地域地質研究報告
5 万分の 1 地質図幅
金沢（10）第 18 号
NJ– 53– 5– 6･7

泊

竹内

地

域

の

地

質

誠・古川竜太・長森英明・及川輝樹

平成

国立研究開発法人

29

年

産業技術総合研究所

地質調査総合センター

泊地域の地質竹内誠 *・古川竜太 **・長森英明 ***・及川輝樹 **地質調査総合センターは明治 15 年（1882 年）にその前身の地質調査所が創設されて以来，国土の地球科学的実態を解明するための調査研究を行い，様々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の一つであり，基本的な地質情報が網羅されている．泊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われたものである．
泊地域の地質図幅の作成は，平成 22 ～ 25 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，後期白亜紀深成岩及び岩脈を，古川が後期白亜紀から鮮新世の火山岩類を，長森が中新世から前期更新世の堆積岩類を，及川が中期更新世以降の堆積岩，段丘堆積物や低地堆積物を，それぞれ担当した．地形，更新
統から完新統の堆積物，地質構造及び応用地質については，竹内，古川，長森，及川が共同で担当し，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竹内が行った．岩石薄片は，大和田 朗，佐藤卓見，福田和幸，平林恵
理（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．名古屋大学の常盤哲也博士（現在，信州大学理学部），横田秀晴氏（現在，国立研究開発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），
川原健太郎氏（現在，愛知県建設部），橋本昌美氏（現在，名古屋市教員），大川真弘氏（現在，三菱マテリアルテクノ株
式会社）及び鈴木あゆ美氏（現在、応用地質株式会社）には現地調査にて協力していただいた．電源開発株式会社の熊崎直樹氏には北又谷の来馬層群のデータと試料を提供していただいた．また岐阜県立博物館の久保貴志氏（現在，黒部市吉田科学館）には現地にて来馬層群の化石について鑑定及びご教示いただいた．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．ジルコンの U-Pb 年代測定に際し，名古屋大学の大川真弘氏，山本鋼志教授，富山大学の高地吉一氏，東京大学地震研究所折橋裕二博士にご協力やご助言をいただいた．専修大学の苅谷愛彦教授には飛騨山脈地域の氷河堆積物及び地すべり堆積物に関してご助言をいただいた．また，名古屋大学の Simon Wallis 教授には変成鉱物の鑑定においてご協力をいただいた．糸魚川市フォッサマグナミュージアムの竹之内 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いた．独立行政法人鉄道建設・運輸施設整備支援機構の上野 光氏には資料の閲覧に便宜を図っていただいた．
朝日町役場には，道路の通行許可をいただいた．以上の方々に深く御礼申し上げる．
（平成 28 年度稿）

所

属
名古屋大学（平成 23 ～ 28 年度客員研究員）**
活断層・火山研究部門***
地質情報研究部門
Keywords : areal geology, geological map, 1:50,000, Tomari, Renge Metamorphic Rocks, Unazuki Metamorphic Rocks, Hida Granitic Rocks, Kuruma
Group, Cambrian, Ordovician, Carboniferous, Permian, Triassic, Jurassic, Cretaceous, Paleogene, Neogene, Miocene, Pliocene, Quaternary,
Pleistocene, Holocene, terrace deposits, active fault, Kurobegawa fan delta
*

目
第1章

地

次

形………………………………………………………………………………………………………… 1

1.

1

地形概説 ………………………………………………………………………………………………………………… 1

1.

2

山

1.

3

平地及び段丘 …………………………………………………………………………………………………………… 2

1.

地 …………………………………………………………………………………………………………………… 1

1. 3. 1

高位段丘……………………………………………………………………………………………………………… 4

1. 3. 2

中位段丘……………………………………………………………………………………………………………… 4

1. 3. 3低位段丘……………………………………………………………………………………………………………… 5

4海底地形 ………………………………………………………………………………………………………………… 5

第2章

地質概説……………………………………………………………………………………………………… 62.

1

先ジュラ系 ……………………………………………………………………………………………………………… 62.

2

ジュラ系 – 古第三系 …………………………………………………………………………………………………… 6

2.

3

白亜紀 – 更新世貫入岩類 ……………………………………………………………………………………………… 6

2.

4

新第三系 – 下部更新統 ………………………………………………………………………………………………… 62.

5

中部更新統 – 完新統 …………………………………………………………………………………………………… 8

第3章

超苦鉄質岩及び角閃岩，蓮華変成岩類………………………………………………………………… 103.

1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 103.

2超苦鉄質岩 …………………………………………………………………………………………………………… 10

3.

3角閃岩 ………………………………………………………………………………………………………………… 113.

4

蓮華変成岩類 ………………………………………………………………………………………………………… 11

第4章

ペルム紀付加コンプレックス…………………………………………………………………………… 154.

1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 15

4.

2

青海コンプレックス ………………………………………………………………………………………………… 15

第5章

ペルム紀正常層…………………………………………………………………………………………… 175.

1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 175.

2

白馬岳層 ……………………………………………………………………………………………………………… 17

5.

3

小滝層 ………………………………………………………………………………………………………………… 18

第6章

宇奈月変成岩類…………………………………………………………………………………………… 20

第7章

飛驒花崗岩類……………………………………………………………………………………………… 25

7.

1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 25

7.

2

飛驒古期花崗岩類 …………………………………………………………………………………………………… 26

7. 2. 1 音谷斑れい岩 ……………………………………………………………………………………………………… 26

7.

7. 2. 2

宇奈月花崗岩……………………………………………………………………………………………………… 28

7. 2. 3

舟川花崗岩………………………………………………………………………………………………………… 28

7. 2. 4

負釣山花崗岩……………………………………………………………………………………………………… 28

7. 2. 5

烏帽子山マイロナイト…………………………………………………………………………………………… 28

3

飛驒新期花崗岩類 …………………………………………………………………………………………………… 31

7. 3. 1

弥太蔵谷石英閃緑岩……………………………………………………………………………………………… 31− ii −

第8章

下部ジュラ系来馬層群…………………………………………………………………………………… 32

8.

1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 328.

2

漏斗谷層 ……………………………………………………………………………………………………………… 34

8.

3

北又谷層 ……………………………………………………………………………………………………………… 348.

4

似虎谷層 ……………………………………………………………………………………………………………… 36

8.

5

寺谷層 ………………………………………………………………………………………………………………… 39

8.

6

榀谷層 ………………………………………………………………………………………………………………… 40

8.

7

大滝谷層 ……………………………………………………………………………………………………………… 40

第9章

白亜系……………………………………………………………………………………………………… 47

9.

1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 47

9.

2

手取層群 ……………………………………………………………………………………………………………… 49

9.

9. 2. 1

水上谷層…………………………………………………………………………………………………………… 49

9. 2. 2

黒菱山層…………………………………………………………………………………………………………… 503尻高山層及び内山層 ………………………………………………………………………………………………… 51

9. 3. 1

尻高山層…………………………………………………………………………………………………………… 51

9. 3. 2

内山層……………………………………………………………………………………………………………… 52

4

親不知層 ……………………………………………………………………………………………………………… 54

第 10 章白亜紀 – 更新世貫入岩類 ……………………………………………………………………………… 57

10. 1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 57

10. 2

貫入岩（Ⅰ）…………………………………………………………………………………………………………… 58

10. 3

北又谷花崗閃緑岩 …………………………………………………………………………………………………… 60

10. 4

貫入岩（Ⅱ）…………………………………………………………………………………………………………… 60

10. 5

貫入岩（Ⅲ）…………………………………………………………………………………………………………… 61

第 11 章古第三系火山岩 ………………………………………………………………………………………… 66

11. 1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 66

11. 2

烏帽子山層 …………………………………………………………………………………………………………… 66

第 12 章新第三系 – 下部更新統 ………………………………………………………………………………… 68

12. 1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 68

12. 2

雁蔵層 ………………………………………………………………………………………………………………… 69

12. 3

福平層 ………………………………………………………………………………………………………………… 72

12. 4

坪野層 ………………………………………………………………………………………………………………… 72

12. 5

羽入層 ………………………………………………………………………………………………………………… 74

12. 6

笹川層 ………………………………………………………………………………………………………………… 74

12. 7

釈泉寺層 ……………………………………………………………………………………………………………… 76

12. 8

最禅層 ………………………………………………………………………………………………………………… 78

12. 9

高畠層 ………………………………………………………………………………………………………………… 79

12.10

室田層 ………………………………………………………………………………………………………………… 81

9.

12.10.1

室田層 (Mr) …………………………………………………………………………………………………… 81

12.10.2

笠破軽石質テフラ

12.11(Ksp) …………………………………………………………………………………… 83

横尾層 ………………………………………………………………………………………………………………… 85− iii −

12.12

宮崎層 ………………………………………………………………………………………………………………… 86

12.13

未区分層 ……………………………………………………………………………………………………………… 86

第 13 章中部更新統 – 完新統 …………………………………………………………………………………… 88

13. 1

研究史及び概要 ……………………………………………………………………………………………………… 88

13. 2

段丘堆積物 …………………………………………………………………………………………………………… 89

13. 2. 1

十二貫野面構成層 ……………………………………………………………………………………………… 89

13. 2. 2

棚山面構成層 …………………………………………………………………………………………………… 89

13. 2. 3

城山面構成層 …………………………………………………………………………………………………… 91

13. 2. 4

音澤面構成層 …………………………………………………………………………………………………… 92

13. 2. 5

船見野面構成層 ………………………………………………………………………………………………… 92

13. 2. 6

境面構成層 ……………………………………………………………………………………………………… 92

13. 2. 7

浦山面構成層 …………………………………………………………………………………………………… 92

13. 2. 8

未区分段丘堆積物 ……………………………………………………………………………………………… 92

13. 3

現河床及び氾濫原堆積物 …………………………………………………………………………………………… 93

13. 4

崖錐堆積物 …………………………………………………………………………………………………………… 93

13. 5

地すべり及び崩壊堆積物，及び堰止め湖堆積物 ………………………………………………………………… 93

13. 6

海岸低地堆積物 ……………………………………………………………………………………………………… 93

13. 7

海浜及び砂丘堆積物 ………………………………………………………………………………………………… 93

13. 8

人工改変地 …………………………………………………………………………………………………………… 95

第 14 章地質構造 ………………………………………………………………………………………………… 96

14. 1

山地の地質構造 ……………………………………………………………………………………………………… 96

14. 2

断

層 ………………………………………………………………………………………………………………… 97

第 15 章応用地質 ………………………………………………………………………………………………… 102

15. 1

金鉱床 ………………………………………………………………………………………………………………… 102

15. 2

採石・採土 …………………………………………………………………………………………………………… 103

15. 3

トラバーチン ………………………………………………………………………………………………………… 104

15. 4

地下水 ………………………………………………………………………………………………………………… 104

15. 5

温泉及び鉱泉 ………………………………………………………………………………………………………… 105

15. 6

地質災害 ……………………………………………………………………………………………………………… 105

文献…………………………………………………………………………………………………………………… 107
Abstract ……………………………………………………………………………………………………………… 118

図・表目次
第 1.

1図

泊地域及びその周辺地域の地形斜度陰影図 …………………………………………………………………… 1

第 1.

2図

山地地域の地形 …………………………………………………………………………………………………… 2

第 1.

3図

平地及び段丘の地形 ……………………………………………………………………………………………… 3

第 1.

4図

段丘面区分図 ……………………………………………………………………………………………………… 4

第 2.

1図

泊地域の地質総括図 ……………………………………………………………………………………………… 7

第 2.

2図

泊地域の地質概略図 ……………………………………………………………………………………………… 8− iv −

第 2.

3図泊地域及びその周辺地域の中・古生界地質概略図 …………………………………………………………… 9

第 3.

1図

超苦鉄質岩，角閃岩及び蓮華変成岩類の岩相 …………………………………………………………………11

第 3.

2図

角閃岩の薄片の偏光顕微鏡写真 …………………………………………………………………………………12

第 3.

3図

蓮華変成岩類の鉱物組み合わせ分布図 …………………………………………………………………………12

第 3.

4図

蓮華変成岩類エクロジャイトユニットの偏光顕微鏡写真 ………………………………………………… 13

第 3.

5図

蓮華変成岩類非エクロジャイトユニットの偏光顕微鏡写真 ……………………………………………… 14

第 4.

1図

青海石灰岩の層序 ……………………………………………………………………………………………… 15

第 5.

1図

白馬岳層に貫入する斑れい岩 ………………………………………………………………………………… 18

第 5.

2図

小滝層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 19

第 6.

1図

宇奈月変成岩類の分布と変成相 ……………………………………………………………………………… 21

第 6.

2図

石灰質変成岩 …………………………………………………………………………………………………… 21

第 6.

3図

宇奈月変成岩，飛驒古期花崗岩類及び飛驒新期花崗岩類の産状を示すルートマップ ………………… 22

第 6.

4図

宇奈月変成岩類の岩相 ………………………………………………………………………………………… 23

第 6.

5図

宇奈月変成岩類の薄片の偏光顕微鏡写真 …………………………………………………………………… 24

第 7.

1図

飛驒花崗岩類の相互関係と放射年代 ………………………………………………………………………… 26

第 7.

2図

宇奈月花崗岩及び音谷斑れい岩の岩相 ……………………………………………………………………… 27

第 7.

3図

負釣山花崗岩及び舟川花崗岩の岩相 ………………………………………………………………………… 29

第 7.

4図

烏帽子山マイロナイトの岩相と薄片の偏光顕微鏡写真 …………………………………………………… 30

第 7.

5図

弥太蔵谷石英閃緑岩の産状と岩相 …………………………………………………………………………… 30

第 8.

1図

来馬層群の分布 ………………………………………………………………………………………………… 33

第 8.

2図

来馬層群の層序対比 …………………………………………………………………………………………… 34

第 8.

3図

来馬層群の柱状図 ……………………………………………………………………………………………… 35

第 8.

4図

来馬層群漏斗谷層の産状 ……………………………………………………………………………………… 36

第 8.

5図

漏斗谷層の岩相 ………………………………………………………………………………………………… 37

第 8.

6図

北又谷層の岩相 ………………………………………………………………………………………………… 37

第 8.

7図

似虎谷層の岩相 ………………………………………………………………………………………………… 38

第 8.

8図

アイサワ谷部層の岩相 ………………………………………………………………………………………… 39

第 8.

9図

寺谷層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 40

第 8. 10 図

榀谷層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 41

第 8. 11 図

榀谷層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 41

第 8. 12 図

大滝谷の大滝谷層下部層と上部層の産状を示すルートマップ …………………………………………… 42

第 8. 13 図

大滝谷層粗粒岩の岩相 ………………………………………………………………………………………… 43

第 8. 14 図

境川上流部の大滝谷層上部層の産状を示すルートマップ ………………………………………………… 44

第 8. 15 図

大滝谷層上部層の岩相を示す柱状図 ………………………………………………………………………… 44

第 8. 16 図

大滝谷層細粒岩の岩相 ………………………………………………………………………………………… 45

第 8. 17 図

大滝谷層の岩相 ………………………………………………………………………………………………… 46

第 8. 18 図

白鳥山付近のジュラ系と白亜系の分布と区分の変遷 ……………………………………………………… 46

第 9.

1図

泊地域及びその周辺地域の白亜系分布 ……………………………………………………………………… 47

第 9.

2図

白亜系層序対比 ………………………………………………………………………………………………… 48

第 9.

3図

白亜系柱状図 …………………………………………………………………………………………………… 49

−v−

第 9.

4図

榀谷における手取層群基底部の産状を示すルートマップ ………………………………………………… 50

第 9.

5図

手取層群の岩相 ………………………………………………………………………………………………… 51

第 9.

6図

境川における手取層群基底部の産状を示すルートマップ ………………………………………………… 52

第 9.

7図

尻高山層及び内山層の岩相 …………………………………………………………………………………… 53

第 9.

8図

内山層模式地のルートマップ ………………………………………………………………………………… 54

第 9.

9図

親不知層の産状 ………………………………………………………………………………………………… 55

第 9. 10 図

親不知層火山岩の全岩化学組成 ……………………………………………………………………………… 56

第 10. 1 図

泊地域の貫入岩類の相互関係と周辺地域との比較 ………………………………………………………… 57

第 10. 2 図

泊地域及びその周辺地域の貫入岩類の分布 ………………………………………………………………… 58

第 10. 3 図貫入岩（Ⅰ），白亜紀ざくろ石含有黒雲母デイサイトの岩相と偏光顕微鏡写真 ……………………… 59

第 10. 4 図

北又谷花崗閃緑岩の岩相と偏光顕微鏡写真 ………………………………………………………………… 60

第 10. 5 図

貫入岩（Ⅱ）（流紋岩）の岩相と薄片の偏光顕微鏡写真 ………………………………………………… 61

第 10. 6 図

荒戸谷における貫入岩（Ⅲ）の産状を示すルートマップ ………………………………………………… 62

第 10. 7 図

貫入岩（Ⅲ）の荒戸谷岩体の岩相 …………………………………………………………………………… 63

第 10. 8 図

相又谷における貫入岩（Ⅱ）と（Ⅲ）の産状を示すルートマップ ……………………………………… 64

第 10. 9 図

貫入岩（Ⅲ）の安山岩脈の岩相 ……………………………………………………………………………… 64

第 10.10 図

貫入岩（Ⅲ）の安山岩脈の偏光顕微鏡写真 ………………………………………………………………… 65

第 11. 1 図

烏帽子山層の産状 ……………………………………………………………………………………………… 67

第 12. 1 図

黒部川右岸地域の層序比較 …………………………………………………………………………………… 68

第 12. 2 図

泊地域の中新統 - 下部更新統の層序概略図 ………………………………………………………………… 69

第 12. 3 図

泊地域の新生界地質分布概略図 ……………………………………………………………………………… 70

第 12. 4 図

雁蔵層の溶岩及び凝灰角礫岩 ………………………………………………………………………………… 71

第 12. 5 図

福平層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 73

第 12. 6 図

羽入層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 75

第 12. 7 図

笹川層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 76

第 12. 8 図

笹川層最下部流紋岩の岩相 …………………………………………………………………………………… 76

第 12. 9 図

笹川層中部流紋岩の岩相 ……………………………………………………………………………………… 77

第 12.10 図

釈泉寺層の岩相 ………………………………………………………………………………………………… 78

第 12.11 図

最禅層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 79

第 12.12 図

最禅層の流紋岩 ………………………………………………………………………………………………… 79

第 12.13 図

高畠層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 80

第 12.14 図

高畠層の流紋岩 ………………………………………………………………………………………………… 81

第 12.15 図

室田層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 82

第 12.16 図

笠破軽石質テフラの露頭位置図 ……………………………………………………………………………… 83

第 12.17 図

笠破軽石質テフラの岩相 ……………………………………………………………………………………… 84

第 12.18 図

横尾層の岩相 …………………………………………………………………………………………………… 85

第 12.19 図

宮崎層の露出状況 ……………………………………………………………………………………………… 87

第 12.20 図

未区分層の岩相 ………………………………………………………………………………………………… 87

第 13. 1 図

地すべり地形分布図 …………………………………………………………………………………………… 88

第 13. 2 図

段丘堆積物 ……………………………………………………………………………………………………… 90− vi −

第 13. 3 図

棚山面構成層を被覆する風化火山灰質土壌の柱状図 ……………………………………………………… 91

第 13. 4 図

崩壊堆積物及び堰止め湖堆積物の産状 ……………………………………………………………………… 94

第 13. 5 図

崩壊堆積物及び堰止め湖堆積物の産状を示すルートマップ ……………………………………………… 95

第 14. 1 図

来馬層群の転倒褶曲構造ルートマップ ……………………………………………………………………… 96

第 14. 2 図

来馬層群中の転倒褶曲露頭 …………………………………………………………………………………… 97

第 14. 3 図

砕屑岩脈の産状 ………………………………………………………………………………………………… 98

第 14. 4 図

花崗岩に発達するカタクレーサイト ………………………………………………………………………… 99

第 14. 5 図

小川沿いの断層帯のルートマップ …………………………………………………………………………… 99

第 14. 6 図

小川沿いの断層岩と角礫岩露頭 ……………………………………………………………………………… 100

第 14. 7 図

下立断層の断層破砕帯 ………………………………………………………………………………………… 100

第 14. 8 図

断層露頭 ………………………………………………………………………………………………………… 101

第 14. 9 図

未固結堆積物を切る断層 ……………………………………………………………………………………… 101

第 15. 1 図

橋立金山坑口及び精錬所跡位置図 …………………………………………………………………………… 102

第 15. 2 図

橋立金山坑口及び精錬所跡 …………………………………………………………………………………… 103

第 15. 3 図

トラバーチン転石位置図 ……………………………………………………………………………………… 104

第 15. 4 図

トラバーチン転石 ……………………………………………………………………………………………… 104

第 15. 5 図

黒部川扇状地性三角州の扇端付近における湧水 …………………………………………………………… 105

第 9.

1表

親不知層のフィッション・トラック及びウラン鉛年代 …………………………………………………… 56

第 11. 1 表

烏帽子山層のフィッション・トラック及びウラン鉛年代 ………………………………………………… 67

第 12. 1 表

新第三系のフィッション・トラック年代測定結果 ………………………………………………………… 73

第 13. 1 表

クリプトテフラの分析結果 …………………………………………………………………………………… 91

付図

ルートマップの位置図………………………………………………………………………………………………… 116

付表

全岩化学組成分析結果及び試料採取地点一覧……………………………………………………………………… 117

Fig.1

Geological summary of the Tomari District …………………………………………………………………………… 121− vii −

− viii −

第1章

地

形

（及川輝樹・竹内
1. 1

誠・古川竜太）

麓に東西に延びる狭い海岸低地にわけられる．海岸線は，

地 形 概 説平地が直接海に接する部分は海浜を形成しているが，糸いち ぶり

泊地域は，富山県東部から新潟県西部に位置し，北緯

魚川市市振より東方の海岸線は山地が直接海に接して，36°50′10.9″から北緯 37°00′10.9″，東経 137°29′48.8″

親不知などの海岸線を形成している．親不知周辺は国道，から東経 137°44′48.8″（いずれも JGD2000）の範囲と高速道路，鉄道（新幹線を含む）などの東西を結ぶ重要

その北東に連接する陸地部分を含む地域である（第 1. 1な交通路が通っている．急峻な山地が直接海岸線をつ

図）．本地域には，新潟県糸魚川市，富山県朝日町，入くっているため，それらはすべて長大なトンネルとなっ善町，黒部市が含まれる．

ている．本地域内の主な河川は，黒部川，小川，境川でいと い がわ

あさ ひ まちにゅう

ぜんまち

本地域は，山地が約 3 分の 2，平地が約 6 分の 1，日ありいずれも飛騨山脈を集水域とする．扇状地性三角州

本海に属する海域が約 6 分の 1 の面積をしめる．山地は，
しろうまだけと河川周辺には段丘地形が認められる．

飛騨山脈北部を構成するものであり，白馬岳から北に伸
なが つが やま1. 2

267 m）びる飛騨山脈主稜上の頂の一つ，長栂山（標高 2，山

地

を本地域の最高点とする．本地域内は海岸を含むので，起伏が大きい地域である．平地は，本地域西部をしめる

本地域の東部は，飛騨山脈の北端に位置し，白馬岳か

黒部川と小川によって形成された扇状地性三角州（臨海ら朝日岳に連なる主稜線が南から北に延長しており，長扇状地，ファンデルタ：fan delta）と，親不知以西の山

593 m），白鳥山（標高 1，
286.9 m）
栂山，犬ヶ岳（標高 1，

くろ べ がわ

お がわ

おや しらず

第 1. 1 図

いぬ が たけしらとりやま泊地域及びその周辺地域の地形斜度陰影図
色が濃くなるほど斜度と起伏が大きく，山地はより黒色に平地は白色に表される．図中の黒枠内が泊地域の範囲．黒枠の正確な位置は，世界測地系で左上角が北緯 37°00′10.9″，東経 137°29′48.8″から右下角が北緯 36°50′10.9″，東経 137°44′48.8″である．国土地理院の基盤地図情報（数値標高モデル）10 m メッシュ（標高）を使用してカシミール 3D にて描画．
陰影をつくる光線は北東から当てた . 図中の緯度経度は，JGD2000 に基づく .

−1−

などを経て，日本海に達している．日本海沿いは，急崖

山地の中で，白鳥山北斜面と南斜面及び，その南側の境となっており，親不知，子不知として有名である（第 1. 2

川の南側の斜面では，北側斜面が南側斜面より緩やかな図 A）．この主稜線沿いは，中古生界の堆積岩類が分布傾斜を示す．これは，下部ジュラ系来馬層群の層理面がしており，特に下部ジュラ系来馬層群が広く分布してい概して北傾斜をなし，北斜面では流れ盤（第 1. 2 図 C），

る．親不知を含む日本海沿いは，下部 – 上部白亜系親不南斜面では受け盤となり，このような斜面の傾斜の相違

知層の火山岩類が分布する．一方，山地の西縁部は主にをつくりだしたと考えられる．

こ し ら ずくる ま

新第三紀から第四紀の堆積岩からなる．
ひがしまたざわい ぶりだに

さかいがわ

1. 3

本地域南東部の東俣沢や恵振谷，北東部の境川上流部
しりたかやま平地及び段丘や白鳥山北斜面，尻高山周辺などには，地すべり地形が多く見られる（第 13 章参照）．これらの多くは，下方に本地域には，西部に現河川によって形成された扇状地

開いた馬蹄形の滑落崖と移動体によるやや緩傾斜部分か性三角州がつくる広い平地（第 1. 3 図 A，B）とその東らなる．これらは主に中古生界堆積岩類の地すべりによ側に小規模で南北の幅が狭い海岸低地が広がる．

るものである．一方，長栂山周辺の尾根や斜面では，谷

海岸低地は，朝日町宮崎から糸魚川市市振にかけて東向き低崖，尾根向き低崖，線状凹地などの地すべり地形

西に約 6.6 ㎞に南北に最大約 400 m の幅で広がっているが発達する（古谷，1982；佐藤・苅谷，2014）．

（第 1. 3 図 E）．朝日町宮崎からその東の境川河口の間

本地域の中央部を南東から北西に流れる小川は，小川にかけては，東西に延びる海岸線沿いに一列の浜堤地形

断層にそって形成された直線状の谷に沿っている．小川が発達し，それより南側の山側は，後背湿地が広がる．

温泉付近では断層は細かく分岐し，直線状の谷地形は不扇状地性三角州は，本地域の西側に広がり，平地の大明瞭になるが，小川ダムの下流部と小川の上流部から北部分をしめる．地形的に現在の小川を境に，西部が黒部又小屋にかけては，直線状の谷地形が認められる（第 1. 2

川により形成されたもの，東部が小川により形成された

図 B）．また，上路川沿いと水上谷も断層沿いに侵食さものにわけられる．大部分は黒部川が形成した扇状地性れて形成された谷地形である．

三角州であり，それは黒部市愛本橋付近（黒部川の河床

きた

また

あげ ろ

みず かみ だに

あいもと山地地域は飛騨山脈の急速な隆起と強力な下方浸食にの標高約 125 m）を扇頂として約 10 ‰の傾斜で海側により，全体として急峻な地形をなしている．そのような広がり海岸線を形成している．その周囲には隆起扇状地

第 1. 2 図−2−

山地地域の地形
A：急崖をなす親不知海岸．
B： 小川断層沿いの直線状谷地形．小川ダム（中央，矢印）より上流側は右斜め奥に谷が続く．奥の冠
雪した山は朝日岳．
C：下部ジュラ系来馬層群の層理面と平行な山の斜
面．境川上流の左岸の川黒谷と似虎谷の間の尾根．

となって段丘化したものが認められる（第 1. 3 図 C）．

流して流れていたことが明らかである（国土交通省北陸黒部川扇状地性三角州上には集落をのせる微高地が認

地方整備局・国土交通省国土地理院，2006）．なお，本められ，それらを基準とした地形分類図がいくつか描か

地域内の微高地とそれ以外の扇状地性三角州はいずれもれ，現生の扇状地性三角州上を分流して流れる旧河道が礫層で構成されており，地質の差はない．また，前述の

図 示 さ れ て い る（ 吉 川，1952； 藤 井，1965； 深 井，

地形区分図に示された旧河道の位置は，いずれの図も程1966；式，1969；榧根・山本，1971）．歴史記録からも，度の差はあるが異なる．そのため，黒部川の歴史時代の少なくとも 19 世紀の文政年間頃まで黒部川は複数に分

各時代における正確な河道の位置を復元することは難し

第 1. 3 図

平地及び段丘の地形
A：黒部川がつくる扇状地性三角州．人家が点在する平地が現成の扇状地性三角州部分．南側（黒部市栗寺北東付近）から北を望む．B：黒部川扇状地性三角州の扇端部分．右側の海は日本海．小川の河口を矢印で示す．朝日町城山付近から西を望む．C：棚山面（矢印）．黒部川にかかる新川黒部橋から望む．D：黒部川のつくる谷底平野．黒部市宇奈月町内山付近の山腹から東を望む．E：朝日町宮崎から境にかけて発達する海岸低地．朝日町城山付近から東を望む .

−3−

い．

沿いに分布する段丘面（第 1. 2 図 C；第 1. 4 図）．川田

その他，境川及び笹川の下流沿い，朝日町上朝日橋よ（1943）の第Ⅰ段丘面の一部，榧根・山本（1971）の棚り上流の小川沿い及び愛本橋より上流の黒部川沿いには

山面，藤井（1992）の高位段丘の一部（棚山面），小池・

現河川により形成された小規模な谷底平野が広がってい町田（2001）の fT7-9 面に相当する．棚山周辺では開析る（第 1. 3 図 D）．

谷の発達による浸食をうけているが，原面はよく保存さ段丘地形は，扇状地性三角州が隆起扇状地となって段れている．堆積段丘がつくる高位の棚山面Ⅰと浸食段丘丘化したものがもっとも広い面積をしめる．その他，北面である低位の棚山面Ⅱに細分される．棚山面Ⅰのほう部の海岸付近と笹川沿い，愛本橋より上流の黒部川流域が残存する地形面は広くそれを構成する礫層も厚い（第にも小規模な段丘地形が認められる．黒部川流域の段丘13 章参照）．棚山面Ⅱは，Ⅰの分布域に隣接する地域にについては，愛本橋付近の狭窄部を境に上流側は峡谷状

Ⅰからの比高にして 50 m ほど低い面であり，それを構となり，地形面の連続が悪くなる．段丘は，北部の海岸成する礫層も薄い（第 13 章参照）．そのため，棚山面Ⅱ付近ものは中位段丘の城山面，低位段丘の境面，西部のは，棚山面Ⅰが浸食されて形成された浸食段丘がつくる

黒部川流域のものは，高位段丘の十二貫野面，中位段丘

地形面と考えられる．棚山周辺の棚山面Ⅰは，標高約の棚山面，音澤面，低位段丘の船見野面，浦山面に区分

250 ～ 310 m の高度をなし，南側が高く北側が低い傾向

される．黒部川流域の同一の段丘面の高度は，いずれも，をなす．黒部川沿いの棚山面Ⅰは愛本橋付近の黒部川右南北方向では南が高く北が低く，東西方向では東が高く岸に標高約 350 m の高度をもって分布する．棚山面Ⅱは

しろやま

さかい

じゅう に かん の

たなやま

おとさわ

ふな み

の

うらやま

西が低い傾向があり，現在の山地の標高変化や新第三系の地層傾斜方向と調和的である．以下に，各段丘地形の分布や性質をのべる．構成層とその被覆層（風成堆積物）の記載と形成年代は，第 13. 2 章を参照されたい．
1. 3. 1

日本海

城山面
境面

笹

川

高位段丘

十二貫野面
本地域南西部の黒部川左岸側の尾根上に分布する堆積段丘の段丘面（第 1. 4 図）．本地域では，標高約 420 m
から西に向かって標高を約 240 m まで下げる地形面として認められる．主に東隣の三日市地域に分布する十二貫野を構成する地形面に連続する．なお，十二貫野は，黒小部川と布施川間の平坦な台地上の尾根に位置する本野，川

石田野，枕野，鏡野，窪野，阿古屋野，吾妻野，柳沢，別所，中山，大谷，栗寺などの地域の総称である．本地
域内の十二貫野面は，川田（1943）の第Ⅰ段丘面の一部，深井（1956）の十二貫野隆起扇状地，藤井（1992）の高位段丘の一部（十二貫野面），小池・町田（2001）のfT6-7 面，中村（2005）のⅠ面，松浦ほか（2007）の H1，
H2 面に相当する．山縣ほか（2001）や松浦ほか（2007）の指摘のように，高度分布や地形面の斜度から複数の地

←
三
日
市
地
域

形面に細分される可能性が高いが，本図幅では一括して扱う．本段丘は開析が進んでいるため，尾根上にのみ平坦な地形面が残されている．形成年代は諸説あるが（吉

黒

部

川
高位面
十二貫野面
中位面
城山面

山・柳田，1995；山縣ほか，2001；中村，2005；松浦ほ

棚山面Ⅰ
棚山面Ⅱ

か，2007），いずれも MIS（酸素同位体ステージ）5 以

船見野面

前に形成された段丘面と考えられている．より下位の段

低位面
船見野面

丘面の形成年代からも，MIS5 以前であることは確実で

音澤面

ある．

浦山面
境面

↓黒部地域

1. 3. 2

音澤面

中位段丘

第 1. 4 図

棚山面
黒部川右岸側の山地沿いの朝日町棚山周辺と，黒部川
−4−

1km

段丘面区分図地形面のみ示しているので，地質図の礫層の分布と異なることに注意．

朝日町棚山の西，朝日町船見城址館，愛本橋付近の黒部立面），小池・町田（2001）の fT2 面，中村（2005）Ⅶ面，川右岸に分布し，それぞれ標高約 260 ～ 270 m，240 ～松浦ほか（2007）の最低位段丘面群に相当する．西側に250 m，290 ～ 300 m の高度をもつ．棚山面Ⅰは，段丘かけて下位の現成扇状地性三角州を形成する地形面との構 成 層 の 層 厚 や 被 覆 層 の 層 序 に よ り，MIS5e 以 降 の比高が減少し，西端は現成扇状地性三角州のつくる地形

MIS5 の前半に離水し段丘化したと考えられる．そうで面に没するような形態をなす．愛本橋より上流では，下あると，棚山面Ⅱは MIS5 の後半に離水した可能性が高

流側（北側）が標高約 140 m，上流側（南側）が標高約

い．

180 m の高度を持つ連続性の良い地形面として黒部川右音澤面

岸側に主に発達する（第 1. 4 図）．黒部川左岸側段丘化

愛本橋から黒部市宇奈月町音澤にかけての黒部川右岸の年代は不明であるが，段丘構成層上にほとんど被覆層の山腹に分布する（第 1. 4 図）．標高約 290 ～ 240 m にをのせないことから，完新世に離水したと考えられる．

かけて南から北に高度を下げながら，所々に平坦面を形境面成している．段丘化の年代は不明であるが，上下の地形

朝日町宮崎や境の南側，山地との境付近に標高約 10

面との関係から，MIS5 ～ 4 の間と考えられる．

～ 20 m の高度に分布する（第 1. 4 図）．山側は小規模

城山面

な沖積錘に覆われていることが多い．朝日町泊，宮崎間

朝日町宮崎の街の南側にある朝日城址がある城山（標の山地を流れる笹川沿いにも現河床から比高が約 10 m

高 248.8 m）の北側に分布する地形面（第 1. 4 図）．標の小規模な段丘が認められる．海岸沿いの地域の境面と高 180 ～ 190 m の城山面Ⅰと標高 140 ～ 160 m に分布ほぼ同じ高度に分布することから境面に対比した．段丘する城山面Ⅱに細分される．小池・町田（2001）の mT

化の年代は不明であるが，段丘構成層上にほとんど被覆面にあたる．段丘構成層の被覆層の層厚から MIS5 以降層をのせないことから，完新世に離水したと考えられる．

に離水し段丘化したと推定した．

1. 4
1. 3. 3

海 底 地 形

低位段丘

船見野面

本地域の海底部分は，大局的に富山湾底から富山舟状

愛本橋より下流の黒部川右岸側に標高約 180 m から北海盆（富山トラフ）に延びる低地に向かって下る急斜面

方に標高約 30 m まで高度を下げつつ分布する地形面（第であり，比高は 1，000 m 以上に達する．いわゆる陸棚地

1. 4 図）．川田（1943）の第Ⅱ段丘面，榧根・山本（1971）

形の発達は悪く，最大でも海岸線から沖合 2 ㎞の幅，水の船見野面，藤井（1992）の低位段丘のⅠ面（船見野面），

深 30 m までの範囲でしかない．陸上の海岸付近の地形

小池・町田（2001）の fT3 面，中村（2005）のⅥ面，松は，飛騨山脈の北端が直接海に達し海岸を形成している浦ほか（2007）の LL1 面に対応する．渡辺（1929）以来，

親不知周辺と，その西側の海岸低地や扇状地性三角州が典型的な隆起扇状地形と考えられている．南側から北側

海岸線をつくる地域と大きく異なるが，それぞれの沖合にかけて下位の現成扇状地性三角州を形成する地形面との海底地形は，著しく異ならず沖合に傾く急傾斜面をなの比高が減少し，北端は現成扇状地性三角州のつくる地

す．本地域内の急斜面には顕著な海底谷などは刻まれて形面に没するような形態をなす．黒部市音澤の黒部川右おらず，海岸線にほぼ平行に北向きの急斜面が連続する．

岸側の標高約 210 m に分布する平坦面も，現河床からのしかし，朝日町宮崎の沖合は北東 – 南西方向に延びる尾比高などから高度から船見野面に対比した．地形面構成

根状の地形の高まりが存在し，尾根上に岩礁である沖ノ層の被覆層の層序と段丘面の形状から，MIS3 に形成さ島，中ノ島，辺ノ島が形成されている．これはさらに沖れ，MIS2 に至る海退期に離水し段丘化したと考えられ

合の親不知海脚からのびる地形的な高まりの延長部にある．

たり，その西端には東側上昇の逆断層の存在が指摘され，

へ

浦山面

高まりも断層関連褶曲により形成されたと考えられてい愛本橋より下流の黒部川左岸の東から西方に標高約る（岡村，2013）．この親不知海脚の延長部を境に，陸140 m から標高約 100 m にかけて高度を下げつつ分布す上の地形も東側の山地が卓越する部分と，西側の平地にる（第 1. 4 図）
．川田（1943）の第Ⅱ段丘，榧根・山本

分かれる．

（1971）の浦山面，藤井（1992）の低位段丘のⅡ面（下

−5−

第2章

地 質 概 説（竹内誠・古川竜太・長森英明・及川輝樹）

5 万分の１地質図幅泊地域は，西南日本内帯の飛驒帯，

2. 2

飛驒外縁帯，大江山帯，蓮華帯，秋吉帯を構成する岩石

ジュラ系 – 古第三系が基盤として存在する．これらを海成から陸成の下部
ジュラ系や下部白亜系が不整合に覆い，下部白亜系から下部ジュラ系来馬層群は浅海成から陸成層で，蓮華変

古第三系火山岩類が不整合に覆う．また，これらには前成岩や超苦鉄質岩を不整合に覆う．下位より漏斗谷層，期白亜紀から第四紀の火成岩が岩床や岩脈として貫入し北又谷層，似虎谷層，寺谷層，榀谷層，大滝谷層に区分

じょう ご だに

きたまただに

ね

ご

や

てらだに

しなたに

おおたきだにて とりている．これらの地質が分布する地域は山岳地域となっされる．下部白亜系手取層群は陸成層からなり，下位よている．本地域の西部には，黒部川による扇状地性三角り水上谷層，黒菱山層に区分され，来馬層群を不整合に州が形成されており，扇状地性三角州と山岳地域の境界

覆う．下部から上部白亜系は，その下部は砕屑岩を主と付近には，中新統から下部更新統と中部更新統から完新する尻高山層と内山層からなり，上部は安山岩質火山砕統が分布する．山岳地域には地すべり堆積物，崩壊堆積屑岩や溶岩からなる親不知層からなる．下部から上部白物，堰止め湖堆積物などが分布する．また，海岸付近で亜系は飛驒帯，蓮華帯・大江山帯，飛驒外縁帯地域に広は海浜堆積物や砂丘堆積物が分布する．

く分布し，これらの地帯の先白亜系を不整合に覆う．古みずかみだにくろびしやましりたかやま

え

うちやま

ぼ

し やま

第三系の烏帽子山層は珪長質火山砕屑岩からなり，親不第 2. 1 図に地質総括図を，第 2. 2 図に地質概略図を

知層を不整合に覆う．

示す．
なお，飛驒帯など地質に関する表記には命名時に使用2. 3されていた「飛驒」を，飛騨山脈など地名表記には現在

白亜紀 – 更新世貫入岩類

地形図に使用されている漢字の使用を基準とし，「飛騨」
本地域の白亜紀以降の貫入岩類は，水上谷や境川付近を使用した．

2. 1に分布する貫入岩（Ⅰ）とした前期白亜紀のざくろ石含

先 ジ ュ ラ 系

有デイサイト岩脈が最も古い．また，北又谷流域に分布

西南日本内帯の構成要素の内，本地域には飛驒帯，飛する後期白亜紀の北又谷花崗閃緑岩が最も大きな貫入岩

驒外縁帯，大江山帯，蓮華帯，秋吉帯の構成岩類が分布体として分布する．相又谷から小川ダム付近，及び北又する（第 2. 3 図）．

小屋付近には，貫入岩（Ⅱ）とした中新世の流紋岩が分あら と だに飛驒帯は，ペルム紀末から三畳紀の飛驒変成作用に布し，シル状に手取層群に貫入している．荒戸谷や相又よって形成された飛驒片麻岩と三畳紀のマイロナイト化

沢，犬ヶ岳北方などでは，貫入岩（Ⅲ）としたものの内，を被っている飛驒古期花崗岩類，マイロナイト化を被っ小岩体として酸性 – 中性の火山岩や深成岩が手取層群やていないジュラ紀の飛驒新期花崗岩類からなる

来馬層群に貫入する．また安山岩岩脈が先新生界分布域（Takahashi et al.，2010）．また，上部石炭系を原岩とす

全体に主に北西 – 南東方向岩脈として，また来馬層群とる宇奈月変成岩類も飛驒変成作用によって形成されたと手取層群の境界にシルとして貫入している．

されている（椚座・金子，2001）ため，飛驒帯構成岩類

2. 4とした．飛驒外縁帯には，本地域南東部にペルム系正常

新第三系 – 下部更新統層の白馬岳層が分布し，北東部にペルム系正常層の小滝層がわずかに分布する．大江山帯の超苦鉄質岩と角閃岩

本地域の新第三系から下部更新統は，南西 – 北東方向

及び蓮華帯の蓮華変成岩類は，本地域南東部と北東部にに帯状に分布し，黒菱山断層と扇状地性三角州（ファン分布する．秋吉帯は本地域北東端にのみ認められ，石炭デルタ）の堆積物の分布域の間に位置する．いずれも北系からペルム系青海石灰岩からなる青海コンプレックス

西ないし，西北西方向へ傾斜する．
新第三系 – 下部更新統は，海成層の堆積岩及び火山岩（長森ほか，2010）が分布する．

−6−

(Ma)

第

低位段丘堆積物（浦山面，境面，船見野面）
後期

鮮新世

生

中期 前期 後期 前期

紀

更 新 世

四
新

高位段丘堆積物（十二貫野面）
横尾層

宮崎層

貫入岩（Ⅲ）

室田層
笠破軽石質テフラ

高畠層

世

紀

中期

中 新

第 三

代

後期

新

5.33

中位段丘堆積物（音澤面，城山面，棚山面）

地すべり堆積物

海浜及び砂丘堆積物

崩壊堆積物

現河床及び氾濫原堆積物

堰き止め湖堆積物

序

完新世

0.01

2.58

層

地質時代

最禅層
福平層

釈泉寺層

前期

坪野層

羽入層 笹川層
雁蔵層
貫入岩（Ⅱ）

23.0

古第三紀
烏帽子山層

66.0

中

白亜紀

後期

親不知層

北又谷花崗閃緑岩

内山層

尻高山層
手取層群

前期

貫入岩（Ⅰ）

黒菱山層
水上谷層

生
代

ジュラ紀

145.0

後期
中期

飛驒新期花崗岩類

前期
201.3

？

烏帽子山ﾏｲﾛﾅｲﾄ

マイロナイト化

三畳紀
宇奈月変成岩類
変成作用

古

252.2

舟川花崗岩
負釣山花崗岩
宇奈月花崗岩音谷班れい岩飛驒古期花崗岩類

白馬岳層･
小滝層

ペルム紀

青
海
Ｃ

生

298.9

来馬層群

弥太蔵谷石英閃緑岩

原岩

蓮華変成岩

代

石炭紀

変成作用

358.9

角閃岩

デボン紀

？

変成作用

超苦鉄質岩
？

飛驒帯
第 2. 1 図飛驒外縁帯 大江山帯
泊地域の地質総括図

−7−

蓮華帯

秋吉帯

中部更新統-完新統

歌中新統−下部更新統
古第三系
下部−上部白亜系

境川

白亜紀−前期更新世貫入岩類
下部白亜系

上路

下部ジュラ系

尻高山

飛驒帯構成岩類（三畳系−ジュラ系）
飛驒外縁帯ペルム系

笹川

秋吉帯石炭系−ペルム系

谷

上

水

蓮華変成岩類（石炭系）

白鳥山

超苦鉄質岩

小

ア
川

N

イ
サ
ワ
谷

黒菱山

犬ヶ岳

大地山

2 km

相又

谷

黒
部
川
谷

北又

第 2. 2 図

泊地域の地質概略図

つぼから構成される．下部 – 中部中新統は，南西地域では坪れる．十二貫野，棚山，音澤，船見野，浦山面は黒部川

野層，釈泉寺層，福平層が，中部から北東地域では雁蔵流域，城山，境面は北部の海岸沿いに分布する．各段丘層，羽 入 層，笹川層，最禅層が分付する．中部中新統

面構成層は，被覆風成層中のテフラ層（K-Tz，DKP，のしゃくせん じ

は にゅう

ふくひら

ささ がわ

がんぞう

さ ぜん

たか ばたけの高 畠 層がこれらの下位層を不整合で覆う．鮮新統かAT）の存在や比高から，十二貫野面構成層が MIS（酸ら下部更新統は，室田層，横尾層，宮崎層に区分される．

素同位体ステージ）6 以前，棚山面構成層が MIS6 ～ 5

室田層の下部には，笠 破 軽石質テフラが挟まれる．

前半，船見野面構成層が MIS4 ～ 3，浦山面・境面構成

むろ だ

かさやぶり

層は完新世に形成されたと考えられる．黒部市愛本から

2. 5

中部更新統 – 完新統

下流の黒部川沿いには，現在の黒部川が形成した扇状地性三角州を形成する礫層である現河床及び氾濫原堆積物

中期更新世 – 完新世の礫層は，段丘及び平地に分布すが広く存在する．また，朝日町宮崎から東の，ほぼ東西る．それらは主に本地域西部の黒部川流域と北部の海岸に延びる海岸沿いには礫質の海浜堆積物が分布し，さら付近に分布する．段丘は，上位の十二貫野面，中位の城にその陸側には完新世の砂層でつくられる海岸低地堆積

山，棚山，音澤面，低位の船見野，浦山，境面に区分さ物が分布する．

−8−

137̊45’E

糸魚川

青海

0

5 km

［泊］

［糸魚川］
37̊N
［小滝］

境川

朝日
小
川

小

犬ヶ岳

滝

川

大
所
川

朝日岳

来馬

黒

唐松岳
飛驒花崗岩類宇奈月変成岩類

舞鶴帯
秋吉帯

川

白馬岳

川

飛驒帯

姫

乗鞍岳

部

八方

［黒部］

36̊40’N

虫川層(ペルム系）
・
琴沢火成岩・変成岩類［大町］

ペルム紀付加コンプレックス

飛驒外縁帯

ペルム系正常層

蓮華帯
大江山帯

後期白亜紀貫入岩類

蓮華変成岩(石炭系）

親不知層・尻高山層など(下部～上部白亜系）
手取層群(下部白亜系）

超苦鉄質岩（含角閃岩）(時代未詳）

第 2.3 図［白馬岳］

来馬層群(下部ジュラ系）

第 2. 3 図泊及びその周辺地域の中・古生界地質概略図

−9−

青木湖

第3章

超苦鉄質岩及び角閃岩，蓮華変成岩類

（竹内
3. 1

される．また，泥質岩では Zone A，B とも黒雲母の形研究史及び概要

かなやまだにゆの たに成があるが，Zone A の高温側と Zone B ではざくろ石があげ ろ

新潟県糸魚川市の金山谷，湯ノ谷，上路集落西方及び
じょう ご だに誠）

い ぶりだに出現する．

下新川郡朝日町の漏斗谷や恵振谷には，蛇紋岩化した超また，辻森（2004）は蛇紋岩メランジュを構成する超苦鉄質岩中に蓮華変成岩類，角閃岩やひすい輝石岩など

苦鉄質岩中のクロムスピネルの化学組成を詳細に検討が岩塊として産する．

し，これらは沈み込み帯のマントルかんらん岩を起源とお うみがわ

本地域の湯ノ谷から金山谷及びその東方の青海川地域の結晶片岩について，Banno（1958）は Omi schist と呼び，した低 – 中程度の温度の変成かんらん岩が，より低温で蛇紋岩化したものと考えた．

泥質片岩の鉱物組み合わせから，緑泥石帯と黒雲母帯にひすい輝石は，小滝地域では河野（1939）によって初変成分帯した．松本（1980）は小滝地域の蛇紋岩中に結めて報告され，青海地域では茅原（1958）によって報告

晶片岩のほか，変斑れい岩，ざくろ石角閃岩，ひすい輝

された．それぞれ，1956 年と 1957 年に国指定天然記念石岩，曹長石岩，ロジン岩等の岩塊を見いだし，蛇紋岩物とされた．ひすい輝石岩はその内部構造によって 3 つメランジュとした．また，泥質片岩の鉱物組み合わせかのタイプに区分されている（茅原，1989）．ひすい輝石

ら緑泥石帯，ざくろ石帯，黒雲母帯に変成分帯した．結岩中のジルコンからは 519 ± 17 Ma，512.3 ± 6.9 Ma（二晶 片 岩 は， 約 300 Ma を 示 し（Shibata and Nozawa，

次イオン質量分析装置によるジルコンの局所 U-Pb 年代

1968；椚座ほか，2004），西南日本の中国地方の三郡 –測定法）の年代が得られており，沈み込み帯深部での超蓮華帯の変成岩に対比されている（Nishimura，1990）．

苦鉄質岩とアルカリ度の高い流体との交代作用の時期を辻森ほか（2000）は本地域の湯ノ谷からエクロジャイ示していると考えられている（茅原，1987；椚座ほか，

ト質藍閃石片岩を見いだし，Banno（1958）で示された

2002；Tsujimori et al.，2005）．本地域からは，金山谷か変成分帯よりも高圧型の変成帯の存在が明らかになっら坂田峠への支流に茅原（2000）によってひすい輝石岩

た．エクロジャイト質藍閃石片岩のフェンジャイトのの産地が記されているが，詳細は不明である．本調査にK-Ar 年代及び A-Ar 年代は約 340 Ma である（辻森ほか，

おいてもひすい輝石岩の存在は未確認である．

さか た2001）．Tsujimori（2002）はこの地域の蓮華変成岩類を

3. 2

エクロジャイトユニットと非エクロジャイトユニットと超苦鉄質岩（U）に区分した．エクロジャイトユニットは Banno（1958）
分布の南側の緑泥石帯にあたり，非エクロジャイトユニット

ながつがやま本地域北東部の歌集落から金山谷地域，長栂山
しなたに

は北側の緑泥石帯と黒雲母帯に相当する．エクロジャイ付近に比較的まとまった分布があり，榀谷中流部からアトユニットは，緑簾石藍閃石片岩相からエクロジャイト

イサワ谷にかけて断層沿いの狭長な分布がある．
産状と岩相相への累進変成作用を示し，さらに後退的に藍閃石片岩

歌集落から金山谷にかけての地域では，

相を経ている（辻森ほか，2000；Tsujimori，2002）．松

角閃岩体をわずかに含むのみで，その他の外来岩塊は含本ほか（2011）は，青海川沿いの非エクロジャイトユニッ

まず，ほとんど蛇紋岩からなる．榀谷中流からアイサワ

トは緑色片岩相から緑簾石角閃岩相を呈し，エクロジャ

谷にかけては，北東側に蓮華変成岩，南東側に来馬層群

イトユニットと累進変成作用の性質が異なるとして EAが断層で接し，その断層沿いに蛇紋岩が分布する．このユニットと呼んだ．

蛇紋岩は剪断変形を強く被っており，面構造が発達して本地域南東部に分布する変成岩類については，伊藤いる（第 3. 1 図 A）．長栂山付近では，ペルム系正常層（1966）や相馬ほか（1976）の研究がある．伊藤（1966）

白馬岳層の構造的上位に蛇紋岩がクリッペとして分布すは朝日岳から恵振谷付近の変成相を Zone I，Zone A，る．また北西 – 南東方向の高角度断層に沿って狭長な分

Zone B の 3 つに区分した．Zone I は弱い広域変成作用

布をする．
年代・対比

によるとされ，緑色片岩相中の石英 – 曹長石 – 白雲母 –超苦鉄質岩自体からの年代値の報告はな

緑泥石亜相とした．Zone A と Zone B は北又谷花崗閃緑い．時代未詳である．小滝地域の超苦鉄質岩は，それに岩による接触変成作用によるとし，塩基性岩では Zone

含まれるクロムスピネルの形態的特徴や約 300 Ma の高

A で安定な緑泥石が Zone B では消滅し，透輝石が形成

圧型結晶片岩を伴うことから，大江山帯の大江山オフィ− 10 −

第 3. 1 図超苦鉄質岩，角閃岩及び蓮華変成岩類の岩相
A：剪断変形を受けた蛇紋岩．湯ノ谷上部の林道．B：緑簾石角閃岩（060516-2），外波の南方．Ep：緑簾石，Hbl：普通角閃石．C：エクロジャイト質ざくろ石藍閃石片岩，湯ノ谷標高 520 m 付近の転石．Grt：ざくろ石．D：泥質片岩中の苦鉄質片岩（中央部），糸魚川市歌の海岸

オライトに対比されている（町・石渡，2010）．本地域

川 沿 い の 変 斑 れ い 岩 か ら 336 ± 13 Ma の 普 通 角 閃 石の超苦鉄質岩は小滝地域の超苦鉄質岩の延長であるのK-Ar 年代（柴田，1981）が報告されている．近畿地方

で，本地域の超苦鉄質岩は大江山帯の大江山オフィオラなどの大江山オフィオライトは角閃岩や変斑れい岩をイトに対比される．

伴っており（Kuroda，1985），鳥取県若桜地域の角閃岩

3. 3
分布

からは普通角閃石 K-Ar 年代として 469 – 444 Ma の年代

角閃岩（Oa）

が報告されている（西村・柴田，1989）．青海川地域の変斑れい岩は若桜地域の角閃岩よりかなり若い年代であそとなみ

外波集落の南と金山谷中流に分布する．

るが，変成作用による年代の若返りがある可能性がある．

産状

蛇紋岩中に長径 1，000 m の岩体として産する．

少なくとも角閃岩の一部は大江山帯の大江山オフィオラ

岩相

角閃岩は普通角閃石からなる濃緑色部と緑簾石

イトに含まれる角閃岩や変斑れい岩に対比されるものと又はクリノゾイサイト及びアルバイトからなる白色部か考えられる．

らなる（第 3. 1 図 B，第 3. 2 図）．普通角閃石は定向配3. 4列をなし，弱い面構造と強い一軸伸張の線構造が見られ

蓮華変成岩類（Re，Rm，Rp，Ru）

る．普通角閃石は柱状結晶であるが，緑簾石類は柱状あ
分布

るいは粒状結晶である．角閃岩が主体であるが，部分的

金山谷中流から北西へ榀谷にかけて分布し，上に塊状で斑れい岩の組織が残っており，角閃岩と変斑れ

路集落西の上路川北岸付近にも小分布がある．また，漏い岩は漸移的である（中水ほか，1989）．

斗谷付近から恵振谷にかけて分布する．歌集落の西方の

年代・対比

本地域の角閃岩からの年代は歌川のざく

海岸に小分布がある．
産状と岩相

ろ石角閃岩の転石より黒雲母 K-Ar 年代 442 Ma が報告されている（松本ほか，1981）．また，小滝地域の青海

本地域の蓮華変成岩類は超苦鉄質岩（蛇紋岩）分布域の南東部に分布し，長径数 km，短径 1 ～− 11 −

第 3. 2 図

角閃岩の薄片の偏光顕微鏡写真
A：緑簾石角閃岩（060516-2），外波の南方，直交ポーラー．Ep：緑簾石，Hbl：普通角閃石．B：同上，単ポーラー．

2 km のレンズ状岩体として産し，各岩体の境界断層にいては，松本ほか（2011）に詳しい．それによると，本沿って薄く蛇紋岩が分布している．周辺の地質体とは全地域の東隣の小滝地域の青海川流域には非エクロジャイて断層で接する．

トユニットが分布する．このユニットからは藍閃石の産

蓮華変成岩類は主として苦鉄質片岩からなり，泥質片出は認められず，全体的にカリ長石が産出し，緑色片岩岩を伴う．変成鉱物組み合わせより，エクロジャイト

相から緑簾石角閃岩相の比較的低圧の高圧中間型である（EC）ユニットと非エクロジャイト（non-EC）ユニットとされている．黒雲母帯の泥質片岩は，自形から半自形に区分されている（Tsujimori，2002）．ここでは，エクの 0.1 ～ 0.5 mm のざくろ石の斑状変晶と定向配列した

ロジャイトユニットを湯ノ谷エクロジャイトユニット，

黒雲母，緑泥石，白雲母が面構造を形成している（第 3. 5

非エクロジャイトユニットを青海川ユニットと呼ぶ．湯ノ谷エクロジャイトユニットは，榀谷，湯ノ谷にかけて細長い岩体として分布し，金山谷やアイサワ谷ではまと

0

N

1 km

まった分布は認められないが，藍閃石片岩が小岩体とし

尻高山
麻尾山

て分布する（辻森ほか，2000）（第 3. 3 図）．湯ノ谷エ
クロジャイトユニットは Banno（1958）の緑泥石帯の一

緑泥石帯

榀

部にあたり，青海川ユニットは緑泥石帯，ざくろ石帯，

坂田峠

谷

湯

黒雲母帯に区分される（松本ほか，2011）．

ノ谷

湯ノ谷沿いでは，下流側に青海川ユニットの緑泥石帯，上流側に湯ノ谷エクロジャイトユニットに属する結晶片

黒雲母帯岩が分布する（第 3. 3 図）．両者の境界付近より下流の

金山

標高 480 m 付近の転石として，エクロジャイト質藍閃石

谷

片岩が見いだされている（辻森ほか，2000）．本調査では，

ざくろ石帯

標高 630 m 付近の左岸側の蛇紋岩との境界近傍にエクロ
被覆層
安山岩

エクロジャイト質藍閃石片岩はざくろ石の斑状変晶と柱下部〜上部白亜系
下部白亜系

状のオンファス輝石が藍閃石と緑簾石からなるマトリッ
クス中に散在する（辻森ほか，2000）．苦鉄質岩ではざ

泥質片岩

ジャイト質藍閃石片岩を見いだした（第 3. 4 図 A，B）．

白鳥山

緑泥石
ざくろ石＋緑泥石

下部ジュラ系

黒雲母＋ざくろ石＋緑泥石

蓮華変成岩類（湯ノ谷エクロジャイトユニット）

緑簾石＋アクチノ閃石

くろ石藍閃石片岩（第 3. 1 図 C，第 3. 4 図 A，B），緑

蓮華変成岩類（青海川ユニット）

藍閃石片岩

角閃岩

エクロジャイト様藍閃石片岩

簾石藍閃石片岩，泥質片岩ではざくろ石フェンジャイト

超苦鉄質岩

エクロジャイト様藍閃石片岩（転石）

蓮華変成岩類の面構造の走向(Tsujimori, et al., 2000)

片岩（第 3. 4 図 C，D）からなる．ざくろ石は濃赤色で，径 5 mm の斑状変晶として含まれる．

第 3. 3 図

青海川ユニットの黒雲母帯は金山谷付近に分布し，この岩体の南側に細長く青海川ユニットのざくろ石帯が，また，湯ノ谷の下流側に，青海川ユニットの緑泥石帯が分布する（第 3. 3 図）．青海川ユニットの変成作用につ− 12 −

蓮華変成岩類の鉱物組み合わせ分布図
鉱物組み合わせは，金山谷周辺は松本ほか（2011）
及び Banno（1958），湯ノ谷は本研究による．湯ノ谷上流部のざくろ石帯の片岩より細粒であることと鉱物組み合わせより，緑泥石帯に属すると判断した．

図 A，B）．湯ノ谷の緑泥石帯では，苦鉄質片岩は緑泥石，ノ閃石，アルバイト，チタン石からなり，弱い面構造を

緑簾石，アルバイトを主とし，赤鉄鉱，方解石，アクチ

呈する．アクチノ閃石は面構造と平行でない方向にも向ノ閃石，チタン石などを伴う（第 3. 5 図 C，D）
．泥質

いており，接触変成作用による形成の可能性が高い．朝片岩は白雲母，緑泥石，石英，アルバイトからなる（第日岳から北又小屋に下る登山道の約 1，
315 m 付近の苦鉄

3. 5 図 E，F）．

質変成岩の転石は，角閃石片岩である．普通角閃石とア

蓮華変成岩類は，この他に，上路集落の西約 500 m 地

ルバイトからなる弱い面構造が認められる．
年代・対比

点に小分布がある．また，歌集落の西の海岸沿いに緑泥石帯に属する結晶片岩が分布する（第 3. 1 図 D）．

湯ノ谷エクロジャイトユニットのエクロ

ジャイト質藍閃石片岩のフェンジャイト K-Ar 年代及び漏斗谷から恵振谷にかけて分布する蓮華変成岩類は，

Ar-Ar 年代は，約 340 Ma である（辻森ほか，2001）．また，後期白亜紀の北又谷花崗閃緑岩の貫入により，接触変成

榀谷の湯ノ谷エクロジャイトユニットの結晶片岩より，作用を被り，初生的な変成相は不明で，未区分とした．

323.3 ± 8.0 Ma のフェンジャイト K-Ar 年代が報告され漏斗谷周辺では，片理が発達した苦鉄質片岩や泥質片岩ている（椚座ほか，2004）．青海川ユニットの黒雲母帯からなり，泥質片岩ではざくろ石，白雲母，黒雲母の形

では，金山谷の結晶片岩より 380.9 ± 7.7 Ma のフェン成が認められる．白雲母は定向配列をし，面構造を形成

ジ ャ イ ト K-Ar 年 代 が 報 告 さ れ て い る（ 椚 座 ほ か，

しているが，黒雲母の定向性は低く，黒雲母の形成は接

2004）．その他に小滝地域の青海川地域にて，泥質片岩

触変成作用による形成の可能性が高い．従って，漏斗谷

か ら 白 雲 母 K-Ar 年 代 と し て 309 Ma（Shibata and付近の変成岩はざくろ石帯に属する可能性が高い．しかNozawa，1968），青海川沿いにて，黒雲母帯の結晶片岩

し，その南西方向への分布が不明のため，変成分帯は困から 338.8 ± 6.9 Ma ～ 285.0 ± 5.9 Ma，緑泥石帯の結晶難なため，未区分とした．苦鉄質片岩は緑簾石，アクチ片岩から 311.8 ± 6.5 Ma ～ 262.2 ± 5.5 Ma，アイサワ谷

第 3. 4 図

蓮華変成岩類エクロジャイトユニットの偏光顕微鏡写真
A：エクロジャイト質藍閃石片岩（100517-9），湯ノ谷標高 630 m 地点，直交ポーラー．B：同上，単ポーラー．C：緑泥石
白雲母ざくろ石片岩（100517-8），湯ノ谷標高 610 m 地点，直交ポーラー．D：同上，単ポーラー
Omp：オンファス輝石，Ms：白雲母，Grt：ざくろ石，Gln：藍閃石，Ab：アルバイト，Qz：石英．

− 13 −

第 3. 5 図蓮華変成岩非エクロジャイトユニットの偏光顕微鏡写真
A：白雲母黒雲母ざくろ石片岩（060804-4），金山谷，直交ポーラー．B：同上，単ポーラー．
C：緑泥石片岩（100517-1），湯ノ谷標高 380 m 地点，直交ポーラー．D：同上，単ポーラー．
E：緑簾石緑泥石片岩（100517-3），湯ノ谷標高 420 m 地点，直交ポーラー．F：同上，単ポーラー．
Chl：緑泥石，Bt：黒雲母，Grt：ざくろ石，Ms：白雲母，Pl：斜長石，Qz：石英 Hem：赤鉄鉱，Ep：緑簾石．

から 338.0 ± 6.9 Ma のフェンジャイト K-Ar 年代が報告

Nakajima，1997），辻森ほか（2000）は年代や構造発達されている（椚座ほか，2004）．

史の異なる大江山オフィオライトと蓮華変成岩類を一括

大江山オフィオライトと約 300 Ma の高圧型結晶片岩

して扱うのは不適当とし，約 300 Ma の高圧型結晶片岩を合わせて，従来，三郡 – 蓮華帯または蓮華帯と呼ば分布地域を蓮華変成帯と呼んだ．そのため，本報告ではれてきたが（Nishimura， 1990， 1998；Isozaki，1996；

蓮華変成岩類分布域を蓮華帯と呼ぶことにする．

− 14 −

第4章

ペルム紀付加コンプレックス

（竹内
4. 1

誠）

の玄武岩類とあわせて青海石灰岩層群と命名したが，長研究史及び概要

森ほか（2010）は，層群を構成する層が定義されていな

糸魚川，小滝及び泊地域の秋吉帯構成岩類は石炭 – ペ

いこと，そして岩相名 + 層群との表記が地層命名規約

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に反することから，石灰岩体に対してのみ「青海石灰岩」

スと，チャート – 砕屑岩の海洋プレート層序をもつ姫川との名称を与え，青海石灰岩下部の玄武岩類を含めて青コンプレックスからなる（長森ほか，2010）．青海コン

海コンプレックスとした．

プレックスと姫川コンプレックスは，衝上断層で接し，層序・岩相及び地質構造

おう み

石灰岩体は周囲の地質と断青海コンプレックスが構造的上位に位置するが，小滝及層で接した孤立した岩体である．小滝地域では下位の玄び糸魚川地域の田海川上流部では高角度断層で接する．

武岩と一部漸移関係にあるが，本地域には玄武岩は分布と うみ がわ

本地域では，北東端にわずかに青海コンプレックスの青しない．石灰岩は，岩体全体としての層厚は約 1，000 m

海石灰岩が分布するのみである．

（長谷川・小松，1988）であるが，本地域では約 200 ～青海石灰岩の研究は，長森ほか（2010）や竹内ほか

300 m の部分が分布する．本地域に分布する石灰岩は（2015b）によると，早坂（1918）以降極めて多く，層Pseudoschwagerina 帯及び Pseudofusulina 帯の部分が分布序あるいは一般的な地質の研究（たとえば，長谷川ほか，するとされている（長谷川・後藤，1990）．石灰岩は塊

1969，1982 など）や多岐にわたる分類群の古生物学的状で灰 – 灰白色を呈する．

研究が行われている．一方，堆積学的研究が行われるようになったのは比較的最近になってからであり，狩野・ 吉 田（1994）， 中 澤（1997，1998，1999，2001），
国際層序区分

相解析により，礁の発達過程などが明らかにされてきた．
Guadalupian

青海コンプレックスの石灰岩体は周囲の岩石や地層と約 1，000 m（ 長 谷 川・ 小 松，1988） で，Endothyra 帯，
Eostaffella-Millerella 帯，Profusulinella 帯，Fusulina-

Cisuralianは一部漸移関係にある．紡錘虫化石により石灰岩は層厚Permian

断層で接した孤立した岩体であるが，下位の玄武岩類とFusulinella 帯，Triticites 帯，Pseudoschwagerina 帯，
Pseudofusulina 帯，Parafusulina 帯，NeoschwagerinaColania 帯，Yabeina-Lepidolina 帯 の 10 化 石 帯 に 分 帯 さ

長谷川・後藤（1990）の
化石帯区分

Capitanian(Middle)YabeinaLepidolina 帯

Wordian(Murgabian)Kungurian(Bolorian)

SakmarianAsselian

背 礁 の 砂 浜 – 礁 湖 の 堆 積 物 な ど が み ら れ る（ 中 澤，

4. 2

Missi.(pt)1997；Nakazawa，2001）．

Pennsylvanian

岩は下部石炭系（ミシシッピー亜系）ビゼーアン階から
Carboniferous

Gzhelian

ものであり，礁斜面の重力流堆積物，礁中核部の堆積物，

青海コンプレックス（Om）

名称・定義 「青海石灰岩」の名称は，旧青海村に分布する石灰岩に対して早坂（1921）が最初に使用した．
長谷川ほか（1969）などは，この地域の石灰岩体を下位− 15 −

Parafusulina 帯

Pseudofusulina 帯

Artinskian(Yakhtashian)Kashimovian

ある．青海石灰岩は海洋島の礁複合体として形成されたNeoschwagerinaColania 帯

Roadian(Kubergandian)

れる（長谷川・後藤，1990；第 4. 1 図）．これらの石灰
中部ペルム系（グアダルピアン統）キャピタニアン階で青海石灰岩

括弧内：テチス地域での区分

Moscovian

Bashkirian

Pseudoschwagerina 帯

Triticites 帯

FusulinaFusulinella 帯
Profusulinella 帯

Serpukhovian

EostaffellaMillerella 帯

ViseanEndothyra 帯

石灰岩

玄武岩類

第 4. 1 図 青海石灰岩の層序
長森ほか（2010）を一部修正 .

層厚 約 1000 m

Nakazawa（2001），早川ほか（2008）による詳細な微岩長谷川・後藤（1990）らは青海石灰岩の紡錘虫生層序の断層が設定しているが，実際には小規模な断層が数多分帯を基に岩体内部の地質構造を推定した．それによるく存在し，地質構造はかなり複雑である（長森ほか，と青海石灰岩は全体として南西傾斜で，北東部に石炭系

2010）．

が，南西部にペルム系が主に分布する．長谷川らは数条− 16 −

第5章

ペルム紀正常層

（竹内
5. 1

誠）

帯柿迫層産のものと類似することが指摘されている研究史及び概要（Konishi，1956；神谷・児子，1996；Niko and Yamagiwa，

しろうまだけ石井（1937）は 7 万 5 千分の 1 地質図幅「白馬嶽」にて，白馬岳から蓮華地域の地質を総合的に初めて報告し

1998；中澤ほか，1998；田沢ほか，2002；田沢，2004；
茨木ほか，2009）．

たが，古生界についてはペルム系及び石炭系とし，明確

小滝コンプレックスとされた地層は，剪断変形が強いな区分はなされていなかった．槇山（1950）はこの地域部分が多く，本来の層序を復元することは難しいが，変の堆積岩と変成岩を一括して蓮華変成岩と呼んだ．加納

形を免れている部分も認められ，また構成する岩石の組（1975）や相馬ほか（1976）は白馬岳から西方の清 水岳

み合わせも考慮して総合すると，これらの地層は付加体地域を調査し，再結晶度や片理面の発達が弱く，原岩のに特徴的なチャート – 砕屑岩シーケンスは認められず，組織や構造をよく残した地層が分布し，特に中性 – 酸性

むしろ正常層の白馬岳層との類似点が多い．このようなの火山砕屑岩を原岩とする岩石が多いことに注目していことから長森ほか（2010）ではこれらの地層を正常層とる．高野・小松（1984）は白馬岳付近の地層を泥岩や砂見なし，小滝層とした．小滝層は白馬岳層と分布域が離岩泥岩互層を基質とし，チャート・石灰岩・変玄武岩・れており，直接の層序関係は認められないが，岩相や産変斑れい岩・蛇紋岩などの岩塊を含むオリストストロー

出する放散虫化石年代が類似することから，白馬岳層にム（メランジュ）とした．そして小松ほか（1985）は，対比されると考えられる．

しょう ず だけ飛驒外縁帯を飛驒帯がナップとして移動した際の下底に5. 2形成された蛇紋岩メランジュであるとした．滝沢ほか

白馬岳層（St，Sa）（1995）は白馬岳西方のチャートから中期ペルム紀放散
名称・定義

虫化石を初めて報告した．

竹内ほか（2001）にて命名．竹内（2002）

竹内（2002）は 5 万分の 1 地質図幅白馬岳地域（中野にて詳細な記載がなされ，竹内ほか（2004）にて玄武岩

ほか，2002）の調査の過程において，白馬岳メランジュの枕状溶岩を含む珪長質火砕岩からなる下部層，砂岩をとされていた地層が火山砕屑岩を主とする正常層で，蛇挟む泥岩を主とする中部層，石灰岩角礫を含む珪長質火紋岩は初生的にはナップとして正常層の上位に位置する

砕岩，珪質凝灰岩を主とする上部層に区分された．このこと，メランジュ中のブロックとされていた斑れい岩がように白馬岳地域に分布する珪長質火砕岩類を主とする

白馬岳層に貫入していることなどを報告した．竹内ほか

ペルム系正常層を白馬岳層とする．

（2004）は，白馬岳層を下部層，中部層，上部層に区分

分布した．大所川上流域の白馬岳層由来の礫岩岩塊中の石灰層序・岩相

本地域の南東縁の長栂山付近に分布する．
長栂山付近の本層は淡緑色を呈する細粒岩礫よりデボン紀サンゴ類が報告され，この石灰岩礫は– 中粒珪長質凝灰岩，ラピリサイズの凝灰角礫岩（St）

飛驒外縁帯のデボン系に由来すると考えられた（茨木・及び破断された泥岩・珪長質凝灰岩互層（Sa）からなる．

児子，2012）．

凝灰岩及び凝灰質岩は長栂山の稜線とその西側山腹，泥一方，田沢ほか（1984）及び宇治原（1985）は青海石

岩・珪長質凝灰岩互層は長栂山東側の山腹に分布する．

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泥岩・珪長質凝灰岩互層は剪断変形により，泥岩中にレ報告し，宇治原（1985）はこれらの地層を小滝オリスト

ンズ状あるいは角礫状の珪長質凝灰岩が含まれる岩相を

ストローム層と呼んだ．河合・竹内（2001）はこれらの呈する．まれに泥岩中にチャート様の珪質凝灰岩層が挟地層を小滝コンプレックスと呼び，田沢ほか（2002）はまれることがある．

秋吉テレーン（帯）に属するペルム紀付加体とした．小

模式地の白馬岳地域では，全層厚は最低 500 m とされ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ているが（中野ほか，2002），本地域の白馬岳層は，周には石灰岩の転石が分布し，これらからは前期石炭紀の辺の蛇紋岩と断層で接し，また露頭の露出状況が悪く，サンゴ類や石灰藻類，デボン紀のサンゴ類などの化石が本地域における層厚は不明である．

産する．岩相や化石相からはこれらの石灰岩はペルム紀

長栂山の北約 1 km 地点から西側に下る沢の標高 1，800

付加体中の青海石灰岩とは異なり，むしろ古生界正常層m 付近では，白馬岳層の凝灰岩に角閃石斑れい岩が貫入である飛驒外縁帯一ノ谷層，南部北上帯鬼丸層，黒瀬川した転石が認められる（第 5. 1 図）．このような角閃石− 17 −

第 5. 1 図

白馬岳層に貫入する斑れい岩
A：白馬岳層珪長質凝灰岩に貫入する角閃石斑れい岩，長栂山北方．B：角閃石斑れい岩 .

斑れい岩の貫入は白馬岳地域にて報告されている（中野

角礫岩で，10 ～数十 cm の玄武岩礫と細粒の玄武岩砕屑ほか，2002）．

粒子からなる（第 5. 2 図 A）．一部緑色砂岩の部分もあ化石

本地域の白馬岳層から，化石は報告されていなる（第 5. 2 図 B）．黒色泥岩と互層する苦鉄質火砕岩は，

い．白馬岳地域の珪質凝灰岩中より，中期ペルム紀の放灰緑色の中粒 – 粗粒苦鉄質凝灰岩または凝灰質砂岩であ散虫化石（滝沢ほか，1995），白馬鑓ヶ岳付近の黒色頁る（第 5. 2 図 C）．泥岩と互層する珪長質凝灰岩はやや岩と灰色珪長質凝灰岩より中期ペルム紀の放散虫化石

珪質な酸性凝灰岩である（第 5. 2 図 D）．これらの岩石（竹内ほか，2001）が報告されている．また白馬岳地域

は少なからず剪断変形を受けており，剪断による面構造の大所川上流域の本層礫岩岩塊中の石灰岩礫より前期デが発達したり（第 5. 2 図 A），凝灰岩がレンズ状に破断

ボン紀のサンゴ化石が報告され，石灰岩礫は飛驒外縁帯されたり（第 5. 2 図 D）している．露頭の連続性が良のデボン系に由来したものとした（茨木・児子，2012）．

くないので，これらの岩相の層序関係は不明である．

やり が たけ化石

5. 3

小滝層（Co）

田沢ほか（1984）は小滝地域内の小滝川沿いの泥 質 岩 よ り，Pseudoalbaillella aﬀ．Longicornis Ishiga &Imoto，1980 と Pseudoalbaillella sp. の放散虫化石を発見

名称・定義

宇治原（1985）は小滝オリストストロー

し，本層の堆積年代を中期ペルム紀とした．宇治原（1985）

ム層と命名し，付加コンプレックスと位置付けたが，長は，小滝川沿いの灰白色珪質頁岩より，Paronaella（?）

森ほか（2010）は，青海石灰岩西側に分布する緑色岩，

sp.，Pseudotormentus sp.，Nazarovispongus（?）sp. な ど

砂岩，泥岩，珪長質凝灰岩，珪質凝灰岩からなるペルムの放散虫化石を見いだし，田沢ほか（1984）が示した時系正常層と再定義した．

代と同時代としている．河合・竹内（2001）も小滝川沿

分布

歌集落周辺の海岸沿いにわずかに分布する．

層序・岩相

いの珪質泥岩（田沢ほか，1984 と同一地点）とチャー

苦鉄質火砕岩，破断された泥岩・苦鉄質ト（本報告でいう珪質凝灰岩）から Follicucullus sp. の火砕岩互層，泥岩・砂岩互層及び泥岩・珪長質凝灰岩互

放散虫化石を報告し，中期ペルム紀の後期としている．

層などからなる．苦鉄質火砕岩は，緑色の玄武岩質火山− 18 −

第 5. 2 図

小滝層の岩相A：玄武岩質火山砕屑岩，歌の西方の投岩．B：剪断変形を受けた緑色砂岩，歌の西方海岸．C：破断された灰緑色凝灰岩・黒色泥岩互層，歌の西方の鬼ケリ岩．D：酸性凝灰岩を挟む泥岩，歌の西方海岸．

− 19 −

第6章

宇奈月変成岩類

（竹内
研究史

誠）

飛驒帯に分布する変成岩の調査研究は，大塚る（椚座・金子，2001）．これらのことから，宇奈月変（1891）の 20 万分の 1 地質図幅「富山」などで行われた．

成岩類の原岩は石炭紀にリフト堆積物として堆積し，そ石井（1937）は 7 万 5 千分の 1 地質図幅「白馬嶽」におの後飛驒片麻岩類と共に飛驒変成作用を被ったとされた

いて，宇奈月変成岩類の分布を示しているが，それらの（ 椚 座・ 金 子，2001； 椚 座 ほ か，2006； 椚 座・ 後 藤，変成岩を領家変成岩類としている．石岡（1949）は黒部

2006；椚座ほか，2010）．角閃石の K-Ar 年代などの 240

川下流域より，十字石片岩の産出を報告し，Ishioka and～ 210 Ma の年代は変成帯の上昇に伴う冷却年代と見な

Suwa（1954，1956）によって詳細に記載された．またされている（椚座ほか，2010）．また 200 ～ 180 Ma の

Ishioka and Suwa（1954）は黒部川下流域に分布する結花崗岩質マグマの貫入による接触変成作用を受けている晶片岩類をエボシ山グループと呼んだ．この間，ひだぐことも明らかになっている（椚座・金子，2001）．

るーぷ（1953）や小林（1958）などの研究報告がある．

概要

中圧型の変成相系列をもつ結晶片岩からなり，

加納（1973）は飛驒帯東部の地質をまとめ，飛驒変成

苦鉄質片岩，珪長質片岩，石灰質片岩からなる．黒部市

岩類を片麻岩類と結晶片岩類に区分し，結晶片岩類のみ

宇奈月町内山の北東から南方へ連続性が良く分布するをエボシ山層群とし，片麻岩類を片貝川層群とした．加が，音谷及び舟川ダムの上流域には深成岩中の巨大な岩納（1973）は，エボシ山層群は片貝川層群の上位に不整体として分布し，連続性は悪い．西側の岩体では，累進合にのっていた疑いがあるとしている．広井（1974）は的な変成相分帯がなされており，最も北部でクロリトイ

片麻岩類と結晶片岩類の間に 50 m 前後のカリ長石斑状ド帯，音澤付近から「黒部」図幅地域の烏帽子山付近ま

変晶圧砕片麻岩の分布を報告し，圧砕片麻岩の西側に分で十字石 – 黒雲母帯，その南で藍晶石 – 黒雲母帯，烏帽布する片麻岩類を黒部片麻岩類，東側の結晶片岩を宇奈

子山南方から片貝川地域にかけて珪線石帯に分帯されて月片岩類と呼んだ．しかし，広井（1978）では片貝川グいる（Hiroi，1983）（第 6. 1 図）．

かたかいがわループと宇奈月グループと呼んでいる．また，Hiroi et

宇奈月変成岩類は層理や葉理などの原岩構造が残存しal．（1978）は宇奈月グループの結晶質石灰岩からコケており，その層序は，最下部に細粒結晶質石灰岩，泥質虫と有孔虫化石を報告し，その原岩が上部石炭系である片岩，石英長石質片岩，塩基性片岩と砂質泥質片岩の互ことを報告した．さらに，片貝川グループは宇奈月グルー層が重なるとされている（広井，1978）．本地域には，

プに衝上したとし，両者を介する衝上断層をエボシ山衝

泥質片岩は少なく，石灰質片岩（結晶質石灰岩），珪長

上断層と命名した．広井（1980）は岩石学的研究を行い，質片岩（石英長石質片岩），苦鉄質片岩（塩基性片岩）

十字石片岩が複変成作用を被っていることを明らかにが主として分布する．

し，また Hiroi（1983）は変成分帯を行い，日本で初めて中圧型変成相系列を報告した．Hiroi（1981）は宇奈

石灰質片岩（Zl）

月結晶片岩分布域を宇奈月帯と呼び，飛驒片麻岩帯から

分布

分離した．

おい つるし音澤から北へ黒部川の右岸，音谷流域，負 釣山西方など．
産状

その後，宇奈月変成岩類と飛驒片麻岩類のジルコンのSHRIMP 年代，モナザイトの U-Th-Pb EMP 化学年代が苦鉄質片岩や珪長質片岩に挟まれたり，花崗岩

中に捕獲岩として産する．層厚は 1 ～ 20 m である．
岩相

報告され，これらの年代には 275 ～ 240 Ma のものが多中粒 – 粗粒の結晶質石灰岩として産することがい．宇奈月変成岩類に貫入する宇奈月花崗岩体は約 250

多く，白色部と暗灰色部からなり，延性変形を被って，Ma の EMP 化学年代を示す変花崗岩であり，約 2.5 億年

片理が発達している．5 ～ 10 cm 程度の薄互層状や塊状をピークとする衝突型の飛驒変成作用（Hiroi，1983）

を呈する．ほとんどが方解石からなる部分や透輝石を含を被ったとされた（椚座ほか，2010）．一方，飛驒片麻

む部分などがある．

岩類や変花崗岩類中の閃ウラン鉱の U-Th-Pb EMP 化学

まれに珪灰質片岩が分布する．音谷標高 400 m 地点の

年代は熱水活動によるジルコンの再結晶によるとされ，分岐から東に入った支流の標高 440 m 付近では，白色のその年代は約 240 Ma と 200 Ma を示し，240 Ma の年代

石灰質片岩中に暗赤色のざくろ石密集部がレンズ状に含はジルコンとモナザイトの年代と一致することなどかまれる（第 6. 2 図）．ざくろ石と透輝石からなる部分もら，飛驒変成作用のピークの最終年代を示すとされてい認められる．この岩体の幅は約 1 m である．

− 20 −

負釣山

クロリトイド帯
内山
音澤

音
谷

［泊］
［黒部］
鋲ヶ岳
十字石−黒雲母帯
太弥エボシ山衝上断層

蔵
谷

宇奈月温泉
黒

0

500 m

部

烏帽子山
藍晶石−黒雲母帯

宇奈月変成岩類（非石灰質）

川

宇奈月変成岩類（石灰質）
烏帽子山マイロナイト
アイソグラッド断層

第 6. 1 図

宇奈月変成岩類の分布と変成相
黒部地域の変成岩分布と変成分帯のアイソグラッドは Hiroi（1981）による．

←第 6. 2 図

− 21 −

石灰質変成岩音谷標高 400 m 地点の分岐から東に入った支流の標高 440 m 付近．Grt：ざくろ石

年代

珪長質片岩（Zf）

宇奈月町明日の東方で，結晶質石灰岩中から，

分布

コケ虫や有孔虫（Climacammina cf．antiqua（Brandy），C．
spp.，Tetrataxis sp.，Bradyina sp.）などの後期石炭紀のら内山南方．
産状化石が発見され（Hiroi et al.，1978），宇奈月変成岩類の原岩は上部石炭系であることが明らかになっている．

音谷中流域，舟川ダム南東域，宇奈月町栗虫か
珪長質片岩は層厚数～数十 m の苦鉄質片岩を数層挟み，全体として層厚約 500 m である．飛驒古期花
崗岩類や飛驒新期花崗岩に貫入されて，これらに取り囲まれた岩体となって産する（第 6. 3 図）．

弥太蔵谷石英閃緑岩
負釣山花崗岩流紋岩脈

舟川花崗岩
宇奈月花崗岩音谷斑れい岩

第 7.5 図 B-D

珪長質片岩

第 7.2 図 A, B, C

苦鉄質片岩
石灰質片岩
マイロナイト化部分

第 7.3 図 A

面構造の走向・傾斜剪断帯
第 7.3 図 D

55

70 40
80 35
50

剪断帯

70
80

50
60

第 6.5 図 C

30
15

75

25

70
35
50

15

第 6.5 図 A

30
65
80
35
80

50
50

50
60 40

剪断帯

100 m

第 6. 3 図

宇奈月変成岩，飛驒古期花崗岩類及び飛騨新期花崗岩類の産状を示すルートマップ
舟川ダム上流の林道．本図は，国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

− 22 −

第 6. 4 図岩相

宇奈月変成岩類の岩相
A：珪長質片岩（100509-10），負釣山西方林道．B：緑色苦鉄質片岩（101011-1），内山の南方の沢．C：泥質片岩（130923-1），
負釣山西方林道．D：ヤタゾー谷石英閃緑岩中の泥質片岩捕獲岩（100518-5），音谷．

産状

白色 – 淡桃色で，片理が発達している（第 6. 4

苦鉄質片岩は層厚数～ 10 m の珪長質片岩を数図 A）．片理に平行に石英脈の形成も認められる．斜長層挟み，全体として層厚は約 500 m である．飛驒古期花

石や石英のやや大きめの結晶を含み，基質は細粒の石英

崗岩類や飛驒新期花崗岩に貫入されて，これらに取り囲と斜長石，白雲母からなる（第 6. 5 図 A，B）．この岩まれた岩体となって産する．
岩相

石は酸性火山岩を原岩としていると考えられ，やや大き

灰緑色 – 暗緑色を呈し，片理が発達している（第めの結晶は残斑晶とみなされており，この岩石をレプタ

6. 4 図 B）．苦鉄質片岩は全体として細粒で，鉱物組み

イトと呼んでいる（Ishioka and Suwa，1954，1956）．

合わせは以下の通りである．

年代

普通角閃石＋緑簾石±黒雲母±白雲母＋斜長石で，チ音澤付近の本岩より，212 ± 2 Ma（黒雲母 –全岩），227 ± 3 Ma，234 ± 4 Ma，240 ± 25 Ma（以上

タン石，燐灰石，方解石，電気石，不透明鉱物等を伴う

白 雲 母 – 全 岩 ） の Rb-Sr 年 代，496 ± 35 Ma の 全 岩（第 6. 5 図 C – F）．黒雲母は一部あるいは全部が緑泥石

Rb-Sr 年 代（ 山 口・ 柳，1968；Yamaguchi and Yanagi，化しているものが認められる．
苦鉄質片岩は一部で泥質片岩を伴う（第 6. 4 図 C，

1970），248 Ma の 黒 雲 母 – 全 岩 Rb-Sr 年 代（Shibata et

第 6. 5 図 G – H）．泥質片岩の分布は小規模なので地質

al.，1970）が報告されている．

図では省略した．泥質片岩は黒色で，黒雲母，白雲母，
苦鉄質片岩（Zm）

石英，斜長石を主とし，チタン石や燐灰石を伴う．また，

分布

泥質片岩は弥太蔵谷石英閃緑岩中の捕獲岩としても産す

音谷中流域，舟川ダム南東域，宇奈月町栗虫から内山南方．

る（第 6. 4 図 D）

− 23 −

第 6. 5 図

宇奈月変成岩類の薄片の偏光顕微鏡写真
A：珪長質片岩（100510-7），宇奈月町中谷東方，直交ポーラー．B：同上，単ポーラー．C：緑簾石黒雲母片岩（101011-6），
宇奈月町内山南方の沢，直交ポーラー．D：同上，単ポーラー．E：緑簾石普通角閃石片岩（101011-5），宇奈月町内山南
方の沢，直交ポーラー．F：同上，単ポーラー．Qz：石英，Pl：斜長石，Bt：黒雲母，Ms：白雲母，Ep：緑簾石，Tur：電気石，Hbl：普通角閃石．G：黒雲母片岩（100510-8），宇奈月町中谷東方，直交ポーラー．H：同上，単ポーラー− 24 −

第7章

飛驒花崗岩類

（竹内
7. 1
研究史

誠）

加納（1989）は北又小屋付近の北又谷花崗岩の黒雲母研究史及び概要

K-Ar 年代 71 Ma と 83 ± 3 Ma を報告し，飛驒花崗岩か礒見・野沢（1957）は，飛驒帯中の船津花崗ら分離し，新期の花崗岩とした．また，内海ほか（1995）

閃緑岩を，赤桃色で多くは微斜長石斑晶を伴う花崗閃緑

はこの岩体から黒雲母 K-Ar 年代 89.0 ± 1.1 Ma，普通角岩からなる船津型，優黒色で，多くは角閃石結晶が発達

閃石 K-Ar 年代 85.1 ± 1.1 Ma を報告している．

ふな つ

しも

して線構造をもつ花崗閃緑岩又は石英閃緑岩からなる下高木・原（1994）は，太田（1961a，b）や加納（1973）

之本型に区分し，下之本型が船津型より古い活動とした．

で宇奈月花崗岩と変斑れい岩の複合岩体とされた岩体中

河合・野沢（1958）は，飛驒地域の古生代末又は中生代の花崗岩質部と宇奈月付近に分布する宇奈月花崗岩の変初めの深成作用に関係して生成されたと考えられる花崗形の相違から，両者を分離した．さらに高木・原（1994）

岩類を船津花崗岩類と呼んだ．また，柴田・野沢（1984）

は，加納（1973）で音谷上流部の宇奈月カリ長石斑状変は三畳紀 – ジュラ紀花崗岩類を総称して船津花崗岩類と晶片麻状花崗岩体とされた部分が烏帽子山周辺の花崗岩した．

質片麻岩と異なることから，舟川花崗岩と命名した．高の もと

加納（1990）は下之本型の大熊山花崗岩体が船津型の木・原（1994）は，太田（1961a）の Syntexite 帯を石英

伊折花崗岩体に貫入することを報告し，下之本型が早期閃緑岩とした．高木・原（1994）は，剪断帯の剪断セン

で船津型が後期という区分はできないとした．そして変スを調べ，飛驒片麻岩類と宇奈月変成岩類の接合のあと，形を被っているもの（前期）と非変形のもの（後期）に230 ～ 210 Ma の右横ずれのマイロナイト化（小松ほか，区分した．また，これらの中生代前期の花崗岩類を飛驒

1993）を受け，さらに烏帽子山マイロナイト（Katoh et

花崗岩類と呼んだ．

al.，1989），宇奈月結晶片岩，宇奈月花崗岩に認められ

い おり

椚座・金子（2001）や椚座ほか（2006）は花崗岩類から閃ウラン鉱の U-Th-Pb EMP（Electron microprobe）化

る正断層の延性剪断運動がジュラ紀の花崗岩類の貫入に伴って生じたとした．

学年代を報告し，飛驒変成作用に関係する約 300 ～ 220

また，各種放射年代が報告され，Katoh et al.（1989）

Ma の花崗岩類を飛驒変花崗岩類，ジュラ紀の花崗岩類

は Rb-Sr 鉱物年代として，烏帽子山マイロナイトからを飛驒花崗岩類と呼んだ．また，Takahashi et al．（2010）229.5 ± 18.5 Ma，宇奈月花崗岩から 181.0 ± 1.3 Ma，弥は早月川周辺に分布する花崗岩マイロナイト及び花崗岩

太 蔵 谷 石 英 閃 緑 岩 か ら 174.2 ± 3.4 Ma を 報 告 し た．

マイロナイトに貫入する非変形花崗岩のジルコン

Horie et al．（2010）は，音澤付近の花崗岩より 229 ± 8

SHRIMP 年代から，マイロナイト化は 240 ～ 191 Ma，

Ma と 256 ± 2 Ma の U-Pb 年代を報告した．また，Horie

おそらく 215 ～ 211 Ma 頃とした．これらの飛驒帯の花

et al．（2013）は音谷の石英閃緑岩から 191.1 ± 0.3 Ma

崗岩類について，ペルム紀～三畳紀（250 Ma 前後）にの U-Pb 年代を報告した．
概要

貫入し，一部でマイロナイト化を受けている花崗岩類を

Takahashi et al．（2010）に従い，ペルム紀～三飛驒古期花崗岩類，ジュラ紀の非変形花崗岩類を飛驒新

畳紀に貫入し，一部三畳紀のマイロナイト化を受けてい期花崗岩類と呼んだ．

る深成岩類を飛驒古期花崗岩類とし，未変形のジュラ紀

本 地 域 の 飛 驒 変 花 崗 岩 類 や 飛 驒 花 崗 岩 類 は，石井深成岩類を飛驒新期花崗岩類とする．飛驒古期花崗岩類（1937）によって，石英閃緑岩，片状花崗閃緑岩，閃雲で最も古いものは音谷斑れい岩で，宇奈月花崗岩が貫入

花 崗 片 麻 岩， 片 状 閃 雲 花 崗 岩 な ど と 呼 ば れ て い た．

している．中粒黒雲母花崗岩からなる舟川花崗岩がこれ

Ishioka and Suwa（1954，1956）は宇奈月東方の深成岩らに貫入している（第 7. 1 図）．舟川花崗岩には優白質

やた ぞう だに類を弥 太 蔵 谷 グループと呼んだ．太田（1961a，b）は，花崗岩からなる負釣山花崗岩が密接に伴っている．以上

宇奈月周辺の地質図を示し，本地域の黒部川から東に，の深成岩類は局所的にマイロナイト化を受けている．エ

宇奈月花崗岩，宇奈月変斑れい岩，弥太蔵谷片麻状閃緑

ボシ山衝上断層西側にはカリ長石のポーフィロクラスト

岩帯（Syntexite 帯），北又谷花崗岩が分布するとした．

が特徴的な烏帽子山マイロナイトが分布する．音谷中流，

加納（1973）は，Syntexite 帯の音谷上流部で宇奈月カリ

音谷上流，負釣山西方などに，飛驒花崗岩類の弥太蔵谷

長石斑状変晶片麻状花崗岩体を区分し，圧砕作用を被っ

石英閃緑岩が小岩体として分布する．

た岩体を示している．

椚座・金子（2001）や椚座ほか（2006）は，上述のと− 25 −

(Ma)
145.0

中期

中

前期

弥太蔵谷石英閃緑岩

201.3

174.2 ± 3.4 Ma (Katoh et al., 1989)
191.1 ± 0.3 Ma (Horie et al., 2013)

生

215 - 211 Ma (Takahashi et al., 2010)

マイロナイト化

三畳紀

負釣山花崗岩± 8 Ma, 256 ± 2 Ma
宇奈月花崗岩 229(Horie et al., 2010)

烏帽子山マイロナイト
229.5 ± 18.5 Ma(Katoh et al., 1989)

音谷斑れい岩宇奈月変成岩類

飛驒古期花崗岩類

代

舟川花崗岩

飛驒新期花崗岩類

ジュラ紀

後期

変成作用
248 - 210 Ma(Yamaguchi & Yanagi, 1970,
Shibata et al., 1970)

252.2

古 生 代

298.9

ペルム紀

原岩
石炭紀

358.9

第 7. 1 図

飛驒花崗岩類の相互関係と放射年代
矢印は貫入関係を示す

おり，飛驒変成作用に関係する約 300 ～ 220 Ma の花崗貫入する（加納，1973）．
岩相

岩類を飛驒変花崗岩類，ジュラ紀の花崗岩類を飛驒花崗

暗緑色の中粒 – 細粒普通角閃石斑れい岩で，一岩類としたが，マイロナイト化を受けている舟川花崗岩部普通角閃石の自形結晶が目立つ斑状組織（第 7. 2 図や負釣山花崗岩などは，変成作用を受けておらず，変成

A – C）を呈するものもある．普通角閃石の定向配列が作 用 で 区 分 す る こ と は 困 難 と 考 え，Takahashi et認められるものもある（第 7. 2 図 A）．

al.（2010） に 従 い， マ イ ロ ナ イ ト 化（215-211 Ma 頃 ）斑状の斑れい岩は，半自形の普通角閃石と半自形の斜を受けている飛驒古期花崗岩類と受けていない飛驒新期長石を主とし，それらの間を細粒の斜長石や普通角閃石

花崗岩類に区分した．

が埋めている．普通角閃石はコアが褐色普通角閃石で，リムや細粒なものは緑色普通角閃石となっている．また7. 2

飛驒古期花崗岩類

細粒部には緑泥石化した黒雲母を含むことがある．
一部では，普通角閃石の定向配列が見られ，弱い面構

7. 2. 1 音谷斑れい岩（Gb）（新称）
名称・定義

造が形成されていることがある．また普通角閃石のコア

黒部市の音谷付近に分布する斑れい岩で，宇奈月変斑れい岩（太田，1961a，b）と呼んだが，これの褐色部は少なく，多くが緑色普通角閃石となっている．
また斜長石には緑簾石やセリサイトが形成している．

に付随する粗粒花崗岩も宇奈月花崗岩と呼んだ（太田，斑れい岩には赤色や桃色の粗粒 – 中粒花崗岩（宇奈月

1961a，b）ため，混乱を避けるために，本岩を音谷斑れ花崗岩）が脈状に貫入している（第 7. 2 図 D）．花崗岩

い岩と命名する．

との接触部は一部漸移的になり（第 7. 2 図 E），斑れい

分布・貫入関係

音谷下流域の北側の山塊，舟川ダム周辺，負釣山から南西方などに分布．宇奈月変成岩類に第 7. 2 図

岩中に黒雲母，緑簾石，チタン石，燐灰石などが形成されている．

宇奈月花崗岩及び音谷斑れい岩の岩相→
A：音谷斑れい岩の普通角閃石斑れい岩（100509-2），負釣山．B：音谷斑れい岩の普通角閃石斑れい岩（100509-2），負釣山西方林道，直交ポーラー．C：同上，単ポーラー．D：音谷斑れい岩に貫入する宇奈月花崗岩の赤色粗粒花崗岩，宇奈
月町音谷．E：音谷斑れい岩（右下）と宇奈月花崗岩（左上），音谷．F：宇奈月花崗岩（101008-4），小川温泉南方の沢．G：
宇奈月花崗岩（101008-4），小川温泉南方の沢，直交ポーラー．H：同上，単ポーラー
Hbl：普通角閃石，Kfs：カリ長石，Pl：斜長石，Qz：石英，Chl：緑泥石．

− 26 −

− 27 −

年代・対比年代・対比

現在までに年代を示すデータの報告はない．

現在までに年代を示すデータの報告はな

い．優白質花崗岩と密接に伴って産することと共にマイロナイト化を受けていることなどから，両者はほぼ同時

7. 2. 2

宇奈月花崗岩（Gm）

名称・定義

期に形成されたものと推定される．

下新川郡朝日町の小川温泉付近から黒部

舟川花崗岩は加納（1973）などで眼球花崗岩とされて市宇奈月付近に分布する粗粒 – 中粒の黒雲母花崗岩で，いたものだが，カリ長石のポーフィロクラストがあまり太田（1961a，b）によって宇奈月花崗岩と命名された．

認められないことから，高木・原（1994）は舟川花崗岩

分布・貫入関係

音澤付近から北東に小川温泉南方まとして区分した．

で分布する．また弥太蔵谷源流部にも分布する．音谷斑
7. 2. 4

れい岩に貫入する．
岩相

おいつるしやま

負 釣 山花崗岩（Gr）（新称）

名称・定義

粗粒 – 中粒の黒雲母花崗岩で，カリ長石は桃色

従来宇奈月花崗岩にふくまれていたものを呈する（第 7. 2 図 F，）．カリ長石は最大 2 cm の大きであるが，宇奈月花崗岩とは明らかに岩相が異なる，負さである．その他に普通角閃石花崗閃緑岩，トーナル岩

釣山から瀬々薙谷に分布する優白質花崗岩を負釣山花崗などが見られる．これらはマイロナイト化を受けており，岩とする．
分布・貫入関係強い部分は桃色のカリ長石ポーフィロクラストと黒雲母

おいつる しせせ なぎ

負釣山から瀬々薙谷上流部，北又小屋の西方及び宇奈月町栗虫の東方に分布する．音谷斑れの定向配列が見られる．
緑簾石脈が形成されており，黒雲母は多くの場合緑泥

い岩，宇奈月花崗岩との直接の関係は確認できていない．

石，緑簾石，リューコキシン，不透明鉱物に変質してい舟川ダムの上流の林道沿いでは，舟川花崗岩と複雑に入る（第 7. 2 図 G，H）．また，斜長石の内部にも緑簾石れ混じって産するが，直接の貫入関係は不明である．
岩相が形成されていることがある．
年代・対比

音澤付近の宇奈月花崗岩より 229 ± 8

Ma と 256 ± 2 Ma の U-Pb 年代が報告されている（Horie

細粒 – 中粒優白質花崗岩である（第 7. 3 図 C）．

マイロナイト化を受け，面構造が発達する部分も見られる（第 7. 3 図 D）．

et al.，2010）．太田（1961a，b）は宇奈月付近の宇奈月

優白質花崗岩は，石英，斜長石，カリ長石からなり，

花崗岩体と音谷斑れい岩に伴う花崗岩を同一岩体として白雲母を含むことがある．有色鉱物は含まない．一般的とらえていたが，高木・原（1994）は宇奈月花崗岩にはに等粒状組織を示す．同一試料中でも粒径の不均質性が弱いながらもマイロナイト化が認められるが，音谷斑れ

認められ，中粒部と細粒部が層状に配列する（第 7. 3

い岩に伴う花崗岩には面構造が認められないとして，両図 C）．北又小屋西方の岩体は接触変成作用を被ってお者を区分した．宇奈月花崗岩は部分的にマイロナイト化

り，斜長石やカリ長石は再結晶して，細粒な粒子の集合を受けており，飛驒古期花崗岩類に属する．また，マイ体になっている（第 7. 3 図 E，F）．一部斜長石のアルロナイト化を受けていない部分も存在することから，高バイト双晶が残存しているのが観察される．
マイロナイト化を受けたものは，カリ長石の最大 0.5

木・原（1994）のように変形度で区分する必要はない．
一方，Katoh et al．（1989）は，宇奈月花崗岩から 181.0

cm のポーフィロクラストが認められる．
年代・対比± 1.3 Ma の Rb-Sr 鉱物年代を報告しているが，この年

7. 2. 3

初めて区分したものである．舟川花崗岩と密接に伴ってふなかわ

舟川花崗岩（Gf）

名称・定義

現在までに年代を示すデータの報告はな

い．これまでに本花崗岩は区分されておらず，本報告で代が得られた岩体は別の岩体である可能性もある．

産することと共にマイロナイト化を受けていることなど

高木・原（1994）が命名．負釣山南方にから，両者はほぼ同時期に形成されたものと推定される．

分布する宇奈月花崗岩より細粒で変形構造が弱い花崗岩
7. 2. 5体を舟川花崗岩とした．
分布・貫入関係

烏帽子山マイロナイト（Ml）

命名・分布・貫入関係

負釣山南方から音谷流域に分布する．

宇奈月町内山の南方，十二貫

負釣山花崗岩と複雑に入り交じって産するが，貫入関係

野用水付近に分布する．本地域では宇奈月変成岩類とエは不明である．宇奈月変成岩類に貫入する（高木・原，

ボシ山衝上断層（広井，1978）で接する．エボシ山衝上

1994）．

断 層 よ り 西 側 に 分 布 す る マ イ ロ ナ イ ト を Katoh et

岩相

中粒の黒雲母花崗岩からなり（第 7. 3 図 A），

マイロナイト化を受け，面構造が発達する部分も見られal.（1989）は烏帽子山マイロナイトと呼んだ．貫入関係は不明である．
岩相る（第 7. 3 図 B）．石英，斜長石，カリ長石，黒雲母か

最大 1 cm のカリ長石ポーフィロクラスを含む

らなる．黒雲母は緑泥石化していることもある．またカ

花崗岩マイロナイト（第 7. 4 図 A，B）．面構造が強く

リ長石は斜長石の細粒結晶を含むポイキリティック組織

発達している．カリ長石は淡桃色を呈する．
年代を示す．
− 28 −

Katoh et al.（1989）は Rb-Sr 鉱物年代として，

第 7. 3 図負釣山花崗岩及び舟川花崗岩の岩相
A：舟川花崗岩（細粒黒雲母花崗岩，100509-4），負釣山西方の林道．B：マイロナイト様舟川花崗岩（細粒黒雲母花崗岩）（101012-1），音谷．C：負釣山花崗岩（細粒優白質花崗岩）（101010-2），北又小屋北西林道沿い．D：マイロナイト様負釣山花崗岩（細粒優白質花崗岩）（100509-7），負釣山西方の林道．E：負釣山花崗岩（細粒優白質花崗岩）（101010-2），北又小屋北西林道沿い，直交ポーラー．F：同上，単ポーラー．Qz：石英，Pl：斜長石．

− 29 −

第 7. 4 図

烏帽子山マイロナイトの岩相と薄片の偏光顕微鏡写真
A：烏帽子山マイロナイトの研磨試料（101011-2）．宇奈月町内山南方の十二貫野用水沿い．B：同上試料の偏光顕微鏡写真，
直交ポーラー．

第 7. 5 図

弥太蔵谷石英閃緑岩の産状と岩相
A：泥質片岩の捕獲岩を多く含む弥太蔵谷石英閃緑岩，音谷．B：細粒普通角閃石黒雲母石英閃緑岩（100509-1），負釣山
西方林道．C：細粒普通角閃石黒雲母石英閃緑岩（100509-1），負釣山西方林道，直交ポーラー．D：同上，単ポーラー．
Bt：黒雲母，Hbl：普通角閃石．

− 30 −

烏帽子山マイロナイトから 229.5 ± 18.5 Ma を報告してイト構造を切って，優白質黒雲母花崗岩が貫入している．

いる．烏帽子山マイロナイトはマイロナイト化が弱いこ

この優白質花崗岩はマイロナイト化を受けていないのとから，この年代は固結年代に近いとされている（高木・で，上述の負釣山花崗岩とは別の時代のものと考えられ

原，1994）．

る．

7. 3
7. 3. 1や舟川ダム東方の林道終点付近にはマイロナイト化を受

飛驒新期花崗岩類

けていない普通角閃石黒雲母石英閃緑岩が小岩体で分布する（第 6. 3 図，第 7. 5 図 B – D）．音谷以外の小岩体

た ぞうだに

弥太蔵谷石英閃緑岩（Gy）

名称・定義には捕獲岩は含有されていない．

黒部市音谷に分布する多数の変成岩捕獲

年代・対比

音谷中流の石英閃緑岩より，191 ± 0.3岩を含み，一部ミグマタイト化している中粒の石英閃緑

Ma の ジ ル コ ン U-Pb 年 代 が 報 告 さ れ て い る（Horie et

岩 で あ る．Ishioka and Suwa（1954，1956） は， こ れ を

al.，2013）．太田（1961a）は音谷中流から上流域にかけ

弥太蔵谷グループと呼んだ．

て，弥太蔵谷片麻状閃緑岩帯（Syntexite 帯）として区分

分布・貫入関係

音谷中流部，上流部，舟川ダム東方

したが，加納（1973）は音谷上流の右岸地域に眼球花崗に小岩体として分布する．宇奈月変成岩類とマイロナイ岩が分布するとした．高木・原（1994）は舟川ダム上流

ト化した宇奈月花崗岩に貫入している．

域で，眼球花崗岩とされたものが眼球状のカリ長石があ岩相

中粒の普通角閃石黒雲母石英閃緑岩からなる．

まり認められないため，舟川花崗岩とした．本調査では，

音谷中流域の岩体には多数の宇奈月変成岩類の捕獲岩がマイロナイト化を受けた舟川花崗岩が音谷上流にも分布認められ（第 7. 5 図 A），一部ミグマタイト化し，縞状することが判明した．従って，弥太蔵谷石英閃緑岩の分

片麻岩のように見える部分もある．音谷では，ミグマタ

布は本地域ではごく小分布となる．

− 31 −

第8章

くる ま

下部ジュラ系来馬層群

（竹内
8. 1
研究史

誠）

小谷村恐竜化石学術調査団，2000），本地域境川流域で研究史及び概要

首長竜の歯化石と腕足類化石が（谷本・大倉，1989）発

大塚（1891）は 20 万分の 1 地質図幅「富山」見された．

において，泊地域の犬ヶ岳地域の一部にジュラ紀層が分示準化石の産出は少なく，アンモナイト化石より，大布することを記している．小林（1927）は本地域の大平

滝谷層はトアルシアン階最上部，寺谷層は上部プリンス

川（地形図では境川と記されている）流域で植物化石

バッキアン階（佐藤，1956；小林ほか，1957）とされ，Dictyophyllum を採取し，手取統より一段古いものであ

寺谷層は下部プリンスバッキアン階に及ぶ（後藤・田崎，るとした．大石（1931）は長野県北部の北小谷の来馬付

1998）．また小林ほか（1957）は似虎谷層起源と推定さ近を調査し，植物化石を記載し，来馬統と呼んだ．石井

れる転石中のアンモナイト化石（Sato，1955）より，似（1937）は 7 万 5 千分の 1 地質図幅「白馬嶽」において

虎谷層の一部が下部プリンスバッキアン階であるとして

来馬層群のおおよそ全体の分布域を初めて示した．Sato

いる．来馬層群の下部からは三畳紀には見られない型のだい ら

きた お たり（1955）は，大石（1931）によって来馬統と呼ばれた地

二 枚 貝 化 石 Eomiodon，Crenotrapezium が 多 産 す る層（来馬層群）が下部ジュラ系であることをアンモナイ（Hayami，1958）ので，ジュラ紀より古くなることはな

ト化石によって初めて示した．その層序は小林ほか

いと考えられるが詳細な堆積年代は不明である（小林ほ（1955），佐藤（1956），佐藤・速水（1956）などの報告

か，1957）とされていた．竹内ほか（2015c）は，小滝に基づいて，小林ほか（1957）によって集大成された．

川流域に分布する蒲原沢層の凝灰質砂岩中の砕屑性ジル

小林ほか（1957）は本図幅内の犬ヶ岳地域で，下位よ

コンから最も若い U-Pb 年代ピークとして，187 Ma を報り漏斗谷層，北又谷層，似虎谷層，寺谷層，榀谷層，大告し，来馬層群の最下部もプリンスバッキアン階である

滝谷層，水上谷層に区分し，また小滝地域の来馬で下位とした．

じょう ご だにたきだに

きたまただに

ね

ご

や

てらだに

しなたに

おお

みずかみだにより下部砂礫岩互層（Kr1），含植物化石砂岩・頁岩互

堆積学的研究では，砕屑物組成について Chihara et層（Kr2），含二枚貝化石砂岩・頁岩互層（Kr3），上部al.（1979），山田・滝沢（1981），白石（1992），熊崎・砂礫岩互層（Kr4）に区分した．そして来馬地域の来馬

小嶋（1996）などがある．山田・滝沢（1981）や白石（1992）

層群は犬ヶ岳地域の主要盆地からはなれた分布を示し，は，来馬層群に火山岩起源の砕屑物が多いこと，また白鍵層となるべき海成層がないので確実に対比できないと石（1992）は凝灰岩が数層挟まれることを報告し，後背している．また白石（1992）は来馬地域の層序を下位よ

地に火成活動があったことを述べた．竹内ほか（2015c）

がま はら ざわ

おお どころ がわり，蒲原沢層・大 所 川層・ヨシナ沢層に区分し，凝灰は砕屑性ジルコンの U-Pb 年代を検討し，ペルム紀，後岩層を鍵層として犬ヶ岳地域と来馬地域の層序を対比し期トリアス紀や前期ジュラ紀の火成作用が後背地に存在た．長森ほか（2010）は白石（1992）の層序を踏襲しつしたとした．さらに熊崎・小嶋（1996）は砕屑性ざくろ

つも，岩相から小滝川以北にヨシナ沢層は分布せず，白石の化学組成を検討し，その起源は飛驒外縁帯に存在す石（1992）でヨシナ沢層としたものは大所川層に対比さる結晶片岩起源であることを明らかにした．また激しくれることを示した．一方，Chihara et al.（1979），滝沢褶曲した来馬層群を白亜系が不整合に覆うことより，来（1980），山田・滝沢（1981）は犬ヶ岳地域の最上位の水馬層群堆積後に後来馬変動と呼ばれる変動の存在が指摘

上谷層は手取層群に属するとした．水上谷層の研究史はされている（植村，1981；Uemura and Yokota，1981；茅白亜系の章で述べる．

原・小松，1982）．
概要

そ の 他 に 来 馬 層 群 で は， ア ン モ ナ イ ト 化 石（Sato，

本地域の来馬層群は，来馬層群全体の分布域の1955；Sato，1992 など），ベレムナイト化石（Iba et al.，

西半分に位置する（第 8. 1 図）．犬ヶ岳地域の来馬層群

2015），二枚貝化石（Hayami，1961，1990；Goto，1983には，下位より漏斗谷層・北又谷層・似虎谷層・寺谷層・など），ウミユリ類化石（Goto，1994），植物化石（例え榀谷層・大滝谷層に区分される犬ヶ岳地域の層序区分がば，Kimura et al.，1988；Kimura and Ohana，1990；寺田，

適用される（第 8. 2 図，第 8. 3 図）． 全体として北西

2013 など）などの古生物学的研究がなされてきた．また，傾斜を示し，北西側ほど上位層が分布する．北又谷から

長野県小谷村土沢より恐竜の足跡化石が（畠山，1995；

境川にかけての地域は特に褶曲が発達している．

つんざわ− 32 −

− 33 −

大所川地域

大所川

川

小滝

赤禿山地域

「小滝」

0

川

境

来馬地域

川

北又谷

犬ヶ岳地域

谷
ワ

サ

イ
ア

「泊」

蒲原沢層（下部層）

蒲原沢層（上部層）

大所川層（下部層）

大所川層（中部層）

大所川層（上部層）

ヨシナ沢層

来馬層群（大所川，来馬，赤禿山地域）

漏斗谷層（下部層）

漏斗谷層（上部層）

北又谷層

アイサワ谷部層

似虎谷層

寺谷層

榀谷層（下部層）

榀谷層（上部層）

大滝谷層（下部層）

大滝谷層（上部層）

来馬層群（犬ヶ岳地域）

後来馬統

姫

大平

2 km

37°N

上路

第 8. 1 図

犬ヶ岳

白鳥山

尻高山

黒負山

来馬層群の分布

サ
ワ
谷

イ

ア

137°45’ E

川

所

大

赤禿山

明星山

小

滝

川

姫
川

転倒背斜

転倒向斜

背斜

向斜

N

蓮華帯・大江山帯構成岩類

飛騨外縁帯構成岩類

秋吉帯構成岩類

第 8. 2 図

8. 2

来馬層群の層序対比

良く，亜角礫である．泥岩は黒色泥岩で，数十 cm ～ 1

じょう ご だに

漏斗谷層（Kjl，Kju）

m の層厚の層状をなし，わずかに細粒砂岩の葉理を挟むことがある．

命名

佐藤・速水（1956）にて提唱され，小林ほか（1957）

にて詳細に記載された．
模式地
分布

黒岩山付近の本層は下部層に流紋岩角礫を多く含む中
礫 – 大礫礫岩，極粗粒 – 粗粒砂岩からなる．礫は亜角礫

漏斗谷中流（小林ほか，1957）．

– 亜円礫，淘汰はやや悪い．上位ほど礫岩は少なくなり，

本地域南東部の黒岩山付近，北又谷標高 1，000m 付近及び漏斗谷標高 1，300 m 付近．

泥岩を挟むようになる．泥岩には珪長質凝灰岩がしばしば挟まれる．凝灰岩は灰緑色を呈し，層厚数 cm ～ 2 m

層厚

約 300 m．

層序

不整合露頭は確認できないが，蓮華変成岩類やで（第 8. 5 図 D），斜交葉理や平行葉理をなす部分もある．
年代と対比

本層より示準化石は報告されていない．

蛇紋岩を不整合に覆うと推定される．漏斗谷標高 1，320

鍵層となる凝灰岩層（YPT），岩相と層序より，小滝地

m 付近では，漏斗谷層礫岩の下位に砂岩，さらに黒色泥域の来馬層群蒲原沢層に対比されている（白石，1992）．

岩が分布し，約 1 m の露頭欠如で変成岩起源と考えられ竹内ほか（2015c）は，小滝地域の小滝川沿いの蒲原沢るカタクレーサイトが分布する（第 8. 4 図）．ここは小層の凝灰質砂岩中の砕屑性ジルコンの U-Pb 年代を測定

林ほか（1957）において十中八九不整合的な関係がある

し，最も若い年代ピークとして，187 Ma を報告し，来と述べられたところである．

馬層群の最下部もプリンスバッキアン階であるとした．

漏斗谷層は，礫岩砂岩及び泥岩からなる下部層（Kjl）

8. 3と礫岩や砂岩をまれに挟む泥岩及び珪長質凝灰岩からな

きたまただに北又谷層（Kk）

る上部層（Kju）に区分される．
岩相

命名

漏斗谷における最下部は黒色泥岩で上位に含礫砂岩へ漸移する．含礫砂岩は斜交層理をなし，礫は亜角

佐藤・速水（1956）にて提唱され，小林ほか（1957）

にて詳細に記載された．

礫でまばらである（第 8. 5 図 A）．その上位に層厚数十

模式地

m の中礫 – 大礫礫岩が重なる．礫は淘汰が悪く，角礫 –分布

亜角礫である（第 8. 5 図 B）．漏斗谷付近では北又谷花谷中流部．

崗閃緑岩の接触変成作用を受けており，礫種は判定し難

層厚

約 1，500 m．

層序

漏斗谷層に整合に重なる．主として層状黒色泥

い．その上位は礫岩から砂岩への級化構造を示す層厚数

北又谷上流（小林ほか，1957）．
北又谷流域，西俣沢流域，犬ヶ岳北方及び漏斗

m の粗粒岩層が泥岩中に挟まれるようになる（第 8. 5岩からなり，砂岩を挟む．まれに礫岩，珪長質凝灰岩を図 C）．この礫岩は中礫 – 細礫礫岩が多く，淘汰はやや

挟む．

− 34 −

上部層

コンクリ—ション

コンクリ—ション

珪長質凝灰岩泥岩

アンモナイト

砂岩・泥岩互層

20

大滝谷層

砂岩
礫岩

下部層
榀谷層

上部層

19
16

下部層

寺谷層

14
15

17

アンモナイトアンモナイト

8

11

6
13

アイサワ谷部層

似虎谷層

9
7

18

10
12

谷

大滝谷

川

18

20

500 m
サワ

14 13

12

谷

11

アイ

10

谷

15

似虎

北又谷層

7
8

17

16
9

6

5

金
山

境

19

5
4

4

北又谷

3

2

漏
谷

斗

上部層 下部層

漏斗谷層

1

1
2

第 8. 3 図

来馬層群の柱状図− 35 −

3

岩相

泥岩は黒色で，数十 cm の層厚の層状をなす（第A

8. 6 図 A）．泥岩にはしばしば二枚貝化石の密集層がある（第 8. 6 図 B）
．泥岩は層状砂岩や砂岩泥岩互層を挟む（第 8. 6 図 C）
．泥岩中には細礫礫岩を伴った層厚は50 45

約 20 m の粗粒砂岩が挟まれ，その上位には淘汰度の低い泥質砂岩と粗粒砂岩の互層が重なる．また，砂岩中に漏

炭化植物片を含むところがある．北又谷層の中部には泥斗

粒凝灰質砂岩，細粒灰色凝灰岩が挟まれる．ガラス質珪

35 45

長質凝灰岩は，灰緑色を呈し，ほとんどが脱ガラス化し細礫礫岩を伴う砂岩
60 40

漏た火山ガラス破片からなり，少量石英と斜長石を含む．
年代と対比

砂岩泥岩互層谷

岩中にガラス質の珪長質凝灰岩，最上部には泥岩中に粗

花崗岩脈

黒色泥岩
細礫礫岩を伴う砂岩

斗

本層から示準化石は得られていない．三谷層

畳 紀 に は 見 ら れ な い 型 の 二 枚 貝 化 石 Eomiodon や

上

上方細粒化の繰り返し部

Crenotrapezium が多産する（Hayami，1958）ので，ジュ層
漏ラ紀より古くなることはないと考えられるが，詳細な堆

大礫礫岩
70

斗

B

層

谷

積年代は不明である（小林ほか，1957）とされていた．

下

上述の通り，来馬層群最下部の蒲原沢層から上位の寺谷

部

蓮華変成岩

層

層までがプリンスバッキアン階とされたことから（竹内ほか，2015c），本層もプリンスバッキアン階である．
白石（1992）は，本層を小滝地域の大所川層及びヨシ100 m

ナ沢層に対比したが，長森ほか（2010）は岩相層序の対比から，白石（1992）の小滝川沿いに分布するヨシナ沢Bら北又谷層を大所川層に対比した．
ご

や

大礫礫岩

砂

ね

礫
層

転石

交

命名

黒色泥岩

質

似虎谷層（Kn，Kna）

理

8. 4

N

岩

層が大所川層にあたるとし，また堆積サイクルの比較か

蓮華変成岩

斜

小林ほか（1955）にて提唱され，小林ほか（1957）

にて詳細に記載された．似虎谷層のうち，東部のアイサ
ワ谷上流域から菊石山と犬ヶ岳の稜線付近にかけての砂

級化

水たまり

構造

岩が卓越する部分をアイサワ谷部層（Kna）
（新称）と

ト

イ

して区分した．
模式地
分布

似虎谷（小林ほか，1957）．

3m

本地域東部のアイサワ谷上流域と境川上流域の左岸流域．アイサワ谷部層は似虎谷層分布域の東部のみ

第 8. 4 図に分布する．
層厚

約 1，000 m．

層序

北又谷層に整合に重なる．泥岩を主とするが，礫岩，砂岩，砂岩泥岩互層を頻繁に挟む．犬ヶ岳頂上北側のアイサワ谷部層の出現をもって，似虎谷層とした．
西部ではアイサワ谷部層が分布せず，北又谷層と似虎谷層の岩相も類似することから，正確に区分することは難
しいが，アイサワ谷部層の出現する層準を走向方向に延長した層準を両者の境界とした．
岩相

泥岩は黒色を呈し，やや砂質で，塊状または厚層理をなす．二枚貝密集層をしばしば含み，一部にカキ目（Bakevellia）の化石密集層もみられる（第 8. 7 図 A）．
密集層は最大層厚 1 m に達する場合がある．
砂岩泥岩互層は砂岩の層厚が 3 m ～数十 cm で，泥岩
− 36 −

サ
ー
レ
ク ）
タ 帯
カ 断
剪
（

転石

来馬層群漏斗谷層の産状
A：漏斗谷における漏斗谷層と蓮華変成岩の産状を示すルートマップ．B：漏斗谷層最下部と蓮華変成岩の境界付近のスケッチ．矢印は沢の流れの方向を示す．本図は，国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

第 8. 5 図

漏斗谷層の岩相
A：漏斗谷における最下位の礫質砂岩（第 8. 4 図 B）．B：漏斗谷下部層の礫岩，漏斗谷．C：礫岩から泥岩への級化構造，
漏斗谷．D：灰色珪長質凝灰岩と黒色泥岩互層，黒岩山北東の沢．

←第 8. 6 図

− 37 −

北又谷層の岩相
A：厚層理の黒色泥岩，北又谷．B：黒色泥岩中の二枚貝密集層，北又谷．C：厚層理砂岩（下部）と砂岩泥岩互層（上部），北又谷．

第 8. 7 図

似虎谷層の岩相
A：黒色泥岩中のカキ目（Bakevellia）化石密集層，境川標高 360 m 付近．B：厚層理砂岩，境川標高 380 m 付近．C：砂岩泥岩互層，境川標高 450 m 付近．D：漣痕，川黒谷標高 520 m 付近．E：中礫礫岩，川黒谷下流．F：礫岩泥岩互層，川黒谷下流．

は数十 cm である（第 8. 7 図 B，C）．泥岩が薄く，層を観察した（第 8. 7 図 D）．

状砂岩となっている部分も見られる．砂岩は厚層理の場

礫岩は中礫 – 大礫で円磨度はやや良く，淘汰もややよ合，塊状であるが，数十 cm 程度の中層理の場合，平行い（第 8. 7 図 E）．礫岩は上方に砂岩に漸移する場合が葉理が発達することがある．互層をなす泥岩あるいは砂多く（第 8. 7 図 F），この上部の砂岩には斜交葉理がし質泥岩には二枚貝が含まれ，また生物擾乱が認められる．

ばしば見られる．

泥岩に挟まれる砂岩は層厚数十 cm ～ 3 m で，中粒 –
粗粒で，塊状 – 厚層理をなす．砂岩には平行葉理や斜交泥岩中に挟まれる砂岩や礫岩の下底部は削り込み構造が見られることがある．

葉理が認められる．砂岩中に最大 1 m の炭化した植物片

アイサワ谷部層は，白色で厚層理砂岩 – 中層理をなすを含むことがある．また川黒谷標高 520 m 付近にて漣痕

中粒から粗粒砂岩からなる（第 8. 8 図 A，B）．また，

かわぐろだに− 38 −

層序

砂岩は斜交層理が発達している（第 8. 8 図 C）．本部層

似虎谷層を整合に覆い，泥岩を主とし，本層のの最下部は，極細粒砂岩や珪長質凝灰岩からなる．珪長

下部ではレンズ状の礫岩を挟むことがあるが，上位ほど質凝灰岩は，アイサワ谷標高 1，040 m 付近や犬ヶ岳北方

層状泥岩となり，砂質泥岩となる．上位の榀谷層下部のの尾根などで確認できる．アイサワ谷部層は，犬ヶ岳か砂岩へと上方粗粒化・厚層化をする．
岩相

ら菊石山の稜線より東方に分布し，西方の似虎谷や川黒泥岩は塊状のものと平行の薄層理から中層理

谷では似虎谷層の泥岩を主体とする地層と指交関係をな（第 8. 9 図 A）を示すものがある．下位の泥岩は塊状です．

あるが，上位の泥岩は層理をなし，泥質細粒砂岩と互層

年代と対比

本層から示準化石は報告されていない．

をなす部分もある（第 8. 9 図 B）．層状泥岩は単層厚 10小林ほか（1957）は，Sato（1955）が寺谷と境川の出合～ 20 cm で，平行葉理や斜交葉理が見られることが多い．

よりやや上流の転石から報告したアンモナイトが似虎谷

また，泥岩は生物擾乱を示すことがある．下駒ヶ岳南西層に由来する可能性が大きいとして，似虎谷層がプリンのガレ場では，下部ほど泥岩で，上部ほど砂岩の葉理，

スバッキアン階下部であろうとしている．長森ほか

砂岩薄層を挟むようになり，上位の榀谷層へと上方に粗（2010）は小滝地域のヨシナ沢層が似虎谷層に対比され粒化している．

るとしている．

本層の下部には，しばしばレンズ状礫岩が泥岩中に挟8. 5

まれる．この礫岩は，層厚 30 cm ～数 m で，側方への寺谷層（Kt）

連続性は低い．中礫で火山岩を主とする亜円礫－円礫からなり，泥岩の偽礫を含む（第 8. 9 図 C）．基質は中粒

命名

小林ほか（1955）にて提唱され，小林ほか（1957）

にて詳細に記載された．
模式地
分布－粗粒砂岩である．無構造の礫岩である．また，長径10 ～ 20 cm の泥岩偽礫と粗粒砂岩からなる部分も認め

寺谷下流（小林ほか，1957）．

られる（第 8. 9 図 D）．泥岩中のレンズ状礫岩は，東部

金山谷上流部の白鳥山東山腹付近から，菊石山，の金山谷，菊石山，境川上流部などに分布する．境川上

北谷上流部，寺谷下流部などに分布．西方ほど層厚は薄流部の寺谷との出合の上流側の取水堰堤の下流側には，くなり，滝淵付近でせん滅する．
層厚

約 500 m．

平行葉理や斜交葉理の発達した泥岩中に厚さ 30 ～ 50
cm で長さ数 m のレンズ状礫岩が含まれる．礫岩の底部

第 8. 8 図− 39 −

アイサワ谷部層の岩相
A：厚層理砂岩，アイサワ谷上流，標高 920 m 付近．
B：厚層理砂岩，アイサワ谷上流，標高 910 m 付近．
C：斜交葉理砂岩，アイサワ谷上流，標高 910 m 付
近．

第 8. 9 図

寺谷層の岩相A：層状黒色泥岩，下駒ヶ岳南西の崖，標高 1，050 m 付近．B：黒色泥岩・細粒砂岩互層，下駒ヶ岳南西の崖，標高 1，080 m
付近．C：泥岩中に挟まる角礫岩，境川上流，標高 420 m 付近．D：泥岩偽礫を多く含む砂岩，境川上流，標高 420 m 付近には削り込みが認められる．この礫岩は斜交層理が発達なり，寺谷層から榀谷層への上方粗粒化及び厚層化が見し，泥岩の偽礫を多く含む．

られる．本層上部層（Ksu）は砂岩泥岩互層からなる．

年代

本層からは，アンモナイト化石 Amaltheus sp. や

Canavaria sp. が報告され（Sato，1955），それらは上部
プリンスバッキアン階とされた．また後藤・田崎（1998）には寺谷層から下部プリンスバッキアン階のアンモナイ
トが産出したと記述されているが，詳細な記載はない．

8. 6

岩相

最下部では，泥岩中に 20 ～ 50 cm の砂岩を挟み，時折，1 m の砂岩層を挟む．砂岩は中粒砂岩を主とし，中粒砂岩で層厚 1 m 程度の砂岩には級化構造が見られる（第 8. 11 図 B）．細粒砂岩には平行葉理や植物片，生痕化石が見られる．本層下部の上半部は中粒－粗粒の厚層理または塊状砂岩からなる．塊状砂岩にはまれに 10 cm

しなたに

榀谷層（Ksl，Ksu）

程度の貝化石が層理面に平行に並んで産する．
本層上部は砂岩泥岩互層からなり，まれに細礫を含む

命名

佐藤・速水（1956）にて提唱され，小林ほか（1957）

にて詳細に記載された．
模式地
分布

極粗粒砂岩を挟む．砂岩泥岩互層は泥岩優勢で，泥岩はやや砂質泥岩で，葉理が見られることもある．砂岩泥岩

榀谷上流（小林ほか，1957）．
白鳥山東山腹，白鳥山から駒ヶ岳への稜線，寺谷上流及び榀谷上流．

互層の砂岩は層厚数十 cm ～ 5 m で，細粒から中粒砂岩である．泥岩や細粒砂岩はしばしば二枚貝化石や植物片
を含む．

層厚

約 800 m．

層序

寺谷層を整合に覆う．本層下限は，寺谷層の上

年代

8. 7

位に最初に砂岩層が出現した層準とした．本層下部層（Ksl）は砂岩を主とするが（第 8. 10 図），最下部は泥岩優勢の砂岩泥岩互層であり，その上位に砂岩優勢の砂
岩泥岩互層，層状砂岩，塊状砂岩（第 8. 11 図 A）と重本層から示準化石は報告されていない．

命名

大滝谷層（Kol，Kou）

佐藤・速水（1956）にて提唱され，小林ほか（1957）

にて詳細に記載された．

− 40 −

模式地
分布

大滝谷中流（小林ほか，1957）．
大滝谷中流から上流，境川中流，白鳥山北北東地域に分布．大滝谷上流と白鳥山北北東地域の分布は従来白亜系とされたものを来馬層群としたものである．
層厚

約 1，500 m．

層序

榀谷層を整合に覆う．本層は砂岩及び礫岩を主とする下部層（Kol）と砂岩や礫岩を含む泥岩を主とする上部層（Kou）に区分される（第 8. 3 図，第 8. 12 図）．
岩相

本層下部層は，礫岩から泥岩へ上方細粒化をなし，1 ユニットの厚さは 1 ～ 20 m 程度で，頻繁に繰り返して堆積している（第 8. 12 図）．礫岩は細礫－中礫
礫岩で，主として基質支持だが，礫支持の部分も見られる．礫岩層の下底には下位の地層の削り込み構造が認められる（第 8. 13 図 A）．礫は円礫が多く，淘汰度はやや低い．砂岩は粗粒～細粒で，粗粒～中粒砂岩は長石質
アレナイトである．泥岩は，黒色で層理をなす部分が多く，平行葉理も見られる．しばしば，層厚 1 m 以下の砂岩を挟んだり，10 cm 以下の砂岩薄層と互層したりする．
第 8. 10 図

榀谷層の岩相中層理をなす層状砂岩，下駒ヶ岳南西の崖．崖の高さは約 50 m．

本層上部層は，泥岩を主とする．泥岩は黒色泥岩で，砂岩の薄層を挟んだり，平行葉理が発達している（第8. 14 図， 第 8. 15 図 A， 第 8. 16 図 A，B）
．最上部に向けて砂岩泥岩互層，砂岩，礫岩を頻繁に挟むようになる（第 8. 12 図）．上部層の礫岩は，最大 30 cm 程度の泥岩の偽礫を多く含む，淘汰度の低い基質支持中礫礫岩である（第 8. 13 図 B）．単層厚は 0.5 ～ 3 m と下部層の礫岩より薄い．また，上部層に挟まれる砂岩は下位の地層を削り込み，斜交層理をなし，細礫－中礫を含むことがある（第 8. 13 図 D，E，第 8. 14 図，第 8. 15 図 B）．
上部層の泥岩中に挟まれる層状砂岩や砂岩泥岩互層の砂
岩は中層理から薄層理で（第 8. 13 図 C），平行葉理が認められる．また，波状からレンズ状層理の砂岩がみられ（第 8. 16 図 C），まれに層理面に漣痕が見られることがある（第 8. 16 図 D）．
本層上部層の泥質部にはまれに石灰質コンクリーションを含む（第 8. 3 図，第 8. 12 図，第 8. 15 図，第 8. 17
図 A，B）．コンクリーションは層理面に平行に長径 20
cm ～ 1 m の細長いレンズ状をなし（第 8. 17 図 A），二枚貝化石を含むことがある（第 8. 17 図 B）．境川中流
ではカキ目の Bakevellia の密集層がまれに見られる（第8. 15 図 A，第 8. 17 図 C）．
境川中流には，大滝谷層最上部と考えられる淘汰の悪い砂岩が発達する部分がある（第 8. 15 図 C）．砂岩は淘汰度が低く，石英質な角礫を含む（第 8. 16 図 E）．
この泥質砂岩には層理面に垂直な細長い炭質物が頻繁にみられ（第 8. 16 図 F），植物根の化石と思われる．また，最上部の砂岩には植物根の化石以外にも葉や茎の断片な

第 8. 11 図

榀谷層の岩相A：塊状砂岩，下駒ヶ岳南西の崖．B：級化構造を示す砂岩，下駒ヶ岳南西の崖．

どの植物片を多く含むところがある．
年代と対比

大 滝 谷 中 流 に て， ア ン モ ナ イ ト 化 石Hammatoceras sp. と Grammoceras sp. が報告され，上部− 41 −

A
500 m
泥岩偽礫

普通角閃石安山岩
泥岩
砂岩泥岩互層

泥岩偽礫

コンクリ—ション（第 8.17 図 A）

砂岩
礫岩
層理面の走向・傾斜

泥岩偽礫

大

滝

35
50

谷

30

層

60

上

部

層

漣痕（第 8.16 図 D)
600 m
5
70

35 50

谷

滝

大

700 m

800 m

層

部

下

45

層

20

第 8.16 図 A, B

第 8.13 図 B
第 8.13 図 C
200 m

B へ続く

B

800 m
50 80

第 8.13 図 A

上方

大

細粒

滝

谷

化

層

下

部

層

900 m
45

40

40 50

榀

谷

層

上

1000 m

部

層

200 m

第 8. 12 図1100 m

大滝谷の大滝谷層下部層と上部層の産状を示すルートマップ
国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

− 42 −

1200 m第 8. 13 図

大滝谷層粗粒岩の岩相
A：大滝谷層下部層の礫岩，砂岩泥岩互層，泥岩，大滝谷上流，標高 840 m 付近．B：大滝谷層下部層の泥岩中に挟まれる不淘汰礫岩，大滝谷上流，標高 680 m 付近．C：大滝谷層下部層の中層理砂岩泥岩互層，大滝谷上流，標高 720 m 付近．
D：大滝層上部層の泥岩に挟まれる斜交層理礫岩砂岩，境川中流，標高 150 m 付近．E：大滝層上部層の泥岩に挟まれる
斜交層理礫岩砂岩，境川中流，標高 150 m 付近．

− 43 −

85 4555
植物根化石

第8.15図C
第8.16図E, F

35

葉理，生痕
80 60
葉理

60
薄層理タービダイト
葉理，生痕
80

N

第8.13図D, E, 第8.15図B
チャネル堆積物
コンクリ—ション

第8.15図A, 第8.17図B, C
コンクリ—ション
砂岩挟む

100 m
55 50
普通角閃石安山岩
65 40

ざくろ石含有デイサイト
泥岩

段丘堆積物

砂岩泥岩互層砂岩←第 8. 14 図

礫岩
55 70

層理面の走向・傾斜
鉛直の層理面
貫入面の走向・傾斜

A

境川上流部の大滝谷層上部層の産状を示す
ルートマップ
国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

CB
牡蠣殻密集 （第 8.17 図 C)
コンクリ—ション （第 8.17 図 B)
平行葉理
泥岩偽礫
平行葉理

平行葉理
斜交葉理 第 8.13 図 D

平行葉理

石英角礫入り泥質砂岩

平行葉理

淘汰不良角礫雲母， 植物片多い

泥岩偽礫

植物根化石 （第 8.16 図 E, F)
石英角礫入り泥質砂岩

平行葉理
斜交葉理
二枚貝
斜交葉理 第 8.13 図 E

斜交層理

植物片多い

礫岩
粗粒砂岩

角礫

緑色安山岩脈

中粒砂岩

平行葉理

細粒砂岩

コンクリ—ション
斜交葉理
平行葉理

泥岩

角礫

安山岩

5m
第 8. 15 図

コンクリ－ション
泥岩偽礫

大滝谷層上部層の岩相を示す柱状図
A：カキ目（Bakevellia）や石灰質コンクリーションを含む付近の細粒岩相．B：砂岩や礫岩からなる粗粒チャネル堆積物．
C：大滝谷最上部の植物根化石を含む付近の岩相．柱状図の位置は第 8. 14 図を参照．

− 44 −

第 8. 16 図

大滝谷層細粒岩の岩相
A：大滝層下部層の葉理の発達した細粒砂岩を挟む黒色泥岩．大滝谷上流，標高 650 m 付近．B：A の葉理の発達した細粒砂岩．C：大滝層上部層の波状からレンズ状層理を示す砂岩，大滝谷の標高 325 m 付近より南側に分岐する支流の標高500 m 付近．D：大滝層上部層の砂質泥岩に見られる漣痕，大滝谷中流，標高 550 m 付近．E：大滝谷層最上部の不淘汰な角礫岩と砂岩，境川中流，標高 130 m 付近．F：E の中央部の拡大．黒色の植物根の痕跡（矢印）．

8. 18 図 A），そこには榀谷層と整合に重なる砂岩・礫岩

トアルシアン階とされた（Sato，1955）．
本調査にて本層下部層の砂岩と礫岩を主とする地層の層が分布し，大滝谷層に属するとした．同様な礫岩は白存在が明らかになった．小林ほか（1957）では大滝谷上

鳥山北部にも分布し，これも大滝谷層下部層とした（第流部には“第三紀層”が分布することになっていたが（第8. 18 図 D）．

− 45 −

第 8. 17 図

A

大滝谷層の岩相
A：大滝谷層上部層の石灰質コンクリーションを含む葉理の発達した泥岩，大滝谷中粒，標高 510 m 付近．B：大滝谷層
上部層の二枚貝化石を含む破断した砂岩，境川中流，標高 130 m 付近．C：大滝谷層上部層のカキ目（Bakevellia）化石
密集層，境川中流，標高 130 m 付近．

2 km

小林ほか（1957）

B

2 km

熊崎・小嶋（1996）

第四系

上路

尻高山

上路

ひん岩

ひん岩

安山岩質凝灰岩

尻高山

安山岩質凝灰角礫岩

第三紀層

手取層群

水上谷層

大滝谷層

大平

大滝谷層
大平

榀谷層

榀谷層

寺谷層

寺谷層

白鳥山

結晶片岩

蛇紋岩

蛇紋岩

境川

C

似虎谷層
結晶片岩

境川

似虎谷層
白鳥山

第四系

2 km

山田ほか（2001）

D

2 km

竹内ほか（2015a,b）・本報告
第四系

上路

尻高山

第四系

普通角閃石安山岩

安山岩（岩脈）

親不知層

親不知火山岩層

尻高山層

手取層群

ざくろ石含有デイサイト

来馬層群

尻高山

飛騨外縁帯の変成岩

水上谷層
大滝谷層上部層

上路

大滝谷層下部層

蛇紋岩

榀谷層上部層層
大平大平

榀谷層下部層層
寺谷層
似虎谷層

白鳥山

白鳥山

境川

境

川

似虎谷層アイサワ谷部層

蓮華変成岩類超苦鉄質岩類第 8. 18 図

白鳥山付近のジュラ系と白亜系の分布と区分の変遷− 46 −

第9章

白 亜 系

（竹内
て とり

9. 1

い

誠・古川竜太）と しろ

初めて手取層群石徹白亜層群に対比した．一方，吉村・研究史及び概要

足立（1976）は，小林ほか（1957）の第三紀層と安山岩

本地域の白亜系（第 9. 1 図）については，

質凝灰岩層をそれぞれ尻高山砂岩礫岩層と親不知火山岩

石井（1937）が 7 万 5 千分の 1 地質図幅「白馬嶽」にて，層と命名し，前者を手取層群に，後者とその上位の笹川

ジュラ系と第三系に区分した（第 9. 2 図）．その後，茅溶結凝灰岩層を太美山層群に対比した．

研究史

あげ ろ

原（1955）は第三系とされていた地層を下位の上路礫岩

小林ほか（1957）によって，来馬層群最上位とされたと上位の親不知火山岩層に区分し，これらの地層を富山

水上谷層に対し（第 8. 18 図 A），Chihara et al.（1979）

県南東部に分布する太美山層群の下部に対比した．小林や滝沢（1984）は尻高山層や黒菱山層と岩相や地質構造

ほか（1957）は，石井（1937）によってジュラ系とされが類似しているとし，水上谷層を手取層群に含めた．まていた地層のうち最上位の礫岩層を黒菱山礫岩とし，下た，本地域内には点々と陸成層が分布し，手取層群に対部ジュラ系来馬層群とは部分的な不整合はあるが，全て比される白鳥山層（滝沢，1984）や太美山層群あるいは

傾斜不整合かどうかはわからないとしている．Kawai

親不知層に対比される荒戸谷層（滝沢，1980；北村・山（1961）は小林ほか（1957）の第三紀層と黒菱山礫岩を田，1990）などが報告された．

おや しらずふと み やまくろびしやましらとりやまあら と だに

泊地域
親不知層

137°45’ E

尻高山層

「泊」

内山層（砕屑岩）

「糸魚川」

歌

37°N

内山層（流紋岩）
黒菱山層

「小滝」

2 km

0

境

水上谷層

川

小滝地域
尻高山
上路

一本松山層

榀

赤禿山層

谷

谷

上

大平

穴見山

姫

水
N

白鳥山

川

笹川

明星山

大地山

滝
小

イ
サ
ワ
谷

小
川

川

ア

黒菱山

犬ヶ岳
赤禿山
相又

谷

大
所
黒
部

川
川
黒負山
瀬々薙谷

音谷

内山

第 9. 1 図

泊地域及びその周辺の白亜系分布− 47 −

黒菱山層（黒菱山礫岩）の層序区分はなされていなかっ本地域の地層は多くが陸成層であり，これまでの地層たが，北村・山田（1990）は下位より下部層，小川酸性区分や対比は岩相によるものがほとんどで，古生物学的火山岩類，上部層に区分し，水上谷層は黒菱山層上部層

または年代学的なデータはなかった．しかし，松川ほかに対比されるとし，これらの地層を手取層群に対比した．

（2014）は，富山県南東部の槍ヶ岳及び東茂住地域内にしかしながら，滝沢（1998）は，小川酸性火山岩類は太分布する陸成層の凝灰質砂岩中のジルコンのフィッショ

美山層群に対応する貫入岩であるとみなし，粗粒アルントラック年代より，これらの堆積年代はアプチアン期

コース砂岩を主とする A 群と礫岩シルト岩互層（下半部）– アルビアン期以降で，手取層群とは異なるとし，新た及び礫質アルコース砂岩（上半部）を主体とする B 群に神 通 層群を定義した．一方，本地域では，竹内ほかとに区分した．A 群は従来の水上谷層と尻高山層，B 群（2015a）が水上谷層下部の凝灰質砂岩中の砕屑性ジルコ

は黒菱山層と白鳥山層に相当し，滝沢（1998）は，前者

ンより 123 Ma，また黒菱山層に貫入するざくろ石含有を石徹白亜層群，後者を赤岩亜層群に対比した．

デイサイト中のジルコンから 109 Ma の U-Pb 年代（206Pb

じん づう

冨田ほか（2006）は水上谷層及び黒菱山層分布域全体/ 238U 年代で作製した相対確率分布図の最も若いピークを調査し，砕屑物組成，堆積相，層序を検討し，下位の年代）を報告し，これらの地層をアプチアン階とし，福礫岩，砂岩，泥岩からなる水上谷層と上位の礫岩，砂岩

井県九頭 竜 川地域の手取層群最上部の地層と対比したからなる黒菱山層に区分し，両者は整合とした上で手取（第 8. 18 図 D）．また，水上谷層に含められていた上路層群に対比した．さらに，富山県南東部の手取層群と岩川北側に分布する地層を尻高山層に含め，さらに小川よ相及び砕屑物組成の変化の類似性に着目し，水上谷層をり南西に分布する陸成層を内山層と命名し，これらの地

南 俣谷礫岩部層（原山ほか，1991），黒菱山層下部を薬層 か ら 砕 屑 性 ジ ル コ ン の U-Pb 年 代 の 最 も 若 い 年 代，師沢右俣礫岩部層（原山ほか，1991）に対比した（冨田110 Ma のコンコーディア年代が得られたことや親不知

ほか，2007）．

層との層序関係より，尻高山層と内山層は 110 Ma 以降

みなみまただにやく

し ざわみぎまた

第 9. 2 図くず りゅう

白亜系層序対比− 48 −

ささこま た だにと中流域，及び笹小俣谷上流域．

の堆積層と判断し，手取層群より若い地層とした．竹内ほか（2015b）は本地域の手取層群と槍ヶ岳及び東茂住地域内の神通層群の対比に関して，ジルコンのフィッ層厚580 m．

層序

下部ジュラ系来馬層群を傾斜不整合で覆うと見ショントラック年代と U-Pb 年代の閉鎖温度の違いがあなされるが，不整合露頭は認められていない．上路川及ることから，U-Pb 年代での比較をする必要性を述べてび水上谷の南側地域では，本層下位は安山岩岩脈に貫入いる．

されており，来馬層群との層序関係は不明である．

概要

岩相

本地域の陸成白亜系は，下部白亜系手取層群及本層下部は凝灰質泥岩，凝灰質砂岩，砂岩，礫び下部 – 上部白亜系内山層，尻高山層，親不知層からな岩からなり，凝灰質泥岩と凝灰質砂岩はしばしば赤紫色る（第 9. 3 図）．手取層群は下位の水上谷層と上位の黒や淡緑色を呈する（竹内ほか，2015a）．本層下部は榀谷

菱山層に区分される．下部 – 上部白亜系内山層と尻高山

下流，大滝谷標高 300 ～ 450 m 付近及び境川中流域にて層は同時異相で，手取層群及びそれ以前の地層や岩石を観察できる．榀谷下流では，安山岩岩脈に挟まれた 50

不整合に覆う．さらに内山層と尻高山層は上位の親不知

m 区間に，淡緑色凝灰質砂岩と凝灰岩の互層が分布する層に整合に覆われる．

（第 9. 4 図，第 9. 5 図 A）．凝灰質砂岩及び凝灰岩の単9. 2
9. 2. 1

層厚は 50 cm ～ 1 m である．大滝谷の標高 300 ～ 450 m

手 取 層 群付近では，礫岩・砂岩と淡緑色凝灰質泥岩の互層が分布し（第 9. 5 図 B），礫岩には白色の流紋岩礫が卓越してみずかみだに水上谷層（Mz）

おり，緑色凝灰質泥岩の偽礫を多く含む．礫岩は斜交層

小林ほか（1955）にて提唱され，小林ほか（1957）

理を示し，細礫 – 中礫，亜角礫で，淘汰はあまりよくな

にて詳細に記載された．竹内ほか（2015a）によって再い．境川中流域では層厚数十 cm ～ 1 m の細礫 – 中礫礫

定義された．

岩と凝灰質砂岩の互層が分布し，凝灰質砂岩の一部は赤

命名

模式地：水上谷（小林ほか，1957）．
分布紫色や淡緑色を呈する．礫岩は安山岩，花崗岩，流紋岩

あいまただに

上路川と水上谷中流の南側地域，相又谷源流域

礫を多く含む（竹内ほか，2015b）．

中部地域

南部地域

北部地域

親不知層

親不知層

12
23

3

2

4

6

5

22
24

尻高山層
13

内山層

1

凡例
安山岩溶岩
安山岩質凝灰角礫岩

37° N

137° 40’ E

苦鉄質凝灰岩

境川

流紋岩溶岩

黒菱山層

北部地域

珪長質凝灰岩2421

22

流紋岩質凝灰角礫岩

尻高山

23

15

礫岩

20
19
14

9

谷

又

小

17 笹

13

12

8

11

9

8

17

中部地域

大地山
7

10

初雪山

11

4

部
黒

N

川

2
1

3

泥岩
16

白鳥山

16

小

14

7

15

黒菱山

川

砂岩

18

100 m

南部地域

10

19

水上谷層

5
6

0

18

2 km

第 9. 3 図

白亜系柱状図− 49 −

2021

本層中部は黒色泥岩，砂岩，礫岩からなり，しばしば竹内ほか（2015a）は，境川沿いと榀谷に分布する本上方細粒化が認められる（竹内ほか，2015a）．砂岩や礫層下部（第 9. 4 図，第 9. 6 図）の凝灰質砂岩や砂岩中岩には斜交層理が発達し，下位の地層の削り込みも認めの砕屑性ジルコンの U-Pb 年代を報告し，123 Ma 以降のられる．砂岩は厚層理 – 塊状で，アルコース質である．

堆積であることを示した．また，水上谷層と黒菱山層にしばしば炭化した植物片を含む（第 9. 4 図）．

貫入するざくろ石含有デイサイト中のジルコンから 109

上部は，礫岩や砂岩を挟む泥岩を主体とする（竹内ほ

Ma の U-Pb 年代を報告し，水上谷層と黒菱山層を下部

か，2015a）．礫岩は上方細粒化を示し，細礫 – 中礫で，白亜系アプチアン階とし，福井県九頭竜川地域の手取層

淘汰はあまりよくない．礫種は，チャート，泥岩，オー群最上部の地層と対比した．

ソコーツァイト，安山岩，流紋岩などからなる（竹内ほくろびしやま黒菱山層（Kb）

9. 2. 2

か，2015b）．上部の層状砂岩は，主に相又谷（第 9. 5

命名図 C）や水上谷沿いの林道沿い（第 9. 5 図 D）に分布し，小林ほか（1957）が黒菱山礫岩と命名．Chihara

淘汰が悪く，泥質砂岩である．泥岩中に暗緑色細粒凝灰

et al.（1979）にて Kurobishiyama Formation（黒菱山層）

岩を挟む．

と呼ばれた．竹内ほか（2015a）にて再定義された．

年代と対比

模式地

本層から示準化石は報告されていない．

相又谷．

本層は，小林ほか（1957）では下部ジュラ系来馬層群の分布

黒菱山周辺，相又谷及び小川ダムの上流地域．

最上位層とされていた．Chihara et al.（1979），滝沢（1984），

層厚630 m．

熊崎・小嶋（1996）や山田ほか（2001）は水上谷層を地層序

水上谷層を整合に覆う．

質構造などから手取層群に対比した（第 8. 18 図）．し岩相

細礫 – 中礫礫岩と中粒 – 極粗粒砂岩を主とし，かしながら，それらは岩相による類似性による対比であ

細粒砂岩 – 泥岩を挟む．砂岩や礫岩は 10 m 以上の厚層り，年代的な証拠は示されていていなかった．一方，後理 – 数十 cm の中層理を呈し，しばしば斜交層理を呈す

藤（1986）は榀谷の本層砂岩から，手取層群に特徴的なる（第 9. 5 図 E，F）．また上方細粒化を示す部分が多く，

シ ダ 植 物 化 石 Onychiopsis elongata（Geyler）Yokoyama

細粒部は細粒砂岩 – 泥岩からなり，斜交葉理が発達するを報告した．

部分が多い．礫岩の礫は円磨度及び淘汰度共に高く，礫

300 m

20 50
30 65

植物片
40 80

40 80

N
300 m

350 m

第 9.5 図 A

40 85
30

40 80

350 m

400 m

普通角閃石安山岩
無斑晶安山岩
泥岩
砂岩

榀

礫岩

谷

400 m

凝灰質砂岩凝灰岩互層
蓮華変成岩
層理面の走向・傾斜
片理面の走向・傾斜
貫入面の走向・傾斜

100 m

第 9. 4 図 榀谷における手取層群基底部の産状を示すルートマップ
国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

− 50 −

7530

第 9. 5 図

手取層群の岩相
A：水上谷層下部の凝灰質砂岩・凝灰岩互層，榀谷，標高 310 m 付近．B：水上谷層下部の斜交層理の発達した礫岩・砂岩と灰緑色凝灰質泥岩，大滝谷，標高 325 m 付近．露頭左上側にハンマー．C：水上谷層最上部の砂岩泥岩互層と黒菱山層
最下部の礫岩，相又谷，標高 680 m 付近．D：水上谷層上部の層状砂岩，大平南西の林道沿い．E：黒菱山層の斜交層理の発達した砂岩・礫岩，相又谷，標高 520 m 付近．F：黒菱山層の斜交層理の発達した砂岩・礫岩，相又谷，標高 535 m 付近．

種はチャート，花崗岩，流紋岩，砂岩（オーソコーツァ

9. 3

イトを含む）を主とする（竹内ほか，2015b）．
年代

しりたかやまうちやま

尻高山層及び内山層

本層から示準化石及び U-Pb 年代などは報告されていない．下位の水上谷層がアプチアン階であり，か9. 3. 1
命名

つ本層も 109 Ma を示すざくろ石含有デイサイトに貫入

尻高山層（Srl，Sru）
吉村・足立（1976）が尻高山砂岩礫岩層と命名されることから，本層もアプチアン階である（竹内ほか，

し，Chihara et al.（1979）にて Shiritakayama Formation（尻2015a）．

高山層）とされた．竹内ほか（2015a）にて再定義された．
− 51 −

礫岩を伴う場合がある（第 9. 7 図 B）．礫種は，チャート，

河岸段丘堆積物

オーソコーツァイト，珪質凝灰岩，泥岩，砂岩などから普通角閃石安山岩

なる（酒井ほか，2012）．オーソコーツァイトの円磨度

暗緑色安山岩は高いが，チャート，砂岩，泥岩礫の円磨度はやや低い．

ざくろ石含有デイサイト

砂岩はアルコース質で，平行葉理が発達している（第 9. 7

泥岩
45 60

図 C）．

砂岩

年代と対比

礫岩

40 65

本層から示準化石は報告されていない．

層理面の走向・傾斜

後藤（1986）は境川沿い砂岩の本層から，手取層群に特貫入面の走向・傾斜

徴的なシダ植物 Onychiopsis elongata（Geyler）Yokoyamaを報告した．
竹内ほか（2015a）は麻尾山南方の林道沿いの砂岩と45 50

境川沿い左岸の砂岩中の砕屑性ジルコンの U-Pb 年代を

50 50

報告し，その内麻尾山南方の１試料より，最も若い年代
110 Ma のジルコンを含むことが明らかになった．このことや上位の親不知層に整合に覆われることから，尻高山層は，手取層群とは別の下部白亜系 – 上部白亜系とさ130921-4
ca. 109 Ma

ゲート

N

れた（竹内ほか，2015a）．

45 60

130921-3
123.4±4.0 Ma( 最も若い粒子 )

40 55

命名

内山層（Uc，Ur）
竹内ほか（2015a）は，本地域中央部から南部にかけて分布する安山岩及び流紋岩質火砕岩や溶岩を挟む砂岩，礫岩からなる下部白亜系 – 上部白亜系を内山層

35 55と呼び，定義した．

コンクリート

100 m

9. 3. 2

模式地

じゅう に かん の宇奈月町内山西方の十 二 貫 野 用水沿い（第9. 8 図）．
分布

宇奈月町内山の西方，宇奈月町中谷から小川ダ
おお ち やまム付近，小川温泉南方，大地山周辺及び笹小股谷中流部．
第 9. 6 図

境川における手取層群基底部の産状を示すルートマップ（竹内ほか，2015b）
国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを
追記した．

層厚

大地山付近で最大 500 m，小川温泉南方付近で360 m（竹内ほか，2015a）．
層序

小川より南西部では飛驒帯構成岩類を不整合に覆い，大地山及び笹小股谷では露頭で直接確認はされていないが，黒菱山層を不整合に覆うとされる（竹内ほか，
2015a）．内山層は，下部は礫岩，上部は安山岩や流紋岩

模式地：尻高山周辺．

の溶岩や火山砕屑岩からなり，砂岩を伴う．笹小股谷，

分布小川温泉南方及び中谷から小川ダム付近では，基底礫岩

あさ お やま本地域北東部の麻尾山，尻高山付近から上路川を伴い，その上位に流紋岩溶岩，流紋岩角礫岩を伴う．

北側の地域に分布する．
層厚200 m．

また，大地山や内山付近では，基底礫岩は認められず，層序

下位層との層序関係は確認できていないが，超礫岩，安山岩質及び流紋岩質火山砕屑岩からなる．
岩相

苦鉄質岩地帯に分布するため，超苦鉄質岩を不整合に覆本層の基底礫岩を含む下部の礫岩は，円磨度がうと推定される．礫岩優勢な下部層（Srl）と砂岩優勢

高い大礫～中礫礫岩であるが，基底付近では流紋岩角礫な上部層（Sru）に区分される．

をしばしば含む．流紋岩質火砕岩は全体として白色粗粒岩相

尻高山の東部及び南部では下部層が分布する．

凝灰岩で，安山岩は溶岩や凝灰角礫岩を主とする．

下部層は砂岩・泥岩を挟む礫岩からなる．礫岩は細礫 –模式地付近では，安山岩溶岩，安山岩質火山角礫岩，

中礫の円礫礫岩で，極粗粒 – 粗粒の砂岩を伴う．礫岩に凝灰角礫岩，凝灰岩を主とし，細礫から中礫を伴う粗粒は斜交層理が認められる．

砂岩を挟む．砂岩はアルコース質であるが，上部ほど砂

本層上部層は，境川沿いの右岸の採石場跡でよく観察

岩は白色中粒凝灰質砂岩（第 9. 7 図 E）になり，赤紫される．そこでは，層厚約 5 m で粗粒砂岩から泥岩への色安山岩溶岩を挟む．これらの溶岩や火山砕屑岩類は層上方細粒化する地層の積み重なりが認められ（酒井ほか，

厚 5 ～ 20 m である．

2012）（第 9. 7 図 A），各単層の基底部には細礫 – 中礫
− 52 −

笹小股谷標高 440 m 付近の発電用水取水口付近では，

第 9. 7 図

尻高山層及び内山層の岩相
A：尻高山層の礫岩から泥岩への級化構造，大平の北方．B：A の下部の淘汰不良の礫岩．C：A の上部の平行葉理の発達した砂岩．D：内山層下部の角礫岩，越道峠西方約 1 km の沢．E：白色粗粒凝灰質砂岩，宇奈月町内山の西方の十二貫野用水沿い．F：流理構造の発達した内山層の流紋岩，小川温泉の東方約 1 km 付近から南に分岐する沢の標高 420 m 付近．

本層最下部と考えられる大礫礫岩が分布する．礫の淘汰の認められる流紋岩溶岩（第 9. 7 図 F）が分布する．こ度は低く，亜円礫である．礫は，白色流紋岩，安山岩，の流紋岩溶岩は側方に流紋岩角礫岩に漸移する．
年代と対比

花崗岩の大礫を主とし，砂岩，凝灰岩，結晶片岩礫をわ本層から示準化石の報告はない．竹内ほずかに伴う（竹内ほか，2015a）．この上位は流紋岩質凝か（2015a）は模式地付近の赤紫色凝灰質砂岩中の砕屑灰岩が厚く重なり，流紋岩凝灰角礫岩や黒色泥岩を挟む性ジルコンから，最も若い U-Pb 年代値として約 110 Ma（第 9. 3 図）．

を報告し，また上位の親不知層に整合に覆われることか

小川温泉南方や負釣山北西方では，基底礫岩として，

ら，内山層を手取層群とは別の地層とし，下部白亜系－

円磨度の高い中礫礫岩や流紋岩角礫を多く含む大礫礫岩

上部白亜系とした．さらに尻高山層とは同時異相と考え（第 9. 7 図 D）などが分布する．これらの上位には流紋

た．

岩角礫岩が重なるが，小川温泉南方の沢では，流理構造− 53 −

9. 4
命名

200 m

おや しらず

親不知層（Oy）

茅原（1955）は親不知地域の安山岩火山砕屑岩

白色中粒凝灰質砂岩に対して親不知火山岩層と命名し，太美山層群下部相当

粗粒砂岩（下部に角礫岩）とした．吉村・足立（1976）は親不知火山岩層中に流紋岩質溶岩及び火山砕屑岩があることを発見した．山田ほか（2001）は親不知火山岩層から 89.7 ± 4.5 Ma，96.6

35 60± 4.8 Ma の K-Ar 年代を報告した．本稿ではこれらの先

105

行研究を踏まえて，累層名として親不知層と表記する．
と なみ

分布

極粗粒砂岩

布する．水上谷から笹川上流，小川にかけて狭小に連続
あいもとする．黒部川愛本の両岸にまとまった分布がある．

緻密安山岩 50
凝灰岩

境川沿いで 1,100 m 以上，笹川上流で約 300 m，

緑色凝灰角礫岩
黒色凝灰岩
50
87

40

中礫を伴う砂岩

緑色火山角礫岩
凝灰質中礫礫岩

上路川右岸地域では親不知層の安山岩凝灰角礫

用水
貫野
十二

小川右岸で約 300 m，黒部川右岸で約 600 m．
層序

中層理砂岩（下部に細礫礫岩）

安山岩

外波川左岸から金剛川にかけて西北西に帯状分層厚

中粒石英・長石質砂岩

赤紫色安山岩・凝灰岩

N

岩が尻高山層の優白質砂岩を覆い，一部指交する．笹川
上流では安山岩凝灰角礫岩が黒菱山層砂岩を覆う．黒部川愛本周辺では無斑晶質デイサイト溶岩が内山層を整合に覆う．
岩相

玄武岩質安山岩，ざくろ石デイサイト，無斑晶

質安山岩－デイサイトの 3 タイプの火山岩からなる．玄

第 9. 8 図武岩質安山岩は凝灰角礫岩を主岩相として，色調の異なる玄武岩質安山岩溶岩火山礫－岩塊を含み，強固結して内山層模式地のルートマップ
国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

暗灰色－赤灰色の基質を持つ（第 9. 9 図 A）．親不知海岸，
境川流域の広い範囲に分布する．卓越する溶岩火山礫は－デイサイトは金剛川沿いで，玄武岩質安山岩の上位側

かんらん石含有斜方輝石単斜輝石安山岩で，かんらん石に現われるが，ざくろ石デイサイトとの上下関係は不明の含有量は変化する．稀に普通角閃石を含むことがある．

である．塊状の溶岩が主体でしばしば流理が発達する．

石基は pilo-taxitic 組織である（第 9. 9 図 B）．卓越する同質の火山角礫岩を伴う．岩石学的特徴は金剛川周辺と火山礫の主成分化学組成は SiO2=50 ～ 56% である（第黒部川周辺で異なる．金剛川周辺は SiO2=56 ～ 60% の

9. 10 図）．ざくろ石デイサイトは玄武岩質安山岩を覆う

無斑晶質安山岩である．石基は hyalo-pilitic でガラスが弱溶結の火山礫凝灰岩で，境川海沢林道，親不知旧国道

保存されている（第 9. 9 図 F）．黒部川愛本付近では沿い（「砥如矢如」の刻印がある岩）などに散点的に分SiO2=65 ～ 70% の無斑晶質デイサイトで，石基は pilo-

布する（第 9. 9 図 C）．本質火山礫はざくろ石普通角閃

taxitic 組織を示す（第 9. 9 図 G，H）．

石含有黒雲母デイサイトであるが（第 9. 9 図 D），主成

親不知層の分布域は日本海に沿う鉄道や高規格道路の分化学組成を分析できる粗粒な本質岩塊は得られていな

トンネルが集中しており，工事記録から親不知層の安山

い．中生界黒菱山層及び親不知層玄武岩質安山岩に貫入岩及び流紋岩（デイサイト）に断層粘土を伴う破砕帯がするざくろ石デイサイト（荒戸谷，道不帰沢，下り谷，

複数あることが判明している（早坂ほか，1999）．

みち ぶ

き

年代と対比

笹川大俣谷上流）は SiO2=63 ～ 66% であることから，
デイサイトとして扱う（第 9. 10 図）．無斑晶質安山岩

第 9. 9 図

ざくろ石デイサイト溶結火山礫凝灰岩（地質図採取地点 1）についてフィッション・トラック

親不知層の産状→A：塊状で強固結の凝灰角礫岩．多源岩種からなり，緑灰色の単斜輝石玄武岩質安山岩が最も多い．ハンマー長 34 cm．親不知海岸（N36°59′36.34″，E137°41′40.33″）．B：凝灰角礫岩の顕微鏡写真（直交ニコル）．風波川河口（N36°59′41.4″，
N137°42′05.4″）．C：ざくろ石含有デイサイト弱溶結火山礫凝灰岩（W）と玄武岩質安山岩凝灰角礫岩（A）のコンタク
ト（走向傾斜 N74°E58°N）．境川海沢林道（N36°58′44.5″，E137°39′09.3″）．D：C の溶結火山礫凝灰岩基質部分の顕微鏡写真（単ニコル）．Pl：斜長石，Gr：ざくろ石，Qz：石英，Bt：黒雲母．E：無斑晶質安山岩溶岩．金剛川（N36°58′
28.3″，E137°37′46.7″）．F：E の顕微鏡写真（直交ニコル）．G：無斑晶質デイサイト．黒部川愛本橋上流側（N36°51′
37.8″，E137°33′16.3″）．H：G の顕微鏡写真（直交ニコル）− 54 −

− 55 −

第9 . 1表

親不知層のフィッショントラック及びウラン – 鉛年代

及び U-Pb 年代測定を実施した．試料から抽出されたジ

6

K2O (wt.%)

ルコン結晶は色調や晶癖が均質な自形結晶が主体である

烏帽子山層（溶岩）が，包有物や累帯構造も観察された．粒子毎の年代のば

宮崎層
最禅層
笹川層（中部）福平層

5

らつきは累帯構造などの異方性に起因すると考えて，全測定粒子の加重平均は 83.8 ± 5.3 Ma（1 σ）となった（第雁蔵層

笹川層（中部）

烏帽子山層

9. 1 表）．しかしながらフィッション・トラック長の短

親不知層

4

い物を含むことから，試料が冷却後再加熱を被り，若い

最禅層流紋岩年代となっている可能性もある．一方，同一結晶を対象とした U-Pb 年代測定では 28 粒子が 115-105 Ma の範囲

福平層デイサイト

3
宮崎層にあり，2 粒子は 199-189 Ma となった．後 2 粒子を除

烏帽子山層（火砕岩）
親不知層

いた 28 粒子の加重平均は，109.2 ± 0.8（2 σ）Ma となり，

2

ジルコン結晶の晶出年代を示していると解釈できる．以雁蔵層
福平層安山岩上からざくろ石デイサイトの噴出冷却年代は U-Pb 年代とフィッション・トラック年代をそれぞれ下限と上限と

1

親不知層

して，109-84 Ma の間である．山田ほか（2001）は金剛川の無斑晶質安山岩から 89.7 ± 4.5 Ma，境川のかんら

SiO2 (wt.%)

ん石単斜輝石斜方輝石安山岩から 96.6 ± 4.8 Ma の全岩

045

K-Ar 年代を報告した．ざくろ石デイサイトは境川の安第 9. 10 図

山岩より上位であることを考慮すると，ざくろ石デイサ
イトの噴出年代は 90-84 Ma に限定される．

− 56 −

50

55

60

65

70

75

80

85

親不知層火山岩の全岩化学組成
横軸 SiO2，縦軸 K2O，各重量パーセント（主成分
9 元素の総和を 100％に規格化した値）．産業技術総合研究所の蛍光エックス線分析装置 PW1404 で測定．

第 10 章白亜紀－更新世貫入岩類

（竹内
10. 1

誠）

岩は G90，貫入岩（Ⅱ）は F20，貫入岩（Ⅲ）は G3，V2-1

研究史及び概要に対比される（第 10. 1 図）．

白亜紀以降の貫入岩類は，前期白亜紀の貫入岩（Ⅰ），

北又谷花崗閃緑岩は，Suwa（1966）によって白亜紀

後期白亜紀の北又谷花崗閃緑岩，前期中新世の貫入岩の北又谷トーナル岩とされ，黒部川流域に広く分布する（Ⅱ），前期更新世の貫入岩（Ⅲ）がある．貫入岩（Ⅰ）

岩体とされ，現在の黒部川花崗閃緑岩も含んでいる．黒はざくろ石含有黒雲母普通角閃石デイサイト，貫入岩

部川峡谷鉄道の猫又駅付近の試料より，88 ± 9 Ma の黒（Ⅱ）は黒雲母流紋岩や優白質流紋岩，貫入岩（Ⅲ）は雲母 K-Ar 年代が報告された（野沢，1970）．内海ほか

数種類の安山岩や閃緑岩からなる複合岩体をなす（第（1995）は北又小屋付近の試料より，89.0 ± 0.9 Ma の黒10. 1 図）．原山ほか（2010）は黒部川流域の火成岩類を雲母 K-Ar 年代，85.1 ± 1.1 Ma の角閃石 K-Ar 年代が報

年代別に区分し，貫入岩（Ⅰ）は G100，北又谷花崗閃緑

告された．また，内海ほか（1995）や原山ほか（1996）

(Ma)

地質時代

第

完新世

更

四

世
鮮新世

生

中期 前期 後期 前期

新紀

新( 単斜輝石普通角閃石安山岩，
普通角閃石黒雲母安山岩）
貫入岩（Ⅲ）（普通角閃石黒雲母デイサイト，
単斜輝石普通角閃石安山岩〜閃緑岩，黒雲母トーナル岩）

G3

欅平閃緑岩など

G5

黒部別山花崗岩

中期

新
世

紀

前期

貫入岩（Ⅱ）（黒雲母流紋岩，優白質流紋岩）

23.0

古第三紀
中
生

白亜紀

後期

G90 北又谷トーナル岩

北又谷花崗閃緑岩

G100 黒部五郎岳閃緑岩など

貫入岩（Ⅰ）

代

前期

F20 珪長岩G60 有明花崗岩など
G70 剣岳花崗岩

66.0

100.5

G1 黒部川花崗岩
V2-1 爺ヶ岳火山岩類

中

第 三

代

後期

新

5.33

後期

0.01

2.59

周辺地域の火成活動（原山ほか，2010）［泊］地域（ざくろ石含有黒雲母普通角閃石デイサイト）

第 10. 1 図

泊地域の貫入岩類の相互関係と周辺地域との比較− 57 −

では黒部川花崗閃緑岩が分離され，北半分を北又谷トー

10. 2

ナル岩とした．山田ほか（2001）は角閃石黒雲母花崗閃

貫入岩（Ⅰ）（Dg）

緑岩やトーナル岩からなるとして北又谷花崗閃緑岩と呼分布んだ．

上路集落付近から笹川上流地域にかけて，北東
たきぶち

その他の貫入岩は安山岩やひん岩，珪長岩とされてお– 南西方向に，また境川中流域の滝淵付近から犬ヶ岳付り詳細な記載はなかった．石橋（1986）は境川沿いにざ近にかけて，北西 – 南東方向に分布する（第 10. 2 図）．

く ろ 石 ひ ん 岩 を 見 い だ し，62.2 ± 3.5 Ma の ジ ル コ ン

相又谷中流や大地山北東では貫入岩（Ⅲ）に付随して小フィッション・トラック年代を報告した．しかし，竹内

規模な分布が見られる．
岩相ほか（2015a）はこの岩石より，約 109 Ma のジルコン

ざくろ石含有黒雲母普通角閃石デイサイトから

U-Pb 年代を報告し，石橋（1986）が報告したフィッショ

なる．デイサイトは淡緑色を呈し，黒雲母，普通角閃石，

ン・トラック年代はより新期の熱イベントによる年代の斜長石，ざくろ石を斑晶として含む（第 10. 3 図 A － D）．

若返りの影響とした．また，山田ほか（2001）は境川沿

斜長石，黒雲母，普通角閃石の斑晶は約 1 mm で，ざくいに産する安山岩岩脈より，K-Ar 全岩年代 42.8 ± 2.1

ろ石斑晶は最大で 1 cm 程度である．北東 – 南西方向に

Ma を報告しているが，岩石中のカリ長石や黒雲母がか分布する岩脈ではざくろ石斑晶が目立つ．北西 – 南東方

なり変質しているため，変質年代の可能性があるとして，向の岩脈として産するデイサイトは肉眼ではほとんどざ

参考値としている．

くろ石は確認できないが，顕微鏡で確認できるサイズのものを少量含む．黒雲母や普通角閃石は自形であるが，137°45’ E
N

歌

37°N
外波

2 km

0

歌川

境

川

尻高山
上路

貫入岩（Ⅲ）（安山岩）谷榀

貫入岩（Ⅲ）（閃緑岩）
貫入岩（Ⅱ）

谷

大平

上

大

水

滝

北又谷花崗閃緑岩

谷

白鳥山

笹川

貫入岩（Ⅰ）

川

大地山

谷

戸

荒

犬ヶ岳
相又

谷

北又谷

舟

川
黒
部

川

瀬々薙谷

音谷

内山

第 10. 2 図泊地域の貫入岩類の相互関係と周辺地域との比較− 58 −

イ
サ
ワ
谷

川黒谷

小

ア

谷
虎
似

笹

谷

又

小

寝入谷

黒菱山

第 10. 3 図

貫入岩（Ⅰ），白亜紀ざくろ石含有黒雲母デイサイトの岩相と偏光顕微鏡写真
A：節理の発達したざくろ石含有黒雲母デイサイト，大滝谷，標高 250 m．
B：ざくろ石含有黒雲母デイサイトの研磨試料（120607-X），大滝谷，標高 250 m 付近．
C：ざくろ石含有黒雲母デイサイト（050831-1），林道大平線入口ゲート付近，直交ポーラー．
D：同上，単ポーラー．
E：ざくろ石含有黒雲母デイサイト（110519-5），滝淵，直交ポーラー．
F：同上，単ポーラー
Grt：ざくろ石，Pl：斜長石，Bt：黒雲母− 59 −

第 10. 4 図

緑泥石化している部分も多い（第 10. 3 図 E，F）．特に呈する（第 10. 4 図 B，C）．
変成作用

普通角閃石はほとんど緑泥石化している．石基は斜長石，
石英，普通角閃石などからなる．

北又谷花崗閃緑岩の岩相と偏光顕微鏡写真
A：北又谷花崗閃緑岩の研磨試料（100515-5），
小川の尾安谷出合付近．B：上記試料の偏光顕微鏡写真，直交ポーラー． C：同上，単ポーラー．
Bt： 黒 雲 母，Hbl： 普 通 角 閃 石，Pl： 斜 長 石，
Qz：石英

北又谷花崗閃緑岩の貫入に伴う接触変成作

用は，本岩体の北側，東側及び南東側に見られ，南西側

相又谷及び大地山北東に産する小岩体は，より新期のは断層により，未変成の地質体と接している．北部では，火成作用に伴う珪化作用を被っており，岩石は全体とし手取層群と来馬層群に貫入し，変成作用による黒雲母のて白色であるが，1 mm 程度の赤色のざくろ石斑晶が含形成は北又谷約 1 km，東側は漏斗谷の来馬層群と蓮華まれる．

変成岩に及んでいる．

貫入関係

大滝谷標高 440 m 付近や境川中流部では，

手取層群水上谷層に貫入するのが確認できる．また，笹

年代

また

ねこ

野沢（1970）は黒部地域の黒部川峡谷鉄道の猫又 駅付近の試料より，88 ± 9 Ma の黒雲母 K-Ar 年代を

川上流の林道沿いでは，手取層群黒菱山層に貫入するの報告し，内海ほか（1995）は北又小屋付近の試料より，が確認できる．北西 – 南東方向の岩脈はすべて来馬層群

89.0 ± 0.9 Ma の黒雲母 K-Ar 年代，85.1 ± 1.1 Ma の角に貫入している．

閃石 K-Ar 年代を報告した．後期白亜紀の年代を示す．

北東 – 南西方向の岩脈は，北に 40°程度傾斜しており，10. 4

岩脈の幅は最大約 250 m である．
年代

貫入岩（Ⅱ）（F）

竹内ほか（2015a）は境川中流の岩脈より，109
分布

Ma のジルコン U-Pb 年代を報告した．

小川ダム下流から小川沿いに南東へ北又小屋北西まで分布する．また大地山東方から相又谷中流，小川

10. 3

せ

北又谷花崗閃緑岩（Gk）

せ なぎだににかけて分布する．小岩体が瀬々薙谷周辺に分布する．
岩相

白色緻密な石基と 1 mm 程度大きさの平板状灰命名

Suwa（1966）は北又谷トーナル岩とした．

緑色の白雲母や短柱状の斜長石，球状の石英などの斑晶

分布

泊地域では，北又谷中流域から，定 倉山付近，が認められる流紋岩である（第 10. 5 図 B，C）．石基はさだ くら やま小川温泉東方などに分布する．
岩相

多くの斜長石と石英の微粒結晶からなる（第 10. 5 図 D，

中粒の普通角閃石黒雲母花崗閃緑岩からなる

E）．

（第 10. 4 図 A）．黒雲母と普通角閃石は自形－半自形を− 60 −

貫入関係

相又谷沿いの林道などでは，手取層群に貫第 10. 5 図

貫入岩（Ⅱ）（流紋岩）の岩相と薄片の偏光顕微鏡写真
A：粗粒花崗岩に貫入する流紋岩，小川ダムの南西の沢．B：上記流紋岩の拡大．C：流紋岩（100515-4）の研磨試料，小川温泉東方の林道沿い．D：上記試料の偏光顕微鏡写真，直交ポーラー．E：同上，単ポーラー .

入している．幅は約 100 m 以内で，数枚に分岐している．

10. 5

手取層群中ではシル状に貫入しているように分布する．

貫入岩（Ⅲ）（Ap，Ah）

小川ダムの南西の谷では粗粒花崗岩に貫入する．幅は約
分布40 cm である（第 10. 5 図 A）．
年代

岩脈（Ⅲ）には複数の貫入時期の岩体が含まれ本地域より年代は得られていない．類似する流ている．最大 1 km 程度の岩体をなす安山岩－閃緑岩及紋岩類は白馬岳周辺に大規模に分布し，白馬鑓ヶ岳付近

びデイサイト－トーナル岩（Ap）と安山岩岩脈（Ah）の珪長岩から，22.2 ± 0.3 Ma の K-Ar 全岩年代が報告さからなる．前者（Ap）の安山岩－閃緑岩は，大地山周れている（内海ほか，1995）．本地域の貫入岩（Ⅱ）は辺の荒戸谷中流，黒菱山南方，大地山北東，相又谷中流，

山田ほか（2001）においても珪長岩と称されており，白初雪山北西尾根，及び犬ヶ岳北東に，デイサイト－トー

しろうまやり が たけ

馬岳地域の珪長岩と類似した岩相を示す．手取層群堆積

はつゆきやまナル岩は荒戸谷中流，黒菱山南方，相又谷中流に分布す

時より後の活動であることも，珪長岩の年代と矛盾しなる．安山岩岩脈（Ah）は本地域全域に北西 – 南東方向

い．ここでは，白馬岳地域の珪長岩に対比できるものと及び北東 – 南東方向の断層に沿って貫入している．
岩相する．

Ap は，岩相変化が激しく，普通角閃石黒雲母

デイサイト－黒雲母トーナル岩と単斜輝石普通角閃石安
山岩－閃緑岩からなる．また，極めてまれで小規模だが，− 61 −

安山岩
閃緑岩
流紋岩
トーナル岩

500 m

手取層群

接触変成

断層

400 m

岩相界線

500 m

第 10.7 図 A, C, D
300 m

荒

戸

第 10. 6 図

第 10.7 図 B, E-H

N

400 m

谷

100 m

荒戸谷における貫入岩（Ⅲ）の産状を示すルートマップ
国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

流紋岩岩脈がこれらの岩石に貫入している．

閃石と緑泥石に置換されている．

荒戸谷では，黒雲母トーナル岩，単斜輝石普通角閃石

普通角閃石黒雲母デイサイトは相又谷に（第 10. 8 図），

安山岩－黒雲母含有単斜輝石普通角閃石閃緑岩が分布す

黒雲母トーナル岩は荒戸谷に典型的に分布する．普通角る（第 10. 6 図）．後者は，荒戸谷の標高 270 m 付近か

閃石黒雲母デイサイトは，2 ～ 3 mm の普通角閃石，黒ら 300 m 付近に分布し，下流側では斑晶が少ない単斜輝石普通角閃石黒色安山岩（第 10. 7 図 A）であるが，上流側では黒雲母含有単斜輝石普通角閃石閃緑岩（第雲母と斜長石の斑晶を含む，淡灰色のデイサイトである．
しばしば，約 1 m までの捕獲岩を含む（第 10. 9 図 A）．
捕獲岩は円磨されており，デイサイトより優黒質である．

10. 7 図 B）となる（第 10. 6 図）．両者の直接の関係は

一部，自破砕構造と考えられる角礫状の部分が見られる不明であるが，漸移しているものと考えられる．荒戸谷（第 10. 9 図 B）．普通角閃石，黒雲母や斜長石斑晶は自の標高 285 m 付近では捕獲岩を含む黒雲母デイサイトがわずかに分布し，流紋岩に貫入される．
単斜輝石普通角閃石黒色安山岩は（第 10. 7 図 C，D），

形をなすが，普通角閃石斑晶は多くの場合，緑泥石と方解石に置換されている（第 10. 10 図 A，B）．石基は斜長石，石英，不透明鉱物などからなる．黒雲母トーナル

1 mm 程度の普通角閃石と斜長石の自形の斑晶を含み，岩は細粒等粒状のトーナル岩からなり，やや優黒質であ石基は斜長石や単斜輝石，不透明鉱物などからなる．普る．

通角閃石斑晶のリムはオパサイト化している．またやや安山岩岩脈（Ah）は二種類の安山岩からなる．単斜

小さい普通角閃石斑晶は緑泥石とアクチノ閃石に置換さ輝 石 含 有 普 通 角 閃 石 安 山 岩（ 第 10. 9 図 C，D， 第

れていることが多い．緑簾石と緑泥石脈が見られ，一部石基にも緑簾石や緑泥石が形成されている．また，斜長石はセリサイト化したものもある．

10. 10 図 C，D）と無斑晶質安山岩（第 10. 10 図 E，F）
である．単斜輝石含有普通角閃石安山岩は，約 5 mm までの普通角閃石と斜長石斑晶が目立ち，淡灰緑色の緻密

黒雲母含有単斜輝石普通角閃石閃緑岩は（第 10. 7 図な石基からなる．岩脈には斑晶がほとんど見られない濃E – H），約 1 mm の単斜輝石と斜長石からなる完晶質の緑色の急冷周縁相が見られる．岩脈の幅が 1 m 未満の場

細粒閃緑岩である．単斜輝石は普通角閃石によって取り囲まれていることが多い．普通角閃石の多くはアクチノ

第 10. 7 図

合は全体が濃緑色で斑晶が少ない安山岩となる．無斑晶
質安山岩は黒色を呈し，斜長石を主体とし粒間は緑泥石

貫入岩（Ⅲ）の荒戸谷岩体の岩相→
A：単斜輝石普通角閃石安山岩（050602-1），荒戸谷．B：単斜輝石普通角閃石閃緑岩（050602-3），荒戸谷．C：単斜輝石
普通角閃石安山岩（050602-1），荒戸谷，直交ポーラー．D：同上，単ポーラー．E：単斜輝石普通角閃石閃緑岩（050602-3），
荒戸谷，直交ポーラー．F：同上，単ポーラー G：同上拡大（050602-3），荒戸谷，直交ポーラー．H：同上，単ポーラー．
Pl：斜長石，Cpx：単斜輝石，Hbl：普通角閃石，Bt：黒雲母− 62 −

− 63 −

N
600 m

第 10. 9 図 C
第 14.3 図 C

650 m

第 14. 3 図 A
第 10. 9 図 B
第 10. 9 図 A

50 m

第 14. 3 図 B
550 m

相

600 m

650 m

砕屑岩脈

ざくろ石含有デイサイト （珪化）輝石角閃石安山岩

泥岩 （手取層群）

断層角礫

礫岩 ・ 砂岩 （手取層群）

又谷
第 14. 3 図 D

無斑晶安山岩角閃石黒雲母デイサイト

第 10. 8 図

相又谷における貫入岩（Ⅱ）と（Ⅲ）の産状を示すルートマップ

第 10. 9 図

貫入岩（Ⅲ）の安山岩脈の岩相
A：多量の捕獲岩を含む普通角閃石黒雲母デイサイト，相又谷，標高 550 m 付近．B：普通角閃石黒雲母デイサイトの自破砕構造，相又谷，標高 570 m 付近．C：単斜輝石含有普通角閃石安山岩の周縁相．左側は破砕された手取層群の砂岩，
相又谷，標高 525 m 付近．D：単斜輝石含有普通角閃石安山岩（050531-3），相又谷の標高 500 m− 64 −

第 10. 10 図

貫入岩（Ⅲ）の安山岩脈の偏光顕微鏡写真
A：普通角閃石黒雲母デイサイト（101014-1），相又谷，標高 565 m 付近，直交ポーラー．B：同上，単ポーラー C：単斜輝石含有普通角閃石安山岩（050531-3），相又谷の標高 500 m 付近の南斜面の林道，直交ポーラー．D：同上，単ポー
ラー．E：無斑晶安山岩（050530-10），境川，直交ポーラー．F：同上，単ポーラー．
Pl：斜長石，Hbl：普通角閃石，Bt：黒雲母に充填されている（第 10. 10 図 E，F）．
貫入関係

輝石含有普通角閃石安山岩によって貫入されている．

Ap の単斜輝石普通角閃石安山岩－閃緑岩

年代

貫入岩（Ⅲ）から詳細な年代値の報告はない．

と黒雲母トーナル岩が他の岩石に貫入して接している露

相又谷の普通角閃石黒雲母デイサイトが中新世流紋岩に頭は確認できていないが，分布より，手取層群に貫入し貫入すること，いずれの岩体も削剥を受けて断面が露出ていると考えられる．普通角閃石黒雲母デイサイトは相していることから，貫入岩（III）の活動時期は中新世以又谷にて，貫入岩（II）の中新世流紋岩に貫入し，単斜降，更新世以前と推定される．

− 65 −

第 11 章古第三系火山岩（古川竜太）
11. 1
研究史

岩相

研究史及び概要

溶結火山礫凝灰岩が主岩相で，その溶結度，火

山礫と石質岩片の含有量は多様である．一般に褐灰色 –泊地域の古第三系は市村（1935），石井（1937）

帯赤褐灰色を呈し，柱状節理は不明瞭である（第 11. 1により下位の白亜系火山岩と併せて「第三系」の珪長質図 A）．分布域全般で北西に約 20 ～ 50°傾斜した同斜構火山岩と認識されていた．藤井（1959）は火山岩のうち，造を示す．偏平なレンズ状本質火山礫 – 火山岩塊を多く溶結凝灰岩を主体とする部分を烏帽子山ネバダイト質層含み，同質な基質に支持される．少量の石質岩片を含む．

として，富山県南西部に発達する太美山層群（池邊，本質レンズ状火山礫は斑晶として最大 5 mm 程度の粗粒

1950）に対比した．石橋（1986），山田ほか（2001）らな石英，斜長石，カリ長石を多量に含み，黒雲母と角閃の放射年代測定によって，溶結凝灰岩が古第三系である

石を様々な量比で含む（第 11. 1 図 B）．石基は脱ガラ

ことが明確になった．

ス化していることが多い．石英と斜長石は湾入構造を呈

え

概要

ぼ

し やま

泊地域の古第三系は，烏帽子山層のみである．

し，楕円形の珪長岩質包有物を多く含む．黒雲母はこげ

溶結した火山礫凝灰岩を主体としており，溶結度や火山

茶色の強い多色性を呈する自形結晶であり，本質レンズ

礫の種類などは変化がある．陸上で堆積した流紋岩大規の伸張方向と同方向に配列するものが多い．火山礫凝灰模火砕流堆積物とそれに付随する岩相と解釈される．一岩の基質は本質レンズ状火山礫と同質な破砕粒子からな部で溶岩を伴う．下位の白亜系とは不整合関係である．

り，脱ガラス化して珪長岩組織を示すものが多い．ガラ

富山県南部の太美山層群の一部，長野県北西部 – 新潟県

ス質な基質が残存する部分では発泡組織を持つガラス片

西部の石坂層（石坂流紋岩）に対比される．

が変形結着した溶結組織が顕著である．小川河床では溶

11. 2

結凝灰岩中に挟在する流紋岩溶岩が厚さ 8 m にわたって

烏帽子山層（W）

挟在する（第 11. 1 図 C）．溶岩は下位の溶結凝灰岩とシャープな境界を持ち，下面付近は流理が発達する．溶命名

藤井（1959）を再定義する．藤井（1959）は烏岩の中心部は伸張した気泡を少量含むが，流理は見られ

帽子山ネバダイト質層として，太美山層群相当層の一部

ない．斑晶は斜長石のみで珪長岩質石基である（第とした．吉村・足立（1976）は同じ地質体を笹川溶結凝

11. 1 図 D）．
年代と対比

灰岩と呼んだ．「笹川層」は市村（1935）が隣接する中地質図地点 2 から採取した本層の溶結火

新統堆積岩に対して既に使用していることから，藤井山礫凝灰岩を粉砕して，本質火山礫のみを抽出して，放（1959）の地層名を踏襲する．溶岩も含めた累層として

射年代測定を行った．試料から抽出したジルコン結晶は烏帽子山層とする．

色調や晶癖が均質で，十分な個数が得られている．30

模式地
分布

朝日町笹川上流（藤井，1959）．

粒子の加重平均値は 54.3 ± 3.4（1 σ）Ma となった（第金剛川左岸から舟川上流南西にかけて北東 – 南

11. 1 表）．しかしながらフィッション・トラック長が短

西方向に帯状分布する．黒部川左岸，下立の南方にも断い物が存在していることから，試料が冷却後再加熱を続的に分布する．境川右岸の親不知層分布域では尾根上被っていて，年代が若く出ている可能性もある．一方，に石英を含む溶結凝灰岩の礫が点在しており，烏帽子山

同一結晶を対象とした U-Pb 年代測定では粒子毎の年代層の浸食残丘と思われる．

は比較的狭い範囲に集中して，65.6 ± 0.48（2 σ）Ma

層厚

笹川沿いで約 900 m，小川沿いで約 500 m，黒部川左岸，仁王堂川上流で約 300 m．
層序という値が得られた．本試料は流紋岩マグマの活動であり，その温度がジルコン結晶における U-Pb 系の閉鎖温

本層は笹川上流域で親不知層安山岩を直接覆度より低温である可能性がある．以上から烏帽子山層のう．山田ほか（2001）では東方の水上谷林道沿いでは基年代は U-Pb 年代とフィッション・トラック年代をそれ

底に緑灰質凝灰質礫岩を伴い，不整合関係とされている．

ぞれ下限と上限として，66 ～ 54 Ma の間である．石橋

小川右岸の荒戸谷では親不知層を不整合に覆い，黒菱山（1986）は笹川沿いの溶結凝灰岩から 54.7 ± 1.9 Ma の層と断層で接する．小川左岸の下り谷では親不知層，内フィッション・トラック年代を報告している．原山（2006）

山層と断層を介して接する．下り谷の断層は顕著な破砕は現在普遍的な壊変定数を用いれば，その年代は 1 ～ 2

帯を伴い，断層地形が明瞭である．

M.y. 古くなる可能性を指摘しており，今回のフィッショ− 66 −

第 11. 1 図

烏帽子山層の産状
A：溶結火山礫凝灰岩．最大長径 20 cm の偏平化した軽石レンズを多量に含む．ハンマー長さ 34 cm．南保富士林

道（N36°55′28．5″，E137°36′3.4″）．B：A の顕微鏡写真（直交ニコル）．Qz：斑晶石英，B ｔ：黒雲母，AF：ア

ルカリ長石 C：赤灰色溶結火山礫凝灰岩を覆う褐色流紋岩溶岩．溶岩基底のハンマー長さ 27 cm．基底部 10 cm には縞状組織が発達する．小川河床（N36°54′05.3″，E137°35′44.4″）．D：C の顕微鏡写真（直交ニコル）．（PL）は斜長石斑晶が細粒石英に置換された骸晶．

第 11. 1 表

烏帽子山層のフィッショントラック及びウラン – 鉛年代

ン・トラック年代測定結果とは整合的である．

美山層群と泊地域の烏帽子山層が同時期である必然性は

これまで長野 – 新潟県境西部の石坂層については，ないが，長野 – 新潟県境西部の年代観（58 ～ 54 Ma）

フィッション・トラック年代及び K-Ar 年代で 58 ～ 54

からは外れる可能性がある．こうした広い分布を持つ溶

Ma の値が得られている（石橋，1986 など）．一方，富結凝灰岩類は，噴火直後は飛騨山脈北部から富山県南東山県南東部の太美山層群は岩相が類似しており（角・野部を広く覆っていたものの，鮮新世以降の隆起などに沢，1973），黒雲母の K-Ar 年代として，66.7 ～ 66.2 ± 1.5

よって現在の狭長な分布が残されたと解釈されている

Ma が得られている（金子，2001）．富山県南東部の太（原山，2006）− 67 −

第 12 章新第三系 – 下部更新統（長森英明・古川竜太）
12. 1

か（1996）の 20 万分の１，富山県（1970）の 15 万分の研究史及び概要

１，藤井ほか（1992）の 10 万分の１，石井（1937）の

富山県の新生界層序の研究は槇山（1930）にはじまり，

7 万 5 千分の１，富山県・工業技術院地質調査所名古屋

多くの研究が行われてきた．富山県に分布する新第三系

出張所編（1967）及び富山県（1987）の 5 万分の１など

は，富山県の中央に位置する八尾地域一帯が模式的とさがある．化石は，大桑 - 万願寺動物群に対比される軟体

れ，下位より楡原層，岩稲層，黒瀬谷層，東別所層，天動物（市村，1935），珪藻（伊藤，1985；伊藤・渡辺，

狗 山 層， 音 川 層， 三 田 層 に 区 分 さ れ る（ 絈 野 ほ か，

1988），有孔虫（千地，1961），ウミガメ上科や束柱目な

1961；坂本，1966；相馬，1982，早川・竹村，1987；富どの脊椎動物（藤井・森，1961，1964；Shikama，1966）

山県，1992 など）．これらの新生界は，いくつかの層群などの報告がある．岩城・伊藤（2000）は地磁気層序とに括られている．それらの名称は，藤田・中川（1948）

平均偏角の検討から，魚津地域（本地域西隣）では岩稲による岩稲，八尾，南蟹谷，音川の各層群の提唱に始ま層や八尾層の形成以降にユーラシア大陸に対する時計回り，多くの研究者によって再定義や新称の提案がなされり回転を被っているとした．

やつ お

にれはら

おと かわ

いわいね

み

くろ せ だに

ひがしべっしょたみなみかん だおん ま

まんがん じうお づてきた．主な層群名の提唱例として，先に述べた藤田・本地域の新第三系 – 下部更新統は海成層であり，南西

中川（1948）のほか，池邊（1949）の加越累層群（岩稲– 北東方向に延びる黒菱山断層と扇状地性三角州（ファ層群，余川層群），坂本ほか（1959）の北陸層群，富山ンデルタ）の堆積物からなる平野部に挟まれ，帯状に分層群，早川・竹村（1987）の八尾層群，砺波層群などが布し，いずれも北西ないし，西北西方向へ傾斜する．下ある．ただし，同一名称の層群名が用いられていても，部 – 中部中新統は，南西地域では坪野層，釈泉寺層，福

含まれる地層や定義が異なっている例が多く，層群区分

平層が，中部から北東地域では雁蔵層，羽 入 層，笹川層，

か えつ

と なみ

つぼ の

ひら

がんぞう

さ ぜん

しゃくせん じ

は にゅう

ふく

ささがわ

たか ばたけの見解は多様である．ただし，最近の研究例では，早川・最禅層が分布する．中部中新統の高 畠 層がこれらの下

竹村（1987）の区分が用いられていることが多い（柳沢，位層を不整合または整合で覆う．鮮新統から下部更新統

1999；金子，2001 など）．

は，室田層，横尾層，宮崎層に区分される．室田層の下

富山県下に分布する新生界層序の多くは，八尾地域一

むろ だ

かさやぶり

部には，笠 破 軽石質テフラが挟まれる．

帯の層序単元名を用い，それぞれに多くの部層を設定す本論では，本地域の新生界は八尾地域一帯の模式層序る研究例が多い（槇山，1930；坂本 1966 など）．富山県との年代的な対比が十分でないため，各層の層序単元をの新第三系は珪藻や浮遊性有孔虫などの微化石層序

層（Formation）に統一した．本地域の新生界の層序表（Ikebe et al.，1972； 千 地・ 池 辺，1973； 谷 村，1979；

を第 12. 2 図に，地質分布概略図を第 12. 3 図に示す．

Hasegawa and Takahashi，1992；佐藤ほか，1991；柳沢，1999；佐藤ほか，2010 など），古磁気層序（Itoh，1986，
1988；伊藤・早川，1988，1989；伊藤・渡辺，2000；岩城・ 伊 藤，2000 な ど ）， テ フ ラ 層 序（ 田 村・ 山 崎，

市村（1935）

藤井（1959）

伊藤（1985）
横尾累層

泊層

横尾砂質泥岩層
泊
高畠砂岩層
累 宮崎安山岩質集塊岩層
余 層 最禅シルト岩層
川

2004；田村ほか，2005 など），K-Ar 年代（柴田，1973；
石油公団，1985；金子，2001 など）やフィッション・泊

トラック年代（早川，1983；早川・壇原，1986；角井，層

1986 など）により，それぞれ詳細な層序が明らかにさ群れている．しかしながら，年代層序間の比較を試みると，年代が一致しないことも指摘されている（柳沢，1999；

笹川層

雁蔵基底礫岩金子，2001；伊藤・渡辺，2006）．

複輝石安山岩

泊地域の新生界の研究は，八尾地域一帯の膨大な報告に比べて少ない．本地域における層序の研究は，市村第 12. 1 図

（1935）にはじまり，基本的な層序が，市村（1935），藤井（1959），伊藤（1985）によって提案されている（第12. 1 図）．本地域を含む広域な地質図としては，原山ほ− 68 −

層
群

笹川累層

雁蔵累層

高畠累層
宮崎累層
山合川累層

本報告
横尾層
宮崎層
高畠層

最禅累層
笹川累層
羽入累層
雁蔵累層

最禅層
羽入層

笹川層

雁蔵層

黒部川右岸地域の層序比較
黒部川右岸地域で報告された層序の比較を，記載
及び地質図を元にして行った．なお，各の地質図と層序概念が異なっているため，厳格な比較はで
きない．

八尾地域

黒菱山断層以東

更

「泊」
図幅地域
南西部
中央部

新前
期

横尾層 宮崎層

世
後
鮮期
新
世

三田層

北東部
NPD9（2.7-2.6～2.0Ma）①
Ka-Ar 2.44±0.04 Ma ②

U-Pb 2.40±0.10 Ma，FT 2.36±0.52Ma ③
U-Pb 2.57±0.11 Ma，FT 1.82±0.12Ma ③

室田層
笠破軽石質テフラ

FT 3.5±0.2, 3.2±0.2Ma, U-Pb 3.35±0.05Ma ④
U-Pb 3.85±0.10Ma，FT 3.76±0.82Ma ③

前
期

後

音川層

期

天狗山層

U-Pb 16.2±0.2Ma，FT 17.5±1.1Ma ③

高畠層

中中

東別所層

新期

医王山層

世

黒瀬谷層

岩稲層

前

楡原層

最禅層

福平層

釈泉寺層

笹川層

N9～N10?（15.1-14.8～？ Ma）⑤
N9（15.1-14.8Ma）⑤
U-Pb 16.3±0.24Ma，FT 14.0±0.9Ma ③
FT 17.5±2.1Ma ⑤
FT 18.2±1.1Ma, U-Pb 16.2±0.2Ma ④

雁蔵層

FT 12.2±1.0Ma, U-Pb 15.9±0.2Ma ④期

第 12. 2 図

羽入層

坪野層

NPD5B (12.9～11.5Ma) ⑤
U-Pb 13.5±0.20Ma，FT 11.3±0.9Ma ③

NPD 4A（15.9-14.9Ma）⑥FT 13.7±0.9Ma ⑦

泊地域の中新統 – 下部更新統の層序概略図
各年代値が報告された地層を黒丸印で示す．①：伊藤・渡辺（1988），②：西来ほか（2014），③：Itoh et al.（2016），④：
本報告，福平層の年代値は黒部地域内の値，⑤：伊藤（1985），⑥：伊藤ほか（1994），魚津地域内のデータ，⑦：伊藤・渡辺（2006）．珪藻化石層序のコード番号及び年代値は Yanagisawa and Akiba（1998）に従った．八尾地域の層序は，藤井ほか（1992）に従った．

12. 2岩），石井（1937）の玻璃質集塊安山岩の一部にほぼ相

がんぞう

雁蔵層（Gn）

当する．藤井（1959）はこれを雁蔵累層と再定義したが，伊藤（1985）はさらに雁蔵累層と羽入累層に区分した．

命名

市村（1935）の雁蔵基底礫岩に基づく．藤井（1959）によって層序単元が変更され，雁蔵累層とされた．

本報告では伊藤（1985）の雁蔵累層を新たな調査結果に基づいて改訂したものを雁蔵層とする．
分布

本報告では雁蔵層とする．
がんぞう

は にゅう

模式地

朝日町雁蔵東方の笹川河床（藤井，1959）．

層序

下位の烏帽子山層と黒菱山断層を介して接するの羽 入 集落南方にかけて北東 – 南西方向に帯状に分布
する．

とされるが（藤井，1959 など），明瞭な露頭はない．
層序比較

しっちゃだに

大谷川上流から笹川上流，七重谷川，小川左岸

市村（1935）の雁蔵基底礫岩（複輝石安山− 69 −層厚

笹川上流で 180 m，羽入で 300 m 以上．

岩相

暗灰色安山岩溶岩の単源岩種からなる火山角礫

大
谷
川

日

本

× 宮崎

海

E

×T

笹川
A×

横尾

最禅

×
S×

×

凡例
中部更新統-完新統
段丘堆積物
宮崎層
横尾層
笠破軽石質テフラ
室田層
砂岩
高畠層
流紋岩
砂質泥岩
最禅層
流紋岩
釈泉寺層
泥岩
笹川層
流紋岩
羽入層
坪野層
福平層
雁蔵層
中-古生界, 古第三系

笹川

×
Ｌ×

雁蔵
南保

高畠 B× J
×
×
×

小

川

小

川

×
×

M

断

層

黒
菱
山
断
層

山合川
山崎

×K

I×
×
H

断層
埋没断層

NO

船
D
川 ×
×
F

羽入

R

×

×
××
×
×
×

P

川

部

黒
×C

Q×

明日

下立

層
断
立
下

×G
×

嘉
例
沢
断
層

1Ｋｍ

36゜55’10”9N
137゜29’49”0E

36゜55’10”9N
137゜37’10”9E− 70 −

岩石記載

岩及び凝灰角礫岩を主岩相とする．北方の大谷川では火雁蔵層を構成する安山岩は単斜輝石，斜方

山礫凝灰岩と凝灰質砂岩に移化する．火山礫凝灰岩は多輝石，斜長石を主な斑晶として含み，普通角閃石及びか源岩種からなり，酸化度の異なる安山岩溶岩岩片を主体

んらん石が稀に含まれる．石基はハイアロオフィティッとする．羽入南方の採石場と蛭谷では安山岩溶岩が露出

クからインターグラニュラーまで変化に富む．全岩化学する．羽入南方の採石場では厚さ 10 m 以上の塊状溶岩

組成では SiO2=55 ～ 58wt.% の玄武岩質安山岩の範囲にと同質な凝灰角礫岩が露出する（第 12. 4 図）．

ある（第 9. 10 図）．

びるだん

第 12. 4 図

←第 12. 3 図

雁蔵層の溶岩及び凝灰角礫岩
羽入南方の採石場（36°53′56.2″N，137°35′
43.7″E）．
A：露頭下半部は暗灰色安山岩溶岩，上半部
は火山角礫岩～凝灰角礫岩からなる．B：露
頭中間部における溶岩から角礫岩への漸移部
分のクローズアップ．塊状溶岩と破砕部が混在する．草かきの柄の長さ 80 cm．C：安山
岩溶岩の鏡下写真（直行ニコル）．斑晶 PL：
斜長石，OPX：斜方輝石，CPX：単斜輝石．

泊地域の新生界地質分布概略図
走向傾斜は省略した．既報の年代値及び主要な化石産地，本報告の年代値の試料採集地点を，×印で示した．
A：横尾層，Denticulopsis seminae var. fossilis 帯（珪藻化石，2.7–2.6 から 2.0 Ma，伊藤・渡辺，1988）B：横尾層，D.
seminae var. fossilis 帯（珪藻化石，2.7–2.6 から 2.0 Ma，伊藤・渡辺，1988）C：未区分層，2.3 ± 0.3 Ma（ジルコン，
LA–ICP–MS–FT），2.33 ± 0.04 Ma（ジルコン，U-Pb）（本報告）D：室田層，凝灰岩，ジルコン U-Pb 2.40 ± 0.10 Ma，ジルコン FT 2.36 ± 0.52 Ma（Itoh et al.，2016）E：宮崎層，2.44 ± 0.04 Ma（K-Ar，西来ほか，2014）F：室田層，凝灰岩，ジルコン U-Pb 2.57 ± 0.11 Ma，ジルコン FT 1.82 ± 0.12 Ma（Itoh et al.，2016）G：笠破軽石質テフラ，3.2 ± 0.2
Ma（ジルコン，LA–ICP–MS–FT），3.35 ± 0.05 Ma（ジルコン，U-Pb）（本報告）H：笠破軽石質テフラ，3.5 ± 0.3 Ma（ジルコン，LA–ICP–MS–FT）（本報告）I：笠破軽石質テフラ，ジルコン U-Pb 3.85 ± 0.10 Ma，ジルコン FT 3.76 ± 0.82
Ma（Itoh et al.，2016）J：高畠層，Barron（1980）の D.hustedtii – D.lauta zone の b subzone（珪藻化石，12.9–12.4 Ma，伊藤，1985）K： 高 畠 層， ジ ル コ ン U-Pb 13.5 ± 0.20 Ma ジ ル コ ン FT 11.3 ± 0.9 Ma（Itoh et al.，2016）L： 最禅層，Blow（1969）N.9–N.10?（浮遊性有孔虫化石，15.1–14.8 ～ ? Ma，伊藤，1985）M：最禅層，Blow（1969）N.9–N.10?（浮遊性有孔虫化石，15.1–14.8 ～ ? Ma，伊藤，1985）N：最禅層，Blow（1969）N.9–N.10?（浮遊性有孔虫化石，15.1–14.8～ ? Ma，伊藤，1985）O：最禅層，Blow（1969）N.9（浮遊性有孔虫化石，15.1–14.8 Ma，伊藤，1985）P：最禅層，Blow（1969）N.9（浮遊性有孔虫化石，15.1–14.8 Ma，伊藤，1985）Q：最禅層，Paleopaardoxia tanabei 産出地点（宇奈月町 史 追 録 編 纂 委 員 会，1989）R： 羽 入 層， ジ ル コ ン U-Pb 16.2 ± 0.2 Ma， ジ ル コ ン FT 17.5 ± 1.1 Ma（Itoh et al.，2016）S：笹川層，凝灰岩，17.5 ± 2.1 Ma F.T.（伊藤，1985）T：笹川層，流紋岩，18.2 ± 1.1 Ma（LA–ICP–MS–FT），
16.2 ± 0.2 Ma（U-Pb）（本報告）− 71 −

年代及び対比

本層から独立に年代は得られていない

法では 15.9 ± 0.2 Ma の年代が得られた（第 12. 1 表）．

が，上位の笹川層の流紋岩から前期中新世を示すフィッ

U-Pb 年代は測定対象のジルコン結晶の生成年代を示し，ション・トラック年代値（18 ～ 16 Ma）が得られていフィッション・トラック年代は噴出年代または噴出後にること（第 12. 6 節参照）から，雁蔵層は前期中新世と変質や周辺の火成活動による再加熱後の冷却年代を示しなる．

ていると解釈できる．よって福平層の噴出年代はおよそ
16 ～ 12 Ma の範囲である．本報告の福平層は岩相から

ふくひら

12. 3

福平層（Fk）

金子（2001）の福平層角川安山岩部層に相当し，そのK-Ar 年 代 は 15.3 ～ 12.2 Ma と 報 告 さ れ て い る． 金 子

命名今村ほか（1951）により命名された．

模式地

ふ

せ がわ

1951）．
分布（2001）は珪藻化石分帯（柳沢，1999 など）と古地磁気

た もみ

魚津地域の布施川上流及び田籾川（今村ほか，

層序（伊藤・渡辺，2000 など）との食い違いを指摘しているが，今回のフィッション・トラック年代は K-Ar

か れいざわ

本地域では南端の黒菱山断層と嘉例沢断層に挟

年代測定に基づく年代観を支持している．

まれた狭い範囲に分布し，南東傾斜を示す．南西隣の黒12. 4

部地域の嘉例沢周辺から南西に帯状に分布し，特に魚津
かどかわ

つぼ の

坪野層（Ts）

地域の片貝川黒谷から魚津市大熊の角川ダム付近にかけ命名て広く分布する（角・野沢，1973）．
層序

本地域では下位の烏帽子山層に隣接するが，直部層とした坪野凝灰質砂岩層に基づく．本報告では層序単元を変更し，坪野層とする．

接の関係は確認できない．
層序比較

本層の名称は，角・野沢（1973）が八尾累層の模式地

本地域南隣，黒部市布施川付近に分布する

魚津地域に位置する魚津市坪野南方の谷かうつろ

火山岩類を今村ほか（1951）が福平層として定義した．角・ら，その南西方の魚津市宇都呂へかけての間（角・野沢，野沢（1973）はこれを八尾層の一部として扱い，福平凝1973）．

灰角礫岩火山円礫岩部層と再定義した．金子（2001）は層序

本地域では，本層の下限の分布が黒菱山断層に同部層を再検討して 7 部層に岩相区分し，それらをまと切られているために下位との関係は不詳である．金子めて福平層として再定義した．本地域内には金子（2001）（2001）によれば，魚津地域において，本層は福平層のの福平層のうち，角川安山岩部層の北方延長が分布する部層である護摩道凝灰角礫岩部層，小菅沼火山角礫岩部と思われるが，対比が明確でない．このため本報告では層及び角川安山岩部層を整合で覆う．

ご

層序比較

金子（2001）の定義による部層区分は行わない．
層厚

黒部地域の田籾川で 300 m 以上．魚津地域の片こ すがぬま富山県内の新生界において“坪野”という地名を含む地層名は，藤田 ･ 中川（1948）が命名した南蟹谷層群坪野層と角・野沢（1973）が設定した八尾累層

貝川と早月川の間で 500 m 以上（角・野沢，1973）．
岩相

ま どう

かどがわ

本地域内における良好な露頭が乏しいため，隣の部層である坪野凝灰質砂岩層の 2 つの異なる層準の地

接する黒部地域での田籾川沿いの岩相について記述す層に対して用いられている．命名の先取性の観点からする．田籾川沿いに安山岩 – デイサイト溶岩及び同質な火ると藤田 ･ 中川（1948）の坪野層が有効となる．ところ

山角礫岩が分布する（第 12. 5 図 A）．田籾川上流ではが，藤田 ･ 中川（1948）は層序のみを報告したに過ぎず，含礫凝灰質砂岩に整合に覆われる．この砂岩は金子

地質図による分布の図示や記載がなく，その詳細が明ら（2001）の坪野凝灰質砂岩に対比される．嘉例沢の西方かでない．藤田 ･ 中川（1948）の坪野層の名称を用いてでは安山岩の見かけ上位側に軽石を主体とする火山礫凝地質図として最初に公表されたのは，早川・竹村（1987）

灰岩及び細粒物に乏しいラピリストーンが分布する．厚の音川累層坪野シルト岩部層である．しかし，早川・竹さ 50 m 以上で不明瞭な成層構造を示す（第 12. 5 図 B）．

村（1987）の坪野シルト岩部層に該当する地層は，分布

軽石は明褐色を呈するが，内部は灰色で発泡の悪いスコや岩相から判断して，すでに坂本・野沢（1960）によりリア状の火山礫を含み，異質岩片を多量に含むことがあ

音川層の部層，青井谷泥岩層として記載がなされている．

る．

よって，藤田 ･ 中川（1948）の地層名に基づいた早川・

岩石記載

無斑晶質 – 斜長石斑晶に富むものまで変化

竹村（1987）の坪野シルト岩部層の地層名は，坂本・野を示し，変質していないものは暗灰色で，斑晶に斜長石

沢（1960）の青井谷泥岩（部）層とすることが適切であと少量の単斜輝石及びかんらん石を含むことがある．石る．以上のことから，本報告では，藤田 ･ 中川（1948）

基はピロタキシティック組織を示す．全岩化学組成ではの“坪野層”を無効と判断し，角・野沢（1973）が命名

SiO2=58 ～ 68% の安山岩と 68% 前後のデイサイトに分した坪野凝灰質砂岩層に対して坪野層の名称を用いる．

かれる（第 9. 10 図）．
年代及び対比本層は，今村ほか（1951）の池尻層の下部と新村層下

黒部地域の田籾川沿いの本層デイサイ部の一部に相当する（角・野沢，1973）．
分布ト溶岩の年代測定を行った．ジルコンのフィッション・
トラック年代（結晶内部面）では 12.2 ± 1.0 Ma，U-Pb

本層は魚津，黒部及び本地域にまたがって帯状に分布する（今村ほか，1951；角・野沢，1973）．本層− 72 −

第 12. 5 図

第 12. 1 表

新第三系のフィッショントラック年代及びウラン – 鉛年代測定結果
自発核分裂飛跡

地層名

岩石名

採集場所

福平層の岩相A：福平層のデイサイト溶岩塊状部．布施川支流田籾 川 左 岸（N36 °49 ′19.4 ″，E137 °31 ′32.0 ″）．B：
福平層の軽石火山礫凝灰岩．嘉例沢西方（N36°49′
50.8″，E137°31′58.2″）．ハンマー長さ 34 cm．C：
岩相 A の顕微鏡写真（直交ニコル）．PL：斜長石．D：
フィッショントラック年代測定試料採取位置（A の露頭）．基図に国土地理院電子国土基本図を使用．

地質図 含有結晶
測定ジルコ
測定方法 ン結晶数
地点番号
量

未区分更新統軽石質火山砕屑岩

宇奈月町明日8笠破軽石質テフラ

軽石質火山砕屑岩

宇奈月町下立笠破軽石質テフラ

軽石質火山砕屑岩

朝日町小在池笹川層

流紋岩火山角礫岩 烏帽子山林道新線

4

福平層

デイサイト溶岩-2

Uスタンダード計数 相関係数 χ2検定

U総計数
-2

Νu

8

150148ρs(cm )Νsρu (cm )589

5.84×105ρustd

ウラン フィッショント
濃度
ラック年代

206

コンコーダント
粒子/全粒子

Pb/238U 207Pb/235U

Ν usd

r

Pr(χ ) (%)

940.2

29523

0.482

31

590

2.3±0.318/30

2.33±0.04
3.35±0.05

×104cm-2)2(ppm) Age±1σ(Ma)

Age±2σAge±2σ外部面

18

3.46×10

6

ED2

29

3.74×10407

7.07×108769670

1441

453

0.767

19

460

3.2±0.2

29/30

5

外部面

30

5

3.64×10321

6.38×108562398

1439

452

0.393

34

420

3.5±0.3-

5000粒/0.30kg

内部面

30

1.35×106961

2.22×108

157937

1376

432

0.901

0

150

18.2±1.1

28/30

16.2±0.2 17.5±0.7

200個/0.30kg

内部面

23

1.90×1071586

1.61×109

133315

48

452.6

0.626

0

3160

12.2±1.023/23

15.9±0.21 17.1±0.76

田籾川左岸林道 黒部図幅内--

測定：京都フィッショントラック(株)．Ns，Nu：自発，線量ガラスそれぞれの総フィッショントラック数．ρs，ρu：自発，線量ガラスそれぞれの総フィッショントラック密度．r：ρsとρuフィッショントラック密度の相関係数．Pr(χ2)：χ2値の自由度（n-1）のχ2分布における上側確率．238Uの全壊変定数：1.55125 x 10-10yr-1．測定鉱物：ジルコン．標準試料：Nancy91500．

− 73 −

の分布の北東端が，本地域の南西部において小規模に分– 粗粒の粒度を示し，明灰色を呈する．風化すると，黄布する．本地域では，本層の下位層準の分布が黒菱山断白色となる．まれに泥質砂岩層の薄層を挟む．全体的に層によって切られている．

淘汰は良い（第 12. 6 図 A）．砂粒には，石英，黒雲母層厚

模式地を含む魚津地域における本層の層厚は，及び長石類が良く入る．一部に生痕化石を伴う泥質砂岩

最大 70 m 前後である（角・野沢，1973）．本地域におけが認められる（第 12. 6 図 C）．まれに円磨された小礫る本層の層厚は，120 m 以上である．

が散在的に混入している．植物細片が点在して産出する．

岩相

本層は主に塊状の砂岩及び凝灰質砂岩から構成される．砂岩は塊状で，層理がほとんど認められず，そ基底に近い層準には，流紋岩の角礫を多く含む不淘汰な粗粒砂岩が認められる（第 12. 6 図 D）
化石の粒度は主に細粒 – 中粒である．細かな植物の化石片が生痕化石及び材化石の破片が産出する．材化石

良く混在する．凝灰質砂岩は最上部に認められ，軽石をには，Teredinidae（フナクイムシ科）の棲管化石が認め多く含む．

られた（第 12. 6 図 B）．それ以外の化石は認められて化石

本地域内から産出する化石は，同定不能な軟体

いない．
年代及び対比動物化石や植物の細片のみが確認された．魚津地域では，

Itoh et al.（2016）は本層の軽石ブロッ

Amusium sp.，Kotorapecten kagamianus などの軟体動物化ク中に含まれるジルコンの U-Pb 年代として 16.2 ± 0.2

石が産出する（今村ほか，1951）．

Ma，ジルコンのフィッション・トラック年代として年代及び対比本地域から年代を示す化石等の報告は17.5 ± 1.1 Ma の値を報告した．この年代値が得られたない．金子（2001）の珪藻化石層序に基づく解釈によれ

層準は，羽入層の中部層準にあたる．このことから，本ば，本層を整合で覆う釈泉寺層の堆積開始年代は約 15.7

層の堆積年代は，前期中新世であり，中期中新世にまたMa とされる．このことから，坪野層は，中新世の前期がる可能性がある．また，堆積年代は笹川層と対比され，– 中期にかけて堆積したと推定される．

同時異相の関係にあると考えられる．

12. 5
命名

は にゅう

羽 入 層（Hn）

12. 6
命名

伊藤（1985）により命名された羽入累層に基づ

笹川層（Ss，Sr）

市村（1935）によって命名された．

模式地

く．本報告では羽入層と表記する．雁蔵層を覆う凝灰質

ささがわ

伊藤（1985）によって朝日町笹川河床及び河砂岩層として本層を再定義する．本報告では，伊藤（1985）

岸に模式地が設定されたが，本報告の調査時には護岸構の羽入層のうち北部に分布する流紋岩類は笹川層に含め造物により露頭はほぼ消滅している．
層序

た．
模式地

朝日町羽入から棚山に至る林道沿い（伊藤，1985）．
層序

本層と雁蔵層との層序関係は，藤井（1959）は整合，伊藤（1985）は断層で接しているとした．下位の雁蔵層と接する露頭を確認できなかったため，層序関係

伊藤（1985）は本層の基底部に雁蔵層の安山岩は不詳であるが，構造や層厚の変化が見られないことかの巨礫を含むことから，本層が雁蔵層を不整合で覆うとら，整合の可能性が高い．本層と羽入層は同時異相の関した．しかし，雁蔵層の年代が不詳なため，不整合の詳係であると推測される．流紋岩（Sr）は最下部及び中部細は不明である．朝日町棚山から宇奈月町明日付近にお層準に挟有される．

あけ び

定義及び層序比較

いて，本層の下限は黒菱山断層に切られる．
定義及び層序比較

羽入層は，雁蔵層と最禅層の間の層準に位置し，凝灰質砂岩からなる地層と再定義する．

笹川層は，雁蔵層と最禅層の間の層準に位置し，主に塊状の泥岩及び流紋岩からなる地層として再定義する．

本層は，伊藤（1985）の羽入層の一部，藤井（1959）

市村（1935）は本層及び“泊累層”を一括して泊層群の笹川累層に含まれる珪長質凝灰岩層の一部に相当すとし，地質図では泊層群の分布域をまとめて図示した．

る．なお，伊藤（1985）は，羽入層を新設するにあたり，

このため，市村（1935）の定義による笹川層の分布詳細

藤井（1959）の雁蔵層の上部を羽入層とした．しかし，は不明である．小川以北に分布する藤井（1959）の“笹藤井（1959）は雁蔵層の上部を礫岩層と記載しているた川累層”の下部を，本報告では笹川層とした．藤井（1959）

め，羽入層の岩相と一致せず，むしろ伊藤（1985）が記及び伊藤（1985）の小川左岸域に分布する笹川層は，凝載した羽入層の特徴は，藤井（1959）の笹川累層最下部

灰質砂岩が分布することから本報告では羽入層とした．
分布の珪長質凝灰岩層と類似する．
分布

本層は，朝日町蛭谷から宇奈月町明日までの地

本層は，本地域の北東端に位置する境鉱泉付近
びるだん

から朝日町蛭谷にかけて分布する．流紋岩（Sr）は，本層の最下部と中部層準に挟まれる．

域に北東 – 南西方向に細長く帯状に分布する．

層厚

層厚

約 250 m．

岩相

主に塊状の凝灰質砂岩からなる．砂岩は，細粒模式地の笹川の北東域で最も厚く，最大層厚は約 550 m である．

− 74 −

岩相

本層は，主に灰色 – 暗灰色の塊状泥岩（Ss）と流紋岩（Sr）からなる．
塊状泥岩（Ss）の大半は砂粒粒子をあまり含まない．
しかし，分布の南部域では少々砂質となり，希に層理や葉理が認められ，植物の細かな破片がよく混入する（第12. 7 図）．希に直径 10 cm 以下の石灰質ノジュールが認められる．模式地の岩相は硬質の劈開を有するシルト岩が認められるとされるが（藤井，1959），他の地域では
硬質ではない．
最下部に認められる流紋岩（Sr）は軽石質火山礫凝灰岩を主体として，北方の大谷川付近で薄化する（第しっちゃだに

12. 8 図）．中部層準の流紋岩は七重谷川沿いで塊状溶岩，笹川沿いでは多源岩種からなる火山円礫岩，烏帽子山林
道沿いでは火山角礫岩及び軽石質凝灰角礫岩からなる（第 12. 9 図）．
岩石記載

七重谷川沿いの流紋岩溶岩は石英斑晶を少量含み，石基は珪長岩質で微細な斜長石と石英と不透明鉱物からなる．全岩化学組成では SiO2=72 ～ 82wt.% まで幅広い組成を示すが，SiO2=78% 以上のものは珪化作用を受けて組成が改変されている可能性がある（第 9. 10図）．
化石

本層から大型化石の報告はない．有孔虫などの微化石が産出するとされる（伊藤，1985）．
年代及び対比本層の中部層準の流紋岩の流紋岩軽石

質火山礫凝灰岩からジルコン結晶のフィッション・ト
ラック年代として 18.2 ± 1.1 Ma（1 σ），U-Pb 年代として 16.2 ± 0.2 Ma（2 σ）を得た（第 12. 1 表）．試料は単 一 の 軽 石 質 岩 塊 で 異 質 な 岩 石 は 混 入 し て い な い．
フィッション・トラック年代は測定粒子毎の年代が 37～ 6 Ma の範囲に広がっているが，多くは 28 ～ 12 Maの間にある．年代範囲が広い原因としては粒子内部の累帯構造やウラン濃度の異方性などが原因として考えられる．一方 U-Pb 年代は 238U–206Pb 系で誤差の少ない結果が得られており，多くの粒子が 16 Ma 付近に集中する．
今回得られたフィッショントラック年代と U-Pb 年代は
2 σの範囲で重複しており，流紋岩の噴出冷却年代の確率分布を示していると考えられる．伊藤（1985）は前述←第 12. 6 図− 75 −

羽入層の岩相A：淘汰の良い砂岩．スケールの草かき鎌のグリップ長は11 cm．朝日町羽入（36°53′43.7″N，137°35′9.3″E）．Ｂ：
Teredinidae（フナクイムシ科）の棲管化石を伴う材化石．
スケールの魚沼ハンマーの鶴部の長さは 12 cm．朝日町
羽入（36°53′43.2″N，137 ゜35′12.1″E）．C：生痕化石を含む不淘汰砂岩．スケールの魚沼ハンマーのハ柄の長さは 60 cm．朝日町羽入（36°53′43.2″N，137°35′
12.1″E）．D：含礫粗粒砂岩．スケールの魚沼ハンマーの ハ ン マ ー ヘ ッ ド 長 は 32 cm． 入 善 町 舟 見（36 °52 ′42.2″N，137°34′16.9″E）

の流紋岩より下位側にある笹川層泥岩中の凝灰岩から

12. 7

17.5 ± 2.1 Ma のフィッション・トラック年代を報告ししゃくせん じ釈泉寺層（Sh）

た（試料採取地点は第 12. 3 図の S 地点）．また Itoh et命名al.（2016）は笹川層中部層の流紋岩試料からジルコンの本層の名称は，野沢・坂本（1960）によって命

フ ィ ッ シ ョ ン・ ト ラ ッ ク 年 代 と し て 14.0 ± 0.9 Ma，名された八尾累層の部層である釈泉寺泥岩層に基づく．

U-Pb 年代として 16.3 ± 0.24 Ma を報告している．U-Pb

本報告では層序単元を変更し，釈泉寺層とする．
模式地

年代は非常に近い値を取っているが，フィッショント

野沢・坂本（1960）は模式地を設定していな

ラック年代は分散しており，流紋岩が噴出した後に，ジ

いが，魚津地域内，中新川郡上市町釈泉寺の上市川沿岸

ルコン結晶が複雑な冷却過程を経ている可能性を示す．

で最もよく観察されるとしている．
層序

こうした年代値から判断して，笹川層は前期中新世末か下位の坪野層を整合で覆う．

層序比較

ら中期中新世にかけて堆積したと推定される．

今村ほか（1951）の新村層・東城層両層の下半部に相当する．野沢・坂本（1960）及び角・野沢（1973）
は，本層を八尾累層の部層とした．金子（2001）は東別所層の釈泉寺泥岩部層とした．
分布

本層は，泊，黒部，魚津，五百石及び八尾地域にまたがり，北北東 – 南南西の方向に分布する（今村ほか，1951；野沢・坂本，1960；角・野沢，1973；金子，2001）．泊地域における本層は，南西部において南西 –北東方向に分布し，分布の北東端において尖滅する．
層厚

魚津地域の上市川において最大 200 数十 m である（角・野沢，1973）．泊地域内では最大約 70 m である．
岩相

本層は主に明灰色の砂質泥岩から構成される．

不明瞭な生物擾乱を良く受けており，塊状で層理はほとんど認められない（第 12. 10 図）．希に，泥質細粒砂岩
第 12. 7 図

第 12. 8 図

笹川層の岩相一般的な笹川層の岩相は塊状泥岩であるが，本写真のように明瞭なラミナが認められることがある．写真のラミナの黒色部には，植物片が濃集す
る．スケールの魚沼ハンマーのハンマーヘッド長は 32 cm．朝日町池ノ原北東の沢（36°55′58.1″N，137°35′28.5″E）や中粒砂岩の薄層を挟む．細かな植物化石片が良く含まれ，泥岩中に散在している．
化石

本地域内では，同定不能な軟体動物や植物の細片が産出する．金子（2001）は Portlandia sp.，Lucinomasp.，Macoma sp. などの軟体動物化石の産出を報告している．

笹川層最下部流紋岩の岩相
A：分級の良い軽石質火山礫岩．雑多な火山礫を含む火山礫凝灰岩を覆い，流紋岩溶岩主体の凝灰角礫岩に覆われる．烏
帽子山林道支線（36°57′31.5″N，137°36′19.1″E）．B：下位の流紋岩軽石質火山礫凝灰岩．雁蔵南東の沢（36°56′
37.1″N，137°35′49.4″E）．

− 76 −

第 12. 9 図

笹川層中部流紋岩の岩相
A：流紋岩凝灰岩及び凝灰質砂岩の成層構造が発達する（3 枚の写真を貼合）．脱水に伴う変形が著しい．烏帽子山林道
支線工事現場（N36°57′56.6″，E137°36′18.8″）．B：流紋岩軽石質火山角礫岩．岩相 A から連続して上位側に現われる．
C：岩相 B の近接写真．低発泡度で緑白色の火山礫 – 火山岩塊中に 10 cm 以上に伸張して発泡度が高い燈赤褐色化した軽石岩塊（ﬁamme）が含まれる．D：軽石岩塊の顕微鏡写真（直交ニコル）．QZ：石英．

− 77 −

流紋岩を伴う地層として再定義する．
本報告の最禅層が従来の研究と大きく異なる（第12. 1 図）ため，以下に差異を整理する．
小川右岸地域における最禅層は，藤井（1959）の“笹川累層”上部に，伊藤（1985）の“笹川累層”の上部及び“最禅累層”に相当する．なお，藤井（1959）の“最禅累層”の分布域は砂岩からなるため，高畠層に区分される．宮崎層の一部と解釈されていた朝日町池ノ原付近に分布する火山岩（藤井，1959；伊藤，1985）は，流紋岩の表層を覆う雁蔵層起源の地すべり岩塊である．
小川左岸地域における最禅層は，藤井（1959）の“笹川層”，伊藤（1985）の“笹川層”上部，“最禅累層”及第 12. 10 図

釈泉寺層の岩相
塊状の明灰色泥岩．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．黒部市田籾（黒部地域，36°
50′01.8″N，137°31′25.6″E）

年代及び対比本地域において，年代に関する報告はない．伊藤ほか（1994）は魚津地域に分布する釈泉寺層

び“山合川累層”に相当する．このほか，黒部市宇奈月
あけ び

町明日に分布する中新統は，藤井・森（1961）によって“南保シルト岩層”の名称が用いられているが，本報告では最禅層に含めた．なお，“南保シルト岩層”は，藤井（1959）によって泊累層の部層として記述されているが，層序表及び地質図に示されておらず，かつ記載もな
されていない．
分布から，Koizumi（1985）の Denticulopsis lauta 帯（NPD4A，本層は，越中宮崎駅から宇奈月町明日付近まで

15.9–14.9 Ma，Yanagisawa and Akiba，1998）の中部からの地域に帯状に分布する．本地域南西の黒部川左岸域で下部に対比される珪藻化石を報告している．釈泉寺層のは削剥されて，最禅層は欠如している．流紋岩（Szr）

磁化極性は逆帯磁を示し，古磁気層序は，Berggren et al.

は笹川と小川に挟まれた地域にレンズ状に現われる．池（1995）の Chron C5BR（16.014–15.155 Ma）に対比されノ原西方の林道切割では約 50 m．朝日町池ノ原北東のている（伊藤ほか，1999；岩城・伊藤，2000）．金子（2001）

尾根では 100 m 以上．
層厚の珪藻化石層序に基づく解釈によれば，釈泉寺層の堆積開始年代は約 15.7 Ma とされる．これらの結果から，釈本層の層厚は小川右岸の朝日町石谷付近で最も厚く，最大約 550 m である．
岩相

泉寺層は，八尾地域の東別所層に対比されている（岩城・本層は，砂質泥岩（Sz）及び流紋岩（Szr）から構成される．

伊藤，2000）．
このほか，伊藤・渡辺（2006）は，魚津地域に分布す

砂質泥岩（Sz）は，塊状の灰色 – 明灰色の砂質泥岩かる釈泉寺層に挟まれる凝灰岩層に含まれるジルコンのら構成される（第 12. 11 図 A）．風化色は黄土色ないしフィッション・トラック年代として，13.7 ± 0.9 Ma と褐色を呈する．希に連続性の悪い砂岩の薄層を挟む．植いう値を報告した．伊藤・渡辺（2006）の指摘にあるよ

物細片の化石が散在して産出する．全体的に生物擾乱をうに，釈泉寺層の珪藻化石層序年代に対して，フィッショ

受けている．朝日町石谷付近より南の地域では，粒子がン・トラック年代はかなり若い値である．

少々粗くなり，泥質細粒砂岩が多く認められる．この他，

12. 8

笹川河床において，玄能石が認められた（第 12. 11 図 B）．

さ ぜん

最禅層（Sz，Szr）

流紋岩（Szr）の岩相は変化に富む．朝日町池ノ原西方の林道切割では流理の発達した流紋岩溶岩の岩塊から藤井（1959）が“泊累層”の部層として命名しなる塊状の火山角礫岩である．朝日町池ノ原の北東ではた最禅シルト岩層にちなむ．伊藤（1985）によって層序成層した流紋岩質凝灰岩が尾根を構成している（第単元が変更され，最禅累層とされた．本報告では，最禅12. 12 図）．尾根の上面には雁蔵層起源と思われる安山層と表記する．

岩火砕岩の巨礫が散在し，最大直径は 3 m に達する．

命名

模式地

池ノ原西方の林道沿いに発達する流紋岩火山角礫岩の本質物は無斑晶でガラス基流晶質の石基組織が発達する．主成分化学組成は SiO2=69% でデイサイト

ける露出は僅かであった．
層序

岩石記載

朝日町最禅の笹川河床（藤井，1959）．なお，

本報告の調査時には笹川の護岸構造物により，河床にお笹川層及び羽入層を整合で覆う．流紋岩（Szr）に近い（第 9. 10 図）．
化石

は砂質泥岩中に挟在する．

山合川沿いにおいて，保存の悪い軟体動物の最禅層は，羽入層・笹川層と高畠Yoldia sp. や Acila sp. の化石を数個体確認した．朝日町

層の間の層準に位置し，主に塊状の砂質泥岩からなり，笹川付近において Yoldia japonica，棘皮動物（ウニ類）

定義及び層序比較− 78 −

の化石が産出する（藤井，1959）．
黒部市宇奈月町明日において黒部川扇状地の土地改良を目的として行われた流水客土の工事の際に洗い出されたノジュールより，脊椎動物としてウミガメ上科のSyllomus aegyptiacus（和名：クロベガメ）及び束柱目のPaleoparadoxia tanabei が 産 出 し て い る（ 藤 井・ 森，
1961，1964；Shikama，1966；Weems，1974；長谷川ほか，
2005）．この他，同じ産地より，軟体動物の Buccinumsp.，Portlandia sp.，Ostrea gravitesta，Conus sp.，Aturia
minoensis が産出している（藤井・森，1961）．これらの化石の産地は，第 12. 3 図の Q 地点に位置する．
年代及び対比伊藤（1985）は，本報告の最禅層に相当する地層から浮遊性有孔虫化石を検出し，第 12. 3 図の P 地点より Blow（1969）の N.9 下部，同図の O 地点
より N.9，さらに同図の M，N 及び L 地点では N.10 にか か る 可 能 性 を 示 唆 し た． 犬 塚（2004） に よ れ ば，Paleoparadoxia tanabei は中期中新世初期の 16.5 ～ 14 Ma頃に生息していたとされる．これらのことから，最禅層は中期中新世の堆積物である．

12. 9
命名
第 12. 11 図

最禅層の岩相A：塊状砂質泥岩．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．朝日町宮崎（36°58′04.3″N，137°35′48.9″E）．B：明灰色塊状砂質泥岩中の玄能石の産状．スケールの上側にある濃い部分が玄能石．朝日町北角地の笹川河床（36°56′
56.3″N，137°35′24.1″E）

たかばたけ

高 畠 層（Tk，Tr）

藤井（1959）が“泊累層”の部層として命名した高畠砂岩層にちなむ．伊藤（1985）によって層序単元が変更され，高畠累層とされた．本報告では，高畠層と
表記する．
模式地

朝日町高畠 – 池ノ原間の道路沿い（藤井，1959）．
層序

本層は，坪野層，釈泉寺層及び最禅層を不整合で覆う．
定義及び層序比較

本報告の高畠層は，坪野層，釈泉

寺層及び最禅層を不整合で覆い，室田層及び横尾層に不第 12. 12 図

最禅層流紋岩の岩相
A：成層した流紋岩質凝灰岩．垂直に近い層理面を持つ．朝日町池ノ原北東の尾根南面（36°55′53.7″N, 137°35′19.9″E）．
B：本質岩塊の顕微鏡写真（単ニコル）．Pl：斜長石，Opx：斜方輝石．

− 79 −

整合で覆われる，主に塊状砂岩からなる地層として再定義する．
従来の研究（藤井，1959；伊藤，1985）では，高畠層
は宮崎層の上位に位置づけられていた．しかし，中新統とされていた宮崎層の模式地から第四紀を示す年代が報告されていること（12. 12 節参照），宮崎層の一部と解釈されていた朝日町池ノ原付近に分布する火山岩が流紋岩であることが判明したことから，高畠層の層序学的な解釈は大幅に変更される．すなわち，宮崎層は高畠層よりも上位であり，池ノ原付近の火山岩は高畠層の下位の最 禅 層 に 挟 在 す る こ と が 明 ら か に な っ た（ 第 12. 1，
12. 3 図）．本報告の高畠層は，藤井（1959）の“高畠砂岩層”の上部を横尾層に編入して再区分した．このほか，
藤井（1959）の“最禅累層”の下部は，塊状砂岩が分布していることから，本報告では高畠層に含めた．
このほか，富山県（1987）の“横尾層”のうち黒部川の左岸側に分布するものは，本報告の高畠層に相当する．
分布

北東側の朝日町宮崎付近から南西側の宇奈月町

下立付近まで分布する．流紋岩（Tr）は高畠北東の矢ン谷上流で最も厚く，南北には連続せず，レンズ状に挟在すると思われる．
層厚

約 380 m．流紋岩（Tr）の最大層厚は 120 m である．
岩相

本層は，主に塊状砂岩（Tk）及び流紋岩（Tr）から構成される．
塊状砂岩（Tk）は，主に細粒 – 中粒の粒度からなり，強い生物擾乱を受けて層理が認められないことが多く，淘汰は良くない．風化を受けていない新鮮な露頭では，灰色を呈する．風化を受けると，黄土色を呈し，タマネ
ギ状風化構造をなす（第 12. 13 図 A）．砂岩はしばしば泥質となる．直径 1 m 以下の石灰質ノジュールが点在することがある（第 12. 13 図 B）．材化石細片，軟体動物
化石の破片，軽石などが散在して産出する．砂岩の粒度分布の傾向は，北東部は細粒砂岩を主体とし，南西部では中粒砂岩が多く，相対的に分布の南西側に向かって粗粒となる．また，南西側に分布する砂岩にはしばしば円第 12. 13 図

高畠層の岩相→A：塊状砂岩に認められるタマネギ状風化．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．朝日町城山の西（36°57′40.1″N，137°35′25.6″E）．B：灰色
塊状細粒砂岩中の石灰質ノジュール．中央部に骨片化石がある．スケールの棒の幅は 3 cm．朝日町羽生の北西（36°54′31.5″N，137°35′02.7″E）．C：円礫層．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．
宇奈月町下立（36°50″45.8″N，137°31′59.6″E）．D：
生痕化石を伴う塊状細粒砂岩．スケールの草かき鎌のグリップ長は 11 cm．朝日町山合川沿い（36°54′
19.9″N，137°34′40.8″E）− 80 −

磨を受けた小礫からなるレンズ状の礫層が挟まれる（第Ma，Yanagisawa and Akiba，1998）に対比される珪藻化12. 13 図 C）．希に大型の生痕化石が認められる（第石群集を認め，早川（1983）の“下部音川層”（早川・

12. 13 図 D）．本層の最上部から，海緑石を含む砂岩層

竹村（1987）の天狗山層に相当する）の最下部に相当すが認められている（伊藤，1985）．希に軽石質火山砕屑

る層準は存在する可能性あるが，“上部音川層”（早川，岩の薄層を挟む．

1983；早川・竹村（1987）の音川層に相当する）に相当

流紋岩（Tr）は，矢ン谷上流の流紋岩は軽石質火山礫する層準は分布しないと判断した．このことから，早川・凝灰岩で，場所により流紋岩溶岩の円礫を多量に含む（第竹村（1987）の定義による音川層は本地域中部・北部に

12. 14 図）．

は分布しないと考えられている（伊藤，1985）．その後，

化石

朝日町最禅の北側の林道沿いで，保存の悪い軟

Itoh et al.（2016）は山合川に分布する高畠層に挟まれる体動物，棘皮動物，海綿類の骨針の化石が確認された．

凝灰岩薄層に含まれるジルコンの U-Pb 年代として 13.5

本層の最上部より珪藻化石が産出する（伊藤，1985）．

± 0.20 Ma，ジルコンのフィッション・トラック年代と年代及び対比藤井（1959）は八尾地域の富山市婦中

して 11.3 ± 0.9 Ma の値を報告した（第 12. 3 図の K 地

町音川地区を模式地とする音川層（藤田・中川，1948；

点）．この年代値は，天狗山層の堆積年代に相当し，伊槇山・池邊，1948，1949；津田・千地，1950；池辺・中藤（1985）の対比の見解を支持している．

おとかわ

世古，1955；坂本・野沢，1960 など）に対比した．音高畠層を天狗山層に対比すると，地層の分布に問題が川層は，当初年代的な根拠が不詳なものの後期中新世か残される．本報告の高畠層の分布を模式地から南西方向

ら前期鮮新世の堆積物とされていた（早川，1983）．しに追跡すると，魚津地域において音川層の分布域に連続

かしその後，早川・竹村（1987）によって音川層中に不しており（角・野沢，1973，金子，2001），層序に矛盾整合の存在が明らになったことから，従来音川層とされが生じている．角・野沢（1973）の“音川層”は，細分ていた地層は，下位より天狗山（累）層，音川（累）層，される前の旧来の層序区分に基づいているため，早川・三田（累）層に細分され，再定義された．早川・竹村（1987）

竹村（1987）の定義に沿った区分はなされていない．魚の見解によれば，再定義された音川層は上部中新統であ津地域における音川層の下位層の下部中新統釈泉寺層とる．なお，田村・山崎（2004）は，OT3 凝灰岩層（早川・の関係は，南部では不整合，中央・北部では整合とされ竹村，1987）を広域対比し，OT3 凝灰岩層が挟まれるる（角・野沢，1973）．なお，音川層下底の基底礫岩を音川層上部の堆積年代を 3.7 Ma より新しいとした．た

伴う不整合は，魚津地域の南部から五百石及び八尾地域

だし，OT3 凝灰岩層は，音川層ではなく，その上位のにかけて認められている（坂本・野沢，1960；野沢・坂

三田層に狭在しているとされる（清水・藤井，1995；天本，1960；角・野沢，1973）．一方，本地域において高野，2003；天野ほか，2008；後藤ほか，2014）．

畠層の基底には礫岩層は認められない．現時点において，伊藤（1985）は，泊地域の小川右岸側に分布する高畠高畠層と音川層の境界を明確に判断する露頭や年代値な層 最 上 部（ 第 12. 3 図 の J 地 点 ） か ら Koizumi（1985）

どの証拠はないものの，上記の不整合の存在の有無から，の Denticulopsis praedimorpha 帯（NPD5B；12.9–11.5

角・野沢（1973）の音川層のうち魚津地域の北部は高畠層であり，早川・竹村（1987）の天狗山層に対比される．
魚津地域における音川層は，南部から中央部にかけて分布することが予測される．
ところで，日本海側の隠岐の島の久見層上部，能登半島の南志見層下部，男鹿半島の西黒沢層最上部などの中期中新世の 13 Ma 前後の堆積物に海緑石が認められている（林ほか，2011）．高畠層最上部の海緑石の産出層
準は，日本海の広域に見られるこれらの海緑石濃集層の年代とは調和的であり，対比されうる．
以上のことから，高畠層は中部中新統と推定され，八尾地域一帯の天狗山層に対比されると考えられる．

12. 10
第 12. 14 図

高畠層の流紋岩
軽石質火山礫凝灰岩で緻密な流紋岩溶岩円礫を
含 む． 高 畠 矢 ン 谷（36 °56 ′1.33 ″N，137 °34 ′48.18″E）．

12. 10. 1
命名

室田層（Mr，Ksp）

むろ だ

室田層（Mr）

今村ほか（1951）により命名．

模式地

魚津地域内の魚津市（旧松倉村）室田（今村ほか，1951）．

− 81 −

むろ だ

層序

本層は，下位の高畠層を傾斜不整合で覆う．本かさ やぶり層最下部に笠 破 軽石質テフラが狭在する．今村ほか（1951）によると，室田層は上位の礫層に浸食され，南西から北東に向かってその浸食量が大きくなるとされる．
層序比較

本地域に分布する室田層は，伊藤（1985）の“山崎礫層”，宇井ほか（1987）の“呉羽山礫層”の一部に相当する．
分布

本層は，主に模式地を含む魚津地域に分布する．

本地域における室田層は，南西端から朝日町岩崎付近の丘陵地域に分布する．分布の北端は，小川断層に接する．
層厚

本層は魚津地域の模式地付近において最も厚く，350 m 以上である．本地域において，約 250 m．
岩相

主に固結度の低い不淘汰な礫岩から構成される（第 12. 15 図 A）
．礫は円礫を主体とし，亜円礫から亜角礫を伴う．主に礫支持であり，基質支持は少ない．礫岩層に明瞭な層理は認められず，堆積構造はほとんど認められない．礫種は，流紋岩，安山岩，花崗岩，硬質泥岩，硬質砂岩，凝灰質砂岩，片岩類が認められる．これ
らの内，烏帽子山層起源と推定される流紋岩が圧倒的に多く，次に安山岩や花崗岩が多い．その他の礫は希に産出する．礫径は 50 cm 以下が多く，最大約 1.5 m に達する．
基質は不淘汰な粗粒砂 – 細礫からなり，泥粒子はあまり含まれない．風化により礫は脆く，くだけやすい．まれに厚さ 1 m 未満の連続性の悪い不淘汰な泥質砂岩を挟む（第 12. 15 図 C，D）．この泥質砂岩にはまれに Rosseria
isp. などの生痕化石が認められることから，本層は海成層と推定される．
室田層最下部に挟まれる笠破軽石質テフラ（Ksp）の数 10 m 上位には，凝灰角礫岩層を挟む．凝灰角礫岩層は厚さが 3 m 以上で，安山岩の角礫を多く含む．円礫も認められる．凝灰角礫岩層の上位には安山岩の円礫岩層（第 12. 15 図 B）が載る．
魚津地域では，凝灰質砂岩，安山岩質火山円礫岩，凝灰質含礫砂岩など多様性のある岩相から構成される（角・第 12. 15 図

室田層の岩相A：不淘汰な礫岩層．風化により礫は脆い．スケー
ルの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．黒部市宇奈月町浦山南方（36°50′36.9″N，137°31′33.1″
E）．B：安山岩礫からなる円礫岩層．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．宇奈月町浦山
南 方（36 °50 ′13.9 ″N，137 ゜31 ′12.7 ″E）．C：
不淘汰な泥質砂岩層．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．宇奈月町浦山南方（36°50′
55.7″N，137 ゜31′11.3″E）．D：不淘汰な泥質砂
岩層．礫岩中に不明瞭な層理が認められる．連続性の悪い砂岩層が挟まれる．スケールの魚沼
ハンマーの柄の長さは 60 cm．朝日町花房の採石場（36°53′28.7″N，137 ゜33′27.8″E）．

− 82 −

野沢，1973）．
化石

et al.（2016）は朝日町花房の採石場付近の 2 地点におい本地域では，材化石片や生痕化石の Rosseriaて，室田層の凝灰岩の年代を報告した．すなわち，第isp. 以外は産出していない．魚津地域の本層から，海綿

12. 3 図 F 地点から，ジルコンの U-Pb 年代として 2.57

骨針の化石の報告がある（角・野沢，1973）．

± 0.11 Ma，ジルコンのフィッション・トラック年代と年代及び対比富山県の平野縁辺部の丘陵地に分布す

して 1.82 ± 0.12 Ma，12. 3 図 D 地点から，年代値をジる傾動した扇状地性の礫層の多くは，今村（1932）の“呉ルコンの U-Pb 年代として，2.4 ± 0.10 Ma，フィッション・

羽山礫層”に対比されてきた（藤井・坂本，1961；坂本，

トラック年代として 2.36 ± 0.52 Ma の値が報告された．

1966 など）．本地域においても，本報告で室田層としたItoh et al.（2016）による年代値から室田層の上部は横尾

黒部川左岸側に分布する礫岩層が，富山県（1987）によっ層下部と同時異相関係と考えられる．以上のことから，て“呉羽山礫層”に区分されている．“呉羽山礫層”は室田層の堆積時代は鮮新世後期から前期更新世である．

従来中部更新統とされていたが，狭在する広域テフラの検討により，中部更新統だけではなく鮮新統最上部の層

12. 10. 2

準が存在することが明らかにされている（田村・山崎，命名2004）．また，室田層は魚津地域において呉羽山礫層に模式地層序

不整合で覆われており，呉羽山礫層より古い含礫堆積物

かさやぶり

笠 破 軽石質テフラ （Ksp）

新称．
黒部市笠破の北側の内生沢（第 12. 16 図）．
笠破軽石質テフラは，室田層の最下部に挟在すである（角・野沢，1973）．室田層の中部層準に挟まれる．室田層基底の厚さ数 m 以下の礫層の上に本火山砕ると推定される室田凝灰岩の堆積年代は約 3.5 Ma とさ屑岩が認められる．
層序比較

れ て い る（ 渡 辺，2002； 田 村・ 山 崎，2005； 田 村，

今村ほか（1951）は，魚津地域の角川沿い

2005）．また，今回あらたに室田層最下部に挟まれる笠のルートにおいて，室田層中に 6 枚の凝灰岩（一部凝灰破軽石質テフラのフィッション・トラック年代から，後角礫岩）層を認めている．室田層の最下部に挟まれる笠期鮮新世を示す値が得られた（後述）．このほか，Itoh

破軽石質テフラは，今村ほか（1951）が報告した凝灰岩

A

内
生
沢

100m
36゜49’42”9N

36゜49’42”9N
137゜29’54”5E

第 12. 16 図

137゜31’46”0E

笠破軽石質テフラの露頭位置図
軽石質テフラの露頭位置を黒で塗色した．黒部市笠破の北に位置する内生沢を笠破軽石質テフラの模式ルートとする．
A 地点においてフィッショントラック年代試料を採取した．笠破軽石質テフラは本図で示した露頭以外に，朝日町越の南東の林道沿いに露出する．本図は，国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

− 83 −

のうち，室田層最下部の第 I 層（Ip）に相当すると推測される．室田層に挟まれる火山砕屑岩層の内，これまでに記載されたものとして室田凝灰岩（田村，2005）がある．田村（2005）による模式柱状図と室田層の分布域に示された露頭位置から判断すると，室田凝灰岩は室田層の中部層準に狭在されると推測されるが，その層序的な位置づけの詳細は不明確である．室田凝灰岩は，今村ほか（1951）や角・野沢（1973）が室田層の中部層準で認めている軽石質凝灰岩層の内の１つの層準に相当する可能性が高い．笠破軽石質テフラは，室田層の最下部層準に挟まれるため，室田凝灰岩とは別の火山砕屑岩であると判断される．今村ほか（1951）が記述した室田層中の6 枚の凝灰岩は詳細な記載がなされていないため，今後室田層中の火山砕屑物層序の確立が待たれる．
分布

本層は，本地域の南西部，朝日町越の南東付近に分布する．笠破軽石質テフラと同一のものと推定される，室田層最下部に挟まれる第 I 層（Ip）は，魚津地域の大岩川まで分布が認められている（今村ほか，1951）．
宇奈月町浦山南方の下立断層に伴う破砕帯では，高畠層の砂岩，室田層の礫岩と共に本層が混在して認められる．
層厚

層厚は最大約 60 m．

岩相

本テフラは，主に軽石を主体とする．全体的な特徴として，軽石，岩片，長石，石英，黒雲母，ジルコ
ン，磁鉄鉱が含まれる．岩片は，灰色，赤色，桃色，黒色，白色など多彩な色を示し，角礫状で摩滅を受けていない．含まれる結晶は少なく，殆どが長石と黒雲母からなる．層準により岩相の変化が認められるが，全体を観察できる露頭が無いため，下部と上部に分けて記述する．
下部は，主に軽石質の凝灰岩からなり，径 5 cm 以下の軽石を多く含む（第 12. 17 図 A，B）．岩片を多く含み，最大 5 mm の大きさを持つ．厚さ数十 cm 単位の単層が重なり，岩相変化が大きく，軽石や軽石の含有量が変化することが多い（第 12. 17 図 C）．軽石及び岩片は角礫状であり，摩滅は受けない．平行葉理が認められることがある（第 12. 17 図 B）．
上部は，主に塊状の細 – 粗粒凝灰岩から構成される（第12. 17 図 D）．粒子は砕けて細粒となった軽石片を主体

第 12. 17 図

笠破軽石質テフラの岩相→
A：軽石質凝灰岩．軽石及び岩片を含む．スケー
ルのライターの長さは 8.5 cm．黒部市三ケ山（36 °50 ′35.2 ″N ，137 °30 ′37.2 ″E）．B：軽石質凝灰岩．平行葉理が認められる．スケールの草かき鎌のグリップ長は 11 cm．朝 日 町 山 崎（36 °53 ′59.2 ″N，137 °34 ′23.4 ″E）．C： 岩
片濃集層．黒部市田籾（36°50′16.7″N，137°
31′26.2″E）． D：細粒凝灰岩．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．黒部市三ケ山（36°50′19.6″N，137°30′20.1″E）．

− 84 −

に構成される．黒雲母，岩片などがごく少量含まれる．

ことから層序の再検討を行った結果，本報告の横尾層は，径 2 mm 以上の軽石は僅かに認められる．

藤井（1959）の“横尾砂質泥岩層”及び伊藤（1985）の対比及び年代笠破軽石質テフラのジルコンのフィッ“横尾累層”を包有し，下底は宮崎層よりも下位に位置

ション・トラック年代として，朝日町越（地質図地点番づけられる．市村（1935）の“泊層”の上部に相当する．

号 4，第 12. 3 図の H 地点）において 3.5 ± 0.3 Ma（LA–なお，市村（1935）の地質図では，“笹川層”と“泊層”

ICP-MS-FT 法），黒部市宇奈月町下立（地質図地点番号 5，を合わせた“泊層群”をまとめて図示してあるため，具第 12. 3 図 の G 地 点 ） に お い て，3.2 ± 0.2 Ma（LA–体的な比較はできない．

おりたて

ICP-MS-FT 法），ジルコンの U-Pb 年代として 3.35 ± 0.05

分布

Ma の値が得られた（第 12. 1 表）．D 地点と E 地点の年する．

代値が完全に一致はしなかったものの，誤差の範囲で一層厚300 m 以上．

岩相

分布域の全域で露頭が乏しいため，岩相分布な致する．Itoh et al.（2016）は本報告の第 12. 3 図の H 地
点と同じ地点と見られる I 地点から，含軽石細粒凝灰岩

本層は，小川の右岸側の丘陵の縁に沿って分布

どの詳細は不明であるが，本層は主に砂質泥岩，泥質砂に含まれるジルコンの U-Pb 年代として，3.85 ± 0.10

岩及び細粒砂岩から構成される（第 12. 18 図）．いずれ

Ma，ジルコンのフィッション・トラック年代として 3.76の岩相も生物擾乱が発達し，塊状である．本層の泥岩及± 0.82 Ma の値を報告した．しかし，上記の本報告の年

び砂岩は高畠層のものと比較して軟質である．
化石

代よりも古い値を示す．

市村（1935）は，棘皮動物，軟体動物の化石を

笠破軽石質テフラの上位層準に位置すると推定される

報告している．その中で，軟体動物化石は新潟県佐渡島

室田凝灰岩は，知多半島に分布する佐布里火山灰層（糸の沢根層や石川県の大桑層から産出する軟体動物化石と魚川，1971）に対比されている（田村，2005）．なお，の共通性を指摘しており，大桑・万願寺動物群（Otuka，

佐布里火山灰層は，新潟県に分布する板山凝灰岩層，西1936，1939）に比較されることを示唆している．なお，

山ミガキ砂火山灰層，綱子凝灰岩層，一之沢パミス質火

本報告の調査時には，市村（1935）の図示した化石産地

山灰層，能登半島に分布する YT3 火山灰層に広域対比は消滅しており，化石の産出は確認できなかった．

そ

う

り

年代及び対比されている（黒川ほか，1998）．これらのテフラ層のうち，

伊 藤・ 渡 辺（1988） は， 本 層 か ら

海成層の藪田層基底にある YT3 火山灰層の年代は，珪Koizumi（1985）の Denticulopsis seminae var. fossilis 帯にあ藻化石層序，古磁気層序などの検討から約 3.5 Ma とさたる珪藻化石群集を報告した（第 12. 3 図の A，B 地点）．

れている（渡辺，2002）．

同帯は Yanagisawa and Akiba（1998）の Neodenticula koizumii

12. 11

帯（NPD9；2.7–2.6 から 2.0 Ma）に相当する．このほか，

横尾層（Yk）

横尾層下部に挟まれる宮崎層下部の K-Ar 年代として，
2.44± 0.04 Ma の値が得られている（西来ほか，2014）．これ命名藤井（1959）によって泊累層の部層として命名

らの年代値から，本層の堆積時代は，前期更新世となる．

された横尾砂質泥岩層にちなむ．本報告では，本層を層（Formation）として扱う．
模式地

藤井（1959）の定義による横尾層の模式地は朝日町横尾である．本報告では，横尾層の定義を大幅に変更したため，模式地を朝日町高畠から池ノ原に至る林道沿いに再設定する．
層序

中新統の高畠層を不整合で覆う．本層の中部層

準は，宮崎層と指交関係にある．上限は不明である．
定義及び層序比較

横尾層は，高畠層を不整合で覆い，下部更新統の主に塊状砂質泥岩からなる地層として再定
義する．
藤井（1959）は朝日町横尾付近に分布する砂質泥岩に対して“横尾砂質泥岩層”を設定した．その後，伊藤（1985），伊藤・渡辺（1988）は朝日町横尾から高畠にかけて南北方向に分布し，中新統の高畠層を不整合で覆う
地層を“横尾累層”とした．しかしその後，これまで中新統と推定されていた宮崎層（藤井，1959；伊藤，1985

第 12. 18 図など）の K-Ar 年代が第四紀の 2.44 ± 0.04 Ma の年代値を持つことが明らかになった（西来ほか，2014）．この− 85 −

横尾層の岩相塊状泥質砂岩．生物擾乱を受ける．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．朝日町最禅笹川沿い（36°57′25.3″N，137°34′40.1″E）．

12. 12
命名1981）の範囲にある（第 9. 10 図）．

宮崎層（Mv，Mc）

年代及び対比藤井（1959）が泊累層の部層として命名した宮崎安山岩質集塊岩層にちなむ．伊藤（1985）によって層序単元が変更され，宮崎累層とされた．本報告では宮崎層と表記する．
模式地

宮崎層の模式地である宮崎鹿島神社の溶岩（第 12. 3 図の E 地点）の K-Ar 年代は 2.46 ± 0.07
Ma 及び 2.43 ± 0.05 Ma（重み付き平均年代：2.44 ± 0.04
Ma）である（西来ほか，2014）．宮崎層はこれまで中部
中新統とされてきたが（伊藤，1985），この年代値によって横尾層と同時異相の関係にあることが明らかとなっ朝日町宮崎鹿島神社裏の旧海食崖（藤井，た．

1959）．
分布

宮崎神社から城山にかけての山地を構成し，南ま りょう ざん12. 13

こ ぶけ だにに向かって層厚を減じ，馬 鬣 山 西面の小 更 谷 より南で
尖滅する．
層序

命名

未 区 分 層

本層は，地域内に類似の岩相が認められない．

馬鬣山小更谷沿いでは横尾層の泥質砂岩に上下

このため，本層は層（Formation）として区分すべきでを挟まれる．またその南側では尖滅していることから横あるが，地層としての分布・層厚・層序関係などが不明

尾層と指交関係である．宮崎鹿島神社から城山に至る尾なため未区分層として扱う．

根及び笹川左岸の横尾東側の尾根上には段丘礫層が載る．
層序比較

義し，年代を中期中新世とした．原山ほか（1996）では中期中新世の音川層に対比している．
宮崎神社から城山にかけての地域では層厚が約500 m と最も厚く，南に向かって層厚を減じ，笹川沿い
では約 250 m である．
岩相

宇奈月町明日の丘陵に，礫層及び軽石質火山砕屑岩層からなる露頭が 1 ヶ所のみ認められる（地質図地
藤井（1959）が泊累層宮崎安山岩質集塊岩層とした．伊藤（1985）は分布を改めて宮崎累層と再定

層厚

分布

本層は，暗灰黒色の安山岩溶岩及び同源岩種の点番号 6，第 12. 3 図の C 地点）．露頭周辺には同様の岩相を示す露頭はなく，地質体としての広がりが不明なため地質図には図示しない．堆積面の走向傾斜は N30°
W，40°N を示す．
層厚

露頭全体の層厚は約 10 m である．露頭の上部と下部は，直径 1 m 以下の角礫からなる礫層からなる．
露頭の中部に，厚さ 3.5 m の軽石質火山砕屑岩層が挟まれる．

安山岩溶岩岩塊からなる火山角礫岩を主体とする．宮崎層序

本層の示す走向傾斜及び位置が，露頭が位置す

鹿島神社裏の海食崖では緻密な暗灰色溶岩と，部分的にる丘陵を構成する羽入層及び最禅層の分布と不調和であ破砕した火山角礫岩が露出する（第 12. 19 図 A）．上位

るため，これらを不整合で覆うと推定される．

側では多源岩種の溶岩角礫からなる火山角礫岩から凝灰角礫岩でしばしば円礫を多量に含む岩相に移行する（第12. 19 図 B）．宮崎港の沖合の岩礁（辺ノ島，中ノ島，
沖ノ島）は本層の北方延長であり（第 12. 19 図 C），海底下で親不知海脚となっている（海上保安庁，1992）．
岩石記載

岩相

露頭の上部と下部は，直径 1 m 以下の角礫からなる不淘汰な礫層からなる．露頭の中部に，厚さ 3.5 mの軽石質火山砕屑岩層が挟まれる（第 12. 20 図）．軽石は径 4 cm 以下で，多くは角礫状であるが，上部に円磨されたものが認められる．結晶はまれで，僅かに黒雲母

宮崎鹿島神社の溶岩は角閃石含有斜方輝石を含む．塊状で，分級や葉理などは認められない．

単斜輝石安山岩である（第 12. 19 図 C）．斑晶として，
斜長石（長径 2.3㎜以下），斜方輝石（長径 2㎜以下），
単斜輝石（長径 0.5㎜以下），不透明鉱物（長径 1.2㎜以下）を含み，まれに角閃石（長径 1.1㎜以下）も含まれる．

年代及び対比軽石質火山砕屑岩層のジルコンのフィッション・トラック年代として 2.3 ± 0.3 Ma（LA–ICP-MS-FT 法），ジルコンの U-Pb 年代として 2.33 ± 0.04
Ma が得られた（第 12. 1 表）．この軽石質火山砕岩層が粗粒な斜方輝石，角閃石は変質して粘土鉱物に置換して示す年代値から，本層の堆積時期は横尾層及び室田層にいるものが認められる．石基は細粒完晶質で，長径 10対比される．しかし，砂質泥岩からなる横尾層は，本層

μ m 以下の針状ないし短柱状斜長石と不透明鉱物，少とは岩相が異なり，軽石質火山砕屑岩層の産出報告はな

量の斜方輝石からなる．宮崎層中の火山岩本質物はい．また，室田層の礫岩層は主に円礫から構成されるた

SiO2=58–62wt.% の 安 山 岩 で 高 カ リ ウ ム 系 列（Gill，め，本層とは岩相が異なる．

− 86 −

第 12. 19 図

宮崎層の露出状況
A：溶岩と一部破砕した安山岩溶岩．宮崎鹿島神社（36°58′20.81″N ，137°35′15.52″E）．B：
安山岩火山角礫岩．崖の比高 13 ｍ．馬山西面，
小更谷（36°56′43.81″N，137°34′35.20″E）．
C：宮崎港沖の中ノ島の安山岩溶岩（36°58′
41.05″N，137°35′18.19″E）．露岩面積が希少なため，岩石を採取しての確認はしていない．
D：A の溶岩試料の顕微鏡写真（直交ニコル）．
PL：斜長石，CPX：単斜輝石．

←第 12. 20 図

未区分層の岩相
露頭下部の礫岩層と中部の軽石質火山砕屑岩
層．スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60
ど やまcm．宇奈月町土山（36°54′19.9″N，137°34′40.8″E）− 87 −

第 13 章中部更新統 – 完新統（及川輝樹・竹内
13. 1
研究史

誠）

（cryptotephra）として被覆層中に発見され，各面の形成

研究史及び概要

時期が詳しくわかるようになってきた．なお，テフラの山崎（1902）が日本で初めて氷河地形につい名称は，特に断りが無いかぎり町田・新井（2003）に従て，白馬岳地域で記載を行って以来，日本の氷河地形やう．本地域が含まれる富山県内では，しばしば，AT は堆積物に関する多くの研究がなされてきた（例えば，火山ガラス，DKP は角閃石及び斜方輝石，K-Tz は石英，

五 百 沢，1963；小 疇・岡沢，1976，1977；小疇，1984；

Aso-4 は斜方輝石及び角閃石の濃集層として認識され，

苅谷，2000 など）．小疇・岡沢（1976，1977）や小疇（1984）

それぞれの屈折率とあわせて各広域テフラと対比されては白馬岳や小滝地域の大 所 川流域の氷河地形・堆積物

いる（神嶋ほか，1989；中村，2005；松浦ほか，2007；

を調査し，3 回の氷河前進（古い方から，大所川期，瀬及川・古澤，2014）．また DKP 降灰層準の土層の帯磁率

戸川期，白高地沢期）があったことを明らかにし，最拡がその前後に比べて高くなる傾向も認められている（中大期は標高 800 m に達していたとした．苅谷（2000）は，村，2005；松浦ほか，2007）．

い

お ざわ

こ あぜ

おお どころ がわ

しらこう ち ざわ

白馬岳地域の大所川ヒル平の瀬戸川期と推定される堆

宮崎～市振間の小規模な海浜平野を構成する海岸低地

積物が姶良 Tn テフラに覆われることから，これ以降に堆積物及びその周辺の段丘構成層の研究はほとんど行わ

は 1，200 m 以下に氷河が進出することはなかったとしれておらず，朝日町（1984）や小池・町田（2001）によている．

り面区分が行われている程度である．いずれの研究も構14

一方、佐藤・苅谷（2005）は，空中写真判読や C 年

成層の記載は乏しい．

代などをもとに，従来氷河地形とされたものの中に，地

概要

本地域における中部更新統～完新統は，平地をすべり地形が含まれることを指摘し，本地域の南東部を含む飛騨山脈地域の地すべり地形学図（佐藤・苅谷，
2014）をまとめた（第 13. 1 図）．これにより，従来氷

西俣沢
地すべり地形河地形とされたものが地すべり地形と修正された．そのB タイプ

他に地すべり堆積物，崩壊堆積物，堰き止め湖堆積物にC タイプ

関する研究はない．
段丘堆積物及び平地を形成する堆積物（現河床及び氾
濫原堆積物，海岸低地堆積物）の研究史は以下のとおりである．黒部川流域の現河床及び氾濫原堆積物及びそれ黒岩山

らの周囲に分布する段丘堆積物とその被覆層について
は，地形・地質学的研究は数多くなされている．古くは，N

渡辺（1929）による黒部川周辺の隆起扇状地（三角州）の存在の指摘や，川田（1943）や深井（1956）による段丘面の区分とその構成層の記載があげられる．その後，
藤 井（1965）， 榧 根・ 山 本（1971）， 神 嶋 ほ か（1989），

1000 m藤井（1992），藤井・奈須（1988），小池・町田（2001），
中村（2005），松浦ほか（2007），及川・古澤（2014）な

漏

斗

谷

どの研究により，現河床及び氾濫原堆積物及び段丘面の恵

層相や分布，形成年代，段丘構成礫層を被覆する風成層

振谷中のテフラの記載が行われた．テフラに関しては，神嶋ほか（1989），小池・町田（2001），中村（2005），松浦長栂山

ほか（2007），及川・古澤（2014）などにより，姶良 Tn
火 山 灰（AT）， 大 山 倉 吉 軽 石（DKP）， 阿 蘇 4 火 山 灰（Aso-4），鬼界葛原火山灰（K-Tz）などの広域テフラが，第 13. 1 図

主に肉眼では観察できないクリプトテフラ− 88 −

地すべり地形分布図
佐藤・苅谷（2014）を元に国土地理院電子国土基
本図を使用し，記号などを追記した．

形成する現河床及び氾濫原堆積物及び海岸低地堆積物，

分布高度などから高位の H1 面とそれより低位の H2 面

海浜及び砂丘堆積物，それらの周囲に分布する段丘堆積に細分しているが，それらを構成する礫層は連続して分物，山地内に分布する地すべり及び崩壊性堆積物とそれ布し，被覆層の厚さや岩相も似通っているため，地質図

らが河川を堰き止めて形成された堰き止め湖堆積物に上で両者を区別することはできなかった．そのため，両よって構成される．段丘堆積物は中期更新世～完新世，者を合わせて記載している．
層厚

地すべり堆積物，崩壊堆積物，堰き止め湖堆積物は後期

本地域での最大層厚は約 100 m．下位の室田層

更新世～完新世に，現河床及び氾濫原堆積物，海岸低地の礫層と岩相が類似しているため，明瞭な境界が認めら

堆積物，海浜及び砂丘堆積物は完新世に形成された．

れる地点は発見できなかったが，礫層の固結度や地形面からの連続性から層厚を推定した．

13. 2

段丘堆積物

岩相

礫層で構成される．礫層は，中～巨礫の円礫で構成され，多くの場所では大礫サイズ以上の礫で構成さ本地域の段丘堆積物は，主に黒部川流域に分布するもれている（第 13. 2 図 A）．礫支持の礫層を主とし，露のと，朝日町宮崎～糸魚川市市振間の小規模な海浜平野

出が良い場所では礫のインブリケーションや不明瞭に成の周辺及びその背後の山地に分布するものにわけられ層している所が認められるが，その他の明瞭な堆積構造

る．

は観察できなかった．礫は部分的に強く風化している場

じゅう に かん の黒部川流域の段丘堆積物は，古い方から順に十二貫野合も認められ，特に花崗岩類などの結晶質な深成岩はい

たなやま

おとざわ

ふな み

の

面構成層，棚山面構成層，音澤面構成層，船見野面構成

わゆり“くさり礫”となっていることがある．構成礫種層，浦山面構成層とそれらを被覆する風成層（いわゆるは，火山岩及び火山砕屑岩（安山岩からデイサイト質のローム層）によって構成される．十二貫野面構成層は高火山岩・溶結凝灰岩が主で流紋岩類を含む）が 6 ～ 7 割

位面を，浦山面構成層及び音澤面構成層は中位面を，船程度と主体をなし，ついで花崗岩類などの深成岩が多い

見野面構成層及び浦山面構成層は低位面をそれぞれ形成が，その割合は 3 割程度である．花崗岩類などの深成岩する．なお，各段丘の形成（離水）年代は，構成層（主が含まれる割合は，下位の室田層の礫層より多いが，よに礫層で構成）の層厚や段丘面の性質などを基に扇状地

り新しい上位の段丘礫層よりは少ない．

うらやま

性 三 角 州 の 堆 積 モ デ ル（Muto and Blum，1989； 武 藤，

層位及び年代本段丘面を構成する礫層を約 3 ～ 5 m

1990）に従って推定した．すなわち，扇状地性三角州（臨厚の風化火山灰質土層（ローム層）が覆う．風化火山灰

海扇状地，ファンデルタ）は，海退期に開析をうけ，海質土層の下部は赤～灰色で上部の約 1 ～ 2 m ほどは褐色

進期に埋積するといったサイクルを繰り返すことを基礎を示すことが多い．この風化火山灰質土層から，DKP，に，扇状地成の厚い礫層の堆積は海進期にあたり，それAso-4，K-Tz，U-1 などのクリプトテフラが発見されてら礫層は海退期に離水して段丘化したと考え整理した．

いる（松浦ほか，2007）．なお，U-1 は松浦ほか（2007）

実際，現在の黒部川がつくる扇状地性三角州は最終氷期ではじめて認識されたテフラであり，他のテフラの年代の最寒冷期（MIS2）に形成された開析谷を埋めるように，から推定した土層の堆積速度を基に降下年代は約 12 ～その後の完新世の海進期に発達したと考えられている

14 万年前であると推定された．松浦ほか（2007）は，（例えば，榧根・山本，1971；藤井・奈須，1988；藤井，

風化火山灰質土層中のクリプトテフラの層位から，本地

1992 など）．さらに，被覆土層中の以下の降下テフラを域の十二貫野面（松浦ほか，2007 の H2 面）の形成年代指標にして各面の形成年代を推定した．各テフラの降下を約 30 万年前と推定した．また，十二貫野面は，約 30

年代は，AT を約 3 万年前（Smith et al.，2013），DKP を～ 20 万年前に形成された複数の面を含むと考えた．

約 6 万年前（入谷ほか，2005；長橋ほか，2007），Aso-4
を 約 9 万 年 前（ 松 本 ほ か，1991； 青 木 ほ か，2008），

13. 2．2

K-Tz を約 9.5 万年前（青木ほか，2008）としている．

分布

棚山面構成層（Mt）

朝日町棚山地域に典型的に認められる棚山面

宮崎～市振間の海浜平野周辺の段丘堆積物は，古い方（第 1 章参照）を構成する礫層．現河床からの比高や層から順に城山面構成層，境面構成層に区分される．城山

厚などから同時代に形成されたと推定される黒部市音澤

面構成層が中位面を，境面構成層が低位面を形成する．

西方の標高 300 ～ 400 m 及び東方の 300 m 付近に分布

地質図では，被覆する風成層も段丘面構成層に含めて示する礫層もこれに含めている．地形面は，高位の棚山面

している．

Ⅰと低位の棚山面Ⅱに細分される．
層厚

13. 2. 1
分布

十二貫野面構成層（Hj）

約 20 ～ 100 m．棚山面Ⅰを構成する礫層は，隣接する棚山面Ⅱと礫層の下底の高度は同じだが面の高本地域南西部に位置する十二貫野面（第 1 章参度が異なることから，棚山面Ⅱを構成する礫層より層厚照）を構成する礫層であり，本地域の南西部の山稜に分が厚い．

布する．松浦ほか（2007）では，本地域の十二貫野面を岩相− 89 −

礫層で構成される．中～巨礫の円礫で構成され

第 13. 2 図

段丘堆積物
A：十二貫野面構成層（黒部市栗寺北東）．B：棚山面構成層（黒部市宇奈月町音澤西方）．C：黒部市宇奈月町音澤西方に露出する棚山面構成層の溶結凝灰岩の巨礫．D：船見野面構成層（黒部市中ノ口緑地公園）．段丘崖の上部 10 m 程が船
見野面構成層で構成される．下位は高畠層の砂岩．

る礫層で，多くの場所では大礫サイズ以上の礫で構成さ

む黄白～白色の泥質な土層で，その上の約 90 cm が赤～れている．礫支持の礫層を主とし，露出が良い場所では赤白色ないし赤褐色の泥質な土層，さらに上部は，約 1.5

礫のインブリケーションなどが認められるが，その他の

m は黄褐～暗黄褐色の泥質な土層となり，表層の約 30

明瞭な堆積構造は認められない．構成礫種は，花崗岩類

cm は黒褐色の腐植が濃集した土層となる（第 13. 3 図）．

などの深成岩が主で，全体の 5 ～ 6 割程度の割合をしめ

下部 95 cm の礫混じりの部分は円礫や砂質分に富むことる．その他は片麻岩などの変成岩類，珪長岩や石英斑岩から洪水堆積物（いわゆるフラッドローム層）と解釈さ

や溶結凝灰岩，砂岩，泥岩などによって構成される．礫れ，それより上部が風成堆積物と考えられる．上部の風は上位の十二貫野構成層にくらべて風化の程度は弱く、成層と判断される部分には，AT，DKP，K-Tz などのク

くさり礫状のものはほとんど認められない．

リプトテフラを確認した（第 13. 3 図，第 13. 1 表，及川・

黒部市音澤西方の標高 300 ～ 400 m に分布する礫層

古澤，2014）．風成層の下底は K-Tz 降灰層準と推定さは，地形面を形成しないが，大～巨礫サイズの円礫で構れる層位から 1 m ほどから下位にあたること，降灰年代成される礫層が分布し，その中にはメートル大の長径をが約 14 ～ 12 万年前と推定される U-1 テフラ（松浦ほか，持つ巨礫も認められる（第 13. 2 図 B，C）．

2007）が含まれないこと，面を構成する礫層は厚く本段

層位及び年代

棚山面Ⅰを構成する礫層の上に約 2.5

丘は堆積段丘として形成されたと考えられることなどか～ 3.7 m 厚の風化火山灰質土層（ローム層）が覆う．棚ら，棚山面Ⅰを構成する礫層は MIS5 前半の温暖期，お山で確認できた風化火山灰質土層の最大層厚は約 3.7 m

そらく MIS5e（最終間氷期）までに形成され，その後ので，下部の約 95 cm は細～中礫サイズの円礫及び砂を含寒冷化に向かい離水し段丘化したと考えられる．

− 90 −

棚山面Ⅱを被覆する土層は，良好な露頭が発見できなかったが，礫層の上に約 3 ～ 1.5 m ほどの厚さで重なっているのを確認した．棚山面ⅠとⅡが隣接している地域
では，棚山面Ⅰを形成した礫層を浸食して棚山面Ⅱが形成されていることから，MIS5e 以降の寒冷化に伴う海水準低下に伴い棚山面Ⅰを浸食してつくられた段丘面が棚山面Ⅱであると考えた．正確な地形面の形成年代は情報に乏しく不明だが，棚山面Ⅰとの比高が 50 m ほどであることを考慮すると MIS5 の後半に形成された可能性が考えられる．
13. 2. 3
分布

城山面構成層（Ms）

中世の朝日山城址がある朝日町城山の北に分布する城山面を構成する礫層．地形面は標高 180 ～ 190 m（城山面Ⅰ）と標高 140 ～ 160 m（城山面Ⅱ）の高度の異なる 2 つの地形面に細分されるが，面を構成する礫層は連続しておりまた分布も狭いことから地質図では一括
第 13. 3 図

した．

棚山面Ⅰ構成層を被覆する風化火山灰質土壌の柱状図（朝日町棚山；E137°34′9″，N36°53′15″）帯磁率ならびにクリプトテフラ検出用の試料の採集層位と推定したテフラ降灰層準も合わせて示
す．クリプトテフラ検出用の試料および帯磁率の測定は、地表面から 10㎝毎に採取・測定を行った．
帯磁率は Geofyzika 社製 KAPPAMETER KT–6 で測
定．

層厚

5 m 以下．

岩相

礫層で構成される．礫層は，中 – 大礫の亜円から円礫で構成される．構成礫種は，安山岩溶岩ないし火砕岩が主で砂岩や礫岩も認められる．
層位及び年代本面構成礫層を覆う風化火山灰質土層

は，城山面Ⅰ，Ⅱとも約 2 m 以下である．露出条件が悪く挟在するテフラの検討などは行えなかったため，正確な段丘形成年代は不明である．しかし，被覆層の厚さは
黒部川流域の棚山面のものと同程度であるため，MIS5に形成された段丘面である可能性が指摘される．

第 13. 1 表

クリプトテフラの分析結果

試料採集層位は第 13. 3 図に示す．テフラの略称は町田・新井（2003）に従う．火山ガラス，重鉱物，石英の値は，試料の 1/8–1/16㎜の 3000 粒子中に含まれる数である．屈折率は斜方輝石ではγ，角閃石では n2 の値．
火山ガラスの形態
β石英
斜方輝石（Oｐｘ) 角閃石（GHo)
試料名 別含有量(/3000粒 重鉱物の含有量(/3000粒子)
特記鉱物(/3000粒子)
の屈折率
の屈折率
子)
Bw
Pm O
Opx
GHo
Cum
1 515
0
0
12
67
0
0 Cum微量含む．DKPタイプOpx含む
2 500
0
0
11
61
0
0 DKPタイプOpx含む
3 615
0
0
19
141
0
0 DKPタイプOpx含む
4 598
0
3
15
137
0
0 DKPタイプOpx含む
5 806
0
0
42
188
0
0 DKPタイプOpx含む
6 11540040
223
00 DKPタイプOpx含む
7 810
0
0
28
217
0
0 DKPタイプOpx含む
8 622
0
0
43
238
0
0 DKPタイプOpx含む
9
50
0
0
38
240
0
0 DKPタイプOpx含む
10
24
0
0
108
583
0
0 DKPタイプOpx含む
11
2
0
0
152
777
0
0.2 DKPタイプOpx含む
1.7032-1.7073 1.6789-1.6819
12
1
0
0
102
608
0
1.2
13
0.5
0
0
72
363
0
1
14
0.5
0
0
23
53
0
4.3
15
0.5
0
0
25
94
0
10 glass付着石英含む
16
0.7
0
0
4
12
0
31 Aso-4タイプのGho含む
17
0.8
0
0
7
8
0
16
18
0.7
0
0
0
10
0
6.5
19
0
0
0
0
1.2
0
0.4
20
0
0
0
0
0.8
0
0
21
0
0
0
0
0.5
0
0
22
0
0
0
0
0.3
0
0
23
0
0
0
0
0.5
0
0
Bw：バブルウォールタイプ
Pm：パミスタイプ
O：低発泡タイプ

Opx：斜方輝石
GHo：緑色普通角閃石
Cum：カミングトン閃石− 91 −

解釈されたテフ
火山ガラスのラのおよその降
屈折率
灰層準1.497-1.501

1.497-1.500

AT

1.497-1.501
DKP

K-Tz

13. 2. 4 音澤面構成層（Mo）
分布

ら 2 にかけての海退期に段丘化したと判断される．本段

黒部市音澤の東の標高 290 m 前後の平坦面を典型とする音澤面（第 1 章参照）を構成する礫層．

丘面上の被覆層中には，縄文時代以降の遺跡が多数認められ，一番古いものは縄文草創期の柳田遺跡（朝日町大層厚約 40 m 以下．

岩相

礫層で構成される．礫層は，中～巨礫の円礫で

家庄字柳田）である（宇奈月町，2005）．

構成され，多くの場所では大礫サイズ以上の礫で構成さ

13. 2. 6
分布れている．礫支持の礫層を主とする．構成礫層の露出状

境面構成層（Ls）

朝日町宮崎から境にかけての山際に典型的に分況が悪いため，明瞭な堆積構造などは確認できていない．

布する境面（第１章参照）を構成する礫層．笹川沿いの構成礫種は，花崗岩類などの深成岩が主で，全体の 6 ～現河床からの比高 10 m ほどの段丘を構成する礫層も含7 割程度の割合をしめる．その他は片麻岩などの変成岩

んでいる．
層厚

類，珪長岩や石英斑岩などの珪長質岩や溶結凝灰岩，砂下底が観察されていないので不明であるが，段岩，泥岩などによって構成される．礫はほとんど風化し丘の比高と同じ 10 m ほどの層厚をもつものが多いと推

ていない．

定される．

層位及び年代岩相

露出に乏しく被覆層の詳細は明らかで礫層で構成される．礫層は，中 – 大礫の亜円かない．音澤では層厚 1 m 褐色の細～中礫まじりの風化火ら円礫で構成される．構成礫種は，構成礫種は，流域や山灰質土層に覆われる．上下の段丘面の形成時期から，後背地の地質に応じて様々である．主に鮮新世から中新

MIS5 ～ 4 の間のいずれかに堆積し段丘化した礫層と考世の堆積岩や火山岩・火砕岩で構成された礫からなる．

えられる．

層位及び年代 本面構成層を覆う風化火山灰質土層はほとんど認められないため，完新世に離水し段丘化した

13. 2. 5分布

船見野面構成層（Lf）

礫層と考えられる．被覆層中から縄文中期以降の遺跡が黒部川右岸の朝日町船見の集落をのせる面を典型とする船見野面（第 1 章参照）を構成する礫層．分布

見つかっている（宇奈月町，2005）ため，それ以前に離水した段丘面であることは確実である．

高度から，音澤東の標高約 230 m の平坦面を構成する礫13. 2. 7

層も本面構成層に含めた．
層厚

分布25 m 以下．層厚は比較的薄い．本段丘面上で掘られたボーリングからは，段丘面構成層の厚さは約

浦山面構成層（Lu）

黒部市浦山周辺で典型的に認められる下立浦山

面（第 1 章参照）を構成する礫層．
層厚25 m ほどである（榧根・山本，1971）．愛本橋北方の中

愛本橋より下側では 10 m 以上．下底が認めら

ノ口緑地公園付近の段丘崖では約 10 ｍの層厚で露出すれていないので，正確な厚さは不明だが現河床と段丘面

る．音澤東の標高約 230 m の平坦面を構成する礫層は数の比高以上の層厚があることは確実なので，比高以上の

m 以下の厚さで，薄くべニア状に基盤の上に分布する．

厚さとした．一方，愛本橋より上流では，本面構成礫層

岩相

礫層で構成される．礫層は，大～巨礫の円礫で構成される．大礫サイズ以上の礫で構成されている．構の厚さは 1 ～ 2 m 程度で，基盤の上に薄くべニア状に分布するに過ぎない．
岩相

成礫種は，花崗岩類を主体とする深成岩類が 7 ～ 8 割を礫層で構成される．礫層は，大～巨礫の円礫でしめ，その他，片麻岩などの変成岩類，珪長岩や石英斑構成される．主に大礫サイズ以上の礫で構成される．構岩などの珪長質岩や溶結凝灰岩，安山岩火山岩，砂岩，

成礫種は，花崗岩類を主体とする深成岩類が 7 ～ 8 割を泥岩などによって構成される．構成礫種の割合種類は現しめ，その他，片麻岩などの変成岩類，珪長岩や石英斑在の黒部川が運ぶものとかわらない．中ノ口緑地公園付岩などの珪長質岩や溶結凝灰岩，安山岩火山岩，砂岩，

近の段丘崖では高畠層の砂岩を直接本礫層が覆っている泥岩なども含まれる．構成礫種の割合種類は現在の黒部（第 13. 2 図 D）．本構成礫層の下位に 3 ～ 11 m 厚の砂川が運ぶものと変わらない．
層位及び年代層を挟む（榧根・山本，1971）．分布の北端付近では，本面構成層を覆う風化火山灰質土層はさらにその砂層の下位，深度約 35 m 以深に基盤の砂岩

ほとんど認められない．このことから正確な形成時期は層が分布している（榧根・山本，1971）．その砂岩層は，不明だが，完新世に形成されたものと判断した．本段丘

分布位置からおそらく横尾層と推定される．

面上の被覆層には，縄文時代中期以降の遺跡が認められ層位及び年代

本面構成層を覆う風化火山灰質土層は

1 m ほどであり，その下底付近に AT が含まれることがる（宇奈月町，2005）ため，それ以前に離水した段丘面であることは確実である．

報告されている（小池・町田，2001；松浦ほか，2007）．
DKP が認められないこととあわせると，本面構成層は，

13. 2. 8

約 3 万年前より少し前に離水したと考えられる．そのた

分布

め MIS4 から 3 にかけての海進期に形成され，MIS3 か未区分段丘堆積物（t）

北又谷中流域の北又小屋付近，その上流の北又谷と恵振谷合流点付近から恵振谷にかけて，白鳥山北側− 92 −

分布及び層相の榀谷中流や大滝谷下流の西側の沢などに小規模に分布

地すべり地形及び地すべり移動体・堆している．

積物は，主に南東部の小滝川源流部の東俣沢源流部，恵岩相

礫層で構成される．礫層は，大～巨礫の円礫で振谷，漏斗谷などと白鳥山北斜面，境川流域などに分布構成される．礫種はその上流の水系に分布する岩石の礫する．大部分は空中写真の地形判読により，地すべり移で，北又小屋付近では花崗岩，榀谷では砂岩が卓越する．

動体ごとに界線で区分し，その分布を示した．

泊地域西部の段丘堆積物が分布する地域と離れ

東 俣 沢 源 流 部 の 地 す べ り 堆 積 物 は（ 佐 藤・ 苅 谷，ており，また，周辺に段丘堆積物が分布しないため，対2014），従来氷河堆積物（小疇・岡沢，1976）とされて比が困難である．また，段丘堆積物の年代報告もなく，いたものである（第 13. 4 図 A）．これらの堆積物は初

形成年代は不明である．よって，未区分段丘堆積物とし源的には氷河堆積物として形成された可能性はあるが，た．

現在は地すべりにより，変形や変位した地すべり堆積物

対比となっている．また，黒岩山から北東の中俣山（小滝地

13. 3

現河床及び氾濫原堆積物（a）

域）へ延びる尾根上にも不淘汰な巨礫を含む角礫層が分布する．礫は白馬岳層を起源とする珪長質火砕岩類であ

現河床及び氾濫原堆積物は，本地域の平地を構成する

る．これらも初源的には氷河堆積物や周氷河堆積物とし堆積物の大部分を占め，とりわけ黒部川扇状地性三角州て形成された可能性はあるが，現在は地すべり堆積物との地形をつくるものが最も広い面積を占める．その他，なっている．

境川，笹川の中～下流域，小川の上朝日橋からの上流に

大滝谷の標高 300 ～ 400 m に分布する地すべり堆積物

は小規模な谷底平野が発達し，それらの地形を構成するは地すべりによる堰止め湖堆積物を伴う（第 13. 5 図）．

堆積物も本堆積物にまとめてある．いずれも主に大 – 巨

標高 300 m 付近には地すべりの移動体が分布し，上面は礫サイズの円礫で構成される礫層である．構成礫種は，比較的凹凸が少ない平面となっている（第 13. 4 図 B）．

後背地の地質を反映して様々なものが認められるが，黒最下流部は手取層群の濃緑色凝灰質泥岩・礫岩互層が崩部川扇状地性三角州を形成するものは，花崗岩類などの壊したもので，数十 cm の岩塊状に破断されているが（第深成岩が主である．

13. 4 図 C），層理面が若干残っている部分も認められる．

層厚などの情報は乏しいが，現成の黒部川扇状地性三標高 320 m の右岸側の谷底から 10 m ほどの高さには，角州を構成するものについては，ボーリングデータや陸手取層群を不整合に厚さ 2 m の砂層が覆っている．また，域，海域の地形から推定が行われている（藤井，1965；

標高 335 m 付近から 355 m 付近にはシルトと砂からな榧 根・ 山 本，1971； 藤 井・ 奈 須，1988； 藤 井，1992）．

る堰止め湖堆積物が分布する（第 13. 4 図 D）．木片は藤井（1965；1992）では，MIS2（最終氷期の最寒冷期）

若干黒くなっている程度で，炭化の程度は極めて低い．

以降の礫層の厚さを，黒部市生地近で 100 m 程度，そのシルト層には木片や植物片濃集層などがみられる．また他の海岸線付近では 50 m 前後と推定した．榧根・山本

シルト層には生痕化石も見られる（第 13. 4 図 E）．

（1971）では，現生の黒部川扇状地性三角州を構成する

標高 320 m より上流部では礫径 50 cm 以下の角礫層が礫層は，黒部市生地付近で一番厚く 200 m 程度で，その分布し，下流部では層理は発達せず淘汰が悪い塊状を呈

他の海岸線付近では 150 ～ 180 m ほどの厚さであり，扇する（第 13. 4 図 F）が，上流部では若干の粒度変化を頂の愛本橋付近で 30 m ほどの厚さと推定した． なお，伴う層理が観察される．これらの地層は堰止め湖堆積物

黒部川が形成する扇状地性三角州の上面には縄文時代中のシルト層を不整合に覆う．
堆積年代を示すデータは得られていない．

期以降の遺跡が存在する（宇奈月町，2005）．そのため，
それまでには現在と同じ地形面を作る扇状地性三角州が13. 6形成されていたと考えられる．

13. 4

海岸低地堆積物（c）
いちぶり

崖錐堆積物（tl）

朝日町宮崎から糸魚川市市振にかけての小規模な海岸
低地を構成する堆積物．この海岸低地は，北側海側に東山地が平野や谷底低地に接する部分などの急斜面が緩

西に一列の浜堤が認められ，それより内側の後背湿地に斜面に変化する部分に認められる背後の山地斜面より緩あたる部分の堆積物を海岸低地堆積物として地質図に示やかな部分や，小沢の出口に発達する沖積錘を構成するしている．表層は主に砂によって構成されている．層厚

不淘汰な礫層を崖錐堆積物とした．崖錐を構成する礫層は，下限が確認できていないので不明である．

の礫種は，後背地を反映したもので様々である．

13. 5

地すべり及び崩壊堆積物（ls），堰止め湖堆積物（ld）− 93 −

13. 7

海浜及び砂丘堆積物（b）

海岸の前浜とその陸側に分布する浜堤を構成するもの

第 13. 4 図

崩壊堆積物及び堰止め湖堆積物の産状
A：東俣沢源流部の崩壊堆積物（人物の後方付近）．B：崩壊堆積物がつくる上部平坦面．写真中程奥．大滝谷標高 300 m
付近．C：崩壊堆積物中の多くの割れ目が入った手取層群の礫岩からなる岩塊，大滝谷標高 300 m 付近．D：木片を含む
シルトからなる堰止め湖堆積物（手前）と上位の礫層（右奥），大滝谷標高 350 m 付近．E：D のシルト層の拡大．生痕がみられる．F：D の礫層の拡大．

− 94 −

第 13.4 図 B

N
ざくろ石含有デイサイト

300 m

手取層群

400 m

第 13.4 図 D,E
堰止め湖堆積物（シルト・砂）第 13.4 図 C
地すべり岩塊
第 13.4 図 F
土石流堆積物

普通角閃石安山岩

500 m

200 m

第 13. 5 図 崩壊堆積物及び堰止め湖堆積物の産状を示すルートマップ
本図は，国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

を一括し区分した．本地域の海浜の海際は，ほとんど礫

13. 8

浜によって形成されているが，その陸側にわずかに砂浜

人工改変地（d）が認められることがある．また，朝日町宮崎から朝日町境にかけては，東西に一列の浜堤が認められ，砂及び礫

本地域北部に位置する，漁港（宮崎，市振）や北陸自によって構成される．また，黒部川の扇状地性三角州上

動車道の越 中 境パーキングエリアの範囲は，地質図にの海岸の一部には砂丘が存在し，1940 年代までは小規示せる程度の広さで埋め立てなどが行われているため，模なものが確認できたが，現在は海岸浸食とその防止工

人工改変地として図示した．

えっ ちゅう さかい

事のためほとんど失われた（入善町誌編さん委員会，
1967；奥田，1970）．現在，本地域内に地質図に示せる
大きさのものは残っていない．

− 95 −

第 14 章地 質 構 造（竹内
14. 1

誠・長森英明・及川輝樹・古川竜太）

ざくろ石含有デイサイトはカタクレーサイト化と珪化作

山地の地質構造用を被っている．このあとに砕屑岩岩脈が貫入している

本地域の地質は，数回の地殻変動を被っており，その（第 14. 3 図）．砕屑岩岩脈は手取層群，ざくろ石含有デ一つ一つの変動の変形を解析することは大変困難であイサイト，普通角閃石黒雲母デイサイトに貫入し，幅はる．特に，古い時代の変形は新しい変形によって改変さ10 ～ 80 cm である．

れ，消滅あるいは認識しにくくなっている．

砕屑岩岩脈は，構成礫の種類などから区別でき，手取本地域で，地質構造の最も大きな相違が見られるのは，層群起源の角礫を主とし，基質が少ないタイプ（第小川沿いに北又小屋から小川ダム（小川断層，後述），

14. 3 図 C），ほとんどが珪化したデイサイト角礫からな

笹川中流，水上谷，上路を通って金山谷につながる断層で囲まれるブロック，北又小屋から小川ダム下流への断（黒菱山断層の東側の断層）に囲まれるブロック，及び
なん ぽ

愛本から北北東へ南保富士西方，烏帽子山西方を通り日

30

谷
川 黒

層（小川断層）と愛本付近を通る北東 – 南西方向の断層
55

本海に抜ける断層（黒菱山断層，後述）の東側地域で前N

二者の部分をのぞいたブロックの 3 つのブロックに分けられる．
小川温泉北東側のブロックは蓮華変成岩と飛驒外縁帯

10の古生界を基盤とし，来馬層群や手取層群などが広く分80布するが，小川温泉南西側のブロックは飛驒花崗岩類や泥岩

岩や超苦鉄質岩を基盤とし，尻高山層や親不知層が堆積

550

第 14.2 図 A

断層

するが，南西部では基盤岩は中生界や新生界に覆われ不第 14.2 図 B

断層面の走向・傾斜

明である．小川沿いの断層群をはじめとして，北西 – 南

10

層理面

東方向の断層が卓越し，またそれに伴った北東 – 南西方
向の褶曲軸をもった褶曲が発達する．

逆転層の層理面の走向・傾斜

北西 – 南東方向の歪みが集中し，断層帯となっている
ところは数カ所見られ，最大の小川沿いの他に，音谷中流域，黒岩山南方から北又谷を通って相又谷地域，北又谷上流部辛川黒谷地域，及び白鳥山より北東部である．

20
50

第 14.2 図 E
第 14.2 図 C

川黒谷地域では幅約 1 km の褶曲帯をなし，転倒褶曲が発達し，逆転層もしばしば分布する（第 14. 1 図，第

20 55

10
70

14. 2 図）．褶曲軸面は北東 – 南西走向で南に 10 ～ 20 度

870程度で傾斜し，北フェルゲンツを示す．褶曲軸はほとん

10

ど水平である．褶曲の分布パターンは左横ずれ成分があ40ることを示している．

45

40

第 14.2 図 D

30 70

相又谷では，手取層群や貫入岩類が分布し，それらの一部はカタクレーサイト化し，また砕屑岩岩脈が貫入することから，これらの変形史をまとめることができる．

35

転倒

化石密集層

向斜

正常層の層理面の走向・傾斜

背斜

砂岩

初である．また，3 つめのブロックは北東部で蓮華変成

転倒

宇奈月変成岩類を基盤とし，中生界の堆積は内山層が最

6
60

20 m

滝

既述のように、ざくろ石含有デイサイトが手取層群に貫入し，普通角閃石黒雲母デイサイトがざくろ石含有デイ
サイトに貫入している．普通角閃石黒雲母デイサイトと− 96 −

第 14. 1 図

来馬層群の転倒褶曲構造ルートマップ

第 14. 2 図

来馬層群中の転倒褶曲露頭
A：転倒褶曲（向斜），B：A の左側の軸部の拡大，C：転倒褶曲（背斜），D：C の西翼の逆転層，E：D の一部の拡大，逆転した荷重痕．露頭位置は第 14. 1 図に示した．

り，基質が少ないタイプ（第 14. 3 図 A，B），流紋岩ま層は，本調査においては明確に第四系を変位させた証拠

たは珪化したデイサイト角礫を含み，細粒の凝灰質基質

や変動地形などは発見できなかった．また，国土地理院が多いタイプ（第 14. 3 図 D）などからなる．砕屑岩岩

発行の都市圏活断層「泊」（今泉ほか，2003）にも，こ脈は濃緑色の単斜輝石含有普通角閃石安山岩に貫入されれら活断層は図示されていない．さらに，黒菱山断層は，る．

最近の地下構造探査（東京大学地震研究所，2013）でも第四紀に繰り返し活動した証拠は確認されていない．そ

14. 2

断

層

のため，これらの断層を本報告では活断層としていない．
以下，活断層である魚津断層の他，本地域の主要な断層

本地域は，飛騨山脈が直接海に接している地域であり，海岸部から起伏に富む山地へと急激に変化するため，そか れいざわおりたてである，黒菱山断層，嘉例沢断層，小川断層，下立断層について説明する．
魚津断層の境界には黒菱山断層（辻村，1926；竹村，1983）や親本地域の活断層は，藤井・竹村（1979）で不知断層（竹村，1983）などの山地側が上昇する変位を命名された不動堂断層が古くから認識されている．池田持つ活断層の存在が指摘されてきた．しかしこれらの断ほか（2002）は，この不動堂断層を北端とし，北東 - 南− 97 −

第 14. 3 図

砕屑岩脈の産状
A：最大幅約 1 m の砕屑岩脈，相又谷標高 565 m 付近．B：流紋岩とそれに貫入した流紋岩脈を貫く砕屑岩脈，相又谷標
高 560 m 付近．C：手取層群を貫く砕屑岩脈，相又谷標高 510 m 付近．D：安山中に発達した断層角礫岩に貫入した砕屑岩脈，相又谷標高 600 m 付近

西方向に走向で約 35 ㎞の長さにおいて連続的に連なる（東京大学地震研究所，2013）．
黒菱山断層

南東傾斜の逆断層群を魚津断層（魚津断層帯）と命名し辻村（1926）によって命名された．本断た．その後，魚津断層を対象として，中田・今泉（2002），

層は，北東端の朝日町境から南東端の魚津市東城まで延

今泉ほか（2003），東郷ほか（2003），中村・金（2004），

び， 総 延 長 約 20 km 以 上 に 達 す る（ 活 断 層 研 究 会，

中村（2005，2007），松浦ほか（2006），松浦ほか（2007）

1991；富山県，1992）．本地域南端において黒菱山断層などの複数の研究が行われている．本図幅では今泉ほかの東側に認められる嘉例沢断層は，福平層と烏帽子山層（2003）に従い，複数の研究者が活断層の存在を認めての分布を規制しており，黒菱山断層の派生断層と推定さいる魚津断層のみを活断層として地質図上に示した．なれる．本地域における明確な断層露頭は，調査時に確認

お，本地域中の魚津断層は，不動堂断層のみで構成されすることはできなかった．しかし，新生界の分布境界は

る．魚津断層全体の第四紀後半の上下方向の変位速度は，

黒菱山断層と斜交していることから，断層の存在は強く

0.2 ～ 0.9 ㎜ / 年（中村，2005），ないし 0.24 ～ 0.44 ㎜ /支持される．ただし，小川以北では新生界の分布境界と年（松浦ほか，2007）とされる．本地域内では，約 3 万黒菱山断層は斜交しない．なお，境から舟見まで認めら

年前に形成された船見野面を上下に 2 – 3 m 変位させてれる明瞭な崖は，断層崖と見なす見解（藤井，1959 など）

いる（池田ほか，2002）．このように魚津断層は比較的と，差別浸食によって形成された見解（市村，1935）が大きな変位速度を持つ活動的な断層とされているが，最ある．黒菱山断層の断層面の傾斜は，藤井（1959），富近の地下構造探査に基づくと，地下の地質構造を大きく

山県（1987），竹内（2010）などは西傾斜の高角断層，

変位させていないことが明らかとなった（東京大学地震

町田ほか編（2006）は東傾斜の逆断層とし，見解が分か研究所，2013；石山ほか，2014）．その地下構造探査のれるものの，断層の南東側が隆起したとする点で一致す

結果によると，基盤の地質構造を大きく変位させている

る．入善町舟見における，黒菱山断層から北西側に 500

活断層は海岸付近の地下に想定されることから，魚津断

m 離れた地点のボーリング資料では，表層より 330 m の層はその二次的な断層である可能性が指摘されている深度で中新統と烏帽子山層相当層の境界がある（藤井ほ− 98 −

か，1986）．その境界が黒菱山断層であるならば，黒菱山断層は北西傾斜と判断される．藤井ほか（1986）のボーリング資料の他に明確な証拠はないため，本報告では本断層を西傾斜と判断する．
竹村（1983）は，黒菱山断層が“呉羽山礫層”及び高位段丘礫層を切る露頭が存在するとしたが，本調査時には未確認である．本断層の活動履歴は不明瞭である．
か れい ざわ嘉 例 沢 断層

本断層は，小幡・野崎（2002a）により黒部地域の黒部市嘉例沢付近の露頭で発見された断層に対して命名された．また，富山県（1992）により，活断層リニアメントとして図示されたものである．なお，断層露頭における断層面の条線や古土壌の赤色土壌の取り込み状況などから，本断層を左横ずれの活断層とする見

第 14. 4 図解もある（小幡・野崎，2002a，b；野崎，2013，2015）．

花崗岩に発達するカタクレーサイト
小川ダム下流標高 150 m 付近より南に分岐する支流の標高 230 m 付近．

黒菱山断層の東側に位置し，本地域で黒菱山断層へ収斂
する．
小川断層

市村（1935）によって命名された．竹村
こえ ど

くろなぎ

（1980）は小川断層が小川沿いから越道峠，黒薙川北又谷，

N

かえらず

横山，猫又山西部を通り不帰岳東部に至るとしている．

45

本地域の北西端では沖積層に覆われて伏在しており，北西への延長は不明である．尾根や谷筋の地形状況から，

20
70

左横ずれの可能性が示唆されている（竹村，1980）．上珪長岩

部鮮新統の室田層が小川断層の南東域のみに分布するこ流紋岩とから，後期鮮新世に小川断層の北西側が相対的に隆起

泥岩
礫岩

し，断層の南東側のみに室田層の堆積場が形成されたと

第 14.6 図 B推定される．一方，小川断層の南西地域では中新統の高80

畠層を室田層が傾斜不整合で覆うことから，地域全体の

35

角礫岩

75
55

10
55

断層
垂直な断層面の走向・傾斜

65

断層面の走向・傾斜70 65

隆起活動が想定される．竹村（1980）は本断層を確実度

層理面の走向・傾斜
カタクレーサイト化した部分

75 70の高い活断層としている．しかし，活動履歴を特定する
露頭はこれまでに報告されていない．

1060

小川沿いの飛驒花崗岩中にカタクレーサイトが見られる（第 14. 4 図）
．カタクレーサイトは北西 – 南東方向

第 14.6 図 A

100 mの面構造をもち，小川温泉南東の沢の標高 370 m 付近，
小川温泉南方の沢の標高 300 m 付近及び小川ダム南西の沢などに分布する．ほぼ現在の小川に平行に分布する．
小川断層を含む小川沿いの断層群には，しばしば断層

第 14. 5 図に付随して礫岩が分布する（第 14. 5 図，第 14. 6 図）．
小川温泉南東の沢では，内山層流紋岩がカタクレーサイ

小川沿いの断層帯のルートマップ
国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

ト化し，一部泥質砂岩基質の角礫岩（第 14. 6 図 B），泥岩，細粒礫岩と断層で接する．これらの堆積岩層の層厚

新統に被覆される多くの断層を認めた．それらの断層のは 約 15 m で あ る． 角 礫 岩 の 多 く は 流 紋 岩 で あ る が，内，魚津市釈迦堂から小菅沼付近に延びる断層は，北西

チャート礫も含む．また，小川温泉南の沢では，飛驒花

側落ちの断層であり，下立断層と連続する可能性が高い．

崗岩類の粗粒黒雲母花崗岩がカタクレーサイト化し，角高畠層と室田層の境界を基準にして判断すると，相対的礫岩と断層で接する（第 14. 6 図 C）．角礫岩の礫は亜な垂直落差は最大約 60 m である．断層面は高角で，北角礫で，流紋岩，礫岩，粗粒花崗岩などの礫からなり，

西方向に傾くと推定される．水平変異量は不明である．

基質は粗粒石英や長石類からなる（第 14. 6 図 D）．

断層に沿って最大幅 250 m ほどの破砕帯を伴う．破砕帯

おりたて

新称．本地域南西端から朝日町花房の採石における構造は複雑に変化し，高畠層及び室田層が混在場で確認され，南西 - 北東方向に延びる．角・野沢（1973）

する（第 14. 7 図）．本断層の十二貫野面構成礫層に対は本地域の南西隣の魚津地域で鮮新統に変位を与え，更する変位は認められない．このことから，室田層堆積以

下立断層− 99 −

第 14. 6 図

小川沿いの断層岩と角礫岩露頭
露頭位置は第 10. 8 図を参照．
A：断層角礫化した流紋岩，小川温泉南東の沢，標高 475 m 地点．B：流紋岩角礫を多量に含む砕屑岩脈，小川温泉南東の沢，標高 405 m 地点．C：花崗岩中に産する砕屑岩脈？，小川温泉南の沢，標高 310 m で西に分岐する支沢の標高 370
m 地点，写真右側が西．D：C の右側（西側）の角礫岩の拡大．

降から十二貫野面構成礫層堆積までの間，すなわち後期
鮮新世から中期更新世にかけてのいずれかの時期に本断層は活動したと推定される．
その他の断層本地域には北西 – 南東方向及びそれと共役系の北東 – 南東方向の高角度断層が発達する．飛驒花崗岩類や宇奈月変成岩類が分布する地域では，小川沿
いと音谷中流域の北西 – 南東方向の 2 列の断層帯とそれらと共役系の北東 – 南西方向の断層によって，いくつかにブロック化され，それぞれのブロックを境する北東 –南西方向の断層は北西 – 南東方向の左横ずれ成分により，引きずり褶曲が見られる．これらの断層に伴う断層
岩は未固結で，断層角礫や断層ガウジからなり，破砕帯は数十 cm ～ 1 m ほどである（第 14. 8 図）．
相又谷沿いの林道の標高 500 m 付近には崖錐堆積物中

第 14. 7 図に断層が見られる（第 14. 9 図）．未固結の淘汰不良角礫層中に 3 つの面をもった断層が見られる（第 14. 9 図
B）．中央部分は黒色泥岩礫が多いが，他の部分は砂岩
礫が多い．断層面はほぼ南北で，垂直である．断層面付
近には幅約 2 cm のガウジが存在する．

− 100 −

下立断層の断層破砕帯
高畠層の砂岩と室田層の礫岩が複雑に混在する．
スケールの魚沼ハンマーの柄の長さは 60 cm．宇奈 月 町 浦 山 の 南 の 沢（36°51′19.7″N，137°31′22.6″E）

第 14. 8 図

第 14. 9 図

断層露頭
A：破砕帯を伴った断層，音谷の標高 400 m 付近
で東に分岐する支沢の標高 560 m 付近．東向きの
露 頭． 断 層 面 は 左 側 で N50 °E70 °N， 右 側 で
EW60°S．B：断層角礫（A の中央部の拡大）．C：
断層ガウジ（A の右側の拡大）．

未固結堆積物を切る断層
A：手取層群泥岩を覆う角礫層，相又谷標高 450 m 付近の左岸の林道（標高 500 m）付近．東に向かって撮影．B：未固結角礫層を切る断層，A の右端付近．C：B の断層付近の拡大．

− 101 −

第 15 章応 用 地 質

（竹内
15. 1
歴史

誠・長森英明・及川輝樹）する支流（長尻沢）左岸の標高 600 ～ 700 m 付近に位置

金 鉱 床

する．鉱床は本鉱脈と新鉱脈があり，本鉱脈は東西走向

はしだて

本地域の金鉱床としては，橋立金山がある．橋で北傾斜，新鉱脈は南北走向で東傾斜である．本鉱脈は立金山については，青海町役場編（1966）や小野（2009）

脈幅が 5 ～ 30 cm で，金含有量は鉱石 1 トン当たり 20に詳細にまとめられているので，それをもとに記述する．

～ 50 g である．運搬のために斜抗が南から北へ傾斜し橋立金山は古くは麻尾谷金山，長尻谷金山などと呼ばて掘られ，排水のための通洞抗が掘られたが，完成しなれた時代もあり，鎌倉時代に試掘され，戦国時代には上かったため，斜抗の下部は水没したままになっている．

あそう だにながしりたに杉氏が盛んに採掘したとある．江戸時代の天保年間には，本抗とは別に金山谷沿いの水平道沿いには 3 カ所小さ

新潟県の蓮華銀山の開発とともに，橋立金山も試掘され，な坑道が分布している（第 15. 2 図 B–E）．坑道の奥行

天保 14（1843）年には幕府代官の支配となった．しかし，

きは約 10 m である．

れん げ

あ

ぶ

き だに

周辺には安富貴谷三宝館鉱山，相沢鉱山，三保倉鉱山，

安政 3（1856）年には試掘が中止された．

あげ ろ

庄平鉱山，橋立坂前鉱山，上路深井鉱山などと呼ばれた

明治中期には試掘が再開され，狸堀にて金鉱石が採取

小規模の鉱山が点在したようである．

された．最盛期には鉱夫は約 1000 人いた．明治 31 年に精錬

は 15 貫 147 匁の産出があり，明治 35 年には最高 55 貫採掘された鉱石は，本抗口北の尾根まで運搬さ625 匁の産出があった．しかし，坑道への出水などかられ，そこから索道で北の金山谷の標高 270 m で西に分岐

生産量は減少し，昭和 37 年頃まで採掘あとのズリ処理する支流（阿曽谷）におろし，精錬を行った．精錬所跡が行われた程度で完全に廃坑になった．

は現在も平坦な地形を残し，案内の看板が立っている（第鉱山概要

橋立金山の金鉱床は，含銅硫化鉄鉱や熱水

15. 2 図 A）．長尻谷から金山谷沿いにはほぼ水平に用水型の含金石英脈型であり，主に蓮華変成岩中の石英脈にが引かれ（第 15. 2 図 F），精錬所跡地付近で水力発電

胚胎している（第 15. 1 図）．

を行っていた．

橋立金山の元山は金山谷標高 470 m 付近で西側に分岐

坂田峠

N

精錬所跡
通洞抗口

水上谷層
水上谷層

蛇紋岩
安山岩

鉱脈
蓮華変成岩類

本抗口 坑口

金山谷

来馬層群
蛇紋岩

第 15. 1 図

坑口 坑口

安山岩
500 m

橋立金山坑口及び精錬所跡位置図
鉱脈，本抗口及び通洞抗口の位置は，小野（2009）による．国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

− 102 −

第 15. 2 図

橋立金山坑口及び精錬所跡
A：精錬所跡，B：東側坑口，C：東側坑内部，D：中央坑内部，E：西側坑内部，F：作業道と側溝．

15. 2

れているが，南約 1 km の採石場では現在時々稼働して採石・採土いる．また，大平の北約 300 m の境川右岸では，前期 –後期白亜紀の尻高山層の砂岩を採石した跡がある．大規

採石

土木施工や建設物のコンクリート骨材として，模に採取した形跡は認められず，現在は閉鎖されている．

大 平 の 北 約 300 m， 大 平 の 東 約 500 m， 大 平 の 南 約 1

羽入の南東約 500 m では中新世の雁蔵層の安山岩類，羽km，羽入の南東約 500 m 及び羽入の南東約 750 m 付近

入の南東約 750 m では前期 – 後期白亜紀の内山層の流紋に採石場あるいは採石場跡がある．

岩質溶結凝灰岩を採取していたが，現在は共に閉鎖して

大平の東約 500 m と大平の南約 1 km では，前期白亜
紀のざくろ石含有デイサイトを採石しており，大平の東いる．朝日町花房の南，同町山崎の東の採石場では鮮新統の室田層を採石している．

約 500 m の採石場ではほぼ採取し尽くし，現在は閉鎖さ− 103 −

本地域において，朝日町南保，黒部市宇奈月町土山及おりたてび下立のローム層などが流水客土の母材として利用された（籠瀬，1957，1962 など）．流水客土とは，扇頂部付
近で客土母材を水に懸濁させて水路等を用いて水田に流×入させる土地改良事業である．昭和 26 年度から 35 年度
にかけて黒部川及び小川扇状地における水田の保水性向上を目的として実施された．

×

宇奈月町内山付近の宇奈月変成岩類中の石灰質片岩を砕石していたことがある（市村，1935）．

15. 3

トラバーチン

黒部市宇奈月町下立より産出した石灰岩が国会議事堂

×× ×の石材として用いられ，“オニックス・マーブル”と呼称されている（工藤ほか，1999；乾・北原，2009）．い×

ずれの文献も，“オニックス・マーブル”の産地は下立としており，詳細な産地は不詳であった．そこで現地において聞き取り調査をしたところ，国会議事堂の石材として採掘された石灰岩の産地は本地域内ではなく，南隣↑の黒部地域に位置することが判明した（第 15. 3 図）．
なお，産地の岩体は規模が小さかったことから，その後造物のみに利用されている（下坂，1988）．
この石灰岩は，新第三紀の沈殿性石灰岩（トラバーチ

××ン）とされる（臨時議院建築局編纂，1921；乾・北原，
2009）．トラバーチンの転石（第 15. 4 図）が認められ100mる範囲（第 15. 3 図）は，白亜系の内山層や親不知層の地がある．
本地域内では，露頭としては確認できなかったものの，

36゜49’56”3N
137゜32’32”7E

第 15. 3 図

転石の量が少ないことと分布頻度が低いことから，小規模な岩体が存在すると推定される．

15. 4

地 下 水

本地域に分布する黒部川扇状地性三角州の地下には豊富な地下水が存在することが知られており，本地域外になるが黒部川河口付近の扇端では自噴する井戸が数多く存在し，利用されている（第 15. 5 図 A）．本地域においても海岸付近で自噴する地下水のため，「沢杉」とよばれる天然の杉林が形成されていた．しかし，耕地整理などで失われ，現在は隣接する三日市地域の入善町吉原に国指定天然記念物「杉沢の沢スギ」としてとして保護されているのみである（第 15. 5 図 B）．扇状地性三角第 15. 4 図

黒
部
地
域

×A

の大がかりな採掘はされておらず，石碑などの小型の構分布域であるため，形成された時代については検討の余

泊
地
域
↑

トラバーチン転石→
層状構造が認められるトラバーチンの転石．ス
ケールの魚沼ハンマーはヘッド長 32 cm．宇奈月
町下立南の沢（36°50′38.2″N，137°32′39.7″E）．

− 104 −

36゜49’56”3N
137゜33’05”9E

トラバーチン転石位置図
黒部市嘉例沢から嘉例沢森林公園に至る林道付近の地形図．トラバーチンの転石を確認した地点を×印で示す．A 地点は，露頭の可能性が高い．国会議事堂に用いるために採掘した場所は，休鉱山の印で示す．国土地理院電子国土基本図を使用し，記号などを追記した．

州内の地下水位面は比較的高く，島野ほか（1992）によ（旧さざ波温泉地中海）は弱アルカリ単純泉，たから温ると，最も低いところでも地下 20 m ほどの深度であり，泉は塩化物泉，入善町の舟見・明日温泉はナトリウム炭

多くの場所でそれより浅い．大局的な傾向としては，黒酸水素塩・塩化物泉で（金原，1992），バーデン明 日と部川にむかって地下水位が高くなる傾向が認められる．

して営業中である．

あけび

あけび

地下水の涵養源は，主に黒部川の河川水であることが榧

15. 6

根・山本（1971），水谷ほか（2001）などで指摘されて

地 質 災 害いる．1940 年代以降，1991 年までの地下水位面高度を本地域で近年発生した地質災害は，海岸浸食と地すべ比べると若い年代のほうが水面高度は低くなっており，地下水の減少が認められる（島野ほか，1992）．この減りがあげられる．

少傾向は現在も進行中で，最近の減少の理由は，水田面

海岸浸食は，海岸の海浜部分で認められる．黒部川が積の減少の影響が可能性の一つとしてあげられている形成する扇状地性三角州の海岸線は，黒部川河口より東（手計，2010）．

側で顕著な海岸浸食が認められ，様々な防止策が行われて い る（ 奥 田，1970； 芝 野 ほ か，1977； 芝 野・ 前 野，

15. 5

温泉及び鉱泉

1981 など）．本地域の海岸付近には，東から西への沿岸流が発達するため，人工物が海岸に建設されるとその東本地域の温泉は，朝日町の小川温泉元湯が最も古く，側の海岸で堆積作用が進み，西側では逆に浸食作用が強約 400 年前に開湯されたとされている．泉質はナトリウ

くなる．宮崎港（朝日町宮崎）や市振港（糸魚川市市振）

ム炭酸水素塩・塩化物泉で，源泉温度は 68℃，毎分 420が建設された際，そのような状況が観察されている（土リットルの湧出量である．

屋ほか，1981；藤井・丸山，1984；藤井，1991；藤井，朝日町の境鉱泉は重炭酸鉄泉，さざなみ温泉みずしま

第 15. 5 図

1992）．特に，1980 年から頻発した北陸線（現えちごト

黒部川扇状地性三角州の扇端付近の湧水
いく じ

A：黒部市生地（三日市地域内）の「弘法の清水」．自噴水を利用した共同洗い場．B：杉沢の沢スギ指定地内にある湧水（入善町吉原，三日市地域）．

− 105 −

キめき鉄道・あいの風とやま鉄道）市振駅周辺での海岸斜面が崩れ，崩土が長さ 115 m，幅 90 m ほどに広がっ

浸食や線路への越波による鉄道の不通は，市振港の建造

た地すべりである（五十嵐，1988；藤田・高浜，1986；

によるものと考えられている（土屋ほか，1981；藤井・臼杵ほか，2005）．住宅全壊 5 棟，半壊 5 棟，神社 1 社，

丸山，1984；藤井，1991；藤井，1992）．

寺院 1 院，倉庫 3 棟が全壊し，10 人が死亡，4 人が重軽

地すべり災害については，下蛇場見と玉ノ木の 2 つの傷を負った（五十嵐，1988；臼杵ほか，2005）．滑落崖
付近に過去に発生した地すべりによる深い正断層型亀裂

地すべりが大規模なものである．
下蛇場見地すべりは，富山県朝日町笹川下蛇場見におが残っており，ここが浸透した地下水の集中部になっていて，1979（昭和 54）年 10 月の集中豪雨により発生しいたと考えられている（藤田・高浜，1986）．地すべりは，た（国土庁土地局，1996）．

発生の 15 日前から急激な融雪が始まったことが誘因で

玉ノ木地すべりは，1985 年 2 月 15 日 18 時半頃に発あったと考えられている（臼杵ほか，2005）．

生し，新潟県糸魚川市玉ノ木の国道 8 号線山側の北向き− 106 −

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歌中新統－下部更新統
古第三系
下部－上部白亜系

境川

白亜紀－前期更新世貫入岩類
下部白亜系

上路

下部ジュラ系
飛驒帯構成岩類（三畳系－ジュラ系）

第 13. 5 図飛驒外縁帯ペルム系

蓮華変成岩類（石炭系）

尻高山

第 15. 1 図

第 8. 12 図 A

谷 第 9. 6 図
上水

笹川

秋吉帯石炭系－ペルム系

第 9. 4 図

白鳥山

超苦鉄質岩

第 8. 12 図 B
小第 8. 14 図川Nア

第 10. 6 図

第 14. 1 図
犬ヶ岳

大地山

2 km

相又谷

黒

第 10. 8 図

第 6. 4 図部

第 14. 5 図

川

谷

北又

第 9. 8 図
第 12.16 図

イ
サ
ワ
谷

黒菱山

内
山

音
谷

付図

瀬
々
薙
谷

ルートマップの位置図− 116 −

第 8. 4 図

− 117 −付表

全岩化学組成分析値及び試料採取地点一覧

QUADRANGLE SERIES, l: 50,000
Kanazawa (10) No. 18

Geology of the Tomari District
By
Makoto TAKEUCHI*, Ryuta FURUKAWA**, Hideaki NAGAMORI**
and Teruki OIKAWA**(Written in 2016)(ABSTRACT)The Tomari District is a quadrangle of latitude 36º50'10.9" to 37º00'10.9" N and longitude 137º29'48.8 to 137º44'48.8" E (JGD2000), and located at boundary territory of Niigata and Toyama Prefectures. Topography of this area is represented by steep and incised
mountains facing the Sea of Japan in the northern coast. The mountains correspond to northern end of the Japan Alps. Holocene
Kurobegawa fan delta occupying westernmost part of this district is one of the largest fan delta in Japan. Surrounding terrace deposits
of Pleistocene to Pliocene are proxy for uplifting history of Japan Alps.
OUTLINE OF TECTONIC DIVISIONThe Inner Zone of the Southwest Japan is occupied by the Hida Belt, the Hida Gaien Belt, the Cambro-Ordovician Oeyama Belt andthe Renge Belt (300 Ma high p/t metamorphic rocks), the Akiyoshi Belt (Permian accretionary complex), the Maizuru Belt (Permianisland arc and back-arc basin system), the Ultra-Tamba Belt (Late Permian accretionary complex) and the Mino-Tamba Belt (Jurassic
accretionary complex). They except the Hida and Hida-Gaien Belts form a piled nappe structure.
In the central Japan, the distribution of the Hida Belt cuts the piled nappe structure. The constituent rocks of those belts except the
Hida Belt and the Mino Belts are distributed as tectonic blocks in the narrow zone between the Hida and Mino Belts.
The constituent rocks of the Hida Belt, the Hida-Gaien Belt, the Oeyama Belt, the Renge Belt and Akiyoshi Belt are distributed in the
Tomari district (Fig. 1).
PALEOZOIC TO MESOZOIC BASEMENT ROCKS
Ultramafic rocks of unknown age in the Oeyama Belt are derived from mantle harzburgite, lherzolite and dunite, and have been highly
serpentinized and partly sheared. These rocks overlaid on the Permian system of the Hida-Gaien Belt with thrust and include exotic
blocks of amphibolite, jadite rock, albitite, actinolite rock and the Renge Metamorphic Rocks. 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 high P / T crystalline schists which are originated from basic, pelitic and siliceous
rocks. They are divided into the Yunotani eclogite and the Omigawa units.
The Shiroumadake and the Kotaki Formations of the Hida-Gaien Belt are composed of shallow marine deposits. The former formation
is distributed in the southeast area in the Tomari district and the latter is in the northeast area, respectively. They are composed mainlyof 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 near faults.
The Akiyoshi Belt is occupied by the two Permian accretionary complexes, the Omi Complex and the Himekawa Complex. Only the
Omi Complex is distributed in the northeast area of the Tomari district, and is composed of an accreted seamount comprising the Lower
Carboniferous to Middle Permian limestone on basalt.
The Hida Belt is occupied by the latest Permian to Triassic Hida Gneisses, latest Permian Hida Older Granites, Triassic Unazuki
Metamorphic Rocks, and Triassic to Jurassic Hida Younger Granites. The Hida Older Granites, the Unazuki Metamorphic Rocks andNagoya University (Visiting Reasearcher)
Research Institute of Earthquake and Volcano Geology***
Research Institute of Geology and Geoinformation***− 118 −

the Hida Younger Granites are distributed in the Tomari district. The Unazuki Metamorphic Rocks are originated from the Upper
Carboniferous system and yield staurolite or chloritoid in lateritic part. The Hida Older Granites and the Unazuki Metamorphic Rocks
were suffered from the Late Triassic mylonitization and intruded by the Hida Younger Granites.
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 laterally. The stratigraphy was established in two areas of Inugatake area of the Tomari
district and Odokoro and Kotaki area of the Kotaki district. The Kuruma Group in the Tomari district is divided into the Jogodani,
Kitamatadani, Negoya, Teradani, Shinatani and Otakidani Formations in ascending order. The lower and upper Pliensbachian and upper
Toarcian ammonites were yielded from the Teradani and Otakidani Formations, respectively.
CRETACEOUS TO PALEOGENE
The Lower Cretaceous Mizukamidani and Kurobishiyama Formations of the Tetori Group, the Lower to Upper Cretaceous
Shiritakayama, Uchiyama and Oyashirazu Formations and the Early Paleogene Eboshiyama Formation are distributed in the Tomari
district.
The Tetori Group overlies unconformably on the Kuruma Group and is divided into the Mizukamidani Formation and the Kurobishiyama
Formation in ascending order. The former is composed of conglomerate, sandstone and mudstone and the latter is composed mainly ofsandstone and conglomerate. The group in this district yields no index fossil but plant fossils. Garnet-bearing dacite (Intrusion I) intruded
the Tetori Group, and the U-Pb age of from the dacite is ca. 109 Ma. The youngest peak of the U-Pb age of detrital zircon from sandstone
is 123 Ma. This fact indicates that the depositional age of the group is after 123 Ma before 109 Ma.
The Shiritakayama Formation overlies unconformably on the ultramafic rocks of the Oeyama Belt and the Renge Metamorphic Rocks.
It is composed of lower conglomerate and upper sandstone. The Uchiyama Formation overlies unconformably on the constituent rocksof the Hida Belt and the Tetori Group, and consists of sandstone and andesite to rhyolite pyroclastic rocks and lava. The Shiritakayama
Formation and the Uchiyama Formation yield no index fossil, but they include zircon grains showing the youngest U-Pb age of ca. 110
Ma.
The Oyashirazu Formation overlies conformably on the Shiritakayama Formation. It is composed chiefly of 3 lithofacies of pyroxene
andesite, garnet-bearing dacite and aphyric andesite to dacite. The lowermost pyroxene andesite is composed of highly consolidated
volcaniclastic materials including andesite lava, lapilli and blocks of multiple sources and / or paths. There is no signature of subaqueous
chilled texture in these andesites. Aphyric andesite lavas and pyroclastics appear upper side of pyroxene andesites. Weakly welded lapilli
tuff of garnet-bearing dacite also overlies pyroxene andesite volcaniclatics occasionally at Oyashirazu area. The welded garnet dacite
lapilli tuff is dated at 84-109 Ma by Fission-track and U-Pb methods.
Kitamatadani Granodiorite is distributed in the southern area of the Tomari district and intruded the Kuruma Group and the Tetori
Group which were suffered from contact metamorphism. The K-Ar ages from biotite and hornblende are 89.0±0.9 Ma and 85.1±1.1 Ma,
respectively.
The Eboshiyama Formation is distributed on the Oyashirazu and pre-Oyashirazu Formations from northeast to southwest in thisquadrangle. The formation is composed mainly of quartz-rich hornblende-bearing biotite rhyolite lapilli tuff and minor lava of plagioclase
rhyolite. Radiometric ages of zircon derived from fiamme of welded lapilli tuff range from 55 Ma (Fission-Track) to 66 Ma (U-Pb).
CENOZOIC INTRUSIVE ROCKS
Miocene rhyolite (Intrusion II) intruded the Tetori Group as sill. The rhyolite is mostly aphyric but rarely include quartz phenocrysts.
The age is unknown but 22.2±0.3 Ma K-Ar age of whole rock was reported rom felsite in the Shiroumadake district which are correlate
to rhyolite of intrusion II.
Intrusion III are acidic to intermediate volcanic to plutonic rocks. They are small stocks, dikes and sills, and intruded Intrusion II andthe older rocks. Their radiometric ages are 1-3 Ma by preliminary dating.
NEOGENE TO LOWER PLEISTOCENE
Miocene to Pliocene sedimentary and volcanic rocks appear at eastern end of Kurobegawa alluvial fan. From early Miocene toearly Pleistocene there are 12 formations as follows; Miocene Ganzo, Fukuhira, Tsubono, Hanyu, Sasagawa, Syakusenji and Sazen
Formations; Mio-Pliocene Takabatake and Muroda Formations; Early Pleistocene Yokoo and Miyazaki Formations in ascending order.
Ganzo Formation is made of pyroxene andesite lava and volcaniclastic rocks contacting with Kurobishiyama Fault and partly overlying
the Eboshiyama Formation. Fukuhira Formation is made up with andesite to dacite lava and volcaniclastics. Tsubono Formation iscomposed of massive sandstone and tuffaceous sandstone. Hanyu Formation is made of massive tuffaceous sandstone with occasional
mud sheets, rounded pebble and plant fragments. Sasagawa Formation is made of gray massive mudstone with lenticular sheet of quartz− 119 −

rhyolite lavas and pyroclasts. Juvenile pumiceous rhyolite was dated from 16 to 18 Ma by Fission-track and U-Pb methods. Shakusenji
Formation is made of light-gray sandy mudstone. Sazen Formation is composed of massive sandy mudstone with intercalated rhyolite
volcaniclastics. Takabatake Formation is made of massive sandstone with minor amount of rhyolite volcaniclastics. Muroda Formation
unconformably overlies the Takabatake Formation and is made up with unconsolidated conglomerate with intercalating the Kasayaburi
Pumiceous Tephra which is dated ca. 3.5 Ma by fission-track and U-Pb methods. Yokoo Formation is made of sand and mud intercalatingwith the Miyazaki Formation made of andesite lavas and volcaniclastics dated as 2.4 Ma by K-Ar analysis.
MIDDLE PLEISTOCENE TO HOLOCENE
Middle Pleistocene to Holocene gravel deposits occur at terraces and lowlands. Terrace deposits are observed mainly along the
Kurobegawa in the western part of Tomari District and along the northern coast of the Tomari District. Terrace deposits are divided
into the higher (Junikanno), middle (Shiroyama, Tanayama, and Otozawa), and lower (Funamino, Urayama, and Sakai), based on theirsurface height distribution and covering tephra layers (K-Tz, DKP, AT). The higher and middle terrace deposits formed before MIS 6 andMIS 6-5. The Funamino Terrace deposit was formed at MIS4-3. Urayama and Sakai Terrace deposits were formed at MIS 2-1.
GEOLOGICAL STRUCTURE
Geologic bodies in the Tomari District have been suffered several-times of crustal deformations from Paleozoic to recent. Major
geological structure is consists of faults and tilting caused by uplifting of the Hida mountains in Quaternary. There are NE-SW trending
normal faults bounding between mountain area and Kurobegawa fandelta, and NW-SE trending oblique faults in the Hida mountain area.
The Lower Jurassic and Cretaceous systems are folded with NE-SW trending fold axes. The southeast area in this area has been more
uplifted. Northern part of Uozu fault zone is running through the Kurobegawa fandelta.

− 120 −

Stratigraphic divisions

Geologic age

Beach and dune deposits

Present riverbed / flood deposits

Late
Late Early Middle

Middle Terrace deposits(Shiroyama, Tanayama and Otozawa Terraces)
Junikanno Terrace deposits
Yokoo Fm.

Miyazaki Fm.

23.0

Early

Kasayaburi Pumiceous Tephra

MiddleTakabatake Formation
Sazen Formaiton

Fukuhira Shakusenji Fm. Hanyu Fm. Sasagawa
Fm.
Fm. Tsubono Fm.

Ganzo Formation

Intrusive rocks （Ⅱ）

Paleogene

Eboshiyama Formaiton

66.0

201.3

Jurassic

Mesozoic

Cretaceous

Late

Oyashirazu Formation
Uchiyama Formation
Shititakiyama Formation
Tetori Group

Early

MiddleHida Younger Granites

Early

Kuruma Group

Yatazodani Quartz Diorite？

Eboshiyama Mylonite

Mylonitization

UnazukiMetamorphic Rocks
Metamorphism

252.2

Funakawa Granite
Oitsurushiyama Granite
Unazuki Granite
Otodani Gabbro

Hida Older Granites
Shiroumadake Fm.
Kotaki Fm.

Paleozoic

Permian

358.9

Intrusive rocks （Ⅰ）

LateTriassic

298.9

Kurobishiyama Fm.
Mizukamidani Fm.

Kitamatadani Granodiorite

Renge
Metamorphic
Rocks

Protolith
Carboniferous

Omi Complex

145.0

Intrusive rocks （Ⅲ）

Murota Formation

Early

MioceneNeogene5.33

Lower Terrace deposits (Urayama, Sakai, and Funamino Terraces)

Late

Pliocene

Cenozoic

2.58

Quaternary

0.01

Pleistocene

HoloceneLandslide deposits
Collapse deposits
Landslide-dammedlake deposits(Ma)

Metamorphism

Amphibolite

Metamorphism？
Ultramafic rocks？

Devonian
Hida Belt
Fig.1

Hida Gaien Belt Oeyama Belt

Geological summary of the Tomari District− 121 −

Renge Belt

Akiyoshi Belt執筆分担
第1章

地形

及川輝樹・竹内

第2章

地質概説

第3章

蓮華変成岩類，超苦鉄質岩及び角閃岩

竹内

誠

第4章

ペルム紀付加コンプレックス

竹内

誠

第5章

ペルム紀正常層

竹内

誠

第6章

宇奈月変成岩類

竹内

誠

第7章

飛驒花崗岩類竹内誠

第8章

下部ジュラ系来馬層群

竹内

誠

第9章

白亜系

第 10 章白亜紀－更新世貫入岩類

竹内

第 11 章古第三系火山岩古川竜太

第 12 章新第三系中新統－下部更新統

長森英明・古川竜太

第 13 章中部更新統－完新統

及川輝樹・竹内第 14 章地質構造

第 15 章応用地質竹内誠・古川竜太・長森英明・及川輝樹

竹内竹内誠・古川竜太誠・古川竜太誠

誠

誠・長森英明・及川輝樹・古川竜太
竹内誠・長森英明・及川輝樹

付図

ルートマップの位置図

竹内

誠

付表

全岩化学組成分析値及び試料採取地点一覧

竹内

誠

文献引用例
竹内

誠・古川竜太・長森英明・及川輝樹（2017）泊地域の地質．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，121 p．

章単位での引用例
及川輝樹・竹内誠・古川竜太（2017）泊地域の地質，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 – 5.
Bibliographic reference
Takeuchi, M., Furukawa, R., Nagamori, H. and Oikawa, T. (2017) Geology of the Tomari District. Quadrangle
Series, 1:50,000, Geological Survey of Japan, AIST, 121 p. (in Japanese with English abstract 4 p.).
Bibliographic reference of each chapter
Oikawa, T., Takeuchi, M. and Furukawa, R. (2017) Geology of the Tomari District, 1. Topography. Quadrangle
Series, 1:50,000, Geological Survey of Japan, AIST, p1- 5 . (in Japanese).
地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）

Geology of the Tomari District. Quadrangle Series,1:50,000

泊地域の地質Published on August 25, 2017

平成 29 年 8 月 25 日発行

国立研究開発法人

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 1-1-1

印刷所

中央第 7

Geological Survey of Japan, AIST
AIST Tsukuba Central 7, 1-1-1 Higashi, Tsukuba,
305-8567, JAPAN株式会社 アイネクスト©2017

Inext Co., Ltd
Geological Survey of Japan, AIST裏表紙写真説明：黒部川下流部に形成された扇状地性三角州（手前）と中古生界を主とした飛騨山脈北部の山々（奥）．中央奥の冠雪した山が朝日岳，その手前の残雪が残る山々は飛驒花崗岩類からなり，山麓は段丘堆積物などの新生界からなる．
Back Cover Photo: Fandelta of Kurobegawa River (front), and the northern part of Hida
Mountain Range (behind). A white higher peak in the central is the Mt. Asahi. The
mountains in front of the Mt. Asahi are composed of the Hida Granitic Rocks and the
Cenozoic strata including Quaternary terrace deposits.