松代震源域の地質と地質構造

防災科学技術総合研究速報

第5号

1967年3月

550．8：550，341（521．52）

松代震源域の地質と地質構造

沢村孝之助・垣見俊弘・曽我部正敏・小林勇・長谷紘和

      地質調．査所

Geo1ogy and Geo1ogical Structure of the

K．SAWAMURA

    Matsushim Seismic A肥a

       By

T．KAmM1，M，SOGABE，I．K08AYASm and H．

  Gε・1・批α1∫〃W・∫Jαρ㎝，τ・伽

HASE

       Abs−mct

    Matsushiro area is composed of ear1y to midd1e Miocene ChOshin Group and P1iocene to Quaternary younger vo1canic rocks． Stratigraphy of the area is

      K−Ar

summarized as fo11ows：

       Age

Quatemary

 ？

     Younger      vo1canics

P1工ocene

Minakamiyama dome1ava

   （Ldke deposit）

Kimyosan vo1canics

         Main body          Ear1y body

Takimoto formation Hokiyadake vo1canics Makiuchi andesite

一11∵簑111：llll：ll㌘llll㍗、

       and dacitic tuff

    The vo1canism was vio1ent in the eastem haユf of the area，pi1ing the younger andesitic vo1c anics on  the o1der andesitic vo1canics interca1ated in the Ch口sin group． In the western area，there exsist onユy thin beds of rhyo1ite 1ava and dacitic crystaユtuff，and sheets of quartz porphyry．W刷e the mass of quartz−

diorite occurs in both areas．

    The Chushin group ofthis area has upheaved at1ate Miocene with the intru−

sion of quartz−diorite and composed a b1ock−fo1ding structure．The west b1ock Py・・・…一h…b1㎝d…d・・it・3．5・105    （Andesite scoria and mud）

Py・・・・・…d・・it・   5．4・106

Lava and tuff breccia of

   pyroxene andesite

Lake deposit

Basa1tic andesite and basa1t

Pyroxene andesite

       21・106

         松代群発地震に関する特別研究 防災科学技術総合研究速報 第5号 1967

shows a distinct dome structure with box−1ike form with NW−SE1onger眺is．The east b1ock，main p肚t of which exists outside of the surveyed area，seems to have

．a1so the−same structure．Between these b1ocks，there exist many step fau1ts

．1・・gth… 11・y・・・・…di㎎th・Mi・・k・miy・m・t… ㎡・㎜・g・とb・・一1ik・

trough which is considered to be the1eftover甘ea from the upheavaユ．

 〜二の地域およぴ周辺の地質概況については八木 貞助（1941．1943）がまとめて以後，東隣地域 では5万分の1地質図幅「須坂」（太田良平。片

田正人，1955），南〜東隣地域では7万5千分

の1「上田・小県地方地質図」（飯島南海夫ら，

1963）が発表されるにとど重り，1二の地域の地 質の詳細については，不明な点が多かった．

 群発地震の発生とともに，東大地震研究所では この地域の調査を行ない，その結果は簡略化され た地質図とともに速報された（森本良平ら，1966）

が，皆神山，奇妙山などの新期火山岩類の基盤を つくって，広く分布する新第三系の構造について は，充分には報告されていない．それで，震源域 の地下地質構造を解明する目的で，6月拾よび8 月に地表地質の検討を行なった．その結果の概要 をこ〜二に報告する．

 な拾，信州大学教育学部飯島南海夫助教授は，数 年前よりこの地域についての研究を進めておられ，

その未公表資料を参考にオることができた．ここ に厚く感謝の意を表する・

 1．新第三系の層序と火成活動

 この地域の地表でみられる最も古い地層は長野 県地質図（長野県地学会，1962）の見解による 中信層群に相当し，新第三紀中新世初期ないし中 期に属する海底堆積物であって，これに一連の火 成活動が伴われている．中新世後期以降の新第三 紀層は，この地域では欠除して拾り，鮮新世以降 に拾いて，陸上に噴出した火山岩類がみられるの みである．

 新第三系の基盤となる岩石については，森本ら

（1966）は，古生代の堆積岩拾よぴ（または）

中生代の花嵩岩類であろうと推定している．今回 の調査で，新第三系中にはさまっている，石英安 山岩質凝灰岩のなかに小岩片として，千枚岩を見 出ずことができた．凝灰岩の噴出源には，変成し た古生層（中国地方の三郡変成岩にあたる？）の伏 在することが明らかとなった．

 新第三系の中信層群はこの付近では，下から 緑

色凝灰岩 を主とする内村層，黒色泥岩を主とす る別所層，礫岩・砂岩の卓越する青木層に区分さ れているが，今回の調査ではその範囲もせまく，

化石の産出も不充分であって，これら3層との明 確な対比は困難なので，ここでは岩相区分を行な

うにとどまつた．

 調査した範囲内では，中信層群は下から上言で 整合一連の地層である。これを岩相によって次の

4累層に区分した．その大ざっぱな区分規準を，

上位から順次示す．

 lV累層……礫質の部分が顕著．

 皿累層……変質の著しい安山岩質の凝灰岩・溶       岩が卓越する，黒色泥岩と砂岩の互       層．

 皿累眉……黒色泥岩を主として，砂岩の薄眉を       はさむ．

 I累眉……東部には厚く変質の著しい安山岩質       の凝灰角礫岩，溶岩が発達する．西       部では黒色泥岩を主として，石英安       山岩質凝灰岩をはさむ．

 lV累眉は拾拾むね青木眉に，皿累層と皿累眉と は拾紅むね別所層に，I累層は内村眉にそれぞれ 対比されようが，I累眉の黒色泥岩の岩質からみ ると，これは別所層に対比される可能性も考えら

れる．

 これらの岩相を概観すると，火山活動に伴う堆 積物を考慮外とすれば，堆積物の粒度は下位から 上位に，一I累層からlV累層にかけて一次第に細 粒から粗粒へと変わっている．

 す在わち，I累層の黒色泥岩は均質で，層理を 示さず，粒度は細かく，珪質ではないがはなはだ 硬く，他地域の別所層黒色泥岩と同じ特長をもっ ている．その比較的下部の，地蔵峠付近に現われ る泥岩中には，有孔虫や小型の貝化石を，まれに ではあるが，認めることができる．この岩相，化 石からみると，I累層はかなりの深度を示す，外 洋性の堆積物であったことは疑いがない．

 I累層でもその上部には，粒度のあらく在る傾

松代震源域の地質と地質楮造一沢村・垣見・曾我部・小林・長谷 向がみられ，地域西部の石英安山岩質凝灰岩の問

をしめる泥岩の中には，厚さ数cm〜20cm程度q ごく細粒でとうたがよく，ときには級化成眉を示す

砂岩を， しぱしぱはさんでいる．

 皿累眉では，泥岩の岩質はI累眉のものと全く 同質で，区別がつかぬが，砂岩のはさみの量はI 累層に比ぺてずっと多くなり，個々のはさみの厚

さも増し，またその粒度も粗くなっている．な拾，

1皿累層も，ごく細粒の安山岩質凝灰岩のごく薄い 眉を，しぱしぱはさんではいるが，その量は，I 累層，皿累層に比ぺ，はるかに少ない．また皿累 層の厚さは，西端で400m，倉科付近で650m，

皆神山の東側では1，000m内外と，西より東に向 かって厚くなる傾向をもっている．

 皿累眉はふたたぴ火山活動のいちぢるしくなっ た時期の堆積物で，黒色泥岩も凝灰質であり，粒 度もあらく，シルト質である．砂岩の量もII累眉 よりも多くなっている．な拾，西部の区域では，

泥岩のなかに，径1cm以下の円礫が，まれには含 まれている・皿累眉の厚さは，屋代付近で400m 内外，象山から西条にかけ600m以上，鳥打峠で 500m以上とみつもられる．

 lV累眉は薯しく粗粒である．泥岩も一般にシル ト質ないし砂質で，とうたが悪く，ほとんど常に径 1cm以下の円礫を散含している．砂岩には，50cm 以下の薄層をなし，とうたがよく級化成眉を示すも ののほかに，厚さ1m以上で，やや凝灰質，塊状 を呈して，とうた悪く礫まじりのものが存在ナる．

礫岩は，いわゆる含礫泥岩の特長をもって拾り，

礫の間をひろく埋めて，とうたの悪い，砂まじりの 泥ない・しシルトがあり，礫と礫との間は密着して いないことが多い．lV累眉の厚さは，屋代付近で 現在みられるところは，約300mである．

 このように，I〜lV累層の沈積した堆積盆地は，

I累眉の堆積期に最も深く，それ以後は，逐次よ り浅くなっていったものと考えられる．

 この間に，激しい火山活動が3回生じている。

その噴出物は強い変質作用をこうむって拾り， 緑

色凝灰岩 とよぱれている．

 その第1回の活動はI累眉堆積の前半におこっ て拾り，この地域の東半部に，多量の輝石安山岩 質溶岩を噴出，少なくも300mの厚さに運した．

泥岩の堆積をみた休止期をはさんで，I累眉の堆 積期後半に，第2回の活動が生じた．これは第1 回に比ぺ，やや塩基性の輝石安山岩質の活動で，

溶岩も伴うが主として凝灰角礫岩を噴出し，少な くも200mの厚さに達した．これも東部区域で激 しく，西方に向かつて，噴出物は急激に薄化消失 している．西部区域では，これと時を同じくして，

石英安山岩質の火山活動が生じて拾り，5〜6枚 の凝灰岩眉を堆積した．これは泥岩の問にはさま り，地眉を追跡し，地質構造を解析するための，

よい鐘層となっている．この凝灰岩は，いずれも 大型の石英結晶片を大量に含み，斜長石，黒雲母 あるいは角閃石片に富んで拾り，いわゆる結晶凝 灰岩であって，一見，石英斑岩の岩床状を呈して いる．その厚さは2〜20mで，東方に次第に薄く なり，あるいは砂岩にうつりかわり，東部区域に よったところでは，2枚が顕著に認められるだけ となる．その岩質からみても，これらはいわゆる 水中火砕流堆積物で，拾そらく西方からこの地域 に流れこんだものである．な拾，この凝灰岩より も下位に，流紋岩の溶岩も泥岩にはさ重り存在す る．大型の石英斑晶をもち，凝灰岩と岩質を同じ くしている．

 第3回の火山活動は，皿累眉の堆積期に生じて いる．凝灰岩が主で泥岩と互眉している．

 溶岩を伴うが，凝灰角礫岩のよう凌粗粒噴出物 はまれにしか認められない・溶岩は輝石安山岩で，

変質も著しく，第1回の活動期のものとよく似て いる．・この時期の噴出物も，その主要分布はやは

り東部区域で，西方に向かつて次第に発達が悪く なつている．

 以上のように，東部区域では，3回にわたって 安山岩質火山活動が生じているのに対して，西部 区域では，第2回の活動期に，石英安山岩質の火 山活動が起こっているのみで，この東西両地域の 対照は注目される．

 調査地域内には多くの頁入岩体がみられるが，

その大部分は岩床状を呈し，地質構造ときわめて 調和的に存在している．これらは，変質安山岩，

閃緑ひん岩，石英斑岩拾よび石英閃緑岩に区分され る．いずれも地下浅所に頁入したもので，その頁 入した深さ，岩体の規模などに起因する冷却速度 の緩急に敏感に反応しており，同一の岩体内でも，

深成岩から半深成岩ないしは火山岩までの，種々 の岩質変化を示している．

 変質安山岩は，この地域の南部に点在している．

その一つは，延々6km余に拾よぶ長大な岩床を作 っており，その西部では安山岩質であるが，東端

松代群発地震に関する特員1」研究 防災科学技術総合研究遠報 第5号 1967 の，岩体の肥厚した部分では粗粒となり，閃緑岩質

となつている・これらはすぺ下・I累層中に存在 し，I累層堆積期後半の，第2回の火山活動と関 連する貫入岩体とも考えられる．

 閃緑ひん岩は皆神山の周辺に多く，】I累層を頁く 岩床として存在する．岩体は小規模であるが，そ

の大半は半深成岩の岩質を示している．1皿累層堆 積期の，第3回の火山活動に関連するものとも考 えられよう．

 石英斑岩は，ほとんどが，西部区域で皿累層を 貫く岩床として存在し，東部区域では，わずかに，

鳥打峠東方で皿累層を頁く1岩体がみられるにす ぎない．I累眉中にはさまれる石英安山岩質凝灰 岩の分布が西部区域に限られていることに，よく 対応している．凝灰岩とは異なって，斑晶の量は 少なく，大型石英斑晶がめだつのみである．

 石英閃緑岩は東西両区域ともに存在する．西部 区域では，その多くは，深成岩と半深成岩の中間 的な岩質を示すが，東部区域では，常に深成岩の 岩質を示している．西部区域ではw累層までも頁

いている．1二れらは，他の岩床とは異在って，円 形に近い形態で露出しているが，地質構造はほと んど乱していない．グリンタフ地域中軸にしぱし ぱ存在する，いわゆる新第三紀花嵩岩類の一員で あって，この地域が中新世後半に隆起に転じた際 に，頁入したものである・在お，東北大学河野教 授による，K−Ar法の絶対年代が奇妙山東方5km 仙仁付近の石英閃緑岩について発表された．その 値は2，100万年で，中新世中ごろにあたる．

 以上の頁入岩類は，火山活動に関連するもので，

頁入の時期に前後のあるものと考えられるが，こ れが，この地域の箱形摺曲構造と調和的に存在す ることからみると，むしろ，この構造の形成期にす ぺてが貫入したと考えるぺきかもしれない．しか し，箱形構造形成が長期間にわたり，徐1々に行な われたために，泥岩も逐次堅硬となってゆき，頁 入岩類と同じ反応を呈しえたものと考える1二とも 可能であろう．頁入岩類の活動期と，構造形成期

との時問的関係は，今後に残された問題の一つで

ある．

 この地域の岩石は変質作用をこうむつているこ とが多い． 緑色凝灰岩 にみられるもの， む らさめ石 にみられるもの，赤柴鉱山の銅鉱脈に 伴う珪化作用，およぴ珪化，粘土化を生じた温泉 変質作用などに区分することができる．

  緑色凝灰岩 化は，第1〜第3回にわたる火 山活動により生じた火山岩類，拾よび員入岩類の すぺてにみられる．いわゆる変朽安山岩化作用と 同じで，斜長石は曹長石に，紫蘇輝石は緑泥石に 変化し，また方解石，緑簾石を生じている．これ は頁入岩類よりも火山岩類に強く，とくに第1回 の安山岩類に強く現われているが，斜長石は完全 には曹長石に変わって拾らず，普通輝石も変質し ていない点で，典型的な変朽安山岩に重では至っ ていない．石英安山岩質凝灰岩もまた，この変質 をこうむり，黒雲母の多くは緑泥石に変っている．

 むらさめ石は，堅硬な黒色泥岩で，頁岩状を呈 し， 曹長石または緑泥石斑紋を生じているもので あつて，拾そらく石英閃緑岩類の熱的影響をわず かにうけて生じたものと考えられる．その分布は きわめて局部的である．石英閃緑岩の影響は，わ ずかではあるが，石英安山岩質凝灰岩に拾ける黒 雲母の再生に認められる．またその一部に電気石 が生じているのは，確実な影響ということができ よう．しかし，この地域には ホルンフエルス■

は存在せず，石英閃緑岩の岩体の小規模なことを 示唆している．

 銅鉱脈を伴う珪化作用は，この地域の東縁部の みにみられる．ほぼ南北方向をもつ，幅数m以下 の石英脈が，数枚存在し，赤柴鉱山付近に密集し ている．

 温泉作用に伴う珪化，粘土化は，局地的である が各所にみられ明ぱん石を生じていることもある．

その最も顕著なものは，皆神山d東側に，加賀井 温泉付近から岩沢付近にかけてみられる．頁岩も

白色を呈しひん岩との識別が困難となるに至ってい る．奇妙山の火山岩にはこの影響は全くみられ在 いので，その作用の最盛期は鮮新世と考えられる。

ただし，後にのぺるように，奇妙山の初期の活動 は岩沢一皆神山間を中心としていたと推定される ので，この後火山作用が加賀井岩沢地区に重複し て生じている可能性がある．

 2．新第三系の地質構造

 この地方はフオッサマグナ東縁部にふく一まれて おり，いわゆるグリンタフ地域に属するが，川中 島の平野部をはさんで，西側の長野地域と松代地 域とでは，地質構造も大きく異なっている．まと めると，

 1）長野市西方の山地（飯島，1962の長野堆

松代擾源域の地質と地質構邊一沢村・垣見・曾我部・小林・長谷 積区）；中新世後期から第四紀初期にかけての堆

積岩が厚く発違し，新潟油田からつづく橘曲帯の 一部（長野油田とよぱれる）として，北東一南西 方向の軸をもつ福曲構造が発運する・橘曲軸はい ずれも違続性がよく，互に平行に存在し，東北裏

日本の油田福曲の一般的特長をそなえている．．

 2）川中島の低地（長野盆地）；第四紀に入つ てから著しく沈降した地帯で，西方山地との境界 部に発運する第四紀初頭の豊野眉は，この低地に 向かつて急傾斜し，沖積層の下に没している．こ の地域はまた地震の震源の密集する地帯で，有名 な善光寺地震に伴う地震断層は，現在の地盤の動 き（平野側が沈み，西方山地側が隆起する）を反 映している．

 3）河東山地（飯島， 1962の中央隆起帯）；

群発地震発生の場となった松代地域はこの地区に 属する．中新世初〜中期には著しい堆積の場であ ったが，中新世後期に石英閃緑岩類（いわゆる第 三紀花嵩岩類）の広範な貫入が起こつて以後は，隆 起削はくの場と在つた．長野西方山地の福曲構造 に対し，この地区は傾動地塊構造で特徴づけられ

ている．

 しかし，この地区の内部構造，また，川申島低 地帯との関係在どは，これまで充分には明らかに

されていなかった．

 次に今回の調査の結果明らかと在つた，松代地 域の地質構造の概略，構造形態の特徴をのぺる．

図一1にはこの地域の構造図（水平断面図）を示す．

新第三系｛中信眉群〕のむ造剛水平断面図〕

や／

し

マ

翁／

ノ／／

趾皿

ψ

図一1 新第三系（中信層群）の構造図（水平断面図）

 Structure of the Neogene Chishin group．

松代群発地震に関する特別研究 防災科学技術俺合研究速報 第5号 1967

 構造形態の特色は，．まず，更埴市森町を中心と する，大きな半ドーム状の隆起構造のみられるこ とである．この隆起は 典型的在箱型隆起の形態 を とって拾グ周辺は急斜し，中央に幅のひろい 平たん在部分が認められる．拾拾よそ北西一南東 方向を長軸として，幅約7㎞，長さは10km以上で，

南方へ，調査地域外の山地に違続する．これをさ らに詳しくみると，周辺の急斜帯から箱型ブロッ クの斜前方に向かって，不明りょうながら背斜軸 がみとめられ，模式的には図一2のように在って

いる．

  禽

 ト

封や ．一    捧  ㌻一

背斜

    図一2 箱型隆起帯の模式図   Schematic pattem of the box−1ike        StruCture．

 これに対して，東方の若穂町を中心とする地域 は，調査範囲外が大部分で，その詳細ははっきり しないが，従来の地質図によれぱ，広く玄武岩類 が存在する（太田・片田，1955）．その分布形態 呑よび，それが内村眉に対比されている（飯島ら 1963の大日向眉の延長にあたる）ことから，こ の地域にも，西部に匹敵するカ㍉あるいはそれよ

りも大規模なドーム構造の存在が予想される．

 これら東西のドーム状隆起の中間にあたってい る松代区域は，相対的な沈降地域と考えられるが，

その構造はすっきりとはしておらず，はっきりし た沈降区というよりは，むしろ受動的な， 隆起 からとり残された地区 と考えるのがよさそうで ある．この相対的な隆起と沈降のブロックの境界 には断層帯がみとめられる．

 これらの諸特徴は，ベロウソフ（1958）のブロ ック橘曲の示ナ構造様式によく一致している．

 な拾，隆起ブロック，沈降ブロックはともに全 体として，北西方に緩傾斜している．したがつて，

八木貞助（1941）の 西北に背面を有する傾動地 塊0は大局的には妥当を見解である・

 長野市西方山地が，北東一南西方向の軸をもつ 油田福曲 構造を示すのに対して，1二の地域で はそれと直交する北西一南東方向の長軸をもつ プ

ロック橘曲0構造を示すために，当然，川中島低 地の沖積眉下には，基盤構造のぷつかりあう，大

きな不連続面を考えねば在らない．このことは，

従来ぱくぜんとではあるが指摘されてきたとおり である．

 断眉は北西一南東方向に連続ナるもののほかに も，破砕帯として，また小規模なものとして，数 多く存在するが，その大部分は地質図に表示され るぺきほどの地質的意義をもってはい在いように みられる．

 北西一南東方向の断層は，いずれも松代地区が 地溝状に落込むような動きを示していて，その落 差は最大でも500m程度と考えられる．これは ブ ロック摺曲 構造の完成にあずかったものであろ うが，その一部は後の時期にもまた活動している．

すなわち，最も東側に，滝本眉を傾動させている 断眉がある．しかし，これも．奇妙山の火山岩類 にはお拾われて拾り，それ以後には活動した跡を みせていない．

 鳥打峠断層（森本ら1966）も一また，新しい時期 に活動した断眉であり，奇妙山火山岩類を切って いる．森本らは，この断眉の延長方向を川中島の 沖積平野と平行する方向に推定しているが，ここ では星野が本報告で述ぺている』；うに，その小構 造解析による見解に従つて，北々東一南々西の方 向とした．な拾，森本らは鳥打峠断層の延長を妻 女山の東側にのばしているが，こ1二の断眉（確認 できなかった．あっても小規模なもの．）も鳥打峠 断眉の直接の延長ではなく，雁行するものと考え

られる．

 烏打峠の南西，東寺尾付近には，北西一南東方 向の小断眉が存在する．飯島（1965MSの地質図 拾よぴ談話）はこの付近から南東方へ，大きな断 眉を推定しているが，東寺尾の断眉に関するかぎ り，あ言り大さな断眉とは考えられない．ただし，

この程度の小断眉が雁行して一種の破砕帯をつく って拾り，それが加賀井の温泉源の方向にのぴて いる可能性は考えられる．

松代震源域の地質と地質構造一沢村・垣見・曾我部・小林・長谷  5．新第三紀後期以降の火山活動と第四系

 中新世の後期以降，長野西方山地の沈降に対し て，河東山地は隆起に転じ，松代地域の中信眉群 は シロヅク摺曲o構造を形成し，陸化削はくさ れるに至った．河東山地はその後，激しい陸上火 山活動の舞台となり，現在もなお，草津白根山な どの活火山が活動を続けている．松代地域はその 周縁部にあたり，火山活動はむしろ小規模であっ たと考えられるが，それでもを拾，牧内安山岩，

保基谷岳火山岩類，奇妙山火山岩類と皆神山溶岩 円頂丘の生じた，4回にわたる火山活動が認めら れる．な拾，これらの新期火山岩類も，松代市街 より東の地域のみに存在することが注目される．

 牧内安山岩は奇妙山麓に断片的に散在するのみ で，その火山としての規模，活動中心は全く不明 である．かんらん石斑晶をときには含有すること のある，輝石安山岩溶岩よりなつており，その岩 質の特長は奇妙山初期の溶岩に似るが，常に，軽 微ではあるが変質作用を受けて拾り，方解石細脈 などを生じている点で容易に識別される．鮮新世 に河東山地全般に生じた火山活動の残片と考えら れよう．

 保基谷岳火山岩類は牧内安山岩がほとんど浸食 されつくした凌に生じたもので，後老を滝本部落 付近で拾拾っている．岩質も一変して，玄武岩な いし玄武岩質安山岩であり，径1cmに拾よぷ大型 斜長石斑晶を多量に含有して拾り，肉眼でも他か

ら容易に区別される．これも，全般にわたって，

軽く変質している．奇妙山南東の海抜1，529mの 保基谷岳頂部を占め広く分布し，それより奇妙山 西腹にむかって，漸次高度をさげながら，断続的 に分布し，現在までに著しい浸食をうけたことを 示している．主として溶岩からなるが，豊栄東方 の崖などは凝灰角礫岩をはさむ．滝本部落東端で は海抜600m付近に現われている．〜二れは，当時 の湖水中に流入したと考えられ，溶岩は強く変質 して拾り，その表眉部の空げきに富んでいた部分 には，特に方解石などの二次鉱物が多量に生じて いる．当時の火山活動の中心は，明確ではないが，

保基谷岳山頂の北東方とする1＝とが妥当であり，

火山体の規模はむしろ小さかったと推定される．

滝本層は奇妙山の西腹の滝本部落東端で，保基谷 岳の溶岩を拾拾って，わずかに5mほどの厚さで みられるにすぎない．溶岩の表眉部の上に直接堆 積しており，細かな眉理をもつ泥岩にはじまり，

やや固結した砂層から砂礫層へと漸次粒度が荒く なる．砂眉中には，溶岩が湖水中に崩落し堆積し たとみられる巨礫眉がはさまれる．この南東路上 には、ほとんど玄武岩の岩片のみからなる泥質の 砂礫眉があり．水流の影響下に堆積したものとい われる．これらはいずれも，保基谷岳の活動期に，

その山麓に生じた湖水を埋めたてたものと，考え

られる．

 滝本層は森本ら（1966）によりはじめて報告さ れたもので．泥岩に含まれる植物化石からは，地 質時代は確定されず，その岩相から，長野市付近 に分布する，第四紀初期の豊野眉に対比される可 能性があるとされている．しかし，豊野層は飯縄 火山の活動期に堆積したもの（斎藤ら1960）なの で，滝本眉はこれより古く，長野西方山地で鮮新 統の海成眉が堆積していた時に，隆起地域であっ た松代地域に，一時湖水が生じたものとも考えら

れる．

 滝本眉の泥岩は溶岩の上にのって，60。を越す 急傾斜を示している．これは堆積時の偽傾斜であ ろう．この上位で，砂礫眉が約10。の傾斜を示す のは，付近を通る断眉の影響と考えられる．この 断層を境として，その東では，石英閃緑岩と牧内 安山岩との境は，海抜900mの高所にあるが，断 眉の西では，それが海抜600mに低下している．

また，奇妙山の溶岩が流出した時にも，この断層 に沿つて，約100mの断眉崖が存在していたと推

定される．

 奇妙山火山岩類は，変質作用のまったくみられ ない，新鮮な輝石安山岩類よりなつている．これ の岩質，分布に差がみられて，2回の活動期を経 て生じたものと考えられる．

 初期の火山岩類には，凝灰角礫岩が厚く発達し て拾り，その一部は火山砕屑流として生じたもの で，著しい爆発性の活動を行なっている．本体を 形成した活動は，爆発性の活動は微弱で，溶岩の みを流し出している．その岩質からみると，初期 の安山岩の石基には，珪酸鉱物（クリストバル石 など）が豊富であり，アルカリ長石に乏しいが，

本体の安山岩ではアルカリ長石が多量にみられ，

珪酸鉱物の量は少ない，という差がみられる．

 初期の火山岩類は奇妙山の北麓の千曲川沿いと．

西腹の岩沢付近に現われている．かんらん石斑晶 をときには含有する輝石安山岩よりなるが，千曲 川沿いには，ガラス質のやや酸性の安山岩溶岩が

松代群発地震に関する特別研究 防災科学技術総合研究速報 第5号 1967 主としてみられ，この下に凝灰角礫岩あるいは凝灰

岩が存在している．鳥打峠の北側にも，同様の溶 岩があって，芝石として採石されている．この下 には板状節理に富む，結晶度の」；い輝石安山岩溶 岩が存在する．岩沢付近では，ガラス質安山岩は

1枚のみで，岩沢石として採石されている．

図一3にみられるように，ここには凝灰角礫岩が 厚く発運しており，その一部は火山砕屑流として 實出したものである．この付近では，溶岩も岩沢 部落と反対の方向に傾斜して拾り，粗大を凝灰角 礫岩の存在することからみても，当時の噴火口は，

岩沢と皆神山との聞に存在した可能性が高い．

 本体の火山岩類は，奇妙山頂より北北西に向か って，現在の地表面とほぼ同じ傾斜で流れ下って 拾り，その一部は滝本部落付近で，約100mの断 層崖を流れ落ちて西方に向かい、さらに部落南側 の谷にまで流れこんでいる．したがつて，この時 期の活動中心は岩沢とは考えられず，奇妙山頂か ら東にかけての地域に推定される．奇妙山の東西 山腹林道でみ．られるように，その活動のはじめに は，少量の凝灰角礫岩の噴出をみたが，その後は，

溶岩のみを何枚も流し出している．ガラス質安山 岩は，山頂付近にみられる，．黒色安山岩片が不規 則なレンズ状をなして，流理をよく示ナ灰色ガラ ス質基質中に存在しており、この岩質は，初期火 山岩類の一員である芝石とよく似ている．しかし，

芝石とは異なって，斑晶普通輝石の縁辺に，ある いは石基に，細粒の緑褐色角閃石が生じて拾り，

石基にアルカリ長石が豊富であって，顕微鏡下で の識別は可能である．な拾，この種の細粒角閃石 は，初期火山岩類でも，千曲川沿いの大室部落南 東のガラス質安山岩にみられ，本体と初期の火山 岩の識別にはなら表い．

 森本ら（1966）は．芝石などを溶結凝灰岩と判 定したが，これは不均質なガラス質の溶岩の可能 性が高く、少なくも，芝石の噴出に伴つてカルデ ラ陥没が生じたとは考えられない．八木（1918）

は皆神山カルデラ説を主張したが，今度の調査で は，森本ら（1966）と同様に，周辺の山地でカル デラ説を支持する積極的な証拠は得られなかった．

 奇妙山も小規模在火山体を形成したもののよう で，溶岩も当時の起伏に富む地形の凹所を埋めて，

不規則に分布している．溶岩の表眉部はしぱしば 風化土壌化し，あるいは薄い砂礫層をのせて歩り，

その活動は散発的で，休止期を存いて，全体とし

ては相当の長期間にわたったものと考えられる．

 滝本部落付近の清滝をつくる溶岩（本体火山岩 類の最初の溶岩）のK−Ar法による絶対年代が，森 本ら（1966）によって540万年（鮮新世の後期）

と報告されている．火山形態の残存度，溶岩の新 鮮さからみると， この値はいささか古すぎるよう に思われるが．奇妙山が古い時代に活動したもの で，現在は全く死滅していることに誤りは在い．

皆神山溶岩円頂丘は沖積面から比高約250m，底 面の直径約12㎞の比較的大規模在円頂丘で，そ の地形は単一でなく，一見数個の円頂丘の集合体 のような外観を呈している．その表眉部は，高温 で空気にふれ鉄鉱が酸化して赤褐色を呈して拾り，

またその内部では，粗雑在部分とちみつな部分と が不均一にまじりあっている．昭和新山などのよ うな，地下で固結した溶岩が上昇して生じたもので は在く，粘性の高い溶岩が狭い火道を通って地上 にあふれ出したものである．

 皆神山の溶岩は，斑晶として斜長石，紫蘇輝石，

普通輝石拾よぴ少量の角閃石を含有して拾り，石 基にはクリストバル石が豊富で，アルカリ長石に 乏しい．この石基は，奇妙山初期の溶岩と同じ特 長をもつが，角閃石斑晶の存在で，明らかに異な

つている．

 森本ら（1966）によれぱ，K−Ar法による，そ の絶対隼代は35万年で，第四紀の後期にあたる．

 湖底堆積物は，皆神山北麓での試錐によりはじ めて見いだされたものである．地表から150mは 皆神山の溶岩で，その下に約15mの厚さで発違レ 中信眉群の黒色泥岩上にのっている．その大部分 は，皆神山の溶岩に酷似する，きわめて新鮮なガ ラス片よりなつて拾り，泥層を不規則レンズ状に はさんでいる．

 皆神山の先駆的活動として，比較的静か在爆発 活動が紅こり，当時存在した湖水を逐次埋めたて ていつたものであろう．

 段丘はこの地域では発運がきわめて悪い．わず かに，森本ら（1966）が指摘したように，海抜650

〜750mに小平たん面が，皆神山の東方山地にみ られる．段丘堆積物はほとんど存在しないが，わ ずかに赤柴白石間の東方の山道で，黒雲母を多量 にふくむローム層下半に，泥層と砂礫層が教mの厚 さでみられた．滝本部藩南の小起伏面もこれと一 連の面で，軟弱な滝本眉を削って，やや広く発運 したものてあろう．また松代町稲葉開拓地付近に

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松代竈源域の地質と地質楮造一沢村・垣見・曾我部・小林・長谷

も，海抜750m内外の緩斜面が発達する．ここで は砂礫眉はみられず，厚い崖錐堆積物がロームに 拾おわれている．

 扇状地堆積物あるいは崖錐はこの地域では，皆 神山北麓を通る北東一南西の線をほぼ境として，

その南東側によく発運している．その一部は大規 模庄山くずれによって生じたものであって，白石 部落の東拾」；び南の林道切割にその断面がよくみ られ，一部ではローム層を介存して，古い時代か ら何回も生じていることを示している．赤柴部落

の東1km。桑根井部落の東2km在どにも，こ

れに準ずる規模のものがあり，牧内部落裏も、過 去に拾ける山くずれの地形を示している．

 この扇状地堆積物の面に連続して，北西部の地 域には沖積面がよく発運して拾り，その付近は，

湧れ谷の地形を呈している．松代地域が全体とし て，最近の時代にも在お北西方への傾動運動を続 けていることを示すものとも考えられよう．

      参 考 文 献

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