地域地質研究報告
5 万分の 1 地質図幅
金沢（10）第 19 号
NJ-35-5-3

小滝

長森英明・竹内

地

域

の

地

誠・古川竜太・中澤平

独立行政法人

成

22

質

努・中野

年

産業技術総合研究所

地質調査総合センター俊小滝地域の地質
長森英明*・竹内誠**・古川竜太*・中澤

努*・中野

俊*

地質調査総合センター（旧地質調査所）は 1882 年に創設されて以来，国土の地球科学的実態を解明するため調査研究を行い，その成果の一部としてさまざまな縮尺の地質図を作成，出版してきた．その中で 5 万分の 1 地質図幅は，自らの調査に基づく最も詳細な地質図シリーズの一つで，基本的な地質情報が網羅されている．小滝図幅地域の地質図幅の作成は，この 5 万分の 1 地質図幅作成計画の一環として行なわれたもので，環境保全，地質災害軽減対策等の基礎資料として活用されることを目的としている．
小滝図幅地域の地質図幅の作成は，平成 16-20 年度に行った野外調査と室内研究の成果に基づいている．調査執筆にあたっては，竹内が中-古生界，古第三系を，古川が古第三系から更新統下部の火山岩類を，中澤が段丘堆積物及び古生界のうちの青海石灰岩を，中野が第四系火山噴出物を，長森が新第三系の堆積岩類をそれぞれ担当した．地形，更新
統から完新統の堆積物及び資源については，中澤，竹内，長森が共同で担当し，それぞれが研究報告を執筆した．本報
告全体の調整ととりまとめは長森が行った．岩石薄片は，大和田 朗，佐藤卓見，福田和幸（広報部地質標本館）の製作による．
本調査及び研究を行うに際し，以下の方々に多大なるご協力をいただいた．名古屋大学の河合政岐氏（現在，（株）
日本工営），常磐哲也氏，横田秀晴氏（以上，現在，独立行政法人日本原子力研究開発機構），冨田 覚氏（現在，石油資源開発株式会社），名古屋大学大学院生の松澤 希氏には現地調査にて協力していただいた．また，名古屋大学研究員の隅田祥光氏（現在，大阪市立大学）には現地にて舞鶴帯構成岩類についてご教示いただいた．名古屋大学與語節生
氏には岩石薄片の製作に協力いただいた．フォッサマグナミュージアム学芸員の竹之内 耕氏には現地の状況について
様々な情報を提供していただくとともに，一部の現地調査にご同行いただいた．山岳会ロック＆ブッシュ（長野市）及び信州大学山岳会の方々には険しい地域の調査補助をしていただいた．福岡大学の上野勝美氏及び早川直樹氏には現地調査にご同行いただくとともに，一部データを提供していただいた．電気化学工業株式会社青海鉱山，明星セメント株
式会社田海鉱山には，入山の許可をいただくとともに，調査に際し様々な便宜をはかっていただいた．長野市立博物館
分館戸隠地質化石博物館の田辺智隆氏には，文献の入手にご協力をいただいた．地圏資源環境研究部門の村上浩康氏には小滝地域の金属鉱山についてご教示いただいた．以上の方々に深く御礼申し上げる．
（平成 21 年度稿）

所 属
* 地質情報研究部門** 名古屋大学
Keywords: areal geology, geological map, 1:50,000, Kotaki, Japan, Northern Fossa-Magna Region, Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line, Yokokawa
Fault, Nakatsuchi Fault, Otari Fault, Umikawa Syncline, Paleozoic, Mesozoic, Ordovician, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Paleogene,
Paleocene, Eocene, Neogene, Miocene, Pliocene, Quaternary, Pleistocene, Holocene, Nagano Prefecture, Niigata Prefecture, Itoigawa City, Otari
Village, Himekawa, Renge Belt, Akiyoshi Belt, Oeyama Ophiolite, Maizuru Belt, Hida Gaien Belt, Kuruma Group, Intrusive rocks, ShiroumaOike Volcanic Products, jadeite rock, Ultramaﬁc rocks, Renge Metamorphic Rocks, Omi Complex, Himekawa Complex, Kuratani Metamorphic
Rocks, Kotozawa Igneous Rocks, Mushikawa Formation, Kotaki Formation, Shiroumadake Formation, Gamaharasawa Formation, Odokorogawa
Formation, Yoshinazawa Formation, Jogodani Formation, Kitamatadani Formation, Negoya Formation, Akahageyama Formation, Intrusive rocks(I), Ishizaka Formation, Tokurayama Formation, Yamamoto Formation, Imai Formation, Senno-zawa Formation, Nechi Formation, Nigorigawa
Tuff Member, Umikawa Formation, Tanne Formation, Atosugiyama Formation, Otari-onsen Formation, Tenguhara-yama Formation, Nagasaki
Formation, Rokugo Formation, Buno Formation, Mageshi-dani Formation, Yanagisawa Formation, Intrusive rocks (II), Shirouma-oike Volcano,Higher terrace deposits, Middle terrace deposits, Ono terrace deposits, Mizuho terrace deposits, Nishigawara terrace deposits, Lower terrace
deposits, Glacial deposits, Landslide deposits, Slope failure deposits, Landslide-dammed lake deposits, Talus deposits, Wetland deposits, Alluvial
fan deposits, Present river bed deposits.

目

次

形 ..............................................................................................................................

1

1. 1

地形概説.................................................................................................................................

1

1. 2

山

地....................................................................................................................................

1

1. 3

カルスト.................................................................................................................................

2

1. 4

段

丘....................................................................................................................................

2

1. 4. 1高位段丘...........................................................................................................................

3

1. 4. 2中位段丘...........................................................................................................................

3

1. 4. 3低位段丘...........................................................................................................................

4

地....................................................................................................................................

4

第 2 章

地 質 概 説 ...........................................................................................................................

5

2. 1

西南日本内帯...........................................................................................................................

5

2. 2

貫入岩類.................................................................................................................................

5

2. 3

新第三系.................................................................................................................................

5

2. 4

第四系火山噴出物.....................................................................................................................

9

2. 5

第四系堆積物...........................................................................................................................

9

第 1 章

1. 5

地

低

第 3 章

蓮華帯構成岩類及び超苦鉄質岩 ........................................................................................... 10

3. 1

研究史及び概要........................................................................................................................ 10

3. 2

超苦鉄質岩.............................................................................................................................. 12

3. 3

ひすい輝石岩........................................................................................................................... 12

3. 4角閃岩.................................................................................................................................... 12

3. 5

蓮華変成岩類........................................................................................................................... 13

第 4 章

秋 吉 帯 .............................................................................................................................. 15

4. 1

研究史及び概要........................................................................................................................ 15

4. 2

青海コンプレックス.................................................................................................................. 16

4. 3

姫川コンプレックス.................................................................................................................. 23

第 5 章

舞 鶴 帯 .............................................................................................................................. 29

5. 1

研究史及び概要........................................................................................................................ 29

5. 2

倉谷変成岩類........................................................................................................................... 31

5. 3

琴沢火成岩類........................................................................................................................... 31

5. 4

虫川層.................................................................................................................................... 35

第 6 章

飛驒外縁帯 ......................................................................................................................... 37

6. 1

研究史及び概要........................................................................................................................ 37

6. 2

小滝層.................................................................................................................................... 38

6. 3

白馬岳層................................................................................................................................. 41

第 7 章

来 馬 層 群 ........................................................................................................................... 42

7. 1

研究史及び概要........................................................................................................................ 42

7. 1. 1

研究史.............................................................................................................................. 42
─ ⅱ ─

7. 1. 2

概

要.............................................................................................................................. 42

大所川及び来馬地域の来馬層群................................................................................................... 42

7. 2

7. 2. 1

蒲原沢層........................................................................................................................... 42

7. 2. 2

大所川層........................................................................................................................... 45

7. 2. 3

ヨシナ沢層........................................................................................................................ 49

犬ヶ岳地域の来馬層群............................................................................................................... 51

7. 3

7. 3. 1

漏斗谷層........................................................................................................................... 51

7. 3. 2

北又谷層........................................................................................................................... 52

7. 3. 3似虎谷層........................................................................................................................... 52

第 8 章

白亜系-古第三系................................................................................................................. 53

8. 1

研究史及び概要........................................................................................................................ 53

8. 2

赤禿山層................................................................................................................................. 53

8. 3

一本松山層.............................................................................................................................. 58

8. 4

貫入岩（I）.............................................................................................................................. 58

8. 4. 1

輝石安山岩........................................................................................................................ 58

8. 4. 2

ざくろ石デイサイト............................................................................................................ 58

8. 5

石坂層.................................................................................................................................... 59

第 9 章

新 第 三 系 …………………………………………………………………………………………………………… 63

9. 1

研究史.................................................................................................................................... 63

9. 2

概

9. 3

中土断層以北地域..................................................................................................................... 66

要.................................................................................................................................... 63

9. 3. 1

戸倉山層........................................................................................................................... 66

9. 3. 2

山本層.............................................................................................................................. 66

9. 3. 3

今井層.............................................................................................................................. 69

9. 3. 4仙翁沢層........................................................................................................................... 71

9. 3. 5根知層........................................................................................................................... 75

9. 3. 5. 1 ニゴリ川凝灰岩部層...................................................................................................... 77
9. 3. 6

海川層.............................................................................................................................. 77

9. 3. 7

谷根層.............................................................................................................................. 80

9. 3. 8跡杉山層........................................................................................................................... 81

9. 4

中土断層-小谷断層間の地域 ....................................................................................................... 81

9. 4. 1

小谷温泉層........................................................................................................................ 82

9. 4. 2

天狗原山層........................................................................................................................ 84

9. 4. 3

長崎層.............................................................................................................................. 84

9. 4. 4六合層.............................................................................................................................. 86

9. 4. 5

奉納層.............................................................................................................................. 86

9. 4. 6

曲師谷層........................................................................................................................... 87

9. 5

小谷断層以南地域..................................................................................................................... 88

9. 5. 1

柳沢層.............................................................................................................................. 88

─ ⅲ ─

第 10 章貫入岩（Ⅱ）...................................................................................................................... 90

10. 1

研究史及び概要........................................................................................................................ 90

10. 2

玄武岩.................................................................................................................................... 90

10. 3

安山岩.................................................................................................................................... 90

10. 4

流紋岩及びデイサイト............................................................................................................... 91

第 11 章白馬大池火山噴出物 .......................................................................................................... 94

11. 1

概

要.................................................................................................................................... 94

11. 2

乗鞍沢溶岩.............................................................................................................................. 94

11. 3

蒲原山溶岩.............................................................................................................................. 94

11. 4

箙岳溶岩................................................................................................................................. 95

11. 5

風吹岳火砕流堆積物.................................................................................................................. 96

第 12 章12. 1

更新世—完新世の堆積物 ..................................................................................................... 97

ローム層及び段丘堆積物............................................................................................................ 97

12. 1. 1

研究史及び概要.................................................................................................................. 97

12. 1. 2

ローム層........................................................................................................................... 97

12. 1. 2. 1 層

相........................................................................................................................ 97

12. 1. 2. 2 ローム層に挟在する指標テフラ....................................................................................... 97
12. 1. 3

段丘堆積物........................................................................................................................ 99

12. 1. 3. 1 未区分段丘堆積物......................................................................................................... 99
12. 1. 3. 2 高位段丘堆積物............................................................................................................ 99
12. 1. 3. 3 中位段丘堆積物 ........................................................................................................... 99
12. 1. 3. 4 低位段丘堆積物............................................................................................................ 101
12. 2

氷河堆積物.............................................................................................................................. 102

12. 3

地すべり堆積物，崩壊堆積物及び堰き止め湖堆積物........................................................................ 103

12. 3. 1

横川断層以西の地すべり堆積物，崩壊堆積物及び堰き止め湖堆積物............................................. 105

12. 3. 2

横川断層以東の地すべり堆積物，崩壊堆積物及び堰き止め湖堆積物............................................. 106

12. 4

崖錐堆積物.............................................................................................................................. 107

12. 5

湿原堆積物.............................................................................................................................. 107

12. 6

現河床堆積物及び沖積錐堆積物................................................................................................... 107

第 13 章13. 1

地 質 構 造 ......................................................................................................................... 108

横川断層以西の地質構造............................................................................................................ 108

13. 1. 1

地帯帯の境界断層............................................................................................................... 108

13. 1. 2

褶曲及び断層..................................................................................................................... 108

13. 2

横川断層................................................................................................................................. 109

13. 2. 1

断層名.............................................................................................................................. 109

13. 2. 2

横川断層の特徴.................................................................................................................. 111

13. 3

横川断層以東の地質構造............................................................................................................ 113

13. 3. 1

断層.............................................................................................................................. 113

13. 3. 2

褶曲.............................................................................................................................. 114

─ ⅳ ─

第 14 章資

源 .............................................................................................................................. 115

14. 1

金属鉱床................................................................................................................................. 115

14. 2

非金属鉱床.............................................................................................................................. 115

14. 2. 1

石灰石.............................................................................................................................. 115

14. 2. 2

けい石.............................................................................................................................. 116

14. 3

文

その他.................................................................................................................................... 116
炭.............................................................................................................................. 116

14. 3. 1

石

14. 3. 2

ひすい輝石........................................................................................................................ 116

14. 3. 3

採14. 3. 4

石油及び天然ガス............................................................................................................... 118

14. 3. 5

温泉及び鉱泉..................................................................................................................... 118

石.............................................................................................................................. 118

献............................................................................................................................................... 119

Abstract ............................................................................................................................................. 127

図・表目次
第 1. 1 図

小滝図幅地域の地形概観......................................................................................................

1

第 1. 2 図

青海石灰岩分布地域のカルスト地形の高度分布........................................................................

2

第 1. 3 図

図幅北部地域の段丘面の分布................................................................................................

3

第 2. 1 図

小滝図幅地域の地質総括図...................................................................................................

6

第 2. 2 図

小滝図幅地域の地質概略図...................................................................................................

7

第 2. 3 図

小滝図幅及びその周辺地域の中-古生界地質概略図 ...................................................................

8

第 3. 1 図

大所川上流付近の蓮華変成岩類の産状を示すルートマップ......................................................... 10

第 3. 2 図超苦鉄質岩，角閃岩及び蓮華変成岩類の岩相........................................................................... 12

第 3. 3 図

剪断を受けた超苦鉄質岩の薄片の偏光顕微鏡写真..................................................................... 13

第 3. 4 図

小滝川硬玉産地（ヒスイ峡）のひすい輝石を含む転石群............................................................ 13

第 3. 5 図角閃岩及び蓮華変成岩類の薄片の偏光顕微鏡写真..................................................................... 14

第 4. 1 図

古生界の分布及び姫川コンプレックスのユニット区分............................................................... 15

第 4. 2 図

青海石灰岩の層序............................................................................................................... 16

第 4. 3 図

青海石灰岩の化石帯分布図................................................................................................... 17

第 4. 4 図

青海鉱山東山切羽残壁（法面）における化石帯分布.................................................................. 18

第 4. 5 図青海鉱山における石灰岩微岩相の分布.................................................................................... 19

第 4. 6 図

青海石灰岩北東部における岩相柱状図.................................................................................... 20

第 4. 7 図

青海石灰岩の薄片及び研磨標本写真....................................................................................... 21

第 4. 8 図

青海石灰岩の薄片写真......................................................................................................... 22

第 4. 9 図

青海コンプレックス青海石灰岩下底の赤色凝灰岩..................................................................... 23

第 4.10 図

図幅北西部における姫川コンプレックスの柱状図..................................................................... 24

第 4.11 図

姫川コンプレックスの岩相................................................................................................... 25

第 4.12 図

姫川コンプレックス赤色珪質岩の薄片の偏光顕微鏡写真............................................................ 26

第 4.13 図

姫川コンプレックスユニット境界付近の変形構造..................................................................... 27
─ ⅴ ─

第 4.14 図

姫川コンプレックスユニット境界付近のルートマップ............................................................... 28

第 5. 1 図

倉谷変成岩類の産状を示すルートマップ................................................................................. 29

第 5. 2 図

倉谷変成岩類の岩相............................................................................................................ 30

第 5. 3 図

倉谷変成岩類の薄片の偏光顕微鏡写真.................................................................................... 32

第 5. 4 図

珪長質角礫岩の産状............................................................................................................ 33

第 5. 5 図

虫川層の柱状図.................................................................................................................. 34

第 5. 6 図

虫川層上部の角礫岩............................................................................................................ 35

第 6. 1 図

小滝層の産状を示すルートマップ.......................................................................................... 37

第 6. 2 図

小滝層の珪長質及び珪質凝灰岩の産状を示すスケッチ............................................................... 38

第 6. 3 図

小滝層の岩相..................................................................................................................... 39

第 6. 4 図

小滝層の薄片の偏光顕微鏡写真............................................................................................. 40

第 7. 1 図

来馬層群の分布.................................................................................................................. 43

第 7. 2 図

来馬層群の柱状図............................................................................................................... 44

第 7. 3 図

来馬層群蒲原沢上部の軽石を含む凝灰岩柱状図........................................................................ 45

第 7. 4 図

来馬層群の凝灰岩の岩相...................................................................................................... 46

第 7. 5 図

蛇行河川堆積相を示す来馬層群大所川層................................................................................. 47

第 7. 6 図

氾濫原堆積相を示す来馬層群大所川層.................................................................................... 47

第 7. 7 図

来馬層群大所川層の植物化石................................................................................................ 48

第 7. 8 図

斜交層理の発達した来馬層群大所川層.................................................................................... 48

第 7. 9 図

網状河川堆積相を示す来馬層群大所川層................................................................................. 49

第 7.10 図

来馬層群ヨシナ沢層の岩相................................................................................................... 50

第 7.11 図

来馬層群漏斗谷層の岩相...................................................................................................... 51

第 8. 1 図

赤禿山層の柱状図............................................................................................................... 54

第 8. 2 図

小滝層と赤禿山層の不整合関係を示すルートマップ.................................................................. 54

第 8. 3 図

赤禿山層の岩相.................................................................................................................. 55

第 8. 4 図

赤禿山層の岩石薄片の偏光顕微鏡写真.................................................................................... 56

第 8. 5 図

一本松山層の薄片の偏光顕微鏡写真....................................................................................... 57

第 8. 6 図

岩脈の産状........................................................................................................................ 59

第 8. 7 図

岩脈の薄片の偏光顕微鏡写真................................................................................................ 60

第 8. 8 図

石坂層の産状..................................................................................................................... 61

第 8. 9 図

石坂層の偏光顕微鏡写真...................................................................................................... 62

第 9. 1 図

小滝図幅地域の新第三系の分布概略....................................................................................... 64

第 9. 2 図

小滝図幅地域の新第三系の層序............................................................................................. 65

第 9. 3 図

戸倉山層の産状及び鏡下写真................................................................................................ 67

第 9. 4 図

山本層の産状及び鏡下写真................................................................................................... 68

第 9. 5 図

横川中流域のルートマップ................................................................................................... 70

第 9. 6 図

海川における仙翁沢層及び根知層のルート柱状図..................................................................... 71

第 9. 7 図

仙翁沢層の露頭写真............................................................................................................ 74

第 9. 8 図

貫入岩に近接する堆積物中に認められる，小規模な変形構造...................................................... 75

第 9. 9 図

根知層の露頭写真............................................................................................................... 76
─ ⅵ ─

第 9.10 図

ニゴリ川凝灰岩部層の地質柱状図.......................................................................................... 78

第 9.11 図

ニゴリ川凝灰岩部層の露頭写真............................................................................................. 79

第 9.12 図

海川層の産状..................................................................................................................... 80

第 9.13 図

谷根層の露頭写真............................................................................................................... 81

第 9.14 図

跡杉山層の産状及び鏡下写真................................................................................................ 82

第 9.15 図

小谷温泉層に発達するスランプ構造....................................................................................... 84

第 9.16 図

小谷断層以南地域の押立沢におけるルート柱状図..................................................................... 85

第 9.17 図

長崎層最上部の泥質砂岩細粒砂岩互層.................................................................................... 85

第 9.18 図

六合層の砂質泥岩泥質砂岩互層

第 9.19 図

奉納層の礫岩..................................................................................................................... 87

第 9.20 図

曲師谷凝灰岩 10（略称：Mgs10）の模式露頭の地質柱状図 ........................................................ 88

第 10. 1 図

貫入岩（Ⅱ）の産状及び鏡下写真.......................................................................................... 92

第 11. 1 図

蒲原沢及び前沢の蒲原山溶岩................................................................................................ 95

第 11. 2 図

ウド川の箙岳溶岩............................................................................................................... 95

第 12. 1 図

中位段丘面上のローム層の模式柱状図と挟在するテフラ・段丘の離水層準の関係........................... 97

第 12. 2 図

ローム層の露頭.................................................................................................................. 98

第 12. 3 図

図幅北部地域の中位段丘面に分布するローム層の柱状図............................................................ 98

第 12. 4 図

小滝図幅地域北部の段丘面の分布及び古流向........................................................................... 100

第 12. 5 図

高位段丘堆積物.................................................................................................................. 100

第 12. 6 図

西川原Ⅱ段丘及び西川原段丘堆積物....................................................................................... 101

第 12. 7 図

低位段丘及び低位段丘堆積物................................................................................................ 101

第 12. 8 図

氷河地形分布図（小疇・田沢，1977 の一部を引用）.................................................................. 102

第 12. 9 図

氷河堆積物の露頭写真......................................................................................................... 103

第 12.10 図

地すべりに関連する地形及び堆積物....................................................................................... 104

第 12.11 図

崩壊堆積物の露頭写真......................................................................................................... 106

第 13. 1 図

変形構造........................................................................................................................... 110

第 13. 2 図

舞鶴帯及び秋吉帯境界付近の破砕帯の分布.............................................................................. 111

第 13. 3 図

虫川上流部のルートマップ................................................................................................... 112

第 14. 1 図青海鉱山における石灰岩の岩相（堆積相）の分布及び石灰石の化学分析区域................................. 116

第 5. 1 表

琴沢火成岩類及び倉谷変成岩類の K-Ar 年代 ........................................................................... 34

第 8. 1 表

小滝及び泊図幅地域の白亜−古第三系対比表 ............................................................................ 53

第 9. 1 表

中土断層以北地域の層序比較................................................................................................ 72

第 9. 2 表

中土断層-小谷断層間の地域の新第三系層序比較 ...................................................................... 83

第 9. 3 表

新第三系及び第四系の年代測定結果....................................................................................... 83

第 12. 1 表

小滝図幅地域のローム層中に認められたテフラの記載岩石学的特徴............................................. 99

第 14. 1 表

青海地区石灰石鉱山の過去 10 年間（1998-2007 年）の生産量及びその全国比の推移 ....................... 117

第 14. 2 表

青海地区石灰石鉱山の石灰石用途別出荷量（2007 年度）............................................................ 117

第 14. 3 表

青海鉱山の石灰石の品位...................................................................................................... 117

第 14. 4 表

青海鉱床及び小滝鉱床の平均品位.......................................................................................... 117.......................................................................................... 86

─ ⅶ ─Fig. 1 Summary of geology in the Kotaki district ............................................................................................. 128

─ ⅷ ─

第1章

地

形
（中澤

1. 1

努・竹内

誠）

高差がある．

地 形 概 説北西部の石灰岩分布地域にはカルスト地形が発達して小滝図幅地域は，新潟県西部から長野県北西部に位置
し，北緯 36゜
50´11.0˝ から 37゜
0´10.9˝，東経 137゜44´48.9˝いる．また，北部の姫川及び根知川沿いには狭いながらから 137゜59´48.8˝ の範囲に相当する（第 1. 1 図）．本図

みであり，一般に極めて狭い．

も段丘が認められる．低地は谷底にわずかに見られるの幅地域には，新潟県糸魚川市（旧青海町を含む）及び長野県北安曇郡小谷村が含まれる．

1. 2

山

地

本図幅地域はほとんどが山地で占められている（第1. 1 図）．起伏は大きく，図幅地域内の標高最低地点

本図幅地域の山地は，およそ横川断層（糸魚川-静岡

は約 50 m（図幅地域北端の姫川河床），最高地点は約構造線）に沿って図幅地域中央部を南から北へ流下する

2,253 m（図幅地域南西端の五輪山）で 2,200 m 以上の標

姫川により，大きく東部と西部に分けられる．

第 1. 1 図

小滝図幅地域の地形概観
国土地理院発行数値地図 50 m メッシュを使用しカシミール 3 D で作成．
─ 1 ─

東部の山地は，更新統の安山岩貫入岩からなる雨飾

1. 3

山（ 標 高 1,963.2 m） を 最 高 峰 と し， そ の 北 方 に 鋸 岳

カ ル ス ト

（1,631.0 m），駒ヶ岳（1,487.4 m）など，鮮新世火山岩

小滝図幅北西地域の黒姫山及び明星山周辺の石炭-ペ類からなる山々を連ねる．これら火山岩類の山々はどれ

ルム系石灰岩分布域には，カルスト地形の発達がみらも，山頂付近は比較的平坦であるが，周囲の山腹は比高れる．このうち黒姫山のものは青海カルスト（中村，

数 100 m 以上の切り立った崖がとりまく，極めて特徴的

1934；長谷川，1982）あるいは奴 奈 川 カルスト（小林，な山容を呈する．一方，それらをとりまく，第三紀海成

1982）と呼ばれ，ドリーネ，ポリエといった窪地や，鍾堆積層からなる山々には，大規模な地すべりが極めて多

乳洞（竪穴，水平洞）が数多く認められている．

ぬ

な がわ

小林（1982）はこの地域のドリーネや鍾乳洞，平坦面

く見受けられ，緩斜面が形成されている（第 12 章参照）．
姫川より西側には，飛騨山脈主軸部から北東方向に延の分布高度について報告している（第 1. 2 図）．それにびる尾根群が張り出している．主に中-古生界からなる

よると，黒姫山山頂北-西側の標高 1,120 -1,050 m 及び標が，著しい河川の下刻により，一般に急峻な斜面を呈し

高約 960 m 付近の平坦面にドリーネ群の顕著な発達がみていることが多い．しかし蛇紋岩分布地域（小滝から山られ，小林（1982）はそれぞれ高位ドリーネ群，低位ド之坊周辺）には，大規模な地すべりによる緩斜面が認めリーネ群と呼んだ．さらに標高 800-700 m のマイコミ平

られる．また，第四紀火山岩類分布地域（白池周辺）に

周辺には，ドリーネのほか，上流からの河川水が全て吸も大規模な地すべりが認められる（第 12 章参照）．白池

い込まれるポリエが存在し，マイコミ平ポリエ地帯（長周辺は火山岩類の崩壊堆積物からなる緩斜面からなる

谷川，1981）を形成している．また，多くの竪穴の開口が，更に木地屋川下流域では地すべりが多数生じた地域

も標高約 700 m 付近に多い（小林，1982）．一方，標高で馬蹄形の地すべり地形がみられる．また高浪の池も地

180 m には福来ヶ口鍾乳洞が開洞し，鍾乳洞から流出す

すべりに関係して形成された池である．更に姫川本流る水が現在，田海川となって流下している．これらドリ沿いの葛葉峠付近の平坦面は真那板山の崩壊に伴う堆ーネ，ポリエ群や，鍾乳洞，平坦面の形成は，年代資料

積物によるものである．石灰岩分布域では，黒姫山（標は得られていないものの，第四紀の隆起運動に伴う地下

高 1,221.5 m）や明星山（標高 1,188.5 m）に代表される，

水位の変化を表している可能性が高いとしている（小林，

石灰岩の溶食により形成された，孤立した急峻な山容が1982）．

ふくみられる．これらの山々には後述のようにカルスト地形

1. 4が認められる．

段丘

本地域南西部には氷河地形がみられる．五輪山の東西斜面には氷河の流れに平行な細長い側堆石による高まり

本図幅地域には北部地域を中心した河川沿いに段丘ががいくつもみられる．また大所川第一発電所西側にはテ発達する（第 1. 3 図）．これらの段丘はそれぞれの相対

ィルの堆石による緩斜面がみられる．U 字谷の発達は顕的な位置関係から，高位より，高位段丘，中位段丘，低著でないが，五輪山から黒負山付近の山腹には椀状の圏位段丘に分けることができる．このうち中位段丘はさら谷が分布する．

に，西川原Ⅰ段丘，西川原Ⅱ段丘，水保段丘，大野 I 段

みず ほ丘，大野Ⅱ段丘に区分することができる．被覆層（ローム層）の層序及び形成年代は第 12 章を参照されたい．

第 1. 2 図

青海石灰岩分布地域のカルスト地形の高度分布
小林（1982）による．
─ 2 ─

第 1. 3 図

1. 4. 1

図幅北部地域の段丘面の分布で標高約 160 m，そこから約 1 km 北方の段丘北縁で約

高位段丘
まないた

本図幅北部地域の海川と水保川に挟まれた 俎 山山頂

130 m まで高度を下げる．虫川の西側に離れて狭く分布付近にみられる．能生地すべり団体研究グループ（1989）

する本段丘面は標高 180 m と西川原集落南方のものよりの俎山Ⅰ面に相当する．本段丘は開析が進んでおり，

標高が幾分高いため，形成した水系が異なる可能性があ山頂付近に狭い平坦面が残丘状に残されているのみでる．本段丘面の詳細な形成年代は不明であるが，西川原ある．段丘面は北傾斜で，標高が最も高い俎山山頂でI 段丘面よりも低いため，離水年代は MIS 5 e-5 c よりや

465 m，山頂から約 300 m 北方で約 430 m まで高度を下げや新しい可能性がある．

る．本段丘面の形成年代は不明であるが，後述する水保

水保段丘

段丘面よりも標高が高いことから，少なくとも MIS 5 よ

的広い分布がみられる．能生地すべり団体研究グループ

りは古いと考えられる．

（1989）の山中面に相当する．段丘面は北傾斜で，本段

水保川沿いに発達し，特に水保川右岸に比較

丘南縁で標高約 260 m，そこから約 3 km 北方の段丘北縁
1. 4. 2で標高約 130 m まで高度を下げる．南縁はより上流側に中位段丘

西川原Ⅰ段丘糸魚川市西川原集落南方の姫川沿いと虫分布する地すべり性の緩斜面と漸移する．本段丘面は，川を挟んでその西側に狭く分布する．段丘面は北傾斜で，被覆層の層序により西川原Ⅰ面と同様の MIS 5 e-5 c 頃

西川原集落南方の段丘の南縁で標高約 210 m，そこからに形成されたと考えられる．

約 700 m 北方の段丘北縁で約 180 m まで高度を下げる．

大野Ⅰ段丘

被覆層の層序により MIS 5 e-5 c 頃に離水した段丘面とニゴリスミ川沿いに狭く分布する．段丘面は概ね北傾斜

糸魚川市大野南方の姫川沿いとその北東の考えられる．本段丘の北方には下位の西川原Ⅱ段丘が発である．被覆層の層序により MIS 4 後期に離水した段丘

達する．

面と考えられる．本段丘の北-西方には隣接して下位の西川原Ⅱ段丘西川原Ⅰ段丘の北方に隣接して分布す

る．段丘面は北傾斜で，西川原集落南方の本段丘南縁

大野Ⅱ段丘が発達する．
大野Ⅱ段丘 大野Ⅰ段丘の北-西方に隣接して発達する．

─ 3 ─

段丘面は北傾斜で，本段丘南縁で標高約 100 m，そこか

1. 5

ら 1,200 m 北方の段丘北縁で約 70 m まで高度を下げる．

低地

大野Ⅰ段丘面より低いためやや若い形成年代が考えられ

小滝図幅地域の河川の多くは V 字谷を形成しているたるが，被覆層の層序は大野Ⅰ段丘面上のそれとほぼ同

め，一般に河床は極めて狭い．ただし姫川の小滝地区よ様なため，大野Ⅰ段丘面の離水から時間差があまりない

り下流及び小谷周辺，姫川支流の根知川の下流域などで

MIS 4 後期の離水が考えられる．

は，網状流により形成された礫質の広い河床が発達している．また，姫川本流などのやや大きい河川では，小河1. 4. 3川との合流点付近に小河川により運搬されてきた堆積物

低位段丘

現河床沿いに狭く分布する．現河床面との標高差は数により小規模な扇状地（沖積錐）が形成されていること

m-20 m 程度であり，上流側ほど標高差が大きい傾向がが多い．沖積錐の末端は，多くの場合，本流河川によりある．大野Ⅱ段丘面よりも標高が低いことから形成年代

侵食されている．

は MIS 3 以降で，最終氷期最盛期（MIS 2）以降のものも含む可能性がある．

─ 4 ─

第2章

地

質

概

説

（長森英明・竹内5 万分の１小滝図幅地域は，巨視的にみると糸魚川-誠・古川竜太・中澤

努・中野

俊）

系青海石灰岩を主体とする青海コンプレックス，舞鶴帯

静岡構造線に相当する横川断層を境にして西側の地域にのペルム系虫川層と琴沢火成岩類，倉谷変成岩類が分

西南日本内帯に属する先第三系が分布し，東側の地域に布する（第 2. 3 図）．下部ジュラ系来馬層群は蓮華変成

北部フォッサ・マグナ地域に属する新第三系が分布して岩類や超苦鉄質岩を不整合に覆う．また白亜系と考えいる．一部の中新統及び鮮新統の火山岩類は，横川断層

られる赤禿山層が舞鶴帯を除く地質体を不整合に覆う．

の西側にも分布している．このほか，本図幅地域の西部

赤禿山層を不整合に覆って，上部白亜系の一本松山層に上部白亜系の小規模な貫入岩が，南西部に第四系の白（石橋 ,1986）が分布し，古第三系石坂層（富沢・北原，

馬大池火山噴出物が，東部を中心として中新統から更新

1967；石井，1976；石橋，1986）が不整合に覆う．

統の貫入岩が分布する．また，段丘堆積物，氷河堆積物，堰き止め湖堆積物，崖錐堆積物，湿原堆積物，沖積

2. 2

貫 入 岩 類錐堆積物及び現河床堆積物などの第四系が局所的に分布している．また，地すべり堆積物及び崩壊堆積物が，超本図幅地域における貫入岩類に関して，横川断層より

苦鉄質岩や新第三系の泥質岩などの分布域を中心に発達

西部に白亜紀後期の小規模な貫入岩が，主に東部主体にしている．第 2 .1 図に小滝図幅地域の地質総括図を，第中新世から更新世の貫入岩が分布する．白亜紀後期の貫2 .2 図に地質概略図を示す．本図幅では，2009 年に国際入岩として，ざくろ石デイサイト及び輝石安山岩が認め

地質科学連合（IUGS）が新たに定義した第四紀の下限られる．これらは岩質から一本松山層及び親不知火山岩（2 .588 Ma）ではなく，従来の下限（1 .806 Ma）を使用

層（西隣泊図幅地域）に対比される．
主に横川断層の東側では，中新世から第四紀にかけてした．

貫入した流紋岩，デイサイト，安山岩及び玄武岩が認め

2. 1

られる．海川層に貫入する鮮新世のデイサイトはざくろ

西南日本内帯石を含む．雨飾山及び大渚山の貫入岩体は前期更新世の西南日本内帯は，主に中国地方でナップ構造が発達し，冷却年代を示す．

大江山オフィオライトに対比される超苦鉄質岩，300 Ma
高 P/T 型変成岩からなる蓮華帯，ペルム紀付加体から

2. 3

新 第 三 系

なる秋吉帯，ペルム紀島弧−背弧海盆系の舞鶴帯とそれに伴うペルム紀付加体の超丹波帯，ジュラ紀付加体から

本図幅地域の新第三系は，一部の火山岩類を除くと糸なる丹波−美濃−足尾帯が分布する．中部地方では，ペル魚川-静岡構造線に相当する横川断層の東側に分布し，ム紀末から三畳紀の変成岩と三畳紀からジュラ紀花崗岩

北部フォッサ・マグナ地域に属する．本報告では，中土からなる飛騨帯がこれらのナップ構造を切って，アジア
大陸側から張り出しており，
飛驒帯と美濃帯との間には，断層と小谷断層により 3 つの地域に区分し，各地域にお超苦鉄質岩，蓮華帯，秋吉帯，舞鶴帯，超丹波帯の岩石

中土断層以北の地域は，下位より戸倉山層，山本層，に加えて，古生代から中生代の正常層が断層でブロック

今井層，仙翁沢層，根知層，根知層ニゴリ川凝灰岩部層，化して接している構造帯が存在する．この構造帯を従来
飛驒外縁帯と呼んでいたが，この構造帯を構成する地質

海川層，谷根層及び跡杉山層に区分される．これらのうち，横川断層に沿って分布する戸倉山層，山本層，今井体の多くが中国地方の地質体に対比されることが明らか

層及び跡杉山層などの火山岩類は，横川断層の西側にもになってきた．そこで本報告では古生代から中生代の正常層からなる地帯のみを飛驒外縁帯と呼び，その他の地

分布し，先新第三系を不整合で覆う．戸倉山層は，流紋質体は対比される中国地方の地帯名で呼ぶことにする．

礫岩及び凝灰質砂岩を伴う．山本層は，安山岩溶岩及び新潟県西部から長野県北西部に位置する白馬岳-青海

火山砕屑岩，玄武岩溶岩及び火山砕屑岩からなる．今井

地域の古生界は，飛騨外縁帯のペルム系整然層白馬岳

層は，流紋岩火山砕屑岩及び溶岩からなり，山本層をオ層とペルム系小滝層，超苦鉄質岩，蓮華帯の 300 Ma 高

ーバーラップする．仙翁沢層は，主に暗灰色塊状砂質泥

P/T 変成岩（蓮華変成岩類）と角閃岩，秋吉帯のペルム岩，砂岩及び暗灰色塊状砂質泥岩からなり，今井層を不系付加体からなる姫川コンプレックスとペルム系-石炭整合で覆う．根知層は，主に暗灰色塊状砂質泥岩，明灰いて層序を立てた．
せんのうざわたん ね

岩溶岩及び溶結火山礫凝灰岩からなり，基底に凝灰質円

─ 5 ─

(Ma)

後期

世

中期

更 新

紀

代

前期 後期 前期

生
第
三
紀

新

大野段丘堆積物
中位段丘
堆積物 西川原・水保段丘堆積物

高位段丘堆積物

氷河堆積物

風吹岳火砕流堆積物
箙岳溶岩

貫
入・
岩デ
(II)イ

蒲原山溶岩

乗鞍沢溶岩

地崩堰
す 壊き
べ堆止
め
り積
湖
堆物堆
積 積
物 物
？

流サ
紋イ

貫入岩 ( II )（安山岩）

岩ト

跡杉山層

谷根層
海川層

根知層
仙翁沢層
今井層

山本層

前期

世

中期

中

現河床堆積物・沖積錐堆積物
湿原堆積物・崖錐堆積物

低位段丘堆積物

ニゴリ川部層

後期

新

5.33

序
白馬大池火山噴出物

四
新

鮮
新
世

ローム層

第

完新世

0.01

1.81

層

地質時代

曲師谷層
奉納層
六合層
長崎層
小谷温泉層

天狗原山層

柳沢層

＜北部フォッサ・マグナ地域＞

戸倉山層

23.0
古第三紀

中
生
代
199.6

ジュラ紀

145.5

白亜紀

65.5

後期
前期

石坂層
一本松山層・貫入岩 ( I ) 輝石安山岩・ざくろ石デイサイト)
赤禿山層
？

後期
中期
前期

来馬層群

三畳紀
251
ペルム紀
古

299

生

結晶片岩

石炭紀

姫川Ｃ.

虫川層

琴沢火成岩類
倉谷変成岩類？

？ 角閃岩 ？
？

デボン紀

変成作用

超苦鉄質岩
？

飛驒外縁帯 大江山ｵﾌｨｵﾗｲﾄ
第 2. 1 図

青
海
Ｃ.

変成作用

代

359.2

白馬岳層･
小滝層

蓮華帯

秋吉帯

舞鶴帯

小滝図幅地域の地質総括図
各地層の横方向の配列は，実際の地質の配列を反映していない．また，各層の整合及び不整合関係は図示していない．年代
名称から「凝灰岩」を省略して図示した．
値は Gradstein et al.（2004）に従った．C.: コンプレックス．ニゴリ川凝灰岩部層は，
─ 6 ─

137゜59ʼ48”8
37゜0ʼ11”0

137゜44ʼ48”9

N

黒姫山
▲

千丈峰

U

▲

海
川 阿彌陀山
向
▲
斜

U

根
知
川
▲

駒ヶ岳

▲

明星山

雨飾山

赤禿山

▲

中土
断層

▲

聖山
▲

姫

真那板山
▲

川

▲ 大渚山

▲

中
土
断
層

横
川
断
層

黒負山

小
谷
断
層

斜
向
納
奉

5ｋｍ

36゜50ʼ11”0
137゜59ʼ48”8

第四系堆積物第四系火山噴出物

新第三系-第四系貫入岩類

新第三系堆積物

新第三系火山噴出物

石坂層（古第三系）

白亜系堆積物

下部ジュラ系

飛彈外縁帯（ペルム系）

舞鶴帯（ペルム系）

秋吉帯（石炭-ペルム系）

蓮華帯（石炭-ペルム系）

超苦鉄質岩

断層（破線は伏在，太線は横川断層）

向斜及び背斜第 2. 2 図

小滝図幅地域の地質概略図
本図の範囲は 5 万分の 1 小滝図幅地域と同じである．

色-暗灰色砂岩からなり，仙翁沢層を整合で覆い，上部砕屑岩からなり，根知層を一部不整合で覆う．谷根層は，にニゴリ川凝灰岩部層を挟む．ニゴリ川凝灰岩部層は軽明灰色塊状砂質泥岩及び泥質砂岩からなり，海川層をオ

石凝灰岩からなる．海川層は，安山岩-玄武岩溶岩及びーバーラップする．跡杉山層は，流紋岩溶結火山礫凝灰火山砕屑岩，流紋岩-デイサイト質溶岩及び軽石質火山岩からなり，小規模な分布を示し，石坂層を不整合で覆─ 7 ─

137˚45’E

糸魚川

青海

［糸魚川］
37˚N

［泊］

［小滝］

小

犬ヶ岳

川

滝

大
所
川

朝日岳

0

来馬

36˚50’N

5km
姫

乗鞍岳
川

白馬岳

赤禿山層・黒菱山層など(白亜系）

来馬層群(下部ジュラ系）
飛驒外縁帯

白馬岳層(ペルム系）

唐松岳

小滝層(ペルム系）
舞鶴帯
秋吉帯
蓮華帯

虫川層(ペルム系）
・
琴沢火成岩類・倉谷変成岩類

八方

［黒部］

36˚40’N［大町］

青海コンプレックス・
姫川コンプレックス(石炭ーペルム系）
蓮華変成岩(石炭系）
角閃岩(オルドビスー石炭系）

青木湖

超苦鉄質岩(時代未詳）
飛驒帯

船津花崗岩類第 2. 3 図［白馬岳］

小滝図幅及びその周辺地域の中-古生界地質概略図
経緯度の数値は日本測地系による．

─ 8 ─

分される．新期噴出物の噴出中心は白馬岳図幅地域の白

う．
お たり

中土断層と小谷断層の間の地域は，下位より小谷温泉
ろくごう

ぶ のう

馬乗鞍岳付近及び風吹岳付近の 2 ヶ所である．白馬大池

まげ し だに層，天狗原山層，長崎層，六合層，奉納層，曲師谷層に火山噴出物のうち本地域に分布するものは，旧期噴出物区分される．これらの地層は，奉納向斜によって分布をの乗鞍沢溶岩及び蒲原山溶岩，新期噴出物の箙岳溶岩及規制される．小谷温泉層は，黒色-暗灰色泥岩からなる．

び風吹岳火砕流堆積物である．

天狗原山層は，安山岩-玄武岩火山砕屑岩及び溶岩からなる．長崎層は，暗灰色砂質泥岩及び暗灰色砂岩からな

2. 5

第四系堆積物る．六合層は，暗灰色砂質泥岩からなり，砂岩を伴う．
奉納層は，礫岩及び砂岩からなる．曲師谷層は，暗灰色

更新世から完新世の堆積物（白馬大池火山噴出物は除

砂質な泥岩砂岩からなる．小谷温泉層と天狗原山層は指く）は，段丘堆積物，氷河堆積物，地すべり堆積物，崩交関係にあり，その他の各層は整合関係にある．

壊堆積物，堰き止め湖堆積物，崖錐堆積物，湿原堆積物，

小谷断層以南の地域には，泥質細粒砂岩からなる柳沢

沖積錐堆積物及び現河床堆積物からなる．段丘堆積物は，層が分布する．柳沢層はヒド沢背斜に分布を規制される．

高位，中位，低位及び未区分段丘堆積物に区分され，主に姫川，根知川及び水保川に分布する．高位段丘堆積物

2. 4は海洋酸素同位体比ステージ MIS 5 e 以前，中位段丘堆

第四系火山噴出物

積物は MIS 5 e から 4 , 低位段丘堆積物は MIS 3 以降に堆
白馬大池火山噴出物は更新世に活動した白馬大池火山積したと推定される．崖錐堆積物は山地の急崖に沿っての噴出物であり，本地域の南西部に分布する．白馬大池

いたる所に堆積している．氷河堆積物は，本図幅地域の火山は旧期噴出物と新期噴出物に大別される．前者は南西端部の大所川から五輪山，黒負山西方，中俣山付近

80 -50 万年前の噴出物，後者は 20 万年前よりも新しい時に分布して，ティルからなり，5 万年前以前に堆積した代の噴出物である．これらの噴出物は，安山岩及びデイと推定される．地すべり堆積物及び崩壊堆積物は主に超

ご りんざんくろ ふ

ひえ だ

サイトである．白馬大池火山旧期噴出物は下位より稗田
やま

苦鉄質岩や新第三系の泥質岩の分布域に発達する．地すがまはらやま山下部溶岩，稗田山上部溶岩，乗鞍沢溶岩，蒲原山溶岩べりに伴い，河川の堰き止めや窪地が生じて，堰き止めに区分される．旧期噴出物は，山体の開析が著しく，噴湖堆積物や湿原堆積物が堆積した．沖積錐堆積物は，小出中心は不明である．白馬大池火山新期噴出物は乗鞍岳

谷の出口付近に小規模に分布する．現河床堆積物は，現

えびらだけ

かざふきだけ溶岩，箙岳溶岩，風吹岳溶岩，風吹岳火砕流堆積物に区

河川沿いに小規模に分布している．

─ 9 ─

第3章

蓮華帯構成岩類及び超苦鉄質岩
（竹内

3. 1

誠）

研究史及び概要

青海川上流域と大所川上流域には約 300 Ma の低温高
大所川

圧型結晶片岩（蓮華変成岩類），300 Ma より古い年代を

ツリ
コシ
沢

示す角閃岩，ひすい輝石岩などが，蛇紋岩化した超苦鉄質岩中に岩塊として産する（第 3. 1 図）．

���������

青海川地域の結晶片岩について，Banno（1958）は

40

N

900m

Omi schist と呼び，泥質片岩の鉱物組み合わせから，緑

35

1000m

岩中に結晶片岩のほか，変斑れい岩，ざくろ石角閃岩，

45������

50

蛇紋岩メランジュとした．結晶片岩の年代は約 300 Ma

45を 示 し（Shibata and Nozawa,1968； 椚 座 ほ か，2004），��������

70

50

45

80

200m

ひすい輝石岩，曹長石岩，ロジン岩等の岩塊を見いだし，

50

900m

70

��������

氷河堆積物

西南日本の中国地方の 300 Ma 変成岩に対比されている

安山岩

55

デイサイト

（Nishimura，1990）．辻森ほか（2000）は泊図幅地域の

40

結晶片岩

湯ノ谷からエクロジャイト質藍閃石片岩を見いだした．

班れい岩

これらのフェンジャイトの K-Ar 年代及び Ar-Ar 年代は������

超苦鉄質岩

約 340 Ma である（辻森ほか，2001 a）．また辻森（2004）

片理面・剪断面の走向・傾斜は蛇紋岩メランジュを構成する超苦鉄質岩中のクロムス

垂直の片理面

ピネルの化学組成を詳細に検討し，これらは沈み込み帯

貫入面の走向・傾斜のマントルかんらん岩を起源とした低-中程度の温度の

900m

40

������

大所川第一発電所

垂直の貫入面変成かんらん岩が，より低温で蛇紋岩化したものと考え一方，大所川地域でも蛇紋岩中に結晶片岩，ざくろ石

800m������

泥石帯と黒雲母帯に変成分帯した．松本（1980）は蛇紋

た．

800m

垂直の断層面

第 3. 1 図

900m

大所川上流付近の蓮華変成岩類の産状を示すルート
マップ

角閃岩，ロジン岩，曹長岩などがブロックとして含まれ，これらは蛇紋岩メランジュとみなされた（中水ほか，
1989）．

第 3. 2 図超苦鉄質岩，角閃岩及び蓮華変成岩類の岩相
A：角閃岩．鉱物の定向配列がみられる．金山谷と青海川の出合．
B：強い剪断変形を被り面構造の発達した結晶片岩．大所川第一発電所下流．露頭位置は第 3 .1 図参照．
C：苦鉄質片岩中にレンズ状に産する石灰質片岩．大所川第一発電所下流．露頭位置は第 3 .1 図参照．
D：ざくろ石角閃石片岩岩．径 1 -2 cm のざくろ石を含む．脆性破壊を被りカタクレーサイト化した部分がみられる．金山
谷と青海川の出合の下流．
E：超苦鉄質岩中にレンズ状に産するアクチノ閃石岩．大所川第一発電所下流．露頭位置は第 3 .1 図参照．
F：脆性剪断変形を受けた超苦鉄質岩．大所川第一発電所下流．露頭位置は第 3 .1 図参照．
G：カタクレーサイト化を受けた角閃石斑れい岩．大所川第一発電所下流．露頭位置は第 3 .1 図参照．
H：同上カタクレーサイト化した部分の拡大．1 cm 程度の角礫と細粒破砕部が固結している．G と同じ場所．

─ 10 ─

→

B

C

D
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A

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E

F
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GH

─ 11 ─ひすい輝石は，小滝地域では河野（1939）によって初3. 3

めて報告され，青海地域では茅原（1958）により報告さ

ひすい輝石岩れた．それぞれ，1954 年と 1956 年に国の重要文化財に分布指定されている．ひすい輝石岩はその内部構造によって

青海川金山谷，アブキ谷，明星山西方，土倉沢，ヨシオ

3 つのタイプに区分されている（茅原，1989）．

沢，小滝夏中など（茅原，1989）．
産状

3. 2

姫川と横川出合付近，大所川下流域，青海川橋立，

ひすい輝石岩は蛇紋岩に伴って産するとされているが（茅原，1989），蛇紋岩中に取り込まれて産する露超苦鉄質岩（U）

頭は確認できなかった．小滝川硬玉産地（通称，ヒスイ
比較的大きな分布域として，姫川沿い，青海川中峡）や青海川橋立の硬玉産地にひすい輝石岩の巨岩転石

流域，大所川上流域があり，断層沿いの狭長な分布としがある（第 3. 4 図）．明星山西側の崖錘帯の中にも岩塊てヨシオ山付近ヨシオ沢やオソロ沢付近，小滝川東俣沢，として含まれる（茅原，1989）．ひすい輝石岩は面的な

土倉沢，明星山西側，青海石灰岩東側，虫川不動滝上流，

広がりをもって分布しないので，地質図では代表的産地

菅沼などがある．

を記号（Jd）で示した．

産状及び岩相岩相

分布

姫川流域では，秋吉帯姫川コンプレック

岩相の記載は茅原（1989）などに詳しい．ここでスの構造的上位に衝上断層で重なるナップを形成していは青海川橋立と小滝川の硬玉産地のものについて茅原る．南側で来馬層群と断層で接する．超苦鉄質岩は，レ（1989）に基づいて記載する．
小滝川には，ひすい輝石岩，ひすい輝石-アルビタイ

リック鉱物を含む蛇紋岩，接触変成を受けた超苦鉄質岩
ホルンフェルス，変成かんらん岩が分布する（町・石渡，ト岩，アルビタイトの巨岩が存在している．ひすい輝石

2007）．この蛇紋岩中には外来岩塊はきわめて少ない．

−アルビタイト岩は最大長径 12 m に達する．ひすい輝石

レリック鉱物を含む蛇紋岩は，マントルハルツバージャ

岩は同心円構造を示し，内核部から周縁部に向かって，

イト／レールゾライトとダナイトで，大江山オフィオラ

アルビタイト，白色ひすい輝石，緑色ひすい輝石，ソーイト（Kurokawa，1985）に特徴的なぜん虫状クロムス

ダに富む角閃石帯，蛇紋岩となっている．橋立では，ひピネルを伴っている（町・石渡，2007）．姫川流域の岩

すい輝石岩，ラベンダーひすい輝石岩が転石として存在

体は東部ほど高温の接触変成作用を受けているとされてする．ひすい輝石岩は縞状構造が顕著で，白色で緻密ないる（町・石渡，2006）．

ひすい輝石岩中に厚さ 5-10 cm の淡緑色のひすい輝石岩

青海川流域では，蓮華変成岩類，角閃岩岩塊を含み，やラベンダー色のひすい輝石が縞をなしている．また下岩塊の間に狭長に産する部分もある．剪断変形を強く被流川には大部分がラベンダー色を呈する輝石岩が存在す

り，レンズ状部と剪断面が発達した部分からなる超苦鉄る．

質岩となっている．

年代

大所川上流部では，超苦鉄質岩中に蓮華変成岩類，ア
クチノ閃石岩，斑れい岩，珪長質凝灰角礫岩を岩塊とし

ひすい輝石岩は蛇紋岩中の約 300 Ma の高圧型結

晶片岩に付随して産するが，ひすい輝石岩そのものから
年代は得られていない．

て含む蛇紋岩メランジュとなっている（第 3. 1 図）．この地域の超苦鉄質岩は大部分が剪断変形を被っている

3. 4角閃岩（Oa）（第 3. 2 図 F）．剪断変形により，かんらん石はレンズ状になり，剪断された部分は蛇紋岩化している（第 3. 3 図）．

分布

清水倉，金山谷と青海川の出会い．

珪長質凝灰角礫岩は飛騨外縁帯の白馬岳層や小滝層に由産状

蛇紋岩中に長径 500 m の岩体として産する．

来すると考えられる．斑れい岩はカタクレーサイト化を岩相

角閃岩は，普通角閃石，ゾイサイト又はクリノゾ受けている（第 3. 2 図 G,H）．このような斑れい岩は，

イサイトからなり，アルバイトを少量伴う（第 3. 2 図 A，

白馬岳図幅地域の白馬岳層に貫入するものが報告されて第 3. 5 図 A,B）．普通角閃石の定向配列が認められ，弱いる（中野ほか，2002；竹内ほか，2004）．従って，本い面構造がある．清水倉の角閃岩中の普通角閃石は柱状地域の斑れい岩岩塊は，これらの一部が断層運動に伴っ結晶であるが，ゾイサイトやクリノゾイサイトは角閃石て蛇紋岩中に取り込まれたものと考えられる．

より微粒の丸みを帯びた結晶の集合体となっている．

超苦鉄質岩は大規模にナップとして分布するもののほ

金山谷と青海川の出会い付近の岩体は，普通角閃石，

かに，高角度断層系の活動に伴い，断層沿いに蛇紋岩がゾイサイト，アルバイトからなり，面構造を呈する．こ挟み込まれて産するものもある．

の岩体の周縁部の金山谷と青海川の出会いではアクチノ

年代及び対比超苦鉄質岩自体からの年代値の報告はな

閃石岩が分布し，淡緑色の針状結晶の集合体となっていく，時代未詳である．クロムスピネルの形態的特徴及びる．アクチノ閃石岩は大所川第一発電所付近の蛇紋岩中

約 300 Ma の高圧型結晶片岩を伴うことから，超苦鉄質にも長径約 1 m の岩塊として産する（第 3. 2 図 E）．

岩は大江山オフィオライトに対比される．

年代 大所川流域の蛇紋岩メランジュ中の角閃岩の普通─ 12 ─

B

A
��

��

��
1 mm
第 3. 3 図

1 mm

剪断を受けた超苦鉄質岩の薄片の偏光顕微鏡写真
A：脆性変形を被ったかんらん石（Ol）と剪断面に沿って蛇紋岩化（Sp）している部分からなる．蛇紋岩化した部分にはトレモラ閃石が形成している．単ポーラー．第 3 .2 図 F の超苦鉄質岩．大所川第一発電所下流．
B：同上．直交ポーラー．

物組み合わせより，黒雲母帯と緑泥石帯に分帯される（Banno，1958）．
黒雲母帯では，苦鉄質片岩は，角閃石片岩として産し，
普通角閃石，アルバイト，緑れん石，チタン石からなり，
ざくろ石や黒雲母を含む場合がある（第 3. 5 図 C,D）．
普通角閃石は青緑色，緑褐色，黄色の軸色を呈する．角閃石は結晶の伸長方向に垂直に破断面がみられる．ざくろ石は自形の斑状変晶である場合が多く，微粒の鉱物による内部面構造を示す包有物が認められる．内部面構造
は岩石全体の片理面とは不連続に斜交する．泥質片岩はざくろ石，白雲母，アルバイト，石英からなり，黒雲母，
緑泥石，方解石，燐灰石，炭質物などを含む．黒雲母は緑泥石化している場合がある．ざくろ石は自形ないし半第 3. 4 図

小滝川硬玉産地（ヒスイ峡）のひすい輝石を含む転自形をなし，包有物が認められる．ざくろ石はしばしば

石群

割れ目が発達している．
緑泥石帯では，苦鉄質片岩は緑色から淡緑色を呈し，角閃石から K-Ar 年代 370±12 Ma が報告されている（柴主として緑泥石，アクチノ閃石，緑れん石，アルバイト，

田，1981）．また青海地域の清水倉の南方の変斑れい岩

石英からなり，泥質片岩は黒色を呈し，主として白雲母，（角閃岩）から 336±13 Ma の普通角閃石 K-Ar 年代（柴緑泥石，アルバイト，石英からなる（第 3. 5 図 E,F）．

田，1981）が，さらにその西方の泊図幅地域の河床のざ

これらの変成岩はカタクレーサイト化した部分がみら

くろ石角閃岩の転石から 442 Ma の黒雲母 K-Ar 年代（松れる（第 3. 2 図 D）．また褶曲などの変形も著しい（竹本ほか，1981）が報告されている．

之内，2000；辻森ほか，2001 b）．
年代

3. 5

蓮華変成岩類（Oc, Ob）

青海川地域の泥質片岩の白雲母 K-Ar 年代は約309 Ma（Shibata and Nozawa，1968）が報告されている．
近年，椚座ほか（2004）は青海川沿いの結晶片岩から多分布

橋立付近からアイサワ谷，アブキ谷，ヨシオ山付産状

くのフェンジャイト K-Ar 年代を報告した．それによると，黒雲母帯からは 285.0±5 .9 Ma から 338.8±6.9 Ma，近，ヨシオ沢，オソロ沢，ツリコシ沢，大所川上流．
結晶片岩は蛇紋岩中に長径 10 km 程度のレンズ状

緑 泥 石 帯 か ら は 262.2±5.5 Ma か ら 311.8±6.5 Ma を 報
告している．またアイサワ谷からは 338.0±6.9 Ma の値

岩体として産する（第 3. 1 図）．
結晶片岩は泥質片岩，苦鉄質片岩からなり，珪が，泊図幅地域の金山谷からは 303.1±6.2 から 380.9±

質 片 岩， 石 灰 質 片 岩 を 伴 う（ 第 3. 2 図 B,C）． 変 成 鉱

7.7 Ma が報告されている．泊図幅地域の湯ノ谷にはエ

岩相─ 13 ─

クロジャイト質藍閃石片岩が分布し（辻森ほか，2000），

約 340 Ma である（辻森ほか，2001 a）．

これらのフェンジャイトの K-Ar 年代及び Ar-Ar 年代はB

A

0.5 mmC

0.5 mmD

0.5 mm

0.5 mmEF

0.5 mm
第 3. 5 図

0.5 mm角閃岩及び蓮華変成岩類の薄片の偏光顕微鏡写真
A：角閃岩．1 mm 程度の普通角閃石と微粒のゾイサイトからなる．単ポーラー．清水倉．
B：同上．直交ポーラー．
C：黒雲母帯の角閃石片岩．ざくろ石，普通角閃石，黒雲母，アルバイトなどからなる．アルバイトは斑状変晶をなす．単ポーラー．青海川．
D：同上．直交ポーラー．
E：緑泥石帯の結晶片岩．白雲母，緑泥石，石英，アルバイトなどからなる．単ポーラー．青海川．
F：同上．直交ポーラー．
─ 14 ─

第4章

秋

吉

帯
（竹内

4. 1

誠・中澤

努）

極めて多く，内容も多岐にわたる．青海石灰岩の層序あ研究史及び概要

るいは一般的な地質について扱ったものとしては，早坂（1918，1921），Hayasaka（1922，1924）， 小 沢（1925），

本地域の秋吉帯構成岩類は石炭-ペルム系青海石灰岩と玄武岩類からなる青海コンプレックスとチャート-砕

加 藤・ 飯 坂（1934）， 薗 部（1936）， 石 井（1937）， 藤

屑岩の海洋プレート層序をもつ姫川コンプレックスから

本・ 河 田（1951）， 河 田（1954 a，b，c，1955）， 藤 田

なる．青海コンプレックスは姫川コンプレックスと衝上，坂上（1962），長谷川（1985，1993），長谷川・（1958）

断層で接し，構造的上位に位置する．姫川コンプレック

後藤（1990），長谷川ほか（1969，1982，2001），吉田ほスは層序と地質構造より 3 つのユニットに区分され，西か（1984），田沢ほか（2002）などがあり，これらの研部ユニット，中部ユニット，東部ユニットとする（第究により青海石灰岩内部の大局的な地質構造が明らか

4. 1 図）．

にされた．また，青海石灰岩からは化石が豊富に産出

青海石灰岩を題材とした研究は，わが国における後期することから，有孔虫類（Igo，960；Watanabe，1973；

古生代石灰岩の先駆的な研究でもある早坂（1918）以降

Kobayashi，1988；Ueno and Nakazawa，1993）， コ ノ ド

137 45 E

37 00 N

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36 50 N

第 4. 1 図

古生界の分布及び姫川コンプレックスのユニット区分
─ 15 ─

ント（Igo and Koike，1964；Watanabe，1975；水野・中澤，が（加藤・飯坂，1934；河田，1954 c），両者は年代及1993；磯村，1995，1996），サンゴ（Rowett and Minato，び岩相から本来一連と考えられることから（長谷川ほか，

1968；Yoshida et al., 1987；Yoshida and Okimura，1992；

1969 など），本稿では，板ヶ峰から，黒姫山，明星山，

Niko and Hasegawa，2000；Niikawa，2001），頭足類（加清水山に至る石灰岩体全体を青海石灰岩と呼ぶ．なお，

藤・ 中 村，1962；Niko，2001，2002）， 腕 足 類（ 早 坂，

長谷川ほか（1969）などは，この地域の石灰岩体を下位

1918；田沢ほか，1983；Tazawa et al., 2004），コケムシの玄武岩類と合わせて青海石灰岩層群と命名したが，層（Sakagami，1962，1963），コニュラリア（牧口，1993）

群を構成する層が定義されていないこと，そして岩相名など，古くから多岐にわたる分類群の古生物学的研究が+ 層群との表記が地層命名規約（日本地質学会，2000）

行われている．一方，堆積学的研究が行われるようになに反することから，ここでは石灰岩体に対してのみ青海ったのは比較的最近になってからであり，狩野・吉田

石灰岩との名称を与え，青海石灰岩下位の玄武岩類を含（1994），中澤（1997，1998，1999，2001），Nakazawa（2001），

めて青海コンプレックスとする．

早川ほか（2008）による詳細な微岩相解析により礁の発層序及び地質構造 石灰岩体は周囲の岩相と断層で接し達過程などが明らかにされてきた．

た孤立した岩体であるが，下位に相当する玄武岩類とは

青海石灰岩周辺の堆積岩類については，田沢ほか

一部漸移関係にある．石灰岩は層厚約 1,000 m（長谷川・（1984）が泥質岩や珪質頁岩より放散虫化石を報告し，小松，1988）で，堆積年代は前期石炭紀（ミシシッピー

石灰岩以外で中部ペルム系が存在することをはじめて明亜紀）ビゼアン期（Visean）から中期ペルム紀（グアダらかにした．その後，宇次原（1985）は岩相に基づき，

ルピアン世）ミディアン期（Midian）にわたる（第 4. 2 図）．

青海地域の堆積岩類を西側から小滝オリストストローム

青海石灰岩は多くの場合，野外では塊状の灰-灰白色

層，石灰岩体及び東側のオリストストローム層，姫川層

石灰岩にしか観察されないため，野外での観察のみで群，虫川層に区分し，虫川層からはじめて中期ペルム紀層序を構築することはほとんど不可能である．これま放散虫を報告した．また宇次原（1985）は姫川層群を，で明らかにされてきた青海石灰岩の層序及び年代は主に塊状砂岩を主とする下部層，下位より砂岩，オリストス
トローム層，砂岩泥岩互層，チャート層が重なる中部層，下位より砂岩，チャート，珪質頁岩，オリストストロー
ム層，珪質頁岩，砂岩泥岩互層，塊状砂岩と重なる上部層に区分した．河合･竹内（2001）は宇次原（1985）の
姫川層群中-上部をペルム系のチャート-砕屑岩シーケン
スが繰り返し分布するものと考え，姫川層群中-上部を姫川コンプレックスと呼び，姫川層群下部については中-上部と岩相及び地質構造に相違があるので菅沼コンプ
レックスと呼んで，中-上部層と区別した．また河合･竹内（2001）は姫川層群中-上部及び虫川層の数地点から中期ペルム紀放散虫化石を報告した．田沢ほか（2002）
は菅沼コンプレックスを姫川コンプレックスに含めている．Takeuchi et al.（2008）は，姫川層群中-下部層が向斜構造をなすと考え，姫川コンプレックスとした．
青海地域の古生界のうち，青海石灰岩は西南日本内帯
秋吉帯の秋吉石灰岩や帝釈石灰岩に対比され（長谷川ほか，1969，2001），姫川コンプレックスは秋吉帯の砕屑岩相（例えば芳井層群や錦層群）に対比されている（宇次原，1985；河合・竹内，2001）．

4. 2

青海コンプレックス（L, Lb）

地層名及び定義

青海コンプレックスの構成岩類のうち，石灰岩に対しては早坂（1921）が青海石灰岩との名称を与えた．その後，青海地区の石灰岩を青海石灰岩と呼び，被覆層の分布により離れて露出する明星山付近の石灰岩体を明星石灰岩と呼んで区別することもあった─ 16 ─

第 4. 2 図

青海石灰岩の層序
化石帯区分は長谷川・後藤（1990）による．

フズリナ類などの有孔虫類に基づいている．青海石灰

石帯に分帯し，ビゼアン階からミディアン階に対比され岩から産出する有孔虫類を扱った研究は，Igo（1960），

るとした（第 4. 2 図）．

，Kobayashi（1988），Ueno and Nakazawa
Watanabe（1973）

長谷川・後藤（1990）らは青海石灰岩の生層序分帯（1993）などがあるが，そのほかの青海石灰岩の地質構を基に岩体内部の地質構造を図示している（第 4. 3 図）．

造，一般地質及び堆積環境に関する研究においても，有それによると青海石灰岩は全体として南西傾斜で，北東孔虫類の生層序を扱っているものが多い．このうち青海部に石炭系が，南西部にペルム系が主に分布するとし石灰岩を全域にわたり網羅的に扱っている長谷川・後ている．長谷川らが示した化石帯の分布は石灰岩体内の藤（1990）は，青海石灰岩を Endothyra 帯，Eostaffella-

大局的な地質構造を的確に示してはいるが，実際には小Millerella 帯，Profusulinella 帯，Fusulinella 帯，Triticites 帯，

規模な断層が数多く存在し，地質構造はかなり複雑であPseudoschwagerina 帯，Pseudofusulina 帯，Parafusulina 帯，

る．一例として，青海川沿いの青海鉱山（第 4. 3 図）のNeoschwagerina-Gifuella 帯，Yabeina-Lepidolina 帯の 10 化

残壁に観察される石灰岩のフズリナ化石帯を第 4. 4 図に

第 4. 3 図

青海石灰岩の化石帯分布図
長谷川・後藤（1990）をもとに作図．
─ 17 ─

第 4. 4 図

青海鉱山東山切羽残壁（法面）における化石帯分布
位置図は第 4 .5 図参照．化石帯区分は第 4 .6 図参照．

示す．ここでは断層が数多く存在し，断層に挟まれたそめて少ないという特徴がある（中澤，1997；Nakazawa,

れぞれの石灰岩ブロックは，さまざまな方向を向いてい2001）．
石灰岩体北東縁の微岩相については狩野・吉田（1994），

る．青海石灰岩は全域に渡ってこのような複雑な地質構造を呈している可能性があるが，このような詳細な地質

中澤（1997），Nakazawa（2001）に詳しい記載がある．

構造を明らかにするためには有孔虫類の生層序に基づく

それらによると，岩体北東縁の田海鉱山旧前山切羽から極めて丹念な調査が必要であり，現状ではそのような調青海鉱山東山切羽北東部にかけてはビゼアン階からモス

査は一部地域を除いてほとんど行われていない．

コビアン階が分布するが，そこでは級化層理の発達する岩相

青海石灰岩は，野外では単調な塊状の灰色から

grainstone が広く確認されている（第 4. 5 図及び第 4. 6

灰白色を呈した石灰岩として観察される．しかし，岩図）．級化層理を示すそれぞれの層は層厚 1-100 cm 程度

石薄片で観察される微岩相は極めて多様である．これで（第 4. 7 図 D），海綿骨針を含むやや石灰質なチャーら石灰岩の微岩相の分布には地域的に，また層序学的トとしばしば互層する．また石灰岩も海綿骨針を含みやに偏りがみられる（第 4. 5 図及び第 4. 6 図）．石灰岩体や珪質であることが多い．石灰岩は生物遺骸片やウーイの北東端付近（田海鉱山前山切羽周辺：第 4. 3 図）にドなどからなる淘汰のよい grainstone からなるが，多くは grainstone 及び grainstone と石灰質チャートの互層がの場合，粒子間隙が確認できないほどパッキングが密に分布する．そのやや南西（青海鉱山東山切羽から西山なっている（第 4. 7 図 A）．この石灰岩に含まれる生物

切羽北部周辺）には粒子間隙に方解石セメントが顕著

遺骸片はウミユリやコケムシが多いのが特徴である．

に発達した粗粒な rudstone が分布し，多様な造礁生物群

青海川沿いの青海鉱山に分布する石灰岩に関しては集からなる boundstone を伴う．そして，更に南西の石

中澤（1997）や Nakazawa （2001）に詳しい記載がある

灰岩体の中央部から南西端にかけての広い範囲には淘汰（第 4. 5 図及び第 4. 6 図）．それらによると，青海鉱山東のよい grainstone やミクライト基質を持つ packstone あ

山切羽主要部及び西山切羽北部にはビゼアン階からモるいはそれらの互層が分布している．一方，層序的な分スコビアン階が分布し，粒子間隙に方解石セメントが布の偏りに注目すると，石炭系のビゼアン階からモスコ

顕著に発達した粗粒な rudstone が主に分布する．このビアン階（Moscovian）にかけては級化層理の発達する

rudstone の構成粒子は intraclast やウミユリ，コケムシ，

grainstone や粗粒な rudstone，boundstone が普通に観察さ腕足類，四射サンゴ類などの生物遺骸片からなり，円磨れるが，モスコビアン階より上位ではそれらは稀にし度及び淘汰度は低いものが多い（第 4. 7 図 B，E）．粒子

かみられない．他方，淘汰のよい grainstone や packstone

間隙には細粒のペロイドやミクライト基質を含むこと及びそれらの互層はバシュキリアン階（Bashkirian）かもあるが，繊維状セメントが顕著に発達し埋めているらその上位に多いのに対し，バシュキリアン階の下位

ことが多い．Rudstone に伴って，パッチ状に四射サン

では packstone などミクライト基質をもつ石灰岩は極

ゴ類，ケーテーテス類，微生物による被覆など，多様

─ 18 ─

第 4. 5 図青海鉱山における石灰岩微岩相の分布
中澤・島内（2006）を一部改変．

な造礁生物からなる boundstone もみうけられる（第 4. 7

ルム系の化石帯分布域に相当するが，権現切羽には上部

図 C，F）．Nakazawa（2001）によれば，ビゼアン階か

石炭系も確認することができる）に相当する grainstone

らモスコビアン階には bryozoan-coral boundstone，coral-や packstone の分布がみられるが，一部に長谷川ほか

bryozoan-microbial boundstone，microbial boundstone，（1982）や長谷川（1997）が黒褐色 sparry calcite と呼ん

stromatolitic boundstone，coral-chaetetid boundstone，だ Microcodium（microcodium texture：Machiyama, 1994）

chaetetid boundstone，solenoporacean algal boundstone，が認められる（第 4. 8 図 E）．

phylloid algal boundstone が認められている（第 4. 6 図）．

石灰岩体南西縁部に相当する，板ヶ峰南方の上野鉱

一方，青海鉱山西山切羽南部にはバシュキリアン階山（第 4. 3 図）における微岩相については，早川ほか

からモスコビアン階が分布し，淘汰のよい grainstone と（2008）に詳細な記載がある．それによると，上野鉱山

packstone の 1-十数 m ごとの互層がみられる（第 4. 5 図に露出する石灰岩は，主に西山切羽南部の石灰岩に類似及び第 4. 6 図）．このうち grainstone はよく円磨されたの grainstone 及び packstone からなるが，それらに dolo-/

石灰藻類，有孔虫類などの生物遺骸片，ウーイドなどか

lime-mudstone が 挟 在 す る． こ の dolo-/lime-mudstone はらなり，淘汰は極めて良い（第 4. 8 図 A，C）．粒子間隙確認されている限りでは層厚約 0.4 -0.9 m で，fenestrae

は繊維状や刀剣状などの方解石セメントで埋められていを有し，生物遺骸片は少なく，生物相の多様性も低いこる．Packstone は grainstone 同様の円磨された生物遺骸片とを特徴としている（第 4. 8 図 F）．Dolo-/lime-mudstoneからなるが，粒子間隙はミクライトが埋めているのが特が確認されているのは青海石灰岩では現在までのところ徴である（第 4. 8 図 B）．また wackestone（第 4. 8 図 D）や，

上野鉱山付近のみである．一方，上野鉱山登山道沿いに

サンゴ，ケーテーテス，微生物被覆からなる boundstone

は，岩体北東縁のものに類似の，石灰岩とチャートの互を伴うことがある．

層が観察されるが，分布の詳細は不明である．

黒姫山や西山切羽の南方については詳細な微岩相分

玄武岩類は虫川源流域では濃緑色の杏仁構造の発達し布は不明であるが，西山切羽南部と類似の grainstone やた玄武岩溶岩が広く分布する．姫川コンプレックスとのpackstone の分布がみられる．黒姫山南方の田海鉱山権境界付近では，赤色凝灰岩を基質とし，石灰岩，チャー

現切羽には上部石炭系から最下部ペルム系（第 4. 3 図にト，玄武岩レンズを含む混在岩として産する（第 4. 9 図

示した長谷川・後藤（1990）の化石帯分布図では下部ペA）．混在岩は剪断変形が強い（第 4. 9 図 B）．

─ 19 ─

第 4. 6 図

青海石灰岩北東部における岩相柱状図
Nakazawa（2001）を一部改変．
─ 20 ─

第 4. 7 図

青海石灰岩の薄片及び研磨標本写真
試料採取地点は第 4 .3 図及び第 4 .5 図参照．
A：Biolcastic grainstone の薄片写真．ウミユリを主体とする生物遺骸片からなり，パッキングは極めて密．写真中央付近が級化層理部基底．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）バシュキリアン期（Bashkirian），田海鉱山前山切羽．
B：Intraclastic bioclastic rudstone の薄片写真．粒子はウミユリ（Cr）），コケムシ（Br）などの生物遺骸片やイントラクラスト（In）からなる．粒子間隙は繊維状セメントが埋めている．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）モスコビアン期（Moscovian），
Loc. HES43，青海鉱山東山切羽．
C：Chaetetid boundstone の薄片写真．硬骨海綿類に属すると考えられているケーテーテス類（Ch）がマイクローブ起源と堆積当時の礁フレームワークを保持した石灰岩．後期石炭紀（ペ考えられるミクライト質の薄い被覆（Mb）と互層する，ンシルバニア亜紀）モスコビアン期（Moscovian），Loc. HES2，青海鉱山東山切羽．
D：級化層理を示す bioclastic grainstone の研磨標本写真．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）バシュキリアン期（Bashkirian），
田海鉱山前山切羽．
E：Intraclastic rudstone の研磨標本写真．粒子は主に 3 -4 cm 程度の径のイントラクラストからなり，粒子間隙は radiaxial
ﬁbrous cement が埋めている．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）モスコビアン期（Moscovian），Loc. HES63，青海鉱
山東山切羽．
F：Coral chaetetid boundstone の研磨標本写真．四射サンゴ Taisyakuphyllum（Rc）の周囲をケーテーテス類（Ch）が被覆す
る，堆積当時の礁フレームワークを保持した石灰岩．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）モスコビアン期（Moscovian），
Loc. HAS，青海鉱山西山切羽．
─ 21 ─

第 4. 8 図

青海石灰岩の薄片写真
試料採取地点は第 4 .3 図及び第 4 .5 図参照．
A：Oolitic grainstone．粒子は円磨された生物遺骸片（おそらく主に石灰藻類）を核としたウーイドからなる．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）モスコビアン期（Moscovian），Loc. NA12，青海鉱山西山切羽．
B：Bioclastic packstone．粒子はフズリナ類や石灰藻類などの生物遺骸片からなり，粒子間隙はミクライトにより埋められている．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）モスコビアン期（Moscovian），Loc. NA18，青海鉱山西山切羽．
C：Bioclastic grainstone．フズリナ類を主体とする生物遺骸片からなり，粒子間隙をセメントが埋めている．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）モスコビアン期（Moscovian），Loc. NA19，青海鉱山西山切羽．
D：Bioclastic wackestone．ミクライトを主体とし生物遺骸片が散在する．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀）モスコビア
ン期（Moscovian），Loc. NB11，青海鉱山西山切羽．
E：Microcodium を含む石灰岩．茶褐色スパライト質の Microcodium（Mc）がフズリナ類を含む元々の石灰岩を虫食い状に発達する．後期石炭紀（ペンシルバニア亜紀），田海鉱山権現切羽．
F：Lime-mudstone．線状に並ぶ空隙（fenestrae: Fs）がみられる．空隙はセメントで埋められている．中期ペルム紀（グア，上野鉱山．
ダルピアン世）ムルガビアン期（Murgabian）

─ 22 ─

堆積環境

青海石灰岩は，秋吉帯の他の石灰岩体と同様に，下位に玄武岩類を伴うこと，石灰岩体はビゼアン期

ことから，干潟の堆積物と考えられている（早川ほか，
2008）．

からミディアン期までの約 8 千万年間，陸源砕屑岩の挟在がないことから，陸源砕屑物が届かない大洋中の海洋

4. 3

姫川コンプレックス（Hs, Hm, Hc）

島で形成されたと考えられている（Kanmera and Nishi，
1983 ;Kanmera et al., 1990 ;Nakazawa，2001）．

名称及び定義宇次原（1985）は姫川層群とし，下部，

青海石灰岩の堆積環境とその変遷については，中澤

中部，上部に区分したが，本調査にて，下部と中部は向（1997）及び Nakazawa（2001）が微岩相解析を基に詳細

斜構造をなすことが明らかになり，この層序が成り立たに検討している．それによると，青海石灰岩は海洋島のないこと，また珪質岩から粗粒砕屑岩への海洋プレート

礁複合体として形成されたものであり，このうち石灰岩層序を呈することから，正常層を対象とした層群という体北東縁の級化層理が観察される grainstone は礁斜面の区分が不適切であるため，これらを河合・竹内（2001）

重力流堆積物，青海鉱山東山切羽主部及び西山切羽北部が提唱した姫川コンプレックスと呼ぶことにする．またにみられる rudstone と boundstone は礁中核部の堆積物

その範囲は田沢ほか（2002）や Takeuchi et al.（2008）がと考えられている．また，青海鉱山西山切羽南部にみら示したように姫川層群下部，中部，上部全てを姫川コンれる grainstone と packstone の互層は背礁の砂浜 - 礁湖プレックスとする．

で堆積したものと考えられている．時代変遷をみると，

層序

バシュキリアン期以降は造礁生物の進化により波浪に耐

中部，西部の 3 つのユニットに区分できる（第 4. 1 図，

本コンプレックスは層序と地質構造から，東部，

えうる礁フレームワークが形成されるようになり，礁

第 4. 10 図）．東部ユニットと中部ユニットは層序が似て複合体の分帯が明瞭になったとされる．一方，ペルム

いるが，西部ユニットとは珪質岩の少なさで異なる．

系では礁斜面相や礁中核相が確認されず，ほとんどが

東部ユニットと中部ユニットは，下位より緑色珪長質

grainstone や packstone などの背礁相となる．このように凝灰岩黒色泥岩互層，白色珪長質凝灰岩黒色泥岩互層，

石灰岩体内で層序学的に上部ほど背礁相が卓越すること

黒色泥岩，薄層理砂岩，厚層理砂岩と重なる．赤色チャ

は，秋吉石灰岩など，同時代の他の海洋島石灰岩体からート緑色珪長質凝灰岩互層を根小屋南方で挟む．東部ユも知られ，要因として，礁複合体が側方へプログラデー

ニットと中部ユニットは，後述する西部ユニットの赤色

ションすることで拡大し，相対的に背礁相の面積が広がチャート以下を欠く．層厚は 600 m 以上である．西部ユったことが考えられている（Nakazawa et al., 2009 b）．な

ニットの層序は，下位より暗赤褐色泥岩，赤色チャート，

お背礁相の grainstone と packstone の互層は，海水準変

赤色チャート緑色珪長質凝灰岩互層，緑色-黒色珪質泥

ね

ご

や

動により礁湖の水深が変動することにより形成されたも岩互層，白色珪長質凝灰岩黒色泥岩互層，泥岩凝灰質シのと考えられる（Nakazawa et al., 2009 a）．また，上野鉱

ルト岩互層，砂岩を主体とする砕屑岩層の順に重なる（第山に分布する dolo-/lime-mudstone は fenestrae が認められ

4. 10 図）．層厚は 600 m 以上である

ること，そして産出する生物化石が少なく多様性も低い

岩相

西部ユニット最下部の暗赤褐色泥岩には 1-2 cm

B

A
石灰岩

赤色凝灰岩

石灰岩

第 4. 9 図

青海コンプレックス青海石灰岩下底の赤色凝灰岩
A：明星山岩体下底部の石灰岩と赤色凝灰岩接触部．小滝川．
B：A の下流部にみられる強く剪断変形の受けた赤色凝灰岩．緑色凝灰岩や溶岩，石灰岩をレンズ状に含む．
─ 23 ─

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50m

第 4. 10 図

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図幅北西部における姫川コンプレックスの柱状図
西部ユニットは珪質岩から粗粒砕屑岩への海洋プレート層序がそろっているが，東部ユニットでは珪質岩はほとんどみられない．

第 4. 11 図

姫川コンプレックスの岩相
A：西部ユニット最下部の暗赤褐色泥岩．白色細粒砂岩の薄層を挟む．虫川上流．

→

B：西部ユニット下部の赤色チャート緑色凝灰岩互層．虫川上流．
C：西部ユニット下部のドロマイト結晶を含む赤色凝灰岩．倉谷上流．薄片写真は第 4 .12 図 D．
D：西部ユニット下部の赤色チャートと石灰岩互層．倉谷上流．
E：西部ユニット下部の黒色泥岩緑色−淡緑色珪長質凝灰岩互層．虫川上流．
F：西部ユニット中部の細粒砂岩-泥岩のタービダイト．虫川上流．
G：西部ユニット中部の中層理層状砂岩．虫川上流．
H：西部ユニット上部の泥岩偽礫を含む厚層理砂岩．虫川上流．
─ 24 ─

A

B
緑色凝灰岩

赤色チャートCD
赤色チャート

石灰岩

E

F

G

H

─ 25 ─

の厚さの淡赤褐色シルト岩の葉理が見られる（第 4. 11

トと東部ユニットの珪質岩も類似した岩相を呈する．た図 A）．チャートはほとんどが塊状赤色チャートで，部だしその割合は西部ユニットと比較して少ない．

分的に泥質である．赤色チャート中には海綿骨針や放散上位の砕屑岩は，下部では級化層理の発達した砂岩か虫が確認される（第 4. 12 図 A，B）．赤色チャート緑色

ら泥岩の薄層（第 4. 11 図 F）であるが，上位に向けて珪長質凝灰岩互層（第 4. 11 図 B）中の黒褐色珪質泥岩

黒色頁岩を挟む中層理-厚層理の砂岩となる（第 4. 11 図

中にマンガン炭酸塩のマイクロスフェリュールを含むもG）．また，上部では塊状砂岩を主体とし，塊状砂岩のの（第 4. 12 図 C）（河合・竹内，2001），ドロマイトを上位で薄い層厚で上方細粒化し，泥岩を挟む．塊状砂岩

含む赤色珪質泥岩（第 4. 11 図 C，第 4. 12 図 D），赤色の下底部には細礫礫岩や最大 20 cm の泥岩角礫を含むこチャートと石灰岩互層（第 4. 11 図 D）が虫川上流や倉とがある（第 4. 11 図 H）．東部ユニットの薄層理砂岩に谷源流部で見られる．泥岩中に薄く挟まれるチャート

は級化構造，斜交葉理，平行葉理などが見られる．

は白色で塊状である．緑色珪長質凝灰岩は細粒-中粒で，姫川コンプレックスの砂岩は長石質アレナイトと石葉理が見られる（第 4. 11 図 E）．下部では赤色チャート，

質アレナイトの 2 種類の砂岩が存在する（Takeuchi et al.,

上部では黒色珪質泥岩と単層厚 5-10 cm で互層する．緑2008）．西部ユニットの砂岩は下部から上部まで長石質

色珪長質凝灰岩から上方に黒色珪質泥岩に漸移する単層であるが，東部ユニットの砂岩は，下部は石質であり，も多く見られる．その上位には黒色泥岩白色珪長質凝上部は長石質に変化する．

灰岩互層が漸移的に重なる．黒色泥岩は単層厚 5-30 cm，

化石

白色珪長質凝灰岩は単層厚 1-5 cm である．中部ユニッの赤色チャートや黒色珪質泥岩，マンガン炭酸塩スフ

西部ユニットのチャート-砕屑岩シーケンス中

B

A

0.3mm

0.3mm

C

D

0.5 mm
第 4. 12 図

0.5 mm

姫川コンプレックス赤色珪質岩の薄片の偏光顕微鏡写真
A：海綿骨針を多数含む赤色チャート．単ポーラー．虫川上流．
B：同上．直交ポーラー．
C：珪質岩中の海綿骨針や放散虫化石を含むマンガン炭酸塩のマイクロスフェリュール．単ポーラー．虫川上流．
D：ドロマイトを含む赤色凝灰岩．単ポーラー．第 4 .11 図 C の岩石．
─ 26 ─

ェ リ ュ ー ル よ り 中 期 ペ ル ム 紀 を 示 す Pseudoalbaillella．中部-東部ユニットのチャート及び一部の珪質泥
1990）

longtanensis 群 集 帯 -Follicucullus monacanthus 群 集 帯

岩は放散虫化石を含むが，年代を限定できる化石の発見（Ishiga, 1990）の放散虫化石が報告されている（田沢には至っていない．

ほか，1984 ; 宇次原，1985 ; 河合・竹内，2001）．それ

地質構造

らの年代は中期ペルム紀前期から後期を示す（Ishiga，の断層で
ンプレックスは虫川源流部で，傾斜が 35 -90゜

姫川コンプレックスの西部ユニットと青海コ

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第 4. 13 図

姫川コンプレックスユニット境界付近の変形構造
A：青 海コンプレックスと姫川コンプレックスの境界露頭．青海コンプレックスの石灰岩岩塊を含む赤色凝灰岩と姫川コ
ンプレックスの剪断変形を受けた砂岩泥岩互層が断層で接する．虫川源流部．
B：青海コンプレックスと姫川コンプレックス境界付近の剪断変形を受けた砂岩泥岩薄互層．虫川源流部．
C：中部ユニットと東部ユニット境界部の中部ユニット下底部の混在岩．左半部は新期の断層運動により脆性破壊されている．姫川本流．位置は第 4 .14 図参照．
D：C の混在岩部分の拡大．レンズ状灰緑色凝灰岩，石灰岩を含む．
E：中部ユニット混在岩と東部ユニットの剪断された砂岩泥岩互層の境界部．姫川本流．位置は第 4 .14 図参照．
F：中部ユニットと東部ユニット境界部の東部ユニットの剪断変形をうけた砂岩泥岩互層．
姫川本流．
位置は第 4 .14図参照．
─ 27 ─

接し（第 4. 13 図 A），傾斜 90゜
の断層面には水平方向のスリッケンラインが見られる．虫川源流部では青海コン
プレックスの石灰岩ブロックを含む赤色凝灰岩と姫川コ
ンプレックスの剪断変形を被り砂岩がレンズ化した砂岩
30

泥岩互層が断層で接するのが確認できる（第 4. 13 図 A）．

8040

その境界断層付近は剪断変形が強く，砂岩泥岩互層は破断したり，変形の強い部分では砂岩がレンズ化している
ルートマップ位置（第 4. 13 図 B）．

姫30

姫川コンプレックスの中部ユニットは東部ユニットのN

構造的上位に衝上断層で重なる．この関係は姫川左岸にて観察される（第 4. 14 図）．剪断変形を受けたレンズ状

川

砂岩と泥岩の構造的上位に剪断変形を受けた混在岩が重50なる（第 4. 13 図 C-F）．混在岩中の礫は石灰岩と玄武岩
質凝灰岩からなり，レンズ状を呈する．このような石灰岩と玄武岩類を含む混在岩は本コンプレックス中ではま50

75

れで，ユニット境界として重要なものと考えられる．こ

100m

40

の様な混在岩は，小滝川ヒスイ峡下流の瀬野田付近でも� ���� � �

80

分布する．

70

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西部ユニットと中部-東部ユニットとは高角度断層で

70

接する．
東部ユニットは虫川付近で転倒向斜褶曲をなし，

45
50

60

西翼は逆転している．

60

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第 4. 14 図�����������

姫川コンプレックスユニット境界付近のルート
マップ
東部ユニットの砂岩泥岩互層に衝上断層で重なる
中部ユニットの混在岩．全体的に東西方向の軸をもつ開いた褶曲が認められ，本図中央部付近では東西走向の正断層が存在する．姫川本流左岸．地形図は国土地理院発行 1 /2 .5 万地形図「小滝」を使用．

─ 28 ─

第5章

舞

鶴

帯
（竹内

5. 1

誠）

（2001）は虫川層の数地点から中期ペルム紀放散虫化石研究史及び概要を報告し，虫川層の層序が不明なことと変成岩などの岩

宇次原（1985）は，本研究の姫川コンプレックスの北塊を含むことから虫川コンプレックスと呼んだ．さらに東に分布する地質体を虫川層と姫川変成岩に区分し，虫虫川コンプレックスの堆積岩を岩相の類似性と放散虫化

川層から初めて中期ペルム紀放散虫を報告した．宇次原石から舞鶴層群下部層から中部層下部に対比した．

（1985）は，虫川層は頁岩中に変苦鉄質岩-片麻岩複合体

虫川コンプレックスについては，河合・竹内（2001）のブロックを含み，稀にチャート，砂岩，石灰岩ブレッ

でも指摘しているように，層序の復元がなされておらず，

チャのブロックなどを伴っているオリストストローム層

地層対比を行う上で，課題として残されていた．また舞とした（虫川層は小松ほか（1985）にて虫川オリストス

鶴帯には特異な角礫岩が存在し，それが堆積性か構造性

トロームと呼ばれた）．虫川コンプレックス（虫川層，かにおいて議論がある．本報告では，従来オリストスト

虫川オリストストローム）については，宇次原（1985）

ロームと考えられていた虫川コンプレックスの一部に整はブロックとして含まれる変成岩類が西南日本内帯舞鶴然層を見出し，層序の復元を行った．そして堆積性角礫帯の河守変成岩（加納ほか，1959）に酷似すること，ま岩と堆積後の変形によるカタクレーサイトや断層角礫岩

た頁岩よりペルム紀放散虫が産出することから，虫川の存在を認めた．
従来，本地域の地質は上記のように虫川オリストスト

層は舞鶴帯に属する地層としている．一方，河合･竹内

第 5.2 図 F

断層ガウジ

カタクレーサイト

角礫化した黒雲母片岩
安山岩
カタクレーサイト5m

黒雲母石英閃緑岩
マイロナイト様トーナル岩
角閃石班れい岩及び黒雲母トーナル岩

40

黒雲母片岩及び黒雲母トーナル岩

安山岩の断層角礫岩
マイロナイト様トーナル岩

安山岩岩脈

超苦鉄質岩捕獲岩第 5.2 図 E

60
第 9.3 図 G

マイロナイト様角閃石班れい岩と黒雲母トーナル岩( 第 5.2 図 D)

20

断層ガウジ

N

角閃石班れい岩と黒雲母トーナル岩( 第 5.2 図 C)60
角礫化した黒雲母片岩

��������

60

第 5. 1 図

倉谷変成岩類の産状を示すルートマップ
角閃石斑れい岩には超苦鉄質岩捕獲岩が存在する．角閃石斑れい岩と黒雲母片岩

マイロナイト様黒雲母片岩と黒雲母トーナル岩( 第 5.2 図 B)

マイロナイト様単斜輝石黒雲母片岩と黒雲母トーナル岩中に網目状に黒雲母トーナル岩が貫入している．それらはマイロナイト化を受け( 第 5.2 図 A)

面構造が発達する部分が認められる．さらに全体として脆性変形を被りカタク

40

レーサイト化した部分が認められる．安黒雲母石英閃緑岩．
( 第 5.2 図 H)

超苦鉄質岩捕獲岩

山岩岩脈が貫入し，新期の断層運動によ国土地理院発行 2.5 万分の 1 地形図「小滝」の一部を使用

─ 29 ─

る脆性破壊による断層角礫やガウジが形成されている．

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─ 30 ─

ロームや虫川コンプレックスとよばれてきたが，本調査

黒雲母片岩は黒雲母，
石英，斜長石からなり，単斜輝石，

において，堆積岩類の層序が明らかになったこと，変成ジルコン，燐灰石，不透明鉱物を伴う（第 5. 2 図 A，B，岩や火成岩岩塊は断層に沿って構造的に挟み込まれたも第 5. 3 図 A，B）．黒雲母は緑泥石化している場合が多い．

のであることから，堆積岩類を正常堆積層とし，虫川層

石英の動的再結晶による細粒化が認められる．

として再定義し，変成岩や火成岩を倉谷変成岩類及び琴角閃石斑れい岩は普通角閃石，斜長石からなり，黒雲母，アパタイト，不透明鉱物を含み（第 5. 2 図 C，D，

沢火成岩類と命名する．

第 5. 3 図 C，D），超苦鉄質岩の捕獲岩を含む（第 5. 2 図

5. 2E）．この超苦鉄質岩はアクチノ閃石岩となっている．

倉谷変成岩類（M）

これらの岩石はマイロナイト化を受けている部分が認
宇次原（1985）は本地域の変成岩類を姫められ（第 5. 3 図 E，F），面構造が発達する．マイロナ

川変成岩類と命名したが，本地域には姫川コンプレック

イト化を受けた角閃石斑れい岩は角閃石片岩と区別が難

スが分布し，地層命名規約上同じ地理名を複数の地質体

しい．

名称及び定義で使用することは避けるべきとあること，また玄武岩，

また，幅数 mm- 数十 cm の優白質黒雲母トーナル岩

斑れい岩，トーナル岩などの火成岩類が多く存在し，変がこれらの岩石中に網目状に貫入している（第 5. 2 図

成岩類と分布が区別できることなどから，変成岩類を倉A-D）．トーナル岩は石英と斜長石を主とし，黒雲母を谷変成岩類と命名する．

含むことがある．随伴鉱物として，自形のジルコン，ア

模式地

新潟県糸魚川市根小屋の姫川左岸（第 5. 1 図）．

ラナイトを含む．黒雲母はしばしば緑泥石化している．

分布

変成岩類は姫川コンプレックスとの境界付近の舞変成岩には稀に石灰質な部分があり，そこにトーナル岩

鶴帯南縁に沿って分布する．

が貫入している部分では，緑れん石，ざくろ石，方解石

産状及び岩相からなる幅数 mm の脈が形成されている．

倉谷変成岩類は，角閃石片岩を主とし，角閃石片岩，黒雲母片岩，斑れい岩，トーナル岩及び石以上の岩石全体が，カタクレーサイト化を被り（第5. 2図 F），破断面にはしばしばぶどう石脈が形成され（第英閃緑岩を伴う．
倉谷変成岩類（M）は優黒質な部分と優白質な部分が5. 2 図 G），黒雲母石英閃緑岩が貫入している（第 5. 2縞状構造を呈したり，変形により膨縮構造などを呈する．

図 H，第 5. 3 図 G，H）．

南東部の岩体は幅 300 m で長さ 2 km の大きな岩体とし放射年代て産するが，その他のものは，幅数 m-100 m の岩体を項で琴沢火成岩類の放射年代とまとめて記述する．

放射年代については，5. 3 琴沢火成岩類のなし，破砕された虫川層の泥岩と断層で接する．

5. 3

角閃石片岩は，肉眼で黒色-緑黒色を呈し弱い片理を琴沢火成岩類（Mg）

呈する．主に径 0.5-1.5 mm 程度の青緑色から緑褐色普通角閃石と他形の斜長石からなる．これらの普通角閃石

名称及び定義のコアには褐色普通角閃石や単斜輝石が含まれることが命名したもののうち，倉谷変成岩類を除いた玄武岩，ド

新称．宇次原（1985）が姫川変成岩類とある．随伴鉱物として燐灰石，チタン石，不透明鉱物を

レライト，斑れい岩及び変斑れい岩を琴沢火成岩類とす

含む．

る．

普通角閃石の比較的大きな結晶では片理面に斜交した模式地面で破断が認められ，その面に黒雲母が形成されている．

分布

また緑れん石，緑泥石，アクチノ閃石などの後退変成作

んどが倉谷変成岩類の北側に分布する．玄武岩は，倉谷用時の変成鉱物も認められる．

と姫川左岸の倉谷変成岩類と姫川コンプレックスとの← 第 5. 2 図

新潟県糸魚川市大谷内の西方の琴沢採石場．
琴沢火成岩類は，西部から中央部に分布し，ほと

倉谷変成岩類の岩相
露頭位置は第 5 .1 図参照．
A：マイロナイト化を受け，面構造の発達した単斜輝石黒雲母片岩と黒雲母トーナル岩．偏光顕微鏡写真は第 5 .3 図の A,B.
B：マイロナイト化をうけ面構造の発達した黒雲母片岩及び黒雲母トーナル岩
C：網目状のトーナル岩の貫入した角閃石斑れい岩．偏光顕微鏡写真は第 5 .3 図の C,D.
D：マイロナイト化をうけ面構造の発達した角閃石斑れい岩及び黒雲母トーナル岩．
E：超苦鉄質岩を捕獲岩として含む角閃石斑れい岩と網目状に貫入した黒雲母トーナル岩．
F：マイロナイト化とカタクレーサイト化による剪断帯．偏光顕微鏡写真は第 5 .3 図の E,F.
G：角閃石斑れい岩及び黒雲母トーナル岩に発達する脆性剪断面．ふどう石脈が形成されている．
H：マイロナイト化をうけ面構造の発達した黒雲母片岩及び黒雲母トーナル岩に貫入した黒雲母石英閃緑岩 . 偏光顕微鏡
写真は第 5 .3 図の G,H.
─ 31 ─

B

A
Bt

Pl

Pl

Cpx

Cpx

Bt

0.3mm

0.3mm

C

D

Hb

Hb
Pl
Ab

Ab
Pl
Hb

������

1mm
1mm

1mm

E

F

Hb

Pl

��������

1mm

1mm

G

H
Prn

Pl
Bt

Bt

Pl

Q

Q

1mm

1mm
─ 32 ─

B

A

ドレライト

B

剪断された泥岩

ドレライト

珪長質角礫岩c

珪長質角礫岩

ドレライト

3m

C

ドレライト

1m

D

1cm

珪長質角礫岩ドレライト

1cm
第 5. 4 図

珪長質角礫岩の産状
A：泥岩中に巨大岩塊として産する珪長質角礫岩を伴ったドレライト．琴沢採石場．
B：A の拡大．
C：ドレライトを不整合に覆う珪長質角礫岩．B の拡大．
D：珪長質角礫岩の研磨試料．

← 第 5. 3 図

倉谷変成岩類の薄片の偏光顕微鏡写真
Bt：黒雲母，Cpx：単斜輝石，Hb：普通角閃石，Pl：斜長石，Prn：ぶどう石，Q：石英
A：単斜輝石黒雲母片岩．単ポーラー．第 5 .2 図の A の岩石．
B：同上．直交ポーラー．
C：普通角閃石斑れい岩．左にカタクレーサイト化したシアバンドがみられる．単ポーラー．第 5 .2 図の C の岩石．
D：同上．直交ポーラー．
E：カタクレーサイト化したマイロナイト．単ポーラー．第 5 .2 図の F の岩石．
F：同上．直交ポーラー．
G：黒雲母石英閃緑岩．左上から中央下部にカタクレーサイト化したシアバンドがみられる．単ポーラー．第 5 .2 図の Hの岩石．
H：同上．直交ポーラー．
─ 33 ─

第 5. 1 表

琴沢火成岩類及び倉谷変成岩類の K-Ar 年代

試料番号

試料岩石

測定鉱物

20101801

角閃岩

普通角閃石

20101701

斑れい岩

普通角閃石

K
(%)
0.45
0.45
0.10
0.10

間，琴沢採石場の北西約 1 km の沢，琴沢採石場南西約

Arrad(SCC/g*10-5)
0.525
0.511
0.068
0.066
40

Age
(Ma)
274±14165±8の採取地点を第 5 .5 図に示す．

500 m の沢などに分布する．
産状と岩相

Atm.40Ar
(%)
88.7
89.9
34.2
48.2

角閃石片岩は青緑色-緑褐色の普通角閃石，斜長石で琴沢火成岩類（Mg）は，斑れい岩，ドレ構成され，アラナイト，アパタイト，チタン石を含んでいる．斑れい岩は，幅約 20 m の露頭から採取したもの

ライト，玄武岩を主とする．
琴沢火成岩類は倉谷変成岩類同様，破砕された虫川層であるが，露頭欠如により，他の岩石との関係は不明での泥岩と断層で接する．中央部の琴沢採石場の岩体が最ある．この斑れい岩は緑褐色の普通角閃石と斜長石からも大きく，岩体は幅 200 m で，長さは少なくとも 500 m
である．その他のものは，幅数 m-100 m の岩体をなす．
細 粒 斑 れ い 岩 と ド レ ラ イ ト は， 主 に 緑 色 を 呈 し，��������������

���

1.0-1.5 mm 程度の柱状の斜長石と緑褐色から褐色の普通角閃石，不透明鉱物からなる．稀に単斜輝石を含む．

2

基本的には，柱状の斜長石の結晶間を他形の普通角閃石

3が埋めている間粒状組織を示し，一部の普通角閃石はコ1アからリムへ，褐色から緑色の累帯構造を示す．
これらは，緑色片岩相の変成作用を被っており，アクチノ閃石，緑れん石，緑泥石，チタン石が形成されてい物はリューコキシンになっている．これらの変成鉱物による定向配列は認められない．

��������
�������

玄武岩は灰緑色-緑色を呈し，ガラス質石基と樹枝状斜長石からなる．ガラスは脱ガラス化が進んでいる．弱

(m)
100

虫川層

変成作用を被っており，パンペリー石と緑泥石が形成されている．
琴沢採石場の中央付近の切羽では，珪長質角礫岩が塊

0

上部状のドレライトを不整合に覆っているのが確認される（第 5. 4 図）．珪長質角礫岩は部分的に細粒になり，チャ

��

角礫岩
砂岩
泥岩
石質砂岩を挟む泥岩

る．また斜長石はソーシュライト化している．不透明鉱ート様の珪長質凝灰岩を挟む．珪長質角礫岩は肉眼では淡灰緑色を呈する．基質は珪長質凝灰岩で，礫として珪長質火山岩を多く含み，多結晶石英や珪長質凝灰虫川層

岩，花崗岩質岩も多少認められる．礫は角礫で，礫径は 2 -3 cm である．この岩体の南縁には剪断されて角礫下部化した斑れい岩と石灰岩角礫が混在する角礫岩が分布す
る．斑れい岩の一部は脆性変形により，細粒化している．
放射年代

青海地域の青海コンプレックスの西側に分布する結晶片岩や変斑れい岩などから，放射年代が報2

告されているが（柴田ほか，1979；Shibata and Nozawa,
1968；Shibata et al., 1970；柴田，1981 など），本地域の火成岩や変成岩の年代は報告がない．そこで，倉谷変成

31
第 5. 5 図岩類の角閃石片岩と琴沢火成岩類の斑れい岩，それぞれ
1 試料中の角閃石の K-Ar 年代測定を行った．岩石試料─ 34 ─

虫川層の柱状図
柱状図作成ルート位置並びに琴沢火成岩類及び倉谷変成岩類の K-Ar 年代測定用試料採取地点を示す．

なる．普通角閃石は若干緑泥石やウラル石に置換されてAおり，斜長石はソーシュライト化しているが新鮮な普通角閃石も残存している．
測定結果を第 5. 1 表に示す．角閃石片岩中の角閃石からは 274±14 Ma，斑れい岩中の角閃石からは 165±8 Maの K-Ar 年代が得られ，それらは Gradstein et al.（2004）によると，それぞれ前期ペルム紀と中期ジュラ紀の年

��代を示す．斑れい岩からの分析値は K20 含有量が 0.10��

wt.% と極少量のため，その値の信頼度は注意しなけれ��ばならない．

5. 4
地層名及び定義B

虫川層（Mm, Mbr）

1cm

��

宇次原（1985）の虫川層とほぼ一致し，本研究地域に分布する泥岩，石質砂岩を挟む泥岩，砂岩，
角礫岩からなるペルム系を虫川層と再定義する．

�����

分布

本研究地域の北部から中央部に分布．

層序

虫川層は石質砂岩を挟む泥岩からなる下部（Mm）と，苦鉄質岩の礫を主とする角礫岩や砂岩からなる上部����（Mbr）に区分される（第 5. 5 図）．琴沢火成岩類及び倉谷変成岩類とは断層で接する．層厚は少なくとも 600 m．
岩相

1cm

下部は黒色泥岩を主とし，しばしば石質砂岩を挟む．石質砂岩は細粒-中粒で白色-灰色を呈し，単層厚

C

1 -10 cm で黒色泥岩と互層する．石質砂岩には級化構造が認められる場合がある．
上部は，琴沢採石場付近では角礫岩を主とし，琴沢採
石場北西約 1 km の沢付近では砂岩と角礫岩の互層である．

��

角礫岩は泥岩基質がほとんどないものから，角礫が泥

���

���

岩中にまばらに含まれる含礫泥岩まで認められる．また
礫種構成からは，玄武岩礫が優勢なもの，泥岩礫が優勢なもの，その中間的性質のもの（第 5 .6 図），チャート

1cm

や結晶片岩を含むもの等がある．玄武岩礫が優勢な角礫岩は新鮮面では緑色を呈するが，露頭の表面では灰色を呈する．礫は玄武岩，ドレライトが多く，せん断を第 5. 6 図受けた泥岩，珪長質火山岩，石英片岩を含む．礫径は数mm-10 cm で，基質はほとんどなく，玄武岩礫の間を変形した泥岩が埋めているものから，含礫泥岩まで認められる．泥岩礫には放散虫化石が確認されるが，保存の良いものは得られていない．

虫川層上部の角礫岩
A：泥岩角礫を主とする角礫岩．千丈峰北北東約3 km 地点．
B：ドレライト，細粒砂岩，泥岩の角礫からなる角礫岩．千丈峰北北東約 3 km 地点．
C：玄武岩角礫を主とする角礫岩．ドレライトや泥岩の角礫を少量含む．千丈峰北北東約 3 km 地点．

泥岩礫優勢の角礫岩は黒色の泥岩角礫を主とし，珪長質火山岩の細礫を少量含むものもある．一見，黒色塊状
泥岩に見えるが，露頭で注意深い観察や，切断研磨面の観察によって，角礫岩であることがわかる．礫径は数mm-5 cm である．
砂岩やドレライトなどの角礫を含む角礫岩は中粒砂岩-細礫礫岩で，一部中礫に達する．これらの淘汰はよく，基質が少ない礫支持礫岩である．礫として，玄武岩，ドレライト，斑れい岩，泥岩，砂岩，チャート，花崗岩類，
─ 35 ─

珪長質火山岩類，結晶片岩，マイロナイトなどである．

Albaillella asymmetrica，Pseudoalbaillella aff. longicornis,

玄武岩礫は，ガラス質玄武岩である．花崗岩類礫はア

Ps. fusiformis, Ps. longtanensis, Ps. sp. A が報告されていプライト，トーナル岩，圧砕花崗岩からなり，珪長質火る（宇次原，1985；河合・竹内，2001）．これらの放散

山岩礫は，石英斑岩，グラノファイアー，凝灰岩などか虫化石の示す年代は，Ishiga（1990）の Ps. longtanensis

らなる．チャート礫には海綿骨針を多く含む．結晶片岩

群集帯-Ps. globosa 群集帯に相当し，中期ペルム紀の前礫は黒雲母白雲母片岩からなる．

期を示している．

放散虫化石

本地域の泥岩からは，放散虫化石として，

─ 36 ─

飛 驒 外 縁 帯

第6章

（竹内
6. 1

誠）

か，2002）の調査の過程において，白馬岳メランジュ研究史及び概要（オリストストローム）とされていた地層（高野・小松，

石井（1937）は 7.5 万分の 1 地質図幅「白馬嶽」にお1984）が火山砕屑岩を主とする正常層であるとして白馬

いて，白馬岳から蓮華地域の地質を初めて総合的に報告

岳層と命名した．そして，蛇紋岩は初生的にはナップとしたが，古生界についてはペルム系及び石炭系とし，明して白馬岳層の上位に位置すること，メランジュ中のブ

確な区分はなされていなかった．槇山（1950）はこの地

ロックとされていた斑れい岩が白馬岳層に貫入している域の堆積岩と変成岩を一括して蓮華変成岩と呼んだ．加ことなどを報告した．竹内ほか（2004）は，白馬岳層を納（1975）や相馬ほか（1976）は白馬岳から西方の清水

下部層，中部層，上部層に区分した．

岳地域を調査し，再結晶度や片理面の発達が弱く，原岩

一方，田沢ほか（1984）及び宇次原（1985）は青海石の組織や構造をよく残した地層が分布し，特に中性 - 酸

灰岩西側の非石灰岩層から中期ペルム紀の放散虫化石を性の火山砕屑岩を原岩とする岩石が多いことに注目して報告し，宇次原（1985）はこれらの地層を小滝オリスト

いる．高野・小松（1984）は白馬岳付近の地層を泥岩やストローム層と呼んだ．河合・竹内（2001）はこれらの砂岩泥岩互層を基質とし，チャート，石灰岩，変玄武地層を小滝コンプレックスと呼び，田沢ほか（2002）は岩，変斑れい岩，蛇紋岩などの岩塊を含むオリストスト

秋吉テレーン（帯）に属するペルム紀付加体とした．小ローム（メランジュ）とした．そして小松ほか（1985）

滝コンプレックス分布域の小滝川支流の土倉沢入口付近

は，飛騨外縁帯を飛騨帯がナップとして移動した際の下には石灰岩の転石が分布し，これらからは前期石炭紀の底に形成された蛇紋岩メランジュであるとした．滝沢ほ

サンゴ類や石灰藻類などの化石が産する．岩相や化石相か（1995）は白馬岳西方のチャートから中期ペルム紀放からはこれらの石灰岩はペルム紀付加体中の青海石灰岩とは異なり，むしろ古生界正常層である飛驒外縁帯一ノ散虫化石を初めて報告した．

谷層，南部北上帯鬼丸層，黒瀬川帯柿迫層産のものと類竹内（2002）は 5 万分の 1 地質図幅「白馬岳」（中野ほ

土

倉

沢

75

第 6.4 図 G,H

緑色凝灰岩レンズ多い

80

70

第 6.3 図 C
第 6.3 図Ｄ30

第 6.4 図 E,F
緑色を呈する

第 6.4 図 C,D

80

40

75

40

40

珪質凝灰岩

含砕屑性単斜輝石砂岩

小

滝

川

第 6.2 図 B

剪断変形を示す混在岩第 6.2 図 A

泥岩
砂岩
珪質凝灰岩

単斜輝石ドレライト

緑色凝灰岩

60

50

50

70

珪質凝灰岩レンズ多い

珪質凝灰岩多い

第 6.4 図 A,B

含単斜輝石砂岩ブロック

珪長岩

100ｍ

40

石灰岩

第 6.3 図 B
第 6. 1 図

小滝層の産状を示すルートマップ
小滝川のひすい峡から上流にかけてのルートマップ．
─ 37 ─

石灰岩ブロック

40
70

75

小滝層

サカ
サ沢

N

来馬層群

小滝層

80

70

ひすい峡

似することが指摘されている（Konishi，1956 ; 神谷・児子，

6. 2

1996；Niko and Yamagiwa，1998 ; 中澤ほか，1998；田沢ほか，2002）．

地層及び定義小滝コンプレックスとされた地層は，剪断変形が強い

小滝層（Cx, Ca, Cs, Cc, Cg）
新称．青海石灰岩西側に分布する緑色岩，

砂岩，泥岩，珪長質凝灰岩，珪質凝灰岩，チャートから部分が多く，本来の層序を復元することは難しいが，変なる正常層ペルム系を新たに小滝層と命名する．

形を免れている部分も認められ，また構成する岩石の組

分布

み合わせも考慮して総合すると，これらの地層は付加体

オ沢に分布．

に特徴的なチャート−砕屑岩シーケンスは認められず，模式地

小滝川沿いのヒスイ峡から上流域（第 6. 1 図）．

むしろ正常層の白馬岳層との類似点が多い．従って，本層序

小滝層は断層により，3 つのブロックに分かれて

報告ではこれらの地層を正常層と見なし，小滝層とした．

分布する．断層近傍では剪断変形が強く，東側ブロック

なお，従来，白馬岳層や小滝層にて，チャートと呼ばのサカサ沢からヒスイ峡の間では，特に変形が強い．これていた珪質岩のうち，一部のものはほとんど石英の微のように剪断変形を受けている部分が多く，正確な層序

粒子からなるが，斜長石の結晶片を稀に含むことがあるを復元することは困難であるが，部分的に変形が弱い部

ため，斜長石片を含む珪質岩を珪質凝灰岩と呼ぶことに分があり（第 6. 2 図），以下のような層序と見なした．

する（竹内ほか，2004）．

青海石灰岩西側の尻高沢，土倉沢，小滝川，マツ

小滝層は下位より，玄武岩（Cg），黒色泥岩緑色凝灰岩互層（Ca），砂岩（Cs），緑色凝灰岩と重なり，黒色泥岩，
チャート及び珪質凝灰岩（Cc）と重なる．小滝川沿い

A

30
断層

40

1m

断層

カタクレーサイト化を受けた
安山岩

珪質凝灰岩角礫黒雲母デイサイトが貫入
林

珪長質凝灰岩と泥岩が整合

道

70

下流側

B

黒雲母デイサイト
珪質凝灰岩角礫
淡緑色珪質凝灰岩

中粒石質凝灰岩

安山岩
細粒砂岩

細粒砂岩

泥岩
黒色泥岩

珪長質凝灰岩・泥岩互層
珪質凝灰岩

黒色泥岩

中粒石質凝灰岩
層理面の走向・傾斜

5m

林

道

下流側

断層面の走向・傾斜
垂直な断層面

第 6. 2 図

小滝層の珪長質及び珪質凝灰岩の産状を示すスケッチ
珪長質凝灰岩と泥岩は整合関係．泥岩中には珪質凝灰岩角礫が含まれる．厚層理凝灰岩では上方細粒化が認められ，下位は中粒石質凝灰岩，上位は細粒珪質凝灰岩となっている（B）．第 6 .1 図ルートマップ中の西側と中央のブロックの珪質岩
分布露頭．
─ 38 ─

では，砂岩層の上位と下位に石灰岩角礫を含む泥岩や緑岩には数 cm の珪質凝灰岩の角礫を含む．泥岩には剪断

色凝灰岩層を挟む．また，砂岩の下位に単斜輝石ドレラ

変形がみられないので，堆積性角礫岩である．また珪質イトが分布する．ドレライトと他の地質との関係は露頭

凝灰岩と泥岩が数十 cm の層厚で互層をなす部分もある．

状況が悪いため不明である．

珪質凝灰岩の一部には細粒の斜長石片を含むものがあ

岩相る．稀に放散虫化石を含む．

玄武岩は一般的に塊状であるが，横前倉山東方では枕状溶岩として産する（第 6. 3 図 A）．緑色凝灰岩は

緑色凝灰岩黒色泥岩互層や珪質凝灰岩黒色泥岩互層は

石質凝灰岩で，自形斜長石を主とする玄武岩片を多く含

しばしば剪断変形を受け，凝灰岩がレンズ状を呈する．

み，単斜輝石片を含むものも頻繁に見られる（第 6. 4 図

また小滝層のほとんどの岩石がカタクレーサイト化を受A，B）．単斜輝石ドレライトは自形斜長石とその間を埋けている．特に小滝川ヒスイ峡上流域では，強く剪断変

める単斜輝石からなる（第 6. 4 図 C，D）砂岩は灰色-灰形をうけ，面構造の発達した黒色泥岩中に石灰岩，緑色

緑色を呈し，塊状で泥岩を数層挟む．中粒-粗粒で石質凝灰岩，玄武岩，砂岩，含石灰岩角礫凝灰角礫岩などのアレナイトである（第 6. 4 図 E，F）
．玄武岩片を主としレンズ状岩塊を含む混在岩（Cx）となっている（第 6. 3て含み，斜長石，石英，単斜輝石，緑れん石を伴い，稀図 D）．岩塊の長径は数 cm から数 m である．レンズ状にざくろ石を含む．石灰岩角礫は灰色から白色の数 m

砂岩は石質アレナイトで砕屑性単斜輝石を多く含むもの

から数 cm の角礫で，基質は黒色泥岩や灰緑色凝灰岩でもあり，小滝川沿いのより上流に分布する砂岩と酷似すある（第 6. 3 図 B，C）．珪質凝灰岩は，層厚が 15 m にる．

達する厚いものは下部が中粒石質アレナイトで上部は細化石

粒珪質凝灰岩（第 6. 4 図 G，H）へと漸移し，また上方

Pseudoalbaillella aff. longicornis と Pseudoalbaillella sp. を

薄層化も認められる（第 6. 2 図 B）．この直上の黒色泥発見し，中期ペルム紀であるとした．宇次原（1985）

A

B

C

D

田沢ほか（1984）は小滝川沿いの泥質岩より，

���

���
�����

���

第 6. 3 図

小滝層の岩相A：枕状溶岩として産する玄武岩．横前倉山の東方約 300 m の土倉沢源流部．
B：石灰岩角礫を多数含む黒色泥岩．露頭位置は第 6 .1 図参照．
C：石灰岩角礫を含む玄武岩凝灰角礫岩岩塊．劈開の発達した泥質岩中に産する．露頭位置は第 6 .1 図参照．
D：強度の剪断変形を被った小滝層の混在岩．劈開の発達した泥質岩中に緑色凝灰岩，石灰岩，玄武岩がレンズ状に含まれる．
露頭位置は第 6 .1 図参照．
─ 39 ─

BA

0.5 mm

0.5 mm

C

D

1 mm

E

1 mm

F

0.5 mm

0.5 mm

G

H

0.3mm

0.3mm
─ 40 ─

は，小滝川沿いの灰白色珪質頁岩より，Paronella（?）

6. 3

sp., Pseudotormentus sp., Nazarovispongus（?）sp. などを見

白馬岳層（St）

いだし，田沢ほか（1984）と同時代としている．河合・

地層及び定義竹内（2001）も小滝川沿いの珪質泥岩やチャートから

にて詳細な記載がなされ，竹内ほか（2004）にて下部層，

Follicucullus sp. を報告し，中期ペルム紀の後期としてい中部層，上部層に区分された．白馬岳図幅地域に分布す

る．

る珪長質火砕岩類を主とするペルム系正常層を白馬岳層

土倉沢入口付近には暗灰色-黒色の石灰岩転石が多く

竹内ほか（2001）にて命名．竹内（2002）とする．

見られ，Konishi（1956）は前期石炭紀石灰藻を記載した．

分布

その後，土倉沢やマツオ沢の石灰岩角礫より，小林ほか

電所南東の沢に，断層に挟まれて小岩体が分布する．

本図幅地域の南西縁の五輪山付近と大所川第一発（1957），Chihara et al.（1979），
長谷川ほか（1982），長谷川・

岩相

後 藤（1990）， 神 谷・ 児 子（1996），Niko and Yamagiwa

質凝灰岩及び珪長質凝灰角礫岩からなる．その北側の黒（1998），田沢（2004）は前期-中期石炭紀の小型有孔虫類，

負山への鞍部付近の小岩体は剪断変形を受けた黒色泥岩

フズリナ類，サンゴ類や腕足類を報告した．

緑色珪長質凝灰岩互層からなる．

五輪山付近の岩体は淡緑色を呈する細-中粒珪長

大所川第一発電所付近の岩体は石灰岩角礫を含む泥岩や泥岩緑色凝灰岩互層である．小滝層との区別が難しい
が，地理的に白馬岳層とした．
化石← 第 6. 4 図

化石は報告されていない．

小滝層の薄片の偏光顕微鏡写真
A：砕屑性単斜輝石を含む石質アレナイト．全体としてカタクレーサイト化しているが，中央部に特に強くカタクレーサ
イト化したシアバンドが認められる．単ポーラー．試料採取地点は第 6 .1 図参照．
B：同上．直交ポーラー．
C：単斜輝石ドレライト．単ポーラー．試料採取地点は第 6 .1 図参照．
D：同上．直交ポーラー．
E：玄武岩片を主とする中粒石質アレナイト．単ポーラー．試料採取地点は第 6 .1 図参照．
F：同上．直交ポーラー．
G：細粒珪質ガラス質凝灰岩．脱ガラス化のためガラス破片の組織は若干不鮮明になっている．単ポーラー．試料採取地
点は第 6 .1 図参照．
H：同上．直交ポーラー．
─ 41 ─

第7章

来

馬

層

群
（竹内

7. 1
7. 1. 1

誠）

変動の存在が指摘されている（植村，1981；Uemura and研究史及び概要

Yokota，1981；茅原・小松，1982）．

研究史

小滝図幅地域の大所川，来馬地域や泊図幅地域の犬7. 1. 2

概要ヶ岳地域の一部にジュラ紀層が分布することは，大塚

小滝図幅地域の来馬層群は，来馬層群全体の分布域の（1891）の 20 万分の 1 地質図幅「富山」に記されている．

東半分に位置する（第 7. 1 図）．来馬地域と大所川地域

小林（1927）は泊図幅地域の大平川（地形図では境川とにまとまった分布があり，これらの地域の来馬層群には，記されている）流域で Dictyophyllum を採取し，手取統

下位より蒲原沢層，大所川層及びヨシナ沢層に区分されより一段古いものであるとした．大石（1931）は北小谷

る来馬地域の層序区分が適用される（第 7. 1 図 , 第 7. 2の来馬付近を調査し，来馬統と呼んだ．石井（1937）の図）．また本地域西縁部には犬ヶ岳地域に広く分布する

7 .5 万分の 1 地質図幅「白馬嶽」において来馬層群のお来馬層群の東端部が分布する．この来馬層群は犬ヶ岳地

およそ全体の分布域が初めて示された．小林ほか（1957）域の層序が適用される．赤禿山付近の来馬層群については初めて来馬層群の層序を明らかにし，下部ジュラ系では詳細な層序区分はできなかった．

あることを示した．
じょう ご だに

小林ほか（1957）は犬ヶ岳地域で，下位より漏 斗 谷
ね

ご

7. 2

や

大所川及び来馬地域の来馬層群層，北又谷層，似虎谷層，寺谷層，大滝谷層，水上谷層
がまはらさわに区分し，来馬地域で下位より下部砂礫岩互層（Kr1），7. 2. 1

蒲原沢層（Kg, Kg1, Kg2）

含植物化石砂岩頁岩互層（Kr2），含二枚貝化石砂岩頁

地層名

白石（1992）．

岩互層（Kr3），上部砂礫岩互層（Kr4）に区分し，岩相模式地

小滝図幅地域の新潟県と長野県境を流れる蒲原の側方変化が激しく，かつ犬ヶ岳地域と連続しないの沢．

で 2 地域間の対比ができないとしている．一方，Chihara分布

いちなん ば やま

土沢下流，湯原沢下流，蒲原沢下流，一難場山北， 滝 沢（1980）， 山 田・ 滝 沢（1981） は 犬
et al.（1979）

方，ヒワ平から大所川上流を通ってヨグラ沢上流域，五ヶ岳地域の最上部の水上谷層は手取層群に属するとし

輪山北方，赤禿山南方から東方，小滝川中流域．

た．また白石（1992）は来馬地域の層序を下位より，蒲層厚

原沢層，大所川層及びヨシナ沢層に区分し，凝灰岩層を層序及び層序関係

鍵層として犬ヶ岳地域と来馬地域の層序を対比した．そめ，下部は礫岩及び砂岩を主とし，泥岩及び珪長質凝灰の他に来馬層群では，アンモナイト化石（佐藤，1956；

岩を挟み，上部は砂質泥岩及び珪長質凝灰岩を主とし，Sato，1992 など），二枚貝化石（例えば Hayami，1961，

礫岩，砂岩，石炭層を挟む．

来馬地域で約 700 m，大所川地域で約 440 m．
蒲原沢層は来馬層群の最下部を占1990），植物化石（例えば，Kimura et al., 1988；Kimura

本地域の蒲原沢層は来馬層群以外の地層や岩石と断層

and Ohana，1990）などの古生物学的研究が主としてなで接する．蒲原沢では不整合面は確認できず，多くの場されてきた．また，南隣の白馬岳図幅地域の土沢より恐合蛇紋岩と断層で接する．一難場山北方では，来馬層群

竜の足印化石が発見された（畠山，1995；小谷村恐竜化と蛇紋岩の境界付近の蛇紋岩中に蒲原沢層が断層で境さ石学術調査団，2000）．

れた小岩塊として分布する．小滝川大ヒシの下流では，堆積学的研究では，砕屑物組成について Chihara et

小滝層との境界は露頭欠如のため不明であるが，蒲原沢al.（1979），山田・滝沢（1981），白石（1992），熊崎・層には蛇紋岩を起源とする砂岩が挟まっている．また小小嶋（1996）などがある．山田・滝沢（1981）や白石（1992）

滝川のヨシオ沢出合付近では，結晶片岩角礫を多く含む

は火山岩起源の砕屑物が多いこと，また白石（1992）は角礫岩が存在する．従って，来馬層群は蛇紋岩や蓮華変凝灰岩が数層挟まれることを報告し，後背地に火成活動

成岩類を基盤として不整合に覆っていた可能性が高い．

があったことを述べた．さらに熊崎・小嶋（1996）は砕岩相下部（Kg1）の礫岩は細礫-大礫で角礫-亜角礫か屑性ざくろ石の化学組成を検討し，その起源は飛騨外らなり，基質は少なく礫支持である．また一部は基質が縁帯に存在する結晶片岩起源であることを明らかにし泥岩で，基質支持である．礫は流紋岩及び珪長質凝灰岩

た．また激しく褶曲した来馬層群を白亜系が不整合に覆が最も多く，ついで安山岩が多く，珪質頁岩，チャート，

うことより，来馬層群堆積後に後来馬変動と呼ばれる珪質凝灰岩，花崗岩，石質砂岩やシルト岩及び水中急冷─ 42 ─

137 45 E

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37 00 N�����������

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─ 43 ─

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「泊」「小滝」

イ

ア

谷

ワ

サ

�
�

赤禿山地域

�

滝川

小

���
北又谷
川

姫

大所川

犬ヶ岳地域

36 50 N
大所川地域

「黒部」
「白馬岳」

���

来馬地域

第 7. 1 図

来馬層群の分布����

岩相「泊」 「小滝」

礫岩
砂岩

谷
ワ

ア

泥岩

8

14
6

22

19
13

12

28

16

29

上部

30

大所川地域

犬ヶ岳地域

大所川

川

17

9
10

31
32

15

33
27

来馬地域

18

「黒部」「白馬岳」

所

大

13

大

上部

層

23
17

25

33

19

16
18

27

���

���

大所川地域

犬ヶ岳地域
第 7. 2 図

31

32
下部

15

���

30

28

29

���

来馬地域

来馬層群の柱状図
犬ヶ岳地域の層序は小林ほか（1957），来馬・大所川地域の層序は白石（1992）による．

蒲原沢層

21
20

10

上部

11

下部

蒲原沢層

9

上部

.

22

12

下部

下部

下部

漏斗谷層

上部

5
2

層

川

中部

中部

所
26

24

6

川

北又谷層

─ 44 ─

3

1

21

11

1

14

20

7

5

川

小滝

姫

2

8

7

北又谷

ヨシナ沢層

3

25
24 23

4

珪長質凝灰岩426

サ
イ

砂岩泥岩互層

ヨシナ沢層

似虎谷層

����

組織をもった玄武岩などを伴う．稀に蛇紋岩も含まれる．

ップルやそれによる斜交葉理がみられるものがある（第チャートには海綿骨針を多く含むものがある．また珪質7. 4 図 C）．細粒珪長質凝灰岩はガラス質凝灰岩である．

頁岩やチャートには放散虫化石を含むものもある．大所

この様に流れによる堆積構造が頻繁に認められることか

川第三発電所上流約 500 m 付近では，赤色凝灰岩や赤色ら，空中からの降灰による凝灰岩ではなく，河川によっ凝灰岩を基質とする礫岩が分布する．

て二次的に堆積した凝灰岩である．

上部（Kg2）は砂質泥岩及び珪長質凝灰岩を主とし，赤禿山周辺に分布する蒲原沢層は小分布のため，詳細

礫岩，砂岩，石炭層を挟む．砂質泥岩に数層準で中礫礫な層序区分はしなかった．

岩から砂岩・砂質泥岩に至る上方細粒化を示す部分があ

年代及び対比る．

ていない．従来，来馬地域と犬ヶ岳地域の層序はそれぞ

礫岩は礫のインブリケーションが認められる場合がある．礫種は下部の礫岩とあまり変化がない．

本層から時代決定に有効な化石は得られれの地域で設定され，岩相の側方変化が激しいので両地域の対比は困難とされてきた．白石（1992）は上方細粒

珪長質凝灰岩は一般的に灰色細粒で，単層約 1 m の厚化の堆積サイクルと挟在する凝灰岩に注目し，両地域の層理のものや単層数 cm-20 cm の厚さで黒色砂質泥岩と層序の対比を行った．そして本層に挟まれる黄色軽石が互層をなすものがあり，軽石を含む粗粒なものからガラ

密集している層準（YPT）を鍵層として，蒲原沢層を犬

ス質の細粒なものまでみられる（第 7. 3 図，第 7. 4 図）．

ヶ岳地域の漏斗谷層中-下部に対比した．

前沢と小滝川では軽石を含む凝灰岩を挟む．前沢では合計層厚 5 m の珪長質凝灰岩がみられ，長径約 1-3 cm の7. 2. 2

押しつぶされて扁平な軽石を含む（第 7. 4 図 D-F）．特命名に軽石を含む 1 層では斜交層理が顕著である．小滝川沿

模式地

大所川層（Ko, Ko1, Ko2, Ko3）

白石（1992）．
大所川中流．

いの含軽石珪長質凝灰岩の軽石は長径約 1 cm で層理と分布平行に配列していたり，トラフ型斜交層理の底部に含ま山西方，大所川中流域から小滝川中-上流域，横前倉山

れたりする．細粒珪長質凝灰岩にはしばしばカレントリ付近からアブキ谷上流部．

来馬集落から西の前沢，湯原沢，蒲原沢，一難場

層厚 大所川沿いで約 1,000 m，土沢で 1,400 m．
層序

下位の蒲原沢層とは整合に重なる．蒲原沢層上部の泥質岩卓越部の上位で最初に厚層理砂岩が出現した部

���分から上位を大所川層とする．大所川層は下部，中部，

��

上部に区分され，下部は砂岩，泥岩を主とし，礫岩，珪������

長質凝灰岩，珪質凝灰岩，石炭層を伴う．中部は厚層理

����砂岩，砂岩泥岩互層，泥岩からなる．上部は泥岩及び砂質泥岩を主とし，砂岩，礫岩，石炭層を伴う．上部の泥���

質岩卓越部の上位に最初に厚層理砂岩が出現した部分から上位をヨシナ沢層とする．
岩相下部（Ko1）は厚層理（最大約 4 m）砂岩に始まり，上方細粒化及び薄層化を示し，泥岩にいたる部分（第����

7. 5 図）と泥質岩卓越部に中層理から薄層理砂岩を挟む部分（第 7. 6 図）からなる．
前者の厚層理砂岩の基底部や下部にはしばしば中礫礫
岩や細礫礫岩を伴う．下位の地層の削り込みが認められる場合がある．砂岩は中粒から極粗粒で石質アレナイト

����である．砂岩の層理面には植物破片が多く含まれ，泥質部には稀に根の痕跡化石が認められる（第 7. 7 図）．ま����た泥岩は炭質物が多い部分があり，石炭層を挟む．

����

後者は泥岩に斜交葉理の発達した中-細粒砂岩の薄層や斜交層理の発達した中層理極粗粒-中粒砂岩を挟む．
極粗粒砂岩にはしばしば中礫-細礫礫岩を含む．中層理

����
第 7. 3 図�����

砂岩や礫岩は下位の地層への削り込みが認められる場合がある．

来馬層群蒲原沢上部の軽石を含む凝灰岩柱状図

これらの地層は側方への連続性は悪い．砂岩層は側方凝灰岩層には斜交層理，級化構造が認められ，河川成堆積物である．

へ薄層化し，泥質部に移行し，砂岩層はレンズ状形態を─ 45 ─

A

B

C

D

E

F

第 7. 4 図

来馬層群の凝灰岩の岩相
A：灰色珪長質凝灰岩と黒色泥岩の互層．小滝川のオソロ沢出合上流約 200 m 付近．
B：厚層理灰色珪長質凝灰岩．左側の部分は平行葉理が発達している．小滝川のオソロ沢出合上流約 200 m 付近．
C：カレントリップルによる斜交葉理の発達した灰色珪長質凝灰岩．小滝川のオソロ沢出合上流約 200 m 付近．
D：扁平な軽石片を含む平行葉理の発達した灰色珪長質凝灰岩．小滝川のオソロ沢出合上流約 200 m 付近．
E：扁平な軽石片を含む斜交葉理の発達した灰色珪長質凝灰岩．前沢標高 430 m 付近の右岸の塩の道沿い．
F：E の研磨試料．

─ 46 ─

B

A

第 7. 5 図

蛇行河川堆積相を示す来馬層群大所川層
A：泥岩の上に重なる斜交層理の発達する厚層理砂岩．黒負山東斜面標高 1,900 m 付近．
B：上方細粒化と薄層化を示す砂岩及び泥岩．黒負山東斜面標高 1,900 m 付近．

A
B

B

C

D

C

第 7. 6 図D

氾濫原堆積相を示す来馬層群大所川層
A：大所川層の砂岩泥岩互層．大所川中流，標高 560 m 付近の左岸．
B：泥岩中の斜交葉理が発達する細粒砂岩層．
C：泥岩中のクライミングリップルによる斜交葉理が発達する細粒砂岩層
D：側方付加による斜交層理が発達する砂岩層．下方への削り込みがみられる．
─ 47 ─

B

A

第 7. 7 図

来馬層群大所川層の植物化石
A：灰緑色凝灰質泥岩中に層理面と直交方向にのびる植物根の痕跡．黒負山東斜面標高 1,900 m 付近．
B：砂岩の層理面上に密集する植物の葉や茎化石．

示す（第 7. 8 図）．

A

本層の泥質部にはしばしば細粒ガラス質珪質凝灰岩を挟む．層厚は数 cm − 20 cm である．
中部（Ko2）は厚層理の礫岩及び砂岩を主とする（第7. 9 図）．礫岩及び砂岩層にはトラフ型斜交層理が発達している．砂岩層には平行葉理がしばしば認められ，上に凸の葉理となっている部分もある．礫岩は中礫礫岩細礫礫岩で，砂岩は極粗粒-中粒石質アレナイトである．
淘汰はよい．
上部（Ko3）は泥岩や砂質泥岩を主とする．中層理の中粒砂岩から泥岩からなり，稀に層厚 1-2 m の中礫礫岩−粗粒砂岩層を挟む．砂岩は泥基質が多く，ワッケである．
一般に黒色を呈するが，部分的に暗緑色を呈する．泥質部には葉理などの堆積構造はほとんどみられない．

B

年代及び対比本地域の本層からは年代決定に有効な化石は報告されていない．白石（1992）は蒲原沢層の上位に重なる 1 サイクルの上方細粒化を示す地層を大所川層とした．白石（1992）は大所川層を小林ほか（1957）の漏斗谷層上部から北又谷層下部に対比した．本報告では
白石（1992）の層序を踏襲したが，小滝川以北における層序区分と分布は異なっている．
化石及び堆積環境

泥岩からは，Astarte n. sp., Bakevellia

ohishiensis, Cardinioides ovatus, Corbicula kurumaensis な��

どの化石が報告されている（小林ほか，1957）．Corbicula
第 7. 8 図

斜交層理の発達した来馬層群大所川層
A：上半部は斜交層理が認められる厚層理砂岩（河川のチャネル堆積物）．下半部は側方に薄層化する中層理砂岩や泥質岩からなる（自然堤防や氾濫原堆積物）．小滝川中流左岸，大ヒシ．
B：A のスケッチ．

は汽水性示相化石であるが，これらは泥質岩中に密集して，その他の海棲種と共存して産するため，強い海水影
響下の頻海性堆積層とされている（小林ほか，1957）．
堆積相からは，厚層理砂岩から泥岩への上方細粒化や薄層化を示す部分は蛇行河川堆積物といえる．また泥岩にはしばしば植物化石や根の痕跡化石が認められることから氾濫原堆積物である．また泥質岩には砂岩の薄層が挟まれるが，それらは氾濫原へのクレバススプレー堆積

─ 48 ─

B

A
B
C
1m

D

C

D

第 7. 9 図

網状河川堆積相を示す来馬層群大所川層
A：網状河川堆積相を示す大所川層の柱状図．前沢中流，標高 730 m 付近の右岸の露頭．
B：緩く上に凸の層理を示す粗粒砂岩．
C：トラフ型斜交層理の発達する礫質砂岩層及びその上に重なる泥岩．泥岩層下底にはチャネル構造がみられる．
D：C の下位のトラフ型斜交層理の発達する礫質砂岩層．

物（自然堤防が決壊して堆積したもの）である．

分布域が限られているため詳細な層序は不明である

また中部でみられるトラフ型斜交層理の発達した砂岩が，模式的な層序は大所川第二発電所裏の崖にて観察さはチャネル堆積物で，平行葉理の発達した砂岩はバー堆れる（第 7. 10 図 A）．厚層理砂岩を主とし，泥質岩卓越積物である．これらが厚く堆積しているので，網状河川層を挟む．砂岩には斜交層理やチャネル構造などが認

堆積物といえる．

められる（第 7. 10 図 B）．厚層理砂岩は中粒-極粗粒砂岩で石質アレナイトである．泥質部には泥質砂岩の中7. 2. 3
命名

ヨシナ沢層（Ky）

層理-薄層理砂岩を挟む．また小チャネルの側方付加に白石（1992）．

模式地

よる泥岩中にレンズ状に砂岩の斜交層理がみられる（第大所川第二発電所付近の大所川と支流のヨシナ

7. 10 図 C）．

沢．

年代及び対比分布 大所川第二発電所付近，小滝川上流域のシックイ

有効な化石は得られていない．白石（1992）は犬ヶ岳地域の小林ほか（1957）の北又谷層の Kk1 上部から Kk3

沢と中俣山付近．
層厚

模式地付近で 400 m．

層序及び岩相本地域のヨシナ沢層からは，年代決定に

下部に対比した．本地域の層序区分は白石（1992）に従大所川層の上位に整合に重なる．白石ったが，小滝川以北の層序区分が白石（1992）とは異な（1992）は蒲原沢層や大所川層のような上方細粒化を示っている．小滝川沿いで白石（1992）は大所川層の上位

さず，砂岩卓越部と頁岩卓越部が繰り返す大所川層の上にヨシナ沢層が分布するとしたが，岩相からは小滝川以位の地層をヨシナ沢層とした．大所川層上部の泥質岩卓

北にはヨシナ沢層は分布せず，白石（1992）がヨシナ沢

越部の上位に最初に厚層理砂岩が出現した部分から上位層としたものは全て大所川層下部に区分されるものとしをヨシナ沢層とする．

た．
─ 49 ─

A

B
10m

C

20m

B

C

10m

第 7. 10 図

来馬層群ヨシナ沢層の岩相
A：大所川第二発電所裏のヨシナ沢層の露頭．
B：斜交層理の発達するヨシナ沢層．
C：チャネル堆積物の厚層理砂岩と氾濫原堆積物の砂岩薄層を挟む泥岩．
─ 50 ─

化石及び堆積環境 Mytilus heranirus,Bakevellia otariensis,

層序及び岩相Cardinoides varidus, Corbicula kurumaensis などの二枚貝（Kj1）と泥岩及び珪長質凝灰岩を主とし，礫岩，砂岩が報告されている（小林ほか，1957）．また畠山（1995）

を挟む上部（Kj2）からなる．下部の礫岩及び砂岩は緑及び小谷村恐竜化石学術調査団（2000）は南隣白馬岳図色ないし赤色を呈し，厚層理あるいは塊状である（第幅地域の土沢中流部の標高 700 m 付近の左岸にて恐竜の7. 11 図 A，B）．礫岩は角礫-亜角礫で淘汰は悪い．緑色

足印化石を報告した．

安山岩礫が最も多く，次に流紋岩と蛇紋岩の礫が多い．

砂岩及び礫岩及び泥岩からなる下部

上部は凝灰岩葉理の発達した泥岩を主とし，中層理砂岩

犬ヶ岳地域の来馬層群（Kj1, Kj2, Kk, Kn）

7. 3

を挟む（第 7. 11 図 C，D）．砂岩の下底には緩く湾曲した削り込みが認められる．また斜交層理もしばしば認め

じょう ご だに犬ヶ岳地域の来馬層群は，下位より漏斗谷層，北又谷
ね

ご

られる．

や

層，似虎谷層，寺谷層，大滝谷層に区分されている（小年代及び対比林ほか，1957）．本地域には漏斗谷層，北又谷層，似虎部層に位置し，岩相から大所川及び来馬地域の蒲原沢層

谷層が分布する．

に対比される．小林（1957）が示した大所川地域の漏斗化石は産出していない．来馬層群の最下

谷層は白石（1992）の蒲原層と大所川層の下部にあたる
じょう ご だに7. 3. 1
命名

漏斗谷層（Kj1, Kj2）

が，漏斗谷層模式地の泊図幅地域の漏斗谷では礫岩優勢の下部と泥岩優勢の上部からなるので，この岩相の部分

小林ほか（1957）．

模式地のみを漏斗谷層とする．

西隣泊図幅地域の漏斗谷．

分布

小滝川源流部東俣沢．

層厚

東俣沢付近で 400 m．

A

B

C

D
凝灰岩・泥岩

D

砂岩

斜交層理

50cm

1m
第 7. 11 図

削り込み
砂岩

来馬層群漏斗谷層の岩相
A：漏斗谷層下部の緑色砂岩及び礫岩．小滝川東俣沢支流，黒負山北側の沢，標高 1,100 m 付近．
B：漏斗谷層下部の緑色砂岩．上部は細粒化し赤色となっている．小滝川東俣沢支流，黒負山北側の沢，標高 1,150 m 付近．
C：漏斗谷層上部の凝灰岩泥岩砂岩互層．小滝川東俣沢，標高 1,000 m 付近．
D：C の拡大．砂岩には斜交層理や削り込みが認められる．
─ 51 ─きたまただに7. 3. 2ねごや

7 .3 .3

似虎谷層（Kn）

小林ほか（1957）．

命名小林ほか（1957）．

命名

北又谷層（Kk）

模式地

西隣泊図幅地域の北又谷．

模式地

西隣泊図幅地域の似虎谷．

分布

本地域西部の東俣沢，西俣沢，オソロ沢上部．

分布

本地域西部の柴倉山付近．

層厚

約 1,000 m．

層厚

本地域では不明．泊図幅地域で 1,600 m（小林ほか，

層序及び岩相本地域では一部しか分布していないた

1957）．

め，詳細な全体層序は不明である．下位の漏斗谷層に整層序及び岩相合に重なる．柴倉山南東の沢（柴倉沢）やオソロ沢では，西隣泊図幅地域の調査より，一部が分布すると判断した．

泥岩を主とし，層厚 1-3 m の中礫礫岩や粗粒砂岩をしば

北又谷層に整合に重なる．本層は西部で泥質岩が卓越し，しば挟み，上方細粒化を示し，泥岩に漸移する．泥岩は本地域を含む泊図幅地域の犬ヶ岳付近から東部では砂岩

珪長質凝灰岩と互層する部分が多く，平行葉理や斜交葉が卓越する．犬ヶ岳東方のアイサワ谷源流部では，砂岩理が発達する．東俣沢左岸地域では層状砂岩が卓越する．

は中層理から塊状で中粒-粗粒で一部中礫礫岩を挟む．

年代及び対比斜交層理を示す部分もある．砂岩層の下位に層厚 10 m

年代決定に有効な化石は得られてい本地域では分布を確認できていないが，な い． 本 層 上 部 に 二 枚 貝 密 集 層 が 報 告 さ れ て お り，

程度の灰色の細粒珪長質凝灰岩が存在する．

Corbicula，Astarte 等 が 報 告 さ れ て い る（ 小 林 ほ か，

年代及び対比本地域の本層から化石は発見されていな

1957）．西隣泊図幅地域では，砂岩が卓越する下部と泥い．
また泊図幅地域からも示準化石は報告されていない．

岩が卓越する上部からなる．従って，東俣沢付近の本層

小林（1957）は似虎谷層上位の寺谷層が下部ジュラ系のは下部で，柴倉山付近の本層は上部に対比される．

プリンスバキアン上部で，Sato（1955）による転石からの Deroceras sp. から判断して，本層をプリンスバキア
ン下部と見なしている．

─ 52 ─

第8章

白亜系-古第三系（竹内

8. 1

誠・古川竜太）

火山岩層に対比され，白亜紀後期と推定される．

研究史及び概要

石坂層は，笹倉（1932 a），石井（1937），小林（1948）

糸魚川-静岡構造線に相当する横川断層より西側の先
あかはげやまによって流紋岩が分布するとして報告された．富沢・北

いっぽんまつやま

白亜系を覆って，白亜系赤禿山層，上部白亜系一本松山

原（1967）により新第三系中土層群最下部の石坂流紋岩層，古第三系石坂層が分布する．これらの地層の延長質溶岩として定義された．宮下（1968），斎藤（1968），

は本地域の西側の境川地域や黒菱山地域に分布する（第斎藤ほか（1972）は石坂層から 58 Ma の K-Ar 年代を報

8. 1 表）．また白亜紀後期に活動したと推定される安山

告し，西南日本内帯の白亜紀から古第三紀酸性火山活動

岩及びデイサイトの貫入岩が分布する．

と同時期のものと考えられるようになった．石井（1976）

赤禿山層は，石井（1937）にて第三系として分布がは石坂層を下位より礫岩層，非溶結の細粒凝灰岩層，そ

知られていたが，小林ほか（1957），長谷川ほか（1969）

して溶結凝灰岩層の 3 層に区分し，石坂流紋岩層と再定なども第三系または古第三系としていた．Chihara et al.

義した．石橋（1986）は模式地の白馬岳図幅地域内の（1979）は赤禿山層から Xenoxylon latipolosum（後に白石

石坂と本地域内のアザキリ沢の本層よりそれぞれ 54.7±（1992）で X. sp. と再鑑定した）を発見し，白亜系手取

1.9 Ma，74.8±2 .9 Ma のフィッショントラック年代を報石橋（1986）は穴見山西方の赤禿山層（砂層群に対比した．

告した．前者と同一地点の試料より，60.9±6.9 Ma のフ質安山岩質凝灰岩）より，94.2±5.9 Ma のフィッション

ィッショントラック年代（玉生ほか，1981）が報告されトラック年代（測定鉱物はジルコン，以下同様）を報告

ている．

した．
あかはげやま8. 2

一本松山層は，石井（1937）にて第三系凝灰質集塊岩

赤禿山層（Tl, Tm, Tu）とされ，その後赤禿山層と同様に第三系や古第三系とさ
Chihara et al.（1979）．

れてきた．Chihara et al.（1979） は一本松山安山岩質凝命名

灰角礫岩層とし，石橋（1986）は本層を安山岩質凝灰角

模式地 赤禿山付近．

礫岩層の下部と石英安山岩質凝灰角礫岩層の上部に区分

分布した．さらに石橋（1986）は穴見山東方の本層から 66.4

して虫川の不動滝上流に小分布がある．

赤禿山付近，土倉沢，一本松山付近，尻高沢，そ±2.4 Ma のフィッショントラック年代を報告した．白石

層厚（1992）は一本松山層と名称変更をしている．

層序及び岩相土倉沢で約 400 m，尻高沢で約 200 m．
岩相より，角礫岩，礫岩，砂岩からなる貫入岩（Ⅰ）は白亜紀後期に活動したと推定される岩下部，砂岩，礫岩，赤色苦鉄質凝灰岩からなる中部，白脈で，輝石安山岩とざくろ石デイサイトである．輝石安

色珪長質凝灰岩と赤色苦鉄質凝灰岩からなる上部に区分

山岩は本図幅西隣の泊図幅地域における親不知火山岩

される（第 8. 1 図）．尻高沢標高 420 m 付近と 520 m 付近

層（吉村・足立，1976；山田ほか，2001）に対比されで小滝層を不整合に覆う露頭が確認される（第 8. 2 図）．

る．ざくろ石デイサイトは特徴的にざくろ石を含むこと

尻高沢の基底部は，長径 2 m の石灰岩岩塊を最大としから，同様にざくろ石を含有する一本松山層及び親不知て，巨礫-中礫の角礫岩からなる（第 8. 3 図 A）．角礫岩

第 8. 1 表

小滝及び泊図幅地域の白亜-古第三系対比表

黒菱山地域

境川地域

本地域

古第三系

笹川溶結凝灰岩層

笹川溶結凝灰岩層

石沢層

上部白亜系

親不知火山岩層

親不知火山岩層

一本松山層

黒菱山層

白鳥山層，尻高山層

赤禿山層

白亜系
水上谷層
小林ほか（1957）
吉村・足立（1976）
冨田ほか（2006）

吉村・足立（1976）
滝沢（1980）

─ 53 ─

本報告

安山岩凝灰角礫岩
白色珪長質凝灰岩

一本松山層

赤色苦鉄質凝灰岩
砂岩
礫岩
角礫岩

赤禿山層上部赤禿山層中部

5

4
2

1

不整合

100m

赤禿山層下部

3
第 8. 1 図

含石灰岩岩塊不整合

赤禿山層の柱状図
柱状図作成ルートの位置，1 : 土倉沢東側支流，2 : 尻高沢下流の地すべり地塊内，3 , 4 : 尻高沢中流（第 8 .2 図参照），5 : 尻高沢上流．

420m

緑色岩

460m

中粒砂岩

は基質支持で，礫は石灰岩のほか，玄武岩や砂岩である．

緑色砂岩
角礫岩（緑色凝灰岩基質）

尻

第

500m

下部の砂岩は厚層理で（第 8. 3 図 C），白色，粗粒-中

高

8.

1

図

の 沢
3

粒で長石質アレナイトである（第 8. 4 図 A）．淘汰は悪大礫礫岩

い．しばしば中礫-細礫岩を伴う（第 8. 3 図 B）．礫や砂

砂岩・緑色岩メランジュ
蛇紋岩

不整合（第8.3図A）

岩中の岩石片は花崗岩，グラノファイアー（第 8. 4 図 B），
石英斑岩，流紋岩，安山岩，チャート，オーソコーツァ

蛇紋岩

500m

イト（第 8. 3 図 D）などである．礫は円礫である．

赤色砂岩

中部の砂岩及び礫岩は下部のものと同様の岩相であ

N

540m

挟まる．赤色凝灰岩は角礫を含むラピリ凝灰岩から細粒凝灰岩よりなる．稀に赤色凝灰岩は白色珪長質凝灰岩に

灰色凝灰岩

漸移する部分もある．赤色苦鉄質凝灰岩は，斜長石安山

中礫礫岩

不整合
50m

る．これらの礫岩及び砂岩層の間に赤色苦鉄質凝灰岩が第 8.1 図の 4

赤色・緑色砂岩・泥岩

岩，脱ガラス化した岩石片，オーソコーツァイト片を含玄武岩・石灰岩レンズを含むメランジュむ（第 8. 4 図 C，D）．赤色凝灰岩を基質とする礫岩も挟まれる．土倉沢では大礫を含み，最大礫は円磨された花崗岩礫で，長径約 20 cm である（第 8. 3 図 E）．ヒヨドリ

第 8. 2 図

小滝層と赤禿山層の不整合関係を示すルートマップ

池周辺では赤色凝灰岩中に円磨された中礫を含む．

─ 54 ─

B

A
大礫角礫岩

石灰岩岩塊

中礫角礫岩

不整合面

中礫角礫岩
小滝層
石灰岩岩塊

C

D

E

F

第 8. 3 図

赤禿山層の岩相
A：赤禿山層が小滝層を不整合に覆う露頭．赤禿山層は石灰岩岩塊や玄武岩岩塊を含む淘汰の悪い角礫岩からなる．小滝層は剪断変形を被った緑色凝灰岩泥岩互層．尻高沢，標高 420 m 付近．露頭位置は第 8 .2 図参照．
B：赤禿山層下部の中礫礫岩を含む粗粒砂岩．土倉沢東側支流．
C：赤禿山層下部の厚層理粗粒砂岩．赤禿山西側．
D：オーソコーツァイト礫を含む赤禿山層下部の中礫岩を含む粗粒砂岩．土倉沢東側支流．
E：赤禿山層中部に発達する赤色凝灰岩を基質とする大礫礫岩．土倉沢．
F：赤禿山層上部の赤色苦鉄質凝灰岩及び白色珪長質凝灰岩．土倉沢．

上部の赤色苦鉄質凝灰岩は中部のものと同様の岩相片等を含む．上部の上部ではしばしば級化構造が認めらである．赤色凝灰岩は白色珪長質凝灰岩に漸移する（第れる．

8. 3 図 F）．白色珪長質凝灰岩は粗粒-細粒で，微晶質流

年代及び対比本層から化石はほとんど産出しな紋岩片を主とする石質凝灰岩である（第 8. 4 図 E，F）．

い．Chihara et al.（1979） は 赤 禿 山 層 か ら Xenoxylon

その他に石英，斜長石，石灰岩片，脱ガラス化した岩石

latipolosum（後に白石（1992）で X. sp. と再鑑定した）

─ 55 ─

B

A
�

��
�

0.5 mmC

0.5 mmD������

0.5 mmE

0.5 mmF

0.5 mm
第 8. 4 図

赤禿山層の岩石薄片の偏光顕微鏡写真
Kf：カリ長石，Q：石英
A：赤禿山層下部長石質アレナイト．直交ポーラー．土倉沢．
B：赤禿山層中部の中礫礫岩中のグラノファイアー礫．直交ポーラー．土倉沢．
C：赤禿山層中部の赤色苦鉄質凝灰岩．単ポーラー．土倉沢．
D：同上．直交ポーラー．土倉沢．
E：赤禿山層上部の珪長質凝灰岩．単ポーラー．土倉沢．
F：同上．直交ポーラー．土倉沢．

─ 56 ─

0.5 mm

B

A
Pl
Pl
Hb

0.5 mmC

0.5 mmD

0.5 mmE

0.5 mm

F
Q

Pl
Pl

Q

Bt

Grt
0.5 mm

第 8. 5 図

0.5 mm

一本松山層の薄片の偏光顕微鏡写真
A：普通角閃石安山岩凝灰角礫岩．中央から右側部が安山岩角礫．左側の部分が凝灰岩．角閃石は緑泥石化し，周縁部はオパサイト化している．Pl：斜長石，Hb：角閃石．単ポーラー．サカサ沢源流部付近．
B：同上，直交ポーラー．
C：流理構造がみられる輝石安山岩溶岩．単ポーラー．ヒヨドリ池北東約 300 m の虫川源流．
D：同上，直交ポーラー．
E：普通角閃石黒雲母デイサイト質凝灰岩．ザクロ石を含む．Q：石英，Pl：斜長石，Grt：ざくろ石．単ポーラー．一本松
山山頂西側の崖．
F：同上，直交ポーラー．

─ 57 ─

を発見し，白亜系手取層群に対比した．石橋（1986）は

8. 4

穴見山西方の赤禿山層（砂質安山岩質凝灰岩）より，94.2±5.9 Ma のジルコンフィッショントラック年代値を報告した．この年代は白亜紀後期を示し，手取層群の堆貫入岩（Ⅰ）

白亜紀後期と推定される岩脈は輝石安山岩（A）とざ
くろ石デイサイト（Dg）である．

積年代（ジュラ紀中期-白亜紀前期）とは矛盾する．本層が上部白亜系とすると，福井県に分布する足羽層群に

8. 4. 1

対比される可能性が高い．本報告では白亜系としておく．

分布及び産状輝石安山岩（A）
輝石安山岩は清水倉の角閃岩岩体に貫入している．また大所川第一発電所北方では北東-南西走

8. 3

向で，蓮華変成岩類に貫入している（第 3. 1 図，第 8. 6

一本松山層（Ip）

図 C，D）．岩脈の幅は数十 cm から 2 m である．
Chihara et al.（1979）が一本松山安山岩質凝灰角

命名

岩相

灰緑色で無斑晶の細粒岩である．岩脈の周縁部で礫岩層とし，白石（1992）が一本松山層と再定義した．

は急冷相が認められる（第 8. 6 図 D）. 半自形の斜長石

模式地と単斜輝石からなるインターグラニュラー組織を呈する

分布

一本松山付近．
穴見山から一本松山付近，ヒヨドリ池から虫川上

流部．
層厚（第 8. 7 図 A，B）．斜長石の間隙を緑泥石化したガラスが埋めている．またアミグジュールはカルセドニーと方穴見山付近で約 350 m．

解石からなる．

層序及び岩相 下部の安山岩質凝灰角礫岩層と上部の石年代

本岩から年代値は得られていない．本岩産地近接

英安山岩（以後デイサイトと呼ぶ）質凝灰角礫岩層に区の泊図幅地域にはかんらん石，斜方輝石，単斜輝石を含分される（石橋，1986）．地質図上では両者の境界を正む安山岩を主とする親不知火山岩層が分布する（吉村・

確に把握できなかったので，両者をまとめて一本松層と足立，1976）．本岩はこれらの安山岩活動に関係した岩した．石橋（1986）は，下位の赤禿山層とは直接接する脈と判断した．親不知火山岩層の安山岩から 89.7±4.5

露頭を見いだしていないが，明星山北方で赤禿山層の分Ma，96.6±4.8 Ma の K-Ar 全岩年代が得られている（山布を切って，古生層を直接覆っているので不整合とした．

田ほか，2001）．従って，この岩脈の形成は白亜紀後期

しかし，その根拠とした地域は本地質図で示したように，と推定される．

一本松山層と古生層（姫川コンプレックス）は断層関係である．一方，ヒヨドリ池付近や尻高沢付近では，赤禿

8. 4. 2

山層中部層に直接一本松山層が覆っている．従って，両分布及び産状者の関係は不整合であると考えられる．

負山周辺に分布する．黒負山北の岩体は比較的大きく，

ざくろ石デイサイト（Dg）
くろ

ざくろ石デイサイトは本地域南西部の黒ふ やま

下部の安山岩質凝灰角礫岩層は，普通角閃石安山岩や北斜面に沿って分布する．そのほかに幅 10 m 程度の岩

輝石安山岩質の凝灰角礫岩や凝灰岩からなる．構成粒子

脈が小滝川東俣沢付近（第 8. 6 図 A，B），黒負山山頂付近，

は，数 cm の角礫，斜長石及び普通角閃石の結晶片，安

大所川第一発電所北などに分布する．これらの岩脈はほ山岩片，脱ガラス化した岩石片からなる．安山岩片は普ぼ東西走向で，北に 30-60゜
傾斜している．本地域内では

通角閃石と斜長石斑晶と石基からなる（第 8. 5 図 A，B）．

確認していないが，北西部の西隣，歌川流域や外波集落

普通角閃石斑晶は，結晶の周囲が不透明鉱物に置換され，付近には北西−南東走向の 2 本の岩脈が分布する．これ

オパサイト化している．また輝石斑晶は緑泥石に置換さらは超苦鉄質岩中や手取層群と超苦鉄質岩を境する断層れている．またヒヨドリ池北東の虫川源流部で，石基のに沿って貫入している．

斜長石自形結晶が一定方向に並んだ流理構造がみられる

岩相

安山岩溶岩もみられた（第 8. 5 図 C，D）．

と なみ

灰緑色を呈し，1-4 mm の石英と斜長石の斑晶を含む．また，径 1-3 mm のざくろ石の斑晶を含む．斜長

上部のデイサイト質凝灰角礫岩は，灰緑色を呈する普石斑晶はソーシュライト化している．ざくろ石と石英の通角閃石-黒雲母デイサイト質凝灰角礫岩で，角礫のほ周縁部は融解した不規則な湾入構造を示し，周囲には反かに普通角閃石，黒雲母，石英，斜長石，ざくろ石を含応縁が存在する．ざくろ石の周囲や割れ目には不透明鉱む（第 8. 5 図 E，F）
．粗粒の結晶質凝灰岩が最も多く分物，緑泥石，斜長石からなる集合体が，石英の周囲には布する．

緑泥石，方解石，斜長石の集合体が存在する（第 8. 7 図
石橋（1986）は穴見山東方の本層からC）．石基は自形の斜長石と不透明鉱物，そしてそれら

66.4±2.4 Ma フィッショントラック年代を報告し，泊図の間隙を埋める脱ガラス化したガラスからなり，斜長石

幅地域の親不知火山岩層に対比している．親不知火山岩

は一定方向に並んだ流理構造を呈する．

層 か ら は 89.7±4.5 Ma，96.6±4.8 Ma の K-Ar 年 代 が 報

年代告されており（山田ほか，2001），年代値では相違があ

山岩は本地域の一本松山層や泊図幅地域の親不知火山岩

る.

層に分布する．泊地域の手取層群水上谷層に貫入するざ

年代及び対比─ 58 ─

本岩に特徴的なざくろ石を含むデイサイト及び安

A

B

B

��

C

D
岩
岩脈

蛇紋岩

脈

結晶片岩

第 8. 6 図

岩脈の産状
A：ざくろ石デイサイト岩脈．小滝川東俣沢上流部．
B：A の拡大．柱状節理が発達．
C：蛇紋岩と蓮華変成岩類（結晶片岩）の境界に貫入した安山岩岩脈．大所川第一発電所下流．露頭位置は第 3 .1 図参照．
D：蓮華変成岩類の片理を切って貫入する安山岩岩脈．大所川第一発電所下流．露頭位置は第 3 .1 図参照．

くろ石デイサイト岩脈から 62.2±3.5 Ma のフィッション

層序

トラック年代が報告されている（石橋，1986）．石橋（1986）

覆うが，そのほかの地域では，古生界の超苦鉄質岩，青は一本松山層安山岩からも 66.4±2.4 Ma フィッショント

海コンプレックス，姫川コンプレックス及びジュラ系来ラック年代を報告し，同じ火成活動によるとしている．

馬層群を不整合に覆う．横川付近や青海石灰岩の黒姫山

従って，この岩脈の形成は輝石安山岩岩脈と同じく，白北方では基底部に円礫岩層が挟まれる．菅沼南東や辰尾

亜紀後期と推定される．

山南方では，蛇紋岩角礫と古土壌からなる堆積物を凝灰

石坂層はアザキリ沢付近で一本松山層を不整合に岩が不整合に覆う．

8. 5

石坂層（Izw, Izr）

石井（1976）は石坂流紋岩層を基底部の礫層，細粒非溶結凝灰岩，溶結凝灰岩に区分し，溶結部は黒雲母を含

富沢・北原（1967）によって新第三系中土層群

まない I1 層と I3 層，及び黒雲母を多く含む I2 層に区分の最下部の石坂流紋岩質溶岩と命名され，石井（1976）

した．本報告では，アザキリ沢北方の林道において複数によって石坂流紋岩層と再定義された．本図幅では層名の層準で黒雲母に富む溶結凝灰岩が挟まれることと，明（累層名）として扱い，石坂層とする．

瞭な岩相境界が確認できないことから，I1 -I3 層に対比

模式地させる部層区分は行わなかった．

地層名

分布

白馬岳図幅地域の石坂付近．
本地域中央部の横川断層の西側に断続的に分布する．またアザキリ沢，千丈峰，黒姫山北方に分布する．
層厚

岩相

北小谷光明の沢及びトイガ沢で約 300 m，横川沿

いで 250 m，アザキリ沢及び千丈峰付近で約 500 m．

流紋岩溶結火山礫凝灰岩（Izw）を主体として，流紋岩溶岩（Izr）及び基底礫岩を伴う．
溶結火山礫凝灰岩（Izw）は全体に褐白色-帯赤褐灰
色を呈し，部分的に凝灰岩の部分を含む．柱状冷却節

─ 59 ─

BA

���

0.5 mmC

0.5 mm

D
��
�

���

��

0.5mm
1mm

E

0.5mm
0.5
mm

F

0.5mm
0.5 mm
第 8. 7 図

0.5mm
0.5 mm岩脈の薄片の偏光顕微鏡写真
A：単斜輝石安山岩．Cpx：単斜輝石．単ポーラー．清水倉．
B：同上，直交ポーラー．
C：ざくろ石デイサイト．Grt：ざくろ石，Q：石英．直交ポーラー．5 万分の 1 地形図「泊」地域の外波．
D：珪長岩．直交ポーラー．Pl：斜長石．善光寺山西約 1 km の姫川．
E：珪長岩．直交ポーラー．善光寺山南西約 1 km の姫川．
F：安山岩．直交ポーラー．跡杉山南方地蔵峠の北の沢．

─ 60 ─

理は一般に不明瞭であるが，幅 50 cm-1 m 前後で四角柱

一般に長径 3 cm 以下の石質岩片を少量含むが，跡杉山状に発達する場合がある（第 8. 8 図 A）．ほぼ全域で東-北面の沢では多源岩種からなる火山角礫岩が露出する

北東に 10-50゜
傾斜した同斜構造を示す．最大長径 13 cm，（第 8. 8 図 B）．赤灰色微発泡安山岩溶岩，赤褐色流紋岩

主に 6 cm 以下の本質レンズ状火山礫及び岩塊を含み，溶岩，溶結凝灰岩，泥岩を亜角形の岩塊及び角礫として同質な基質に支持される．本質レンズ状火山礫は最大含み，岩塊の最大径は約 80 cm である．アザキリ沢北方

5 mm 程度の粗粒な石英，斜長石，カリ長石を多量に含み，

林道中部では，溶結火山礫凝灰岩の上位に細粒-粗粒非

黒雲母を様々な量比で含む．石基は脱ガラス化している

溶結凝灰岩や凝灰角礫岩が重なる．全体で約 2 m の層厚ことが多い．基質も含めて普遍的に結晶に富み，40％にである．2 回の上方細粒化が認められ，下位の細粒-中達するものがある（第 8. 9 図）．石英と斜長石は湾入構

粒凝灰岩は数 cm 大の炭化木を含む．

造を呈し，角張った結晶片が多数認められる．黒雲母は流紋岩溶岩（Izr）は明灰-灰色塊状で，石英斑晶を多

こげ茶色の強い多色性を呈する自形結晶であり，本質レ量に含む．鎌倉山南東では溶結火山礫凝灰岩を覆い，北ンズの伸張方向と同方向に配列するものが多い．また黒小谷トイガ沢では火山礫凝灰岩中に挟在する．層厚は雲母や斜長石などの粒子の周縁部は一部融解したり，微20 -40 m である．

粒の黒雲母の形成が認められる．火山礫凝灰岩の基質は

基底礫岩は，チャート，珪長質凝灰岩，黒色泥岩，砂本質レンズ状火山礫と同質な破砕物質からなり，脱ガラ

岩などの礫を含む礫岩で，チャートは大礫であるが，そス化して珪長岩組織を示す．ガラス質な基質が残っていの他の礫種は細礫-中礫である．礫の円磨度は高いが，る部分では発泡したガラス片が変形結着した溶結組織を淘汰は悪い．辰尾山南方の基底礫岩は，蛇紋岩，礫岩，

示す．アザキリ沢北方林道では下部ほど強く溶結してお砂岩，珪長岩などの角礫岩層である．基底部には数 cm

り，細粒な基質部は球顆構造を呈する．火山礫凝灰岩は大の炭化木を含む．
年代及び対比石橋（1986）は模式地の白馬岳図幅地

域内の石坂と本地域内のアザキリ沢の本層よりそれぞれ 54.7±1.9 Ma，74.8±2.9 Ma の フ ィ ッ シ ョ ン ト ラ ッ
ク年代を報告した．また，前者と同一地点の試料より，60.9±6.9 Ma のフィッショントラック年代（玉生ほか，
1981），58 Ma の黒雲母 K-Ar 年代が報告されている（宮下，1968；斎藤，1968；斉藤ほか，1972：測定値詳細は未公表）．石橋（1986）は 74.8±2.9 Ma の年代を古い砕
屑性ジルコンのアニーリングが十分に行われなかったためとして信頼度は低いとしている．原山（2006）は石橋（1986）の測定値 54.7±1.9 Ma について，238 U の壊変定数を広く用いられている 7.03 x10 -17 /year として再計算し，56.1±1.9 Ma とした．以上からアザキリ沢の年代を除く 3 つの年代値は誤差の範囲で一致しており，すべてを満たす年代範囲はおよそ 58 -54 Ma である．石坂
層の溶結火山礫凝灰岩は大規模火砕流堆積物の特徴を持つことから，そのフィッショントラック年代は石坂層の噴出堆積年代を示しており，古第三紀暁新世末期から始新世初頭にあたる．石坂層は従来から太美山層群及び相当層に対比され，太美山層群の笹川溶結凝灰岩は岩相，年代とも石坂層と酷似する（吉村・足立，1976；石橋，
1986）．これらの一連の流紋質火砕流堆積物は，かつて飛騨山脈の北部から富山県南東部を広く覆っていたものの，鮮新世以降の隆起によって現在の狭長な分布が残さ第 8. 8 図

石坂層の産状A：石坂層溶結火山礫凝灰岩のやや定向性に欠ける
柱状節理．横川中流，左岸．

れたとされる（原山，2006）．噴出源に相当する環状岩
脈や陥没構造は見つかっていない．

B：多源岩種からなる火山角礫岩．赤褐色の流紋岩
溶岩，赤灰色の安山岩溶岩，黒色頁岩などの亜角岩塊を多く含む．跡杉山北方の沢．ハンマーの長さ 30 cm．
─ 61 ─

第 8. 9 図

石坂層の偏光顕微鏡写真
A：溶結火山礫凝灰岩．単ポーラー．石英（Q），黒雲母（B）結晶片と基質からなる．基質の一部は溶結している（W）．
菅沼南西の林道沿い標高 660 m 付近．
B：同上．直交ポーラー．
C：鎌倉山南方の流紋岩溶岩．単ポーラー．ジルコン（Zr），骸晶化した斜長石（P）を含む．
D：同上．直交ポーラー．

─ 62 ─

第9章

新

第

三

系
（長森英明・古川竜太）

9. 1

1990 年代後半以降，研究の報告数は減少する．渡辺・

研 究 史

立石（1998）による砂岩の組成，大河内ほか（1998），

小滝図幅地域の東域は，北部フォッサ・マグナ地域

小安ほか（2007）による層序論文，竹之内（2004）によの北西端に位置し，主に新第三系が分布する．北部フる露頭紹介，中野ほか（2002）の 1 /5 万白馬岳地質図幅，ォッサ・マグナ地域の研究は，Naumann（1885，1886 ,長谷川ほか（2001）の 1 /5 万表層地質図，古見ほか（2004），

1887）によってフォッサ・マグナの概念が提唱されたこ

遠藤ほか（2005）の軟体動物化石，そして古見・吉田（2003）とに始まるといってよい．

の海棲哺乳類化石の報告がなされた．

本地域に関わる本格的な新第三系の層序の研究は，笹本地域を含む小縮尺の広域地質図として，本間・小山

倉（1932 a，b）によるものが最も古い．笹倉（1932 a，b）は，（1930），長野県土木部（1938），長野県地学会編著（1957），

地層名を命名していないものの地質図を図示し，各岩相

長野県地学会（1962），富沢編著（1976），新潟県（1955，の記載を行った．その後，石井（1937）による白馬嶽図

1962，1977，1989，2000），北陸地方土木地質図編纂委

幅では，7.5 万分の 1 の精度で地質図が報告され，新第員会（1990），原山ほか（1995）などがある．

三系の地層名には新潟県の標準層序の地層名が用いられ
た．

9. 2

概

要

1950 年代に入り，藤本ほか（1951）によって本図幅
地域の一部を含む西頸城地方の標準的な層序が編まれ，小滝図幅地域の東部は，糸魚川-静岡構造線に相当す

基本的な層序が成立した．亀井（1955）は，長野県資源る横川断層を西縁として，北部フォッサ・マグナ地域の調査研究会の地下資源の探査を目的とした地質調査の結北西端部に位置し，主に新第三系が分布する．新第三系

果を報告した．

の大半は，横川断層より東側に分布するが，一部の火山

1960 年 代 か ら 1970 年 代 に な る と， 層 序 区 分 の 細 分

岩類は横川断層よりも西側まで分布している．なお，戸化が進み，未踏査地域を含め基本的な層序が報告され倉山層と跡杉山層は，横川断層より西側のみに分布するた（ 西 田 ほ か，1966，1974，； 富 沢・ 北 原，1967； 宮ことから，北部フォッサ・マグナ地域には属さない．北下，1968；斎藤ほか，1972；杉山ほか，1976；田中ほ部フォッサ・マグナ地域は，中新統から更新統が分布しか，1971； 吉 村・ 石 橋；1979；Akahane，1978； 赤 羽，ており，長野県と新潟県で異なる標準層序がたてられて

1979，1981 a，b）．基本的な層序が提案された後は，主いる．長野県側の標準層序は，下位より守屋層，内村層，眼がより絞られた報告が行われるようになる．新第三系

別所層，青木層，小川層，柵層，猿丸層，豊野層に区分の火山岩類に主眼をおいた研究は，1960 年代から 1990

されている（本間，1931；北部フォッサ・マグナ研究グ年代に吉村・馬場（1967），茅原（1974），島津ほか（1976），

ループ，1976 など）．長野県側の北部フォッサ・マグナ

石橋・吉村（1979），
Shimazu et al.（1979），茅原ほか（1984），

地域は，断層によって多くの地域に分断されているが，鈴木ほか（1985），竹之内・宮島（1996），早津・河内（1997），

年代に関する資料が少ないことや岩相変化が激しいこと

山本ほか（1998）などによって報告された．石油探査になどから，地域間で対比する上で多くの問題点を孕んで関連する研究としては，微化石層序に言及した正谷・市いる．一方の新潟県側の標準層序は下位より三川層，津村（1970），米谷ほか（1986），坑井資料について述べた

川層，七谷層，寺泊層，椎谷層，西山層，魚沼層に区分

岩崎（1982），茅原ほか（1984），天然ガス鉱業会・大陸されている（新潟県，2000 など）．更に，新潟県の南西

棚石油開発協会（1992）の報告がある．堆積学的な研究端に位置する西頸城地域の標準的な層序は，下位より難として，立石ほか（1992），柿崎ほか（1992）及び立石（1995）

波山層，能生谷層，川詰層，谷浜層，鳥ヶ首層に区分さによる砂粒の重鉱物組成や古流向の解析が報告された．

れている（藤本ほか，1951；赤羽，1979 など）．しかし，

なん

ば やま

の

う だに

かわづめ

おたり

地方地誌として，小谷村の平林（1993）の報告がある．
本図幅地域を含む広い地域を取り扱った研究として，長野県と新潟県の標準層序の対比は十分になされているとは言えない状況である．

にしくび き

西頸城地域の層序をまとめた赤羽（1979，1980，1981 a，

小滝図幅地域における層序に関する研究の調査範囲はb），新潟県の標準層序と長野県の標準層序の対比を試み

県境付近に境界が置かれることが多く，長野県側と新潟た正谷・市村（1970）及び影山・鈴木（1974），Takano（2002）

県側で別体系の層序が編まれてきた．また，小範囲な調などが報告された．

査地域内で独自に提唱された層序も多い．長野県北部の─ 63 ─

新第三系は断層によりブロック化した地塊ごとに層序が多いこと，スランプ構造が多いこと，地質構造が複雑な提唱されているが，断層位置の解釈によって研究ごとにことなどで調査に難儀する地域であることに起因してい地質図が大きく異なっている．また，鍵層や微化石などるとみられる．そのため，本地域の層序の精度は他域との年代資料がほとんど報告されていないため年代論が確比較して低いのが現状である．

立されておらず，地域間の層序対比は曖昧な点が多い．

本報告では，中土断層以北の地域，中土断層-小谷断

一方，小滝図幅地域の新潟県側に分布する新第三系の層層間の地域，小谷断層以南の地域に区分し，各地域で層序は，研究者によって層序区分や地層名が異なっており，序を区分した（第 9. 1 図，第 9. 2 図）．すなわち，中土

整理がついていない．また，本地域の層序を西頸城地域

断層以北の地域では下位より戸倉山層，山本層，今井の標準層序と比較する際にも，標準層序のうち鮮新統の層，仙翁沢層，根知層，海川層，谷根層及び跡杉山層に，川詰層相当の岩相が欠けていることや年代資料の乏しさ

中土断層-小谷断層間の地域では下位より，小谷温泉層，

せんのうざわ

たん ね
おたり
ろくごう

が対比上の問題となる．

ぶ のう

まげ し だに

天狗原山層，長崎層，六合層，奉納層及び曲師谷層，小これらの問題は，小滝図幅地域は全体的に地形が険悪

谷断層以南の地域では柳沢層に区分される．これらの地であること，地すべりの多発地帯であること，貫入岩が層は主に海成層であるが，山本層の一部，戸倉山層及び137゜59ʼ48”8
37゜0ʼ11”0

第四系堆積物，地すべり堆積物

横
川
断
層

U

第四系火山噴出物
H

中土断層以北の第三系堆積物

海川
向 阿彌陀山▲斜U

中土断層-小谷断層間の新第三系堆積物G

小谷断層以南の新第三系堆積物
駒ヶ岳
▲

F

新第三系火山噴出物
新第三系・第四系貫入岩類

E

先新第三系
雨飾山
▲

D

断層（破線は伏在）

海
海川向斜
海川
川向斜

横川断層（破線は伏在）
向斜及び背斜
5ｋｍ
真那板山
▲

C
大渚山
▲

中
土
断
層

B

奉納向斜
小
谷
断
層

横
川
断
層

A

36゜50ʼ11”0
137゜59ʼ48”8

第 9. 1 図

小谷断層

ヒド沢背斜

小滝図幅地域の新第三系の分布概略
本地域の新第三系は，中土断層以北の地域，中土断層と小谷断層間の地域そして小谷断層以南の地域の地域ごとに層序区分した．小滝図幅地域のうち，新第三系が分布していない西域は省略した．地質図上で図示していない第四系堆積物に覆われている地質構造のうち，推定しうるものを破線で示した．A から G は横川断層を切る断層である．各断層は第 13章参照．
─ 64 ─

跡杉山層などの火山岩は陸成の堆積物である．

判別しうる鏡下における特徴は明確でないので，ここで火成岩の記載において用いる玄武岩，安山岩，流紋岩

は便宜的に非アルカリ岩とみなして記載する．

などの名称は斑晶組合せなどの記載岩石学的特徴からみた代表的な岩質を示す．アルカリ岩か非アルカリ岩かを

新
潟
標
準
層
序

(Ma)
1
2
3
4

鮮
新
世

5

NＷ

横

中

小

川

土

谷

断

断

断

層

層

層

跡杉山層

後
期

谷根層

西
前 山

海川層

期

ニゴリ川凝灰岩部層 2

曲師谷層 5

1

奉納層

6

六合層

椎
谷

7
後

8

期

9

?

根知層

上?
部
寺
泊

11

13
中
新

中 七
期

世

16

柳沢層

今井層

谷
｜
津
川

山本層

3

三

18

川

19

戸倉山層 4

前

1: 3.92±0.20 〜3.16±0.05Ma

期
21

2: 5.2±0.3Ma
3: 16.60±0.74〜15.6-15.5Ma

22

4:18.5±0.6Ma

23

第 9. 2 図

天狗原山層

?
?

17

20

小谷温泉層

仙翁沢層

12

15

長崎層

?

下
部
寺
泊

10

14

SＥ

5: 3.8±0.3Ma
小滝図幅地域の新第三系の層序
本地域の新第三系は，年代値や鍵層が乏しいため，各層の年代は不明な点が多い．図中の年代値は，試料の採取位置が明確なもの，対象となる地層が特定できるものだけを示した．年代値の引用文献（1 : 山本ほか（1998），早津・河内（1997）；
2 : 本報告；3 : 小安ほか（2007），竹之内・宮島（2001）；4 -5 : 第 9 .4 表参照）．新潟県標準層序は，新潟県 (2000 ) に基づく．
仙翁沢層と根知層は，第 9 .1 図の断層 D と E に挟まれる地域において，横川断層より西側に分布すると推定される．
─ 65 ─

9. 3

岩，黒色頁岩及び中粗粒砂岩の円礫を多く含み，凝灰質

中土断層以北地域の基質に支持される．

中土断層以北に分布する新第三系は，下位より戸倉山

流紋岩溶岩（Tr）は主に塊状であるが，善光寺山付近層，山本層，今井層，仙翁沢層，根知層，ニゴリ川凝灰では流理構造が強く発達し，また破砕部を伴う．善光寺

岩部層，海川層，谷根層及び跡杉山層に区分される（第山東方のピークでは微発泡で塊状の岩相を示し，黒雲母

9. 2 図）．これらは，海川向斜を初めとする北北東-南南を含む．火山礫凝灰岩（Tw）との関係は確認していな

西方向の軸をもつ背斜及び向斜と西北西-東南東方向のいが，岩石学的特徴から同時期の活動とした．
戸倉山西面の沢では火山礫凝灰岩下位の古生界に流紋断層により分布を規制される．

岩が小規模（地質図では非表示）に貫入する．これらはと くらやま9. 3. 1

戸倉山層（Tw, Tr）

地層名及び定義

戸倉山層流紋岩溶岩と同時期である可能性がある．

石橋（1986）が戸倉山付近に分布する

年代と対比

戸倉山南面に露出する流紋岩溶結火山礫凝

流紋岩溶結凝灰岩を石坂流紋岩層戸倉山溶結凝灰岩部層

灰岩から 18.5±0.6 Ma のフィッショントラック年代を得としたものを，戸倉山層として再定義する．

た（第 9. 3 表）．本層を構成する溶結火山礫凝灰岩は従

模式地

糸魚川市戸倉山（石橋，1986）．

来石坂層相当とされてきたが，この年代は戸倉山層が前

横川断層より西側の戸倉山とその周辺に期中新世後半の珪長質火山活動によるものであることを南北に分布する．本層の層厚は，戸倉山及び西麓の沢

示す．小谷村中谷川下流に分布する白井沢層の溶結凝灰

分布及び層厚なか じょう ほ沿いで 700 m 以上，鎌倉山付近及び中 上 保 西方の沢で岩（南隣白馬岳図幅）は 17.55±0.68 Ma のフィッション

100 m 以上である．

トラック年代値を示し（立石ほか，1992），岩相も戸倉

層序

鎌倉山周辺及び善光寺山東麓で石坂層を不整合に山層と類似する．この溶結凝灰岩と類似する溶結凝灰岩

覆い，後者では基底付近に淘汰の悪い凝灰質円礫岩及びは小谷村白岩，虫尾及び小土山など，断続的に分布し（斎凝灰質砂岩を伴う．

藤ほか，1972），戸倉山層はかつて南北に長い分布を持

層序 比 較

っていた可能性が高い．このことは前期中新世後半に戸しらいわ

戸 倉 山 付 近 の 流 紋 岩 火 山 砕 屑 物 は，笹倉（1932 b），石井（1937）らによって分布が報告され，斎

むし お

こ づち

倉山層分布域が乾陸上であったことを示す．

藤ほか（1972），石井（1976），新潟県（2000）などでは山本層（Ya, Yb）

石坂流紋岩とされた．石橋（1986）は戸倉山付近に分布

9. 3. 2する溶結凝灰岩を，岩相の相違から戸倉山溶結凝灰岩部

地層名及び定義層として他地域の石坂流紋岩と区別したが，石坂流紋岩の糸魚川市山本集落付近に分布する安山岩火山岩に対し吉村・石橋（1979）によって姫川下流と同時異相と解釈した．

て山本層と命名された．本報告では，石橋・吉村（1979）

岩相

流紋岩溶結火山礫凝灰岩（Tw）及び流紋岩溶岩及び吉村・石橋（1979）の山本層を再定義し，本図幅地（Tr）からなり，基底に淘汰の悪い凝灰質円礫岩及び凝域の南部に隔離して分布する同時期の安山岩火山岩であ灰質砂岩を伴うことがある．

る，富沢・北原（1967）の平倉山凝灰角礫岩層，斎藤（1968）

流紋岩溶結火山礫凝灰岩（Tw）は全体に明灰色を呈し，の横倉層，宮下（1968），斎藤ほか（1972）及び石橋（1986）

最大 6 cm，主に 3 cm 前後の本質レンズ状火山礫を含み，の横川層の一部をまとめて，山本層とする．地層名は平同質な基質に支持される（第 9. 3 図 A，B）．層理面は

倉山凝灰角礫岩層が最も古いが，模式的な露頭を含み，観察していないが，戸倉山西面の沢では柱状節理と直交

岩相及び年代がよくわかっている山本層を採用する．

する面が北東に 50゜
前後傾斜している．本質レンズ状火

模式地

山礫はガラス質のものと，脱ガラス化してトリディマイ

い（石橋・吉村，1979；小安ほか，2007）．

トに置換したものがある．基質は隠微晶質-珪長岩質で，分布及び層厚流紋岩溶岩及び凝灰岩の細礫をわずかに含む．基質及びく，断続的に分布する．糸魚川市大谷内，大網峠付近で姫川下流，山本橋から中山橋にかけての姫川沿
主に横川断層の東側に沿って南北に細長

火山礫は自形の斜長石及びカリ長石結晶を 10 % 程度含は横川断層の西側にも分布する．本層の層厚は，姫川む．鎌倉山付近での本層は複数起源の火山礫を含む強固

下流山本集落周辺から根小屋のフォッサマグナパーク

結した流紋岩火山礫凝灰岩で，赤灰色-暗灰色普通角閃

周辺にかけて約 300 m，戸倉山南方から横川にかけて約

石安山岩溶岩及び明灰色流紋岩の細粒火山礫（直径 2 cm

200 m，北小谷光明の沢沿いで約 400 m である．

以下）を含む．前者はしばしば引き延ばされたアメーバ

層序状の形態を示す．火山礫凝灰岩の基質中には多量の斜長

山本集落西方で古生界を不整合に覆う．また，大網峠南

石及び黒雲母，少量の普通角閃石，石英及びジルコンの方及び戸倉山西麓で戸倉山層を不整合に覆う．玄武岩溶結晶を含む．善光寺山東麓では流紋岩溶結火山礫凝灰岩

岩及び火山砕屑岩（Yb）は断層で他の地層と境される．

の下位に淘汰の悪い凝灰質円礫岩，更にその下位に凝灰層序比較質砂岩を伴う．円礫岩は層厚 5 m 以上で，弱固結の凝灰が第三系下部凝灰質集塊岩と記載したものに相当する．

こうみょう

─ 66 ─

安山岩溶岩及び火山砕屑岩（Ya）は姫川下流左岸，

姫 川 下 流 域 で 石 井（1937）， 笹 倉（1932 b）

第 9. 3 図

戸倉山層の産状及び鏡下写真
A：戸倉山南面に露出する溶結火山礫凝灰岩．
B：同上地点の転石．
C：火山礫凝灰岩の鏡下写真（試料 A）．単ポーラー．脱ガラス化したレンズ状粒子（W）を多く含むユータクシティック
な基質と少量の斑晶斜長石（P）を含む．
D：流紋岩溶岩の鏡下写真．斜長石（P）と黒雲母（B）を含む．善光寺山北東 720 m 峰付近．

吉村・馬場（1967）が新第三系火山岩類として詳しく記

安山岩溶岩及び火山砕屑岩（Ya）は多様な岩質及び載し，石橋・吉村（1979），吉村・石橋（1979）が上位

岩相変化を示し，また陸上と水中で堆積した岩相を示す．

から仁王堂溶結凝灰岩部層，大谷内無斑晶質安山岩部層，

記載岩石学的特徴から以下の 4 相に区分する．各相の詳

虫川ガラス質安山岩部層の 3 部層からなる累層として定細な分布境界は不明である．

義した．小安ほか（2007）では山本層及び戸土層挟在玄（1）無斑晶質安山岩相：ほとんど斑晶を含まず，石基は武岩とされた．宮下（1968），斎藤ほか（1972），鈴木ほ

細粒完晶質で，斜長石結晶が流理を示すピロタキシティ

か（1985）及び石橋（1986）が横川層としたうちの安山ック組織である（第 9. 4 図 A）．中山橋上流約 300 m の岩の部分，富沢・北原（1967）及び田中ほか（1971）が姫川右岸河床では，微発泡で褐色に変質した無斑晶質安平倉山凝灰角礫岩層としたものに相当する．南隣白馬岳

山岩火山礫を主体とする火山礫凝灰岩及び火山礫岩（ラ図幅の中野ほか（2002）が岩戸山層安山岩としたもののピリストン）が分布し，塑性変形したスパッター状岩塊

北方延長に相当する．玄武岩は竹之内・宮島（1996）がを含む（第 9. 4 図 B）．これらは後述の斜長石安山岩相

根知玄武岩としたものを含む．

の溶岩に覆われる．姫川沿いでは南東に 30 -40゜
傾斜す

岩相

本層は安山岩溶岩及び火山砕屑岩（Ya）と玄武

る．山本集落西方の沢では古生界との境界に小規模な玄岩溶岩及び火山砕屑岩（Yb）からなり，いずれも少量

武岩岩床（B）を挟んで，無斑晶質安山岩相の単源岩種の堆積岩を挟有する．

からなる火山角礫岩が載る．その上位は微発泡の無斑晶
─ 67 ─

B

A

1mm

D

C

P
O

C
C

O
P

1mm

F

E

C
P

P
V

V

P

V

P
0.5mm
1mm
第 9. 4 図

山本層の産状及び鏡下写真
A：無斑晶質安山岩（単ポーラー）．火山角礫岩中の溶岩岩塊．弱い流理構造と気泡を含む．微細な針状の斜長石を含む．
山本集落西方の沢．
B：無斑晶質安山岩の微発泡火山礫凝灰岩．塑性変形したスパッター状の岩塊を含む．姫川右岸，中山橋上流側．
C：ガラス質な輝石安山岩の単源岩種からなる火山角礫岩．姫川山本橋左岸側．
D：ガラス質な輝石安山岩の鏡下写真（C と同一の試料）．単ポーラー．斜方輝石（O），単斜輝石（C），斜長石（P）を含む．
E：斜長石安山岩相溶岩のスラブ．大網峠東方，839 m 峰付近．
F：斜長石安山岩相岩脈の鏡下写真．単ポーラー．流理構造が発達し，伸張した気泡（V）を晶洞鉱物が充填する．少量の単斜輝石（C）を含む．姫川右岸旧国道沿い．

─ 68 ─

質安山岩火山礫を主体とする多源岩種からなる火山礫凝西方のピーク付近では暗灰色の枕状溶岩及び同質な凝灰灰岩に移化する．山本集落北方の姫川左岸河床では多源角礫岩が分布する．枕状溶岩のローブは最大径 12 m に岩種からなる火山角礫岩が露出し，粘土化した軽石火山

達する（竹之内・宮島，1996）．凝灰角礫岩の岩塊は同礫を含む．城山の東麓には無斑晶質安山岩相の火山角礫

心円状の冷却節理を持つものがある．全体に微発泡で風岩及び溶岩が分布し，後述の斜長石安山岩相の溶岩を挟化している部分が多い．大網峠から横川にかけては小規有する．横川河床では無斑晶質安山岩相の溶岩及び貫入

模かつ断続的に分布し，赤灰色で強く風化していること

岩が石坂層との断層付近に小規模に分布し，輝石安山岩が多い．同質な貫入岩として，山本集落西方の沢で無斑相の凝灰角礫岩に覆われる（第 9. 5 図）．南方の光明か晶質安山岩相火山角礫岩の直下に貫入する玄武岩岩床，

ら黒倉（南隣白馬岳図幅内）にかけては同質な無斑晶質

横川の横川断層付近の玄武岩岩脈がある（第 9. 5 図）．

おおあみ

安山岩の貫入岩（Dp）が分布する．

小谷大橋の左岸側には多源岩種からなる火山礫凝灰岩が（2）輝石安山岩相：単斜輝石，斜方輝石及び斜長石斑晶

小規模に分布する．本質火山礫は緑灰色で直径 4 cm 以を含む安山岩火山噴出物である．光明の沢沿いでは，輝下の亜角形で，単斜輝石斑晶の骸晶を含み，填間状石

石安山岩相の凝灰角礫岩及び溶岩が凝灰質砂岩と数十 m基組織を示す玄武岩である．異質礫として主に直径 3 cm

単位で互層する．横川沿いでは泥岩や溶結凝灰岩などの以下の暗灰色頁岩及び細粒砂岩の角礫を多量に含む．こ

異質礫を多く含む輝石安山岩相の凝灰角礫岩が分布し，れは白石ほか（2001）で平倉山層凝灰岩とされたもので，無斑晶質安山岩相の溶岩を覆う．山本橋付近の姫川左岸

堆積岩の角礫は周辺に分布する来馬層群に由来する．本では石基がガラス質な輝石安山岩相の単一岩種からなる質の玄武岩火山礫は南隣白馬岳図幅で平倉山西面に分布

火山角礫岩が分布し，放射状節理及びジグソー接合するする玄武岩火砕岩とよく似た岩石学的特徴を持つことか岩塊などを多量に含む水底堆積相を示す（第 9. 4 図 C）．

ら山本層の玄武岩火山砕屑岩（Yb）に含める．このほ

この安山岩岩塊の石基は鏡下ではガラスの多いハイアロ

か，大河内ほか（1998）の城山礫岩層を山本層に含めオフィティック組織で，不規則な割れ目を持つ（第 9. 4

た．その根拠は，礫種が山本層に挟まれる礫岩層（宮下，図 D）．虫川沿いには，ガラス質石基を持つ輝石安山岩

1968）と類似性があること，横川断層の西側にも山本層相の溶岩及び火山角礫岩が分布し，無斑晶質安山岩相のが分布することなどが挙げられる．

火山礫凝灰岩に覆われる．

年代及び対比（3）斜長石安山岩相：自形の斜長石斑晶を多量に含み，

山 岩（ 本 報 告 の 無 斑 晶 質 安 山 岩 相 ） の K-Ar 年 代 は

姫川下流左岸における無斑晶質安石基は黒色ガラス質から隠微晶質で流理構造が発達する

16.0 -15.8 Ma，単斜輝石安山岩（同，輝石安山岩相）は（第 9. 4 図 E，F）．単斜輝石斑晶を少量含むことがある．

15.6 -15.5 Ma である（小安ほか，2007：測定偏差は非表

姫川右岸山本橋から中山橋にかけての旧国道 148 号線沿記）．フォッサマグナパーク内の横川断層東側の玄武岩いに分布し，無斑晶質安山岩相の火山砕屑岩を覆う．幅

質安山岩は 16.49±0.78 Ma，16.60±0.74 Ma，玄武岩枕

1 m 前後の不明瞭な柱状節理が発達する．同質で流理構状 溶 岩 は 14.36±0.40 Ma，14.34±0.41 Ma の 石 基 K-Ar造の発達する斜長石安山岩相の岩脈がある（第 9. 4図 F）．

年代を持つ（竹之内・宮島，2001）．

流理構造と柱状節理の方向から判断すると，北-北東に

北隣糸魚川図幅地域内の糸魚川温泉付近におけるボー

30-40゜
傾斜している．この流理構造の発達する斜長石安リングでは深度 700-800 m 以深に山本層に対比される安おおあみ

山岩相はフォッサマグナパーク付近まで続き，大網峠付山岩溶岩及び凝灰岩があり，山本層が北東に広く分布す

近から横川にかけても再び細長く分布し，凝灰質泥岩及ることと，落差を持った断層がより東側に伏在する可能

び砂岩を伴う（第 9. 5 図）．横川右岸では強く変質し緑性が指摘されている（白石，2003）．

白色化している．
（4）角閃石輝石安山岩相：普通角閃石，斜方輝石及び単9. 3. 3斜輝石斑晶を含み，石基はハイアロオフィティック組織

地層名及び定義を示す．鳥越峠付近ではほぼ単一岩種からなる火山角礫

吉村・石橋（1979）及び石橋・吉村（1979）の今井層に岩として分布する．全体に暗灰色で，安山岩岩塊はガラ

加えて，富沢・北原（1967）の白井沢層，斎藤ほか（1972）

ス光沢を持ち，放射状節理やジグソー接合する岩塊を含の横川層の一部を含めて再定義する．本報告では複数のむなどの水底堆積の岩相を示す．鳥越峠周辺，大網峠南

地層を対比して一括したが，模式的な地域を含み，最も西には同質で小規模な角閃石輝石安山岩の貫入岩が分布

古くから分布が記載されてきた今井層を地層名として採する（第 9. 5 図）．光明の沢沿いでは輝石安山岩相の下用する．

位に露出する．

模式地

玄武岩溶岩及び火山砕屑岩（Yb）は単斜輝石斑晶を含み，ガラス基流晶質及び填間状組織の石基を持つ玄武

今井層（Ir）
吉村・石橋（1979）命名．本報告では，

糸魚川市中谷内から岩木にかけての旧今井村地域で，北隣糸魚川図幅の範囲を含む（石橋・吉村，
1979）．

すぎ の とう岩火山噴出物である．フォッサマグナパーク及び杉之当

分布及び層厚─ 69 ─

模式地付近では姫川下流左岸に広く分布

→

凡例

白
池

PLR

戸倉山層

湖沼・
湿地等
PLA

崩落崖
・
地すべり塊・
崖錐

火成岩岩質

貫入岩

PLR
：
斜長石流紋岩

角間池

PLA

839m

大網峠
PLA
山本層
PLA
(安山岩)

層

PLA

PXA

CB

山本層
(玄武岩)

59

PLR

PLR

戸倉山層

溶岩

角閃石単斜輝石
HPA：
斜方輝石安山岩

溶結火山礫凝灰岩
及び凝灰岩

単斜輝石斜方輝石
PXA：
安山岩

泥岩及び砂岩PLA：
斜長石安山岩（流理構造を示す）

断層

AA：
無斑晶質安山岩

地層境界

QR：
石英含有黒雲母
流紋岩

走向傾斜 /
節理面(直交)方向

横川
断層

車道 / 歩道

砂岩

62

QR

石坂層
(溶岩)

CB
：
単斜輝石玄武岩

火山角礫岩

28

37

鳥越峠

PXA

PLA

QR
QR

貫入岩
(CB)

HPA

29

45

54

貫入岩
(CB)

石坂層
(溶結火山礫凝灰岩)

貫入岩
(HPA)

38

HPA

凝灰質泥岩
78

貫入岩
(PXA)

70

今井層

QR

山本層
貫入岩
(PLA)

古生界
(砂岩)

貫入岩(HPA)

QR

PLA

QR

23

17

横川

26

貫入岩(CB)

QR
34

52

86

大網
QR

岩
貫入岩

貫入岩
(CB)
PR

31 (AA)

74

PR

N

QR

貫入岩
(AA)

PXA

貫入岩
(HPA)

PLA

PXA
AA
PXA

QR
貫入岩
B)
(CB)

石坂層
(溶結火山礫凝灰岩)

横
川
断
層

500m

第 9. 5 図

PXA

横川中流域のルートマップ─ 70 ─

QR(ブロック )

66

PXA
42

62

HPA
40

する．フォッサマグナパーク西方では南北に細長く分布

式地を含めて仙翁沢層の全層準を観察できる一連のルーする．横川以南では狭長であるものの，ほぼ連続的に分トはないが，海川の上流域において中-上部層準が連続布する．横川，白井沢及び濁沢沿いでは貫入岩によってして露出する（第 9. 6 図）．ただし，滝が多いため踏査

東西に別れて分布する．本層の層厚は，模式地付近で約困難であり，観察には不向きである．

300 m 以上，横川で約 40 m，白井沢では 300 m 以上，濁分布及び層厚沢で 70 m，光明の沢沿いで約 100 m である．
層序

中土断層より北西側かつ横川断層より東側に分布する．複数の向斜及び背斜によって本層の分布

中谷内西方の沢で山本層安山岩及び火山砕屑岩にが規制され，さらに東西方向の断層によって切られる．

にしなか

オンラップする．
西中西方の沢で古生界を不整合に覆う．

後述の砂岩相（Ss）は，横川と前沢の出合い付近，湯峠

小谷村光明の沢では山本層を不整合で覆う．

付近，根知川の左岸及び中海川付近に分布する．本層の層序比較

模式地付近の本層は薗部（1936）をはじめ古層厚は小谷村の横川流域で最も厚く，900 m 以上ある．

くから記載されている．吉村・石橋（1979）及び石橋・横川断層寄りの糸魚川市上横から仁王堂にかけて層厚を吉村（1979）は本層を 3 部層からなる流紋岩火山岩及び減じて尖滅する．

砕屑岩の累層として定義した．岩相及び層序から長野県

層序側の白井沢層（富沢・北原，1967）及び横川層（斎藤ほ

欠如することから，本層は山本層を不整合で覆うと推定

か，1972）の一部を今井層に対比して含める．

される．また，戸倉山付近では，横川断層を覆い，古第岩相

斜長石斑晶をわずかに含む流紋岩質の火山噴出物

三系の石坂層を不整合で覆う．今井層及び本層の分布と塊状溶岩，火山礫凝灰岩，凝灰岩からなる．
を主体とする．

走行傾斜が不調和であることから，両者の関係は不整合

鳥越峠から仁王堂にかけての地域では，今井層がなか や ち中谷内西方の沢では北東に緩傾斜する軽石質火山礫凝灰である可能性が推測されるが，詳細は不明である．この岩及び凝灰岩が分布し，山本層及び古生界を覆う．北方

ほか，分布の南東側の中谷川流域では，下部層準が中土

にしなか

いわ き

の西中から岩木にかけての範囲（北隣糸魚川図幅地域内）には岩石学的特徴が同じで流理構造の発達する流紋岩溶

砂岩

岩が比高 200-300 m の小丘を構成している．長野県側の分布は連続しないものの，横川から光明にかけて流紋岩

灰色砂質泥岩-泥質砂岩

質火山礫凝灰岩が断続的に分布する．流紋岩火山礫は微暗灰色砂質泥岩-泥質砂岩

量の斜長石斑晶を含み，また発泡の良い軽石を含む．フ〜砂岩泥岩互層ォッサマグナパーク北方では軽石火山礫凝灰岩中に泥岩を挟む．糸魚川市大野から仁王堂に抜ける林道沿いに凝灰岩と交互に凝灰質細-中粒砂岩及び茶灰色塊状泥岩が

根知層

〜

スランプ

●

含小型ノジュール

（泥岩相）

挟まれる．風化した泥岩に硫黄が晶出することがある．
年代及び対比吉村・石橋（1979）は，粘土化した部分●

を鉱床として採掘された中谷内西方の流紋岩凝灰岩か
根知層

N

→

ら，西黒沢期を示す 6 種の軟体動物化石が産出するとし，
�
�
�
�
�
�
�
�

は明確に西黒沢期を示す種は含まれていないため，年代の根拠になり得ない．
糸魚川温泉のボーリングでは 300-400 m 以深に今井層に対比される流紋岩溶岩及び凝灰岩があり，層厚 400 m前後である（白石，2003）．また糸魚川南東の釜沢 1 号●→

津川階に対比されると考えた．しかしながら，リストに

仙翁沢層
�

〜

�

〜

●

〜
〜

井では深度 1,400 m 以深に厚い流紋岩-デイサイトが伏

仙翁沢層
（泥岩相）

●

在しており（岩崎，1982；茅原ほか，1984），今井層が東方に広く厚く分布する可能性がある．

●

100m

せんのうざわ9. 3. 4仙翁沢層（Sm, Ss）

地層名及び定義

本層は宮下（1968）によって命名された．中土断層以北に分布する，主に暗灰色砂質泥岩からなる地層を仙翁沢層として再定義する．宮下（1968）やまえ

斎藤ほか（1972）によって提唱された仙翁沢層上位の前� ���

第 9. 6 図

ざわ500ｍ

海川における仙翁沢層及び根知層のルート柱状図
海川の上流域においてルート柱状図を作成した．海沢層は，本報告では仙翁沢層に含まれる．

川における根知層と海川層の関係は貫入岩により観模式地察できない．

横川河床の仙翁沢出合付近（宮下，1968）．模─ 71 ─

のう だに

飛山層，能 生 谷 層の一部，小川層の一部，富沢・北原

断層で切られ，下位層との関係は不明である．
本報告とは異なる見解として，宮下（1968）は仙翁沢（1967）の長崎砂岩泥岩層の一部，宮下（1968）及び斎の北側に分布する火山岩体を下位の横川層（本論の山本藤ほか（1972）の仙翁沢層及び前沢層，Akahane（1978）層）とし，仙翁沢層と指交関係にあるとした．しかし，の Otari-onsen Formation の一部，赤羽（1979）の能生谷

本報告では，その火山岩体を貫入岩と判断した．また，層の一部，仙翁沢層（紫雲谷層）及び前沢層，鈴木ほか

他の場所においても仙翁沢層と山本層の指交関係は認め（1985）の土戸層，柿崎ほか（1992）及び立石ほか（1992）

られなかった．

の真川層及び小谷温泉層の一部，仙翁沢層及び前沢層，とど砂岩相は少なくとも 2 層準以上あり，中海川付近にお平林（1993）の中土累層のヒコサ層，北小谷累層の前沢

いて泥岩相と指交関係にある（地質断面図 C-D 参照）．

層及び仙翁沢層，天狗原山累層の大海川層及び中海川層，層序比較 仙翁沢層の分布範囲と各報告の地質図を照ら大河内ほか（1998）の土戸層，長谷川ほか（2001）の前

し合わせて，層序の対比を行った（第 9. 1 表）．ただし，

沢層ないし根知層，仙翁沢層ないし小谷温泉層，中野ほ報告によって層序区分の定義や断層，褶曲の位置が大きか（2002）の前沢層，遠藤ほか（2005）の川詰層に相当

く異なるため，各層序の単純な比較はできない．本報告

する．
宮下（1968）は，仙翁沢層を整合で覆う前沢層を提唱の仙翁沢層は，石井（1937）の難波山層，藤本ほか（1951）にしとびやまの難波山層，西田ほか（1966）の久比岐層群の西飛山層

その岩相は角礫岩，砂岩，泥岩砂岩互層からなるとし，し，及び火打山層，能生谷層の一部，西田ほか（1974）の西角礫岩層が基底に認められるとした．しかし，前沢層の第 9. 1 表

中土断層以北地域の層序比較
本報告の各層の分布範囲と各報告の地質図を照らし合わせて，層序の対比を行った．なお，各研究の層序は，土谷断層以
北地域のみに限定してまとめてある．ただし，それぞれの研究の層序は層序区分の基準が異なる上，断層及び地層境界線が一致しないことから，完全な対比はできない．灰色に塗色した部分は，本報告で採用した地層名が設定されたもの．
1，2：本地域内において西頸城地域における標準層序の川詰累層の分布はしないとしている．
3：中土層群に石坂流紋岩質溶岩を含めている．
4：地質図では北小谷累層を一括して図示しているため，各層の分布は不明．
5：小谷温泉層，仙翁沢層及び紫雲谷層を同一の凡例で地質図に図示している．
6：下位より田海ヶ池凝灰質砂岩礫岩部層，中谷地凝灰岩部層，岩木流紋岩部層に細分されている．
7：下位より虫川ガラス質安山岩部層，大谷内無斑晶質安山岩部層，仁王堂溶結凝灰岩部層に細分されている．
8：地質図に図示なし．

石井（1937）

藤本ほか（1951）

西田ほか（1966）
西田ほか（1974） 富沢・北原（1967）

宮下（1968）

望月（1971）

斎藤ほか（1972）

Akahane(1978)

赤羽（1979）

烏帽子山安山岩
椎谷層

頸城層

難波山層

梶屋敷累層大和川砂岩部層
粟倉集塊岩

谷浜層

能生谷累層 ¹

名立層

海川火山岩類
俎山層
前沢層

能生谷層 ²
久

難波山層

比

西飛山層

岐
層
群

火打山層

中 ³ 長崎砂岩泥岩層
土

仙翁沢層

層
群

白井沢

平倉山

凝灰角

凝灰角

礫岩層

礫岩層

前沢砂岩・泥岩部層

前沢層

梶山層
能生谷層

北⁴
小
谷
層

海川層
ニゴリ川凝灰岩部層
根知層

前沢層
仙翁沢泥岩部層

仙翁沢層

小谷温泉累層

小谷温泉層 ⁵

累

横川層

本報告
跡杉山層
谷根層

横川凝灰角礫岩
礫岩砂岩部層

仙翁沢層
今井層

横川層

横川層

山本層
戸倉山層

吉村・石橋（1979） 鈴木ほか（1985）

平林（1993）

柿崎ほか（1992）

大河内ほか（1998） 長谷川ほか（2001） 中野ほか（2002） 遠藤ほか（2005） 小安ほか（2007）

海川火山岩類

海川火山岩類

北

根知層

小
真川層

戸土層

小谷温泉層
前沢層

仙翁沢層

横川層

今井層 ⁶

横川層
山本層 ⁷

白井沢層

前沢層

累 仙翁沢層
層

根知層
ヒコサ層
小谷温泉層

中
土
累
層

海川層

海川層

俎山層

谷

梶山層
前沢層

戸土層
今井層

ニゴリ川凝灰岩部層

名立層

根知層 ⁸

川詰層

戸土層

仙翁沢層

今井層

今井層

山本層

山本層

根知層

根知層

仙翁沢層・小谷温泉層
横川層

本報告

跡杉山層
谷根層

前沢層

今井層
今井層

横川層
山本層

白井沢層

山本層

戸倉山層

─ 72 ─

基底角礫岩層は全域で確認ができないため地層の下限ととが多く，異地性の産状を示す．また，殻が再結晶してして用いることが困難なこと，前沢層の特徴の一つとさいる場合が多い．宮下（1968）は横川から湯峠に至る林れた砂岩層が本報告の仙翁沢層の複数の層準で認められ道において層厚 3-4 m の凝灰質砂岩層が挟まるとしていることから，仙翁沢層と前沢層を区分することはできなるが，確認していない．大倉沢，大渚山の南域，横川，

いと判断した．そこで，本報告では，宮下（1968）の両海川などでは，厚さ数十 m を超える規模のスランプ構層をまとめて仙翁沢層に含めた．

造が発達する．特に砂岩層をよく挟む層準でスランプ構

斎藤（1968）は仙翁沢層と小谷温泉層が対比されると造が多い．

し，その後斎藤ほか（1972）では両者をまとめて仙翁沢

砂岩相（Ss）は，主に不明瞭な層理を伴う明灰色から層とした．しかし，年代論が不十分なこと及び有効な鍵

暗灰色の細-中粒厚層砂岩からなり，塊状の暗灰色砂質層が見いだされていないことから，中土断層以北の地域

泥岩-泥質砂岩を伴い，全体として砂岩が卓越する．横と中土断層-小谷断層間の地域に分布する地層との正確

川と前沢の出合い付近に模式的に露出する．砂質泥岩のな対比は困難であると判断し，本報告では，中土断層を特徴は泥岩相のものと同様である．
砂岩層には，平行葉理，カレントリップル葉理，クラ

境にして北西側を仙翁沢層，南東側を小谷温泉層として区分した．

イミングリップル斜交葉理などの堆積構造が見られる．

岩相

砂岩層の基底にはしばしばソールマークが発達する（第本層は泥岩相（Sm）と砂岩相（Ss）からなる .

大渚山の周辺地域では，露出の良い小谷村真木の約

9. 7 図 F）．植物の微細片を大量に含む厚さ数 mm 以下

500 m 西の地域において砂岩相と泥岩相が交互に繰り返の微細な平行葉理が発達する砂岩層が稀に認められる．

し分布し，泥岩相が卓越していることを確認した．しか厚さ 10 cm 以下の砂質泥岩層を挟み，しばしば砂岩泥岩

し，この地域では，崖錐や地すべり堆積物が被覆してい互層となる（第 9. 7 図 D）．このほか，偽礫を主体とすること，大規模な貫入岩に貫入されていること，そしてる厚さ 1 m 以下の礫岩層が稀に認められる（第 9. 7図 C）．

褶曲によって分布が複雑になっていることから，露出の礫岩層中には，砂岩，泥岩及び砂岩泥岩互層の数 cm か

良い地域以外は岩相区分をすることができない．このたら 1 m 程の大きさの偽礫，ノジュールの礫，軟体動物のめ，本地域は，地質図では泥岩相としてまとめた．

化石片などが認められる．横川と前沢の出合い付近に分泥岩相（Sm）は，主に暗灰色の塊状砂質泥岩からな布する砂岩相の最下部層準からは流紋岩礫からなる角礫る（第 9. 7 図 A，B）．砂質泥岩には，不明瞭な層理が見層が認められる（宮下，1968）．横川と仙翁沢の出合いられることもある．しばしば厚さが 10 cm 程度の泥質砂付近の古流向は西から東方へ扇状に分散する（柿崎ほか，

岩と砂質泥岩の互層（第 9. 7 図 E）が認められるが，層

1992）．

理が極めて不明瞭なために一見して塊状に見えることが貫入岩体の周辺に分布する本層は，変成により硬質に多く，塊状の砂質泥岩と見分けることは困難なことが多なり，変位が数 cm 程度の小断層（第 9. 8 図 A）や小褶い．

曲が発達する．また，色調も周囲と比較してより黒色に泥岩相には一般的に数 cm 大の回転楕円形ないしは不なる．

定形のノジュールが認められる（第 9. 7 図 A）．ノジュ

化石ールは，層状に配列することが多い（第 9. 7 図 E）．ノ

前 沢 層 か ら Anadara amicula, Glycymeris cf. yamasakii,

ジュールが層状に配列する層は，含まない層よりもより

Kotorapecten tryblium（=Mizuhopecten tryblium），Serripes

砂質な傾向にある．ノジュールは点在することもある．

makiyamai nigamiensis など 10 種類の軟体動物化石のリ

ノジュールの風化色は赤褐色を呈する．しばしば塊状砂ストを報告している．これらの種は戸隠図幅地域に分質泥岩は粒度が漸移して泥質砂岩となる．砂質泥岩及び布する鮮新統荻久保層産の軟体動物化石（長森，1998；

泥質砂岩は，通常，堆積物食者のものとみられる生物擾

長 森 ほ か，2003） と 共 通 性 が 高 い． 古 見 ほ か（2004）

乱を受ける．風化により，砂質泥岩は稜片状に砕けるのは， 本 層 に 相 当 す る “ 戸 土 層 ” よ り Mizuhopecten

宮 下（1968） は， 本 報 告 の 砂 岩 相 に 相 当 す るに対して，泥質砂岩はフレーク状にはがれる傾向にある．

matumoriensis, Pseudamiantis pinguis, Mizuhobaris

泥岩相にはしばしば細-中粒砂岩層が挟まれ，互層を成

izumoensis など 26 種を報告し，その一部を図示している．

すこともある．砂岩層が卓越する層準もあるが，側方へ赤羽（1979）は，本層に相当するとみられる “ 前沢層 ”の連続性は悪い．砂岩層は一般的に数十 cm 程度の厚さから Laevicardium angustum, Mercenaria y-iizukai, Dosinia

であり，平行葉理，カレントリップル葉理などの堆積構（Kaneharaia）kaneharai などの軟体動物化石が産出する造を伴う．植物の微細片を大量に含む厚さ数 mm 以下とし，塩原型動物群に類似性がある善光寺動物群（小川の微細な平行葉理が発達する砂岩層が稀に認められる．

層産：Kanno and Tomizawa，1959）に対比した．古見・

この他，稀に厚さ数 m 程度の厚層砂岩層を挟む．砂岩

吉田（2003）は，古見ほか（2004）の報告と同じ露頭よ

中には，軟体動物や棘皮動物などの浅海棲と推定される

り，クジラ目の肋骨化石を報告した．

化石が稀に認められる．これらの化石は破損しているこ

年代及び対比─ 73 ─

正谷・市村（1970）は，本層の分布域で

第 9. 7 図

A

D

B

E

C

F

仙翁沢層の露頭写真
仙翁沢層の岩相各種．スケールの魚沼ハンマーのハンマーヘッド長は 32 cm.
A：塊状泥質砂岩（泥岩相）．泥質砂岩の露頭表面は風化により，フレーク状にはがれることが多い．径が数 cm の球型のノジュールが散在する．撮影場所 : 小谷村の大渚沢（N36゜
52´44˝, E137゜
57´0˝）．
B：塊状砂質泥岩（泥岩相）．砂質泥岩の露頭表面は風化により稜片状に砕ける．径が数 cm の球型のノジュールが散在する．
撮影場所 : 小谷村の大倉沢（N36゜
53´57˝, E137゜
58´51˝）．
C：偽礫を主体とする礫層（砂岩相）．撮影場所小谷村の横川（N36゜
53´17˝, E137゜
55´47˝）．
D：平行葉理が発達する砂岩層と泥岩層の互層（砂岩相）．厚さ数 cm 以下の泥岩の薄層，厚さ数 mm 以下の植物微細片を大量に含む薄層をよく挟む．撮影場所 : 小谷村の横川（N36゜
53´19˝, E137゜
55´45˝）．
E：砂質泥岩と泥質砂岩の互層（泥岩相）．砂質泥岩と泥質砂岩の境界は極めて不鮮明であり，写真では判別が困難である．
径が数 cm の球型のノジュールが層状に配列する．泥質砂岩中にノジュールが多く，しばしば層状に配列する．撮影場
所 : 小谷村の大渚沢（N36゜
52´49˝, E137゜56´52˝）．
F：砂岩層下底のソールマーク（砂岩相）．撮影場所 : 小谷村の横川（N36゜
53´19˝, E137゜
55´45˝）．
─ 74 ─

A
第 9. 8 図B

貫入岩に近接する堆積物中に認められる，小規模な変形構造
A：貫入岩に近接する仙翁沢層に認められる小断層．小断層は，見かけのずれは数 cm 未満が多く，露頭全体に発達して56´
いる．700 m 北東に閃緑斑岩の貫入岩帯が分布する．スケールの棒の幅は約 3 cm．撮影場 : 糸魚川市の海川（N36゜
08˝, E137゜59´21˝）．
B：貫入岩に近接する根知層の変形構造．小断層や厚さ 10 cm 前後の層内褶曲が認められる．スケールのハンマー長は
56´23˝, E137゜58´36˝）．
28 cm．撮影場所 : 糸魚川市の海川（N36゜

ある横川の支流から産出した有孔虫化石から別所階（七いため確認できないが，根知層が仙翁沢層を不整合で削谷階）に対比している．米谷ほか（1986）は有孔虫から，り込んだ形跡がないことから，戸土から仁王堂にかけて

仙翁沢層を Hopkinsina morimachiensis 帯（津川，七谷階）の地域では本層と仙翁沢層が同時異相の関係にある可能に対比した．しかし，採集地点が不明なため，再検証が性がある．本層の上部に軽石質凝灰岩からなるニゴリ川

できない．古見ほか（2004）は前述の軟体動物化石に

凝灰岩部川層を挟む．

中新世中期-後期の塩原型動物群（鎮西，1963）の特徴

層序比較種が含まれること，中期中新世に多産する Mizuhobaris

図を照らし合わせて，層序の対比を行った（第 9. 1 表）．

izumoensis が産出したことから，本層の堆積年代を中新

ただし，報告によって層序区分の定義や断層，褶曲の位世中期と推定した．これらのことから，仙翁沢層は中期

置が大きく異なるため，各層序の単純な比較はできな

中新世の堆積物であると推定される．しかし，長野県のい．本報告の根知層は，石井（1937）の頸城層，藤本ほ

鮮新統の荻久保層と共通する軟体動物化石の報告（宮下，か（1951）の能生谷累層，赤羽（1979）の能生谷層，梶1968）もあることから，年代及び層序関しては問題が残山層及び 俎 山層，鈴木ほか（1985）の根知層，平林（1993）されている．

の前沢層，大河内ほか（1998）の根知層，長谷川ほか（2001）

下位の仙翁沢層の分布範囲と各報告の地質

くび き

まないたやまの前沢層・根知層，梶山層及び俎山層，遠藤ほか（2005）
9. 3. 5

根知層（Nm, Ns）

地層名及び定義の名立層に相当する．

鈴木ほか（1985）が，信州大学の未公

岩相

本層は，泥岩相（Nm）と砂岩相（Ns）からなる．

表資料に基づいて根知層の名称を初めて公表した．仙翁

全層準を観察できる一連のルートはないが，露出のよい沢層を整合で覆う主に灰色の塊状砂質泥岩からなる地層

海川における本層の下部層準のルート柱状図を第 9. 6 図

を根知層として再定義する．

に示す．

模式地

根知川中流と北ノ沢合流付近の露頭（鈴木ほか，

1985）．
分布及び層厚泥岩相（Nm）は，主に灰色の無層理の塊状砂質泥岩
及び泥質砂岩からなる．生物擾乱を強く受け，初成的な

根知川及び烏帽子岳東方域にかけて分布

堆積構造は残されていないことが多い．砂質泥岩ないしする．海川向斜などの複数の褶曲により分布を規制され泥質砂岩は，一見して塊状に見えても新鮮な露頭では不る．本層の層厚は根知川右岸流域で最も厚く，約 800 m

明瞭な層理が観察される場合がある（第 9. 9 図 A）．砂に及ぶ .

質泥岩及び泥質砂岩は，仙翁沢層のものよりもやや軟
と

層序

ど

仙翁沢層を整合に覆う．戸土から仁王堂にかけて質である．厚さが数 cm 間隔の層理が不明瞭な泥質砂岩

下位の仙翁沢層が層厚を減じて尖滅し，大野付近では根と砂質泥岩の互層がよく認められる（第 9. 9 図 C）．稀知層が今井層を直接覆っている．鍵層等の判断材料がなに連続性の悪い不明瞭な層理をもつ細粒砂岩の薄層を挟─ 75 ─

第 9. 9 図

A

D

B

E

C

F

根知層の露頭写真
根知層に認められる岩相．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは約 70 cm．
A：極めて不明瞭な層理を伴う砂質泥岩（泥岩相）．写真の露頭では，流水で磨かれた左側は層理が観察できるが，風化している右側は塊状に見える．小型のノジュールが層状配列する．撮影場所 : 糸魚川市のニゴリスミ川上流（N36゜
58´
40˝, E137゜53´53˝）．
B：泥質砂岩（根知層上部の泥岩相）から産出する，Makiyama chinanii. この写真のように密集して産出することが多い．
スケールの魚沼ハンマーの撥の長さは約 15 cm．撮影場所 : 仏岩の西側の沢（N36゜
59´43˝, E137゜59´21˝）．
C：砂質泥岩と泥質砂岩の互層（泥岩相）．このような岩相は通常一見して塊状にみえるが，風化を受けたり，流水で磨56´11˝,
かれると層理が観察できる．砂質泥岩は，風化すると稜片状に細かく割れる．撮影場所 : 糸魚川市山寺（N36゜E137゜
54´31˝）．
D：粗粒砂岩と砂質泥岩の互層（砂岩相）．撮影場所 : 小谷村押廻（N36゜
54´48˝, E137゜
54´47˝）．
E：生物擾乱で初成的な堆積構造が破壊された泥質細粒砂岩（砂岩相）．軟体動物化石が稀に産出する．泥質砂岩及び砂岩は風化すると，写真の左端のようにフレーク状にはがれることが多い．スケールの草かき鎌のグリップ長は約 11 cm．
撮影場所 : 糸魚川市真木集落西方の沢（N36゜
59´27˝, E137゜
54´44˝）．
F：不淘汰な塊状砂岩（砂岩相）．数十 cm 大のノジュールが認められる．稀に，軟体動物や棘皮動物の破損した化石が産出する．
撮影場所 : 糸魚川市上沢（N36゜
56´37˝, E137゜
55´22˝）．
─ 76 ─

知層のどの層準に相当するのかは未確認である．本層のむ．
全層準において，数 mm 以下の植物片及び黒雲母粒

最上部に挟まれるニゴリ川凝灰岩部層のフィッショント

子が多く含まれる．いずれも仙翁沢層と比較して産出

ラック年代として 5.2±0.3 Ma の値が得られた（第 9. 3

頻度及び量は多い．稀に玄能石が産出する．長径数 cm．これらのことから，本層の堆積年代は後期中新世
表）の回転楕円体のノジュールが点在ないし，層状配列しから前期鮮新世初期と考えられる．

て産出する．ノジュールの産出頻度は仙翁沢層よりもがわ

低い．極稀にスランプ構造が認められる．本層の上部

9. 3. 5. 1に Makiyama chinani が密集して産出することがある（第地層名及び定義

9. 9 図 B）．

軽石質凝灰岩である．

砂岩相（Ns）は主に明灰色-灰色の細-中粒砂岩から

ニゴリ川凝灰岩部層（Np）
新称．本層は根知層の上部に挟まれるニゴリ川の標高 700 m 付近．

模式地なり，砂質泥岩ないし泥質砂岩を伴う．生物擾乱を強く分布及び層厚海川層の周囲を取り巻くように断続的に受け，初成的な堆積構造が破壊され不淘汰で不均質な塊分布する．ニゴリ川上流，不動川下流，梶山新湯付近の状の岩相を示すことが多い（第 9. 9 図 E，F）
．しばしば

根知川右岸側の支流に露出する．本層の層厚は 20 m 以

軟体動物化石片を含む．全層準において，大きさが数上である．上下限を確認できる露頭がないため，正確なmm 以下の植物片及び黒雲母粒子が多く含まれる．砂岩

層厚は不明である．

泥岩互層は稀である（第 9. 9 図 D）．梶山新湯付近の根層序

知川右岸の支流では，凝灰質中-粗粒砂岩が分布する．

層序比較

かじやましん ゆ

このほか，前烏帽子岳の北西側の沢に分布する本層の鈴木ほか（1985），長谷川ほか（2001）は梶山新湯付近に分布する凝灰岩層を地質図に図示してい最上部では，厚さ数 m の安山岩質火砕岩層を挟む．本る．

露頭以外に根知層から火砕岩層は見つかっていない．

岩相

貫入岩体の周辺では，熱変成により硬質になり，しば本層は，根知層の最上部に挟まれる部層である．

主に軽石質の凝灰岩からなり，粗粒凝灰岩，火山礫凝灰岩を伴う（第 9. 10 図，第 9. 11 図）．全層準が確

しば層内で生じた小褶曲（第 9. 8 図 B）や見かけの変位

認できる露頭は認められなかったが，本層の下部は火山が数 cm 程度の小断層が発達する．

礫及び軽石質凝灰岩，上部は軽石を含む粗粒凝灰岩と塊

仙翁沢層と根知層は，それぞれ主に泥質岩（砂質泥岩
及び泥質砂岩）からなるため，区別がしにくい．そこで，状ないし平行層理のある軽石質凝灰岩からなる．全体的に黒雲母を多く含み，固結度が高い．

両者を区別するための岩相の違いを，ここで整理する．

下部の火山礫を含む層準はニゴリ川，不動沢及び仏岩

泥質岩の色調は，仙翁沢層が主に暗灰色を呈するのに対の西側の沢で確認される．特に不動沢では主に火山礫岩して，根知層は主に灰色を呈する．両層の境界付近では，から構成される．火山礫は径 5 cm 未満のものがほとん

暗灰色と灰色が交互に重なることがある．泥質岩の固さどである．

は，仙翁沢層より根知層の方が柔らかい傾向にある．含上部は，塊状の軽石質凝灰岩の上位に平行層理やトラまれる植物細片及び黒雲母は，仙翁沢層では少なく，根フ型斜交層理を伴う粗粒ないし軽石質凝灰岩が載るユニ

知層では頻繁に認められる．その他，スランプは仙翁沢ットが繰り返し認められる．また，火山ガラス質シルト層の方が多く，生物擾乱は根知層の方が強い傾向にある．

岩を伴うことがある．

還 元 的 な 環 境 に 生 息 す る 軟 体 動 物 の Lucinoma

軽石は角礫状であり，摩滅はほとんど認められない（第sp. や Conchocele sp. の化石が自生的な産状で産出する

9. 11 図 B）．通常軽石は変質しており，粘土化が著しい．

が，産出地点及び産出数共に少ない．遠藤ほか（2005）

軽石の大きさは径 5 cm 以下が多いが，上位の層に含まは珪藻化石の分析を行ったものの，本図幅地域内かられるものほど粗粒となる傾向があり，最大約 50 cm とな

化石化 石 を 検 出 し て い な い． 遠 藤 ほ か（2005） は， 名 立る．また，単層中で軽石の径が上方に大きくなる層もあ層（本報告の根知層に相当すると推定される）から産る．数 mm 大の灰色火山岩岩片を多く含む．
梶山新湯付近の根知川右岸の支流の北ノ沢に分出する軟体動物化石群集として上部漸深海帯-下部浅年代

海 帯 の Conchocele-Solemya 群 集，Acila-Lucinoma 群 集，布する本層のフィッショントラック年代として 5.2±

Conchocele 群集，Portlandia 群集及び Macoma-Axinopsida

0.3 Ma の値が得られた（第 9. 3 表）．このことから，前群 集， 下 部 浅 海 帯 の Acila 群 集 及 び Ophiodermella-

期鮮新世初期の堆積物と考えられる．

Turritella 群集を報告した．
年代及び対比遠藤ほか（2005）は，糸魚川図幅地域内に分布する名立層（本報告の根知層に相当すると推定さ海川層（Ua, Ur）

9. 3. 6

地層名及び定義
えぼ

あわくら

藤本ほか（1951）によって粟倉集塊岩

し やまれる）を珪藻化石層序の NPD7 Bb 帯（5.5 -3.5 Ma）に対及び烏帽子山安山岩と命名されたが，西田ほか（1966）

比した．遠藤ほか（2005）と本報告の地質図はかなり異以降は谷浜層の一部として扱われた．島津ほか（1976）

なるため，遠藤ほか（2005）の試料採集された層準が根が海川火山岩類と呼び，鈴木ほか（1985）は地層の全容

─ 77 ─

＜ニゴリ川＞

＜不動沢＞

模式露頭

＜仏岩の西側の沢＞

＜樽倉沢＞

粗粒凝灰岩
平行層理

火山礫岩
塊状凝灰質粗粒砂岩

軽石質凝灰岩塊状軽石質凝灰岩

・粗粒凝灰岩互層

級化

軽石質凝灰岩

粗粒凝灰岩
火山ガラス質シルト礫の角礫層

含軽石火山礫凝灰岩

凝灰質中粒砂岩
軽石質凝灰岩平行層理

塊状ガラス質シルト岩
塊状軽石質凝灰岩 上方粗粒化

平行葉理

10m

？

トラフ型斜交層理

軽石質凝灰岩軽石質凝灰岩火山礫凝灰岩火山礫を含む

平行層理

塊状軽石質凝灰岩

火山礫凝灰岩・軽石質凝灰岩互層

砂岩

軽石質凝灰岩平行層理

軽石質凝灰岩凡例

第 9. 10 図

軽石質凝灰岩

火山礫岩
火山礫凝灰岩凝灰質砂岩

ガラス質シルト岩

粗粒凝灰岩

角礫層

平行層理

トラフ型斜交層理

ニゴリ川凝灰岩部層の地質柱状図
調査で確認したニゴリ川凝灰岩部層の露頭のうち，ニゴリ川，不動沢，仏岩の西側の沢及び樽倉沢の柱状図を示す．各露頭において，上限と下限の境界は確認していない．各柱状図を作成した位置は，地質図に示したニゴリ川凝灰岩部層の分布範囲の中で，走向傾斜が記してある場所である．

を明らかにして地層名を踏襲した．ここでは層名（累層（1976）が海川火山岩層と呼び，Shimazu et al.（1979）が名）として海川層と再定義する．

Umikawa Formation，赤羽（1979）が海川火山岩類，茅

え

模式地

び くら

海川中流域，海川第二発電所から海老嵓に至る

分布及び層厚原（1979）は海川安山岩（-玄武岩）と呼んだ．鈴木ほか（1985）が詳細な分布と火山岩の岩石学性質を明らか

海川沿い（鈴木ほか，1985）．
海川の中流域にやや南北に伸びた盆状ににした．

せん じょう が たけ

分布し，北隣の糸魚川図幅地域に連続する．千 丈 ケ岳

岩相

安山岩-玄武岩溶岩及び火山砕屑岩（Ua）を主体

たん ね

南面の海川沿いで層厚 800 m 以上，分布域北部の谷根川として，流紋岩-デイサイト溶岩及び軽石質火山砕屑岩からトウスル沢にかけて約 150-200 m．海川向斜によっ（Ur）を伴う．いずれも少量の堆積岩を伴う．千丈ケ岳て分布を規制される．

の南面には北から北東へ緩傾斜した安山岩火山砕屑岩が層序累積する崖が比高 600 m にわたって露出し，標高 800 m

前烏帽子岳の北西側の沢に分布する根知層の最上部（ニゴリ川凝灰岩部層よりも上位）に厚さ数 m の安付近に流紋岩火山砕屑岩が挟在する（第 9. 12 図 A）．

山岩質火砕岩層を挟む．この火砕岩は，海川層を形成し安山岩-玄武岩溶岩及び火山砕屑岩（Ua）のうち，安た火山の先駆的な活動である可能性が高い．一方，海川

山岩溶岩及び火山砕屑岩は斜方輝石及び単斜輝石を主な

第 2 発電所付近の海川河床，駒ヶ岳南西麓，不動川下流，

斑晶として含むものと，それに加えて普通角閃石斑晶を鉢沢などの海川層の分布域の南部から西部の地域では，含むものがある．単源岩種からなる火山角礫岩及び塊状

下位の根知層及びニゴリ川凝灰岩部層を大きく削り込む

溶岩が主体であり，海川層分布域の大半を占める．本質様に海川層が分布している．これらのことから，烏帽子岩塊は放射状節理やジグソー接合する水底堆積の岩相を岳周辺では，整合ないし軽微な削り込み，海川層の分布

含み，多源岩種からなる凝灰角礫岩や亜円礫を含む部分

域の南部及び西部では下位層を不整合で覆うと推定されが挟在する（第 9. 12 図 B）．玄武岩溶岩及び火山砕屑岩

る．

は斑晶として主に単斜輝石を含み，かんらん石，斜方輝層序比較

薗部（1936）及び石井（1937）で椎谷層相石を伴う．鋸岳，海川第 2 発電所付近，烏帽子岳，谷根

当の集塊岩，藤本ほか（1951）で粟倉集塊岩及び烏帽川下流などで，安山岩溶岩及び火山砕屑岩の下位に分布

子 山 安 山 岩 と さ れ た． 西 田 ほ か（1966，1974）， 茅 原

する．玄武岩火山砕屑岩の岩塊は放射状節理やジグソー（1974）で谷浜層または灰爪層の一部とされ，島津ほか

接合する水底堆積の岩相を示すことが多い （第 9. 12 図

─ 78 ─

第 9. 11 図

A

C

B

D

ニゴリ川凝灰岩部層の露頭写真
A：ニゴリ川凝灰岩部層の模式露頭．写真は露頭の下部層準．撮影場所 : ニゴリ川の標高 700 m 付近（N36゜
59´27˝,E137゜
58´47˝）．
B：ニゴリ川凝灰岩部層の模式露頭．下部の軽石質凝灰岩．灰色の火山礫を多く含む．スケールの魚沼ハンマーのハンマ
ーヘッド長は 32 cm. 撮影場所 : 写真 A と同じ．
C：樽倉沢におけるニゴリ川凝灰岩部層の露頭．写真は露頭の下部層準の岩相．
（N36゜
55´45˝, E137゜
56´53˝）．
D：仏岩の西側を流れる沢の露頭．写真は下部層準の軽石質凝灰岩（第 9 .10 図参照）．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは約 70 cm．撮影場所 : 仏岩の西側を流れる沢（N36゜
58´38˝, E137゜59´01˝）．

C）．しばしば普通角閃石巨晶及び斑れい岩質包有物をこの火山礫凝灰岩はその連続性を十分に確認していない含む（Shimazu et al. 1979 ; 茅原ほか，1984；山本ほか，

ものの，安山岩-玄武岩火山噴出物を上下に区分する鍵1998）．鈴木ほか（1985）は化学組成の変化から海川層層となる可能性がある．

の火山層序を 4 つのサイクルに区分したが，今回は化学

年代及び対比分析等の検証をしていないため，安山岩及び玄武岩をま層に当たる安山岩から 3.45±0.27 Ma，3.31±0.27 Ma のとめて示した．

K-Ar 年代値，山本ほか（1998）は本層の火山岩から

流紋岩-デイサイト溶岩及び火山砕屑岩（Ur）は安山
おに岩溶岩及び火山砕屑岩中に挟在する．海川中流左岸の鬼が つら

早津・河内（1997）は船浦山北面の本3.43±0.10 Ma，3.16±0.05 Ma の K-Ar 年 代 値， 斑 れ い
岩 質 包 有 物 か ら 3.92±0.20 Ma，3.61±0.53 Ma の K-Ar

ヶ面沢では黒雲母を含む流紋岩-デイサイト溶岩及び火

アイソクロン年代値を報告している．周辺地域における

山角礫岩が層厚 200 m 以上発達し，安山岩凝灰角礫岩に

鮮新世の火山活動は戸隠図幅地域（長森ほか，2003），

覆われる．不動川，千丈ケ岳南面，駒ノ川，駒ヶ岳西面

米山地域（佐藤・米山団体研究グループ，1975）で知らでは多源岩種からなり，軽石を多く含む火山礫凝灰岩がれており，いずれも水底で堆積した安山岩が卓越する点

挟在する（第 9. 12 図 D）．類質岩片として安山岩溶岩岩で共通している．

塊及び火山礫を多量に含み，層厚は 5 -30 m 程度である．
─ 79 ─

第 9. 12 図

海川層の産状
A：千丈ケ岳南面，海川まで比高 600 m 以上の崖を構成する海川層安山岩火山砕屑岩．北-北東に緩傾斜して累積し，標高800 m 付近にレンズ状の流紋岩質火山砕屑岩が挟在する（白破線で囲んだ部分）．山峡峠から撮影．
B：海川層安山岩火山角礫岩中に挟在する亜円礫．不動川 685 m 付近右岸．中央右下寄りにハンマー（長さ 35 cm）．
C：海川層玄武岩火山角礫岩．放射状冷却節理をもつ岩塊を含む．不動川 365 m 付近左岸．
D：海川層流紋岩の多源岩種からなる軽石凝灰角礫岩．軽石火山礫及び火山灰からなる基質と灰色の安山岩溶岩岩塊を多量に含む．軽石を含むため，選択的に浸食を受けてえぐれた部分が登山道（通称「青年団バンド」）となっている．
1 /2.5 万の地形図に図示されている登山道と位置が異なるので注意）．
駒ヶ岳西面登山道 1,150 m 付近（実際の登山道は，

たん ね

9. 3. 7

要な具体的な資料はない．

谷根層（T）

地層名及び定義
模式地

細粒砂岩部層が粟倉集塊岩と烏帽子山安山岩に挟まれる

糸魚川市に位置する谷根川上流域．

分布及び層厚藤本ほか（1951）は本報告の谷根層に相当する大和川

新称．海川層を不整合で覆う海成層を谷根層とする．

とした．しかし，本報告では，谷根層は上下を火山岩類

谷根川上流域の地形が緩い地域及び阿彌に挟まれるのではなく，海川層を堆積させた海底火山の

陀山西方にある標高 1,090.8 m の独立峰の周辺に分布す

起伏に富む地形にオーバーラップしていると判断した．

る．両地域に分布する谷根層は，基底高度が大きく異な岩相るため，異なる層準である可能性が高いが，全体の層序

り，上部層準において塊状砂岩が卓越する．本層の砂質が明らかになっていないので，本報告では一括して扱う．

泥岩の岩相は下位の根知層と酷似する．本層基底に認め本層は海川向斜に分布を規制される．

られる厚さ約 1 から 2 m の細粒砂岩層は，層状にノジュ本層の層厚は，約 100 m 以上である．上部が削剥され本層は主に灰色の砂質泥岩及び泥質砂岩からなール化している．最下部は海川層起源の厚さ約 2 m の火ているため，最大層厚は不明．

山角礫岩層及び約 2 m の安山岩質の凝灰質粗粒砂岩から

層序

なる．

海川層を整合ないしオーバーラップで覆う．

層序比較

石井（1937）の椎谷層の蛮岩質砂岩及び凝灰基底は凹凸が著しく所々に下位の海川層が地窓として質頁岩，藤本ほか（1951）の梶屋敷累層の大和川細粒砂

露出することから，海底火山活動によって形成された海岩部層の一部に相当する．ただし，大和川細粒砂岩部層

川層を埋めるように堆積したと推定される．全層準におの模式地周辺と本報告の谷根層を層序対比するために必いて，数 mm 以下の大きさの植物片及び黒雲母粒子が─ 80 ─

こう みょう

多く含まれる．Makiyama chinani が密集して産出するこ覆い，層厚約 80 m である．小谷村光 明 の道路沿いにおとがある．

いて直径 1 m 以上の本層の岩塊の転石が認められるが，砂岩は，生物擾乱を受けた塊状細粒砂岩で，一部泥質露頭は確認していない．転石の分布から光明付近に小規となる．また，不明瞭な層理及び葉理が認められること

模に分布すると推定される．本層の層厚は不明である．

がある．谷根川の標高 660 m 付近の右岸支流の出合い付

層序近において厚さ 10 cm 以下の凝灰岩層が 6 層認められた

上流では石坂層の上位に安山岩貫入岩の角礫からなる崖（第 9. 12 図 A）．これらの凝灰岩は他地域で確認してい錐 30 m 以上を介して，その上に載る．

ない．

横川断層の西側に分布し，石坂層を覆う．常蔵沢

岩相 新鮮なガラス質流紋岩溶結火山礫凝灰岩で，黒雲阿彌陀山西方にある標高 1,090.8 m の独立峰の周辺は，母斑晶を含む．常蔵沢上流では最大長径 8 cm のレンズ

調査困難地域なため十分な調査を行えず，本層の露頭状火山礫を多量に含み，火山礫が基質に支持されたユーは地質図上で走向傾斜を図示した 2 カ所でのみ確認した

タキシティック組織が顕著である．全体に弱く風化して（第 9. 13 図 B）．この一帯では，細-粗粒砂岩が分布する

緑褐色を示す．異質礫はまれである．小谷光明の道路沿と推定される．

いでは，全体に新鮮でガラス光沢を持つ灰黒色の岩塊が化石 本層からの化石の報告はない．本層と推定される主体である（第 9. 14 図 A，B）．

軟体動物化石を含む砂岩の転石が認められるものの，露年代及び対比 横川断層東側の新第三系地域に分布しな頭における産出は確認していない．

いこと，石坂層や戸倉山層に比較して新鮮であることか

年代及び対比本層からの年代値の報告はない．谷根ら，横川断層東側の隆起後，現在の地形配置になった後層は，3.92±0.20 から 3.16±0.5 Ma の K-Ar 年代値が報期鮮新世以降に堆積した可能性がある．南隣白馬岳図幅

告されている海川層（早津・河内，1997；山本ほか，

地域の岩蕈山溶結凝灰岩（中野ほか，2002）と記載岩石

1998）を形成した海底火山の活動終了直後から火山体の学的特徴が類似する．

いわたけ

上に堆積を開始したと考えられる．よって，谷根層の堆積した時代は後期鮮新世と推定される．

9. 4

中土断層-小谷断層間の地域

あとすぎやま9. 3. 8跡杉山層（Aw）

中土断層-小谷断層に挟まれる地域の地層は，下位よろく ごう

地層名及び定義

新称．跡杉山層は跡杉山西方の常蔵沢

ぶ のうり小谷温泉層，天狗原山層，長崎層，六合層，奉納層，
まげ し だに上流部を模式地とする，ガラス質流紋岩溶結火山礫凝灰

曲師谷層に区分される．北東-南西方向に延びる中土断

岩とする．

層と小谷断層の間に，同じ方向に軸を持つ奉納向斜が延模式地 跡杉山西方の常蔵沢上流部 1,182 m 峰付近．

びる．

常蔵沢上流で石坂層をアバット不整合で中土断層と小谷断層に挟まれる地域は白馬岳，小滝及

▲ ▲

▲

▲

分布及び層厚A
第 9. 13 図

B

谷根層の露頭写真
A：凝灰岩を挟む塊状砂質泥岩．三角印の層準に凝灰岩層が挟まる．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 70 cm. 写真撮
影位置 : 谷根川支流（N36゜59´38˝, E137゜
57´42˝）．
B：海川右岸の層理の発達する砂岩の露頭写真．撮影場所 : 標高 1,099.8 m のピークの約 1 km 南南東の崖最上部（N36゜
57´
40˝, E137゜
57´12˝），撮影者 : 古川．
─ 81 ─

第 9. 14 図

跡杉山層の産状及び鏡下写真
A：小谷光明の溶結火山礫凝灰岩（転石）の風化面．ガラス質本質火山礫が基質より突き出ており，初生的な冷却節理面である．
B：A の鏡下写真．単ポーラー．新鮮な黒雲母（B），斜長石（P）斑晶を含み，基質は膠結したガラス片（G）からなる．

び妙高山図幅地域にまたがる．この地域の層序は，白馬されていないため，再検討ができない．各層の地質年代

岳図幅地域に位置する横根沢断層を境にして南側の岩戸は，それらの年代論を暫定的に当てはめ，堆積速度を一山付近と北側の中谷川と土谷川に挟まれる地域で別々の定として各層の層厚から推測した（第 9. 2図）．このため，層序区分がなされてきた（田中ほか，1971；小坂ほか，

本地域の年代論は信頼度が低いことを断っておく．

1979；平林，1993 など；第 9. 2表）．その後，中野ほか（2002）
は，横根沢断層はないものとし，岩戸山付近と中谷川-

9. 4. 1

土谷川間の地域の層序を一括して，下位より雨中層，細地層名及び定義

貝層，岩戸山層に区分した．しかし，新たに曲師谷層に中土累層最下部の部層の小谷温泉泥岩層に基づく．なお，

小谷温泉層（Ot）
田中ほか（1971）によって提唱された，挟まれる凝灰岩より 3.8±0.3 Ma のフィッショントラッ

命名の優先権からすると，未公表資料も含む既存の報告

ク年代値（第 9. 3 表）が得られたことから，その対比にを元にして地質図を編集した望月（1971）の “ 中土累層問題があること明らかになった．中野ほか（2002）では小谷温泉泥岩層 ” の出版が先と見られる．しかし，望月

曲師谷層下位の奉納層が細貝層へ含められたが，岩戸（1971）の地質図は，累層単位で図示してあるため，各山付近に分布する細貝層に挟まれる凝灰岩 Ht3 のフィッ部層の分布は不詳である．このため，命名者は田中ほか

ショントラック年代として 2.0±0.2 Ma の値（秋山ほか，（1971）が妥当と考える．本報告では，中土断層と小谷

2000）が報告されているため，両層は対比できない．横断層に挟まれる地域における，最下位の暗灰色泥岩を主根沢断層の有無を含めて層序の再検討をする必要がある

体とする地層を，小谷温泉層として再定義する．

が，本報告では横根沢断層付近の調査を行っていないた

模式地

め，中谷川-土谷川間の地域の層序は原則的に田中ほか

付近以北の中谷川河床（田中ほか，1971）．

（1971）に従った．

分布及び層厚奉納山（小谷村）の北に位置する押立沢出会い
中谷川上流部に分布する．分布域は奉納

望月（1971），田中ほか（1971）などは，断層で区切

向斜の北西翼地域にあたる．奉納向斜の南東翼側では小られた地域内を 1 つの累層としてまとめ，さらに部層区

谷断層によって切られるため，分布しない．本図幅地域分をしている．本報告では岩相に基づいて層序区分を行内において，本層の層厚は 800 m 以上ある．

い，田中ほか（1971）が部層とした各地層を層（累層）

層序として扱った．

る．天狗原山層と指交関係にある．下限を中土断層によ本地域における年代に関する資料は，本報告の曲師下限は中土断層によって切られるため，不明であって絶たれているため，全体の層厚は不明である．

谷凝灰岩 10 のフィッショントラック年代値（第 9. 3 表）

層序比較

以外はほとんど無い．立石ほか（1992）や米谷ほか（1986）を伴う既報の層序と比較する．本報告の小谷温泉層は，などの報告はあるものの，試料採集地点などの詳細が示

富沢・北原（1967）の中土層群長崎砂岩泥岩層，田中ほ─ 82 ─

本報告の小谷温泉層の分布範囲内で，地質図

第 9. 2 表

中土断層-小谷断層間の地域の新第三系層序比較
各研究の層序は，土谷断層—小谷断層に挟まれる地域のみに限定してまとめてある．灰色に塗色した部分は，本報告で採用した地層名が設定されたもの .
1：地質図では中土累層を一括して図示しているため，各層の分布は不明 .
2：真川層及び飛山層を同一の凡例で地質図に図示している．
3：小谷温泉層，仙翁沢層及び紫雲谷層を同一の凡例で地質図に図示している．
4：平林（1993）は，中土断層を天狗原山層の南東側に設定している．

石井（1937）

難波山層

富沢・北原（1967）

望月（1971）

奉納砂岩礫岩層

奉納砂岩・礫岩部層

田中ほか（1971） 斎藤ほか（1972）
奉納砂岩礫岩層

中¹

中

土

土

土 六合泥岩砂岩層

層

累

曲師谷層

奉納層

戸石層

小川層

累

群 長崎砂岩泥岩層 層 耳尾沢砂岩・泥岩部層 層 長崎砂岩泥岩層
小谷温泉泥岩部層

本報告

奉納層

中

長崎砂岩・泥岩部層

西田ほか（1974）

小谷温泉泥岩層

六合層

前沢層

長崎層

仙翁沢層

小谷温泉層

天狗原山層

Akahane(1978)

赤羽（1979）

柿崎ほか（1992）

平林（1993）

曲師谷累層

曲師谷層

曲師谷層

ヒコサ層

中野ほか（2002）

本報告
曲師谷層

細貝層
乙見山累層

乙見山層

乙見山層

中
土

真川累層

真川層 ²

真川層

小谷温泉累層

小谷温泉層 ³

小谷温泉層

天狗原山累層

天狗原山層

天狗原山層

金山累層

金山層

第 9. 3 表

前沢層

累
層

奉納層

奉納層

六合層

六合層

長崎層
小谷温泉層

長崎層
小谷温泉層

天
狗
原
山

天狗原山層 ⁴累層

新第三系及び第四系の年代測定結果
曲師谷凝灰岩 10 の採集地点は，第 9 .20 図を参照．

─ 83 ─

雨中層

天狗原山層

か（1971）の小谷温泉泥岩層の一部，斎藤ほか（1972）

採集地点等の詳細を示していないため，“ 白色酸性凝の仙翁沢層の一部，Akahane（1978）の小谷温泉累層の灰岩 ” が本報告の定義による小谷温泉層に挟まれてい一部，柿崎ほか（1992）の小谷温泉層の一部に相当する

るのかどうかは検証ができない．なお，本報告の調査（第 9. 2 表）．なお，斎藤（1968）は仙翁沢層と小谷温泉

では小谷温泉層から凝灰岩は確認できなかった．米谷層が対比されるとし，その後，斎藤ほか（1972）では小ほか（1986）は底生有孔虫から，“ 小谷温泉層 ” を谷温泉層を仙翁沢層に含めた．

Cribrostomoides spp. -Dorothia spp. 亜帯（寺泊階前期）に岩相

本層は主に黒色-暗灰色泥岩からなり，黒色中粒対比した．寺泊階前期は 12.5 -7.8 Ma とされる（新潟県，砂岩を伴う．砂質な泥岩も頻繁に認められる．しばしば

2000）．しかし，用いた地質区分（赤羽，1979）に不明

厚さ数十 cm 未満の暗灰色のタービダイト性の砂岩層を確な点が多く，採集地点等の詳細が不明なため，再検証

挟む．スランプ構造が発達し，特に砂岩層を挟み互層状ができない．信頼性のある証拠はないため暫定的ではあとなる層に多く認められる（第 9. 15図）．柿崎ほか（1992）

るが，以上から本層は中期中新世の後半から後期中新世によれば，本層分布域のスランプの滑り方向は北東方向の前半にかけての堆積物と推定される．

が卓越する．ノジュールはほとんど認められない．泥岩には不明瞭な径数 mm 以下の微細な管状生痕化石が認

9. 4. 2

められ，生物擾乱を受けている．風化により，稜片状に地 層 名

砕ける．断層に近い所では，厚さ 1 cm 未満の方解石脈

Formation（天狗原山累層）に基づく．

が認められることがある．

模式地 天狗原山周辺及び乙見山峠から小谷温泉に至る

化石

硬骨魚類化石としてニシン科の鱗，軟体動物化

天狗原山層（Tn）
Akahane（1978） に よ る Tenguhara-yama

林道沿い（Akahane，1978）．本図幅地域では，小谷村
あさうみがわ石として Palliollum peckhami の報告がある（田中ほか，

中谷川支流浅海川沿いに模式的に露出する．

1971）．

分布及び層厚年代及び対比立石ほか（1992）は “ 小谷温泉層 ” に本層は，浅海川沿いに北東-南西に延びるレンズ状の分布を示し，最大層厚 950 m である（立石

挟まれる白色酸性凝灰岩から 12.9 Ma のフィッショント

ほか ,1992）．

ラック年代値を報告している．しかしながら，試料の層序

小谷温泉層と指交し，北東に厚くなるレンズ状の分布を示す．分布南限にあたる中谷川沿いの林道では小谷温泉層の泥岩と指交する．
層序比較

斎藤ほか（1972）で横川層の一部として記載 さ れ た．Akahane（1978） に よ っ て Tenguhara-yama
Formation（天狗原山累層），立石ほか（1992），柿崎ほか（1992）で天狗原山層とされた．
岩相

暗灰色の輝石安山岩-玄武岩火山角礫岩及び凝灰角礫岩を主体とする．火山礫凝灰岩，枕状溶岩を含む部分がある（立石ほか，1992）．斑晶はほとんど骸晶となっているが，単斜輝石及び斜方輝石を含み，石基はハイ
アロオフィティック組織である．松尾川右岸の林道沿いで変形した泥岩ブロックを多く含み，小谷温泉層の泥岩と指交するなど，水底堆積の証拠を持つ．
年代

立石ほか（1992）は天狗原山層と指交する小谷温泉層中の凝灰岩から 12.9-14.2 Ma のフィッショントラッ
ク年代値を得ており，天狗原山層はこの年代の中に収まる可能性がある．ただし，立石ほか（1992）の年代値を計測した試料の採集地点が不明なため，本図幅の層序と比較ができない．
9. 4. 3長崎層（Ng）

地層名及び定義
第 9. 15 図

長崎層の名称は，富沢・北原（1967）

によって提唱された中土層群の長崎砂岩泥岩層に基づ

小谷温泉層に発達するスランプ構造
スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは約 70 cm．撮
影位置 : 小谷温泉東北東の中谷川右岸（N36゜
52´0˝,く．

E137゜59´11˝）．

土川及び土谷川流域としているが，本論では中土断層小富沢・北原（1967）は長崎砂岩泥岩層の分布範囲を中─ 84 ─

谷断層と中土断層に挟まれた地域に限定し，さらに小谷定義された．更に Akahane（1978）は，
富沢・北原（1967）

温泉層と六合層に挟まれる層準に限定する．層序区分は及び田中ほか（1971）の報告した範囲の北東側の地域に

田中ほか（1971）に従うが，本層の層序単元は層（累層）

おいて両者の層序とは異なる独自の層序をたてている．

として扱う．

岩相

模式地

白馬図幅地域内の小谷村長崎付近（富沢・北原，-中粒砂岩からなる．全体的に硬質で，特に砂岩は硬い．

1967）．本図幅地域では，小谷村の押立沢において最も砂質泥岩はほぼ塊状を呈する．また，しばしば砂質泥岩露出する（第 9. 16 図）．

から泥質細粒砂岩へ漸移する．全体的に生物擾乱を受け

分布及び層厚暗灰色の砂質泥岩-泥質砂岩及び暗灰色-灰色の細中谷川左岸に分布する．分布域は奉納向る．泥岩中に長径数 cm の回転楕円体形のノジュールを

斜の北西翼にあたる．奉納向斜の南東翼側では小谷断層

しばしば含む．砂岩は比較的淘汰は良く，塊状ないしはによって切られるため，分布しない．本層の層厚は，押層厚数 m 程度の成層構造を示す．最上部に層理が不鮮

立沢において約 440 m である．他地域における層厚は確

明な泥質砂岩と細粒砂岩の互層が認められる（第 9. 17

認していない．

図）．互層の各単層厚は 20 cm 以下であることが多い．

層序

化石

小谷温泉層に整合に重なる．

本図幅地域内における化石の報告はない．白馬

本報告の長崎層は，富沢・北原（1967）の中

岳図幅地域内より Anadara amicula, Glycymeris yamasakii

土層群長崎砂岩泥岩層の一部，田中ほか（1971）の中土など 26 種類の軟体動物化石及び十脚甲殻類の報告があ累層の部層の長崎砂岩泥岩層，斎藤ほか（1972）の前沢る（田中ほか，1971）．

層，戸石層の一部，Akahane（1978）の真川層の一部，

年代及び対比層序比較

柿崎ほか（1992）は，本報告の定義によ

柿崎ほか（1992）の真川層の一部，中野ほか（2002）のる長崎層及び六合層に相当する “ 真川層 ” に挟まれる凝雨中層の一部に相当する（第 9. 2 表）．富沢・北原（1967）

灰岩のフィッショントラック年代として 7.89±0.30 Ma

は土谷川から中谷川流域にかけての広い範囲に分布するという値を報告している．しかしながら，試料採集地点

その後，堆積物を中土層群の長崎砂岩泥岩層と命名した．

などの詳細が不明なため検証できない．米谷ほか（1986）“ 長崎層 ” は田中ほか（1971）によって層準を限定しては底生有孔虫から，真川層（本報告の長崎層及び六合層に相当）を Cribrostomoides spp.-Dorothia spp. 亜帯（寺

奉納層

礫岩
砂岩
砂質泥岩-泥質砂岩
砂岩泥岩互層

六合層

泥質砂岩砂岩互層
100m

..
川
松尾

小谷温泉
♨

川
熱湯
中谷
♨
小谷温泉層

→
→

長崎層

押立沢

500m

第 9. 16 図

柱
状

N

奉納層

長崎層

六合層
→→
→→

図
作

成
ル

ー
ト

小谷温泉層

小谷断層以南地域の押立沢におけるルート柱状図
中谷川支流の押立沢において作成した．調査時に第 9. 17 図

おける押立沢河床には，小谷温泉層は露出していない．本柱状図中の小谷温泉層と長崎層の境界は地質図に示す地質境界線の位置に相当する．
─ 85 ─

長崎層最上部の泥質砂岩細粒砂岩互層
層厚 30 cm 以下の泥質砂岩と層厚 10 cm 前後の細粒砂岩からなる互層．層理面は不明瞭である．撮影
位置 : 押立沢（N36゜
51´7˝, E137゜
59´25˝）．

泊階前期）に対比した．寺泊階前期は 12.5 -7.8 Ma とされる（新潟県，2000）．しかし，用いた地質区分（赤羽，1979）に不明確な点が多く，採集地点等の詳細が不明なため，再検証ができない．なお，上位の曲師谷層から3.8±0.3 Ma のフィッショントラック年代値が得られた（第 9. 3 表）．本層から得られた信頼性のある年代に関する資料はないため暫定的ではあるが，以上のことから本層は後期中新世の堆積物と推定される．ただし，中期中新世の後半である可能性も残されている．
ろくごう

9. 4. 4六合層（Rk）

地層名及び定義

田中ほか（1971）によって中土累層の部層として六合泥岩砂岩層と命名された．
中土断層と小谷断層に挟まれた地域において，長崎層と奉納層に挟まれる層準とする．なお，砂岩がよく認められる長崎層に対して，泥質岩が卓越する層準から六合層とする（第 9. 16 図）．層序区分は田中ほか（1971）に従うが，本層の層序単元は層（累層）として扱う．
模式地

白馬岳図幅地域内の小谷村六合付近（田中ほか，

1971）．
分布及び層厚奉納向斜の両翼地域に分布する．南東翼

では小谷断層によって分布が切られる．本層の層厚は，第 9. 18 図

押立沢において約 380 m である . 他の地域の層厚は確認

互層．砂質泥岩層及び泥質砂岩層ともに，不明瞭していない．
層序なほぼ平行してうねっている層理が認められる．

長崎層に整合に重なる．

層序比較

六合層の砂質泥岩泥質砂岩互層
層厚 10 cm 未満の砂質泥岩及び泥質砂岩からなる

風化露頭におけるこの層理の観察は困難である．

本報告の長崎層は，富沢・北原（1967）の中

砂質泥岩よりも泥質砂岩の方が若干硬質である．

土層群長崎砂岩泥岩層の一部，田中ほか（1971）の中土

スケールの数字は 10 cm 単位．撮影位置 : 押立沢

累層の部層の六合泥岩砂岩層，斎藤ほか（1972）の戸石（N36゜
50´59˝, E137゜59´39˝）．

層の一部，Akahane（1978）の真川層の一部，柿崎ほか（1992）の真川層の一部，中野ほか（2002）の雨中層の原，1967）．

一部に相当する（第 9. 2 表）．
岩相

主に暗灰色の砂質泥岩及び泥質砂岩からなり，塊

分布及び層厚奉納向斜の両翼地域に分布する．奉納向状ないしは層理が不明瞭な中粒砂岩層を挟む．砂質泥岩

斜の南東翼地域では，小谷断層によって分布が切られる．

は泥質砂岩と層理が不鮮明な互層をなすことがある（第本図幅地域内において観察が容易な露頭は，押立沢に限

9. 18 図）．泥岩は生物擾乱を受けることが多い．砂岩はられる（第 9. 16 図）．
本図幅地域内における本層の層厚は約 50 m．Akahane

稀に植物片を大量に含み，平行葉理が発達する．
化石（1978）は本層に相当する Otomi-yama Formation（乙見

化石の報告はない．
本層から得られた年代に関する報告はな山累層）の層厚を 300 m としているが，その相違は定義

い．六合層は長崎層と同様に，Akahane（1978）の真川の違いによるものと見られる．なお，押立沢から妙高山層に相当する．このことから，長崎層と同様に本層は後図幅地域の乙見山峠付近までの地域では，本報告の定義

期中新世の堆積物と推定される．

による層厚の変化は少ない．

年代及び対比層序
ぶ のう

9. 4. 5

地層名及び定義

六合層を整合に覆う．

層序比較

奉納層（Bn）
富沢・北原（1967）によって提唱され

本報告の奉納層は，富沢・北原（1967）の中土層群奉納砂岩礫岩層の下部，田中ほか（1971）の中土累層の部層の奉納砂岩礫岩層の下部，斎藤ほか

た中土層群奉納砂岩礫岩層に基づく．
中土断層と小谷断層に挟まれた地域において，六合層（1972） の 奉 納 層 の 下 部，Akahane（1978） の Otomi-と曲師谷層に挟まれる礫岩及び砂岩からなる層準を奉納

yama Formation（乙見山累層），柿崎ほか（1992）の乙層とする．本層の層序単元は層（累層）として扱う．

見山層に相当する（第 9. 2 表）．

模式地 白馬岳図幅地域内の小谷村奉納付近（富沢・北岩相─ 86 ─

主に礫岩と中-粗粒砂岩からなる．稀に含礫泥岩

まげ し だに層及び泥岩層が挟まれる．礫岩層の厚さは数 m 以下が9. 4. 6

多く，間に連続性の悪い砂岩層を挟む．礫岩は細礫から

地層名及び定義

大礫が多く，最大数十 cm に達する（第 9. 19 図）．礫種

dani Formation（曲師谷累層）と命名された．曲師谷累

曲師谷層（Mgs）
Akahane（1978） に よ っ て Mageshi-

は，硬質砂岩，硬質泥岩，チャート，凝灰岩，花崗岩な層は，礫岩から構成されるとされていた “ 奉納層 ” から，どが認められる（田中ほか，1971）．礫の円磨度は高く，泥岩主体の上部層を独立させて Akahane（1978）によっ

亜円礫及び円礫が多く，亜角礫は稀である．基質は砂岩て新設された地層である．

からなり，稀に泥岩となる．礫岩の含礫率は高いことが中土断層と小谷断層に挟まれた地域において，奉納層

多いが，礫岩の多くは基質支持となる．泥岩の角礫状のを整合で覆う主に泥岩からなる海成層を曲師谷層とす

偽礫を含むことがある．

る．

化石

模式地

本層から化石の報告はない．

年代及び対比本層の年代に関する報告はない．米谷ほ

妙高図幅地域内の妙高市曲師谷及び笹ヶ峰-乙見山にかけての林道沿い（Akahane，1978）．

か（1986）は底生有孔虫から，真川層（本報告の長崎層

分布及び六合層に相当）を Miliammina echigoensis 帯（椎谷階）

による本層の分布範囲は押立沢よりも北東側であるが，に対比した．椎谷階は 3.5 -5.5 Ma（前後）とされる（新その南西側にも分布することが明らかとなった．

奉納向斜の両翼地域に分布する．Akahane（1978）

潟県，2000）．しかし，用いた地質区分（赤羽，1979）

本図幅地域における本層の層厚は，約 350 m である．

に不明確な点が多く，採集地点等の詳細が不明なため，

Akahane（1978）によると，本層の層厚は 500 m であり，再検証ができない．上位の曲師谷層の最下部に挟まれる

北東方向へ厚さを増す．

凝灰岩から 3.8±0.3 Ma のフィッショントラック年代値

層序（第 9. 3 表）が得られたことから，本層は下部鮮新統と層序比較推定される．本層の最下部層準は，上部中新統である可中土層群奉納砂岩礫岩層の上部，田中ほか（1971）の中能性も残されている．

斎藤ほか（1972）
土累層の部層の奉納砂岩礫岩層の上部，

富沢・北原（1967），斎藤ほか（1972）や中野ほか（2002）

奉納層を整合で覆う．
本報告の曲師谷層は，富沢・北原（1967）のの奉納層の上部，Akahane（1978）の曲師谷累層，柿崎は，本層を細貝層（白馬図幅地域内に分布）及び猿丸層（戸ほか（1992）の曲師谷層に相当する（第 9. 2 表）．

隠図幅地域内に分布）に対比した．しかし，細貝層に挟岩相まれる凝灰岩の Ht3 のフィッショントラック年代として層理が見られる．一部の泥岩は茶灰色を呈する．泥岩

主に暗灰色塊状砂質泥岩からなり，一部不明瞭な

2.0±0.2 Ma の値が報告されている（秋山ほか，2000）．

には 0.5 mm 以下の微小な植物片が含まれることがある．

よって，本層は細貝層よりも時代の異なる古い礫岩層で厚さ 50 cm 以下の灰色細粒砂岩層を挟み，互層をなすこあることが明らかとなった．

とがある．本図幅地域内には凝灰岩を認めていないが，妙高山図幅地域内に位置する前松尾沢にて，数層の珪長質凝灰岩が挟まれる．Akahane（1978）は，乙見山峠を通る林道沿い（妙高山図幅地域内）で厚さ 3-60 cm の数層の凝灰岩を確認している．今回，これらのうちフィッ
ショントラック年代値が得られた凝灰岩に名称をつけ，若干の記載をする．
曲師谷凝灰岩 10（略称：Mgs10，新称） 模式露頭は前松尾沢の標高 1,235 m 付近とする．前松尾沢において曲
師谷層の下底より 10-15 m 上位に挟まれる．前松尾沢の露頭は主に河床の流水下に断続的に露出しており，詳細な観察は行えなかった．厚さは 6.8 m 以上（第 9. 20 図）．
塊状の粗粒から極粗粒凝灰岩からなり，細粒な粒子の割合は低い．一部軽石が含まれる．黒雲母を多含する．複数のユニットからなり，上部では不明瞭な平行葉理を伴う（第 9. 20 図）．最上部は，シルトサイズ以下の粒度からなるガラス質凝灰岩であり，細かな平行葉理が認めら

第 9. 19 図

れる．下部から得た試料（第 9. 19 図）のジルコンのフ奉納層の礫岩
礫岩層は，主に円礫から亜円礫より構成される．
スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは約 70 cm．撮51´
影位置 : 前松尾沢（妙高山図幅地域内，N36゜
25˝, E138゜
0´18˝）．

ィッショントラック年代とし 3.8±0.3 Ma の値が得られた（9. 4 表）．
化石 本層から化石の報告はない．
年代及び対比─ 87 ─

米谷ほか（1986）は底生有孔虫から，曲1m

ガラス質泥岩細かな平行葉理を伴う

粗粒凝灰岩

10〜20cm のユニット

粗粒凝灰岩

細かな平行葉理を伴う

極粗粒凝灰岩

N

写
真

▲

｛

位

粗粒凝灰岩

試料採集地点置

極粗粒凝灰岩 軽石点在

FT

塊状粗粒凝灰岩

｛

試

×
500ｍ

料

第 9. 20 図

曲師谷凝灰岩 10（略称 :Mgs10）の模式露頭の地質柱状図
位置は前松尾沢上流（妙高山図幅地域内）である．地形図は国土地理院発行 1 /25,000「妙高山」を使用．最下部層準より
フィッショントラック年代用試料を採取した．写真は軽石が点在する粗粒凝灰岩及び粗粒凝灰岩である．スケールの魚沼
ハンマーのハンマーヘッド長は 32 cm．露頭は流水下にあるため，観察が困難である．

師谷層を Miliammina echigoensis 帯（椎谷階）に対比した．

9. 5

椎谷階は 3.5 -5.5 Ma（前後）とされる（新潟県，2000）．

本図幅地域において，北東-南西方向に延びる小谷断しかし，採集地点等の詳細が不明なため，再検証ができない．曲師谷凝灰岩 10 のフィッショントラック年代と小谷断層以南地域

層の南側には，柳沢層が分布する．

して 3.8±0.3 Ma の値が得られた（第 9. 3 表）. フィッ
ショントラック年代と米谷（1986）の底生有孔虫化石帯

9. 5. 1

柳沢層（Ys）との間に年代の大きな不一致が認められる．最下部に挟

地層名井島・遠藤（1955 a）の柳沢砂岩頁岩互層に基まれる曲師谷凝灰岩 10 のフィッショントラック年代かづく．本層の定義は，中野ほか（2002）に従う．

ら，本層は前期鮮新世末から後期鮮新世の堆積物と推定

模式地

する．

付近（千地，1955）．

き な さ

─ 88 ─

白馬村と長野市鬼無里の境界に位置する柳沢峠

分布

小谷断層の南東側に位置する日影向斜の両翼地域

層の岩相は主に砂質泥岩と中-粗粒砂岩との互層からなに分布する（中野ほか，2002）．本図幅地域では，南東

り，ときに暗灰色塊状砂質泥岩や厚層理中-粗粒砂岩を端に小規模に分布し，ヒド沢背斜に分布が規制される．

伴う（中野ほか，2002）．本図幅地域内では，土谷川河

また，北東-南西方向の小谷断層によって，分布の北西床において，不明瞭な層理が見られる細粒砂岩が認めら端が切られる．

れる．

層序

化石

最下部はヒド沢背斜軸部に分布し，その下限は不

本図幅地域内から化石の産出報告はない．本層の明である．日影向斜地域（白馬岳図幅地域内）において，主要な分布域である南隣の白馬岳図幅地域おいても化石

戸隠山層に整合的に覆われ，上部では一部指交関係にあの報告は乏しく，有孔虫（正谷・市村，1970）及び軟体る（中野ほか，2002）．

動物の Mizuhopecten sp.（中野ほか，2002）の化石が報層序比較告されているにすぎない．

本図幅地域内における本層の分布範囲内で，地質図を伴う従来の既報の層序と比較すると，本報告の年代及び対比柳沢層は，姫川団体研究グループ（1958）及び田中ほに分布する泥岩より産出する有孔虫化石群集を Dorothiaか（1971）の鬼無里累層夫婦岩砂岩泥岩部層，Akahane

sp.-Hoplophragmoides sp. Zonule に区分し，青木階（寺泊（1978）の Shin-kawa Formation（真川累層）の一部，柿階前期）に対比した．また，長野県の別所層と群集構成

崎ほか（1992）の真川層の一部，中野ほか（2002）の柳が類似することを指摘した．ただし，試料についての詳沢層に相当する．

細は記述されていない．新潟県（2000）によれば，下部層厚

白馬図幅地域において，最大 2,000 m である（中正谷・市村（1970）は，ヒド沢背斜軸部

寺泊層は，おおよそ 12.5 -7.8 Ma である．このことから，野ほか，2002）．

柳沢層は中期中新世末から後期中新世の堆積物と推定さ

岩相

れる．

主な分布域である白馬岳図幅地域内において，本─ 89 ─

第 10 章貫 入 岩（Ⅱ）（古川竜太）

10. 1

り，この断層は東方延長で中新統仙翁沢層を切っている．

研究史及び概要

よってそれらは中新世以降の活動と判断できる．

中新世以降に貫入した半深成岩を貫入岩（Ⅱ）とする．
特に大規模な貫入岩体は地域東半の中新統-鮮新統分布10. 3

安山岩 (Dp)

域に多い．赤羽（1975）は上越以西から横川断層（糸魚川-静岡構造線に相当）までの範囲にある貫入岩を西頸

分布及び貫入関係

城半深成岩類と呼び，分布が北東-南西方向に配列して屋の対岸，真那板山北方，大所川第一発電所北方，ヨシいるとして，地質構造との関係から貫入時期を後期中新オ沢上流，芝倉沢下流，小滝東俣沢，倉谷支流などに分ま

横川断層より西側では姫川下流根小

な いた

あま かざり やま世とした．茅原ほか（1984）は雨 飾 山周辺の貫入岩と布し，超苦鉄質岩，姫川コンプレックス，琴沢火成岩類，

海川層の火山岩，北西隣高田西部地域における鉾ヶ岳の倉谷変成岩類，来馬層群及び石坂層に貫入する．石坂層

貫入岩と江星山火山岩部層（赤羽・加藤，1989）とが，が貫入される地質体として，もっとも若いものである．

それぞれ岩石学的な共通性を持つことから，両者がマグ全体としてほぼ東西走向で高角度の傾斜した貫入面であマ及び形成年代を同じくする貫入岩-火山岩複合岩体でるが，大所川第一発電所北方では北東-南西走向である．

あるとして，それらを hypabyssal-extrusive association と岩脈の幅は数十 cm から 2 m である．本地域北西部の倉呼んだ．鈴木ほか（1985）は雨飾山とその周辺の貫入谷支流では断層破砕帯に沿って貫入している．また根小岩類について，分布と化学組成を詳細に明らかにした．

屋の対岸の琴沢火成岩類，倉谷変成岩類中に貫入する岩

雨飾山のひん岩（本報告での安山岩貫入岩）は 1.60±

脈は断層によって破砕されている．横川断層より東側で0.18 Ma の K-Ar 年代を示し，海川層との間に時間間隙

は海川中流-上流域，鉢山，前烏帽子岳，雨飾山，小谷が指摘された（八幡・大場，2000）．大渚山周辺の貫入

温泉鏡池北方，仙翁沢上流，横川中流，跡杉山付近に規岩からは 1.03 Ma のフィッショントラック年代が報告さ

模の大きな岩株状-岩床状貫入岩体がある．海川中流右れている（玉生ほか，1981）．

岸の海 老 嵓 付近には幅約 400 m，長さ 1,700 m 以上にわ

え

び くら

本章では貫入岩を岩石学的な特徴によって区分し，放たってレンズ状安山岩が露出しており，海川層及び長崎

射年代値や層序及び構造によって年代が特定できるもの

層に貫入する（第 10. 1 図 A）．3 つの貫入ユニットからを中心に記載する．

なり，貫入境界付近では柱状節理が発達し，境界部は結晶が細粒で変質が進んでいる．雨飾山の主要部を構成す

10. 2

玄武岩（B）

る安山岩は仙翁沢層及び流紋岩貫入岩に貫入している．
貫入岩体の上部及び下部は太さ 50 cm-2 m 前後の四角柱分布及び貫入関係

横川河床の横川断層付近，跡杉山北

よし お だいら状の冷却節理が発達するが，中心部は明瞭な節理が発達

面，地蔵峠周辺，吉尾平（小規模なため地質図では省略），

しない（第 10. 1 図 B）．仙翁沢層との境界部付近には砕海川不動川上流などに分布し，石坂層，山本層，仙翁沢

屑岩脈が多く発達する．根知川上流域，跡杉山北麓，白層，海川層に貫入する．跡杉山北方及び地蔵峠付近に分

井沢上流，北小谷埋橋南方，別所（竹之内，2004）では布する比較的小規模な岩脈は横川断層を横切る断層沿い

小規模な岩脈及び岩床が分布し，山本層，今井層，仙翁に貫入している．

沢層に貫入する．

岩相

岩相

うずはし

苦鉄質な貫入岩で，主に単斜輝石を斑晶として含一般に緑灰色の安山岩貫入岩である．急冷縁を持む．石基組織はガラス基流晶質-填間状，ガラスは変質

つものがある．斜方輝石，単斜輝石，普通角閃石を斑晶鉱物に置換されていることが多い．厚さ数 m 以下の場として伴う．石基は細粒でハイアロオフィティックなも合が多く，ほとんどは岩脈である．球形の気泡を多く含のから粗粒完晶質なものまで多様である．光明の沢上流，

み，細粒な方解石などが充填していることが多い．姫川

横川中流では無斑晶質安山岩の岩脈があり，山本層の無下流左岸の山本集落西方では山本層安山岩相の直下に厚斑晶安山岩相と酷似する．海老嵓の安山岩は単斜輝石及さ約 5 m の岩床として貫入する．

び斜方輝石斑晶を主体として，少量の黒雲母を含む．石

年代及び対比 玄武岩岩脈の多くは放射年代値が得られ基は粗粒珪長岩質である（第 10. 1 図 C）．雨飾山の安山ていない．跡杉山北方，地蔵峠付近に分布する比較的小岩は普通角閃石斑晶を普遍的に含み，単斜輝石を少量含規模な岩脈は横川断層を横切る断層沿いに貫入しておむことがある．石基は細粒な珪長岩質である（第 10. 1

え─ 90 ─び くら図 D）．

母流紋岩が貫入する．今井層及び上位の長崎層に貫入し，
みみ お

海 川 海 老 嵓 の 輝 石 安 山 岩 か ら 3.6±

耳尾沢では仙翁沢層の泥岩をブロックとして取り込んで0.2 Ma のフィッショントラック年代を得た（第 9. 3 表）．

いる部分がある．大渚山は仙翁沢層に貫入する岩株状デ

これは海川層火山岩の K-Ar 年代と誤差の範囲で一致す

イサイト岩体である．

る．雨飾山山頂の角閃石安山岩からは 1.60±0.18 Ma の岩相

年代及び対比おおなぎやま海川中流域のデイサイト-流紋岩はざくろ石及びK-Ar 年代が報告されており（八幡・大場，2000），海

黒雲母を少量含む角閃石デイサイト-黒雲母流紋岩で，川層の噴出年代より有意に若い．北東隣高田西部地域のデイサイトは幅 1 -2 m の不明瞭な柱状節理を持つ．ざく鉾ガ岳では，斜方輝石角閃石安山岩から 1.35±0.21 Ma，ろ石は 1 mm 前後の半自形で，淡紅色を示す．角閃石は東部の権現岳胎内で 1.2±0.3 Ma，石英角閃石流紋岩かすべて変質して骸晶になっている．石基は珪長岩質であら 1.0±0.4 Ma の K-Ar 年 代 が 報 告 さ れ て い る（ 大 場，

る（第 10. 1 図 F）．沓形山から耳尾沢にかけての流紋岩

1999）．また南東隣戸隠図幅地域では高妻山の角閃石安貫入岩体（第 10. 1 図 G）は普通角閃石を含み，黒雲母，

山岩貫入岩体から 0.75±0.07 Ma のフィッショントラッ

斜方輝石，石英を含むものと含まないものがある．貫入ク年代（長森ほか，2003），1.13±0.08 Ma の K-Ar 年代

ユニット境界は確認していないが，その形状から複数回が報告されている（佐藤・大場，2002）．以上から更新の貫入によって形成された可能性がある．大渚山は微花

世前期に広範囲で安山岩マグマの活動があったことがわ

崗岩質石基を持つ石英単斜輝石含有黒雲母普通角閃石斜

かる．

方輝石デイサイトである（第 10. 1 図 H）．大渚山西方の1,476 m 峰は黒雲母流紋岩である．

10. 4

流紋岩及びデイサイト（R）
え

年代及び対比海川中流海老嵓の輝石安山岩から 3.6±

0.2 Ma，ざくろ石含有デイサイトから 2.4±0.3 Ma，雨飾び くら

海川中流，海老嵓手前の右岸にはデ山北面の角閃石流紋岩岩体から 1.1±0.2 Ma，大渚山のイサイトから流紋岩のレンズ状貫入岩体が露出する（第デイサイトから 1.2±0.1 Ma のフィッショントラック年

分布及び貫入関係

10. 1 図 E）．これは鈴木ほか（1985）で黒雲母ざくろ石代を得た（第 9. 3 表）．雨飾山流紋岩のジルコンは表面

石英安山岩と記載されたものに相当する．最大幅 300 m，に多数の小孔があり，熱水変質の影響を受けている可

長さ 1,300 m のレンズ状の形態を示し，北側で海川層，能性がある．玉生ほか（1981）は大渚山東麓，熱湯沢で南側で長崎層及び海老嵓の安山岩に貫入する．岩相から幅約 50 m にわたって露出する石英斑状デイサイト岩床

黒雲母流紋岩の部分とざくろ石角閃石デイサイトの部分

から 1.03 Ma のフィッショントラック年代を報告しておがあり，両者の境界は確認していない．複数の貫入岩のり，岩質，年代とも大渚山山頂部の岩体と類似する．大集合体である可能性がある．鉢山北東麓，根知川上流，

渚山及び雨飾山の活動年代は第四紀に入っており，海川

元湯沢では厚さ 50 -150 m 以上の黒雲母普通角閃石流紋層とは時間間隙がある．

岩岩床が露出する．これらは根知層に貫入する．杉之当

海川層の火山岩及び同地域の貫入岩は鮮新世前期-後の流紋岩は岩株状で，斜長石斑晶を少量含む．雨飾山付期であり，前期更新世には雨飾山，高妻山，鉾ヶ岳など

こう ど くらしん なん しょう

近では北面の鉱度倉沢及び神難 所 沢沿いに角閃石流紋に活動域が主に南に広がる．火打山付近の貫入活動も同岩が，南面の前沢沿いに黒雲母流紋岩が分布し，それぞ時期である（1.12±0.12 Ma：遠藤・大場，2002）．後期

れ安山岩に貫入される．真那板山の北麓では流紋岩岩脈

更新世以降は活動域が南に移り，飯縄，黒姫，新潟焼山，

が古生界，石坂層に貫入し，これらは東西性の断層に切妙高火山などの第四紀火山の活動に至っている．

られている．沓形山から耳尾沢にかけて普通角閃石黒雲

─ 91 ─

─ 92 ─← 第 10. 1 図

貫入岩Ⅱの産状及び鏡下写真
え び くら
A：海川中流，海老嵓の輝石安山岩貫入岩体（DP）．右のピークが海老嵓．後方左半の稜線は鉢山，ともに安山岩からなる．
海老嵓の左下方のスラブはざくろ石角閃石デイサイト貫入岩体（R）．海川本流をはさんで西側の鋸沢から遠望．
B：雨飾山の角閃石安山岩貫入岩体（DP）．岩体上部は柱状節理が発達し，浸食を受けて岩塔状，岩体中心部は節理が発あらすご

達せず，カールボーデン状に丸みを帯びた浸食地形を示す．雨飾山東面，荒菅沢 1,600 m 付近．
C：海老嵓の輝石安山岩の鏡下写真（直交ポーラー）．斜方輝石（O），単斜輝石（C）を含み，石基は珪長岩質．海老嵓第
2 フェースルンゼ基部．
D：雨飾山角閃石安山岩の鏡下写真（直交ポーラー）．斜長石（P），周縁部がオパサイト化した普通角閃石斑晶（Hb）を含む．
荒菅沢 1,530 m 付近．
E：海川中流右岸のざくろ石デイサイト貫入岩体．幅 1 -2 m の角柱状冷却節理を持つ．
F：ざくろ石デイサイト貫入岩の鏡下写真（直交ポーラー）．ざくろ石（Gr），角閃石（H），斜長石（P）を含む．
G：耳尾沢の流紋岩貫入岩体．ホストの黒灰色泥岩が部分的に残る．手前の崖の比高約 70 m．
H：大渚山のデイサイト岩株の鏡下写真（単ポーラー）．斜方輝石（O），単斜輝石（C），オパサイト化した角閃石（H），
黒雲母（B），石英（Q）を斑晶として含む．
─ 93 ─

第 11 章白馬大池火山噴出物（中野俊）

しろうまおおいけ

白馬大池火山は北アルプス（飛騨山脈）北部に位置すれている．本地域ではヒワ平南方の尾根を構成し，林道る第四紀更新世に活動した火山である．北アルプス上に沿いに未変質の塊状溶岩の露頭が見られる．空中写真判

わし ばは，立山火山，鷲羽・雲ノ平火山，焼岳火山，乗鞍火山

読によると，北東-南西方向に延びた北落ち断層によるなど，総称して乗鞍火山列と呼ばれる安山岩質の複成火変位を受けている．本地域での層厚は 150 m 以上と推定

山がいくつか点在するが，白馬大池火山はその最北端にされる．

位置する．地理的に見ると白馬大池火山は，北アルプス

本溶岩からは清水ほか（1988）により 0.57±0.03 Ma，

上に南北配列する立山火山や焼岳火山などよりも東方に

0.55±0.03 Ma， 及 川 ほ か（2001） に よ り 0.60±0.03 Ma

ずれ，妙高火山群に近い位置にあるが，岩質や全岩化学の 3 個の K-Ar 年代値が報告されており（いずれも白組成の特徴などから（例えば，Nakano et al., 1987），一馬岳図幅地域内），本溶岩の噴出年代は中期更新世の般には乗鞍火山列に含めて扱われる．

60 -55 万年前である．本地域の乗鞍沢溶岩の岩質はかんらん石斜方輝石単斜輝石安山岩である．南隣白馬岳図幅

11. 1

概

地域ではかんらん石斑晶を含まない斜方輝石単斜輝石安要山岩も認められた．本溶岩の全岩 SiO2 は 55.2 -57.9 wt.%
白馬大池火山の本格的な地質学研究は柵山（1980）にを示す（中野ほか，2002）．

よって，岩石学的な研究は Sakuyama（1978，1979）に

11. 3

よってなされた．その後，清水ほか（1988）及び及川ほか（2001）によって K-Ar 法による 8 個の年代測定値が

蒲原山溶岩（Vg）

いちなん ば やま

報告された．これらの研究成果を踏まえ，5 万分の 1 地

蒲原山を中心に一難場山や紙すき山牧場などに分布す

質図幅「白馬岳」（中野ほか，2002）において，白馬大る安山岩質の溶岩及び火山砕屑岩である．蒲原沢や前沢池火山の詳細な地質調査結果がまとめられた．

上流部などで溶岩露頭を確認している（第 11. 1 図）．本白馬大池火山噴出物の大部分は南隣白馬岳図幅地域北

溶岩分布の南端は白馬岳図幅地域に含まれる．

西部に分布し，その北端の一部が本小滝図幅地域南西部

蒲原沢の標高 1,300 m 付近では，基盤の来馬層群大所にかかっている．白馬大池火山は旧期噴出物と新期噴出

川層の砂岩及び泥岩を覆ってやや円みを帯びた角礫層を物に大別される．前者は 80-50 万年前の噴出物，後者は挟み，下部クリンカーを伴う不規則ないし板状の節理の20 万年前よりも新しい時代の噴出物である．旧期噴出発達した安山岩溶岩が載る．露頭での層厚は 20 m 程度

ひえ だ やま物は下位より稗田山下部溶岩，稗田山上部溶岩，乗鞍沢
がまはらやまであるが，節理に沿って隙間が形成されていることがあ

えびらだけ

溶岩，蒲原山溶岩に，新期噴出物は乗鞍岳溶岩，箙岳溶岩，り，全体に地すべりなどによってやや移動していること

かざふきだけ風吹岳溶岩，風吹岳火砕流堆積物に区分される（中野ほを示す．この基盤の堆積岩と上位の火山岩の境界部付近

か，2002）．新期噴出物の噴出中心は白馬岳図幅地域のが崩壊し，1996年 12月 6日の土石流の発生源となった（地白馬乗鞍岳付近及び風吹岳付近の 2 ヶ所である．白馬大

盤工学会蒲原沢土石流調査団，1997；赤羽，1997；丸井，池火山噴出物全体の体積は，現存するもので約 9.2 km3，

1998）．前沢では，標高 1,000 m 付近で大所川層を覆っ

侵食で失われた部分を復元しても 15 km 以下と見積もらて凝灰角礫岩が分布する．上流の標高 1,170 m 付近かられている（柵山，1980）．これらのうち本地域に分布す

1,400 m 付近までは塊状あるいは板状節理が発達した安るものは，旧期噴出物の乗鞍沢溶岩及び蒲原山溶岩，新山岩溶岩が確認されており，全層厚は 200 m 以上である．

期噴出物の箙岳溶岩及び風吹岳火砕流堆積物である．

紙すき山牧場に分布する本溶岩からは及川ほか（2001）

3

により 0.53±0.02 Ma の K-Ar 年代値が報告されており，

11. 2

乗鞍沢溶岩（Vnz）

乗鞍沢溶岩とほぼ同時期あるいは直後の中期更新世の噴出物であると推定される．岩質は斜方輝石単斜輝石安山

つが だいらつが いけ

白馬岳図幅地域では栂 平 北方から栂池高原スキー場

岩及びかんらん石含有斜方輝石単斜輝石安山岩である．

の南にかけて，乗鞍沢付近を中心とした広い範囲に分布

かんらん石斑晶を含有する岩石は本溶岩の上部にのみ認する安山岩質の溶岩及び火山砕屑岩である．白馬岳図幅められる．全岩 SiO2 は 58.0 -59.0 wt.% を示す（中野ほか，

地域では少なくとも 5 枚以上の安山岩溶岩からなり，全2002）．

層厚は 250 m 以上に達し，著しく変質した部分も認めら─ 94 ─

第 11. 1 図

蒲原沢及び前沢の蒲原山溶岩
A：蒲原沢標高 1,300 m 付近左岸の溶岩露頭．露頭の高さ約 20 m．やや地すべりの影響を受けている．1996 年 12 月の土石流の発生源はこの対岸．
B：前沢標高 1,400 m 付近の露頭．一部に板状節理が発達．

第 11. 2 図

ウド川の箙岳溶岩
A：ウド川支流（わさび沢）出合い付近の流理構造が発達した溶岩露頭．
B：ウド川本流沿いの溶岩露頭．流理構造が発達した岩塊の濃集部（クリンカー）．柵山（1980）の記述した溶結した火砕
流堆積物はこの部分と思われる．

なし，流理構造をなすことが多い．箙岳北方，箙岳地す

えびらだけ

11. 4

箙岳溶岩（Ve）

べり（佐藤・苅谷，2006）の崩落崖では，本溶岩は全層

白馬岳図幅地域内，風吹岳溶岩ドームを取り囲む直径

厚 200 m に達するがその内部構造は確認できない．複数約 2 km の北東に開いた馬蹄形カルデラの東西に分布す枚の溶岩流であるかどうかは確認できていないが，箙

るデイサイト質及び安山岩質の溶岩及び火山砕屑岩であ

岳東崖の上部では不明瞭ながらも成層構造が認められる

る．本地域ではその北端が分布するに過ぎないが，白池（いずれも白馬岳図幅地域内）．柵山（1980）によると，

南方のウド川右岸に好露出が見られる．また，姫川左岸

溶結した火砕流堆積物がウド川に分布するというが，こにも分布が認められた．

れは本溶岩の下部クリンカーの一部あるいは火砕成溶岩

本溶岩は，しばしば流理構造が発達した粗鬆な白色なの特徴を示す部分を示す可能性がある．

いし淡灰色のデイサイト溶岩であることが多いが，一部

紙すき山牧場から塩坂にかけては，デイサイト溶岩には青灰色の安山岩である（第 11. 2 図）．両者が縞模様を由来する岩塊を主体とした火砕岩が分布する．平坦な地

─ 95 ─

形を呈する牧場北東端では露頭に乏しく，一部ローム中

岸からの遠望観察及び空中写真判読により推定し，直接に埋まった火山岩塊が点在するのみであるが，塩坂北西の観察はできていない．

の林道沿いでは層厚 10 m 以上で，最大 1 m 大の岩塊を白馬岳図幅地域での観察では，層厚は 50 m 以上，ほ含み，基質は半固結で不均質な，デイサイト質の礫や細ぼ水平な成層構造が顕著に認められる火砕流（ブロック・粒砂サイズの細粒物である．本溶岩分布域は白馬岳図幅

アンド・アッシュ・フロー）堆積物であり，一部はその地域においても地すべり地塊となっている部分が多く，二次的な堆積物である．本地域では約 30 m 厚のほぼ水

紙すき山牧場北東の本溶岩分布域も同様な地すべり地塊

平に成層した地層で，稀に 30 cm 大の角礫が含まれ，基の一部の可能性がある．ただし，ここでは地すべりを示

質部はより細粒の構成物からなる．分布高度と岩相からす地形的な特徴は示さない．

判断して，土沢上流から達した火砕流堆積物の二次的なつんざわ

本溶岩からは及川ほか（2001）により 0.07±0.01 Ma

堆積物である可能性が高い．なお，白馬岳図幅地域北端，の K-Ar 年代値が報告されており，本溶岩の噴出年代は

土沢中流域左岸に示された低位河成段丘堆積物（中野ほ

後期更新世の 8 -6 万年前であると推定される．岩質はか

か，2002）は，その分布高度から判断して本堆積物の一

んらん石単斜輝石石英黒雲母角閃石デイサイトを主体と部であろう．高浜ほか（1998）や森川ほか（2001）によし，一部は斜方輝石単斜輝石角閃石石英黒雲母かんらると，土沢右岸には安山岩礫と火山岩起源の砂から構成

ん石安山岩である．本溶岩の全岩 SiO2 は 59.1 -64.8 wt.%

される土石流堆積物があり，来馬層群起源の角礫からなを示す（中野ほか，2002）．

る土石流堆積物を覆うとされている．
本火砕流堆積物の噴出年代に関する放射年代値は報告11. 5

されていないが，後期更新世の風吹岳溶岩とほぼ同時期

風吹岳火砕流堆積物（Vkp）

あるいはその直後であると推定される．白馬岳図幅地域
白馬岳図幅地域，風吹岳東方に分布する安山岩及びデにおける火砕流堆積物の本質物質の岩質は，単斜輝石斜

イサイト質の火砕流及びその二次堆積物である．本地域

方輝石黒雲母石英角閃石デイサイト及びかんらん石石英

では土沢右岸の尾根上にわずかに分布するが，これは対斜方輝石単斜輝石黒雲母角閃石安山岩である．

─ 96 ─

第 12 章更新世-完新世の堆積物（長森英明・中澤

小滝図幅地域に分布する更新世-完新世の堆積物は，

努・竹内

誠）

フトローム；層厚約 0.5 m），の 3 ユニットに区分するこ

ローム層，高位段丘堆積物，中位段丘堆積物，低位段丘とができる（第 12. 1 図，第 12. 2 図，第 12. 3 図）．この堆積物，未区分段丘堆積物，氷河堆積物，地すべり堆積うち下部の黄褐-明褐色粘土質ロームには後述の立山 D物，崩壊堆積物，堰き止め湖堆積物，崖錐堆積物，湿原（Tt-D）テフラが，中部の褐色粘土質ロームには同じく堆積物，沖積錐堆積物，現河床堆積物からなる．このう

大山倉吉（DKP）テフラが，褐色粘土質ローム上部かちローム層は土壌層とみなし，地質図には図示しない．

ら暗褐色軟質ローム最下部にかけての層準には姶良 Tn（AT）テフラが認められる．露頭面で測定される帯磁12. 1

率（第 12. 3 図）は概ね 0.5 -1.5 × 10 -3 SI unit と低いが，ローム層及び段丘堆積物

DKP テフラ層準では 2 × 10 -3 SI unit に達するやや高い値
12. 1. 1が認められる．また Tt-D テフラ層準も上下に比べ幾分

研究史及び概要

本図幅地域には，北部の河川沿いを中心に段丘が発達高い値を示すことがある．

する．能生地すべり団体研究グループ（1989）は，小滝
図幅北部地域から北側の糸魚川図幅にかけての地域にお12. 1. 2. 2

ローム層に挟在する指標テフラ

いて段丘面の区分と段丘堆積物の記載をした．また，新本図幅地域に分布するローム層には，野外では確認で潟火山灰グループ（1994）は糸魚川図幅内の糸魚川市美きないが，採取した試料から泥分を除去することによ

山において段丘を覆うローム層の砂粒組成及びテフラのり，重鉱物や火山ガラスの濃集帯として，立山 D（Tt-D）

検出，同定を行った．しかし，これまでテフラに基づく

テフラ，大山倉吉（DKP）テフラ，姶良 Tn（AT）テフ

系統的で広域的な段丘の編年は行われていない．今回，

ラの降灰層準を特定することができる（第 12. 1，12. 3 図，

段丘面及び段丘堆積物の分布地域，分布高度及び形成年

第 12. 1 表）．また，Tt-D テフラ及び DKP テフラの層準代などから，本図幅地域に分布する段丘堆積物を，高位はその上下に比較し帯磁率が相対的にやや高い値を示す

段丘堆積物，中位段丘堆積物，低位段丘堆積物，形成年

ことから（第 12. 3 図），露頭での帯磁率測定により野外代及び正確な分布が未詳の未区分段丘堆積物に区分しでも降灰層準を推定できる可能性もある．なお，新潟火た．このうち中位段丘堆積物については，被覆するロー

山灰グループ（1994）は，糸魚川図幅地域でローム層かム層とあわせて露頭観察及びハンドオーガーによる堆積

ら鬼界葛原（K-Tz）テフラや阿蘇 4（Aso-4）テフラに物採取調査を行い，ローム層から指標テフラを見いだす

対比される可能性のある火山ガラス及び斜方輝石を検出とともに，新たに段丘堆積物の編年を試みた．今回，その編年と分布を基に，中位段丘堆積物を西川原段丘堆積物，水保段丘堆積物，大野段丘堆積物に細分した．
12. 1. 2

ローム層

12. 1. 2. 1

層相

本図幅地域北部の段丘面上にはローム層（土壌層）が分布する．後述する高位段丘堆積物を覆うローム層は露頭条件が悪いため層相，層厚など詳細は不明であるが，中位段丘堆積物を覆うローム層については一部で良好な露出があり，詳細を報告する．
中位段丘堆積物のうち最も古い西川原段丘堆積物を覆うローム層は層厚約 2 m で，野外での色調及び定性
的な粘性度などにより，下位より，黄褐-明褐色（L*40 -50；a* 5 -10；b* 17 -25） の 粘 土 質 ロ ー ム（ 層 厚 約
0.8 m），褐色（L* 35 -40；a* 10 -15；b* 20 -30）の粘土
質ローム（層厚約 0.7 m），暗褐色（L* 38 -42；a* 5 -10；

第 12. 1 図

b* 10 -20）の軟質ローム（さらさらとした，いわゆるソ─ 97 ─

中位段丘面上のローム層の模式柱状図と挟在する
テフラ・段丘の離水層準の関係しているが，小滝図幅地域の調査では確認することはできなかった．
立山 D（Tt-D）テフラ
斜 方輝石，角閃石，黒雲母の濃集帯として認められる．このうち斜方輝石の屈折率（γ）は 1.707 -1.719（1.714 -1.715，括弧内はモード値，以下同様），角閃石の 屈 折 率（n2） は 1.679 -1.683（1.680 -1.682） で， 重鉱物組成，屈折率ともに町田・新井（2003）が示した
Tt-D テフラの特徴とほぼ一致する．よって本テフラ
は Tt-D テ フ ラ に 同 定 さ れ る． た だ し Loc. 1 の No. 10
試料については，角閃石の屈折率（n2）が 1.684 -1.693（1.688 -1.690）とやや高い値を示すことから（第 12. 1表），
他のテフラが混入している可能性もある．なお，Tt-D
テフラの降灰年代は，町田・新井（2003）は 120 -130
ka としているが，最近，長橋ほか（2007）は長野県の高野層での Aso-3，Aso-4 など指標テフラとの層位関係
及び堆積速度から Tt-D テフラの降灰年代を 99.2 ka と算出している．
大山倉吉（DKP）テフラ
Tt-D テフラの約 50 -100 cm 上位に，角閃石と斜方輝石の濃集帯として認められる．このうち斜方輝石は，透明感があり，（100）面が広く発達することを特徴とする．
斜 方 輝 石 の 屈 折 率（γ） は 1.700 -1.709（1.703 -1.704），
角閃石の屈折率（n2）は 1.670 -1.681（1.677 -1.679）で第 12. 2 図あり，重鉱物組成，屈折率，Tt-D・AT テフラとの層位

ローム層の露頭
糸魚川市大野（第 12 .4 図の Loc. 2）．鍬の柄の長さは 90 cm．

第 12. 3 図

図幅北部地域の中位段丘面に分布するローム層の柱状図
柱状図の位置は第 12 .4 図参照．
─ 98 ─

第 12. 1 表

小滝図幅地域のローム層中に認められたテフラの記載岩石学的特徴関係において町田・新井（2003）が示した DKP テフラ層のみを図示した．
根小屋の標高 200 m 付近に崩れかけた未固結の円礫層の特徴とほぼ一致する．よって本テフラは DKP テフラに同定される．なお，DKP テフラの降灰年代は，町田・が認められる．礫のサイズは 20 cm 以上に及ぶ．また，

新井（2003）は約 55 ka あるいはそれより古い可能性が跡杉山の南西側斜面の標高 1,100 m 付近には，亜角からあり MIS 4 -3 に相当するとしている．また，高野層に亜円礫からなる礫層が分布している．根知川の左岸に広おいて DKP の可能性があるテフラの降灰年代について，

がる地すべり地帯には，しばしば段丘礫層起源とみられ入谷ほか（2005）は MIS 4 最後期の約 58 -59 ka あるいはる直径数十 cm の円礫の転石が認められるが，段丘面はそれより古い年代，長橋ほか（2007）は 62 ka と算出し認められず，詳しい起源は分からない．このほか，海川，ている．

水保川などの小さな支流の斜面においても，火山岩礫を姶良 Tn（AT）テフラ

主体とする径 50 cm 程度の亜円礫の巨礫がしばしば転石

DKP テフラの直上から約 50 cm 上位の範囲にバブルウ
ォール型の薄い火山ガラスの濃集帯として認められる．

として認められるが，段丘礫層起源かどうかは不明である．

火山ガラスの屈折率は 1.497 -1.501（1.499）で，ガラスの形態，屈折率，DKP テフラとの層位関係において町田・

12. 1. 3. 2

新井（2003）の AT テフラの特徴にほぼ一致することか分布ら，本テフラは AT テフラに同定される．AT テフラの図）．

降灰年代は，町田・新井（2003）に基づけば約 26 -29 ka

層厚の MIS 3 -2 境界付近である．

なくとも 20 m 以上と考えられる．

12. 1. 3からなる径 100 cm 以下の亜円-亜角礫と凝灰質の泥質マ

高位段丘堆積物（th）
まないた やま図幅北部の 俎 山 頂上周辺に分布する（第 12. 4
詳細な層厚は不明であるが，俎山頂上付近では少岩相 詳細は不明であるが，確認できた限りでは安山岩
段丘堆積物

本図幅地域に分布する段丘堆積物は，第 1 章で述べた

トリックスからなる（第 12. 5 図）．風化が著しく，礫表

段丘面の相対的な位置関係から，高位段丘堆積物，中位面の粘土化が進行していることが多い．

段丘堆積物，低位段丘堆積物に分けることができる（第層位及び年代12. 1 図，第 12. 4 図）．このうち中位段丘堆積物は分布

ローム層を連続的に観察することができなかったため，及び形成年代の違いにより，更に西川原段丘堆積物，水本図幅調査では形成年代を明らかにすることはできなか

保段丘堆積物，大野段丘堆積物に分けられる．

った．後述する他の段丘堆積物よりも高位に位置するた

開析が進んでおり上位に整然と累重する

め，少なくとも MIS 5 よりは古いものと推測される．
12. 1. 3. 1

未区分段丘堆積物（tx）

糸魚川市根小屋，根小屋の姫川対岸，跡杉山の南西斜面において，段丘堆積物起源と推定される礫層及び円礫12. 1. 3. 3中位段丘堆積物

西川原段丘堆積物（tn）の転石が認められる．それらの礫層は，明瞭な段丘面，分布

露頭，被覆するローム層が確認できないことから，未区

川原地域の段丘は，西川原Ⅰ段丘と西川原Ⅱ段丘の 2 面分段丘堆積物とした．地質図では，露頭が確認できた礫からなり，それぞれの段丘を構成する堆積物は形成年代

─ 99 ─

図幅北部の姫川左岸に分布する（第 12. 4 図）．西

第 12. 4 図

小滝図幅地域北部の段丘面の分布及び古流向

細粒化し，含礫泥質砂層となっていることが多い．礫層を構成する礫は径 100 cm に及ぶものもあるが，概ね20 cm 以下のサイズが多く，礫のマトリックスとして
粗粒-極粗粒砂を含む．礫は砂岩，流紋岩，安山岩などからなる．礫のインブリケーションが示す古流向はN40 W-10 E 方向である．
層位及び年代西川原Ⅰ段丘面相当地域の本段丘堆積物を被覆するローム層は，基底付近に Tt-D テフラを挟むことから（第 12. 1 図，第 12. 3 図 Loc. 1），本段丘堆積物
は約 130 -100 ka あるいはそれよりやや古い，MIS 5 e-5 c頃に形成されたものと考えられる．ただし西川原Ⅱ段丘
第 12. 5 図

高位段丘堆積物

面直下の礫層はそれよりもやや新しい可能性がある．

糸魚川市俎山林道山頂付近（第 4 図の Loc. 5）．鍬の柄の長さは 90 cm．

水保段丘堆積物（tm）
分布

図幅北部の水保川沿いに分布する（第 12. 4 図）．

能生地すべり団体研究グループ（1989）の山中面の段丘が多少異なると考えられるが，両者は層相からは区分で堆積物に相当する．

きず，見かけ上，上下に癒着して分布することも考えら

層厚

不明．

れるため，本図幅では両者を一括して「西川原段丘堆積

岩相

安山岩礫を主体とする礫層からなるが，露出不良物」とする．

のため詳細は不明．

層厚60-90 m．

層位及び年代岩相

主に礫層からなる（第 12. 6 図）．最上部は上方に

Tt-D テフラは確認できなかったものの，ローム層基底─ 100 ─本段丘堆積物を被覆するローム層からは

第 12. 6 図

西川原Ⅱ段丘及び西川原段丘堆積物
A：西川原Ⅱ段丘の遠景．北方の姫川翡翠橋（糸魚川図幅内）から撮影．
B：西川原段丘堆積物の露頭．西川原林道沿い（第 12 .4 図の Loc. 1 付近）にて撮影．鍬の柄の長さは 90 cm．

第 12. 7 図

低位段丘及び低位段丘堆積物
A：低位段丘の概観．
B：低位段丘堆積物の露頭．スコップの長さは 20 cm．糸魚川市山寺の根知川沿い．

から約 60-100 cm 上位に DKP テフラが挟在することか

礫砂質泥層となっていることが多い．礫層を構成する礫ら（第 12. 1 図，第 12. 3 図 Loc. 4），西川原Ⅰ段丘面をは径 100 cm 以下で，特に 20 cm 以下のサイズが多く，礫形成する西川原段丘堆積物とほぼ同時代の，130 -100 kaのマトリックスとして粗粒-極粗粒砂を含む．礫は，流あるいはそれよりやや古い，MIS 5 e-5 c 頃に形成された紋岩，安山岩，砂岩，泥岩，変成岩などからなる．礫のものと考えられる．

インブリケーションが示す古流向は，南部の大野Ⅰ段丘面相当地域で N5 W-N10 E 方向，北部の大野Ⅱ段丘面相

大野段丘堆積物（to）

当地域で N20 -60 E 方向である．

分布

層位及び年代

図幅北部の姫川右岸に狭く分布する（第 12. 4 図）．

大野Ⅰ段丘面相当地域及び大野Ⅱ段丘

大野地域の段丘は，大野Ⅰ段丘と大野Ⅱ段丘の 2 面から面相当地域ともに，被覆する土壌層の基底付近に DKPなり，それぞれの段丘を構成する堆積物は形成年代が多テフラを含むことから（第 12. 1 図，第 12. 3 図 Loc. 2 及少異なると考えられるが，両者は層相からは区分できず，び Loc. 3），両段丘面の形成年代差はほとんどなく，約

上下に癒着して分布することも考えられるため，本図幅

50 -60 ka あるいはそれよりやや古い，MIS 4 後期頃に形では両者を一括して「大野段丘堆積物」とする．

成されたものと考えられる．

層厚

詳細は不明であるが，20 m 以上に達するものと思われる．

12. 1. 3. 4

岩相

分布

主に礫層からなる．最上部は上方に細粒化し，含─ 101 ─低位段丘堆積物（tl）

姫川，根知川，海川，水保川，小滝川など，各河川沿いに分布する（第 12. 4 図）．このうち姫川及び根知氷河前進（古い方から，大所川期，瀬戸川期，白高地沢期）

川沿いは分布が限られているものの，海川，水保川沿いがあったことを明らかにし，最拡大期は標高 800 m に達にはやや広い分布がみられる．

していたことを確認した．苅谷（2000）は，白馬岳図幅

層厚

不明．

地域の大所川ヒル平の瀬戸川期と推定される堆積物が姶岩相礫層からなる（第 12. 7 図）．露頭で確認できた根良 Tn テフラに覆われることから，これ以降には 1,200 m

知川沿いの低位段丘堆積物は礫がほぼ全て安山岩からな

以下に氷河が進出することはなかったとしている．

るが，礫種は流域の地質により大きく異なることが予想

分布及び層相される．粒径は細礫サイズから巨礫サイズまでさまざま

大所川から五輪山，黒負山西方，中俣山付近に分布すである．

る（第 12. 8 図）．そのうち標高が最も低い位置に分布す

層位及び年代 MIS 4 後期に形成されたと考えられる大る氷河堆積物は大所川上流の左岸のツリコシ沢出合標

野段丘堆積物より低位に位置すること，礫層の上位には

高 780 m 付近と大所川第一発電所付近のもっとも標高が氷河堆積物は本図幅地域の南西端部の薄い耕作土のみが認められることから MIS 3 以降の堆積低い地域に分布する（第 12. 9 図 A，B）．この高さの堆物で，最終氷期最盛期（MIS 2）以降の若い時代に形成

積物は大所川第一発電所付近にも分布する．これは大所されたものも含むと思われる．

川下位モレーン群（小疇，1984）に対比される．大所川
第一発電所西方では標高 1,000 -1,100 m にモレーンがみ

12. 2

氷河堆積物（g）

られ，これは大所川上位モレーン群または瀬戸川出合モ
レーン群（小疇，1984）に対比されるであろう．更に黒研究史

山崎（1902）が日本で初めて氷河地形につい

負山東斜面，西斜面，北斜面にも分布する．これらは標て，白馬岳図幅地域で記載を行って以来，日本の氷河地

高 1,400-1,700 m に分布する．そして，中俣山付近標高

形や堆積物に関する多くの研究がなされてきた（例えば，1,000 m を先端として，中俣山の尾根にも分布する．

五百沢，1963；小疇・岡沢，1976，1977；小疇，1984；

本地域の氷河堆積物はティルからなり，融氷河堆積物

苅谷，2000；など）．小疇・岡沢（1976，1977）や小疇（1984）は含まない．ティルは堆積場より上流域に分布する岩石は大所川地域を含む氷河地形・堆積物を調査し，3 回の類に由来する小礫−巨礫サイズの角礫や亜角礫と砂−粘

「小滝」

「泊」

「黒部」

第 12. 8 図

「白馬岳」

氷河地形分布図（小疇・岡沢，1977 の一部を引用）
氷河堆積物は，圏谷底，堆石堤，小起伏をもつ凸形斜面などに分布する．
─ 102 ─

B

A
B

C

D

第 12. 9 図

氷河堆積物の露頭写真
A：モレーン．ツリコシ沢下流，大所川出合付近．
B：A の拡大写真．
C：巨礫岩塊を含むモレーン．中俣山西方，泊図幅地域，標高 1,100 m 付近．
D：C の付近に分布するモレーンの岩相．

土基質からなる（第 12. 9 図 C，D）．礫は基質支持で，積物の堆積年代については，長らく検討されていなかっ

淘汰はきわめて悪い．層厚はツリコシ沢出合付近で約たが，白馬岳地域のヒル平の瀬戸川期の氷河堆積物を覆100 m と最も厚い（第 3. 1 図）．

う広域テフラ姶良 Tn（AT，24,500 -27,000 cal y BP；町田・

中俣山山頂直下の登山道沿いには直径 5 m ほどの蛇紋

新井，1976，1992；Machida，1999）が発見され，この岩の巨岩が転石として分布する．これは氷河堆積物中の氷河作用が MIS 3 か，それ以前であることが明らかにな

礫として運搬されてきたものと推定される．

った（苅谷，2000）．また松川地域の堆積物に対し，14 C

本地域の氷河堆積物の一部は再堆積し，土石流堆積物

年代測定や IRSL 法による年代測定が行われ，岩岳期とや地すべり堆積物となっていると推定される部分もあ

赤倉沢期とも約 50,000 14 C y BP 以前ないし 60,000 IRSL

る．特に黒負山西方の谷に分布するものはその可能性がy BP である可能性が指摘されている（苅谷，2000；近高い．また聖山周辺の地すべり堆積物としたものの中に

藤ほか，2000，2001）．従って，大所川期及び瀬戸川期

は，小疇・岡沢（1977）では氷河堆積物としているもの

ともに 50,000 年以前のものと考えられる．

もある．
堆積年代

大所川流域の氷河前進期は，古いものから大12. 3

所川期，瀬戸川期，白高地沢期の 3 つの時期があったと

地すべり堆積物，崩壊堆積物（l）及び堰
き止め湖堆積物 (d)され（小疇・岡沢，1976），それぞれ白馬岳地域松川流
域の葭原・岩岳期，赤倉沢期，金山沢・白馬沢期に対比

本図幅地域には全域にわたって無数の地すべり及び崩されている（小疇・岡沢，1977）．大所川流域の氷河堆壊が生じている．また，本地域では地すべりによって河─ 103 ─

A

滑落崖

B

崩壊堆積物
堰き止め湖堆積物（シルト）

C

D

滑落崖

崩壊堆積物

E

F

G

H

─ 104 ─

川が堰き止められて，堰き止め湖堆積物が形成されてい12. 3. 1

る．

本地域の地すべり及び崩壊は，第四紀火山岩類と超苦北方，入りコン沢沿い，鎌池周辺，根知川左岸などに大規模に生じている．大所川流域の地すべり地形と発達史

横川断層以西の地すべり堆積物，崩壊堆積物
及び堰き止め湖堆積物

地すべりは特に木地屋川沿い，真那板山北方，赤禿山

鉄質岩（特に蛇紋岩）分布域に特に集中している．

については石井（1998）が，姫川下流域の地すべり分布

木地屋川上流の白池から木地屋にかけては白馬大池火については古谷（1982）が報告している．また住民の居山噴出物の地すべり及び崩壊堆積物が広く分布する．ウ

住地域の近傍での地すべりは特に深刻で，頻繁にその対ド川沿いの崖では，板状節理の発達した安山岩溶岩がほ

応工事がなされている．青海川左岸橋立付近（福本ほか，

ぼ原型を残して移動している．溶岩の下位は角礫状の安

1983），高浪の池から小滝ヒスイ峡への地すべり（小滝山岩，蛇紋岩岩塊を含む粘土状の基質からなる角礫層で地すべり：吉住，1993），小滝北方の姫川左岸から姫川ある．この層は木地屋西方まで分布する．木地屋から大への地すべり（青ぬけ地すべり：南木ほか，2002）など

所川にかけての地すべり移動体は（第 12. 10 図 C），主の報告がある．大規模な地すべりが多い横川断層より西として蛇紋岩の角礫からなる．大所，山之坊，真那板山側の地域に比べると，東側の地すべりの研究報告は少な

北方では蛇紋岩を主とする地すべり堆積物である．白池

いが，地質部応用地質課 (1956 )，西田（1975），西田・や高浪の池は，地すべりによって凹地が形成され，池が岩松（1976），北沢（1980）などにより概要の報告がな生じたものである（第 12. 10 図 F）．

されている．

地すべりや崩壊によって，しばしば河川が堰き止めら

本研究では，空中写真判読と現地調査を行い，地すべ

れ，一時的な堰き止め湖が形成されて堆積物が堆積する．

りの分布を調べた．地質図では基盤地質の分布を示すた

代表的なものとして，姫川本流の真那板山の崩壊がある．

めに，地すべり移動体の地形輪郭のみを青色線で示した．

姫川右岸の姫川コンプレックスの泥質岩からなる山体のまた，地すべり移動域上部の滑落崖の形態が明瞭な場合

一部が大規模に崩壊し，姫川を堰き止めた．葛葉峠からは，それらも同様に図示した．また地すべり移動体が巨平岩駅南方に至る平坦面を形成する部分が崩壊堆積物で大で，基盤地質の判断ができない部分については，地すある（第 12. 10 図 A）．現在，湯原付近の姫川河床に堰べり堆積物として地質図に図示した．本報告では地すべ

き止め湖堆積物であるシルト層が分布する（第 12. 10 図

りは比較的明瞭なものについてのみ表現したが，よりB）．また蒲原沢出合付近では小さな三角州堆積物が形詳細で広範囲な分布は新潟県（1982），清水ほか（2000）成されたとされる（小疇・石井，1998）．なお，赤羽（1997）などで報告されている．このほか，地すべりと崩壊によはこの堰き止め堆積物を 10 層に区分した．

る堆積物は区別が困難であるため，本報告では地すべり

小規模な地すべりや崩壊によっても堰き止め湖堆積物

堆積物と崩壊堆積物を同一凡例で地質図に示した．地すが形成されている．倉谷中流部の地すべり移動体の上流

べり堆積物，崩壊堆積物及び堰き止め湖堆積物の年代は側には，シルトと粘土の互層が分布する（第 12. 10 図 G）．

得られていない．

木片なども大量に含まれている．

本地域では降雨や雪解けによる土砂災害が多発してい

小滝駅付近の姫川右岸の小規模地すべり移動体は蛇紋

る．1995 年 7 月 11-12 日の集中豪雨では，本地域全域で岩からなる．この地域はそのほとんどが姫川コンプレッ

地すべり，崩壊，土石流が発生し，大災害をもたらした．

クスの泥質岩からなるので，蛇紋岩移動体は姫川コンプ

また 1996 年 12 月 6 日には，蒲原沢上部を起源とする土レックスの構造的上位に分布する蛇紋岩ナップから移動

石流が発生し，姫川にて前年の集中豪雨による災害復旧

してきたものと推定される．

工事をしていた人々をのみこみ，14 名の犠牲者がでた．

← 第 12. 10 図

下部ジュラ系来馬層群分布域には地すべりは比較的少地すべりに関連する地形及び堆積物
A：真那板山西方の姫川崩壊．左端が葛葉峠付近．
B：堰き止め湖堆積物．湯原の姫川河床．
C：白池（奥）から杉ノ平，木地屋，大所（手前）と続く地すべり地形．
D：真那板山西方，大綱南方の崩壊地形．
E：小滝北方，姫川左岸へ押し出された地すべり移動体．
F：赤禿山北東の地すべりによって形成された高浪池．後方は青海石灰岩明星山岩体．
G：粘土シルト互層からなる堰き止め湖堆積物．倉谷上流，標高 160 m 付近．
H：クリープにより山体表層部が写真の左側に移動し，層理面の傾斜が変化した来馬層群．大所川第二発電所南方約500 m，林道沿い．
─ 105 ─ない．しかしながら，表層部分の下方への移動は生じて鎌池付近の中海川にも同様に砂礫及び湿地性の堆積物がいる（第 12. 10 図 H）．

認められる．鎌池の北方 700 m 付近にある小さな沢がそれぞれ堰き止められて堰き止め湖堆積物が堆積した．中12. 3. 2

横川断層以東の地すべり堆積物，崩壊堆積物

海川では砂礫及び湿地性の堆積物が堆積している．
雨飾山周辺では，八百平の標高 850 m 前後と標高

及び堰き止め湖堆積物
横川断層より東側の地域の地質は，大きく分けて火山

1,100 m 前後に崩壊堆積物が分布している．河川による噴出物からなる山本層，今井層，海川層，天狗原山層，

開析が進み，傾斜が緩い平坦な地形面を成している．主貫入岩，そして主に泥質岩からなる堆積岩類に区分されに角礫から構成され，連続性の悪い不淘汰な砂層を挟むる．本地域は泥質岩が広く分布し，ほぼ全域にわたってことがある（第 12. 11 図 A）．角礫層は，不淘汰な砂か

地すべり堆積物及び崩壊堆積物が発達している．また，らなる基質で，礫支持の場合が多い．礫サイズは，最大

横川断層沿いの火山岩類分布域にも地すべりが多く認め

1 m に及ぶ．最大層厚は 50 から 60 m と推定される．

られる．特に，根知川，小谷村の中土川，横川流域に地

大渚山付近では，大渚山の西及び南麓の標高 1,000 m

すべりが発達する．根知川左岸側の地質構造は根知川に前後の傾斜の緩い部分に，大渚山を形作る流紋岩起源の向かって傾斜していることから，特に大規模な地すべり角礫層からなる崩壊堆積物が分布する．地形的に地すべが発生しやすいと推定される．糸魚川市大久保及び蒲池りの影響が堆積作用に関わっている可能性もある．小河や，小谷村の鎌池では，幅が 1 km を超す大規模な地す川に開析されて地形面をなしている．角礫層は，不淘汰

べり堆積物が認められる．これらの地すべり堆積物はしな砂からなる基質で，礫支持となる．ほとんどが角礫

ばしば二次的に滑動している．なお，蛙池から戸土集落層から構成されるが，極稀に，角が円磨された亜角礫がの間は地すべりが多発することから，県境の位置が確定

混じる（第 12. 11 図 B）．大渚山の周辺の斜面には，崖していない．

錐性の角礫の転石が頻繁に認められる．層厚は最大で約鎌池付近の大規模な地すべり堆積物は大海川の対岸まで分布し，大海川に開析されている．この地すべり堆積50 m に達する．礫種は大渚山を構成する貫入岩体起源の流紋岩からなる．斜面の平均傾斜は約 15゜である．

物中には，原型を残した，クラックが開口する貫入岩の海川山系では，糸魚川市吉尾平，市野々及び上沢付近

岩体や泥岩の大きなブロックが認められる．鎌池は地すに崩壊堆積物が分布する．烏帽子岳の西側に広がる吉尾べりの際に生じた凹地にできたものとみられる．

平では，海川層起源の角礫からなる不淘汰な礫層が平坦

大網峠の東側にある地すべり堆積物は，山本層が滑動な地形面をなし，西尾野川の上流部支流によって開析さしたブロックからなる．白池及び蛙池も地すべりに伴うれる．本図幅地域内における層厚は最大 50 m 程度と推凹地に形成された池である．

定され，西尾野川支流の下流側に層厚が増す．大きな露海川の海川第一発電所の取水口付近には，右岸斜面に頭では，不淘汰な礫層のユニットが複数認められ，しば地すべり地形がみられ，その上流に勾配が緩く広い河床

しば不淘汰な粘土質砂層を挟み，土石流によって堆積しが発達しており，緩傾斜の砂礫層が堆積している．また，たものとみられる．5 m を超える巨礫を多く含み，稀にA

B

第 12. 11 図

崩壊堆積物の露頭写真
A：不淘汰な角礫層．連続性の悪い不淘汰な砂層を挟む．撮影位置：仙翁沢源頭部（N36゜
53´59˝, E137゜
56´10˝）．
B：礫支持の不淘汰な角礫層．撮影位置 : 白井沢上流域（N36゜
51´53˝, E137゜
56´13˝）．
─ 106 ─

20 m を超す巨礫が認められる．これらの堆積物は，海のほかに，糸魚川市仁王堂の大糸線に流れ込む小さな沢

川層が崩壊して堆積したと考えられる．上流側では崖錐の源頭部に設置された堰堤に湿地性の堆積物が堆積して性の堆積物が卓越する．

いる．層厚は不明である．

海川山塊の西側の海川第一発電所から市野々を経由して川久保に至る地域には，海川層起源の凝灰質火山角礫12. 6

現河床堆積物（a）及び沖積錐堆積物（f）

岩ないし火山角礫岩が分布し，平坦面を形成している．
この堆積物は，海川層が崩壊して形成されたと推定され

分布

る．同様の堆積物が糸魚川市上沢の北側にも小規模に分けでなく，河川が形成した低地面全域にわたり分布す布する．風化が著しく，鎌で削れる程度まで軟化している．山間部では谷底に狭く分布することが多いが，河床る角礫が認められる．層厚は約 20 m と推定される．

の広い小谷村北小谷付近及び小滝川合流部よりも下流の

現在の河川沿い．現河床堆積物は，現河道近傍だ

姫川，そして根知川の下流部では比較的広い分布を示す．

12. 4

沖積錐堆積物は山間部の小河川が本流河川に合流する箇

崖錐堆積物（t）

所に分布し，沖積錐を形成する．
本図幅地域には，山地の急崖に沿っていたる所に崖錐

層厚

不明．

堆積物が堆積している．本報告では，これらの崖錐堆積

岩相

主に礫層からなる．姫川よりも東側の河川沿いで物のうち，黒姫山の東麓，明星山の西麓などの大規模なは安山岩礫を主体とすることが多いが，姫川及びそれよ箇所のみを地質図に示した．背後の斜面ないし谷を構成りも西側の河川沿いには，砂岩，頁岩，チャート，変成する地層に由来する角礫と，礫を支持する砂及びシルト岩類，火山岩類など，さまざまな岩種の礫で構成される．

から成る．崖錐堆積物は，河川による開析をほとんど受一方，小河川沿いの現河床面堆積物や沖積錐堆積物の礫

けていないことから若い時代の堆積物とみられるが，具種は，限られた流域を反映し，多様性が低いことが多体的な年代は得られていない．

い．粒径は細礫サイズから巨礫サイズまでさまざまであるが，一部に砂の堆積も認められる．植木・赤羽（2001）

12. 5

及び赤羽（2001）は，姫川の河床に多数点在する直径

湿原堆積物（m）

2 m 以上巨礫の分布を調査し，特に浦川，蒲原沢，親川
本図幅地域における湿原堆積物は，主に地すべりに伴などの支流との合流部で卓越するとした．

う凹地に分布する．鎌池北方及び梶山に小規模に分布す

年代

る．層厚は露頭や掘削の記録が無いため不明である．こ世と考えられる．

─ 107 ─

現河床面及び沖積錐を構成していることから完新第 13 章地質

構造
（長森英明・竹内

小滝図幅地域の地質構造は，糸魚川-静岡構造線に相誠・古川竜太）

はカタクレーサイト化した倉谷変成岩類の変成岩中に安当する横川断層を境にしてその特性が大きく異なる．そ山岩が貫入している（第 13. 1 図 D）．この安山岩は貫入

こで，横川断層以西，横川断層及び横川断層以東の 3 項岩（Ⅱ）に対比されるもので，中新世-更新世の活動と目に分けて地質構造を記述する．横川断層を切る断層は，推定される．またこのカタクレーサイト化は古第三系石横川断層以東の項目に含めて記述する．なお，しばしば坂層や中新統山本層には及んでいない．従って，カタク

糸魚川-静岡構造線に沿って活断層が発達することがあ

レーサイト化は古第三紀以前の地殻変動によると推定さかみしろ

るが，南隣の白馬岳図幅地域の北部に位置する神城断層

れる．

より北には活断層は認められていない（活断層研究会編，
1991 など）．なお，ヒワ平南方の尾根で確認された中期

13. 1. 2

褶曲及び断層更新世の 60-55 万年前に噴出した乗鞍沢溶岩（第 11 章参中-古生界には北北西-南南東方向の褶曲軸をもつ褶曲照）を切る断層については，活断層としての証拠は認めや断層が発達する．またそれを切って，北東-南西方向

られていない．

の断層がみられる．前者の褶曲と断層はペルム系小滝層，蓮華帯構成岩類上に不整合で堆積したと推定される下部

13. 1

ジュラ系来馬層群，さらに穴見山から土倉沢付近の赤禿

横川断層以西の地質構造

山層，一本松山層にも及んでいる．これらの褶曲は，北横川断層以西には主に古生界-古第三系が分布しておや南にプランジしている．大所川や小滝川中流には代表的な向斜がみられるが，Uemura and Yokota (1981 ) は変り，複数の造構作用を被っている．

形時階を区分し，最終時階として西から東への衝上断層
13. 1. 1の活動による転倒褶曲形成のモデルを報告している．し地質帯の境界断層

本地域の蓮華帯東部の超苦鉄質岩は秋吉帯姫川コンプ

かしながら，小滝川支流のホドソ沢出合付近の西翼ではレックスの東部ユニットの構造的上位に水平に近い低角

逆転層もみられるが，多くの褶曲は正立褶曲である．まの衝上断層で重なる．蓮華帯構成岩類が秋吉帯青海コン

た，小松ほか（1985）はこれらの褶曲構造が東へのフプレックスと衝上断層で重なる部分は認められていなェルゲンツを示し，飛騨ナップの東進によるものとした

い．青海コンプレックス西側の蓮華帯との境界にはほぼが，今回の調査ではそのような地質構造は認められなか

垂直の断崖がみられ（第 13. 1 図 A），明星山岩体西側でった．

は水平方向の大規模なスリッケンラインが観察されるのペルム系小滝層は北北西-南南東方向の断層によってで（第 13. 1 図 B），両者間の境界は横ずれ断層と推定さ蓮華帯中に挟み込まれて分布する．小滝層を来馬層群がれる．この横ずれ断層は秋吉帯姫川コンプレックス上に不整合に覆う証拠はない．小林ほか（1957）は尻高沢で蓮華帯超苦鉄質岩が衝上断層で重なる地質構造を切って来馬層群が小滝層を不整合に覆う露頭を報告したが，そいるので，この衝上断層運動の後の横ずれ運動によるもの来馬層群とみなされた岩相は赤禿山層中部に酷似すのといえる．

る（第 6 章参照）．一方，小滝層は岩相，堆積年代とも

秋吉帯姫川コンプレックスと舞鶴帯構成岩類間では，に飛騨外縁帯正常層白馬岳層に対比されるものとみなさ

衝上断層は認められず，高角度断層で接する．両地帯境

れる．白馬岳図幅地域では，蛇紋岩ナップが白馬岳層界付近及び舞鶴帯内ではカタクレーサイト化した部分がに衝上していることから（中野ほか，2002；竹内ほか，多い（第 13. 2 図）．姫川コンプレックスの砂岩には脆性2004），本来，小滝層は超苦鉄質岩の構造的下位にあっ破壊を受け角礫化した部分が固結し，カタクレーサイト

たものが，断層運動によって来馬層群の分布域に挟まれとなっている（第 13. 1 図 C，E，F）．舞鶴帯内のカタクたものと考えられる．小滝層は赤禿山層に覆われること

レーサイト化した部分は，右横ずれによって形成されたから，その運動は白亜紀以降といえる．

パターンを示す断層と琴沢火成岩類及び倉谷変成岩類の姫川コンプレックス東部ユニットにはほぼ東西から西分布と密接に関係して分布する（第 13. 1 図 F）．このカ

北西-東南東方向の褶曲軸をもつ褶曲が発達する．同褶

タクレーサイト化は右ずれ運動と関連して生じた可能性

曲は姫川流域では正立褶曲であるが，虫川付近では褶曲が高い．カタクレーサイト化は琴沢火成岩類及び倉谷変

軸面が南傾斜を示す転倒褶曲である．この構造は虫川西

成岩類の岩体中にも及んでいる（第 5 章参照）．倉谷で側の谷にて，タービダイトの級化構造の観察によって明─ 108 ─

らかになった．姫川コンプレックスの褶曲には衝上断層

13. 2で重なる超苦鉄質岩も参加している．本地域中央南部の来馬地域の来馬層群も東西方向の褶曲軸を持つ向斜構造

13. 2. 1をなす．

横 川 断 層

断層名

本図幅地域において，西南日本内帯に属する先新第三以上述べたように，清水倉から小滝川硬玉産地にかけ

系と新第三系の境界断層は，糸魚川-静岡構造線（矢部，ての青海コンプレックス西側の断層及びその延長の高浪

1918：糸魚川-静岡地溝線）に相当する断層として考えの池の東の姫川コンプレックスと小滝層間の断層，大所られている（白石，2003 など）．しかし，糸魚川-静岡付近の超苦鉄質岩と小滝層-来馬層群間の断層，及びヒ構造線は，地域により異なる特性を持ち，複数の断層か

ワ平東方の超苦鉄質岩と来馬層群間の断層を結ぶ線の西ら構成されることもある（山下，1995 など）．大縮尺な側と東側では，褶曲軸の方向が大きく異なる．

精度で地質構造の地域性を考える上で，地域特性を代表

これらの地質構造は，北東-南西，一部東西方向の高角度断層によって切られている．杉村山付近から中俣山

する断層名を設定する必要があることから，断層名について整理する．

へ連なる断層は蓮華変成岩類の分布をずらしており，右

白馬岳，小滝及び糸魚川図幅にわたる地域におい横ずれ成分が卓越することがわかる．またその運動によて，先新第三系と新第三系の境界断層に対して，笹倉って，その断層沿いに平行な小褶曲が形成されている．

（1932 b）は “ 姫川線 ” と命名した．ただし，先新第三小滝川上流の小褶曲はその断層の南側の断層に囲まれた系と新第三系の境界が追跡できる南限は，白馬図幅地域

ながつが岩塊が，南西側の長栂発電所付近の岩塊に逆断層で乗りにおける中土断層（後述参照）までであり，中土断層よ上げると同時に形成されたと推定される．さらに長栂発り南側の地域は第四系火山噴出物や段丘堆積物が被覆し電所付近の岩塊は黒負山付近の岩塊に逆断層で乗りあがているため断層を追うことはできない．その後，小林っている．このような逆断層群は五輪山付近まで続いて（1950）は，笹倉（1932 b）と同義の断層を姫川断層とおり，ペルム系白馬岳層もこの地質構造に参加している．

呼んだ．

明星山北からアブキ谷にかけては東西方向で左ずれの中土断層より南の地域では，姫川団体研究グループ

断層が認められる．この断層には少なくとも石坂層まで（1958），田中ほか（1971）などが，笹倉（1932 b）とはは参加している．上述の北東-南西断層と共役断層とみ異なる定義で，“ 姫川 ” の名称を用いた姫川断層を設定なされる．虫川の不動滝から一本松山に至る断層の不動している．姫川団体研究グループ（1958）などによる姫滝の上流約 500 m 付近では，断層沿いに虫川層に特徴的

川断層は，新第三系を切る南北性の断層を指している．

な泥岩角礫岩，一本松山層の凝灰角礫岩，赤禿山層の礫その後，姫川断層の名称は，姫川団体研究グループ（1958）

岩が分布する（第 13. 3 図）．特に虫川層の主分布地域かなどによる定義に基づく断層に対して用いられている．

らは少なくとも 2 km 離れており，横ずれ変位が大きい

斎藤ほか（1972）は，白馬岳図幅地域内の小谷村虫尾といえる．また不動滝南西の駐車場から遊歩道に入る付付近にある北西-南東方向の断層を境にして北側の横川

近の東側には柱状節理に沿って細かく割れて積み重なっ断層と，南側の姫川断層に区別した．すなわち，横川断た安山岩が分布する．このような安山岩はこの付近では層は先新第三系と新第三系の境界断層であり，姫川断層

見つかっていない．さらに姫川コンプレックス西部ユニ

は姫川団体研究グループ（1958）などによる定義の姫川ットの珪質岩の分布は青海川から千丈峰北方までは北西断層である．また，横川断層と姫川断層は一連の断層で-南東走向であるが，この断層付近で走向が大きく変わあるとした．一連の断層であるならば，名称を区別する

り，逆 S 字状に分布する．この構造もこの断層運動と必要はなく，同一の名称でくくる必要がある．そこで，関連があるものと思われる．

それぞれの断層の特徴を慨観する．

横川断層以西の中-古生界は同断層以東の新生界とと横川断層は，西側に先新第三系，東側に新第三系が接もに東西から西北西-東南東方向の断層で切られていしていることから見かけ上東落ちである．一方の姫川断る．真那板山南東の地蔵峠付近では脆性破壊によって角層は，中野ほか（2002）の地質図によれば，姫川断層の礫化した石坂層の中に東西方向に安山岩が貫入してい西側に鮮新統の岩戸山層が，東側に中新統の雨中層が分る．また根小屋付近の姫川左岸では，安山岩岩脈が脆性布していることから，姫川断層は西落ちと判断される．

破壊によって角礫化している（第 5. 1 図，第 13. 1 図 G，

田中ほか（1971），姫川団体研究グループ（1958）及びH）．この付近では，中新統山本層を切って西北西-東南

小坂ほか（1979）も，姫川断層の変位に関しては言及し

東方向の断層が分布する．一部は古期に形成された断層ていないが，それぞれの地質図を読図すると姫川断層はを再動させている．またその南側の姫川左岸の姫川コン西落ちと判断される．なお，Kato（1992）によれば，姫プレックス分布域では，東西方向の正断層が未区分段丘

川断層は当初正断層として形成されたが，後に逆断層と堆積物を切っている（第 4. 14 図）．

して変位のセンスを変化させたとされる．これらのことから，中土断層以北の横川断層（斎藤ほか，1972）と，
─ 109 ─

A

B

C

D
安山岩岩脈

安山岩岩脈

カタクレーサイト

F

E
断層角礫

G

トーナル岩

H

安山岩岩脈
断層角礫 断層角礫

H

断層角礫

トーナル岩

─ 110 ─カタクレーサイト

以南の姫川断層（姫川団体研究グループ，1958）はセン

13. 2. 2

横川断層の特徴

スの異なる別の断層であると判断し，名称も区別する．

横川断層は，巨視的に見ると先新第三系と新第三系の断層の名称に関しては，中土断層以北の先新第三系と新境界断層である（第 9. 1 図）．しかし，山本層と今井層第三系の境界断層の名称は，先取性から笹倉（1932 b）の一部は横川断層の東側だけではなく，西側にも分布の “ 姫川線 ” にちなんで “ 姫川断層 ” としたいとこしている．また，第 9. 1 図の断層 D と断層 E に挟まれろだが，“ 姫川断層 ” の名称は姫川団体研究グループる地域では，横川断層は仙翁沢層と根知層に被覆されて（1958）による “ 姫川断層 ” に対して使われることが潜在していると推定される．横川断層の南端は白馬岳図多い．そこで，本報告では，斎藤ほか（1972）の提唱し幅内の小谷村池原下付近で中土断層に切られる．さらにた横川断層の名称を用いる．

南方への延長は，前述のように姫川断層（姫川団体研究137゜50´E

破砕帯・カタクレーサイト
田海川

新第三系
37゜00´N

1km

姫

川

谷

0

虫

倉

川

N

第 13. 2 図

← 第 13. 1 図

舞鶴帯及び秋吉帯境界付近の破砕帯の分布

変形構造
A：青海石灰岩明星山岩体の西側境界．小滝川硬玉産地の北約 1 km.
B：青海石灰岩明星山岩体の西壁にみられる水平方向のスリッケンライン．崖の高さは約 20 m．小滝川硬玉産地の北約1 km.
C：姫川コンプレックス砂岩中のカタクレーサイト化した部分．虫川上流．
D：カタクレーサイト化した琴沢火成岩と変成岩類に貫入した安山岩．倉谷標高 105 m で西側に分岐する沢の標高 130 m
付近．
E：舞鶴帯と秋吉帯境界付近の姫川コンプレックス砂岩中の断層角礫．千丈峰北方約 2 km の倉谷支流標高約 140 m 付近．
F：姫川コンプレックス砂岩中の未固結脆性剪断帯．右横ずれ構造をしめす．
G：断層運動により角礫化した琴沢火成岩・変成岩類に貫入した安山岩．姫川本流左岸．露頭位置は第 5 .1 図参照．
H：G の角礫化した安山岩の拡大写真．
─ 111 ─

不動滝へ

N
垂直の断層面
断層面の走向・傾斜50m

層理面の走向・傾斜
剪断面の走向・傾斜

川
虫

一本松層
手取層群

緑色凝灰角礫岩
礫岩

60

50
20 40

虫川層
60

角礫岩
砂岩

60

剪断された砂岩・泥岩

40

泥岩
チャート・珪質凝灰岩

20

姫川コンプレックス

蛇紋岩

40
第 13. 3 図

虫川上流部のルートマップ
虫川上流部の北東−南西方向の断層沿いには白亜系赤禿山層の礫質砂岩，上部白亜系一本松山層の安山岩凝灰角礫岩，ペルム系虫川層の角礫を多数含む泥岩，蛇紋岩が分布する．

グループ，1958）に求めることはできない．北端は姫横川断層よりも西側に山本層が分布する．断層 C-D の川の河口付近に達し，第四系堆積物に覆われる（赤羽，間では，横川断層よりも西側に戸倉山層が分布し，一部

1981 a）．よって，横川断層の延長は約 25 km 以上である．

を横川断層に切られる．断層 G 以北では，横川断層は

横川断層は西側に先新第三系が，東側に新第三系が分布

姫川の現河床堆積物に被覆される．

することから，東落ちの断層である．垂直方向の変位は，

横川断層は，山本層と今井層を切ることから，山本層

糸魚川市の城山付近において断層に切られる石坂層と山が堆積する前から今井層の堆積後までのいずれかの時期

本層の厚さを考慮して約 650 m であると推定した（断面に活動したと考えられる．しかし，それ以上に詳細な活図 A-B）．

動の時期を判断するための証拠は現時点で認められてい横川断層の断層露頭は少なく，フォッサマグナパーク

ない．また，横川断層は，根知層を切る断層 E，F，G，の整備に伴って掘削された糸魚川市仁王堂の露頭や姫川

H によって切られることから，後期中新統中新世から前と浦川の合流点付近で認められているにすぎない（茅原期鮮新世にかけて活動を終了していたと推定される．

ほか，1991；白石ほか，2001）．そのため，本報告では，

中土断層の南側にある姫川断層は，正断層として形成

断層付近を精査して岩相分布を絞り込むことで断層の位された後に逆断層として変位のセンスを変化させている置を決定した．

（Kato，1992）．しかし，竹之内・宮島（2001）は，フォ

横川断層は，東西ないしは東南東-西北西方向の複数

ッサマグナパークの横川断層の露頭を検討し，少なくとの断層（第 9. 1 図の断層 A-H）によって寸断される．

も 4 回の断層運動があり，いずれも断層をはさんで北北断層によって寸断された横川断層は，断層 A，B，D を

西側があがる斜め滑りを示し，正断層の性質を持つとし除いて，見かけ上左横ずれの断層に切られ，北に行くにた．従って横川断層は，姫川断層のような変化を被って従って位置が西側にシフトしている．断層 D-E の間はいないと推定される．

仙翁沢層と根知層に覆われて伏在する．断層 B-C の間

茅原 (1979 ) は，根知から横川間において，2 条の南の地蔵峠付近では流紋岩の貫入により横川断層は消失し北方向の断層を考えた．すなわち，石坂層と新第三系火ている．断層 A-B 間，断層 C-E 間及び断層 F 以北では，山岩を境する戸倉断層（斎藤ほか（1972）の横川断層に

─ 112 ─相当）と，その東側に平行に位置し新第三系火山岩と新小谷断層に挟まれる奉納向斜があるブロックは相対的に第三系堆積岩類を境する横川断層（斎藤ほか（1972）の

下がっている．このことから，中土断層は少なくとも鮮断層とは異種同名）である．また，白石（2003）は，糸新世の後期以降に変位したと推定される．

魚川図幅地域内の糸魚川温泉井戸のボーリングの検討か

小谷断層（笹倉，1932 a）

お たりら，横川断層の東側に平行する断層の存在を推定し，横小谷断層は，本地域では南東端に 1 km 程度認められ

川断層と東側に平行する断層に挟まれた地域を根知-大るに過ぎないが，妙高山図幅地域内の妙高市の乙見湖で野帯と命名した．しかし，断層が存在する可能性はある

妙高火山に覆われる北東端から，大町図幅地域内の大町

ものの，横川断層に沿った東側の地域は年代論が不十分

市美麻小藤付近で中山断層（本間，1928）と合流する南なことや地すべりが発達して露出が悪いため，断層を引

西端まで連続し，総延長約 25 km に及ぶ．本断層と中山

く必然性のある根拠は見いだせていない．

断層を一連のものとしてとらえ，小谷-中山断層と呼ばれることも多い（小坂ほか，1979；加藤ほか，1989 など）．

13. 3

小谷断層を命名した笹倉（1932 a）は東側落ちの逆断横川断層以東の地質構造層と考えたが，その後平林（1955）や姫川団体研究グル
中土断層以南の断層及び褶曲構造が示す北東—南西方ープ（1958）によって逆センスの西落ちの断層とされる向の配列パターンや断層によってブロック化するというようになった．大町図幅地域を調査した加藤ほか（1989）

特徴は，長野県の千曲川以西の北部フォッサ・マグナ地によると，本断層の落差は 2,000 m 近いと推定された．

域の特徴と類似する．一方，中土断層より北側の地域で大町図幅地域では，断層の西側に鮮新統の大峰層が，東は，断層以南の地域とは異なり，構造の方向が南北に近側に上部中新統が分布している．一方，小滝図幅地域でく，断層によりブロック化しない．中土断層より北側のは，西側に後期中新統から鮮新統（長崎層，六合層，奉地域は，平林（1969）の小谷隆起帯，Suzuki（1982）に納層，曲師谷層）が，東側に中部中新統の柳沢層が分布

よって Otari upheaval zone，赤羽（1981 a）によって高井している．断層の両側で対比可能な鍵層がないため，正構造区などと呼ばれ，北部フォッサ・マグナ地域の中で確な変位量は不明であるが，大町図幅地域よりも北に位

最も隆起量が多い地域とされる．

置する小滝図幅地域の方が変位量は少ないと予察される．このほか，小谷断層は，白馬岳図幅地域内で，複数

13. 3. 1の断層に切られている ( 中野ほか，2002 )．

断層

なお，井島・遠藤（1955 b）の高戸山断層は，小谷断

本地域の断層は，北東-南西方向の断層と，横川断層を切る東西から東南東-西北西の方向の断層が認められ層と同一の断層である．

る．いずれも直線状に延びることから，垂直ないしは高横川断層を切る東南東-西北西方向の断層

角の断層であると考えられる．

先新第三系，新第三系及び横川断層を切る，東南東中土断層（赤羽，1981 a）-西北西方向の断層 A から H の 8 条を第 9. 1 図に示す．

中土断層は，本図幅地域の南東端に分布し，北北東—

これらの断層は，横川断層の活動停止後に先新第三系と南南西の方向を示し，延長約 25 km 以上である．小谷温新第三系を切っている．南隣の白馬岳図幅地域において

泉付近で東西方向の断層（第 9. 1 図の C 断層）によっ

も南北方向の断層を切る断層が認められる（中野ほか，て見かけ上左横ずれで切られる．本報告の中土断層は，

2002）．全般的に，断層の北側が西にずれて，みかけ上中野ほか（2002）の白馬岳図幅地域の中谷川に沿う断

左横ずれ断層となっている．また，これらの断層が形成

層へ連続し，南西端は小谷村池原下付近で白馬大池火山される際に，先新第三紀に存在した横川断層よりも古い噴出物に覆われる．北方延長は妙高山図幅地域内となる断層が再活動した可能性がある．これらの断層露頭はほが，その北端は未確認である．中土断層の位置は，本図

とんど確認できなかったが，精査による岩相分布のずれ

幅地域内では各研究者の見解が一致するが，白馬図幅地や構造の不連続性から断層を認識した．なお，これらの域内の平倉山付近では研究によって異なっている（赤羽，断層の変位方向は，見かけ上のずれ方向を示す．
A 断層は小谷村光明付近に位置し，延長約 2.5 km で1981 a；平林，1993，中野ほか，2002 など）．小滝図幅
地域内における中土断層の両側に接している地層は，年ある．見かけ上右横ずれで，南側落ちである．B 断層は代論が不詳な下部-上部中新統であり鍵層も認められな

一難場山付近から大渚山付近までの約 11.5 km の長さをいので，断層の変位の判断材料にならない．断層沿いの有する．西端は地すべりに覆われる．断層沿いに小規模

走向傾斜は乱れ，最大で 80゜
前後の傾斜を示す．白馬岳

な流紋岩が貫入している．見かけ上右横ずれであり，南

図幅地域内では，断層の南西端付近で断層の北西側に古側落ちとみられる．C 断層は延長 13 km 以上あり，沓形

第三系の石坂流紋岩が，南東側に中新統の火山岩が分布

山付近で数条の派生断層が生じている．中土断層を切る．

すること（中野ほか，2002）から，見かけ上南東側落ち断層沿いに玄武岩や安山岩が貫入している．湯峠付近のと判断される．下部鮮新統の曲師谷層を含む中土断層と流紋岩の貫入岩は，1.2±0.1 Ma のフィッショントラッ

─ 113 ─

ぶ のうク年代値（第 9. 4 表）を示す岩体と隣接する．見かけ上

奉納向斜（田中ほか，1971）

左横ずれで北側落ちである．D 断層は延長約 11 km であ本地域の南東域で中土断層と小谷断層に挟まれ，北東り，断層沿いに流紋岩と安山岩に貫入される．見かけ上-南西方向の両断層と平行して発達する．北東への延長

右横ずれの北落ちの断層である．目黒沢源頭部付近に貫は妙高山図幅地域に連続し，第四紀火山に被覆される．

入する安山岩は，1.1±0.1 Ma のフィッショントラック

軸の延長は 15 km 以上ある．軸の南端は南北方向に屈曲

年代値（第 9. 4 表）を示す．戸倉山層の基底を基準にす

し，小谷断層に切られる（中野ほか，2002）．

ると，断層の垂直方向の変位量は約 500 m となる．E 断

井島・遠藤（1955 b）は，小谷村奉納から岩戸山にか層は延長約 10 km である．見かけ上左横ずれの北側落ち

けて連続する，平野向斜を提唱した．後に，田中ほか

であり，戸倉山層の基盤高度を基準にすると，断層の垂（1971）は白馬岳図幅地域内において横根沢断層を境に直方向の変位量は少なくとも 100 m 以上である．F 断層

して層序及び構造を区分し，北側の向斜を奉納向斜，南は延長約 10 km であるが，西端の不動滝付近の断層間の側を岩戸山向斜として命名した．その後田中ほか（1971）

関係は不詳である．見かけ上左横ずれであり，北側落ちの提唱した名称のみが用いられているため，本報告ではと推定される．断層の東端は海川層を断つのかどうか確

奉納向斜の名称を用いる．

認していない．G 断層は延長 6 km 以上あり，北側落ち

ヒド沢背斜（井島・遠藤，1955 b）

である．根小屋付近で分岐する．この断層の西部付近は

本図幅の南東端に約 700 m のみ確認される．北東-南断層が多く，横川断層を切る時に活動した断層がどの断西方向の小谷断層の南東側に，断層と平行する軸をもつ層であるのかは不明である．茅原 (1979 ) の根知川断層

背斜である．全体の軸長は，北東端の小谷村の奉納山付は，南北性の断層を切ること，西側の先新第三系を切る

近から，南西端の白馬図幅地域内の岩戸山東方までの約断層に延びる点で，G 断層と同じであるが，南端を小谷

15 km である．軸の端はそれぞれ小谷断層で切られる．

村の横川まで延長している点で本報告の見解とは異な柳沢層を褶曲させる．なお，中野ほか（2002）の日道沢

る．H 断層は延長約 9 km であり，見かけ左横ずれで北背斜と同一の背斜である．

側落ちである．山本層の基底高度を基準にすると，数十

海川向斜（新称）m 北側落ちと推定される．崩積堆積物で被覆されている

海川山塊の中心部に北北東-南南西方向の軸を持つ向断層の東端は，断層は南側の向斜及び背斜構造を切ると斜である．南端は西北西-東南東に延びる断層（第 9. 1

推定されるが，海川層を切っているのかどうかは不明で

図の E 断層）に切られる．断層に切られた南方への延ある．

長は，雨飾山付近に認められる．仙翁沢層，根知層及びこれらの断層は先新第三系，山本層，今井層，仙翁沢

海川層を変形させる．海川層が分布範囲の両翼の傾斜は層及び根知層を切っている．これらの断層が，海川層を最大で 30゜
前後と緩く，特に西翼側は水平に近い傾斜を切っている可能性はあるが，野外での証拠は得ていない．

示す．

また，南北方向に軸を持つ褶曲群も切っている．そして，第 9. 1 図の断層 D-E 間の中央部は，1.1±0.2 Ma のフ

第四系の貫入岩に貫入されている．これらのことから，

ィッショントラック年代値を示す雨飾山を構成する角閃

根知層上部が堆積していた時期から，貫入活動があった

石流紋岩に貫入され，消失する．断層 D より南方への

1.1 Ma の間の時期にこれらの断層が活動したと推定され延長は不明である．

る．しかし，これらの断層が同時期に生じたとは限らな

その他の褶曲

い．また，南北方向に軸をもつ褶曲群が，これらの断層と同時に変形した可能性もある．

海川向斜の西翼側の地域に背斜及び向斜構造が認められる．これらの褶曲軸は，南北ないし北北東-南南西の見かけ上の垂直変異を見ると，大渚山付近を境にして，方向を示す．褶曲軸の間隔はおおよそ 2 km 以下である．

南側では断層の南側が落ち，北側では断層の北側が落ち

これらの褶曲は，横川断層を切る東南東-西北西方向のている．

断層に寸断される．反対に海川向斜の東翼側では褶曲構造は認められない．仙翁沢層及び根知層を変形させる．

13. 3. 2褶曲

糸魚川市粟倉や梶山付近では，褶曲と不調和に海川層が本地域の新第三系の褶曲構造は，中土断層以南の地域

分布していることから，少なくとも海川層の堆積前に褶

では大きな断層と同じ北東-南西方向，中土断層以北の曲の活動が始まったと推定される．

地域では南北方向の軸をもつものが多い．

─ 114 ─

第 14 章

14. 1

資

源

金 属 鉱 床小滝図幅地域には金銀鉱床及び銅・鉛・亜鉛鉱床が知14. 2. 1

（中澤

努・竹内

14. 2

非金属鉱床

誠・長森英明）

石灰石

られている．現在稼行している鉱山はないが，小滝図幅

小滝図幅地域に分布する青海石灰岩は，我が国でも有地域の主要な鉱山として，かつては金銀鉱山である地蔵数の大規模石灰石鉱床として知られている．青海地区の鉱山（銅・鉛・亜鉛も採掘），三保倉鉱山，銅・鉛・亜石灰石鉱床（青海石灰岩）は，板ヶ峰，黒姫山を中心に鉛鉱山である相沢鉱山，橋立鉱山，東地蔵鉱山，平岩鉱

分布する青海鉱床と，明星山，清水山を中心に分布する山が存在した．

小滝鉱床とに区分されている（石灰石鉱業協会，1983）．

地蔵鉱山は小谷村の姫川支流横川の上流域にあった
金・銀・銅・鉛・亜鉛鉱山である．稼行対象の金銀鉱床

両鉱床は一連のものと思われるが，被覆層の分布により離れて露出している（第 4 章参照）．

は，中新世山本層の凝灰岩中に網状に発達する石英脈

青海地区の 2 つの鉱床のうち，現在採掘されているのであり（日本学術振興会，1944），金含有量 10 -100 g/t，

は青海鉱床である．青海鉱床では，青海鉱山及び田海鉱

銀含有量 10 -50 g/t とされる（地質調査所，1955）．また山の 2 つの鉱山が操業している．両鉱山とも，大型重機

凝灰岩と安山岩との境界部分に黒鉱鉱床が厚さ 3 m，延と立坑投入方式を採用したベンチカット式露天採掘を行長 150 m で発達し，黄銅鉱，黄鉄鉱，閃亜鉛鉱，方鉛鉱っている．このうち青海鉱山は青海鉱床北部の青海川が採掘された．1939 年に操業を開始し，戦局の悪化に沿いに位置する（第 4 章の第 4. 3 図）．青海川を挟んで伴い一時休止したが，戦後もしばらくは操業された（平東西に東山切羽，西山切羽の 2 つの切羽を有するが（第林，1993）．

14. 1 図），現在は西山切羽が主力となっている（電気化三保倉鉱山は，糸魚川市橋立南方の青海川上流域にあ学工業株式会社青海鉱山，2001，2002）．一方，田海鉱

った金銀鉱山である．金銀鉱床は蓮華帯結晶片岩中の石

山の石灰石の採掘は，黒姫山南東方の権現切羽で行われ英脈で，幅 30 cm，延長 100 m 以上にわたり発達し，金ている（第 4 章の第 4. 3 図；明星セメント株式会社田海の含有量は 7 -10 g/t，銀含有量は 3 -10 g/t とされる（地鉱山，2005）．なお田海川上流の福来ヶ口付近に位置す

質調査所，1955）．大正から昭和初期に小規模に採掘さる前山切羽の採掘は，権現切羽の開発・操業開始に伴いれていたようである．

休止した．

このほか糸魚川市平岩にはかつて銅鉱山（平岩鉱山）

青海鉱山，田海鉱山は，それぞれ年間 300 万 t 以上のが存在し，現在も採鉱跡が認められる．また詳細な位置

石灰石を生産し，全国でも生産量上位 20 位内に常にラが不明なため地質図には示していないが，小滝図幅地域

ンクされる大規模鉱山である（第 14. 1 表）．しかし当地内には銅・鉛・亜鉛鉱山として相沢鉱山，橋立鉱山，東区で操業する鉱山はこの 2 鉱山のみであるため，当地区

地蔵鉱山が存在したことも知られている（地質調査所，合計の生産量は 600 万 t 強であり，全国比では 3 -4％程

1956）．相沢鉱山及び橋立鉱山は青海川沿いの蓮華帯結度にとどまっている（第 14. 1 表）．なお，上記 2 鉱山の晶片岩中の層状含銅硫化鉄鉱鉱床を対象とした鉱山であほか，かつては板ヶ峰から歌周辺の地域で，小規模ではる．相沢鉱山は明治年間に稼行，橋立鉱山は 1952 年にあるが，山岸鉱山，歌鉱山，親不知鉱山，上野鉱山も操探鉱の記録がある（地質調査所，1956）．東地蔵鉱山は業されていた（蓮見・小野，1983）．

小谷村雨飾山付近の凝灰岩中の黒鉱鉱床を採掘していた

当地区の 2鉱山で生産される石灰石の用途（第 14. 2表）鉱山で，黄銅鉱，方鉛鉱，閃亜鉛鉱を含む鉱石の品位はは，自社セメント工場向けが最も多く（約 74％），その銅 1.5％，鉛 5.0％，亜鉛 2.5％との報告がある（地質調ほか鉄鋼用（約 10％），カーバイド用（約 5％），石灰（約査所，1956）．東地蔵鉱山は，地質調査所（1956）には2％），タンカル（約 5％），砕石（約 5％）などとして出操業中との記録があり，少なくとも 1950 年代までは操荷されている（石灰石鉱業協会調査部，2008）．特にカ業されていたようである．

ーバイドなどの化学工業用では高品位な石灰石が求められており，厳しい品質管理が行われている（中澤・島内，
2006）．
青海鉱床のうち青海川以西に分布する石灰石の品位については小関・井上（1954）の報告がある．また青─ 115 ─

在採掘は行われていない．
14. 2. 2

けい石

石灰石鉱山の周辺では，セメント製造の副原料として，
けい石が採掘されている．けい石は田海鉱山の船庭切羽，
足谷切羽（以上 2 切羽，田海川沿い），今井切羽（虫川沿い）
で採掘されているが，現在の主力切羽は今井切羽で，平成 20 年度の生産量は約 19 万 t である（明星セメント株
式会社糸魚川工場田海鉱業所，2009）．今井切羽・船庭
切羽は秋吉帯姫川コンプレックスの珪質岩，足谷切羽は舞鶴帯虫川層の泥岩を主に採掘している．

14. 3
第 14. 1 図青海鉱山における石灰岩の岩相（堆積相）の分布
及び石灰石の化学分析区域

14. 3. 1

そ の 他

石炭

本地域の石炭は，下部ジュラ系来馬層群から産出する．

中澤・島内（2006）を一部改変．A から D の各区

来馬層群の陸成層の氾濫原堆積物に有機物が濃集した部の化学分析値（品位）は第 14 .3 表参照．

分が挟炭層として分布する．炭層は赤禿山周辺の小滝炭
田や来馬集落付近の光明炭坑（土沢炭坑）を中心として，
海鉱山の石灰石の品位と岩相の関係については中澤・

そのほかに大所川支流のヨグラ沢出合付近，ホドソ沢付

島内（2006）が概要を報告している（第 14. 3 表）．中近，前沢，蒲原沢，尻高沢南方などに分布している（石澤・島内（2006）によると青海鉱山の石灰石の平均品位

井，1937；河野，1950；亀井，1955；平林，1993）．

は CaO が 54.9％，SiO2 が 0.9％と極めて高いが，岩相に小滝炭田は，明治 33 年 6 月に西頸城郡水浦村の五味川より多少違いが認められる．たとえば第 4 章で述べた礁

某により採掘権登録され，明治 41 年 11 月に直江津の石中核部の堆積物（主に bioclastic rudstone；第 14. 1 図 B

塚豊作に，大正 2 年 12 月には岸一太に委譲され，昭和区及び C 区の石灰石）と背礁の堆積物（主に packstone

14 年 9 月には日曹鉱業株式会社の所有となった（河野，や grainstone；第 14. 1 図 A 区の石灰石）とを比べると，

1950）．大正初期に稼行されたが，その後中止され，昭CaO 及び SiO2 の含有量は大きな違いはないが，P2 O5 が和 20 年 5 月に立花鉱山株式会社に鉱業権が移り，初めて

背礁堆積物では 0.01％以下であるのに対し，礁中核部の本格的稼行された．これは戦時中の製鉄用石炭の必要度

堆積物では 0.03％以上を示すことがある．化学工業向けが高まったためである．その坑口は赤禿山北斜面の標では P2 O5 は低いことが要求され，礁中核部堆積物は問高 750 m 付近にあった．確定炭量 1,327,500 t，推定炭量

題となる場合もある．しかし石灰石鉱業で特に問題に

1,792,100 t，予想炭量 3,327,500 t で合計 6,453,000 t だっなるのは礁斜面の堆積物とされる（中澤・島内，2006）．

た（河野，1950）．炭質は着火しにくく，燃焼時間も比礁斜面堆積物は石灰質分が高い部分（石灰質部）と珪較的短く，灰分が平均 38％と多かったが，選炭によっ質分が高い部分（珪質部）があるが（第 14. 1 図 D 区），て灰分を低下させると，粘着性を示し製鉄用原料炭にな

珪質部は SiO2 がおおむね 40％以上で，しばしば 60％にるとされた（河野，1950）．昭和 23 年 7 月より出炭開始し，達することもある．また石灰質部も SiO2 が 5 -10％と，日産高 3.5 トンだった．昭和 26 年に閉山した．

礁中核部や背礁の石灰石と比べてかなり高い値を示す．
このような石灰石はセメント向けに限定して選別採掘さ光明炭坑は昭和 10-16 年に稼行していた．現在でも坑口が確認できる．

れている（中澤・島内，2006）．礁斜面堆積物は，青海
鉱山東山切羽北部のほか，田海鉱山前山切羽や上野鉱山

14. 3. 2

登山道にも確認される（第 4 章参照）．

ひすい輝石

1938 年 8 月，小滝川支流の土倉沢の滝つぼから伊藤栄

小滝鉱床の石灰石の品位については，村岡・種村（1953）

蔵氏が緑色のひすいを発見し，学術雑誌に日本最初のひや小野（1983）の報告がある．小野（1983）によれば，

すいとして報告され，その後も本地域一帯はひすい産地

北部の明星山周辺では石灰石の平均品位は CaO が 55.1

として有名である．

％，SiO2 が 0.2％と良質であるが，南部の清水山周辺で

糸魚川図幅地域内の糸魚川市の美山丘陵の縄文時代

は SiO2 が 1.1％とやや高くなっている（第 14. 4 表）．まの長者ヶ原遺跡からは，ひすいの大珠，ひすいの破片，

た南部，北部ともに P2 O5 がやや高く，0.2 -0.3％に達す

ひすいを加工する砥石なども発見されている（宮島，る値が報告されている（小野，1983）．小滝鉱床では現2004）．また同市の寺地遺跡からは典型的なひすい工房

─ 116 ─

第 14. 1 表

青海地区石灰石鉱山の過去 10 年間（1998 -2007 年）の生産量及びその全国比の推移
石灰石鉱業協会調査部（1999，2000，2001，2002，2003，2004，2005，2006，2007，2008）に基づく．

第 14. 2 表

青海地区石灰石鉱山の石灰石用途別出荷量（2007 年度）
石灰石鉱業協会調査部（2008）に基づく．

第 14. 3 表

第 14. 4 表

青海鉱山の石灰石の品位（中澤・島内，2006）
A から D の各区の位置は第 14 .1 図参照．

青海鉱床及び小滝鉱床の平均品位（蓮見・小野，1983；小野，1983）

跡が日本で最初に発見された（茅原，2000）．縄文時代

日本では，縄文時代前期にひすいが出現し，中期にはから古墳時代にかけて，ひすいは重宝され，全国各地に

硬玉製大珠と呼ばれる大型のひすい垂飾が盛んに用いら広まっていった．この地域のひすい文化は世界最古のひれ，後期以降も勾玉や丸玉などのひすい製品が使用されすい文化とされている（宮島，2004）．

ている．弥生時代や古墳時代には美麗なひすいの勾玉が─ 117 ─

珍重されたが，奈良時代にはその姿を消してしまった（茅り，未利用のものが多い（阿部ほか，1978）．新第三系

原，2000）．

の分布域の温泉として，梶山温泉：梶山元湯（ナトリウ
ム-炭酸水素塩泉，自然湧出，40℃），梶山温泉：梶山新14. 3. 3

湯（ナトリウム-炭酸水素塩・塩化物泉，自然湧出，47℃，

採石

小滝図幅地域で採石を行っているのは，大谷内西奥の39 L/min），小谷温泉（ナトリウム-炭酸水素塩・塩化物

琴沢，虫川集落付近，虫川の不動滝下流，不動滝北西，

泉，雨飾山荘（掘削深度 180 m），山田旅館，太田旅館（廃姫川中流の鎌倉山西方，大野の西方などである．それら

業し源泉は山田旅館で利用），熱湯（自然湧出の 4 つのの内，現在も稼行しているのは，琴沢と鎌倉山西方のも泉源がある），塩の道温泉（ナトリウム-炭酸水素塩泉，のだけである．

39.6℃，91.6 L/min，掘削深度 1,200 m）などがある（阿琴沢では，以前は下流側の斑れい岩やドレライトを採部ほか，1978；新潟県生活環境部，1982；金原，1992 など）．

石していたが，現在は西側の舞鶴帯の虫川層の角礫岩を

このほかに，位置及び泉質などが確認できなかった温泉

採石している．また，鎌倉山西方では秋吉帯姫川コンプ及び鉱泉として，戸土の鉱泉，ほど沢鉱泉，押立沢端下

レックスの泥岩を採石している．虫川沿いでは，虫川層

温泉（200 m 試掘，34℃），（阿部ほか，1978），葛草連鉱泉，

泥岩や姫川コンプレックスの砂岩を採石していた．大野鎌池付近を通る発電用集水隧道内（山田ほか，1972）がの東方では，根知層の泥岩を採石していた．

ある．また，小谷村戸土集落には，約 4 km 先の源泉かくんぞう れら引かれた白地鉱泉がある．先述の戸土の鉱泉との関係
14. 3. 4

石油及び天然ガスは不明である．

糸魚川市東中一帯，谷根川，海川上流域，大渚山一帯

先新第三系の分布域の温泉として，来馬温泉：風吹荘

において，油徴を確認した．確認した油徴は地質図に図源泉（ナトリウム・カルシウム-炭酸水素塩・塩化物温示した．これらの油徴は，いずれも極わずかな油の染み

泉，ボーリング抗より自噴，56.2℃，275 L/min），島温

だしにすぎない．なお，地質構造や地層との関連性は不泉（ナトリウム-炭酸水素塩泉，36 m の横穴より引湯，明である．中谷川沿いにある，ほど沢鉱泉及び押立沢端

39.7℃，25 L/min），蒲原温泉：蒲原（食塩泉，動力揚水，

下温泉は，可燃性ガスを伴う（阿部ほか，1978）．石油，

蒲原温泉と姫川温泉へ引湯，55℃，900 L/min，掘削深
度 8 m，1995 年の土石流災害から未復旧），白馬温泉（長ガス共に採掘対象となっていない．
背斜構造のある糸魚川市釜沢付近において，昭和 56

野県姫川温泉：動力揚水，900，掘削深度 2.5 m；草の湯：

年に 2,706.6 m の釜沢-1 号井の試深掘井が実施されてい

含食塩・重炭酸土類泉，自然湧出，46℃，150 L/min），る（岩崎，1982；茅原ほか，1984；天然ガス鉱業会・大天狗の湯（自然湧出，65℃，540 L/min），姫川温泉があ

陸棚石油開発協会，1992）が，その詳細は公表されてない．

る（阿部ほか，1978；新潟県生活環境部，1982；金原，
1992）．姫川温泉の源泉は，ナトリウム-炭酸水素塩泉で，14. 3. 5

温泉及び鉱泉

蒲原温泉付近に存在する．源泉は 1995 年の土石流災害

本図幅地域では，多数の温泉及び鉱泉の徴候地点があで壊滅したが，1997 年に復旧された．

─ 118 ─文
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─ 126 ─

QUADRANGLE SERIES, 1:50,000
Kanazawa (10) No. 19

Geology of the Kotaki District
By
Hideaki NAGAMORI*, Makoto TAKEUCHI**, Ryuta FURUKAWA*,
Tsutomu NAKAZAWA* and Shun NAKANO*(Written in 2009)(ABSTRACT)The Kotaki District is a quadrangle of lat. 36˚ 50’ 11.0” to 37˚ 0’ 10.9” N and long. 137˚ 44’ 48.9” to 137˚ 59’ 48.8” E, andlocated in the western part of the Niigata Prefecture and northern part of the Nagano Prefecture. This district is occupied mostly
with steep mountains accompanying abundant landslides. Alluvial plains and terraces are very narrow on and along the bottom ofsteep valleys.
The framework of this area consists of the Inner Zone of Southwest Japan and Neogene strata of the Northern Fossa-Magnaregion. They are divided by the N-S trending Yokokawa Fault. Neogene formations of volcanic rocks partly occur west of the
Yokokawa Fault. Late Cretaceous intrusive rocks occur in the western part and Miocene to Pleistocene intrusives are present in theeastern part. The Quaternary Volcanic Products occur in the southwestern most area. Terrace, landslide and glacial deposits occur inthe mountainous area. The landslides develop well in the areas of ultramaﬁc rocks and Neogene argillaceous rocks.
In this map, 1.806Ma is used as the base of Quaternary, which was redeﬁned to be 2.588Ma by IUGS in 2009.
Outline of tectonic division
The Inner Zone of Southwest Japan is occupied by the Cambro-Ordovician Oeyama ophiolite and Sangun-Renge Belt (300 Ma
old high-P/T schists), Akiyoshi Belt (Permian accretionary complex), Maizuru Belt (Permian island arc and back-arc basin system),
Ultra-Tamba Belt (Late Permian accretionary complex) and Mino-Tamba Belt (Jurassic accretionary complex). They form a piled
nappe structure.
In central Japan, the end-Permian to Triassic gneisses and Triassic plutons of the Hida Belt broke into the nappes and disturbed
the piled nappe structure. The Paleozoic to Mesozoic shelf and terrestrial sedimentary rocks of the Hida-Gaien Belt together withthe above mentioned rocks and strata are distributed as tectonic blocks in the narrow zone between the Hida and Mino Belts.
The constituent rocks of the Hida-Gaien Belt, Oeyama ophiolite, Renge Belt, Akiyoshi Belt and Maizuru Belt are distributed in
the western part of the Yokokawa Fault (Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line) of the Kotaki district.
The Fossa Magna Region is occupied by Neogene sedimentary and pyroclastic rocks in the eastern part of the Yokokawa Fault. A
part of the Neogene deposits sparsely occurs in the western area. These members are composed of thick marine sediments, volcanic
rocks and some terrestrial volcanic rocks.
Paleozoic
Ultramaﬁc rocks of unknown age are mantle harzburgite, lherzolite and dunite, and have been highly serpentinized and partly
sheared. Ultramaﬁc rocks are thrust over the Permian accretionary complex of the Akiyoshi Belt. Serpentinite intruded along thefaults. The ultramaﬁc rocks include exotic blocks of amphibolite, jadite rock, albitite, actinolite rock and Renge Metamorphic
Rocks, but rarely gabbro and tuff breccia of the Hida-Gaien Belt. The K-Ar ages from amphibolites are 370±12 Ma and 336±13 Ma(hornblende) and 442 Ma (biotite). The Renge Metamorphic Rocks are ca. 300 Ma old, high P/T crystalline schists that originatedfrom basic, pelitic and siliceous rocks. They are divided into biotite and chlorite zones.
The Shiroumadake Formation and Kotaki Formation of the Hida-Gaien Belt are shallow marine deposits. They are composed
mainly of felsic pyroclastic rocks rarely including limestone breccias and intercalated with maﬁc pillow lava to pyroclastic rocks
and volcanic sandstones, and rarely siliceous tuffs. These formations were sheared and formed mélange near faults.
The Akiyoshi Belt is occupied by the two Permian accretionary complexes, Omi Complex and Himekawa Complex. The Omi* Institute of Geology and Geoinformation** Nagoya University
─ 127 ─���� ������������

*Alluvial fan deposits / Wetland deposits
Younger-Stage Products ofMiddle terrace deposits

Shirouma-Oike Volcano

Higher terrace deposits

Glacialdeposits

Intrusive rocks ( II )（Rhyolite and dacite intrusives）

Lower terrace deposits

Older-Stage Products of
Shirouma-Oike Volcano

Intrusive rocks ( II)（Andesite）
Atosugiyama F.

Tanne F.
Umikawa F.

？

Mageshi-dani F.

Buno F.
Rokugo F.

Nigorigawa Tuﬀ M.

Nechi F.
Senno-zawa F.

Landslide deposits
Collapse deposits
Landslide-dammedlake deposits

Present river beds / valley plain deposits

Loam

Early Late Early Middle Late
Late
Early

MioceneNeogeneCenozoic

5.33

Pliocene

1.81

MiddleQuaternary

0.01

Pleistocene

Holocene�����������������������

Nagasaki F.
Otari-onsen F.
Tenguhara-yama F.

Yanagisawa F.

Imai F.

Yamamoto F.

<Northern Fossa Magna Region>

Tokurayama F.

23.0

146

Mesozoic

65.5

200

Jurassic Cretaceous

Paleogene
Late
Early

Ishizaka Formation
Ipponmatsuyama Formation / Intrusive rocks (I)Akahageyama Formation？

Late
Middle
Early

Kuruma Group

Triassic
Permian

Shiroumadake F.
/ Kotaki F.

359

Paleozoic

299

Carboni-

crystalline
schists

ferousOmi Complex

251

Himekawa
ＣomplexMushikawa F.
Kotozawa Igneous Rocks
Kuratani Metamorphic Rocks？

？Amphibolite？
？

Devonian

Ultramaﬁc rocks？

Hida Gaien Belt Oeyama ophiolite RengeBelt Akiyoshi B.
Fig. 1 Summary of geology in the Kotaki district.
*: Not shown in the geological map. F.: Formation, M.: Member, B.: Belt.

─ 128 ─Maizuru B.

Complex is composed of an accreted seamount comprising basal basalt and overlying Lower Carboniferous to Middle Permianshallow-water limestone; the Omi Limestone. The sole of the complex was sheared and formed mélange with a red basaltic tuff
matrix. The Himekawa Complex is distributed in deep-dipping fault contact with the Omi Complex. The Himekawa Complex iscomposed of three units, the west, central and east units. The West unit has an oceanic plate sequence comprising chart, alternating
beds of felsic tuff and mudstone, mudstone, alternating beds of sandstone and mudstone and sandstone. The chert and mudstoneyielded Middle Permian radiolarian fossils. The central and west units also have an oceanic plate sequence but lacking lower
siliceous strata and yielded no fossils. The central unit overthrust on the east unit, but the central unit is bounded by a deep-dipping
fault with the west unit.
The Maizuru Belt is distributed in the northernmost area of the western part of the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line, composed of
the Mushikawa Formation, Kotozawa Igneous Rocks and Kuratani Metamorphic Rocks. The Mushikawa Formation is divided into
the lower mudstone with sandstone and felsic tuff and the upper breccia, sandstone and mudstone. The mudstone yielded Middle
Permian radiolarian fossils. The Kotozawa Igneous Rocks are composed of basalt, hornblende gabbro and metagabbro, and theKuratani metamorphic Rocks are composed of amphibole schist and biotite schist intruded by biotite tonalite, biotite quartz diorite
and hornblende gabbro. These rocks occur as exotic blocks along faults in the Maizuru Belt.
Lower Jurassic Kuruma Group
The Lower Jurassic Kuruma Group is brackish to shallow marine deposits and overlies unconformably on the Renge Metamorphic
Rocks and ultramaﬁc rocks. The lithology varies horizontally, the stratigraphy established in two areas: Odokoro and Kotaki area
and Inugatake area. The Odokoro and Kotaki area mostly occupies the west half of the Kotaki district, and the Inugatake area ispresent at the northwest margin of the Kotaki district and west neighboring Tomari district. The Kuruma Group in the Odokoro
and Kotaki area is divided into the Gamaharazawa, Odokoro and Yoshinazawa Formations in ascending order, which are mainly
alluvial fan, meandering river and braided river deposits. The Kuruma Group in the Inugatake area is divided into the Jogodani,
Kitamatadani, Negoya, Teradani, Shinatani, Otakidani Formations in ascending order, but only the ﬁrst three formations are
distributed in the Kotaki district. The late Pliensbachian and late Toarcian ammonites are yielded from the Teradani and Otakidani
Formations, respectively.
Cretaceous to Paleogene
The Upper Cretaceous Akahageyama Formation and Ipponmatsuyama Formation and Lower Paleogene Ishizaka Formation are
distributed in the western part of the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line.
The Akahageyama Formation overlies unconformably on the Kotaki Formation of the Hida-Gaien Belt and Omi Complex of
the Akiyoshi Belt in this district. The formation is divided three parts, the lower, middle, upper parts. It is composed of pebble toboulder conglomerate and sandstone in the lower part, pebble to boulder conglomerate and red maﬁc tuff in the middle part and red
maﬁc tuff and white felsic tuff in the upper part. Fission track age of zircon from the upper part of the formation is 94.2±5.9 Ma,
Late Cretaceous.
The Ipponmatsu Formation overlies unconformably on the Akahageyama Formation. It is composed of andesite pyroclastic
rocks and lava in the lower part and dacite pyroclastic rocks in the upper part. Fission track age of zircon from the upper part of theformation is 66.4±2.4 Ma, Latest Cretaceous.
The Ishizaka Formation is distributed on the pre-Ishizaka Formation in the western area along the Itoigawa-Shizuoka Tectonic
Line. The formation is composed of basal conglomerate, rhyolite tuff and rhyolite welded tuff. Fission track ages of zircon from theformation are around 55 Ma, Eocene to early Oligocene.
Garnet dacite and pyroxene andesite dikes are intruded into the ultramaﬁc rocks, amphibolite and Kuruma Group in the western
margin of the district. A garnet dacite dike in the west neighboring Tomari district yielded 62.2±3.5 Ma ﬁssion track age of zircon.
The lithologies are similar to the Ipponmatsu Formation. Therefore, these dikes are intruded in Latest Cretaceous.
Intrusive rocks
Intrusive rocks of andesite and dacites are Late Cretaceous, which occur in the western side of the Yokokawa Fault. Garnetbearing dacite are correlative with the Ipponmatsu Formation and Oyashirazu Volcanic Member in Tomari area. Miocene toPleistocene intrusives are basalt, andesite, dacite and rhyolite, which occur on the east side of the Yokokawa Fault. Pliocene dacite
in the Umikawa area also includes garnet phenocryst. Amakazariyama and Onagiyama intrusive bodies show early Pleistocene
ﬁssion track ages.
Neogene deposits
Miocene to Pliocene sedimentary and volcanic rocks are distributed in the eastern half of this area and sparsely occur in the─ 129 ─western area. Stratigraphy of Neogene are proposed in following three regions; on the north side of the Nakatsuchi Fault, area
between the Nakatsuchi and Nakayama Faults, and south side of the Otari Fault.
On the north side of the Nakatsuchi Fault, there are nine formations as follows; Miocene Tokurayama, Yamamoto, Imai,
Senno-zawa Formations; Mio-Pliocene Nechi Formation; Pliocene Nigorigawa, Umikawa, Tanne and Atosugiyama Formationsin ascending order. These formations are conﬁned by several folds and faults. The Tokurayama Formation occurs aroundthe Tokurayama Mountain and is composed of rhyolite welded lapilli tuff with subordinating rhyolite lava, basal tuffaceous
conglomerate and sandstone. The Yamamoto Formation comprises basalt to andesite lavas and volcaniclastics with subordinating
tuffaceous sandstone and mudstone. The Imai Formation consists of rhyolite volcaniclastics and lavas. The Senno-zawa Formation
is made of dark gray massive sandy mudstone with sandstone. The Nechi Formation is composed of light gray to dark graysandstone with sandy mudstone and dark gray massive sandy mudstone. The Nigorigawa Tuff Member is pumiceous tuff. The
Umikawa Formation is made of rhyolite to dacite lavas and pumiceous volcaniclastics, andesite to basalt lavas and volcaniclastics.
The Tanne Formation consists of light gray massive sandy mudstone and muddy sandstone. The Atosugiyama Formation is rhyolite
welded lapilli tuff.
In the area between the Nakatsuchi and Nakayama Faults, there are six formations; the Otari-onsen, Tenguhara-yama, Nagasaki,
Rokugo, Buno and Mageshi-dani Formations in ascending order. The Otari-onsen Formation is composed of black to dark graymudstone. The Tenguhara-yama Formation consists mainly of subaqueous andesite to basalt volcaniclastics and lavas. The
Tenguhara-yama Formation interﬁngers with the Otari-onsen Formation. The Nagasaki Formation consists of dark gray sandy
mudstone and dark gray sandstone. The Rokugo Formation is composed of dark gray sandy mudstone with minor sandstone. The
Buno Formation comprises conglomerate and sandstone. The Mageshi-dani Formation consists of dark gray sandy mudstone andsandstone.
The southern area of the Otari Fault is occupied by the Yanagisawa Formation, which consists of muddy ﬁne-grained sandstone.
Quaternary volcano
The Shirouma-Oike Volcano in the southwest part of the district is a Quaternary stratovolcano. It is composed of andesite todacite lavas and pyroclastics. The activities of the volcano is largely divided into two stages. The older-stage is from 0.8 to 0.5 Ma
which corresponds to Hiedayama-Kabu, Hiedayama-Jobu, Norikurazawa and Gamaharayama Lavas in ascending order. They are(olivine)-two-pyroxene andesite lavas and pyroclastics. Their ediﬁces are largely dissected and eruption center is not recognized.
The younger-stage volcanic activities started from less than 0.2 Ma. They consist of four units; Norikuradake Lava, Ebiradake
Lava, Kazafukidake Lava and Kazafukidake Pyroclastic Flow Deposits in ascending order. In the Kotaki area, Norikurazawa Lava,
Gamaharayama Lava, Ebiradake Lava and Kazafukidake Pyroclastic Flow Deposits occur in the southwestern part of this district.
Quaternary deposits
Pleistocene to Holocene gravelly deposits are distributed beneath terraces and lowlands. Terrace deposits are observed mainly
along the Himekawa and Nechi Rivers in the northern part of the Kotaki District and divided into the higher, middle, and lower parts
based on their surface height distribution. Among these deposits, the middle terrace deposits accumulated at MIS 5e to 4. They arecovered with loess deposits (“loam” bed) intercalating Tt-D and DKP tephra layers. The higher and lower terrace deposits formed
before MIS 5e and since MIS 3, respectively, on the basis of their relative height.
Glacial deposits occur as till in Kurofuyama, Nakamatayama and the area between Odokorogawa and Gorinyama. Theiremplacement is estimated to be older than 50 ka.
Landslide, slope failure and landslide-dammed lake deposits occur at mountain slope areas of Amakazariyama, Umikawa
Mountains and Kurohimeyama. Landslide deposits intensely develop in the areas of ultramaﬁc rocks and Neogene argillaceous
rocks.
Lowland deposits are divided into present riverbed, alluvial fan, and wetland deposits. Present riverbed and valley plain deposits
represent a very narrow distribution along present V-shaped valleys. Alluvial fan deposits occur at the conﬂuence of streams withrelatively large rivers. Wetland deposits are mostly associated with landslides making river dam and depression.

─ 130 ─

執筆分担
第 1 章

地

第 2 章

地質概説

形

中澤

努・竹内

誠

誠・古川竜太・中澤

努・中野

俊

第 3 章

蓮華帯構成岩類と超苦鉄質岩

竹内

誠

第 4 章

秋吉帯

第 5 章

舞鶴帯

誠・中澤

努

竹内

誠

第 6 章

飛驒外縁帯

竹内

誠

第 7 章

来馬層群

竹内

誠

第 8 章

白亜系-古第三系

竹内

第 9 章

新第三系

長森英明・古川竜太

第 10 章貫入岩（Ⅱ）

第 11 章白馬大池火山噴出物

第 12 章更新世-完新世の堆積物

第 13 章地質構造

第 14 章資

長森英明・竹内竹内誠・古川竜太
古川竜太
中野

俊

努・竹内

誠

長森英明・竹内誠

長森英明・中澤

源

中澤

努・竹内

誠・長森英明

文献引用例
長森英明・竹内誠・古川竜太・中澤

努・中野俊（2010）小滝地域の地質．地域地質研究報告（5万分の 1 地質図幅）．産総研地質調査総合センター，130 p.
章単位での引用例
中澤努・竹内誠（2010）小滝地域の地質，第 1 章

地形．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）．

産総研地質調査総合センター，p. 1 -4．
Bibliographic reference
Nagamori, H., Takeuchi, M., Furukawa, R., Nakazawa, T. and Nakano, S. (2010) Geology of the Kotaki district.
Quadrangle Series, 1:50,000, Geological Survey of Japan, AIST, 130p. (in Japanese with English abstract
4p.).
Bibliographic reference of each chapter
Nakazawa, T. and Takeuchi, M. (2010) Geology of the Kotaki district, 1, Topography. Quadrangle Series, 1:50,000,
Geological Survey of Japan, AIST, p. 1-4.

地域地質研究報告 （5 万分の 1 地質図幅）小滝地域の地質
平成 22 年 2 月 26 日発行
独立行政法人 産業技術総合研究所

地質調査総合センター〒305-8567

茨城県つくば市東 1 丁目 1-1

TEL

029-861-3606

本誌掲載記事の無断転載を禁じます．
印刷所
 2010

谷田部印刷株式会社

Geological Survey of Japan, AIST

中央第 7