三浦半島北部逗子市池子地域の地質
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(2) 88. 奈川県環境影響評価のための調査に関連して,神奈川県環境部の依頼により,深海性二 枚貝のシロウリガイ化石の産状と産出層周辺の地質を対象として,. 1986年6月下旬から. 7月上旬にかけて短日数の概査を行う機会をもった｡ その後, 1988年に神奈川県教育委員会文化財保護課の施策に基づいて,上記化石とそ. の産出層の地質構造について,専門調査団による本格的な調査が行われることとなり, 筆者ほ構造地質学的観点から,同年秋から翌年1月にかけて化石産出地点周辺の地質構 造を精査した｡ 上述の1986年および1988-1989年の調査によって,池子米軍提供用地全域の地質をほ ぼ明らかにすることができた｡それらの結果はそれぞれ報告書の形で神奈川県に提出. し,行政上の公開措置が取られている｡しかし,両報告書はいずれも学術的な公表性ほ ないに等しい性質の出版物であるので,両報告書で筆者が執筆した旧弾薬庫区域の層序 1986a, 1989)を合体･整理して,本論文を作成,公表する ･地質構造の項目(江藤, 次第である｡調査の結果,三浦半島地域における地質資料空自部を埋めて周辺地域の地 質構造との関係が判明した｡一方,用地内の久木トソネル内にほ,特異な海底地すべり 堆積物や興味深い断裂構造が見い出される｡それらは三浦半島あるいは南関東地域の 新生代地質構造発達史を考察する上で重要な1資料を提供すると思われる｡ 調査で使用した地形図は神奈川県渉外部発行の6千分の1縮尺,シロウリガイ化石産 出地点でほ日本工営㈱の製作による百分の1縮尺の地形図である｡ 本論文を作成するにあたり,長谷川善和教授,小池敏夫教授には貴重な御意見と御支 援を頂いた｡調査に際しては神奈川県環境部環境管理課,教育委員会文化財保護課の担 当者の方がた,特に,小野仁一郎氏には種々御世話になった｡シロウリガイ化石調査. 団の菅野三郎名誉教授,堀越増興(千葉大),鎮西清高(京都大),平. 朝彦(東大海洋. 釈)各教援にほ種々御教示頂いた｡横浜国大修士課程の白田正明氏にほ調査で御協力頂 いた｡以上の方がたに感謝します｡. ⅠⅠ.層序と岩相. 池子米軍提供用区域(以下,区域と略称する)の地形は侵食の進んだ丘陵とその奥深 くまで入り込む低地で構成される｡丘陵の標高は用地北側の鎌倉市域竜界部の尾根筋 で80-140m,尾根から南側へ徐々に低くなる傾向が認められる｡. この区域に分布する地層は下位から順に三浦層群逗子層(上部),池子層,上総層群 浦郷層,野島層(下部),ローム層,および低地を構成する沖積層である｡以下にこれ らの概要*を記す｡ 1.逗子層(Zushi. FormatiorL). 区域内では,その南綾部に分布する｡本層と上位の池子層はもともと整合関係である. が(江藤,. 1975),本区域南綾部では両層ほ断層で接して細かく分断された分布形態を. 示すところが多い｡区域の南西綾部では,木屑に池子層上部層が整合に重なる｡この整 *三浦半島層序表,地層の模式地･命名者･広域的な分布についてほ江藤(1986b),地質時代 古環卿こついては江藤掩か(1987)を参照して頂きたいo.
(3) ､こノJへh6AーL.'∴･∴.∴･.. YokobQJT)0. f. 妻穿㌣ihi;:::i･;i; TO. 0†u. nQ. KYO. WAN. MlロRA PENtPJSUしA SAGA剛 WAN. OLJ望出_⊥汐. ･･.'8---. 鷲'':∼.:,' ロー. 2. 3. E=4 ユー-･､舶/.I---､ I_/.. ●. 0. 5 0. 警.,TREsnQngeilー___A.. 6. ーぺ._ ▼ーヽ■. ≡喜萱警義軍ム芋蔓嚢 昌7 ---8. -･-I-9. /へ-. JIO. 野､≡藍Ⅴ耶｡,Km噸shizushiSモ. ∼-ヱuさb･i5t･. 第1国費子市池子地域の地質囲･. 1:欄層.. 2:野島層,. 3:浦細卑4:池子層(凝灰質シル憎火槻怒臥5-6:地子層鷹取山火砕岩部層く5の兵点部榔疑灰質砂岩,. 点と白丸部は久木…ネルの海底地すべ畑横軌6ほ火山帯庫勢#),. 7:浸潤,. 8:確認断層(実線)または推定断層(破線),. 9:伏在梢,. 5の黒 10:米軍鮮用地の境界..
(4) 89. 1980-. 合関係ほ一部の地域を除いて西方-逗子市久木,鎌倉市域-続き(見上･江藤, 1981,. 1986),また,東方の横須賀市追浜町以東も同様である｡. Nt凝灰岩. 区域内に分布する逗子層の層準は,凝灰岩鍵層で確定されるところでほ. 以上にあたる(第1図参照)｡断層で分断された木屑のブロック内の層準は不明確である が,岩質その他から全般に上部層準のものと考えられる｡それらの本層ほ,一般に厚さ 数10cmの灰色シルト岩と数cm-50cmの. 社u,<'l. やや未凝固な細粒砂岩との互層から構成され, 軽石凝灰岩とまれにスコリア細粒凝灰岩の薄. >. コヽ. = U. ■l･J. U. 層を挟在する｡軽石凝灰岩ほ細粒-粗粒で,. 細粒部ほ白色,粗粒部ほゴマジオ状を呈する｡ 最も厚いNtの主部(江藤,1981のNt-upper に相当)ほ,その上部に挟在するシルト岩23. 【】. t). L. ∈. 3 i ⊂I. 本層ほ池子層と整合関係で分布するところ. ∈ ⊂I さ亡. 了. ゝ. 感. >. -. 巾 )親 LE: 仰垂 i 喋. :≡ U. では東西ないし西北西一束南東の走向,北側 の傾斜を示す｡泡子層と断層で. ぎ三j J ∽. †. †. U. へ10o-20o. # i( 避. .⊂ 0 & 0 >-. 了. cmを除いて,厚さ126cmに達する｡. lI】. t). ;三ノ. J= .⊂ ∽ コ N. l〟 コ N. 接するブロック内では東西走向,､北-急傾斜 するところや,南北走向で西-. 30o前後の傾. J. 出 出. 斜を示すところなどがあって,ブロックごと,. 壷. あるいはブロック内で変わる｡. #& 区 I-+. 2.池チ層(Ikego. a. Formation). サイ -こ::I. 零 E<. 本層下部の一部は鷹取山火砕岩部層として. 区分される(江藤,. 1986b)｡当区域内にも,. J+. ≡. 要 値 蛋. 3亡. この部層に相当する地層が分布する｡. t■■■. i.鷹取山火砕岩部層(Takatoriy乱ma Pyroclastics. ). 区. Member). T邑 遍 餌. この部層は奈須(1950)の池子火砕岩,江 藤(1975)の火砕岩(部)層に一致し,鷹取 山の東西に約. # e. 2.7kmにわたって分布する｡. ●. ●. > ●,. ′■■ I.. 当区域内でほ,その南綾部に,逗子層と癒着. ● t.L､. ● ､.●. 塑の断層関係で接して,細かく分断されたブ. ▲ょっ ⊂〉. l. ●■. l. ●. I. 1T刀. ●. ヽー. ●. ●. __.--{. でほ逗子層から整合･漸移するが,区域内で ほ整合部は全く見られない｡ 本部層の厚さほ,区域内で層位的に連続す. 既 N. .+ 三亡ニ亡. a. z--. Ill. る最も大きいブロックで,約120mである｡. 本部層は主に淘汰の低い黄褐色凝灰質粗粒砂 岩から成り,同質の細粒砂岩,火山磯凝灰岩,. 繋 # 巾 a 忙 料 倒. 6_･;･. J :ど :ど. zi □:. ロック状に分布する｡区域外の逗子市西方域. ●'. ○. <よ!. 皿よ. #.
(5) 90. 軽石凝灰岩の薄層を挟在するところや,それらの不由則互層部もある｡それらの火砕岩 は凝固し,比較的堅固である｡なお,久木トソネル内には,大･小の泥岩傑を主体とす. る海底地すべり堆積物が東西幅72m以上にわたって分布する｡これについては後述 する｡ この部層の内,ゲ-りと西300m付近の丘陵部には,深海性二枚貝のシロウリガイ and Kanehara,ほか数種の化 cf. niPi,onica Oinomikado の仲間,即ちCalyptogena. 石密集部(幅10m前後)がある｡区域内では,今のところ,この地点周辺のほかに はシロウリガイ化石の産出は見い出されていない｡ 本部層ほ,全般に東西走向を示すが,傾斜はブロックによって10数度から垂直近くま. で変化している｡走向も-般的な方向とは異なるブロックもある｡上記化石密集部の 岩体は,. N75o-85oEの走向,. 54o-70oSの急傾斜を示すが,その北西20m付近の. 岩塊は南北走向で東に10o-28oの緩傾斜を,さらにその岩塊の西側6-15mに点在 する小露頭群は,南北から多少振れた走向で東40o-60oの傾斜となっている(第3図)｡ 久木トンネル内の本部層は北西一南東の走向を示し,東側ブロックは垂直,西側ブロッ. クは南西へ40o前後傾斜する｡ ii.凝灰質シルト岩火砕岩互層(Tdraceous Alternation. SiltstorLe. and. Pyrocla8tics. Member). この地層は江藤(1975)の池子層凝択質シルト岩火砕岩互層に一致し,江藤(1986b) の池子層のいわゆる本体にあたる｡本層は区域内では池子層下部の鷹取山火砕岩部層 とは断層関係にあり,区域南西綾部でほ鷹取山火砕岩部層の分布を欠いて,直接に逗子 層を整合に覆う｡上位の浦郷層に平行不整合に覆われる(第Ⅰ図版-2)｡本層は区域内 で最も広く分布し,層厚は最も厚いところで220m以上である｡ 木屑は厚さ数10cm-2mの灰色凝灰質シルト岩と数cm-数10cmの黄褐色火砕. 岩との互層によって構成される(第Ⅰ図版-1)｡シルト岩には砂粒大のスコリアを含み, この特徴によって逗子層と区別することができる｡火砕岩ほ主として擬灰質砂岩,軽石 質粗粒凝灰岩,まれに軽石質およびスコリア質の火山傑凝灰岩から成る｡ 走向は東北東一西南西ないし西北西一束南東を示し,傾斜ほ北-数度-20o,区域西 経部では水平に近いところもあって,地域的な変化が著しい｡. 3.浦郷層(tJrag-o. Formation). 木屑は江藤(1986b)の浦郷層に一致し,上総層群の基底にあたる｡下位の池子層を 平行不整合ないし軽微な傾斜不整合の関係で覆い,上位の野島層に整合,漸移する｡区 域内で池子層との平行不整合の関係は,北東部の横浜市金沢区六浦に通じるトンネル南. 口の南方150m,および240m付近の道路東の山際で観察される(第Ⅰ図版-2)｡ 木屑ほ区域の北綾部,池子層の北側に沿って分布する｡六浦に抜けるトンネル付近で. は狭い分布をなすが,西方-鎌倉市との境界の尾根道一帯から十二所-かけてやや広く 分布する｡層厚は区域内では80-90mである｡. 本層は主に固結度の低い黄褐色砂岩から成り,しばしば数mm-2cm大の安山岩質 スコリアを混じえる｡まれに厚さ10-100cm. の凝灰質シルト岩を挟み,また,三浦.
(6) 91. ′ー＼. 工匪. 4J. 聖霊. ･-A-f･ 勺E3. ㌔ 慧霊 撃L'. .⊂ <. ､､. '5i A. J). '4. tJヽ■■. A. さ,J. ロl. 勺 ● ●. <J<. ㌔. < ■一 ＋. t. q) ●● ●-. -. '[･:. 一世. ●■. 【■.. 8. 志墓 宝聖. ＼. 職<. LL) '<. ＼. ヽす. ＋t^. ＼. ヰ. ＼. 7㌫ cc王広. 1寸 EL. ＼. 宝藁. ∈. 出. 0. へ勺. -. ●■l●. ＼ ヽ. ＼ ＼ ＼ ＼ ＼ ヽ. dX'. ＼ ＼ ＼ ′ヽ. ⊂〉. 匿駕 (R i; 凶 _. 要撃墓. :3,'･'' i･:':A.冒. ■ ●. ●●●■. ■. ■ ●. ∼ I. S4'･. ●･'･,'i. I. I I. ＼Tl: I. ,,..メ 藁葺誓 ;1書童藁 FS! ＋J ･1'. 軍鮎. ･> k;. 囲 CY?. ㌔. 蘇. I;.
(7) 92. 層群のシルト岩,砂岩や丹沢山地系の線色凝灰岩の細-中傑を混じえる砂岩部をもつ｡ 砂岩層には平行薬理,シル卜者薄層のコソボリユーショソが発達するところがある｡上. 述のトンネル北口の露頭では,厚さ2mの硬混じり砂岩層に貝化石が産出する｡ 本層ほほば東西の走向,北-10o以下で緩傾斜する｡鎌倉市域でほ緩やかな稽曲をつ. くる(第2図)0 4.野島層(Nojima. Formation). 本層は下位の浦郷層から整合･漸移する｡区域内でほ,その北東部に狭い範囲で分布 するに過ぎない｡本層は厚さ数10cm-数mの凝灰質砂質シルト岩,凝灰質砂岩の不 規則互層を主体とし,軽石質およびスコリア質凝灰岩薄層をしばしば挟むo西北西一束 南東の走向,北-数度-10oの緩傾斜を示す｡. 5.ローム層(LoarLl). 区域内では露頭で確認し得てないが,ボーリング資料(横浜防衛施設嵐1985)によ ると,丘陵頂部に局部的に薄く分布することが示されている｡. 6.沖積層(Alluvium) 本区域の沖積低地は大きく見ると2地域に広がる｡. 2っは久木地域. 1っは泡子地域,. で,それぞれ北へ入り込んで樹枝状分岐が発達するo両地域の低地はいずれも逗子湾周 辺に広く発達した低地からの分岐である｡ 区域の沖積層ほ上記ボーリング資料によると,下部の海成層･上部の非海成層から構. 成される｡最上部にほ埋土が重なるo海成層ほ基底部の砂傑,シルト,砂から成り,非 海成層はこれらのほかにピートを挟む○ゲート付近一帯で最も厚く,. 17m,その内,港. 成層が12､m前後,非海成層が2-2･4m,埋土が約3･2mを占めているo非海成層 ほ低地のやや奥部で厚く発達し,ゲート北方約820m付近で3･5mに達している｡ これらのことから,この区域一帯の低地には完新世後期に沼沢性の湿地帯が発達し,低 地の奥深く入り込んでいたことが推定される｡. ⅠⅠⅠ.久木トンネル内の池子層中の海底地すべり堆積物 久木トンネルほ区域の南西縁部にあり,その東口は京浜急行逗子線神武寺駅の西方約 600mに位置し,そこから西南西に延びて逗子市久木方面-通じる｡トンネルの全長. ほ約140.6m,空洞の最高部ほ約5･2m,最大幅6･9m前後である｡東口から7-106 mの位置まで99mの距離にわたって岩盤が露出する｡ トンネル内の岩盤露出部と外側入口付近の地質スケッチを200分の1精度で作成し, 第4図に示した｡この図にはトンネル内では南北両坑壁の垂直部と屈曲部の範囲を図. の上下にそれぞれ示し,天井に見られる異なる地質構造岩体間の主要な境界線と火砕岩 岩脈を平面(道路面)に投影して示した｡.
(8) LEGEND 1l●. b. a. c. d. Curve聯all. ･ヽ■./.. 8/J 'ヽ'. Vertical. wan. ncrete. ￠. 曇. ” ⊂ 紹 し. Hisagi/ Tunnel. 110. こ ￠. (verticalspace. wa‡l. 5115d. Q) ￠. ≧ 伊A叩別e〇 [l叫叫a^. 千. &. g. ら. ＼＼ /●. .＼. 弧E3. ＼ =. 脚令^Jn3. 他. AS98細R. 宥4国久本けネJ勝地賓スケッチ･. a:掛軸砂艶主体とする火楓b腰掛桝を主俸とする火槻c:畑規d:槻欄瞭の泥岩巨艶e欄君津,. f億(鰍畑岩跡地g:小幌h:i賓な紬道路上の轟胡乱注棚層などの縦億の記紳で欄亀㈹展W蛸ちの加(醐)管 示す.方細如偏角来臨. 血石石N.
(9) 93. 1.岩体区分と岩相. トンネル内の地質は,東西両側に鷹取山火砕岩部層に相当する火砕岩が分布し,両者 の間に,逗子層に由来すると考えられる泥岩と上記部層に由来する火砕岩から成る大･. 小岩塊の混合した疎岩層が挟まって分布する｡それらの岩体ほ不規則に配置して複雑 な地質構造を示すが,詳細な調査の結果,岩相,地質構造,配置および接触関係に基づ A,B. いていくつかに区分することができる｡それらの岩体を便宜上東側から B-2), C, Dの各岩体に区分し(第4図). (B-1,. ,以下に記載する(fji界等の位置はトソネル. 東口からの距離で示す)0 A岩体:東口7m-34.6m付近まで露出する地層は,黄褐色-褐色の凝灰質粗粒 砂岩や同質の細粒砂岩,火山傑凝灰岩の不規則互層で構成される｡それらの単層の厚さ ほ数cm-数10cmである｡それらは北西一南東の走向で,ほぼ垂直に傾く｡ 2mほど露出する｡東口の外 北壁の 9m付近に擾乱した泥岩･砂岩混合層が厚さ. 側の道路南露頭には,細粒砂岩薄層(厚さ20cm)を挟在する厚さ5m弱の泥岩塊が 火砕岩に癒着した面で接して取り込まれている｡これらの地層もトンネル内の上記火 44m 以上 A岩体の分布は A岩体に含めた｡ 砕岩とは大きな構造的差異はないので, の距離にわたる｡ B岩体:この岩体ほ,. 30m付近で西側-. A岩体を切り込む形状で覆い(第Ⅰ図版-4,5),. 45o-60o傾く癒着した接触面をもって, 50m付近にかけて分布するほか,そ. の西側-C岩体の上位に重なって続く｡北壁では106mの位置まで連続し,長さ(大 きさ) 72m以上に達する｡南壁では53m付近でC岩体と見かけ上指交関係で接し (第Ⅰ図版-6),また, で接する｡. 75m付近ではC岩体の層理面に並行および斜交して入り込む形. 97m付近から西側-D岩体に切り込まれて覆われる(第Ⅰ図版-8)｡それ. 故,それらの位置を掛こしてB-1,. B-2岩体に細分してある｡. B岩体ほ灰色泥岩と黄褐色火砕岩(主に凝灰質砂岩)の中-巨傑岩で構成され,泥岩 硬が卓越する｡この泥岩傑は岩相から逗子層(上部層準)に由来するものと考えられ る｡この岩体は全般に数10cm大の不定形に破砕した泥岩の角磯-亜円裸のすき間を,. 流動した形状を示す火砕質岩が基質として充填する産状を示す(第Ⅰ図版-7)｡しかし, 火砕岩が明瞭な硬状を示すものも含まれており,一部で小-大磯の火砕岩礁が優勢なと ころがある｡泥岩疎の大きなもの(数m-10数m)では,その周縁部が徐々に破砕化 して径のより小さい傑状部に移り変わる｡泥岩傑には全般に亀裂(節乳小断層)が著 しく発達する｡. このB岩体は上述の岩相,産状から,海底地すべりによる土石流堆積物であるとみな すことができる｡ c岩体:. 50m付近から100m付近にかけてB岩体の下位に横たわる火砕質岩層. を指す｡この岩体は83-84m付近でB岩体によって割れ目を埋められる形で分断さ. れている｡東側の岩体は長さ31m,西側岩体は長さ17mである｡東西両側の岩体ほ ほぼ同層準の範囲の地層から構成される｡両壁の96-100m付近で,. B-2岩体ととも. にD岩体に切り込まれた形状で覆われる｡ c草体は主として黄褐色の凝灰質細粒-中粒砂岩から成り,軽石細粒凝灰岩の薄層を.
(10) 94. 挟む｡層理面ほ東側岩体でほぼ水平,西側岩体は南北の走向で西へ最大20o慣斜する｡ 岩体内に小断層および火砕岩岩脈が所どころに発達する｡ 50-56m)の凹凸した壁面を東側から見る この岩体と B-1岩体との境界部(南壁 と, C岩体ほ壁表面部だけに, B-1岩体に張りつくように接しているのが観察される 80oNである｡この関係と,. (第Ⅰ図版-6)｡その接触面の走向･傾斜はN80oE,. 体が上位を覆い,かつ東西両側でC岩体を包む形で分布することから,. B岩. C岩体は根のな. い岩塊,即ちB岩体に含まれる巨磯(分断される前の大きさ49m以上)であるとみ なされる｡ D岩体:. 97m付近から,. 30o-45o西傾斜する癒着した接触面を境として,. Bおよ. びC岩体を切り込んで,その西側上部に重なる(第Ⅰ図版-8)｡岩質はA岩体と類似の 火砕岩である｡北西一南東の走向,南西に43o傾斜する｡トンネル西口外側に露出する 地層もD岩体と同じ岩質と走向･傾斜を示し,. D岩体から連続するものと思われる｡. 2.岩体間の累重関係. 上述のように久木トンネル内の層序は連続する正規層序をなさず,海底地すべり岩体 (B,. C岩体)をAおよびD岩体が挟んで東西に配置する構造となっている｡各岩体は B. 見かけ上,西側が上位を示しており,下位からA, 置をなす｡ 体は, る｡. (Cを含む),. Dの順で重なる配. AおよびD岩休も,周辺の地層の一般的な分布構造とは大きく異なる｡. D岩. BとC両岩体に切り込む接触関係から,海底地すべりによるブロックと考えられ. A岩体も同様のブロックである可能性が強い｡ C, D各岩体とB岩体中の火砕岩熟ま,岩相から池子層の鷹取LLJ火砕岩部. 上記のA,. 層に由来するものとみなすことができる｡. B岩体の主体をなす泥岩疎は逗子層に由来. すると考えられるが,徴化石によって確定する必要がある｡. B岩体の層位的位置は,上記の果重関係から判断すると,見かけ上は鷹取山火砕岩部 層の中に置くことができる二二｡しかし,それは正規の層位的位置に相当しない｡なぜなら, その層位的位置はこの岩体即ち海底地すべりの形成時期によって規定されるからであ る｡. ⅠⅤ.地質構造. この区域および周辺一帯の三浦･上総両層群は,大きく見ると北傾斜の単斜構造で重 なり,上位層ほど緩懐斜となっている｡この単斜構造はさらに大きく関東地域全体で 見ると,構造盆地の南西巽の同斜構造に相当する｡. 区域南綾部一帯では既述のように逗子層と拍子層は断層によってブロック状に分断 された不規則な分布を示す｡また,久木トンネル内の池子層内には海底地すべり構造, およびその形成に関連する中-小規模の断裂構造が著しく発達する｡以下,これらにつ. いて記述する｡ 1.逗子層･池子層間に見られる癒着型の断層 区域内の逗子･池千両層間の断層は次の4地点で観察することができる｡.
(11) 95. N20oW, 73oE (1)ゲートの北西約520mの地点:断層面の走向･傾斜は で,東 (上盤)側に下位の逗子層が位置し逆断層をなす｡断層面の断面形態は東方に凸状にわ. ずかに曲がっている｡. (2)ゲートの北西約320mの地点:断層面はN66oW,. 70oNEの走向傾斜,両層が. やや凹凸した面を示す｡北側の池子層が上盤を占める正断層である｡逗子層ほかなり 破砕している｡ (3)ゲートの北北東408mの地点:断層面ほ不規則な凹凸を示すが,全体として北. に凸状に強く曲がって北-高角に傾斜する｡この断層は東西走向で,北(上盤)側に逗 子層が位置し,逆断層である｡. (4)ゲートの北北東670m付近:この露頭ほ,考古学の遺跡調査のため表層土壌を 取り除いて露出した低地部の平面露頭である｡第5囲および第Ⅰ図版-3に示したよう. に,断層を掛こ,北側の池子層(凝灰質シルト岩火砕岩互層)と南側の逗子層の走向ほ ほば直交している｡断層面(帯)は,幅数10cmにわたって人工的に掘削されて空隙 になっているが, N70oWの走向を示す｡断層に沿って北側の池子層の火砕岩薄層は引 きずり(drag)を受けている｡ 以上4地点の内,. (4)を除く3地点の断層ほすべて癒着した面をもっている｡また,上. 述のように断層面の断面形態ほ不規則な曲線状を示し,高角度に傾斜する特徴をもつ｡ この癒着塑の断層ほ,池チ層(鷹取山火砕岩部層)の岩体内にも見い出される｡シロウ リガイ化石密集部の岩体には, 3本の断層が並走する(第3図)｡断層面ほNNE-SSW の走向, 85oEの傾斜を示し,幅130cmの断層帯となっている｡この岩体とその北西. 20-50m付近に点在する小露頭群の構造ほ大きく斜交しており,両岩体の間にも癒着 型の断層が存在すること推定される｡ 上記の癒着型の断層とそれによってブロック状に分断された構造は,逗子市池子アザ. リュ団地から逗子高校にかけての周辺一帯に見られる(第1図｡江藤,. 1975)｡この癒. 着塑の断層は,上述したように断層面やその断面形態の性状から判断して,逗子･池子 両層が未固結状態で生じたものとみなすことができる｡この断層は上総層群には見ら. ). 第5図. 逗子層･池子層間の断層..
(12) 96. れないことから,浦郷層堆積前の変動,即ち黒滝不整合形成期の隆起運動によって生じ たと結論される(江藤,. 1975)｡. なお,前章で記述した久木トンネル内の海底地すべり岩体は,癒着型断層によって分 断された構造的なブロックの内部に位置するものと考えられるoただし,これら癒着型 の断層活動と海底地すべり活動は密接な関連をもつと考えられるo 2.逗子層に見られる屑内断層 逗子層上部のNt凝灰岩の層準付近にほ,やや規模の大きい層内断層が-箇所で観察. される｡その露頭ほ区域最南縁部,BPちゲートの北西約170mに位置し,シリウリガイ 化石産出地点の丘陵の南東端にあたるo第6図に示したように,この断層は露頭下半部 の地層を切るが,断層上端部は消滅して,上半部の地層に覆われる｡断層面は癒着し, やや凸凹しているが,全体として南北走向,西に20o-40o傾斜する｡断層の種額は正. 断層,その層厚落差は約4･5mである｡断層の下盤側の地層の中で,厚さ60cmの細 粒砂岩層の直上部では,上盤側に存在する地層が欠けている｡欠層の層厚量は断層の層 厚落差にほぼ等しいo.. 以上の事実から,この断層は地層の堆積中に形成したことほ明瞭である｡断層形成直 後には堆積は連続し,海底に生じた上盤側の平担な凹地を埋めていき,その期間,地形 的な高まりにあたる下盤側上面は無堆積であったことを明示している｡換言すれば,上 記の層内断層は地層堆積中に起こった海底地すべりとして生じたものであり,その断層 面は海底での地すべり面にあたる｡その活動時期は,. Nt凝灰岩の約13m上位層準の. 地層堆積後である｡ 一方,逗子市拍子アザリ-団地両線部には,上記とほとんど同じ逗子層層準に,より 1975)oその異常堆積層は拍子層に覆われるこ 大規模な異常堆積層が分布する(江藤,. とから,拍子層堆積直前の活動であることを示すo 以上から,逗子層堆積末期に局部的な隆起･傾動運動が起こったことが認められる｡ 3.久木トンネル内の池子屑に見られる断裂構造. このトンネル内の池子層については, Ⅲ章でA-Dの岩体に区分して記述したoここ B岩体(C岩体を含む)即ち海底地すべり岩体には, でも同様の区分に基づいて記すo 0. 0. 0 く) Oo. 20m ○ 0 Cl. eiOo. 0. sltsl). O 0. 0. 0. 5. fss. sltst. ●■●. ●一●●■. 0. t亡tt ーltlt3=L-く. sltst. Pu Nt. ヽ●■●一●. 23. West. 20. 第6図. 逗子層上部に見られる層内断層･ fss‥細粒砂岩･ sltst:シルト岩, pum:軽石質,. Nt:凝灰岩鍵層.. East.
(13) 97. 海底地すべりの形成に起因する小断層と. MN. 砕層岩岩脈が発達する｡以下,これらに ついて記載する(第4図参照)0 i.小断層 A. BおよびC両岩体に顕著に発達し,. およびD岩体にはそれぞれ1-2箇所で. 0. 見られるに過ぎない｡それらのほとんど. ●. は正断層であり,逆断層は1箇所(東口 から 56m付近の南壁)で2条だけ存在. ●. ●. 2. する｡断層面は,正･逆断層とも,北か ら東または西に20o以内の範囲にある南 北性の走向,. 70o以上の高角に傾斜する. (第7図)｡西傾斜のものが卓越する｡一 部で東傾斜のものと共役をなすセットが 第7図. 見られる(南壁59m付近)0. これらの小断層は1っの岩体内で消滅 2っの岩体にわたっ. するものもあるが,. 久木トンネル内の断裂構造のシュ ミット網投影(上芋球).黒丸:正. 断鳳 白丸:逆断層,三角:砕屑 岩岩脈,十字:節理の一般的傾向･. て上下に連続するものが多くて,その場 令,両岩体の境界にずれ(垂直変位)が生じたところもある(北壁70m付近と101m)0. BおよびC両岩体(異地性岩体)の定 このことと,断層面の走向･傾斜の一様性から, 置後に,この小断層群が生じたことは明瞭である｡これら小断層の落差(層厚落差で示 すが,. C岩体でははば垂直落差に相当する)は,数cm-最大115cmである｡断層面. の断面形態はほぼ直線状を示すものが多いが,緩やかな曲線状のものも少数ある｡断層 面に接する両側の地層の引きずりは,少し示すものもあるが全般に小さい｡全く引きず りのないところもある｡. 断層面の性質は,. A,. C,. D各岩体,即ち火砕質岩中のものは全般に癒着型であるが,. 面がやや発達したものが少数ある｡一方,. B岩体の泥岩疎に見られる小断層あるいは無. 数の節理は割合発達した面をもち,開離型に近い｡それら亀裂ほ様々の走向を示す｡ この小断層群は上述の断層面の性状から,. B岩体の泥岩部が固結状態で,火砕岩がや. や未固結状態で形成されたと推定される｡ ii.砕層岩岩脈. C岩体中には砕屑岩岩脈が3箇所に見られる､それらの位置ほ 付近,および84m付近である｡. 67.5m. 付近,. 67.5m付近のものは主に軽石およびスコリア混じり 25cm. で,天井部では2条に分かれている｡. 付近のものは凝灰質砂岩から構成され,最大幅. 20cmで,南壁にのみ見られ,北壁把. の火山磯凝灰岩から成り,最大幅. 76m. 76m. 84m付近のものほB岩体と同じ構成物で充填され,疎岩岩脈と呼ぶこ. は連続しない｡. とができる｡その幅ほ50-90cm,上方に開いた形でB岩体に連続する｡ 3岩脈の壁面ほほぼ南北の走向で垂直ないし西に急傾斜する｡岩脈に隔てられる左. 右両側の地層ほ,. 3岩脈とも西に落ちた垂直変位を示し,しかも,東から塀に,. 5cm′･.
(14) g8. 15cm,. 60cm. と西側のものほど大きい落差となっている｡これらの性質は,岩脈の元. になった割れ目が小(正)断層と同系統のものであることを明瞭に示す｡ 以上の事実から,久木トンネル内に見られる小(正)断層群と砕層岩岩脈群は,ほぼ 同時期に同一の引張性応力下で形成された同系統の断裂系であると結論することがで きる｡この断裂系の形成順序は次のように推定される｡. B岩体で代表される海底地す. べり堆積物が定置した直後に,東西引衷力が働いて小･正断層群が形成され,その一部 ほ割れ目が開いて,間隙にB岩体構成物が流入･充填した｡間隙幅の小さい割れ目を充. 填したのが火砕岩岩脈であり,大きい割れ目を充賀したのが疎岩岩脈である｡ Ⅴ.まとめ. 逗子市池子の米軍提供用区域の地質調査を行う機会をもち,層序･地質構造,および 周辺地域とのそれらの関係が明らかになった｡その結果は次のとおりである｡ 1)上記区域には三浦層群逗子層上部,池チ層,上総層群浦郷層,野島層下部,ロー ム層および沖積層が分布する｡池子層と浦郷層の関係についてほ平行不整合の露頭が 観察される｡. 2)区域南西部の久木トンネル内に分布する拍子層鷹取山火砕岩部層の火砕岩岩体中 には,海底地すべりに起源する土石流堆積物の岩捧が東西幅. 72m. 以上にわたって挟. 在する｡この岩体には引張性の小断層系および砕屑岩岩脈系が発達し,性状を検討した 結果,それらは海底地すべり岩体が定着した直後に形成されたとみなされる0. 3)区域南部に分布する逗子層と池子層ほ,癒着型の断層によって細かく分断された ブロック状の不規則な分布を示す｡この癒着型断層による地質構造は,区域外の西側 (逗子市池子アザリ-団地)周辺の構造(江藤,. 1975)と一連のものである｡. この断層活動と上記の海底地すべり運動は密接な関連をもつと考えられ,両者は黒滝 不整合形成期の隆起運動の過程で起こったもので,局所的な激しい運動によるもの､と推 論される｡ 引 江藤哲人, 22,. 1975:. 文. 献 no.. 三浦半島鷹取山周辺の層序ならびに地質構造.横浜国大理科紀要,第2類,. 63-73. 1981. 33,. 用. :. 1986a. :. 1986b. :. 逗子層中の凝灰岩鍵層の層位学的研究.横浜国大(教)特研論集,卜10. 池子米軍提供用地の地質調査報告書(手記). 1-ll.神奈川県環東部. 三浦半島の三浦･上総両層群の層位学的研究.横浜国大理科紀要,第2類,. no.. 107-132.. 1989:拍子提供用地内のシロウリガイ化石産地周辺の地質構造.シロウリガイ化石調 (印刷中).横浜防衛施設局. 1987:三浦半島中･北部の新生界の徴 尾田太良･長谷川四郎･本田信幸･船山政昭,. 査報告書,. 34,. 41-57.. 】化石生層序年代と古環境.横浜国大理科紀要no. 見上敬三･江藤哲人, 1980-1981:逗子市域の地質(付1万分の1地質図).逗子市文化財調査報 告書,. no.. 9,. 1-28.逗子市教育季員会.. 1986:儲倉市の地質(付1万分の1地質図)･鎌倉市文化財総合目録地質 ･動物･植物鼠1-74･鎌倉市教育委員会･ 309-310.. (演旨).地雑, Ⅴ. 56, 奈須紀幸, 1950:堆積岩の粒度表示(三浦半島北部) 横浜防衛施設局, 1985:池子米軍家族住宅建設事業環現影響予測評価書案(ボーリング資料)I.
(15) 図. 版. 説. 明. 第Ⅰ図版(Plate 1) 1･池子層凝灰質シルト岩火砕岩互層.. (逗子市池子の米軍提供用地内,ゲート北北東約680m) 2･池子層と浦郷層間の平行不整合:. -ンマ一頭部の数cm上位が不整合面.下位の池子層の. 凍灰質シルト岩ほ緩やかな侵食面を示す.上位の浦郷層ほやや未凝固の凝灰質中粒砂岩か ら成り,基底部に池子層の凝灰質シルト岩硬を含む. (提供用地内,横浜市金沢区六浦に通じるトンネル南口の南方約240cmの道路東際) 3･逗子層と池子層間の断層:人物の足元事前に断層がN70Wの走向で延びる.前方の平面 露頭が逗子層,後方の崖は池子層で,図版1の露頭に一致する.本文第5図参照. (ゲート北北東約670m) 4-8･提供用地内,久木トンネル坑壁に見られる胞子層(鷹取山火砕岩部層)および海底地す べり岩体の関係またほ産状(第4図参照). 4･海底地すべり岩体が火砕岩体(右下側)を切り込んで覆う競界部. (トンネル東入口から33m付近,北壁,第4図のA･ B両岩体の境界部) 5.同上:右側が海底地すべり岩体.. (東入口から32m付近,南壁,第4国のA･ B-1両岩体の境界部) 6.海底地すべり岩体中の火砕岩巨傑東端部の産状. (東入口から52m付近,南壁, C岩体即ち火砕岩巨磯と左下側のB-1岩体との境界部) 7･海底地すべり岩体の産状:大小の不定形泥岩磯の間を火砕岩物質が基質の状態で充填する (東入口から50m付近,南壁上部, B-1岩体) 8･火砕岩体(D岩体)が海底地すべり岩体(B岩体)を斜交して覆う境界部: B岩体ほ成層 泥岩塊優勢部となっている.両岩体接触面は小断層でずれている,. (東入口から100m付近,北壁).
(16) T.. ETO. Sec.. ⅠⅠ,Plate. 1.
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