13Res. Rep. Kanagawa prefect. Mus. Nat. Hist. 2021, (16), 13-34.
神奈川博調査研報（自然）2021, (16), 13-34.

丹沢山地の地質―古伊豆・小笠原北端の衝突帯に関連して―
Geology of the Tanzawa Mountains regarding Tectonic Setting in the Collision Zone
at the Northern End of the Paleo-Izu-Bonin Arc
川手新一 ・河尻清和 ・山下浩之
1)

2)

3)

2)

Shin-ichi KAWATE 1) , Kiyokazu KAWAJIRI & Hiroyuki YAMASHITA3）
Abstract. The Tanzawa Mountains, consisting mainly of the Tanzawa Group, the Aikawa Group, andthe Tanzawa Plutonic Complex, are located at the northern end of the Izu-Bonin (Ogasawara) Arc that
had collided with the Honshu Arc. The Tanzawa and Aikawa groups occupy the southeastern part and theeast margin of the mountains, respectively. The Tanzawa Group consists of middle Miocene to Pliocene
subaqueous pyroclastics with a minor amount of clastic rocks. The Aikawa Group consists of late Miocene
to Pliocene subaqueous volcaniclastics and clastic rocks. The lower to middle Tanzawa Group is inferredto have deposited in the oceanic island arc and to record the volcanism of the Paleo-Izu-Bonin Arc in the
middle Miocene, whereas the Aikawa Group and the upper Tanzawa Group are interpreted as trough basin-filldeposits. The Tanzawa Plutonic Complex, consisting of tonalite and gabbro suite, intruded into the Tanzawa
Group. The primary magma of the tonalitic rocks probably generated by partial melting of low-K tholeiitic
crustal material. On the other hand, the gabbroic rocks may have been produced as restite by partial melting
processes. The Tanzawa Group has undergone regional low-grade metamorphism ranging from zeolite togreenschist facies and also locally metamorphosed to amphibolite facies during the emplacement of the
Tanzawa Plutonic Complex. Before and after the collision, Small-scale intrusions, mafic to felsic volcanic
rocks, intruded into the Tanzawa Group and Tanzawa Plutonic Complex. This report is an overview ofthe geology of the Tanzawa Mountains, which recorded the collision of the Izu-Bonin arc and the volcanic
activity of the Paleo-Izu-Bonin Arc.
Key words: Tanzawa Mountains, Tanzawa Group, Aikawa Group, Tanzawa Plutonic Complex, troughbasin-fill deposits, Paleo-Izu-Bonin Arc

1. はじめに1964 年に神奈川県の「丹沢大山学術調査報告書」第丹沢山地の地形地質的な位置づけは、南部フォッサマ

１章に丹沢山塊の地質がまとめられ（坂本ほか , 1964）、

時期における西南日本弧（本州弧）と伊豆－小笠原弧の奈川県）」（見上 , 1978）の中には丹沢山地に分布する丹沢グナの一部として、あるいは日本海盆や四国海盆の拡大会合部として、さらに大陸地殻の発達過程を示すモデルとしてなど、その研究が行われた年代の研究背景が反映されている。
1)

武蔵高等学校中学校〒 176-8535 東京都練馬区豊玉上 1-26-1
Musashi High School and Junior High Schoo
1-26-1 Toyotamakami, Nerima, Tokyo 176-8535, Japan
川手新一 ： kawate.shin-ichi@musashi.ed.jp

2)

相模原市立博物館
Sagamihara City Museum3)

神奈川県立生命の星 ・ 地球博物館
Kanagawa Prefectural Museum of Natural History

1970 年代までの研究をまとめた「神奈川県史・自然（神層群、愛川層群、丹沢深成岩体、丹沢変成岩類の研究が総括されている。それぞれ岩相記載や層序の確立、岩石

記載、変成分帯を主とした研究である。当時の研究背景

として、丹沢山地はフォッサマグナ地域を特徴づけるグ
リーン・タフの典型的な露出地であり、グリーン・タフ

造山運動での独立した堆積盆と位置づけられていた（丹沢団体研究グループ , 1973, 1975, 1976; 杉山 , 1976）。一方、この頃には伊豆半島がフィリピン海プレート上の伊豆－

小笠原弧北端部として第四紀のはじめに本州に衝突した地塊であるとする杉村（1972）のモデルも提唱されており、「神奈川県史」においてもプレートテクトニクスからのア

S. Kawate et al.

14

プローチとして、伊豆－小笠原弧の北進と丹沢地域の構造との関連について言及されている。

1980 年代には、トラフ充填堆積物起源の陸源砕屑岩類

が衝突地塊の間に存在することから、丹沢山地はその北方

はじめ、日本地質学会編集の日本地質誌（高橋 , 2008）やレビュー論文（平田ほか , 2008, 2010）、5 万分の 1 地質図
幅八王子（植木ほか , 2013）にも反映されている。

2010 年代からは、丹沢深成岩体の岩石学、地球年代学、の巨摩山地、御坂山地とともに伊豆－小笠原弧の北端部が地球化学、岩石磁気学的な手法を使った再検討が行われ、地塊に伊豆半島を含めた周辺地域を伊豆衝突帯として多角とや、丹沢変成岩類の研究から非常に温かいスラブの沈

衝突・付加した地塊であることが明らかにされ、これらの的に議論されるようになった（Niitsuma & Matsuda, 1985;

Ito & Masuda, 1986; 天野 , 1986；天野・伊藤 , 1990; Amano,

深成岩体は衝突に伴うマグマ活動によって形成されたこ
み込みとそれに続く急上昇プロセスなどが明らかにされつつある（Tani et al., 2010; 石川ほか , 2016）。また、伊豆1991; 徐 , 1986; Soh, 1986; Soh et al., 1998; 酒井 , 1992 など）。

衝突帯に分布する他の深成岩体と丹沢深成岩体を比較し岩石学的地球化学的研究（青池ほか , 1997; Kawate, 1997;

ることによって、どのように成熟した大陸地殻に発達す

さらに、1990 年代以降、丹沢深成岩体について行われた

Kawate & Arima, 1998）や同位体年代学的研究（Saito et al.,

1991; Saito, 1993）、実験岩石学的研究（Nakajima & Arima,
1998; Kitamura et al., 2003）から、丹沢深成岩体は伊豆－小て、伊豆－小笠原弧のような未成熟な島弧地殻が衝突するかも議論されている（田村 , 2011; 齊藤 , 2015; Saito &Tani, 2017）。

地震波解析によると、伊豆半島北部から丹沢山地にお笠原弧の中部～下部地殻が本州弧へ衝突したことにより隆ける地下深部の地震波速度構造が明らかにされ、丹沢山

有馬 , 1997; Taira et al., 1998; 青池ほか , 1999）。

いることが示されるなど、地震波速度構造と地表地質と起し露出したものであると解釈された（小池 , 1997; 青池・この頃までの成果は、産出した大型化石や微化石、それらから推定した堆積環境などとともに、神奈川県環境部の「丹沢大山自然環境総合調査報告書」にまとめられている（小池 , 1997; 青池ほか , 1997; 青池・有馬 , 1997）。
この報告書を引用した文献も多く、神奈川県立生命の星・地球博物館の調査研究報告書（有馬ほか , 1999; 青池 ,1999）や日本地質学会の巡検案内書（石川ほか , 2004）を地の地下に足柄層群と考えられる低速度帯が沈み込んでの対比も進められている（Yukutake et al., 2015）。

本論では、丹沢山地に分布する地質体について、これまで行われてきた研究の経緯を踏まえつつ、古伊豆－小笠原弧および衝突帯の地質として概説する。

なお本稿の執筆にあたり、川手が丹沢層群、丹沢深成

岩類、変成岩類を、河尻が愛川層群を、山下が丹沢層群中にみられる小規模貫入岩体を、それぞれ主に担当した。

関 東 ⼭ 地権現⼭

丹 沢 ⼭ 地
⾚⽯岳

丹沢⼭

⽷

⼤⼭

⿂
富⼠⼭

-

川

静
箱根⼭

岡

相模湾

構
造
線

N
駿河湾

0

完新統

10km

新第三紀貫⼊岩類

中〜下部中新統

第四紀⽕⼭岩類

鮮新〜下部更新統

四万⼗帯構成岩類

段丘堆積物

上部中新統〜鮮新統

秩⽗帯構成岩類

図 1．南部フォッサマグナ地域の地質図．杉山ほか（1997）を基に作成．

断層
推定断層

Geology of the Tanzawa Mountains

1-1. 地形概略（対象範囲）
丹沢地域は、西側の糸魚川静岡構造線、東側の関東山地前後）の地層群とされている（Niitsuma & Matsuda, 1985;
太田ほか , 1986; Ito & Masuda, 1986; 天野 , 1986; 青池ほか ,西縁をそれぞれ境界とする南部フォッサマグナ地域の南端

1997; 青池 , 1999; 高橋 , 2008 など ; 図 3）。

トラフ、駿河トラフおよび相模トラフで本州弧が属するの周囲に分布し、深成岩体を中心にドーム状の構造を成し部に位置している（図 1）。フィリピン海プレートは南海

丹沢層群は、丹沢山地の中央部に貫入する丹沢深成岩体

ユーラシアプレートあるいは北米プレートの下にフィリピている。外側ほど上位層が分布し、見かけの厚さは 10000 m

域では、海洋地殻よりも厚い海洋性島弧の地殻をもつ伊豆

すが、一部で逆転している場所もある（小池 , 1997）。層

ン海スラブとして沈み込んでいる。南部フォッサマグナ地－小笠原弧の一部がその浮揚性のために沈み込まず付加している（Taira et al.1989; Soh et al.1991; 青池 , 1999）。

丹沢山地の地形については、中川（1997）が詳しい。
おおむろやまひるがたけ

北西部に大室山（1587 m）、中核部に蛭ヶ岳（1673 m）、
たんざわさん

とうのたけ

おおやま

丹沢山（1567 m）、
塔ノ岳（1491 m）、
東端の大山（1252 m）などの山々からなる。また、丹沢山地から流れ出す河川
どうしがわ

なかつがわ

は、北部・東北部で相模川系の道志川・中津川とそれら
かわうちがわ

みなせがわ

かわおとがわの支流、南部で酒匂川系の河内川・皆瀬川・川音川とそ
はなみずがわ

かなめがわ

しぶたがわ

の支流、南東部では花水川系の金目川・渋田川とその支流である。各河川の流路と活断層の方向には深い関係が認められることがある。

丹沢山地は、北東部から東部を伊勢原断層（青野原－煤ヶ谷構造線）、北西部は長者舎断層および道志川断層、に達している（図 2）。一般に外側に 30 ～ 60°の傾斜を示序が確立されてしばらくは、下位より塔ヶ岳、大山、煤ヶ谷の３つの亜層群に区分されていた（見上 , 1955, 1958;

Mikami, 1961; Ishihara, 1964; 島津ほか , 1971a; 杉山 , 1976;
太田ほか , 1986 など）。現在では煤ヶ谷亜層群を二分して上位の非火山性砕屑岩が卓越する部分を、早戸亜層群とするようになったが（青池ほか , 1997; 青池 , 1999; 松島ほか ,2003）、最近では丹沢層群と切り離して早戸層群とすることもある（高橋 , 2008; 尾崎 , 2013）。すなわち、下位の火山砕屑岩類が卓越する塔ヶ岳、大山、煤ヶ谷亜層群は、衝突・付加した古伊豆－小笠原弧の一部に、また上位の早戸亜層群または早戸層群は、トラフを埋積してできた砕屑岩
類にそれぞれが対応しているとみなされている（図 3）。

丹沢層群を構成する岩石は、丹沢深成岩体の貫入に伴

南は神縄断層・中津川断層系と渋沢断層によってそれぞう接触変成作用により深成岩体に近づくにつれ緑色片岩群および古第三系の相模湖層群からなる小仏山地などのまた、深成岩体の分布とは別に、低度～中程度の埋没にれ区切られている。北縁および北東縁は白亜系の小仏層山地と接し、東縁は第四紀更新統からなる台地と接する。
北西縁は新第三系の御坂山地と桂川で限られており、南西縁は富士火山の噴出物に覆われ、南縁は酒匂川で第四紀更新統の足柄山地と接している（小池 , 1997）。

1-2. 地質概要（記述する地質体について、図 2 参照）

相～角閃岩相までの高温で高圧の変成作用を受けている。
伴う沸石相～ぶどう石－パンペリー石相の変成作用も広く被ったと考えられている（Seki et al., 1969a, b, 1971; 島津ほか , 1971b; 鳥海・荒井 , 1986; 荒井 , 1987）。

丹沢層群の主な堆積物が古伊豆－小笠原弧起源であると認識されてからは、その形成機構での堆積学的な解釈や堆積年代の推定も進められた（青池ほか , 1997; 青池 ,丹沢山地の新第三系は、丹沢層群（Mikami,1961 など）、

1999）。全体的に火砕岩類を主体としているが、下位の層群（Ishida, 1969, 1970; 福田・篠木 , 1952 など）、愛川層群

徴的に挟在する比較的現地性の岩相から、上位の層準に

都留層群（丹沢団体研究グループ , 1973 など）、西桂層（Mikami,1961 など）などがあるが、本報告では丹沢深成岩体の周囲に分布する火山岩・火山砕屑岩卓越層を丹沢層群として、東縁の藤野木－愛川構造線と青野原－煤ヶ谷構造線の間に分布する火山砕屑岩類および砕屑岩類からなる地層を愛川層群として記述した（図 2）。なお、これらの構造線は当初、籐ノ木－愛川線、青野原－煤ヶ谷線（篠木・見上 , 1954）と呼ばれており、近年では尾崎ほか（2013）が藤ノ木－愛川断層、青野原－煤ヶ谷断層と呼んだ。本稿では現在広く使用されている藤野木－愛

準には枕状溶岩や塊状溶岩、ハイアロクラスタイトが特向かって堆積物重力流により運搬され堆積した火砕性乱

泥流堆積物（火砕タービダイト）や火砕性水中土石流堆積物（火砕デブライト）あるいは二次堆積性の凝灰角礫岩～凝灰岩が卓越する岩相に変化する。これらの岩相変化を解釈して、古伊豆－小笠原弧での堆積環境の変遷やその堆積環境における火山体の復元などが試みられている（青池ほか , 1997; 青池 , 1999; 有馬ほか , 1999; 松原・天野 , 2005; 天野ほか , 2007; 松原・天野 , 2010 など）。

丹沢層群中の変成度が低く比較的変質が少ない火山岩

川構造線と青野原－煤ヶ谷構造線を用いることとする。

類の化学分析により、各層位における火成活動の特徴をいて、丹沢山地に散見される小規模岩体についても記述

類のテクトニックセッティングの特徴を推定している（川また、丹沢層群が変成作用を被ってできた変成岩類につした。

2. 丹沢層群
丹沢層群は、かつては著しく厚いグリーン・タフの累層と考えられていた（杉山 , 1976; 見上 , 1978 など）。現在記述した研究も行われ、化学的特徴から活動した火成岩
手ほか , 1996; Kawate, 1997; 青池・有馬 , 1997）（図 4, 5）。
さらに、堆積環境、火成活動、年代から、丹沢地域の発達史をステージに分けて組み立てる試みも成されている（青池ほか , 1997; 青池・有馬 , 1997）（図 6）。

では、西南日本弧（本州弧）へフィリピン海プレートが2-1. 塔ヶ岳亜層群

衝突域の前面に存在したトラフの堆積物とともに隆起しと四十八瀬川層（層厚 250 ～ 1100 m）に分けられる（Mikami,

沈み込むことで衝突した古伊豆－小笠原弧起源の地塊が、露出した新第三系（中新統～鮮新統、16 Ma 前後～ 5 Ma

塔ヶ岳亜層群は、下位より寄沢層（層厚 2000 m 以上）

1961; 青池ほか , 1997）（図 2, 3）
。どちらの累層も玄武岩～

15

Au

丹
沢
層
群

M

Gh

Au

Au

Au
Am

Hd

Al

大野山

丹沢湖

Qd

Gh

加入道山

Gh

Am

Mv

Sj

Yd

Qd

畦ヶ丸山

Sv
Mv

Yv

Yd

Kb

山北

Alm

Mv

Alm

Kv

玄倉川

皆瀬川
酒匂川

Al

Yd

Qd

Kr

大室山

熊木火山角礫岩 kmv

寄火山角礫岩寄沢層

KtKv

小草平凝灰岩Sj

勘七火山角礫岩

四十八瀬川層

中川川

鮎沢川

Hd

Mv

世附川

Qd

石灰岩

水無火山角礫岩

塩水火山角礫岩

塔
ヶ
岳
亜
層
群

小仏層群

丹
沢
層
群

Alm

Hd

高松山

Yd

Qd

Hd

Alm

Sj

kmv

Yd

Kr

Yv

Sj

Qd

Qd

Al

Hd
Hd

Kt

Kv

鍋割山

kmv

蛭ヶ岳

Nv

中津川

図 2．丹沢・大山地域の新第三系地質図（神奈川県環境部（1997）より）
．

宮ヶ瀬層

F

中津峡火山角礫岩 Nav

Zc

Ic

Nt

Sc

石老山礫層
中津峡火砕岩
市道泥岩
順礼峠礫岩

中津峡層

Nv
Miv

大
石灰岩
山
本谷川層 Hd亜
菩提火山角礫岩 Bv
層
葛葉火山角礫岩 Kzv
群

結晶片岩

変成岩類

Kr

唐沢川層

蓑毛火山角礫岩

Fd

Os

Yt

Jk

Oc

谷太郎層
大沢層
不動尻層

落合層
寺家層

布川火山角礫岩

早亜
層
戸群
煤亜
ヶ層
谷群

ホルンフェルス

Al
Alm

Am

文象斑岩
Gh
石英閃緑岩
貫入岩類 （トーナル岩） Qd
ドレライト Do

塩沢層
畑 層
瀬戸層
日向層

愛
川
層
群 舟沢層

足
柄
層
群

Sv

Hd

Kv

Sj

丹沢山

Do

Nv

Kr

秦野

Hd

Mv

Qd

Do

Sv

Fd

Bv

0

水無川

Kzv

Nv

Hd

Nv

Os

Sc

Miv

1

Os

M

金目川

Nv 大山

Kr

宮ヶ瀬湖

Sc

2 km

Hd

Fd

Oc

葛葉川

Bv

Nt

Kr

Yt

Nav

Jk

F

Nt

Os

M

Nt

Kb

Os

Fd

Yt

経ヶ岳

Sc

F

Ic

Nt

鈴川

伊勢原

Zc

Ic

16
S. Kawate et al.

相模川

四十八瀬川

Geology of the Tanzawa Mountains

時代 鮮新世

年代
（Ma）

層

岩

（層厚）
名倉層
石老山層（500m）

落合層（550m）

中津峡層（1100m）（<500m）

I.M.（300m）

12

舟沢層

谷太郎層

群

煤ヶ谷亜層群

8

J.C.
（250m）

層

N.V.B.

（<600m）

川

寺家層（250-450m） 断層

N.V.

相

愛

早戸亜層群

6

序

17

宮ヶ瀬層

（50-1500m）（650m）

大沢層（250-450m）

中不動尻層（350-900m）

13

大
丹

唐沢川層

（900-2200m）

山

新沢

布川火山角礫岩

亜蓑毛火山角礫岩（<1000m）（<100m）

15
層
層

菩提火山角礫岩群

本谷川層（<30m）

葛葉火山角礫岩（950-1700m）

群世

塩水火山角礫岩

水無火山角礫岩（<1250m）

16（<40m）（<700m）

四十八瀬川層 （250-1100m）
塔

小草平凝灰岩 （<380m）

ヶ勧七火山角礫岩 （<170m）

岳
亜

寄沢層

層

（＞2000m）

群

熊木火山角礫岩

寄火山角礫岩（<350m）（550m）

17
苦鉄－中間質細粒火砕岩

苦鉄－中間質
粗粒火砕岩

珪長質
細粒火砕岩

泥岩＞砂岩互層

砂岩

礫岩

玄武岩溶岩

I.M.: 市道泥岩 , J.C.: 順礼峠礫岩 (270 m), N.V.B.: 中津峡火山角礫岩 , N.V.: 中津峡火砕岩
図 3．丹沢山地に分布する新第三系の模式柱状図 . 青池ほか（1997）に加筆修正．

安山岩溶岩

S. Kawate et al.

18

岩～安山岩質火砕砂岩、凝灰質砂岩、火砕タービダイト

30
火山岩
唐沢川層
本谷川層
四十八瀬川層
寄沢層

HM型

20
15

およびデブライト、ハイアロクラスタイトないし溶岩からなり、デイサイト質の軽石質凝灰岩タービダイト、泥岩を挟む。両累層ともに下部に火山角礫岩が卓越するが、上方に細粒化して上部では火砕タービダイトが卓越する。
本谷川層下部の構成部層である塩水火山角礫岩と水無火

ET型

山角礫岩はハイアロクラスタイトおよび同岩質のデブラ

10イトが卓越するが、水平方向の連続性が悪く、層厚変化0が激しい。水無火山角礫岩には枕状溶岩も見られる
（門田 ,

DT型
0.5

1.0

1.5

2.0
2.5 3.0
FeO*/MgO

3.5

4.0

2013）
。唐沢川層下部も同様に層厚変化が著しい。塩水火

4.5

図 4．丹沢層群中の火山岩および火山砕屑岩の Ce-Fe/Mg 図．
これらの火山岩および火山砕屑岩は，その化学組成および同位体組成の特徴から，DT 型，ET 型，HM 型に分類される．
Kawate（1997）に加筆修正．

安山岩質およびデイサイト～流紋岩質の凝灰岩・火砕砂岩
タービダイトを主体とし、同質の火山角礫岩～火山礫凝灰岩デブライト、玄武岩～安山岩質のハイアロクラスタイト、
溶岩、泥岩を伴う。両累層はそれぞれ全体として上方細粒化を示し、下部では大礫を含む火砕デブライトを主とするが、上部に向かって細粒の火砕岩が卓越する。東部および南部丹沢の同亜層群に相当する層準には玄武岩質枕状溶岩が挟在する（門田 , 2013）（図 7A）。火砕デブライトの中には深海底での堆積が推定できる底生有孔虫を含む赤色泥岩

山角礫岩の最下部には玄武岩の枕状溶岩が、唐沢川層下部の構成部層である布川火山角礫岩の上部には安山岩の枕状溶岩がそれぞれに挟在している。各累層には局部的な不整合は存在するが、下位の塔ヶ岳亜層群とは整合である。本谷川層下部および唐沢川層のデブライトには赤色泥岩の礫が含まれていることがあり、本谷川層の赤色泥岩からは底生有孔虫、放散虫が産出する。両累層には、
陸上での火山活動を示唆する赤褐色の火山岩片が大量に含まれる。また、唐沢川層の礫岩には、丹沢深成岩に類似したトーナル岩の礫が含まれることがある（青池ほか ,1997; 小池 , 1997）
。

Age
(Ma)

の不定形礫が含まれ、二次堆積性の火砕岩には陸上での酸化を示唆する赤褐色の火山岩片が含まれることが多い（青池ほか , 1997; 小池 , 1997; 青池 , 1999）
。

CN6
11

N14

年代については、年代測定に有効な微化石や放射年代値の報告はなく、上位の大山亜層群の石灰質ナノ化石年
代から推定される堆積速度に基づいて 17 ～ 16 Ma と考えられている（青池ほか , 1997; 青池 , 1999）
。

N13
12

丹沢層群の岩相、岩質の変化から、堆積過程のステー

ジ分けがなされており（青池ほか , 1997; 青池 , 1999; 有馬

ほか , 1999）、塔ヶ岳亜層群はほぼステージ１に相当する

b
CN5

N12

a

Eastern Tanzawa
Hayato River Area

Source typeHiatusoverlain uncomformably
by Jike Formation

Susugaya Subgroup

5

Planktonic
foraminifer
zone
Calcareous
nannofossil
zone

Yataro Formation
Osawa
Formation

DT

Fudojiri
FormationDT

Karasawagawa
Formation

DT, HM

Hondanigawa
Formation

ET, HM

Shijuhasse
Formation

ET, HM, DT

Yadorigizawa
Formation

DT

13化、薄層化を示す堆積層が認められ、それぞれ凹地の埋積過程に対応すると考えられる。また、各サイクルの下部には玄武岩枕状溶岩が伴うことからも、1 つのサイクル

N11
14

N10

はリフト形成と溶岩の噴出、その後のリフト埋積に対応した堆積相と解釈された（青池ほか , 1997）。また、ステージ初期の玄武岩枕状溶岩や火砕岩は現在の伊豆－小笠原

弧火山フロントに見られる低 K ソレアイト岩質の特徴を

CN4

N9
15

Tanzawa Group
Oyama Subgroup（図 6）。ステージ１の火砕岩は最低３サイクルの上方細粒示す（DT 型）が、その後は背弧海盆玄武岩に類似した特徴の玄武岩（ET 型）あるいは高マグネシアの安山岩や玄武岩（HM 型）と互層するようになることからも、このリフト形成（リフティング）が伴っていたことが岩石学的16N8にも支持されている（川手ほか , 1996; Kawate, 1997; 青池・
有馬 , 1997; 有馬ほか , 1999）（図 4, 5）。

CN3
172-2. 大山亜層群
大山亜層群は、下位より本谷川層（層厚 950 ～ 1700 m）と唐沢川層（層厚 900 ～ 2200 m）に分けられる（Mikami,

1961; 青池ほか , 1997）（図 2, 3）
。これらの累層は、玄武

N7Togatake SubgroupCe(ppm)

25

大沢層
不動尻層
唐沢川層
本谷川層
四十八瀬川層
寄沢層

図 5．丹沢層群の模式柱状図と火山岩および火山砕屑岩の化学的特徴の変遷．青池ほか（1997）に加筆修正．浮遊性有孔虫と石灰質ナノプランクトンの年代は Gradstein et al. (2012)を参考にした．

Geology of the Tanzawa Mountains

年代

Ma P.F. C.N.

衝突境界のジャンプ青野原－煤ヶ谷構造線

火山フロント域の衝突帯
前弧域の沈み込み帯

御坂地域の褶曲
丹沢地域の褶曲
伊豆地域のブロック化・傾動

型︶

桂川断層

衝突境界の
ジャンプ

糸魚川－静岡構造線︵御坂︶

背弧リフティング

御坂断層

関東シンタクシスの形成

藤野木－愛川構造線

火山フロントの東方移動

枯 渇 し た 島 弧 ソ レ ア イ ト 型︵

東部・藤野木－愛川構造線

御坂断層

伊豆・小笠原弧

衝突開始

HM 型
枕状溶岩

日本海拡大

BABB
型

四国海盆拡大苦鉄ー中間質火山活動

N7

塔ヶ岳
亜層群

ハイアロクラスタイト

CN3

リフティング

本谷川層

N8
16

ステージ２ ス テ ー ジ １

15

珪長質
火山活動の卓越バイモーダル
火山活動の卓越N9

熱帯性珊瑚礁

CN4

ステージ３
唐 沢 川 層14 N10大山亜層群

N11

海洋中の海底火山・火山島

a

火山島の水没︖

CN5
N12（火山フロント域の衝突境界）

DT

ステージ４
大沢層不 動 尻 層

b

12

13

在

CN6
煤ヶ谷亜層群N13

挟

11 N14

CN7

層

N15

の

郎

10

岩

太

N16

ステージ５

CN8

谷

9

ト ー ナ ル 岩 体 の 形 成 ・ 冷 却

礫a

テクトニックイベント

藤野木－愛川構造線

火山島・海底火山中心に
近 接 し た ト ラ フ︵愛川層群︶

a
8

海底扇状地

泥 岩 の 卓 越

b

トラフ
海側斜面

N17

愛川層群

7

寺家層

c
CN9

礫 岩 の 卓 越

b

不整合

d

ステージ６

6

CN10

トラフ

早戸亜層群

N18

c

b
a

ステージ７

5

落 合 層

a

N19
-20

地史

層序区分

CN11

ソース
マグマ
の
タイプ

19

西南日本の
時計回り回転伊豆・小笠原弧
火山活動再開P.F.: 浮遊性有孔虫年代 , C.N.: 石灰質ナノ化石年代 , BABB 型 : 背弧海盆玄武岩型（ET 型）, HM 型 : 高マグネシウム型 .

図 6．丹沢山地の中新統形成過程と南部フォッサマグナと北部伊豆半島の中新世のテクトニクスの変遷．青池ほか（1997）に加筆．
浮遊性有孔虫と石灰質ナノプランクトンの年代は Gradstein et al. (2012) を参考にした．

S. Kawate et al.

20

A

B

C

D

E

F

G

H

図 7A: 丹沢層群塔ヶ岳亜層群寄沢層の枕状溶岩（山北町玄倉）; B: 丹沢層群大山亜層群本谷川層中の石灰岩に含まれるアオサンゴ（山北町皆瀬川 ; 門田真人氏提供）; C: 丹沢層群大山亜層群本谷川層のマンガン坑道跡（山北町尺里）; D: 丹沢層群煤ヶ谷亜層群不動尻層の逆級化層理 ; E: 愛川層群中津峡層の凝灰岩質砂岩泥岩互層（相模原市緑区青山道志川右岸）; F: 愛川層群石老山層の礫岩（相模原市緑区寸沢嵐）; G: 愛川層群名倉層の凝灰角礫岩（相模原市緑区小渕）; H: 愛川層群名倉層の玄武岩（相模原市緑区小渕沢井川右岸）.

Geology of the Tanzawa Mountains

本谷川層からは、小規模な石灰岩のレンズ状岩体が 10る。大沢層は玄武岩質～安山岩質の火砕タービダイトを

Stylophora pistillata、Heliopora coerulea、Favia speciosa をは安山岩質～珪長質の火砕砂岩、凝灰質砂岩からなるター

地区に散在し、その中からはオウムガイ類（Aturia sp.）やはじめ 40 種以上の造礁サンゴ（図 7B）、Nephrolepidina やMyogypsina などの大型底生有孔虫、石灰藻、などの化石が報告されている。これらの化石生物群集が示す気候は、
現在の琉球列島以南に相当し、熱帯の浅海で石灰岩が形成されたと考えられる（門田・末包 , 1978; 門田・末包 ,主として、珪長質凝灰岩タービダイトを挟む。谷太郎層

ビダイトを主として、珪長質の軽石質凝灰岩タービダイ
トを挟在する。各累層内には局部的な不整合は存在するが、各類層の関係は整合関係で、下位の大山亜層群とも整合関係である。また、南部の丹沢地域では大山亜層群

上部相当層以上は欠落している（青池ほか , 1997; 小池 ,1994, 青池ほか , 1997; 門田ほか , 2004; 門田・三澤 , 2005）。

1997; 青池 , 1999）。

質 調 査 所 , 1954）。 高 松 鉱 山（ 図 7C） か ら Mn を 含 む

唐沢川層よりも含有量は少なく、不動尻層中の苦鉄質凝Fe Mn を含む灰ばんざくろ石（Hirata et al., 1995）がそ

大礫サイズのトーナル岩を含む火山角礫岩がまれに見ら本谷川層にはいくつかのマンガン鉱床の記録がある（地2+

パンペリー石系鉱物（Hirata et al., 1992）、大日鉱山から
3+

2+

れぞれ報告されている。

大山亜層群の堆積年代は、本谷川層の石灰岩から産した

底生有孔虫の統計処理から浮遊性有孔虫の N8 帯に属すと煤ヶ谷亜層群中の火砕岩も赤褐色の火山岩片を含むが、灰質砂岩には赤色火山岩片は見られない。谷太郎層は、れ、一部の火砕砂岩には赤色チャートの粗粒砂～細礫が含まれている。

西丹沢北部の鐘撞山周辺に分布する大沢層相当層の凝考えられる（門田・末包 , 1978）。また、石灰質ナノ化石か灰岩および凝灰質礫岩からはカネハラニシキ（Chlamys

堆積速度を考慮して本谷川層が 16 ～ 15 Ma、唐沢川層が流の影響を受けていたと考えられている。ただし、鐘撞山らは唐沢層上部に CN5a/4（13.5 Ma）境界が認められており、
15 ～ 13 Ma と考えられている（丹沢団研グループ , 1973;

太田ほか , 1986; 岡田 , 1987; 青池ほか , 1997; 青池 , 1999）。

青池ほか（1997）による岩相、岩質の変化によって分けられた堆積過程ステージでは、およそ本谷川層がステー

ジ 2、唐沢川層がステージ 3 に対応している（図 6）。溶岩、
火山角礫岩ハイアロクラスタイトに卓越する部層は直径 1～ 3 km 程度の複合小火山体を構成し、それらを覆う火砕

タービダイト～デブライトには火山体の成長に伴う山麓域のプログラデーションがみられる（青池 , 1999）。

kaneharai）が多産し（Shibata, 1956）、大沢層堆積時には寒周辺には唐沢川層の分布が示された文献も存在することから（例えば、丹沢・大山地域の新第三系地質図 : 神奈川県

環境部 , 1997）、層序については検討の必要がある。なお、
谷太郎層から産出した底生有孔虫化石によって推定された
古水深は、下部漸深海帯である（青池ほか , 1997）。

煤ヶ谷亜層群中に挟在する凝灰質砂岩や凝灰質シルト岩

中の石灰質ナンノ化石により、不動尻層の最上部に CN5b/a 境界（11.9 Ma）が認められることから、堆積速度を考慮して不動尻層が 13 ～ 12 Ma、大沢層が 12 ～ 11.5 Ma の松原・天野（2010）は、本谷川層および唐沢川層から堆積年代とした（青池ほか , 1997）。また、谷太郎層は

それらが堆積した火山体の規模や火山体における堆積場

谷太郎層最上部は CN9（8.3 ～ 5.6 Ma）に属することから、産出するぺぺライトの産状を記載し、その形成過程から、を推定した。本谷川層のぺぺライト周辺は主として玄武岩質～安山岩質の再堆積ハイアロクラスタイト（デブライト）で構成された大規模火山体の噴出中心付近であり、11.5Ma 以降の堆積とされていたが、青池（1999）により、
煤ヶ谷亜層群の堆積年を 13 ～ 8.5 Ma とした。また、谷太郎層の珪長質凝灰岩について 11.9 ± 1.9 Ma の K-Ar 年代、

8.6 ± 1.9 Ma のフィッション・トラック年代（水上ほか ,唐沢川層のぺぺライト周辺は玄武岩質ハイアロクラスタ

1991）は、石灰質ナンノ化石からの推定と調和的である。

山の周縁部に発達した枕状溶岩からなる玄武岩質小型単けられた堆積過程ステージでは、煤ヶ谷亜層群はステー

14 Ma 以降の火砕タービダイトの化学組成は苦鉄質、珪群に存在しないと考えられていたが、谷太郎層が対応す

イトを主体とする小規模火山体の中核部および大規模火成火山の中核部とした。

長質ともに DT 型で現在の伊豆－小笠原弧火山フロントに見られる低 K ソレアイト岩質の特徴を示している（川手ほか , 1996; Kawate, 1997; 青池・有馬 , 1997; 有馬ほか ,1999）（図 5, 6）。

2-3. 煤ヶ谷亜層群
煤ヶ谷亜層群は、下位より不動尻層（層厚 350 ～ 900 m）と大沢層（層厚 250 ～ 450 m）、谷太郎層（層厚 50 ～ 1500m）に分けられる（Mikami, 1961; 青池ほか , 1997）（図 2, 3）。
玄武岩～安山岩質およびデイサイト～流紋岩質のバイモー
ダルな凝灰岩・火砕砂岩タービダイトを主体とし、同質の火山角礫岩～火山礫凝灰岩デブライト、泥岩を挟在する。

不動尻層には珪長質の軽石質火山礫凝灰岩～細粒凝灰岩タービダイトが卓越し（図 7D）、下部では半遠洋性泥岩と、上部では苦鉄質凝灰質泥岩～凝灰質砂岩と互層す

青池ほか（1997）による岩相、岩質の変化によって分

ジ 4 に対応している。当初はステージ 5 の記録は丹沢層る可能性がある。ステージ４前半の砕屑岩には半遠洋性の泥岩も見られ、赤色の火山岩片が見られないことから、火山体は水没していた可能性が高い。中期からは再び海底火山あるいは火山島の山体成長を示す堆積シー
ケンスが見られ、後半には火山島が陸化していた可能性がある。火砕岩の化学組成は苦鉄質、珪長質ともに DT型であり、沈み込みに伴う火成活動が大山亜層群に引き続いて記録されている（川手ほか , 1996; Kawate, 1997;

青池・有馬 , 1997; 有馬ほか , 1999）。ステージ５では、本州とのプレート境界が丹沢北部から東部で後の藤野木－愛川構造線に移動してトラフを形成していたと考えられている（図 5, 6）。
2-4 早戸亜層群
早戸亜層群は、下位より寺家層（層厚 250 ～ 450 m）と21

S. Kawate et al.

22

落合層（層厚 550 m）に分けられる（Mikami, 1961; 青池ほか ,る（杉山ほか , 1997; 青池ほか , 1997; 青池 , 1999）
（図 8）
。

1997）
（図 2, 3）。両累層とも砕屑岩類を主とする。

従来、愛川層群は下位より、宮ヶ瀬層、舟沢層、中津峡の火砕砂岩、凝灰砂岩、珪長質凝灰岩タービダイトを挟津峡火砕岩、市道泥岩、順礼峠礫岩、石老山礫岩の 5 つ

寺家層は泥岩、泥質砂岩が卓越し、安山岩質～珪長質在する。泥岩中からは有孔虫化石、石灰質ナンノ化石が産出する。落合層は礫岩が卓越し、砂岩、泥岩を挟在する。
貝化石を多く産出し、中津川河床では石灰岩を挟在する。
寺家層は下位の煤ヶ谷層群谷太郎層を不整合に覆い、上位の落合層とは整合的に連続する。落合層の礫岩に含ま層に分けられ、中津峡層はさらに中津峡火山角礫岩、中の部層に細分されてきた（例えば、青池ほか , 1997）。しかし、尾崎（2013）は中津峡層石老山礫岩を中津峡層から独立させて、石老山層とした（図 3）。また、山梨県上野原市東縁部～神奈川県相模原市北西縁部にかけての藤

野木－愛川構造線に接して新第三紀の火山岩および火砕れる礫には、玄武岩、安山岩、凝灰岩、トーナル岩など岩がレンズ状に分布しており、名倉玄武岩層と呼ばれて岩、泥岩、チャートなどは亜円礫～円礫で関東山地に由群を宮ヶ瀬層、舟沢層、中津峡層、石老山層に区分する。

は亜角礫～亜円礫で丹沢山地を由来と考えられ、硬い砂来すると考えられる（青池ほか , 1997; 松島ほか , 2003）。

寺家層から産出した底生有孔虫の化石群集は、下部漸深海帯を示すが、浅海性の有孔虫が混在することから、浅海域が隣接していた水深 2000 ～ 3500 m の堆積環境が考えられている（青池ほか , 1997）。落合層からはフジツボ類化石いる（本間 , 1976）。本稿では尾崎（2013）に従い愛川層

また名倉玄武岩（本間 , 1976）の呼称を改め名倉層とし、愛川層群に含める。愛川層群は西南日本弧と伊豆－小笠
原弧の衝突境界のトラフ充填堆積物と考えられており（例えば、Ito & Masuda, 1986; 青池ほか , 1997; 青池 , 1999）、その堆積年代は石灰質ナノ化石から CN9 化石帯（8.3 ～ 5.6やサメの歯化石が産出し、多産する貝化石についてはいくMa）とされている（青池 , 1999）。

鎮西・松島 , 1987; 松島・平田 , 1993; Tomida, 1996; 青池ほ3-1. 宮ヶ瀬層

落合層は沿岸の岩礁地帯と上部浅海の砂底に生息していた接し、上位は舟沢層に整合的に覆われるが、一部断層で海底に運ばれたことを示している（青池ほか , 1997）。なお、とする玄武岩～安山岩質火砕岩よりなり、デイサイト質つもの報告がある（見上 , 1955; Shibata, 1957, Mikami, 1961;
か , 1997; 松島ほか , 2003）。
貝化石の産状と生態的特徴から、

暖流系種が礫と一緒に泥の堆積する深さ数 100 m 以上の深松島ほか（2003）は寺家層産の貝化石を 20 種報告しており、そのうち 15 種は落合産と共通している。

下位は青野原－煤ヶ谷構造線で丹沢層群早戸亜層群と接する（見上 , 1955; 尾崎 , 2013）。火山礫凝灰岩を主体

火砕岩、泥岩、砂質凝灰岩を伴う（見上 , 1955; Mikami,

1961; 青池ほか , 1997; 尾崎 , 2013）。下部は泥岩、凝灰質

Ito & Masuda（1986）は堆積相に基づき、寺家層の泥岩

砂岩、安山岩質凝灰岩の互層で、上部は安山岩質火山角山地－丹沢山地間のトラフ底に堆積した海底扇状地堆積

では層厚を増し、最南部では火山角礫岩が消失し、安山層をトラフ海側斜面の堆積物とし、落合層の礫岩を関東物とした。このことは貝化石の産状から推定された堆積
環境、堆積過程とも一致している（松島ほか , 2003）。

石 灰 質 ナ ノ 化 石 の 年 代 は、 寺 家 層 は CN9（8.3 ～ 5.6

Ma）に、落合層は CN10-11（5.6 ～ 3.7 Ma）の化石帯に属す（太田ほか , 1986; 岡田 , 1987; 青池 , 1999）。また、寺家層中部の凝灰岩から 7.46 ± 1.9 Ma のフィッション・トラッ

ク年代が報告されている（水上ほか , 1991）。

青池ほか（1997）による岩相、岩質の変化によって分けられた堆積過程ステージでは、寺家層がステージ６、礫岩である。上部の安山岩質火山角礫岩は分布域の南部
岩質火山礫凝灰岩～凝灰岩が卓越する（見上 , 1955）。火砕岩の礫種は安山岩質主体の多種の火山岩からなり、稀に泥岩の円礫を含む（尾崎 , 2013）。凝灰岩中には薄い礫岩が挟在され、礫種や円磨度は丹沢層群早戸亜層群落合層の礫岩に類似している（見上 , 1955）。凝灰角礫岩中には丹沢層群のものに類似した安山岩ブロックが含まれ、デイサイト質凝灰岩は丹沢層群煤ヶ谷亜層群大沢層に類似している（Mikami, 1961）。

落合層がステージ７に対応する。ステージ６になると、

3-2. 舟沢層

たトラフは、後の青野原－煤ヶ谷構造線を境界とするトに覆われる。主に凝灰岩を主体とする玄武岩～安山岩質

埋没し、プレート境界は丹沢の南にジャンプして、足柄砕岩を挟在する。
（見上 , 1955; 尾崎 , 2013）。火砕岩には、火成活動が非活発になり、藤野木－愛川構造線沿いにあっラフを形成した。ステージ７にはトラフは礫岩によって層群が堆積したと考えられている（青池・有馬 , 1997; 青池 ,
1999）
（図 6）
。
3. 愛川層群
丹沢山地東～北縁部に分布する愛川層群は、プレート衝突境界で堆積した地層であり、島弧－島弧衝突のテクトニクスを考察するうえで重要な鍵を握る地層の一つであるといえる。愛川層群は藤野木－愛川構造線と青野原－煤ヶ谷構造線（篠木・見上 , 1954）の間の狭長な地域に分布し、北東側は藤野木－愛川構造線で四万十帯構成岩類と、南西側は青野原－煤ヶ谷構造線で丹沢層群と接す下位の宮ヶ瀬層を整合に覆い、上位の中津峡層に整合の火砕岩、凝灰質砂岩、泥岩よりなり、デイサイト質火
下位より火山礫凝灰岩～凝灰岩、砂岩、泥岩が累重する

上方細粒化が特徴的に見られる（尾崎 , 2013）。火山礫凝灰岩～凝灰岩には多種の火山岩や火砕岩の礫のほか、砂岩や泥岩などの礫も含まれ、礫の多いところは礫岩に移化する（Mikami, 1961; 青池ほか , 1997; 尾崎 , 2013）。二枚貝、
石灰藻、コケムシなどの化石を含み、凝灰質砂岩には有孔虫を含む石灰質コンクリーションが含まれる場合がある（Mikami, 1961）。
3-3. 中津峡層
下位の舟沢層とは整合関係にあり、上位の石老山層にGeology of the Tanzawa Mountains

よる中津峡層の部分的な削り込みが推定されるが、大部の境界付近では西桂層群鶴川礫岩層（本間 , 1976）もしく

では藤野木－愛川構造線で四万十帯相模湖層群と接する。

員会 , 1970）に不整合で覆われる。鶴川礫岩層と上野原層分は漸移関係である（尾崎 , 2013）。石老山層を欠く地域

岩層変化が激しく、見上（1955）は中津峡火山角礫岩、

順礼峠礫岩砂岩、市道泥岩砂岩、中津峡凝灰岩、石老山

礫岩砂岩に、青池ほか（1997）は、中津峡火砕岩、中津峡火山角礫岩、市道泥岩、順礼峠礫岩、石老山礫岩に区分した。一方で、尾崎（2013）は、最上部の石老山礫岩を除く部分を新たに中津峡層と定義し、中津峡火山角礫岩を火山角礫岩相に、中津峡火砕岩を凝灰岩相および砂岩泥岩相に二分した。本項では青池ほか（1997）の区分に従うが、石老山礫岩については、尾崎（2013）に従い石老山層として独立して扱う。

中津峡火山角礫岩は中津峡層の下部にレンズ状に分布する（青池ほか , 1997）。火山角礫岩を主体とする玄武岩～安山岩質の火砕岩からなり、デイサイト質火砕岩、凝は烏森山累層（上野原層）（山梨県・山梨県地質図編纂委は、ほぼ同じ地層と考えられる。鶴川礫岩層は、石老山層に対比される岩殿山礫岩層の上位に整合で重なり、これらの堆積年代は中期中新世後期～後期中新世前期とされた（本間 , 1976, 1991）。しかし、岩殿山礫岩層や石老山層が完全に固結しているのに対し、鶴川礫岩層と上野原

層は半固結であり、明らかに固結度が異なる。したがって、
本稿では鶴川礫岩層ないし上野原層は石老山層を不整合で覆うと考え、愛川層群またはその相当層には含めない。
なお、本間（1983）は、相模湖南方において愛川層群と西桂層群は断層で接するとしたが、両者を区別することは困難であるので、本稿では、両者を区分せずに愛川層群として取り扱う。

石老山層は石老山山頂付近で最も層厚が厚くなり、北

灰質砂岩および泥岩を伴う。火砕岩は多種の火山岩や火西および南東へ行くに従い、層厚を減ずる。岩相は礫岩

互に漸移する（見上 , 1955; Mikami, 1961; 尾崎 , 2013）。

サイト質の火砕岩を挟在する。最下部は砂岩礫岩互層よ

見上（1955）は順礼峠礫岩と市道泥岩は互いに垂直的にも厚い礫岩へと移化する。礫岩の上位は再び砂岩礫岩互層

砕岩、泥岩の礫を含み、火山角礫岩と火山礫凝灰岩は相順礼峠礫岩と市道泥岩は中津峡層の南部に分布する。

水平的にも漸移関係にあるとしたが、青池（1997）は順

礼峠礫岩が市道泥岩の上位に重なるとした。順礼峠礫岩
は、よく円磨された中～大礫サイズの礫岩と凝灰質砂岩の互層よりなるが、礫岩の割合が多く、砂岩は薄層として礫岩中に挟在される（見上 , 1955; Mikami, 1961）。礫岩の礫は円磨度、淘汰度ともに良く、礫種は先第三系の砂岩、粘板岩、チャートと、
わずかに丹沢層群の火砕岩である（見上 , 1955; 青池ほか , 1997）。市道泥岩は泥岩砂岩互層よりなり、水平方向に泥岩に移化する。凝灰質砂岩を挟在する（見上 , 1955; Mikami, 1961; 青池ほか , 1997）。順礼峠礫岩は石灰層、コケムシ、有孔虫、軟体動物や植物の破片などの、市道泥岩は石灰藻や植物の破片などの化石を含む（Mikami, 1961）。

中津峡火砕岩は凝灰岩を主体とする玄武岩～安山岩質の火砕岩、凝灰質砂岩、泥岩よりなり（図 7E）、デイサイ
ト質火砕岩、礫岩を挟在する。火砕岩中には多種の安山岩や玄武岩の礫に加えて、砂岩、泥岩、深成岩などの礫を含み、場所によっては礫岩に移化する（Mikami, 1961;

を主体とし（図 7F）、凝灰質砂岩を伴う。安山岩質やデイ

りなり、上位に向かって礫岩の割合を増し、塊状ないしとなり、最上部は凝灰質の岩相が卓越し、凝灰質泥岩と安山岩質凝灰岩の互層や円礫を含む凝灰角礫岩となる（河尻 , 2008）。礫岩はほとんど礫支持で、中礫から構成されるが、最も層厚が厚いところでは大礫からなる部分も認められる。中礫からなる部分にはインブリケーションが発達するが、大礫からなる部分は不明瞭である。礫種は、ほとんどが砂岩であることから、後背地は主に関東山地
南部の四万十帯であると考えられるが、約 15 % のチャー
ト礫が含まれる場合もあるので（本間 , 1984; 河尻 , 2008,2015, 2019a）、礫の一部は秩父帯からも供給されていた可能性がある。また、ごく局所的に、安山岩礫が認められることがある（河尻 , 2019b）。
3-5. 名倉層
本間（1976）の名倉玄武岩を名倉層に改称する。名倉層は相模原市緑区藤野町～上野原市上野原にかけての狭い範囲に主に分布する。北東～北側は藤野木－愛川構

造線で古第三紀の四万十帯相模湖層群と接する（本間 ,青池ほか , 1997; 尾崎 , 2013）。また、多くの層準に礫岩

1976; 坂本ほか , 1987; 河尻 , 2019b）。南～南西側は石老山

るが、丹沢層群早戸亜層群落合層の礫岩に類似した礫岩

湖南方では、石老山層の礫岩から名倉層の安山岩質凝灰のレンズを挟在し、礫種は先新第三系の円礫を主体とすも挟在される（Mikami, 1961; 青池ほか , 1997）。下位より
火山礫凝灰岩、凝灰岩、凝灰質砂岩、砂岩、泥岩が累重する上方細粒化が特徴的に見られる（尾崎 , 2013）。全体
的に石灰質で、二枚貝、石灰藻、コケムシ、ウニ、有孔虫などの石灰質の生物遺骸片や方解石片を含む（見上 ,層および上野原層と断層で接するところが多いが、相模岩へ移化するので、石老山層と名倉層は初生的には漸移関係にあると考えられる（河尻 , 2019b）。石老山層と漸移関係にあると考えられることから、本稿では名倉層を愛川層群に含めた。

主にデイサイト～玄武岩および同質の火砕岩よりなり

1955; Mikami, 1961; 青池ほか , 1997; 河尻 , 2008）。

（図 7G）、珪長質凝灰質砂岩および泥岩を伴う。全体的に3-4. 石老山層生じている。一部に熱水変質の結果と考えられる赤色化

下位の中津峡層とは漸移関係である。北東側は藤野木－愛川構造線で古第三紀の四万十帯相模湖層群と接するが、相模湖付近では上位の名倉層（3-5）とは漸移関係にある（河尻 , 2019b）。神奈川県相模原市と山梨県上野原市

変質が著しく、沸石、方解石、緑泥石などの二次鉱物がした安山岩～玄武岩や同質の火砕岩が分布する地域もある。火砕岩には砂岩片や放散虫を含むチャート礫が含まれることもある。分布域の中央部である相模原市緑区澤井の沢井川下流部および相模原市緑区名倉には火山岩類

23S. Kawate et al.

24
完新統

丹沢深成岩類

段丘堆積物

未区分

石老山層

中
津
峡
層

中津峡火砕岩中津峡火山角礫岩
舟沢層

寺家層

愛
川
層
群

谷太郎層

井

川

秋

不動尻層

川

相

本谷川層

川

瀬戸層

青
野

谷

木

川

-愛

道

野

ヶ

小伏層

串

川

断層

構

造

線

推定断層

線

焼山

2km

袖平山

大室山

檜洞丸

戸

層小
群仏

盆堀川層

伏在断層

宮ヶ瀬湖
早

蛭ヶ岳

図 8． 丹沢山地北東部の地質図．坂本ほか（1987）および神奈川県環境部（1997）を基に作成．

斑れい岩体
道志岩体（第１ステージ）

大棚岩体（第１ステージ）Ｎ

丹沢層群
新期の貫入岩類

トーナル岩体大滝沢型（第２ステージ）
熊木沢型（第２ステージ）畦ヶ丸型（第３ステージ）

ユーシン型（第３ステージ）
その他の岩体（第４ステージ）

山中湖
図 9． 丹沢深成岩体の地質図．青池ほか（1997）に加筆修正．

0

丹
沢
層
群

亜塔
層ヶ
群岳
層相
群模
湖

権現山層

津久井湖

藤

石老山

造

川

-煤

構

志

四十八瀬川層
寄沢層

模

山

原

亜大
層山
群

唐沢川層

高尾山
相模湖

亜煤
層ヶ
群谷

大沢層

宮ヶ瀬層
沢

亜早
層戸
群

落合層

名倉層

5km

四
万
十
帯

Geology of the Tanzawa Mountains

25が卓越する（図 7H）。分布域の周縁部では凝灰質砂岩や岩体から構成され、野外での産状と鏡下での観察から 10

流部では安山岩～玄武岩の岩脈が発達する（河尻 , 2010,

ナル岩複合岩体の活動を四期の貫入時期に分けた。滝田

泥岩が卓越し、沢井川西方の神奈川－山梨県境の境川下の岩型に分類されるとして、斑れい岩類の活動後のトー2019b）。

（1980）は、斑れい岩複合岩体の岩相区分と貫入関係を整4. 丹沢深成岩類

岩体よりも早期だが、一部重複しているとした。しかし、丹沢深成岩類は、丹沢山地の中央部に東西 25 km、南北10 km の東西に伸長した岩体として露出している（図 9）。

南部フォッサマグナ地域に分布する新第三紀の深成岩体と理して、斑れい岩複合岩体の貫入時期はトーナル岩複合
斑れい類は岩体内での岩相変化が激しく貫入関係は複雑であり明瞭な岩相区分は困難である（川手 , 1996）。

青池ほか（1997）は、丹沢深成岩体の岩相・岩型と貫しては甲府岩体、甲斐駒ヶ岳岩体とともに主要な岩体の一入関係より斑れい岩複合岩体の活動とトーナル岩複合岩

岩複合岩体から構成され、新第三紀中期中新世の主に玄武ジの岩体は滝田（1974, 1980）の斑れい岩質岩類に相当すつである。丹沢深成岩体は、斑れい岩複合岩体とトーナル体の活動を４つのステージにまとめた（図 10）。第１ステー

岩質から安山岩質の火山岩や火山砕屑岩からなる丹沢層群

る大棚岩体と道志岩体であり、第２ステージから第４ス

れいノーライト、角閃石斑れい岩、石英斑れい岩に分類さル岩複合岩体に相当する。第２ステージが丹沢深成岩体に貫入している。斑れい岩複合岩体は、主に輝石角閃石斑れる岩石で構成され、トーナル岩複合岩体を構成する岩石は主に角閃石斑れい岩（図 12A）
、石英斑れい岩、トーナ

テージの岩体は滝田（1974）が岩型区分を行ったトーナの北東部と南西部に分布する熊木沢型岩体と中央部に分布する大滝沢型岩体（図 12A）
、第３ステージが最も露出

ル岩（図 12B）、トロニエム岩に分類される岩石で構成さ面積が広い畦ヶ丸型岩体（図 12B）と畦ヶ丸型岩体を挟ん分などを含めて多くの岩石学的研究がなされてきた（相馬・型岩体に貫入する小岩体である。第 3 ステージまでの岩れる（青池ほか , 1997）。これまで岩体の内部構造や岩体区

吉田 , 1966, 1968; 滝田 , 1974, 1980; Kawate & Arima, 1998; 高橋ほか , 2004; 金丸・高橋 , 2005; Suzuki et al., 2015）。一方で岩体の貫入時期や貫入形態、冷却史などを検討するための同位体年代学的研究も数多く公表され、丹沢山地の構造発達史を考える上での有用な情報となっている（河野・植田 , 1966; 佐藤ほか , 1986, Saito et al., 1991; Saito, 1993; Tani
et al., 2010; Suzuki et al., 2014）。

で東部と西部にユーシン型岩体、第４ステージは畦ヶ丸
体と貫入母岩である変成岩（丹沢層群）との接触部には急冷縁が未発達なため比較的深所で貫入したと考えられるが、第４ステージの小岩体は斑状組織や急冷縁を有す
ることが多いため比較的浅所で貫入したと考えられる（有馬ほか ,1999）。

Suzuki et al.（2015）は、その後に進められたジルコン

U-Pb 年 代 測 定（Tani et al., 2010; Suzuki et al., 2014） の 結

丹沢深成岩類の形成に関しては、古くは地向斜造山論

果をもとに貫入関係を整理し、斑れい岩質岩体の活動（5として考えられた（藤田 , 1975; 杉山 , 1976）。その後プ体（8 ～ 9 Ma）を最も古いステージとして加えて、丹沢深の典型としてグリーン・タフ地域の火成活動によるもの
レートテクトニクスの観点から丹沢深成岩類の特徴を見直すことによって、北進する伊豆－小笠原弧における火～ 6 Ma）の前に、西部のユーシン型岩体である石割山岩

成岩類の活動を５つのステージとしている。なお、Tani etal.（2010）は南西部の熊木沢型岩体を水ノ木岩体として北成活動との地球化学的特徴の類似性や地震波速度の解析

東部の熊木沢型岩体と区別し、Suzuki et al.（2015）は南西る深成岩類との関係が議論された（Taira et al., 1992, 1998;

部の熊木沢型岩体を本文では Kumakitazawa pluton としてなどにより、伊豆－小笠原弧の中部～下部地殻を構成す
Kawate & Arima, 1997; 有馬ほか , 1999; 川手 , 2000）。さらに、いくつかの岩体形成年代がジルコンの U-Pb 測定によ部の熊木沢型岩体を水ノ木岩体としたのは同様だが、北東いる。

り明らかにされることにより、それまで議論されていた

4-2. 丹沢深成岩類の貫入形態・定置機構

端部の本州への衝突に起因する火成活動によって丹沢深合岩体に関する貫入形態や定置機構についての研究をま

丹沢深成岩類の形成年代が見直され、伊豆－小笠原弧北成岩類が形成された可能性が指摘された（Tani et al., 2010;

石川ほか , 2016）。また、南部フォッサマグナ地域において、丹沢深成岩体以外の深成岩体の研究が進められ、花崗岩質大陸地殻の形成や発達などの視点を含めた議論がなされている（Tamura et al., 2010; Suzuki et al., 2014; Suzuki
et al., 2015; 齊藤 , 2015; Saito & Tani, 2017）。

金丸・高橋（2005）は、それまでの丹沢トーナル岩複

とめ、（1）底のすぼまるロート状岩体（相馬 , 1968; 滝田 ,斑れい岩体
第1ステージ

トーナル岩体第2ステージ
第3ステージ

4-1. 丹沢深成岩類の岩体区分合岩体から構成され、閃緑岩質複合岩体が斑れい岩質岩

体に一部貫入していることを初めて明らかにした。滝田（1974）は、それまで閃緑岩質複合岩体とされていた岩体をトーナル岩複合岩体とし、少なくとも 18 の独立した

型

道志岩体

SiO 2 (wt.%)
40 45 50 55 60 65 70 75

集積組織
〇

大棚岩体

〇

大滝沢型

〇

熊木沢型

〇

畦ヶ丸型
ユーシン型
モミの木沢型相馬・吉田（1966, 1968）は丹沢深成岩類の岩相区分を行い、丹沢深成岩体が閃緑岩質複合岩体と斑れい岩質複

岩

地蔵沢型

第4ステージ

用木沢型
板小屋沢型
箱根屋沢型
富士見型

図 10． 丹沢深成岩類の SiO2 含有量と併入順序．青池ほか（1997）より引用．

S. Kawate et al.

26

1974）
、
（2）底ひろがりのストック状岩体（森下 , 1934）、

変成岩と関連した比較的短期間での一連の活動である可（見上 , 1958）、（4）東傾斜したダイヤピル状岩体（荒井 ,よるものであるとした。

ナル岩複合岩体の貫入方向や岩体内部の岩石ファブリッ

Ar-Ar 年代測定の結果から見直し、石割山岩体が 6.6 ～ 7.0（3）南方向に衝上するように貫入した北傾斜の板状岩体

1987）など様々な議論があるとした。
（1）（2）は丹沢トー

能性を示し、それまでの 10 Ma を越す年代値は過剰 Ar に
Saito（1993） は、Saito et al.（1991） の K-Ar 年 代 値 をク解析やシュリーレンの構造などから、（3）（4）は周囲Ma の形成年代を示すこと、東部のユーシン型岩体の年代づいて議論されていたものだが、金丸・高橋（2005）は、して重要であることを示した。Tani et al.（2010）は、ジ

出面積の広い畦ヶ丸型岩体とユーシン型岩体を主期トーの主要部は 4 ～ 5 Ma に形成され、西部のユーシン型岩体

果、玄倉川、室久保川、水ノ木沢、石割山の 4 つのユニッ

ことは、丹沢地塊の本州弧への衝突年代が約 6.8 ～ 3.75の変成岩類の構造や分布および P-T-t 経路解析などに基丹沢トーナル岩複合岩体の帯磁率異方性に基づいて、露ナル岩体として帯磁率の面状構造解析を行った。その結トを識別し、各々が周縁部で SiO2 量に乏しく、中央部で富んでいる組成累帯構造を持つ独立した深成岩体であることを明らかにし、丹沢トーナル岩複合岩体を作ったマ
グマの貫入・定置メカニズムとして、横ずれ断層が形成されるテクトニクス場でプルアパート性開口割れ目を満たすようにトーナル岩マグマが上昇し、環状割れ目に沿って底部が沈降してできた空間がマグマで満たされてできた中央が下方にくぼんだ皿状のロポリスであるとした。
4-3. 丹沢深成岩類の形成年代
丹沢深成岩類の形成年代について、構成する岩体そのものの同位体年代学的研究によって求められた年代値の公表が進むまでは、貫入している丹沢層群の堆積物に含値が 4.4 ～ 6.2 Ma と幅があるものの、5 Ma が冷却年代とルコンの U-Pb 年代測定を行い、丹沢トーナル岩複合岩体とされていた石割山岩体の年代を 9 Ma とした。これらのMa（Yamamoto & Kawakami, 2005）とされているため、石割山岩体を除く丹沢トーナル岩複合岩体の主要部は、丹沢地塊の衝突開始後に形成されたことを示す。

Suzuki et al.（2014）は主要なトーナル岩体とその岩体に含まれる苦鉄質包有岩においてジルコンの U-Pb 年代測定を行ったところ、トーナル岩体からは Tani et al.（2010）とほぼ同年代（平均 4.6 Ma）を得たが、苦鉄質包有岩からは 5 ～ 43Ma の幅広い年代を得ている。この苦鉄質包有岩の年代値のうち、それまでで最も古いとされた丹沢層群の年代値（17 Ma）以前の 18 ～ 43 Ma を示す年代値は、
丹沢トーナル岩複合岩体の下位に存在する下部地殻由来の外来結晶（xenocryst）のものと推定され、その下部地殻の形成は 42.9 ± 8.6 Ma 以前であり、伊豆－小笠原弧におまれる花崗岩質礫から貫入年代を推定していた。見上

ける前弧域での火山活動の時期と一致しているとした。

の産出が始まることから、丹沢深成岩体の迸入時期を礫

4-4. 丹沢深成岩類の成因について考えた。しかし、そもそも礫の起源を特定することは難ては数少ない岩体と丹沢層群の全岩化学組成の特徴から、た異質岩片と解釈している。青池（1999）によると、丹溶融してマグマが生成したとするもの（柴田 , 1960）や輝（1958）は、丹沢層群の大山亜層群上部から石英閃緑岩礫の産出が開始した層準の大山亜層群堆積初期から中期としく、Seki et al.（1969a）は、火山岩類と同時に供給され沢層群の塔ヶ岳亜層群や大山亜層群の火山礫凝灰岩デブ

ライトにみられる閃緑岩の礫は、同様の礫が巨摩山地の櫛形山亜層群でも見られることから、これら花崗岩質の礫は四国海盆拡大前に形成された花崗岩質中部地殻起源の可能性を指摘し、四国海盆拡大前に形成された花崗岩

丹沢深成岩類を生成したマグマの成因について、かつグリーン・タフの主要構成岩石が泥岩堆積物とともに再緑岩の様相を残し灰長石成分に富んだ斜長石が多いことなどからグリーン・タフ（下部）が塩基性深成岩～半深成岩化を受け、酸性およびアルカリが注入されて生じたとされていた（黒田 , 1960）。

滝田（1980）は造岩鉱物の晶出関係と全岩化学組成の質岩として、九州パラオ海嶺の駒橋第２海山におけるトー

分化傾向から斑れい岩質岩を形成したマグマは水に富ん

口・石井 , 1999; Haraguchi & Ishii, 2003）。

が、露出面積から推定される斑れい岩とトーナル岩とのナル岩体の露頭の存在を挙げている（坂本ほか , 1999; 原
丹沢深成岩類の同位体年代学的研究は K-Ar 年代測定か

ら始まった。河野・植田（1966）は東部のユーシン型岩体（5.2 Ma）
、畦ヶ丸型岩体（4.3 Ma）、西部のユーシン型岩体（7.6 Ma）を黒雲母の K-Ar 年代値とした。佐藤ほか

だ非アルカリ玄武岩マグマから分化・形成されたとした量比の関係から、玄武岩質マグマが密接に関係するとしながらもトーナル岩を形成したマグマと斑れい岩質岩を形成したマグマは独立した個別のマグマであるとした。

Ishizaka & Yanagi（1977）は丹沢深成岩類の全岩科学組（1986）は、西部のユーシン型岩体（4.8 Ma）、畦ヶ丸型岩成分析および Sr 同位体分析を行い、低カリウムのカルク

黒雲母で、畦ヶ丸型岩体北東部（10.1 Ma）、畦ヶ丸型岩体

丹沢深成岩類は、貫入関係と岩相から斑れい岩複合岩

体北東部（4.6 Ma）、畦ヶ丸岩体南西部（5.1 Ma）の値をアルカリ岩マグマの分化によって形成されたとした。

南西部（10.7 Ma）の値を角閃石でそれぞれ K-Ar 年代を決体とトーナル岩複合岩体に区分されるが、両者を構成す

後、Saito et al.（1991）によって岩体北部のホルンフェル

両者は成因的に密接に関連している（Kawate, 1997）。トー

黒雲母を使った K-Ar 年代測定が広域にわたって多数行わ閃石を主とし、少量のカミングトン閃石、普通角閃石、め、両鉱物の年代差は Ar の閉鎖温度の違いとした。そのスと斑れい岩体、トーナル岩体についての全岩、角閃石、れ、これらの岩石を形成した年代がほぼ 7 Ma 集中し、丹沢深成岩類は斑れい岩類、トーナル岩類ともに、周囲のる Sr-、Nd- 同位体組成には有意な差が認められないため、

ナル岩複合岩体は、各岩型ともに斜長石、石英、普通角

直方輝石、磁鉄鉱、チタン鉄鉱、燐灰石、くさび石などを含んでいる（図 12E, 12F, 12G, 12H）。Kawate & Arima

Geology of the Tanzawa Mountains（1998）は、丹沢トーナル岩複合岩体を構成する岩石が27

Tani et al.（2010）はジルコン U-Pb 年代測定を丹沢深成

岩体を通して同じ鉱物組み合わせを持つことや主成分元岩類に初めて適応し、丹沢深成岩体の主要部の年代値（4

同一マグマからの分化物であるとしながら、産状、顕微

たうえで、全岩・ジルコンの微量元素組成（Th/Nb 比）に素組成の直線的な変化を示すことから、トーナル岩類は鏡観察および微量成分組成が、SiO2 含有量約 60 wt.% 以

上の岩体（図 12G, 12H）と SiO2 含有量約 60 wt.% 以下の岩体（図 12E, 12F）とで特徴を異にするため、両者の生成過程が異なると推定した。SiO2 含有量が約 60 wt.%

～ 5 Ma）が丹沢地塊が本州弧に衝突後であることを示し
関して丹沢深成岩類を生成したマグマに本州弧起源の堆積物の影響が認められることから、丹沢地塊の本州弧への衝突と同時に丹沢深成岩類が生成されたとした。

Suzuki et al.（2015）は、丹沢トーナル岩中のジルコンの 岩 石 組 成 を 親 マ グ マ と 仮 定 し て、SiO2 含 有 量 約 60の酸素同位体測定を行なった結果、丹沢トーナル岩中の以下の岩石は集積作用として、岩石中に含まれる結晶相

ら、伊豆－小笠原弧の下部地殻に存在しているかつてのSiO2 含有量約 60 wt.% の初生マグマから結晶分化作用お解することによって丹沢トーナル岩が生成されたとした。

wt.% 以上の岩石は結晶分化作用、SiO2 含有量約 60 wt.%の化学組成を用いたモデル計算を行い、トーナル岩類がよび集積作用によって生成可能であることを示した。さらに、初生マグマの生成に関して、丹沢層群の比較的下位に産出する低カリウムソレアイト質玄武岩の組成を原岩として SiO2 含有量約 60 wt.% のトーナル岩の化学組成

ジルコンのδ 18O はマントルより低いδ 18O を示すことか

海洋地殻を構成する熱水変質を受けた斑れい岩が部分融また、ジルコンの Th/Nb 比とδ 18O 値に相関がみられないことから、丹沢トーナル岩の生成に関して堆積物の関与は重要ではないとしている。

地震波速度の解析によると、丹沢山地の地下には、3 ～を融解物の組成と仮定したモデル計算を行い、約 45% の

25 km の深さに地震波速度の速い部分（Vp ≧ 6.5 km/s; Vs

60 wt.% の岩石の組成を作ることが可能であり、単斜輝

部分のＰ波速度は、室内実験で得られたトーナル岩ある融解でトーナル岩類の初生マグマと考えた SiO2 含有量約
石、直方輝石、普通角閃石、磁鉄鉱の融け残り物質ができることを示した。この結果は、Nakajima & Arima（1998）
が伊豆大島に産出する低カリウムソレアイト質玄武岩を出発物質として行った含水玄武岩（角閃岩）の部分融解≧ 3.5 km/s）が存在している（Yukutake et al., 2015）。このいは斑れい岩のＰ波速度（Kitamura et al., 2003）におよそ対応しており、7.0 km/s に達するＰ波速度の速い部分は角閃石斑れい岩あるいは角閃岩で説明されている（Yukutake
et al., 2015）

実験によって 1.0 GPa、1000℃で、SiO2 含有量約 60 wt.%のトーナル岩類の初生マグマと類似の液相が確認されたことからも支持された。

4-5. 丹沢深成岩類の冷却年代
佐藤ほか（1986）は、丹沢トーナル岩体中の角閃石と斑れい岩複合岩体は、普通角閃石、斜長石を主とし、岩黒雲母の K-Ar 年代を求めて、その年代差と Ar の閉鎖温

ンラン石、黒雲母、磁鉄鉱、チタン鉄鉱を伴う岩石（図50℃ /Myr で冷却したと論じた。この結果を踏まえ、佐藤相によってカミングトン閃石、単斜輝石、直方輝石、カ度の関係から、丹沢深成岩類は約 11 ～ 4 Ma の間に平均12C, 12D）で構成されるが、鉱物の量比・粒度によって著

ほか（1990）は畦ヶ丸型岩体南縁部の燐灰石のフィッショ

沢層群の低カリウムソレアイト質玄武岩の組成を使った部

却速度が大きくなったとした。

しい岩相変化を示す。Kawate & Arima（1998）が行った丹分融解の計算で得られた融け残り鉱物の組み合わせは、斑ントラック年代（2.5 Ma）から、さらに低温側で岩体の冷Saito（1993）は、黒雲母が示す古い年代は過剰な Ar にれい岩類の鉱物組み合わせと調和的である。さらに計算でよるとし、東部の岩体中の角閃石が示したおよそ 5 Ma の混合したとして求めた微量成分元素含有量が、実際の斑れで冷却したと考えた。また、丹沢深成岩体は形成されては少なくともトーナル岩類の初生マグマを生成したときのの丹沢地塊の衝突が 6 Ma であれば、丹沢深成岩体の形成求められた融け残り鉱物と融解物の量比を 8 対 2 の割合でい岩類の微量成分元素含有量と近似するため、斑れい岩類
融け残り物質を含んでいる可能性が考えられる（図 11）。

年代は角閃石における Ar の閉鎖温度である 500℃程度まから閉鎖温度に至るまで急速に冷却したとし、本州弧へ
は衝突に関係している可能性があるとした。

図 11． 部分融解モデルの計算結果から得られた液相と融け残りの REE パターン．
HAP-14a： 丹 沢 層 群 中 の
低Ｋソレアイト質玄武岩，
HO-3：初生マグマ組成を示すトーナル岩（畦ヶ丸型岩体）．川手（2000）に加筆
修正．

S. Kawate et al.

28

A

B

C

opx

D

pl

hb

cpx

E

pl

F

pl

hb

pl

G

H

bt

cum
pl

pl

図 12 トーナル岩の露頭と，トーナル岩および斑れい岩の偏光顕微鏡写真 . A: 大滝沢型トーナル岩の露頭（山北町中川）; B: 畦ヶ丸型
トーナル岩の露頭（山北町中川）; C: 集積構造がみられる道志型斑れい岩の偏光顕微鏡写真（開放ポーラー）; D: 同じく（直交ポーラー）;
E: 大滝沢型トーナル岩の偏光顕微鏡写真（開放ポーラー）; F: 同じく（直交ポーラー）; G: ユーシン型トーナル岩の偏光顕微鏡写真（開放ポーラー）; H: 同じく（直交ポーラー）. 偏光顕微鏡写真のスケールは横が 6 mm. 偏光顕微鏡写真中の鉱物の略記号は，pl: 斜長石 ,hb: 普通角閃石 , opx, 直方輝石 , cpx: 単斜輝石 , bt: 黒雲母 , cum: カミングトン閃石 .

Geology of the Tanzawa Mountains

Tani et al.（2010）はジルコン U-Pb 年代測定とジルコン・燐灰石（U-Pb）/He 年代（Yamada & Tagami, 2008）との比較を行い、丹沢岩体が貫入・固結後に畦ヶ丸型岩体が658℃ /Myr、ユーシン岩体が 346℃ /Myr という非常に速（Seki et al., 1969a, b; 島津ほか , 1971）。前述のように、深成岩体南側の地域では片理構造が著しく発達していることから単純な接触変成作用では説明できない。

かつては、丹沢深成岩体が南方向に衝上するように貫い冷却速度を経験していることを明らかにし、丹沢地塊入したとの説明もあったが（見上 , 1958; Seki et al., 1969bとしている。

れ、動的な変成作用が新たに提唱されている（石川ほか ,が本州弧へ衝突した直後に急激な上昇をしたためである

5. 変成岩類
丹沢山地に広く分布する新第三系の丹沢層群は、主に海成の火山岩および火砕岩からなり、中央部に露出したなど）、現在では広域変成作用の視点の重要性が指摘さ2016）。

変成鉱物の組合せおよび鉱物組成の解析から、丹沢層群は約 6 ～ 7 km の深度で埋没変成作用と接触変成作用を受け、南西部で 6 ～ 10 km、他の地域で 2 ～ 3 km 上

丹沢深成岩体を頂部とするドーム状構造をなして深成岩昇したとした（鳥海・荒井 , 1986; 荒井 , 1987）。また、丹沢層群を構成する岩石は、深成岩体の貫入に伴う接の運動センスを決定することによって地殻深部の上昇プ

体から外側に向かって上位の層が分布している。

触変成作用により深成岩体に近づくにつれ緑色片岩相～

結晶片岩の変形微細構造の観察からは、丹沢変成岩類

ロセスが検討されている（田山・石川 , 2003; 石川ほか ,角閃岩相までの高温で高圧の変成作用を受けている。深

2004）。さらに、緑色片岩中に存在する二種類の組成累び東側で主に塊状のホルンフェルスが発達している。まの温度圧力範囲が通常の沈み帯よりも高温で、活動的島

成岩体の南側と北西部に結晶片岩類が分布し、北側およた、深成岩体の分布とは別に、低度～中程度の埋没に伴う沸石相～ぶどう石―パンペリー石相の変成作用も広く被ったと考えられている（Seki et al., 1969a, b; 島津ほか ,帯構造を持つ角閃石から求めた温度圧力履歴からは、そ弧同士の衝突を反映していると考えられている（鳥海・桑谷 , 2004; 桑谷・鳥海 , 2013）。

1971b; 見上 , 1978）。

6. 丹沢層群中にみられる小規模貫入岩体

火山岩、火砕岩は暗青色～暗緑色に、安山岩質～デイサ

岩体が複数報告されている。本章では、山北町中川を中丹沢層群では、変成作用により玄武岩質～安山岩質のイト質の火砕岩は緑灰色～淡緑色を呈することが多い。
5-1. 深成岩類周辺の変成岩

深成岩体の南側では接触部の幅 1 ～ 4 km で著しく片理

丹沢層群には地質図に記載されていない小規模な貫入心に分布する含ざくろ石流紋岩、山北町世附に分布する
地蔵平迸入岩体、およびその他の小規模岩脈について報告する。

の発達した結晶片岩が分布する（図 2）。これら結晶片岩

6-1. 含ざくろ石流紋岩

石 川 , 1955a; Mikami, 1961; 相 馬・ 吉 田 , 1967; Seki et al.,

置する中川地域において、丹沢層群塔ヶ岳亜層群の寄沢& Arai, 1989）。Seki et al.（1969a, b）は、この地域の丹沢

ざくろ石流紋岩の詳細は、有馬ほか（1990）及び山下（1997）の成因については古くから議論されてきた（Sugi, 1931;
1969a, b; 鳥海・荒井 , 1986; 荒井 , 1987; 坂野 , 1989; Toriumi
層群は足柄層群も含めて、丹沢深成岩類に向かって、Ｉ :ユーランダイト亜相、II: ローモンタイト亜相、III: ブドウ

含ざくろ石流紋岩は、丹沢深成岩体の南方約 2 km に位

層（Mikami, 1962）に貫入岩として分布する（図 13F）
。含に報告があるので、これらに基づいて記載する。

含ざくろ石流紋岩は、岩脈として産出し、数 m から数

石―パンペリー石相、IV: 緑色片岩相、V: 角閃石相の鉱物

10 m、細川谷流域では最大 100 m の幅をもち、延長は東成岩体の貫入に伴う接触変成作用と考えられている（図貫入する関係にあるが、世附では地蔵平迸入岩体に覆わ

深成岩体の北側には塊状で片理構造のほとんどないホ

岳亜層群の寄沢層（Mikami, 1962）は、角閃岩もしくは陽相を識別した。緑色片岩相～角閃岩相の変成作用は、深13A, 13B, 13C, 13D）。

ルンンフェルスが発達し、一部には結晶質石灰岩も見られる（図 13E）。中川上流域の白石沢、ザレの沢などでは、
低変成度～高変成度までのホルンフェルスが認められ、
菫青石やベスブ石が伴うことがある（黒田 , 1960; Kano,
1961; 見上 , 1976; Watanabe & Arima, 1989）。

西約 10 km と推定される。文象斑岩（石川 , 1955b）にはれ、あるいは被貫入関係にある。貫入母岩の丹沢層群塔ヶ起石緑色片岩（Seki et al., 1969a）からなるが、含ざくろ

石流紋岩岩脈は変形作用や変成作用を蒙っていない。岩
脈と貫入母岩との接触部では、微細粒な急冷周辺相（幅 1～ 2 cm）が見られる。

含ざくろ石流紋岩は、主に石英と斜長石からなる珪長

深成岩体東側の玄倉川や寄沢の上流域に、ごく限られ質石基と、少量のざくろ石、石英、斜長石、黒雲母、不められず、多くの場合、原岩の組織、構造が残されていくろ石は、最大直径１mm の自形斑晶で、チタン鉄鉱やた範囲でホルンフェルスが産出する。片理構造は全く認る（見上 , 1952; Mikami,1962）。
5-2. 変成岩の成因に関して
低温の沸石相～ぶどう石―パンペリー石相程度の変成岩は、丹沢深成岩類の分布とは関係なく丹沢山地に広く分布し、埋没型の変成作用が起こったと考えられている

透明鉱物（チタン鉄鉱と磁鉄鉱）の斑晶を含む。斑晶ざ

磁鉄鉱やジルコンを包有する。自形ざくろ石斑晶の周囲部には、しばしば樹枝状ざくろ石が確認されている（図13G）。自形ざくろ石は、鉄バンざくろ石成分に富むが、樹枝状ざくろ石は満バンざくろ石成分に富む。また、樹枝状ざくろ石には P2O5 が含まれることが報告されている（有馬・山下 , 1994）。含ざくろ石流紋岩の貫入年代として

29

S. Kawate et al.

30

A

B

C

D

E

F

G

H

図 13. 変成岩類及び火山岩類の露頭写真 . A: Seki et al.（1969a, b）の角閃石相に相当する角閃岩の露頭（山北町中川）; B: 角閃岩の偏光顕微鏡写真（開放ポーラー）. 偏光顕微鏡写真のスケールは横が 3 mm; C: Seki et al.（1969a, b）の緑色片岩相に相当する紅簾石片岩の露頭（山北町中川丹沢湖畔）; D: Seki et al.（1969a, b）の緑色片岩相に相当する緑色片岩の露頭（山北町中川丹沢湖畔）; E: 結晶質石灰岩の露頭（山北町中川白石沢）; F: 含ざくろ石流紋岩岩脈の露頭 . 含ざくろ石流紋岩は左側で，断層で丹沢層群と接する（山北町中川）; G: 含ざくろ石流紋岩の偏光顕微鏡写真（開放ポーラー）. 中央の自形ザクロ石の周囲に樹枝状ザクロ石が成長している .
偏光顕微鏡写真のスケールは横が 1 mm; H: 破砕されたトーナル岩を含む地蔵平迸入岩体の火道角礫岩 .

Geology of the Tanzawa Mountains

は、有馬ほか（1990）により 2.45 Ma が、山下（1997）に

7. おわりに岩の全岩化学組成およびざくろ石の化学組成は、有馬ほ

変成岩類および、これらに貫入する小規模岩体について、

近年、この含ざくろ石流紋岩岩脈の形成に伴う火山噴まさに伊豆－小笠原弧が本州弧に衝突・付加した地点でより 2.43 Ma が予察的に報告されている。含ざくろ石流紋
か（1990）で報告されている。

火が起源と推定されるテフラが、南関東の上部鮮新統から第四紀にかけて形成したと考えられている海成層から報告されており（野田ほか , 1999; 稲垣ほか , 2007; 田村ほ

か , 2010 など）、鍵層として注目されている。
6-2. 地蔵平迸入岩体
へい地蔵平迸入岩体の報告例は少なく、松田（1966）を基に追記を行った山下（1997）
のみで、
本報告では主に松田（1966）に基づいて記載する。地蔵平迸入岩体は、山北町世附の世附川上流の大又沢および法行沢において、南北 2 km、東西約 1.2 km にわたり分布する。

貫入母岩は、大部分がトーナル岩（滝田 , 1974）で、一部塔ヶ岳亜層群の寄沢層（Mikami, 1962）が該当する。地

蔵平迸入岩体は、最大 5 mm ほどの高温石英と、斜長石及

丹沢山地に分布する丹沢層群、愛川層群、丹沢深成岩類、地質に関するこれまでの研究を概観した。この地域は、あり、現在でも隆起が続く険しい山地となっている。隆起侵食を受けることで、かつての地下深部が露出し、古伊豆－小笠原弧北端部の火山活動の特徴や島弧地殻の付加の様子を伺うことができる。伊豆半島および伊豆諸島の地表および地下では、現在トラフが埋積されつつあり、
プレート境界がジャンプしつつあるなど、丹沢山地と同様の過程をたどっているかもしれない。また、伊豆－小笠原の熱い火山弧中軸が衝突しているため、地殻が融解し花崗岩質の大陸地殻が生成された可能性がある一方で、海洋性島弧である伊豆－小笠原弧には、すでに花崗岩質の中部地殻が存在することも知られている。さらに、小規模ではあるが丹沢地塊が現在の位置に定置した後にも火成活動が記録されている。

これまでの丹沢山地の研究史に見られるように、今後び角閃石を含む石英斑岩と、斜長石及び角閃石の斑晶をも新たな視点や新たな手法で研究が進むことによって、ル岩や緑色片岩の角礫を含むことから（図 13H）
、地表に丹沢山地の地質から様々な情報が提供されることを期待含む角閃石安山岩から構成される。石英斑岩は、トーナ達していた火口の地下で、急激な発泡もしくは爆発を伴いながら迸入・固結したためと考えられている。角閃石

現在進行中の島弧－島弧の会合で起こる現象に関して、したい。

安山岩は、岩脈として産し、石英斑岩を貫く。

謝辞

代測定を行っており、石英斑岩が 3.20 ± 0.7 Ma、角閃石安

真人氏、神奈川地学会の須藤 清氏、日本山岳ガイド協会が得られている。このうち、1.27 ± 0.13 Ma の年代値が得

験館道志・久保分校の宇野夏樹氏には野外調査でお世話

石英斑岩である。このことから、石英斑岩の活動が２度いた。以上の方々にお礼申し上げます。

今永・山下（1999）では、地蔵平迸入岩体の K-Ar 全岩年

山岩が 2.28 ± 0.5 Ma、角閃石デイサイトが 1.27 ± 0.13 Maられている角閃石デイサイトは、高温石英の斑晶を含むあったのか、あるいは石英斑岩のいずれかは変質の影響を受けている可能性がある。しかし、前述のざくろ石流紋岩との屋外での関係は、石英斑岩がざくろ石流紋岩岩脈の分布を乱していることから、石英斑岩の活動は約 2.4

Ma よりも新しいと思われる。また、角閃石安山岩は石英斑岩を貫くことから矛盾が生じている。

石英斑岩の全岩化学組成は、山下（1997）で報告されている。

6-3. その他小規模岩脈
丹沢層群および深成岩体に小規模ながら貫入する、苦鉄質から珪長質の火山岩類が複数報告されている（見上 ,1955; Mikami, 1962 など）。これらの岩体については、森ほか（2012）によって、全岩化学組成と貫入年代、およびテクトニクスの議論がなされている。すなわち、得られた年代値は、丹沢層群が形成している時期に相当する
16.5 Ma と 13.6 Ma のものと、丹沢層群形成末期から深成岩体の貫入期に相当する 7.5 ～ 4.2Ma のもとに大別される。

このうち後者は、火山岩類の地球化学的性質が低カリウ
ム系列のソレアイト岩系であることから、当時の火山フロントで形成したものとし、4 Ma 以降に火山フロントが西方に移動したことを示唆した。

神奈川県立生命の星・地球博物館の外来研究員の門田の里見 豊氏、東京都立大学の松風 潤氏、元みなもと体になった。さらに門田真人氏には写真を提供していただ

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