しながら、霧積累層と呼んだ。その上に剣の峰層、さらに上に小根山層をおいた。
霧積累層、秋間累層、相間川累層の3者は同時異相とし、剣の峰層が地蔵峠層に対比される可能性を指摘した。
秋間団研グループ・上越南部グリーンタフ団研グループ（1976）は群馬県西部の火山活動を総括した対比表の中で、地蔵峠層を秋間層から分離し、鮮新統とした。
野村・小坂（1987）は三輪久保溶岩のK-Ar年齢を6.63Ma、上後閑柿平の板鼻層中の凝灰岩中のジ
ルコンのフィッション・トラック年齢を8.13Maと報告した。
野村・海老原（1988）は茶臼山溶結凝灰岩について2.91Ma、3.58Ma、3.78Ma、剣の峰溶岩について1.04Ma、0.90Ma、0.97Maと各3個のK-Ar年齢を報告した。そして、それまでの群馬県西部地域の火山岩類の層序と岩石年齢を整理した。その図表によると、秋間層の層序はそのままに、森熊層、長岩層と大戸貝層の下半までが後期中新世、大戸貝層上半から長者久保層下部までが鮮新世、同層上部と地蔵峠層が第四紀とされた。
野村・海老原（1991）は鼻曲火山の溶岩について0.65MaのK-Ar年齢を報告している。
20万分の1地質図幅「長野」（中野ほか 1998）では茶臼山溶結凝灰岩層は秋間層上部に含めているように読める。
磯貝（2000）は相吉層と長者久保層を合わせて、長者久保層とし、秋間層から分けた。地蔵峠層には触れていない。板鼻層の館凝灰岩層より上位の2凝灰岩層に対して、中関凝灰岩および増田川橋
凝灰岩と命名した。
中村ほか（2005）は5万分の1表層地質図「榛名山」の中で、秋間団体研究グループ（1971）の秋間層を茶臼山溶結凝灰岩層を境に、下部秋間層と上部秋間層に2分した。地蔵峠層は霧積火山群噴出物として、別にした。
飯島・小林（2007）は倉渕村誌の中で、烏川流域の相吉層中の白色軽石層が、軽石流堆積物であるとし、細尾軽石流と命名した。同層の分布から、相吉層と地蔵峠層は共に細尾軽石流の上位にあるとした。倉渕村誌は読み物風の記述であり、冗長である。
「落合溶岩流」について、同誌も誤解している。
下司・竹内（2012）は5万分の1地質図「榛名山」の中で、秋間層についてはおおむね秋間団体研究グループ（1971）に従っているが、森熊層下部を板鼻層中の凝灰岩とした。相吉層から地蔵峠層までを一括して、秋間層上部とした。図幅内数地点の岩石について、ジルコンのフィッション・ト
ごん だ
ラック年齢を測定した。それぞれ中関凝灰岩10.1Ma、茶臼山溶結凝灰岩4.1Ma、高崎市倉渕町権田の凝灰岩2.2Ma、同町水沼の軽石凝灰岩1.7Maである。これらの値に既知のデータを加味して、堆積年代を秋間層下部が後期中新世から鮮新世、秋間層上部が前期更新世とした。茶臼山溶結凝灰岩中の軽石の全岩組成は当地域ならびに周辺地域の火山岩の全岩組成に比べて、SiO2に対するK2O量が高く、本宿層や志賀溶結凝灰岩等と一連の組成トレンドを形成することを明らかにした。増田川橋
凝灰岩層中にデイサイト岩床が貫入し、それが秋間川まで延々と続くと図示されているが、なにかの誤りであろう。
―214―

「良好な自然環境の調査」関係で、当地域関連のものは小林ほか（1988）増田川源流部、小林ほか（1992）中川流域、小林ほか（1996）妙義山周辺流域（九十九川流域）、久保（1999）久保川周
辺、小林（1999）妙義山周辺の地質、小林ほか（2010）秋間層の溶結凝灰岩、小林ほか（2011）茶臼山溶結凝灰岩、飯島ほか（印刷中）木馬瀬周辺などがある。これらの調査によって、少しずつ知見が重ねられてきた。

（2）概況
秋間川源流域には新第三紀層の秋間層を基盤として、第四紀の火山麓扇状地堆積物である各種の岩層が堆積している。それらは一括して仮に長者久保層と呼ぶ。秋間層の分布は下流部に限られ、ほかは長者久保層が分布する。
ここでいう秋間層は秋間団体研究グループ（1971）の茶臼山溶結凝灰岩層以下とし、層序区分は彼らに従う。下位より森熊層、長岩層、大戸貝層、茶臼山層である。長者久保層は従来との混同をさけ、別の地層名が望ましいが、さらに研究を進めたうえで検討したい。
以下、補足踏査した長源寺周辺を含め、各層の概説をする。下位層は昨年度は省略したのであらためて記述する。
ア

森熊層
白色軽石を含む大規模水中火砕流ないしその二次泥流的な岩層である。比較的エッセンシャルな部分では軽石凝灰岩で、径1㎝以下、多くは数㎜以下の白色軽石と、灰色〜帯緑灰色の基質とからなる。泥岩様の小粒を含む。基質中に角閃石、輝石、ときに石英などの捕獲〜外来結晶を少量有するが、軽石中にはほとんど斑晶が含まれない。そのような軽石質凝灰岩を基調にして、場所により、さまざまな程度に火山礫、細岩片、中〜大角礫などが含まれて、火山礫凝灰岩や凝灰角礫岩の様相
かいかみを呈している。層相変化について詳しく調べていないが、熊ノ谷の上ノ沢や、後閑川北岸支沢などの例では、軽石質凝灰岩は本層の中〜上部に位置している。森熊層の下部には板鼻層の礫岩、砂岩、泥岩と同質の薄層がはさまる。厚いものは3〜5mある。
本層の分布は増田川橋北東の沢、後閑川上流、長源寺付近、青木沢上流、下り貝の南にある。
イ

長岩層
水底に堆積した降下火砕岩層を主とする。黄褐色〜赤褐色の火山礫凝灰岩で、成層している。単層の厚さは10〜30㎝、ときに1m以上あり、単層と単層の間には細粒凝灰岩薄層がはさまる。火山礫は角礫〜亜角礫で、角のとれているものが多い。径0.5〜1㎝内外あり、単層ごとによく淘汰されている。基質は同色系の凝灰質である。おおむね基質支持であるが、ときに礫支持、まれに基質を欠いて、空隙がある。空隙を充填し、あるいは基質を交代して、方解石その他の二次鉱物が生じているものもある。粗粒輝石をまばらに含む層準がある。また中部と上部に白色軽石凝灰岩層や黄白色
軽石凝灰岩層がはさまる。それぞれ厚さ1〜2mある。
長岩層は森熊層の上に直接火山礫凝灰岩層が重なる所と、間に凝灰角礫岩〜火山角礫岩を介する所がある。層位的に中部付近からこぶし大〜人頭大の角礫をまばらに含み、また角礫層の薄いレンズをはさむ。上位へしだいに成層した凝灰角礫岩が増え、大戸貝層へかわる。
ち ま せ
長岩層の分布は下り貝周辺から長源寺の北、後閑川上流をへて、西の木馬瀬方面へ続く。層厚は長源寺北で約100mあるが、箕輪久保付近で火山礫凝灰岩層自体は約50mである。
ウ

溶岩流
長岩層には何枚か溶岩流がはさまる。従来知られている三輪久保溶岩は、県道沿いで厚さ5〜6m、木馬瀬北の上根沢で15mあり、よく連続している。その上位50mの溶岩は増田川右岸のようには連
続せず、その層準に小露頭が点在している。一部はごく小規模で角礫岩化しており、単に露頭が隠れているのではなく、実際に分布がとぎれとぎれになっていると思われる。
木馬瀬北東の東沢上流では厚さ5〜10mの溶岩が550m等高線沿いに連続している。塊状（マッシブ）で柱状ないし板状節理が発達する。一部、下底付近で角礫状で多孔質となる。粗粒輝石を含む
暗灰色緻密な安山岩からなる。
熊ノ谷北の587m峰南面、とんで後閑川東岸の579m峰南面から東の沢にかけて、さらに長源寺北
―215―

図5

秋間川源流周辺の予稿地質図

西の沢の上流、と東西方向に断続的に溶岩が続く。厚さ20〜10m、塊状で柱状ないし板状節理が発達し、一部角礫状である。粗粒輝石を含む暗灰色安山岩からなる。この溶岩流を長源寺溶岩と呼ぶ。
長源寺北の沢の左岸から、長源寺西の小さい沢の源頭にかけて火山角礫岩層が続いている。大小の角礫からなり、巨礫を伴う。基質は礫と同質で乏しいが、礫とともに密着しており、全体的に溶岩流末端部の様相を呈している。礫は緻密なものとやや粗しょうなものがあるが、岩質的にはほぼ1種類で、暗灰色中粒の安山岩である。異質（類質）な安山岩を少量含む。層厚は南西側で約8m、北東側で約20mある。本層は森熊層と長岩層の境界付近にはさまれる。
―216―

図6

秋間川源流周辺の模式層序

藤本・小林（1938）の地質図では長源寺溶岩流はそうとう誇張されており、上述の火山角礫岩層と上位の溶岩の範囲をカバーしている。両者の層準はやや離れており、岩質もすこし異なる。ここでは上の溶岩のみを長源寺溶岩とした。
エ

大戸貝層
大戸貝層は上下2分される。下部は凝灰角礫岩を主とし、よく成層する。層相は変化に富む。1例
をあげると、木馬瀬東沢最上流部では、塊状凝灰角礫岩の上に級化的に細粒凝灰岩が重なる、1枚の厚さ4〜6mの単層が6〜7枚リズミカルに重なっている。他の場所では露出が不良でなかなか連続的に観察できないが、塊状凝灰角礫岩層、細粒凝灰岩層、軽石質凝灰岩層、火山角礫岩薄層などが不規則に互層するなどしている。下部層は長岩層の直上にあって、大戸貝の北から木馬瀬方面にかけて広く分布する。層厚は30〜80mの範囲で膨縮するが、だいたい50mくらいである。
上部層は礫岩を主とし、これに砂岩、細粒凝灰岩、軽石凝灰岩の比較的薄い層がはさまる。礫岩
―217―

図7

長源寺周辺のルートマップ

は小〜大礫サイズの円礫や亜円礫からなり、淘汰不良、ところにより径1m級の巨円礫を含む。基質は黄褐色凝灰質で、乏しい。礫岩層単層の厚さは5〜30mである。細粒凝灰岩は極細粒緻密で、黄褐色泥岩様のものと、それに黄褐色軽石を含むものとがある。厚さ1〜3mで、場所によって0〜2枚はさまれ、連続性はよくない。砂岩層も同様である。軽石質凝灰岩は厚さ4〜5mの火砕流的なものと、
厚さ1〜2mの降下層的なものがあり、共によく成層する。上部層は大戸貝付近で厚く30〜50m、西へ薄くなり、長源寺北では5〜6m、後閑川源流以西には分布しない。
―218―

オ

茶臼山層
灰色やや粗しょうな溶結凝灰岩からなる。箕輪久保の東から茶臼山付近にかけて分布する。地質図上で不連続個所が3つあって、滝の沢と上根沢の間の尾根、赤根沢の谷、秋間川・後閑川分水界の3ヵ所では数100mの間、欠如する。分水界では上位層に被覆されているが、浅所に伏在すると考えられる。
層厚は北西部で30〜40m、中〜東部で50〜60mあり、620m三角点北面は厚く70〜80mある。分
布高度は下底面でみると上根沢で標高650m、そこから北西、南東両方向へ高度を下げ、両端で標高500m〜480mとなる。この地域の一般構造N50〜60W、10〜20Nに調和的である。堆積当時の地表は比較的平坦であったと推定される。
岩相は変化に富む。基底部には非溶結相がある。黒色〜暗灰色の軽石質凝灰岩で、多量の斜長石
結晶と黒色ガラス質火山灰を含み、少量の小岩片、暗橙色軽石が散在する。非溶結相の厚さは1〜2m
で、ところにより欠ける。直上に強溶結部が重なる。緻密均質で堅硬、肉眼的に溶結構造の識別困
難なものから、やや粗しょうで、灰色地に暗灰色の縞状模様が明瞭なものなどがある。ときに黒色
ガラスレンズが密に重なっているものもある。中・上部はやや粗しょうで、風化面では本質レンズ
がレリーフ状に浮き出ている。本質レンズは大きいもので10〜30㎝の長さ、厚さ5〜8㎝くらいある。
粗しょうな岩石で、脱ガラス化あるいは二次的晶出作用によって、微細な結晶化が認められるものがある。本層の溶結凝灰岩は粗粒な斜長石が多いのが特徴であるが、斜長石が中粒〜細粒のものや、相対的に斑晶量の少ないものなどがある。量については、溶結程度の差による圧密のちがいなども関係していると思われる。
本層内、何個所かにフローユニット境界が観察される。後閑川源流には連続して2段あって、3ユニットに分けられる（昨年度報告）。長源寺北7滝の西から2番目の滝上流では、滝から続く溶結凝灰岩に、上のユニットが重なっている。上位岩の下底に非溶結の橙色〜赤褐色軽石質凝灰岩がある。
厚さ1m。すぐ上が強溶結凝灰岩であるが、岩石の見かけは下位ユニット主部のものと変わらない。
境界付近の下位層は強く赤色化していて、ところにより赤碧玉様を呈する。このルートの下位ユニットの厚さ約30m、上位ユニットは上の林道際の弱溶結部を加えると50mある。東隣の沢の西斜面に、なめざわ
軽微な赤色化境界がみられるが、非溶結相のはさみは見られない。秋間川北岸滑沢では、標高510m
付近を境に下流は粗粒斜長石の多い強溶結岩、上流には中〜細粒斜長石を含む帯淡橙色の弱溶結岩がみられる。間に非溶結部は見られない。厚さは下部約30m、上部約40mある。他の場所では明瞭なユニット境界は観察されない。
本層の基底は滝の沢右俣、上根沢上部、赤根沢左岸斜面などで、下位層が赤色化しているが、長源寺以東では基底の赤焼けは見られない。堆積当時、浅い水域であったことを示している。
カ

長者久保層
おもに凝灰角礫岩からなる。岩屑なだれ堆積物と思われる塊状無層理の厚層や、火山泥流として流下、堆積した厚さ1〜5m内外の成層したものなどがある。それらは地域内に広く分布するが、今のところ区分できていない。
本層中には河川性の成層した亜角礫ないし亜円礫層がひんぱんにはさまれる。層厚0.5〜5m内外の層が単独で、あるいは何層か重なっている。層準はまちまちで、連続性に乏しい。凝灰角礫岩層
中と同様にこの層の中にも巨角礫が含まれることがある。一部に円礫層がある。
本層中には比較的エッセンシャルな火砕流堆積物や降下軽石層が何枚かはさまる。
（ア）円礫層
おもに2個所にある。秋間川本流標高480m付近の礫層は小〜大円礫からなり不淘汰である。右岸
では茶臼山溶結凝灰岩層と断層で接し、左岸では同層にアバット状に接する。両境を結ぶ南北の線
より上流側が礫層である。礫層は大戸貝層のそれによく似ているが、溶結凝灰岩の巨礫が礫層中に含まれる。
赤根沢標高570m分岐の右沢標高590〜600m付近の礫層は大円礫が多い中に、径1m超の巨円礫が含まれる。ここでも茶臼山溶結凝灰岩の巨礫が含まれ、大戸貝層ではない。
秋間川標高450mに南から流入する急勾配の小さい沢がある。この沢では上流側に大戸貝層礫岩
層が砂質薄層をはさみ、成層して露出している。下流側には溶結凝灰岩巨礫を含む礫層が堆積している。両者は間に明瞭な境なしに連続している。新しいほうの礫層の形成に大戸貝層からの洗い出
―219―

図8

秋間川源流、下流側のルートマップ

し礫が寄与していると考えられる。
（イ）黄色軽石質火砕流
黄白色軽石を含む軽石質凝灰岩〜凝灰角礫岩である。巨角礫を含む。あまりエッセンシャルではない。基質は淡いアズキ色で、石英、角閃石の細粒を含む。層厚10m±。本流標高490m付近北の沢
で、溶結凝灰岩層と円礫層を直接覆う。そこから北西へ約1㎞の間、北岸各沢の下流に点々と露出する。長者久保層内で比較的下位にある。
―220―

図9

秋間川源流、上流側のルートマップ（ウ）細尾軽石流（仮称）
径1㎝以下の白色軽石と暗赤灰色基質の軽石凝灰岩である。基質は粗粒砂サイズの軽石砕粉や細粒の斜長石などからなる。有色鉱物は少量の輝石と不透明鉱物、まれに角閃石を含む。粘土化しておらず、ザラザラした触感がある。本層は倉渕村誌（飯島・小林 2007）の細尾軽石流に同定できる。同誌は前述の通り読み物風の記述で厳密さに欠け、命名をそのままでは採用しにくいが、仮称として用いる。昨年度の調査で増田川東岸山地にも細尾軽石流が分布することが明らかになった。
そちらではやや広範囲に点在するが、沢の勾配に沿った分布をしている。
下司・竹内（2012）が1.7Maのフィッション・トラック年齢を測定した軽石凝灰岩の採取地点は
細尾軽石流模式地付近であり、その値は細尾軽石流の堆積年代を示すと思われる。
（エ）灰色石質火砕流
岩質から2種類に分けられる。ひとつは灰色中粒の安山岩で、斜長石斑晶がやや多く、少量の輝石を含む。本流標高500m地点北の沢と西隣の沢、2沢の標高550m付近にある。こぶし大から人頭大の角礫〜亜角礫を主とする凝灰角礫岩〜火山角礫岩で、基質は礫と同質で乏しい。灰白色軽石質角礫、少量の橙色軽石を含む。塊状で無層理、層厚10〜15mである。同種の石質火砕流は本流の南岸の沢
標高580〜590m付近、さらに分水界南側の標高610m付近に露頭があり、ほぼ一連の層とみられる。
北岸の沢では黄色軽石質火砕流の上位にあり、南岸では730m標高点北の沢で、細尾軽石流の上に重なっている。
もうひとつの石質火砕流は灰色〜暗灰色安山岩ないしデイサイトよりなる。本流標高550m付近、
安中実験林下の川岸にある。こぶし大〜人頭大の角礫の多い層、スコリアの多い層など4層に分かれるが、合計で5〜6mの厚さがある。ここから上流約1㎞の間に類似の層が点々とみられる。露出が断片的で、厚さ2〜3mの所もある。下位層が削られた低所に堆積したと思われるものもあり、正確な層位は求めにくい。1個所細尾軽石流の上に重なっている。
（オ）未詳軽石凝灰岩
秋間川本流標高545mの南の沢標高580m付近の作業道脇と沢床に、黄白色軽石と桃灰色基質からなる凝灰岩が露出している。厚さ3〜4mの層であるが、地域内ではここだけに見られる。軽石は径―221―

3㎝以下、基質中に新鮮な細粒斜長石と微細な角閃石を含む。軽石と基質の一部が粘土化して、軟らかい。作業道の下流側（北）には細粒砕屑物層が露出し、さらに下流側に細尾軽石流があるので、それらより上位と考えられる。
（カ）宮掛火砕流
模式地を熊ノ谷の下ノ沢とする。同沢標高450mの東の枝沢、20m上方の斜面である。露頭は高さ20m余あり、下部約10mに細粒火山灰質層、上部約10mに角礫質層、その間は漸移する。下部層は明灰色の地に径0.2〜10㎜の小岩片、淡橙色軽石粒などを含む。上部層はこぶし大以上の角礫が、同質の砕粉の中に密集するが、露頭面は平滑で、礫が突出しない。明灰色細粒の安山岩〜デイサイト
で、しみ状の黒色粒を含む。下限は不明であるが、近くに下底に厚さ0.5mの角礫層を伴う火山灰流の露頭がある。そこの細粒凝灰岩は弱溶結している。
この枝沢の対岸、西の枝沢では標高470〜490mに上部層の石質火砕流の露頭がある。小〜大礫サ
イズのまるみをおびた多孔質岩が多い。
昨年度の調査で、宮掛火砕流は下ノ沢の上流部一帯はじめ小敷平の北縁、北東の沢などに分布することが明らかになった。北東の沢では森熊層の円礫層の上に重なり、ローム質土石流に覆われている。北縁部では森熊層の凝灰角礫岩の上方にある。模式地では上に円礫まじりの層が堆積している。
宮掛火砕流と同種の火砕流堆積物が地蔵峠の東200mと400mの稜線上の林道際に露出している。
また秋間川北側稜線近くの沢上流や、南岸の沢の一部、さらに赤根沢上流などに露頭がある。下流域
では栃久保南の礫層に重なる。点在分布しているが、いずれの場所も層位的には比較的上位にある。
（キ）不整合露頭
620m三角点の北西450mに、長源寺7滝東はじの滝がある。標高525m地点である。ここの滝一帯は全面露頭で、溶結凝灰岩層に崖錐的に角礫岩が重なっている。下流側から見て、左側から続く塊状溶結凝灰岩の崖が、V字形の谷線の片翼でカットされる。その線より崖側へ2〜6m入った部分は角礫岩で、人頭大から径2mまでの角礫がぎっしり積もる。礫も基質も溶結凝灰岩からなる。塊状部と角礫状部の境界は明瞭で、谷線の傾斜よりやや急角で、それと併走している。谷底近くで溶結凝灰岩の下に礫層がある。上述の境界線は礫層上面を水平に右へのびている。滝は礫層の上の厚さ2〜3mの角礫岩層にかかっている。向って右側（左岸）の崖は、崩れかかった溶結凝灰岩のブロック群が乱雑に積み重なったものである。
滝の上流では左岸の崖同様のブロックが、平滑な沢床の上に散在している。ブロック同士の狭い
すきまに黄褐色凝灰岩が堆積している。平行ラミナが見られる。全体としてみると基質に乏しい巨礫岩層である。この層の厚さは約10mあり、さらに上流に凝灰角礫岩が重なる。
620m三角点南西斜面には溶結凝灰岩の急崖がある。崖直下の小さい沢に、細粒凝灰岩（1m）、円礫層（2m）、凝灰角礫岩（4〜5m）と重なる露頭がある。凝灰角礫岩には溶結凝灰岩の巨礫が含まれる。茶臼山溶結凝灰岩層の脚下に堆積した上位層である。
長源寺7滝の西から3番目の滝（不動滝）上流では、右岸（西側）斜面には尾根近くまで溶結凝灰岩が露われているが、沢中央から左岸斜面一帯は塊状無層理の凝灰角礫岩に覆われている。上位層堆積当時深い谷が形成されていた。

（3）考状
ア

高戸谷火山岩類
増田川西岸の高戸谷山の周囲には環状のリニアメントがあり、近くに仙ヶ滝岩床があることなどから、ここに1個の火山があったと推定される。木馬瀬付近の長岩層の下位には高戸谷山周辺の火山岩類（小林ほか 1992）と同種の白色軽石凝灰岩、凝灰角礫岩、火山角礫岩などが分布する。従来の地質図では、それらは森熊層とされているが、森熊層の岩質とは明らかに異なる。
当地域西部の長岩層にはさまれる溶岩や火山角礫岩層の分布は、大略西からの流下を示している。
いずれも小規模で、給源は近くに求めねばならない。給源火山は高戸谷山の可能性が大きい。
イ

増田川橋凝灰岩
増田川橋北詰の沢には白色塊状の細粒火山灰質凝灰岩が露出する。軽石小粒をまれに含むほかは均質である。
―222―

この層の東方延長部が熊ノ谷の下ノ沢に露出している。標高430m付近の沢床に100m以上連続する。下部は成層していて、細粒凝灰岩1m＋、粗粒凝灰岩1m、軽石凝灰岩4m、細粒凝灰岩2〜3mの順で重なっている。これより上は上流へ細粒均質凝灰岩が続く。層理面はE―W、10Nであるが、この構造を単純に塊状無層理部にはのばせない。この沢では本層中に岩脈（岩床）は貫入しない。
本層上部の細粒で堅い塊状凝灰岩は、後閑川標高400m付近の林道脇や、秋間川長源寺林道入口の橋のたもとなどにも露出するが、いずれも中心部に火成岩は貫入していない。岩脈は増田川橋たもとの本層と下位の泥岩との間に貫入し、その延長部が下流の崖の礫岩の中で明瞭な柱状節理を呈しているが、そこまでである。
ウ

森熊層の帰属
この地域の研究をする者にとって、板鼻層礫岩はわかり易く印象的である。礫岩単独の露頭を見て「板鼻（層）があった」と思うのである。実際には森熊層内の火山礫凝灰岩層の上位に板鼻層と同種の礫岩層は出現する。しかしそれを勘ちがいして「板鼻」としてしまうと、構造を見誤って、
森熊層分布地内で、下位層が顔を出している（内座層）との解釈に到る。榛名山図幅の森熊層下半の板鼻層への所属変更は、そのような誤解を無くすために有効である。しかし同図幅の説明書の中で、「境界は必ずしも明確でない」と著者自らが述べているように、「火砕岩に黒色の輝石安山岩の巨角礫が含まれるようになる層準」では、板鼻層と秋間層の境界とするには、説得力を欠く規準と言わざるを得ない。今回の筆者らの調査は板鼻／秋間境界問題は中心課題としては取り上げなかった。
エ長者久保層のはみ出し
地質図中、赤根沢での長者久保層の分布は中ほどまでであるが、それより下流にも同層かと疑われる火砕岩層が、断片的に点在する。しかし、それらは現世堆積物と区別が難しく、作図にあたって分布域を控えめにした。堆積当時、ここに谷が開いていたのは明らかで、宮掛火砕流はここを抜けて、南麓に堆積したと考えている。
大戸貝北面の未詳凝灰角礫岩としたものは、塊状・無層理、固結がゆるいなどの点から、長者久保層の一員が茶臼山溶結凝灰岩の山を越えて、あるいは脇からまわり込んで、堆積したものではな
いかと予想している。調査不足で決めかねているが、この付近の地形の成因にもかかわる問題である。
箕輪久保〜木馬瀬間で、溶結凝灰岩層の切れ目から、長者久保層が西方へはみ出して分布することは、昨年度の予稿地質図に描いたが、調査不足でいろいろ疑問が残る。
従来の地質図で、上位層はみな茶臼山溶結凝灰岩層の「枠」の中に納まっていたが、上位層ならびに秋間層以下の多数の岩石・鉱物年齢を知り、双方の堆積年代の大きなギャップを理解すると、両者の調和的分布はかえって不自然な感が生ずる。昨年度と今年度の調査で、多少なりとも枠の外にはみ出す分布を明らかにできた。
宮掛火砕流は当地域の古い地形を論ずる時、ひとつのマーカーとなりうる。

４

保全（保護）の現状

間伐のために開けられた作業道では、とくに斜面において、表層の火山灰層（火山砂）やその下の長者久保層を掘り込んでおり、相当荒らされた印象がある。作業が機械化され、昔の木馬道のよ
うにはゆかないもののようである。20〜30年以上前に作られ、その後放置されている林道跡では、道には自生木が育っているが、崩壊個所は回復せず、荒れたままになっている。
北岸各沢には多数のコンクリート製堰堤（谷止）が作られている。その工事関連の斜面崩壊も少なくない。秋間川本流と南岸には堰堤が少ない。
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