地域地質研究報告
５万分の１図幅
東京（8） 第 1 号
地質調査所 環境地質部 加藤碵一
昭和 55 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 新第三系 III.1 内村層 III.1.1 大峯山部層 III.1.2 太郎山部層 III.1.3 横尾部層 III.1.4 森部層 III.2 別所層 III.3 ひん岩 III.4 青木層 III.4.1 最下部層 III.4.2 下部層 III.4.3 中部層 III.4.4 上部層 III.4.5 最上部層 III.5 石英閃緑岩 III.6 石英斑岩 III.7 小川層 III.7.1 差切部層 III.7.2 重部層 III.8 北山デイサイト III.9 丸山安山岩 III.10 安山岩質玄武岩岩床 III.11 裾花層 III.11.1 下部層 III.11.2 上部層 III.12 安山岩岩脈 III.13 冠着層 III.14 冠着安山岩 III.15 込地層 III.16 聖山火山岩 III.16.1 聖山安山岩 III.16.2 𣘹原山安山岩 III.16.3 聖山玄武岩 III.17 三峯山火山岩 III.17.1 下部層 III.17.2 中部層 III.17.3 上部層 IV. 第四系 IV.1 上小湖成層 IV.1.1 古期上小湖成層 IV.1.2 新期上小湖成層 IV.2 姨捨土石流堆積物 IV.3 大町テフラ層 IV.3.1 下部テフラ層 IV.3.2 中部テフラ層 IV.3.3 上部テフラ層 IV.4 段丘堆積物 IV.5 崩積堆積物 IV.6 扇状地堆積物 IV.7 旧河床堆積物 IV.8 沖積層 V. 地質構造 V.1 概説 V.2 褶曲 V.2.1 七ツ松向斜 V.2.2 会田向斜 V.2.3 錦部背斜 V.2.4 木の小屋谷向斜 V.2.5 夫神岳向斜 V.2.6 野倉背斜 V.2.7 小牧山向斜 V.2.8 大峯山背斜 V.2.9 その他の褶曲 V.3 断層 V.3.1 七ツ松断層 V.3.2 会田断層 V.3.3 室賀断層 V.3.4 南日名断層 V.4 小構造 V.4.1 堆積構造 V.4.2 砕屑岩脈 V.4.3 小断層 V.4.4 節理 VI. 応用地質 VI.1 冠着ろう石鉱山 VI.2 鉱泉・温泉 VI.3 地すべり 文献 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 54 年稿）
５万分の１図幅
東京（8） 第 1 号
本地質図幅は， 1969 年から 1974 年にかけて 筆者が東京教育大学において行った研究のまとめの一部に， 1975 年から 1978 年にわたって実施した野外調査の結果を加えてまとめられたものである。 この調査研究を進めるにあたり 御指導いただいた新潟大学の藤田至則 教授， および 未公表資料の提供に加え 貴重な助言をいただいた信州大学の斎藤豊 助教授と 上田高校の山岸猪久馬 氏に深甚の謝意を表する。
本図幅地域は 長野県の北部に位置し， いわゆる北部フォッサマグナの一画をなす（第 1 図）。 本図幅地域の東寄りをほぼ北西 - 南東に貫流する千曲川によって， [ 本図幅地域は ] 東側の河東地域と西側の河西地域に大別される。
河東地域には中新世から洪積世にわたる堆積岩と火山岩類が分布するが，
大部分は河西地域より古いグリーンタフが卓越し，
ひん岩
[
P
]
などの貫入岩類と共に風化 侵蝕に抗し 尾根の高所をなしている。
[
第 1 図に示されているように
]
最北端の
鏡台山
（1269.0 m）から
南方
[
← 南東方
]
に
大道山（1319.4 m）
[
以下の [注] 参照
]
，
大峯山
（1327.3 m）及び太郎山（1070 m）を連ねた山系は おおよそ千曲川に平行し，
南部では これに直交して 太郎山から
虚空蔵山
（1076.9 m）を経て
岩鼻
[
← 虚空蔵山の西南西方 2 km 強
]
に至る山系が東西に走り，
上田盆地の北縁を画している。
[ 第 4 図に示されているように， 河東地域の ] 水系は南から 谷川 [ ← 谷川 ? ] ， 御堂川 及び 名沢川 があり 東から西へ流れ， 日名沢川 は幾つかの支流を集め 北東から南西に流れ， いずれも千曲川に注ぐ。 [ 河東地域の南部の ] 谷川やこれに注ぐ支流は 各々 沖積扇状地を形成し， 互いに接合して山麓の緩傾斜地をなしている。 扇端部は 千曲川本流の側方侵蝕による 10 m + の崖端線をなし， この北方延長は 中之条の付近を除いて より新期の扇状地堆積物におおわれている。 上流部には旧期の扇状地をもっているが， 侵蝕 復活により 峡谷地となっている。 この北方の御堂川と名沢川の作る扇状地は 戍久保 付近で接して湿地となり， 東西にのびる小規模な水田を作っている。 [ 戍久保の北西方の ] 坂城付近の標高 540 m ぐらいにある旧扇状地は 日名沢川によって著しく開析されており， 新しい扇状地が現在の千曲川に接して形成されており， 坂城の町はこの面上に位置する。 [ 坂城の北西方の ] 磯部の南部では 別所 層の黒色頁岩 [ Bs ] に貫入したひん岩 [ P ] が 千曲川の側方侵蝕に耐えて 急崖を作っている。
千曲川の西岸は 東岸に比較して扇状地の発達は悪く， 氾濫原が広く分布し 山地に接して， 一部は 三角末端面をなす急崖部が多い。 福沢川や 出浦沢 は小規模な扇状地を形成し， いずれも上流の旧扇状地は開析されて 複合扇状地をなしている。 [ 福沢川や出浦沢の ] 北西方の 上山田 付近にやや発達する扇状地は 広い緩傾斜地をなす。 [ これらの扇状地は ] いずれも 青木 層の砂質泥岩 [ A2～5 ] などが侵蝕されたものである。
また， [ 第 4 図の地域の南方の ] 本図幅東南部では [ 第 1 図に示されている ] 千曲川の支流の 浦野川 [ ← 西南西方から流れている ] ， 湯川 [ ← 浦野川の南を西南西方から流れている ] や 産川 [ ← 湯川の南を西南西方から流れている ] などによって沖積低地が開かれており， 塩田平 とよばれている。 この他， [ 第 1 図に示されている ] 東西に流れる 麻績 川 [ ← 図幅地域北西部 ] や 会田 川 [ ← 図幅地域南西隅付近 ] ， 南北に流れる [ ← 図幅地域西端・南北中央付近で南東 - 北西方向から南北方向に流れの方向が変わる ] 東条 川などによっても若干の開析が進み 低地が広がっている。
[ 千曲川の ] 河西地域の大部分を占める麻績川 以南の丘陵性の山地部は， 一般に 小川層の塊状砂岩礫岩 [ O1, O3 ] が分布する地域であるが， 堅硬なひん岩 [ P ] や石英閃緑岩 [ Qd ; 図幅地域中央から北方 5 km の 八頭山 のみ ? ] などの貫入した場所は独立峰をなしたり， 山陵の より高所をなしている。 以下の山々がそれに相当する [ 第 1 図参照 ; 八頭山と丸山はそれに示されていない ] 。
本図幅域の北西部の 麻績川 以北の高所部は 一般に 聖 高原とよばれている。 堅硬な礫岩・砂岩の上位に安山岩や流紋岩などの火山岩類がのっており， 侵蝕に抗して形成された。 [ ここには ] 西から 𣘹原 山（1389.4 m）， 聖 山（1447.6 m）， 三峯山 （1131.3 m）， 冠着山 [ = 姨捨山 ] （1252.2 m）が位置し， [ これらの山々の ] 山頂部は 安山岩や玄武岩溶岩からなっている。
[ 図幅地域北西隅付近の ] 聖山から𣘹原山の南麓で 標高 1200～1300 m ぐらいは 岩質の差によって とくに急崖をなす。 [ この地域には 西から ] 白樺湖 [ ← 聖山の北北西方 1.3 km ] ， ひじり池 [ ← ごんげん池 ? ; 聖山の北方 1 km ] ， すずらん湖 [ ← 聖山の東北東方 2.4 km ] ， 聖湖 [ ← 聖山の東北東方 4 km ] および 大池 [ ← 聖山の東方 5.7 km ] などがあるが， 大部分が人工池である。
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本地域は いわゆる北部フォッサマグナ地域に属し， 新第三紀中新世以降の各種堆積岩および火砕岩と, それらを貫く石英閃緑岩 - ひん岩などの貫入岩や火山岩類からなっている。 基盤の古期岩類は 本地域には分布せず， 主に [ 図幅地域北東部の千曲川の ] 河東地域に分布する前期中新世の 内村 層 に相当する 大峯山 部層 [ Om ] ， 太郎山 部層 [ Tr ] ， 横尾 部層 [ Yk ] および 森 部層 [ Mr および t1～3 ] などが下位の層準を占める。 これらは黒色泥岩， 凝灰質砂岩， プロピライトや凝灰角礫岩などからなり， いわゆるグリーンタフとよばれる岩相を呈し， ひん岩 [ P ] や石英閃緑岩 [ Qd ] の貫入を受けている。 このグリーンタフの活動が終了すると 大規模な海進がはじまり， 最大層厚 1300 m 以上に達する 別所 層 の黒色泥岩 [ Bs ] が堆積する。
別所層は [ 本図幅の南東部の ] 上田市から [ 本図幅地域の南西方の ] 松本市の方へ， すなわち 東から西へかけて厚くなり， さらに 北東部の松代付近にかけても厚くなり， みかけ上 堆積中心が２つあることになり， 別所層の堆積時において すでに基盤の相対的隆起が南部ほど著しく， かつ， [ 本図幅の南隣の和田図幅地域の西部の松本市 ] 保福寺 ～千曲川間を中心にした N - S ないし NE - SW 方向の隆起帯によって 堆積盆の分化がはじまったことを暗示する。 この隆起は 必ずしも全般的な隆起ではなく， 別所層の堆積後期に強まって 砕屑岩脈の形成の要因ともなり， その隆起帯の基盤の形状は局部的なブロック状を示したことが推定される（KATO， 1979）。 そして， この隆起によって， 別所層や内村層の分布地域の少なくとも一部が陸化 侵蝕をうけた事が知られている。 この事は， [ 別所層の上位層の ] 青木の層の最下部層 [ A1 ] である「木戸 礫岩砂岩 部層」や 別所層の最上部に [ 別所層の下位層の ] 内村層 起源の緑色凝灰岩， プロピライトや玄武岩の角礫～円礫, および 別所層起源の黒色泥岩の角礫が含まれている事から明らかである。 さらに この隆起に伴なう火山活動も知られている。 飯島ほか（1968）にも指摘されたように， 青木層の最下部 [ A1 ] に含まれる石英閃緑岩礫は 内村層の堆積地域に分布している石英閃緑岩 [ Qd ? ] に対比され， この事から 彼らは 「石英閃緑岩の貫入は青木層の堆積前でグリーンタフ地域の上昇にともなったもの」 と推定した。 小林国夫（1957）は， 本郷層（本地域南方に分布する内村相当層の一部）や 別所層を貫くひん岩岩床 [ P ? ] の多くが背斜軸部に位置することから それらを褶曲時の迸入とみなし， 青木層の基底にみられる堆積環境の異変， 後背地の隆起などから 石英閃緑岩 [ Qd ? ] の貫入を別所層の堆積末期に求め， この深成岩の迸入をグリーンタフ造山運動の過程でつくられたと考え， これを「別所フェーズの運動」と称した。 筆者は「この運動はかなり局所的で 小規模なものであっただろう」と考える。 内村層や別所層起源礫の分布は狭く， 石英閃緑岩礫の量も少なく， スランプ構造なども松本 - 長野線 以西に比べると著しいとはいえず， 別所層の中の褶曲変形もきわめて弱く， また， ひん岩の貫入時期は別所層の堆積後とはいえるが, 詳しい時期は確定できていないことがあげられる。 いずれにせよ， 別所層の堆積末期から青木層の堆積初期にかけて， 松本 - 長野線 以東の中央隆起帯と称される地域が 一部 火山活動を伴なって隆起 陸化し， これを境として堆積盆は東西に分割された。 以後， 両堆積区は その形態， 発展様式， 火山活動および堆積物などに大きな相違を持つようになった。 本図幅地域は このうち西部地域の南半部に相当し， 陸成層である小諸層群などを堆積した東部堆積区に比して, 沈降帯としての性格をかなり後まで残した。
別所層 [ Bs ] に 全体として整合に重なる 青木 層 は ５部層 [ A1～5 ] に区分され， 主に 砂質泥岩と砂質泥岩砂岩互層からなり， 礫岩や砂岩層をはさむ。 下位の別所層に比して 粗粒の堆積物からなり， 各種のソールマークや石炭層の存在によって浅海性の堆積環境を示し， 別所層の堆積時にくらべて 全般的に基盤が隆起してきた傾向を暗示する。 また， 横方向の岩相や層厚の変化が著しく， 各種のスランプ構造の発達も目立つ。 多くの ひん岩 岩脈 [ P ] や石英斑岩 [ Qp ] などの青木層への貫入が知られており， この時期の火山活動を示している。
小川 層 は 青木層 [ A1～5 ] に整合で重なり， 差切 部層 [ O1 ] と 重 部層 [ O2 および O3 ] に区分される。 主に 塊状砂岩礫岩が卓越し， 石炭層を頻繁にはさみ， カキ化石層やリップルマークなどが目立ち， より浅海化（一部は淡水環境）が進んだことが知られる。 上部の砂岩は 一部 凝灰質となり， 坊平 凝灰岩 [ ← 重部層の酸性凝灰岩（O2）に区分されている ] などをはさむようになり， 酸性火山活動がすでにこの時代から始まったことを暗示する。 このほか， 小川層には 安山岩 [ ← 丸山 安山岩（Am）? ] ， ひん岩 [ P ? ] ， デイサイト [ ← 北山 デイサイト（Kd）? ] ， 安山岩質玄武岩 [ ← 岩床（Ab）? ] 及び石英閃緑岩 [ Qd ? ] など各種の岩体が貫入している。
裾花 層 は 整合で小川層 [ O1～3 ] に重なり， とくにその 下部 [ ← 裾花層の下部層 （S1） ] は 流紋岩質凝灰岩や同質溶岩などの酸性火山活動の産物に富む。 この火山活動の本地域における中心は 冠着山 付近で， ここでは さらに上位に デイサイト～安山岩質の火山活動がある [ 以下の [注] 参照 ] 。 しかし， 裾花層の本来の火山活動の中心は， その層厚分布からみて， より北方の長野市付近に求められるべきだろう。
冠着 層 [ Ka ] は 裾花層 [ S1～2 ] に不整合に重なり， 溶結凝灰岩を含む凝灰角礫岩を主とし， 石英閃緑岩の円礫を含む。 この分布は 冠着山周辺に限られ [ 以下の [注] 参照 ] ， この付近の小川層 [ O1～3 ] の分布もきわめて薄くなるから， 小川層の堆積期から隆起傾向が強まり 一部が陸化したと考えられる。 これより西方では 依然として沈降が続き， 込地 層 [ Km ] の泥岩， 砂岩やその互層及び礫層などを堆積した。
[ 図幅地域北西隅付近の ] 聖高原の東部の 三峯山 火山岩 [ M1～3 ] と西部の 聖山 火山岩 [ H1～4 ] とは 込地層 [ Km ] と裾花層 [ S1～2 ] および冠着層 [ Ka ] を不整合におおう。 共に 大部分が 安山岩溶岩と同質凝灰角礫岩よりなるが， 西部の聖山の山頂付近には かんらん石玄武岩 [ H4 ] ， その西の [ 図幅地域北西隅付近の ] 𣘹原 山には 最大 1 cm にも及ぶ大きな斑晶を持つ普通輝石安山岩 [ H3 ] が狭く分布する。
第四紀層は， 主に 本地域南東部の塩田平を中心に 上小 湖成層 [ Jl および Ju ] として 中新統に斜交不整合の関係で重なり， 主に 泥岩， 砂岩および礫岩からなっている。 ナウマン象や鹿などの哺乳動物化石をはじめ花粉化石を多産する。
大町 テフラ層 [ l ] は [ 図幅地域北西隅付近の ] 聖高原に最も広く分布し， その他， 十観山 [ ← 図幅地域南端・東西中央付近の 夫神 岳の北西方 4 km 強 ] や 鏡台山 [ ← 図幅地域北東隅から西方 4 km ] の山麓にも分布している。
冠着山（姨捨山）北方には 三ツ峯火山岩体 [ M1～3 ] の崩壊物である 姨捨 土石流堆積物 [ Ob ] が分布し， 「 田毎 の月」とよばれる特異な地形をつくっている。
河岸段丘 [ t ] の発達はきわめて悪く， 崩積堆積物 [ ta ] におおわれる部分が多い。 扇状地 [ f ] は 千曲川沿岸にいくつか発達する。 旧千曲川やその支流による 河床堆積物 [ Or ] は 千曲川沿岸や塩田平に広く分布し， 千曲川， 麻績川， 会田川， 東条川や浦野川沿いに 沖積層 [ a ] が狭く分布する。
| 時代 | 層序 | 信濃中部 | 東筑摩更級 | 聖山南麓 | 更埴地方 | 千曲川上流 | 坂城 |
|
本間
1931 |
小林・磯見
1950 |
森下ほか
1957 |
飯島ほか
1968 |
飯島ほか
1969 |
加藤
1980 | ||
| … | |||||||
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命名 : 本間（1931）。
模式地 : 本来の模式地は [ 本図幅の ] 南に隣接する和田図幅地域内である。
分布 : 主に [ 千曲川の ] 河東地域の大部分と [ 本図幅地域の南東部の ] 上田市 塩田平の南部の前山 [ ← 図幅地域南端・東西中央付近の夫神岳の東方 5 km ] 付近の低丘陵地帯に分布する。
層序 : 下位から大峯山 部層 [ Om ] ， 太郎山 部層 [ Tr ] ， 横尾 部層 [ Yk ] ， 森 部層 [ Mr および t1～3 ] に区分され， 各部層間および上位の別所層 [ Bs ] との関係は整合ないし漸移である。
層厚 : 下限は不明であるが， 積算層厚は 2600 m 以上ある。
岩相 : いわゆるグリーンタフと称される緑色凝灰岩と黒色頁岩からなり， 黒色頁岩の中には連続性に乏しい砂岩， 砂質泥岩， 砂岩泥岩互層をはさむ。 ひん岩 [ P ] をはじめとする貫入岩類の岩脈， 岩床や岩頸が発達し， 熱水変質をうけている部分も多い。
対比 : 前期中新世といわれている。
命名 : 山岸（1964）。
模式地 :
山岸（1964）による模式地は
[
図幅地域東端・南北中央付近の太郎山の東方の
]
上田市の北方の
黄金沢
の上流
[
第 9 図
]
であるが，
本図幅域外であるので，
[
太郎山の北方の
]
埴科
郡の
谷川
の上流とする（
第 8 図
[
← 第 4 図
]
）。
分布 : 本地域北東部の大峯山（1327.3 m）を中心に N 30°W - S 30°E 性の軸を持つドーム状構造をなして分布する。
層序 : 当地域の最下部層であるので 下位層との関係は不明であるが， 上位の太郎山 部層 [ Tr ] に整合におおわれる。
層厚 : 800 m 以上（下限不明）。
岩相 : おもに 黒色頁岩とプロピライト質の緑色火山性岩石よりなる。 一般に 下部は黒色頁岩が卓越し， 上部では 緑色火山性岩石を多くはさむようになる。 ともに珪化作用をうけて 白色～黄白色化していることが多い。 山岸（1958）によれば， 変質鉱物の主体は曹長石・緑泥石・緑簾石である。 頁岩中には鍵層が乏しいため センスは不明なことが多いが， 小断層がよく発達し， まれに 砂岩の薄層をはさむ部分では ブーディンをなすこともある。 模式地付近の谷川の上流の標高 900 m ぐらいの沢沿いの大露頭では, 砂岩や砂質頁岩が やや不規則ではあるが 互層状にはさまれるので 小断層の性質がわかる。 すなわち， ここでは 南北性で 60～80°西に傾斜する逆断層が 他の小断層を切り， 10～50 cm の落差を生じている。 1～3 cm 程度の断層粘土を持つ。 大峯山部層の走向・傾斜からみて N 35°W - S 35°E 性の長軸を持つドーム構造が推定される。 飯島ほか（1963）では「 大峯山ドーム 」と称している。
化石 : ほとんど化石を産しないが， 坂城町の 谷川 の左岸の大露頭の沢で 上部の厚い黒色頁岩から Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が報告されている（飯島ほか， 1968）。
命名 : 山岸（1964）。
模式地 : 山岸（1964）による模式地は 上田市の北方の黄金沢の中流 [ 第 9 図 ] であるが， 本図幅域外であるので， 本図幅では [ 虚空蔵山の西南西方 2 km の ] 上田市 下塩尻の崖とする。
分布 : 大峯山ドームに支配され， 大峯山層 [ Om ] をとりまくように分布する。 すなわち， 小県 郡 真田 町 鳩ケ峰 周辺， 大道山周辺， 千曲川の支流の 名沢 川， 御堂 川および 谷 川の上流および， 埴科 郡と上田市の境界の 虚空蔵山 周辺である。
層序 : 大峯山部層 [ Om ] に整合に重なり， 横尾部層 [ Yk ] に整合におおわれる。
層厚 : [ 本図幅の東隣の上田図幅地域内の ] 黄金沢 の中流で約 600 m。
岩相 : おもに緑色火山性岩石で， 淡緑色の凝灰岩や凝灰角礫岩からなり， 一部 黒色頁岩をはさむ。 虚空蔵山付近は 淡緑色で節理が発達する かなり固結した凝灰岩がほとんどであるが, 北部 [ ← 鳩ケ峰付近 ? ] では 黒色頁岩のはさみがあり， 魚の化石を産することが報告されており（飯島ほか， 1963）， また， 多くのひん岩類 [ P（および Qp（石英斑岩）?） ] に貫入されている。 林道 太郎山線 [ 位置不明 ; 太郎山の南方 1 km 程度の位置か ? ] では 断層で横尾層 [ Yk ] に接する付近は 10～50 cm 大にブロック化し， 石英と長石粒は破砕されている。
対比 : 本間（1931）は 太郎山部層にはさまれた黒色頁岩層を「伊勢山層（別所層相当層）」とし， 山岸（1964）は 太郎山部層を砕屑岩とみなして 横尾部層の 下位 [ ← 上位 ? ] としたが， 横尾部層の下位とするのが妥当である。
命名 : 山岸（1964）。
模式地 : 山岸（1964）による模式地は [ 本図幅の東隣の上田図幅地域内の ] 小県郡 真田町を流れる 洗馬川 流域の 傍陽 から [ その南方 3 km 強の ] 畑山の南方であるが， 本図幅域外であるので， 本図幅では [ 図幅地域北東隅付近の ] 真田町を流れる 傍陽川 流域の 旁部 付近とする。
分布 : 大峯山ドーム [ Om ] に緩く支配され， 太郎山部層 [ Tr ] をとりまくように分布する。 すなわち， 本図幅域内では 小県郡の傍陽川流域から [ その南西方の ] 埴科郡 坂城町の 和平 や平沢を経て， 名沢川， 御堂川及び谷川の中流域に分布し， 虚空蔵山の北西方で 二本の断層によって断たれ， 太郎山部層 [ Tr ] に接する。 さらに， 虚空蔵山の南麓の上塩尻から東方に分布する。
層序 : 太郎山部層 [ Tr ] を整合におおい（一部は断層関係）， 森部層 [ Mr ] に整合におおわれる。
層厚 : [ 本図幅の東隣の上田図幅地域内の ] 洗馬川で 900 m +， 黄金沢では 720 m（飯島ほか， 1963）。 [ 本図幅地域の ] 名沢川流域で約 400 m。
岩相 : 下部は緑色凝灰岩が卓越するが， 上部にいくに従がって黒色頁岩のはさみが多くなる。 すなわち， 下部は緑色～淡緑色で固い細粒の凝灰岩からなり， 一部で 2～3 mm の石英粒を含んで流紋岩質となり， 径 10 cm 前後の黒色頁岩の不規則塊をふくんでいるのが しばしば観察される。 まれに凝灰質砂岩をはさむ。
[ 横尾層の ] 中部は白色～淡緑色凝灰岩と黒色頁岩の不規則な互層状になり， 一部は火山角礫岩になり， また， 5～7 mm 程度の石英粒を含む部分もあり， [ 図幅地域北東隅付近の 旁部 で北と南から 傍陽川 に合流する ] 所窪沢や沼入沢 [ これらの読み方不明 ] 付近では流紋岩質の凝灰岩ないし凝灰角礫岩となる。
[ 横尾層の ] 上部は葉理の発達した黒色頁岩が卓越し， 灰色砂質泥岩や砂岩の薄層をはさむ。 しばしば ひん岩岩脈 [ P ] に貫入される。 最上部付近では部分的に砕屑岩脈も発達する。
化石 : 上部の黒色頁岩層から魚鱗・魚骨片・有孔虫・二枚貝・植物化石を産することが報告され， とくに 坂城町 耕雲寺 [ ← 虚空蔵山の西方 2 km ] 付近～ 小丸山 [ 位置不明 ] 付近の泥岩層から 魚鱗， Cyclammina sp.， Uvigerina sp.， Palliolum peckhami (GABB)， 植物片などが知られている（飯島ほか， 1968）。
[ 虚空蔵山の北西方 4 km の ] 坂城町 御所沢 付近から有殻多毛虫化石の産出が報告されている（HATAI and NODA， 1975）。 彼らによれば， 有殻多毛虫化石は直径約 2～3 mm， 長さ約 50 mm に達する管状の珪質殻を特徴とし， 殻表には 不規則な成長線， 体節環及び縦状の細い溝を有する。 その形態， 殻表彫刻， 殻構成成分等により Serpulidae 科の一新属として新属名 Yokoia を提唱した。 彼らのいう横尾部層は 本図幅の森部層をあわせたものに相当するので， この化石の産出層準は横尾部層の最上部ということになる。
対比 : 本図幅の横尾部層は 山岸（1964）の横尾層下半部に相当し， 飯島ほか（1968）の横尾層とほぼ等しい。
命名 : 飯島ほか（1968）。
模式地 : [ 図幅地域北東隅から西方 4 km の 鏡台山 の西南西方 2 km 強付近の ] 更埴 市 [ 大字 ] 森 [ ← 部層名 ] の 沢山 川 [ ← 北西に流れて千曲川に合流する ] の上流の右岸側 [ = 北東側 ] 支流の神平沢 および 同 左岸側 [ = 南西側 ] 支流の大洞沢。
分布 : 沢山川流域を北西から南東にのび， 沢山 [ ← 地名 ? ; 位置不明 ] を経て坂城町に入り， 日名沢川流域から南日名付近にかけて分布する。 [ それに加えて ] 南部の [ 図幅地域南東隅の西方の ] 塩田町 平井寺～前山寺にかけての丘陵部に分布する。
層序 : 横尾部層 [ Yk ] に整合に重なり， 別所層 [ Bs ] に整合におおわれる。
層厚 : 沢山川の上流で約 330 m。
岩相 : [ 森部層の主岩相 Mr は ] 主として黒色頁岩からなり， 黒色頁岩と砂岩の互層をしばしばはさむ。 数層 [ ← 地質図では３層 ] のデイサイト凝灰岩層 [ t1～3 ] をはさむ。 本層の最下部は 粗粒の白色～薄茶色のデイサイト凝灰岩で， 部分的に葉理が発達している。 ノジュール状の泥岩塊を含むこともある。 坂城町の林道 平沢線 [ 位置不明 ; 日名沢川沿いの日名沢と 鳩ヶ峯の西方 1 km 弱の平沢を結ぶ林道 ? ] 沿いや更埴市 沢山の北西の神平沢 [ 位置不明 ; 鏡台山の南西方 2 km 付近 ? ] などで観察され， 飯島ほか（1968）のいう「第一石英安山岩質凝灰岩 [ t1 ? ] 」に相当する。 部分的に２層にわかれ 黒色泥岩をはさむこともあるが， 一般には １層で下位の横尾層 [ Yk ] を境する。 本層の下部は塊状の黒色頁岩が卓越し， 局部的に砂岩の薄層や泥岩と砂岩の薄互層をはさみ， スランプ構造や小断層の発達するところもある。 また， 10 cm 大の黒色頁岩塊を含む連続性の悪い淡緑色の凝灰岩層をはさむこともある。 本層の中部には「第二石英安山岩質凝灰岩 [ t2 ? ] 」とよばれる鍵層があるが， 鏡台山 [ 1269 m ] と 五里ケ峯 [ 1094 m ] をつなぐ尾根より南の坂城町内では不明瞭である。 上部もやはり黒色頁岩， 砂質泥岩， 凝灰質頁岩および砂岩泥岩の薄互層などからなり， 最上部に「第三石英安山岩質凝灰岩 [ t3 ? ] 」が重なる。 これは部分的に黒色頁岩と互層をなす。
南部の塩田町に分布する森部層は やや岩相が異なり， 細礫を含む暗緑色凝灰岩， 級化層理を示す砂岩， 淘汰の悪い安山岩質礫からなる礫岩， 黒色頁岩や凝灰角礫岩からなり， より内村層に類似の岩相 [ = 緑色凝灰岩（グリーンタフ）と黒色頁岩 ? ] を示す。
化石 : 一般に有孔虫， 魚鱗化石， 二枚貝がよく認められ， 植物化石（針葉樹）も産する。 Palliolum peckhami (GABB)， Makiyama chitanii (MAKIYAMA)， Cyclammina ezoensis (ASANO) が産し， また， 林道 南日名～平沢線の入口付近の黒色泥岩からサメの歯の化石が報告されている（飯島ほか， 1968）。
対比 : 森層は 山岸（1958）の横尾層上部に相当するが， 隣接地 [ ← 本図幅の東隣の上田図幅地域内 ] の太郎山の東部では欠如していることになる。 ここでは 飯島ほか（1968）にならって 内村相当層としておくが， 岩相的に別所層 [ Bs ] にきわめて類似し， また， [ 千曲川の ] 河西地域では別所層の下部はほとんどあらわれていないため 厳密な対比は今後の問題となろう。
命名 : 本間（1931）。
模式地 : [ 図幅地域南端・東西中央付近の 夫神岳 の東方 2 km の ] 塩田町 別所温泉付近の湯川流域。
分布 : 本図幅地域では 全般に 東側にはり出した弧状の分布をなす。 すなわち， [ 1 ] 河東地域では 信越本線 戸倉駅および磯部の東方の山地西斜面 [ = 五里ヶ峯の南西斜面 ] を占め， [ 2 ] 河西地域では [ 坂城町 上平 ] 小網 から南に 室賀川 [ ← 南西部の境 ] と浦野川 [ ← 南部の境 ] に画される地域の大部分を占め， [ 3 ] さらに南では 塩田平の南縁を [ 図幅地域南東隅付近の ] 富士山 から [ 西方に ] 古安曽 ， 前山を経て女神岳周辺及び別所温泉周辺へと続き， さらに西の青木村の田沢温泉 [ ← 夫神岳の北西方 3.5 km ] から 沓掛 温泉 [ ← 夫神岳の西方 1.5 km ] にかけての低地域に分布し， [ 4 ] 本図幅地域南西端の 四賀 村の横川付近から [ その南西方 2 km の ] 矢久 にかけて 錦部 背斜の軸部を占めて分布する。
層序 : [ 内村層の ] 森 部層 [ Mr ] に整合に重なり， 青木層 [ A1～5 ] に整合におおわれる。
層厚 : [ 本図幅の南西隣の松本図幅地域の ] 松本付近では 1500～2000 m， 松本～ [ 本図幅の西隣の信濃池田図幅地域内の ] 大口沢 で 1350 m， [ 図幅地域南西隅の南方 1 km（本図幅の南隣の和田図幅地域内）の ] 穴沢 で 1000 m +， 別所温泉 [ ← 女神岳の北西方 1 km 強 ] で 500 m +， 千曲川付近 [ ← これは小網 - 室賀川 - 浦野川で画された地域（分布の [2]）の東側か ? ] で 350 m， さらに東方の塩田町 手塚東 [ ← 女神岳の東方 1 km ] では 100 m ±。 東ほど薄くなる。 河東地域では 400 m +。
岩相 : 主に黒色頁岩からなるが， 本図幅域では よく固結して塊状となっている部分は少なく， 破砕されたり 熱水変質を受けている部分が多い。 場所によっては 若干の岩相変化を示し， 連続性に乏しい礫岩， 砂岩， 砂岩泥岩互層， 石灰質薄層をはさむ。 本図幅域の河西地域では基底部はあらわれていないが， 南の隣接地域 [ ← 本図幅の南隣の和田図幅地域 ? ] では 10 m 内外の海緑石を含む灰色礫質～粗粒砂岩ないし凝灰質砂岩からなる。 この上位に黒色 塊状 頁岩が重なる。 この頁岩は連続性に乏しい砂岩や泥灰岩， 砂質泥岩， 砂岩泥岩互層， 凝灰質泥岩をほさみ， 石灰質～泥質のノジュールを含む。 本図幅域の南の [ 和田図幅地域内の ] 東筑摩 郡 四賀 村 赤怒田 付近では 幅 300 m， 厚さ 80 m ほどにわたって灰褐色の石灰岩ないし石灰質泥岩が露出し， 多くの貝化石が密集している。 さらに上部にむかうにつれて 砂岩や砂岩泥岩互層のはさみが多くなるが， やはり黒色頁岩が卓越する。 後述するような多くの化石を含み， 玄能石 [ = 炭酸カルシウム物質 ] を産する。 各種のスランプ構造も発達し， それと見分けのつきにくい小褶曲の発達も著しい。 [ 虚空蔵山の南西方 5 km の ] 上田市 泉田区の大日堂の北方では やや岩相が異なり， 黒色及び白～淡青色の２枚の凝灰岩がはさまれる。 全般に多くのひん岩類 [ P ? ] に貫入され 白色に珪質化していることも多い。 一般に 最上部付近には 砕屑岩脈が発達することが多い。 本郷村 中ノ沢（ [ 本図幅の南隣の ] 和田図幅内）から青木村の西縁部を通って [ 子檀嶺岳 の南南西 3 km 弱の ] 田沢温泉の北方に達する幅 1～2 km の熱水変質帯があり， 別所層の黒色頁岩は変質し やや白色化し 暗灰色の斑点を持つようになり「 村雨石 」と称される。 黄鉄鉱化， 珪化および絹雲母化が一般的で， まれにウラル石や磁硫鉄鉱を含むといわれる（稲葉， 1959）。
化石 : 本層からは 鯨やイルカなどの脊椎動物類， 魚類， 軟体動物， 原生動物や被子植物など豊富な化石の産出が報告されている（田中（1958）; 田中・関（1966）; TANAKA（1962）; 斎藤ほか（1979））。
主な産出化石は第 2 表にまとめてある。
|
Adulomya Uchimuraensis KURODA
… Coptothyris grayi (DAVIDSON) |
対比 : 河西地域に分布する別所層は中・上部層に相当し， 中部中新世といわれる。 なお， 上田市 泉田区 大日堂の北に分布する凝灰岩層を本間（1931）は内村層に含めているが， ここでは 飯島ほか（1963）にならって 別所層に含めておく。 河東地域では下部層があらわれていると思われるが， 分布も狭く 下位層の対比が確定していない部分もあるので 下限は検討する余地がある。
本図幅域には 多量のひん岩類が 最下位の
[
内村層
]
大峯山部層
[
Om
]
より
[
後述する
]
裾花層
[
S1～2
]
までの様々な層準に貫入し，
その産状や岩質も多様である。
比較的大規模な岩体としては，
河西地域では
四阿屋山
周辺の尾根筋で
[
後述する
]
小川層
[
O1～3
]
を貫いており，
また，
[
図幅地域南西隅から北方 3.5 km の
]
虚空蔵山
[
以下の [注] 参照
]
や
[
その北方 1 km の
]
乱橋
の南方には岩床状に迸入している。
この他，
子檀嶺岳
，
夫神岳
，
女神岳
，
別所温泉の
北向観音
，
飯繩山
，
上田市の
[
← 千曲川の西岸の
]
岩鼻
[
← 千曲川の東岸の岩鼻の南方 1.5 km ;
以下の [注] 参照
]
，
下半過
[
← 千曲川の東岸の岩鼻の南西方 1 km の千曲川の西岸
]
等にも貫入岩体が分布し，
多くは山頂部をなしている。
河東地域では
[
図幅地域北東部の五里ヶ峯の西方 2 km の
]
戸倉，
[
五里ヶ峯の南方 2 km の
]
葛尾
[
← 葛尾城跡の南東方 500 m の地域か ?
]
や鏡台山から大道山へかけての尾根筋の高所を形成している。
また，
地質図上に表現できないほど小規模な岩脈や岩床も数多く発達している。
一般に帯青黒～帯青灰黒色を呈し， 斜長石， 方解石， 普通輝石， 角閃石， 石英及び紫蘇輝石などの斑晶が認められるものもあるが， 無斑晶のものも多い。 鏡下で 二次鉱物として 石英， 緑泥石， 方解石， 絹雲母， 黄鉄鉱や緑レン石などが観察されるものもある。 河東地域の鏡台山や大道山をなす岩体は石英ひん岩質， 河西地域では， [ 八頭山 の東方 2.5 km の ] 出浦沢川 の上流では一部の小岩体は輝緑岩質， [ 八頭山の南東方 10.5 km の 上平 ] 小網 付近の小岩体は普通輝石ひん岩， [ 八頭山の南南東方 2 km の ] 大林山 [ 1333.0 m ] の中腹の小岩体はやや安山岩質である など 多様な岩質をもつが， 地質図ではひん岩に一括して示してある。 小岩脈の方向性について幾つかの議論があるが（竹内（1977）; KATO（1977））， 貫入時期や岩質の差違などを考慮して 更に検討が要される。
命名 : 本間（1931）。
模式地 :
[
子檀嶺岳
の南西方 1 km 強の
]
小県
郡 青木村
木戸
[
←
木立
;
以下の [注] 参照
]
付近から
修那羅
峠に通ずる道路沿いの露頭。
分布 :
河西地域に限定され，
北方ほど上位の層準があらわれる。
本図幅の南西部では
錦部
背斜に支配されて 背斜軸部の別所層
[
Bs
]
をとりまくように U 字形に分布し，
全体としては北東方向に延長して青木村，
川西村
[
← 塩田平の西方～北西方
]
へと続き，
さらに千曲川に沿って北上し 上山田町を経て 戸倉町にいたり，
別所層
[
Bs
]
と同様に 大局的には東へ張り出した弧状分布をなす。
この他，
[
図幅地域の
]
南東部では
小牧山
向斜に支配されて 上田交通 別所線以東に分布したり，
別所温泉の北東部の低丘陵地帯及び夫神岳周辺にも小規模に分布する。
さらに，
北西部の東筑摩郡では
麻績川
に沿って本層の
上部
[
← 最上部（A5）
]
が東西に分布する。
層序 : 別所層 [ Bs ] に整合に重なり， 小川層 [ O1～3 ] に整合におおわれる。 本間（1931）は下位層との関係を不整合としたが， 地層面の凹凸は局所的なもので， 下位層起源の角礫も量も少なく， 青木層の堆積時に内村層～別所層堆積地域の南部の一部が 陸化 侵蝕をうけたことを暗示するにとどまり， 全体としては整合とみなされる。 最下部層 [ A1 ] ， 下部層 [ A2 ] ， 中部層 [ A3 ] ， 上部層 [ A4 ] ， 最上部層 [ A5 ] の５部層に区分されるが， 各部層間は整合ないし漸移の関係にある。
岩相 : 全般的には灰色～暗灰色の砂質泥岩や砂岩砂質泥岩互層が優勢で， 上部及び最下部に砂岩や礫岩が卓越する。 岩相の側方変化は激しく 堆積構造などの発達も著しい。
化石 : 本図幅域外に分布する青木層の中に産出する化石も含めて第 3 表に示す。 植物化石も産出するが， 保存状態が悪く 鑑定に耐えないのが大部分である。 この他， [ 東筑摩郡 ] 坂北 村の 竹場 [ ← 図幅地域北西隅から南方 7 km の麻績川沿い ] 付近からウニの破片やフナクイムシの化石が報告されている（飯島ほか， 1968）。
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P. (M.) aokii (NOMURA and ZIMBO)
… Glycymeris yamazakii YOKOYAMA |
命名 : 新称。
模式地 : 青木村 木戸 [ ← 木立 ] 付近。
分布 : 河西地域の南部を 褶曲構造に支配されながら 四賀村から東へ青木村， 川西村へと続き 千曲川の西岸に達する。 また， 塩田平の南方の夫神岳山麓や前山丘陵の北麓， [ 図幅地域南東隅付近の ] 上田市 富士山 付近， 及び別所温泉の北東部にも分布する。
層序 : 別所層 [ Bs ] に整合にかさなり， 青木層の下部層 [ A2 ] に整合におおわれる。
層厚 : [ 図幅地域南西隅付近の 藤池 の南西方 1 km 強の ] 四賀村 取出 [ ← 本図幅の西隣の信濃池田図幅地域内 ] の東で約 300 m， 青木村 木戸 付近で約 100 m。
岩相 : １枚ないし数枚の礫岩および砂岩からなり 各単層は連続性に乏しいが， 部層全体としては比較的良く連続し 下位の別所層 [ Bs ] を境する。 東筑摩郡 四賀村の 林道 矢久 線 大沢橋 [ ← 図幅地域南西隅から東北東方 3.5 km の大沢付近か ? ] 付近では 最下位に厚さ 5 m の堅硬な塊状 中粒砂岩， その上位に径 1～3 cm の円礫岩， 砂岩の優勢な砂質泥岩との互層， 不規則な泥岩塊や 径 1～3 cm の円礫を含む厚さ 5.5 m の礫岩 及び, 厚さ 4 m の砂岩の優勢な砂岩泥岩互層が重なる。 青木村 木戸 付近でもほぼ同様であるが， ここでは２枚の礫岩層が顕著である。 夫神岳の南東麓の 別所温泉から南西に入る沢沿いでは， 最下位は塊状砂岩で 一部は砂岩の優勢な砂岩泥岩互層をはさみ， この上位にはやや砂質泥岩が優勢な有律互層， 泥岩と礫岩の不規則な互層 及び 厚さ 20 m + の中粒砂岩と礫岩の不規則な互層が重なる。 砂岩の部分は虫くい状の特徴的な風化を示す。 礫種の大部分は古生層起源と思われるチャートや硬砂岩の円礫で 細～中礫よりなる。 さらに， 飯島ほか（1963）や斎藤ほか（1972）などにも報告されているように， 内村層に由来すると考えられる安山岩～玄武岩などの火山岩の亜角～角礫が含まれ， さらに， 内村層の地域に分布する貫入岩である石英閃緑岩～閃緑岩の礫も含まれていることが確認された。 別所層起源（有孔虫を含む）の黒色頁岩の角礫や不規則塊（10～40 cm 大）が 本部層及び下部層に見られる。 乱堆積状の部分も多く， 砕屑岩部の発達している部分もある。
命名 : 新称。
模式地 : 四賀村 原山 [ ← 図幅地域南西隅から北東方 4 km 弱 ] 付近。
分布 : [ 図幅地域南西隅付近の ] 会田川の北岸から錦部背斜の南東翼にかけて U 字形に分布し， 四賀村と青木村の境界の西方を北へ 十観山 の南麓に続き， 子檀嶺岳 の南麓から東へ 飯繩山 周辺に分布し， さらに北東へ延長し， 摺鉢山 [ 880 m ] から千曲川の西岸に達する。 また， 夫神山の山麓， 別所温泉の北東部， 上田市 富土山の北部もに分布する。
層序 : 青木層 最下部層 [ A1 ] に整合に重なり， 中部層 [ A3 ] に漸移する。
層厚 : [ 図幅地域南西部付近の ] 会田川の北岸で約 350 m， [ 子檀嶺岳の南西麓を流れる ] 田沢川で約 180 m。
岩相 : 主に砂質泥岩， 砂質泥岩砂岩互層， 及び 細礫を含む粗粒砂岩や細～中粒の硬砂岩薄層などからなる。 互層はスランプ構造が発達することが多く ソールマークも頻繁に観察される。 一部に斜交層理も発達する。 ひん岩類の岩脈や岩床の貫入もきわめて多く 随所に見られ， 周囲の砂質泥岩に珪化作用を与えて 白色化している。
命名 : 新称。
模式地 : 青木村 原地 [ ← 子檀嶺岳の西南西方 1.5 km ] 付近。
分布 : 下部層 [ A2 ] とほぼ同様の分布をする。
層序 : 下部層 [ A2 ] 及び 上部層 [ A4 ] とは漸移する。
層厚 : 四賀村 槇寄 [ ← 図幅地域南西隅から北東方 4.5 km ] では約 10 m， 十観山で約 120 m， 川西村 室賀 [ ← 飯縄山の北西方 1.5 km ? ] で約 10 m。 四賀村と青木村の境界の西方 [ = 十観山 ? ] で厚く， それより東及び西方に薄くなる。
岩相 : 主に砂岩， 礫岩 及び 砂岩の優勢な砂質泥岩との互層からなり， [ 飯縄山の北西方の ] 室賀川 より 南東 [ ← 南西 ? ] では明瞭であるが， 以北ではやや不明瞭で砂質泥岩が多くなる。 砂岩は 灰色 中粒で, 層理面に平行する節理や葉理が発達し, 黒～暗灰色砂質泥岩の薄層をはさむ。 礫岩は 礫径 5 cm 以上の細～中礫の円礫で, ほとんどが先第三系のチャートや砂岩からなり， 基質は灰色 中粒砂で 比較的よく固結していることが多い。 青木村 原地から十観山を通って南に分布する部分は厚いが， これより東及び西方に薄くなる。
命名 : 新称。
模式地 : 四賀村 会吉 [ ← 図幅地域南西隅から北東方 6 km ] 付近。
分布 : 本図幅南西部から主に北東方向にのびて 十観山の北麓， 子檀嶺岳の周辺， [ 上田市 上室賀 ] 大野田を経て， [ 更級郡 上山田町と埴科郡 坂城町の境界の ] 岩井堂山 [ 793.1 m ] の周辺に連続し， 聖高原の東麓の戸倉町付近に達する。 この他， 夫神岳周辺や 松本街道の南の箕輪 [ ← 飯縄山の南東方 4 km ] 付近にも分布する。
層序 : 中部層 [ A3 ] 及び最上部層 [ A5 ] と漸移する。
層厚 : 四賀村 上平 [ 位置不明 ; 図幅地域南西隅から北東方 4 km ? ] で約 150 m， 四賀村 会吉付近で約 600 m， 子檀嶺岳の北で約 700 m。
岩相 : 青木層内で最も大きな部分を占め， 主に砂質泥岩からなり， 連続性に乏しい砂質泥岩の優勢な砂岩との薄互層をはさむ。 砂岩は一部ブーディン化したり リップルマークを残していることがある。 上位の砂質泥岩中には灰色の泥岩塊や不連続的な細礫岩の薄層を含む。
命名 : 新称。
模式地 : 上山田町 上山田温泉の西方 [ ← 図幅地域北東部の五里ヶ峯の西方 4 km 強 ] 。
分布 : [ 図幅地域北西部の ] 麻績川沿岸と 聖高原の東麓から， 八頭山の東方， 大林山の東方を経て [ 子檀嶺岳の北東方 2 km の ] 修那羅 峠付近に分布する。 その南西部では尖滅する。
層序 : 上部層 [ A4 ] とは漸移の関係にあり， 小川層の差切部層 [ O1 ] が整合に重なる。
層厚 : [ 図幅地域北部の ] 上山田の西方で約 200 m， [ 図幅地域中央部の ] 修那羅峠で約 120 m。
岩相 : 主に砂質泥岩砂岩互層からなり， 有律的な部分も多い。 砂岩が 5～20 cm， 砂質泥岩も 5～20 cm の厚さが多い。 砂岩にはロードキャストやリップルマークが観察される。 砂質泥岩がやや卓越するところは スランプ構造が発達する。 また， 本図幅域西端の麻績川流域では斜交層理が顕著に発達する。 場所によって小断層が発達する。
[ 図幅地域中央から北北西方 3.5 km の ] 上山田町の 八頭山 を形成する岩体は 小川層の下部の差切部層 [ O1 ] の中に貫入した岩株で， 従来より石英閃緑岩とみなされてきたが， 周縁部は細粒の輝緑岩質～ひん岩質の岩石となる。 肉眼的には青黒色～青灰色を呈し， 鏡下では主成分鉱物として斜長石， 石英， 普通輝石と若干の黒雲母が認められ， 緑泥石や黄鉄鉱などの二次鉱物が目立つ完晶質半自形を示す。 塩野入（1970）によれば， 周縁部の岩石は閃緑岩構造とオフィチック構造の中間を示すという。 周囲の砂岩は この貫入によって接触変質を受け， 坂井村 稲倉沢 [ ← 八頭山の南西方 500 m ] などでよくみられるように 二次石英の発達が著しく， きわめて堅硬となり 部分的に黒雲母の凝集も目立つ（第 19 図）。 また， 河東地域では 谷川 の上流に大峯部層 [ Om ] と太郎山層 [ Tr ] を貫いて やや大規模な同質岩体が露出している。
[ 図幅中央から北東方 5 km 弱の ] 上山田町の 岩井堂山 と [ その南西方 1.5 km の ] 坂城町 出浦沢 の上流などに分布し， 前者は青木層 [ の上部層（A4） ] の中に岩床状または餅盤状に迸入し， 後者は青木層 [ の上部層（A4） ] の中に岩株状に貫入している。 肉眼的には白色～灰白色を呈し 塊状であるが， やや不規則に節理が発達し 石英や黄鉄鉱が認められる。 鏡下では この他の斑晶として斜長石， 二次鉱物として絹雲母が認められる。 周囲の泥岩に変質を与え 白色固結化している。 一部は石材として稼行している。
命名 : 本間（1931）。
模式地 : 本来は [ 本図幅の西隣の信濃池田図幅地域内の ] 東筑摩郡 生坂 村 山清路 [ ← 松本盆地から長野盆地に流れる 犀川 に 麻績川が合流する地域 ] から同郡 坂北 村 差切 [ ← 差切峡 ] にいたる 麻績川 に沿う県道の切通しであるが， 本図幅域外であるので， ここでは [ 図幅地域南西部の ] 四賀 村 岩井堂 [ ← 図幅地域南西隅付近の 小岩井 の北北西方 1.2 km（本図幅の西隣の信濃池田図幅地域内） ] 付近より 本城 村 乱橋 [ ← 本図幅地域南西隅から北方 5 km ] に通ずる道路および 県道 西条 - 浅間 線 [ = 県道 303 号 会田 - 西条停車場線 ? ] 沿いの露頭とする。
分布 : 麻績川 以北では聖高原の南麓および東麓に， 麻績川 以南では [ 図幅地域南西隅から北方 3.5 km の ] 虚空蔵山 [ 1139 m ] ～ [ その東北東方 3 km の ] 大洞山 [ 1315.9 m ] ～ [ その南南東方 6 km の ] 修那羅峠 以北で 八頭山～大林山 以西の地域に分布し， 本図幅域西半の中央部 [ = 四阿屋山 （1387 m）を取り囲む半径 5 km 強の地域 ] を広く占める。
層序 : 青木層 [ A1～5 ] に整合で重なり， 裾花層 [ S1～2 ] に整合におおわれる。
層厚 : 一般に麻績川流域では東方に向って薄くなる。 [ 本図幅の西隣の信濃池田図幅地域内の麻績川沿いの ] 生坂村 重 ～ 筑北村 差切 付近で約 1500 m， 聖高原の東麓では約 150 m， 南部の四阿屋山の南東方では約 550 m。
岩相 : 全般的には塊状で堅硬な砂岩や礫岩からなり， 砂岩の優勢な砂質泥岩や細礫岩との互層や石炭， 砂質泥岩の薄層をはさむ。 一部 凝灰質となる [ ← 小川層 重部層の酸性凝灰岩（O2）? ] 。
数～10 枚のカキ化石層やそれに伴う砂岩層・石炭層を鍵層として [ 小川層を ] 上下に２分し， 下位を 差切 部層 [ O1 ] ， 上位を 重 部層 [ O3 ] とよぶ。 重 部層中に 坊平 凝灰岩部層 [ O2 ] がはさまれ， 聖高原の南麓に断続的に分布する。
化石 : 多くの動植物化石を産出し， その主なものは第 4 表と第 5 表に示してある。
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Acila divaricata (HINDS)
… Cancellaria ? sp. |
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Lastrea sp.
… Cyclobalanopsis sp. |
命名 : 小林・礒見（1950）。
模式地 : 四賀村の 県道 西条 - 浅間線 [ = 県道 303 号 会田 - 西条停車場線 ? ] 沿いの露頭。
分布 : 麻績川沿い， 冠着山の東麓， 四阿屋山の麓および虚空蔵山から大洞山をとりまくように分布する。
層序 : 青木層 [ A1～A5 ] に整合（一部 漸移）で重なり， [ 小川層の ] 重 部層 [ O3 ] に整合（一部 漸移）におおわれる。
層厚 : 麻績川流域の差切鉱泉付近（ [ 本図幅の西隣の ] 信濃池田図幅内）で約 650 m， 聖高原の南麓で約 550 m， 聖高原の東麓で約 80 m 及び本城村・坂井村及び青木村の境の合する付近 [ ← 四阿屋山の南南東方 2.5 km の大沢山（1440 m）近辺 ? ; ただし， そこは小川層の重 部層（O3）の地域なので， その東方 2.5 km の修那羅峠付近か ? ] で約 300 m。
岩相 : 一般に灰白色～青灰色～黄褐色の塊状 組粒～中粒砂岩， 礫質砂岩， 礫岩およびそれらの不規則な互層からなり， 砂質泥岩や石英の薄層をはさむが， 上位の [ 小川層の ] 重 部層 [ O3 ] ほど頻繁ではない。 砂岩は主として石英粒からなり， 細粒砂岩のコンクリーション， 砂岩のレンズ， 砂質泥岩の偽礫やクロスラミナの発達が著しく， 層理は不明瞭である。 ひん岩 [ P ] や石英閃緑岩 [ Qd ; これは八頭山のみ ? ] やデイサイト [ ← 北山デイサイト（Kd）? ] などに貫入されている部分は変質し， 白色固結化している。 礫岩は細礫～中礫で あまり淘汰はよくない円礫が中～粗粒の灰白色砂で膠結されたもので， 礫質は先第三系のチャートや硬砂岩粘板岩が圧倒的であるが， 緑色凝灰岩礫が含まれることが注目される。
本部層の上限は 本図幅域西方の [ 信濃池田図幅地域内の ] 坂北村 差切の東の県道上の露頭で観察される 最上位のカキ化石層とそれに付随する砂管化石層や石炭層をもって区分したが， 松本 - 長野線（平林， 1969）以東ではカキ化石層の連続が悪く， 上位の重 部層 [ O3 ] とは整合に漸移し 厳密な対比には若干の検討が要される。
麻績川以北の聖高原の南麓では 礫質砂岩と粗粒砂岩との不規則な互層， 中礫からなる礫岩に一部 炭質の砂質泥岩が数枚（5～6 枚）はさまれ， いずれも砂管が発達している。 石炭は厚さ 10～20 cm で やや連続性に乏しいが， 2～3 枚はさまれている。 砂岩は凝灰質の部分が多く， 下部では 不規則 泥岩塊を含む。 松本 - 長野線以西の本部層中には 以東より小断層が顕著に発達する。 聖高原の東部の冠着山の南麓では 最下部は黄褐色の中粒砂岩で， すぐ白色塊状砂岩に移化し， 聖冠 道路 [ 位置不明 ] 沿いの露頭では 一部 青灰色 中粒砂岩をはさみ， 上位は含礫粗粒～礫質砂岩が卓越する。 部分的に 砂岩が優勢な砂質泥岩との互層部ではフルート キャストが観察される。 冠着山の東麓では 下位は細粒砂岩からなり， 上位は中粒～礫質塊状砂岩が卓越する。 上部には 数～数 10 cm の暗灰色砂質泥岩～亜炭をはさみ， これは [ 冠着山の ] 北東麓の [ 羽尾 ] 仙石 [ ← 冠着山の北北東方 3 km 弱 ] 付近および [ 冠着山の ] 南麓の 聖冠 道路 付近まで連続する。
麻績川以南の四阿屋山の周辺では 最下位は砂岩の優勢な砂質泥岩の互層で， すぐに上位に含礫塊状粗粒砂岩で サンドパイプを含む層準が断続的に分布する。 礫径は 1～2 cm が多く， チャートが圧倒的に多い。 連続性の悪いラミナの発達した砂質泥岩を数枚はさむ。 [ 四阿屋山の西方の ] 東条川 以西では 細礫岩がやや優勢で， 中粒砂岩や石炭層，炭質頁岩をはさみ， サンドパイプやカキ化石層を含む。 とくに [ 四阿屋山の南西方 7 km の 虚空蔵山 の西北西方 800 m の ] 立峠 および [ 虚空蔵山の北北西方 400 m の ] 花川原峠 付近では 中部に砂岩の優勢な砂質泥岩との互層が卓越し， そこに数枚の安山岩質玄武岩の岩床 [ Ab ] がはさまれている。 小断層の発達も著しい。 [ 虚空蔵山の東北東方 6 km の ] 本城村 青木峠から [ その北西方 1 km 弱の ] 丸山 を経て [ その北東方 500 m 弱の ] 空峠 に至るルートも本部層がよく露出しており， ここでも 下部は 塊状の中粒砂岩～細礫岩からなり， 一部 不規則塊状の泥岩を含み， 中部は砂岩砂質泥岩互層をはさみ， 上部は砂岩礫岩からなる。
命名 : 小林・礒見（1950）。
模式地 : [ 図幅地域南西隅から北方 4 km の ] 花川原峠 の南より [ その北方 1 km の ] 乱橋 への道路沿いの露頭。
分布 : 聖高原の南麓及び東麓， 四阿屋山及び大沢山周辺， 乱橋周辺の東条川以南の地域に分布する。
層序 : 差切部層 [ O1 ] に整合（一部 漸移）で重なり， 裾花層 [ S1～2 ] に整合におおわれる。
層厚 : 本城村・坂井村及び青木村の境界の合する付近 [ ← 四阿屋山の南南東方 2.5 km の大沢山近辺 ? ] の山麓部で約 250 m， 聖高原の東麓で約 70 m。
岩相 : 一般に塊状のアルコーズな中～粗粒砂岩， 礫質砂岩および礫岩からなり， 砂質泥岩， 砂岩砂質泥岩薄互層， 石炭層を頻繁にはさみ， 上部ほど凝灰質となる。 最上部付近に数枚の凝灰岩層 [ O2 ? ] をはさみ， これは聖高原の南麓を断続的にとりまいて分布する [ ← これが「 坊平 凝灰岩 」か ? ] 。 砂岩にはリップルマークやクロスラミナの発達が著しく， 砂質泥岩中には細～中粒の扁平な砂岩のノジュールが多い。 礫岩は先新第三系のチャートの円礫が圧倒的に多く， 凝灰岩， 頁岩， 硬砂岩， ひん岩などをふくむ。
層相の変化が激しく 砂岩， 礫岩や砂質泥岩の量は著しく側方変化を示すが， 一般に差切 部層 [ O1 ] より砂質泥岩の量は多い。 花川原峠より乱橋に至る道路沿いでは 砂質泥岩が優勢で， 礫質砂岩や凝灰質細～中粒砂岩や安山岩質凝灰岩をはさみ， ひん岩 [ P ] や安山岩 [ An ] の岩床も多く観察される。 丸山付近では砂岩の優勢な砂質泥岩との互層， 砂質泥岩および礫岩からなり， 砂質泥岩部には 20～30 cm 厚の石炭層が 4～5 枚はさまれるが， 大部分は連続性に乏しい。 礫岩は 3～30 cm 径の淘汰の悪い亜円礫で， 硬砂岩頁岩， チャートおよび安山岩などからなる。 数 m 厚の岩床や数 10 cm～数 m 厚の岩脈に頻繁に貫入され， また 正小断層群 [ = 小規模な正断層 ? ] も しばしば観察される。 このように， 麻績川以南では 本部層を含めて小川層全般に火山岩の貫入が多い。
命名 : 森下ほか（1957）。
模式地 : 麻績村 坊平 [ ← 聖山の南南東方 2.5 km ] 。
分布 : 聖高原の南麓に断続的に露出し， 大岡村 泥平 [ ← 𣘹原山の南西方 1.5 km 弱（本図幅の西隣の信濃池田図幅地域内） ] ， 麻績村 高 [ ← 聖山の南西方 2 km 強 ] ， 坊平， 真米 [ ← 麻真米 ? ; 三峯山の南西方 2 km ] ， 板井村 山崎 [ ← 三峯山の南南西方 3 km 強 ] 及び 大野田 [ ← 三峯山の南方 2 km ; 以下の [注] 参照 ] などに分布 する。 地質図では [ 坊平凝灰岩を ] 酸性凝灰岩としている。
層序 : 重部層 [ O3 ] の中にレンズ状にはさまれる。
層厚 : 約 10～20 m。
岩相 : 白色～灰白色の酸性凝灰岩で 一部 ベントナイト化し， 石英粒， 軽石粒， 炭質泥岩や細円礫を含む。
化石 : 坊平亜植物化石群（重部層の下部に含まれる山崎亜植物群と共に麻績植物群の一つ）が産出し， 主なものは [ 前記の ] 第 5 表に示されており， このほか珪化木や淡水貝（ドブガイ）などを産出することが報告されている（森下ほか， 1957）。
[
図幅地域北西隅から 5 km 南東方の
]
麻績村 北山（
1022.2 m
[
← これは後述する「城山 or のろし山」の標高値
]
）付近に 東西約 8 km，
南北約 3.8 km にわたって分布し，
地形上でも明瞭に認められる。
小川層
[
O1
]
の中に餅盤状に迸入したもので，
[
北山の東方 600 m の
]
城山
[
← 国土地理院の地図上では「のろし山（1022.2 m）」になっている
]
の頂部に小川層の砂岩
[
O1
]
がのり，
ルーフペンダントとなっている。
麻績
[
← 城山 or のろし山の南方 1.5 km で
篠ノ井
線 聖高原駅の北方
]
から北山へ通ずる道路沿いの露頭 および
[
その道路に沿って流れる
]
西沢川の東岸の砂防ダムの建設現場において，
小川層の砂岩の再結晶したものと思われる最大径 1 m 位の白色岩塊の捕獲岩を含む。
一般に青緑色～黒灰色を呈し，
肉眼的には斜長石や角閃石の斑晶が目立ち，
鏡下では石英，
普通輝石，
紫蘇輝石，
黒雲母，
角閃石，
緑泥石および磁鉄鉱などが見られる。
水野（1976）によって命名され， [ 四阿屋山の南南東方 3.5 km or 大沢山の南方 1 km の ] 本城村 丸山（ 1212.8 m [ 以下の [注] 参照 ] ）を構成する岩体で， [ その南東方 1 km 弱の ] 青木峠から [ 北東方 500 m の ] 空峠 へ至る林道沿いによく観察される。 層厚は約 200 m である。 安山岩の溶岩及び凝灰角礫岩からなる。 溶岩は節理が発達し 一部が皿状に割れる独得な形状を示す。 下部は 紫蘇輝石～普通輝石安山岩からなり， 上部は かんらん石～普通輝石安山岩からなる。
[ 図幅地域南西隅から北方 1.5～5 km に延びる ] 会田 向斜付近の小川層 [ O1 ] の中に比較的良く連続する 8～9 枚の岩床が見られる。 厚さはふつう数～30 m である。 岩床は 塊状砂岩礫岩中や 砂質泥岩や泥岩砂岩互層などの部分に迸入しており， 節理の発達が著しく， 玉ねぎ状構造をなす部分もある。 岩床の周囲の泥質岩は熱変質をうけて黒色化している。 肉眼的には 輝石や斜長石の斑晶が目立ち， 青黒～黒色を呈する。 鏡下では， この他にかんらん石， 紫蘇輝石や普通輝石が観察される。 かんらん石は一部が緑泥石化している。
命名 : 飯島ほか（1968）。
模式地 : 冠着山の南より [ 冠着山の南南東方 2 km の ] 四十八曲峠 にいたる道路沿いの露頭。
分布 : 聖高原の南麓から冠着山周辺に厚く分布し， さらに麻績川以南では四阿屋山周辺とそれに続く尾根筋の高所に散在する [ 以下の [注] 参照 ] 。
層序 : 小川層の重部層 [ O3 ] を整合におおい， 本図幅域の西端 [ ← 𣘹原山や聖山の南麓 ] では込地層 [ Km ] に整合におおわれるが， 大部分は聖山火山岩 [ H1～4 ] に不整合におおわれる [ 以下の [注] 参照 ] 。
層厚 : 東方にいくほど厚くなり， 冠着山周辺では 600 m 近くに達する。 西に隣接する信濃池田地域では [ 更級 郡 大岡村 ] 笹久 で約 400 m， 笹久の西で約 300 m， [ 大岡村 ] 桐沢 で約 180 m， [ 東筑摩郡 井坂村 ] 入山 付近で約 30 m， [ 大岡村 ] 越中川 で 10 m 以下となり， [ 生坂村 ] 込地 ， [ 大岡村 ] 佃見以北で尖滅する （小林・磯見（1950）; 加藤（1970）） [ 以下の [注] 参照 ] 。
岩相 : 一般に酸性の凝灰岩や凝灰角礫岩と溶岩からなるが， 上位 [ S2 ] はデイサイトとなる。 [ 裾花層は ] 上 [ S2 ] ・下 [ S1 ] の２部層に区分される。
化石 : ほとんど産出しない。 本図幅域北方の [ 長野図幅地域内の ] 長野市 安茂里小市 で 本層中の砂質凝灰岩から珪化木（Castanopis makinoi）が報告されている（飯島ほか， 1968）。
命名 : 新称。
模式地 : 本来の模式地は [ 本図幅の西隣の信濃池田図幅地域内の ] 大岡村 笹久 付近であるが， 本図幅域では [ 三峯山の南西方 1.75 km の ] 麻績村 市野川の北とする。
分布 : 聖高原の南， 東及び北麓と四阿屋山の周辺などに分布する。
層序 : 小川層の重部層 [ O3 ] を整合におおい， [ 裾花層の ] 上部層 [ S2 ] と指交～整合の関係にあり， 聖山火山岩 [ H1～4 ] に不整合におおわれる。
層厚 : [ 本図幅の西隣の ] 信濃池田図幅内の大岡村 笹久の北で約 300 m， 冠着山周辺で約 160 m．
岩相 : 主に灰色～淡青色の斜長流紋岩質凝灰岩と同質の溶岩からなり， 一部がデイサイト（聖高原の北麓など）である。 一般に 無層理で 高温型石英粒（径 1～7 mm）を多く含むことが特徴的であるが， 部分的に石英粒の見られない凝灰質層もはさまれる。 顕微鏡下では このほかに斜長石， 黒雲母， 角閃石， 普通輝石の斑晶が観察される。 冠着山周辺では 熱水変質を受け， 白色化して 緑泥石や絹雲母などを生じていることもある。 また， 聖冠 道路 沿いの本部層は 下位層の捕獲岩片と思われるシルト岩の小破片（径 3 cm 以下）を含む。 西方の信濃池田地域では 径 1 cm 以下のチャートの細～小円礫を含み， 一部で平行ラミナも発達する。
対比 : 笹久 凝灰岩（斎藤， 1954）や 高桑 凝灰岩（森下ほか（1957）; 加藤（1970））に相当する。
命名 : 新称。
模式地 : 冠着山から [ その南南東方 2 km の ] 四十八曲峠への道路沿い。
層序 : 下部層 [ S1 ] と指交ないし整合の関係にあり， 冠着層 [ Ka ] 及び聖山火山岩 { H1～4 ] に不整合におおわれる。
層厚 : 冠着山の東麓で約 400 m。
岩相 : 主に灰色～帯青灰色のデイサイト溶岩からなるが， 変質， 風化が著しく， 黄鉄鉱の生成も見られる。 一部は角礫質となり， 泥岩の小円礫を含む部分もあるが， 連続性に乏しい。 下部層 [ S1 ] と指交関係にある 更埴 明科 線 [ = 聖湖付近を南北に走る国道 403 号線 ] 沿いの露頭では 径 0.5～1 cm の軽石粒からなる白色軽石層， 径 3～5 mm の岩片を火山灰で固結した石質凝灰岩， 及び 径 5～50 cm の角礫と斜長石斑晶の目立つ安山岩角礫岩からなり， 北山から 大沼 [ 位置不明 ] へ通ずる沢沿いやその東斜面の露頭では 平均径 1 cm， 最大径 5 cm の黒色頁岩岩片を含む。 下位層 [ S1 ] にみられる流紋岩溶岩や凝灰岩には石英粒が見られない。
[ この安山岩岩脈は ] 冠着山の山頂部や四阿屋山の山頂部の安山岩溶岩 [ = 冠着安山岩（Al） ] と同質で 黒色 緻密で 斜長石の微細な斑晶がみられる。 鏡下では このほかに斑晶として普通輝石が観察され， まれに紫蘇輝石を含む。 石基は 斜長石， 輝石， 磁鉄鉱などからなる。 また， 一部は変質安山岩である。 青黒～緑青色を呈し， 斜長石 斑晶がみられ， 鏡下では 普通輝石， 石英， 緑泥石， 緑レン石や黄鉄鉱が観察される。 おもに 小川層および裾花層に貫入している [ ← 地質図上では 冠着山の北～東麓で裾花層の上部層（S2）を貫くものしか確認できない ] 。
命名 : 新称。
模式地 : 聖冠道路 [ = 長野県道 498 号線（聖高原 千曲線）? ] の一本松峠 [ ← 冠着山の西方 2 km ] より冠着山の南麓付近までの道路沿い。
層序 : 裾花層の上部層 [ S2 ] に（局部的）不整合に重なり， 聖山火山岩に不整合におおわれる [ 以下の [注] 参照 ] 。
層厚 : 約 100 m 以上。
岩相 : 主に安山岩の凝灰角礫岩からなり， 一部が火山角礫岩に移化し， 安山岩溶岩や凝灰岩の薄層をはさみ， デイサイトの部分もある。 一本松峠から冠着山への道路沿いで良く観察されるが， 最下部付近で径 5～20 cm の石英閃緑岩の円～亜円礫を含み， 冠着山をとりまくように分布することが注目される。 また， 角礫は淘汰が悪く 1～3 cm 大のものが多いが， 5～10 cm， 20～150 cm 大のものも含み 一部で溶結相を伴う。 礫種は 安山岩が大部分だが， 緑色凝灰岩， 泥岩を含む。
対比 : 斎藤（1979 ; 私信）の一本松凝灰岩に相当すると思われるが， 彼は三峯山火山岩と類似の岩片を含むことから post-三峯の可能性を指摘している。 今後 検討を要する。
冠着山の尖峰や 四阿屋山の山頂の一部をなす普通輝石紫蘇輝石安山岩体で， 同質の岩脈 [ 以下の [注] 参照 ] が北中腹 [ = 冠着山の山頂から北北西方 1.5 km 弱 ] の黒滝 [ = 久露滝 ] をつくるといわれる（飯島ほか， 1969）。 黒色 緻密で堅硬な外観を呈し， 一般に新鮮である。 鏡下では 斑晶として斜長石， 紫蘇輝石， 普通輝石が認められ， 一部で緑泥石， 絹雲母， 方解石が認められる。
命名 : 小林ほか（1950）。
模式地 : 本図幅域では ごくわずかしか分布していないので [ 聖山の南西方 2 km 強の ] 麻績村 高 部落の北方を模式地とするが， 西に隣接する信濃池田地域の生坂村 込地橋付近や大岡村 長岩付近に模式的に発達する。
分布 : 本図幅域では 聖高原の南麓の標高 1,100～1,150 m 付近に東西に断続的に分布し， 聖山の南方で尖滅する。
層序 : 下位の裾花層 [ の下部層（S1） ] に整合に重なり， 本図幅域では聖山火山岩 [ の聖山安山岩（H2） ] に不整合におおわれる。 信濃池田図幅地域の込地向斜軸部では上・下に２分され（加藤， 1970）， 上部･下部層間は整合ないし漸移の関係にある。
層厚 : 西方の [ 信濃池田図幅地域内の ] 生坂村 込地橋付近で下部層は 390 m， 大岡村 長岩付近で上部層が 300 m +。 東方に薄くなり， 本図幅域では 30 m 以下となる。
岩相 : 本層は模式地の西隣の信濃池田図幅地域において 全体として砂質泥岩砂岩互層であり， また砂岩・砂質泥岩及び礫岩も多く， 炭化度の低い石炭層を数枚はさみ， かつて採掘されていた。 下部層は淡青～青灰色， 中粒～粗粒砂岩が優勢で， 全体として塊状であるが， しばしば級化層理を示す。 やや凝灰質で 黒雲母が目立つ。 暗灰～灰色 砂質泥岩は玉ネギ状構造が発達し 数枚の連続性に乏しい石炭層をはさむ。 礫岩は径 0.5～5 cm のチャートの円礫が多く 層状をなすが しばしば塊状不規則となる。 上部層は灰色～灰白色 砂岩と暗灰～灰色 砂質泥岩との互層で， 一部砂岩は礫質となり， 砂質泥岩は炭化している。
しかし， 本図幅地域では暗灰～灰色の砂質泥岩である。
化石 : 小林ほか（1950）は 下部の砂岩中から Corbicula cfr. sakaensis (MAKIYAMA) を報告し， 森下ほか（1957）は 砂質泥岩中から Sequoia， Taxodium 他の植物化石を報告している。
対比 : 小林ほか（1950）の込地頁岩砂岩層のうち 基底部の凝灰岩を除いたものに相当し， 加藤（1970）の込地砂質泥岩砂岩互層に等しい。
命名 : 飯島ほか（1968）。
模式地 : 聖高原 有料道路 [ = 長野県道 501 号線（聖高原 瀬口線） ] 沿いの露頭。
分布 : ほぼ聖高原の中・西部の約 1,000 m 以上の高所を占めて分布する。
層序 : 下位の裾花層 [ 下部層（S1） ] や込地層 [ Km ] を不整合におおい， 大町テフラ層 [ l ] に不整合におおわれる。
岩相 : 一般に安山岩や玄武岩の溶岩と同質の集塊岩からなる。
命名 （再定義） : 新称。
模式地 : [ 図幅地域北西部の聖高原の ] すずらん湖から [ 聖山の南方 1.5 km の ] 福満寺 へいたる道路沿いの露頭。
分布 : 聖高原の中・西部。
層序 : 聖山火山岩の主部をなし， 込地層 [ Km ] や裾花層 [ 下部層（S1） ] を不整合におおう。 大町テフラ層 [ l ] に不整合におおわれる。
岩相 : [ 主要部（H2）は ] 主に青黒色の輝石安山岩～玄武岩質安山岩の溶岩で 自破砕構造を示すことが多く， 風化すると斜長石 斑晶が目立つ。 輝石は紫蘇輝石や普通輝石で， 緑泥石化していることが多く， 若干のかんらん石も含み， 石基は短冊状の斜長石や輝石， 磁鉄鉱， 燐灰石などの微晶からなる。 下部に 玄武岩質安山岩の火山角礫岩 [ H1 ] がはさまれるが， 連続性は悪い。 一部は集塊岩である。 角礫は 径 5～10 cm で最大径 60 cm で， 基質は凝灰質である。
命名 : 新称。
模式地 : [ 図幅地域北西隅の ] 𣘹原山付近。
分布 : 𣘹原山付近。
層序 : 聖山火山岩の一部。
岩相 : 5～10 mm 径の普通輝石 斑晶を多量に含んだ青灰色の安山岩溶岩および同質の火山角礫岩である。 鏡下では 斑晶として斜長石， かんらん石， 普通輝石および若干の紫蘇輝石が観察される。 普通輝石はきわめて多色性が強い。 輝石の性質については 待場ほか（1939）や河野（1939）の記載がある。 石基は短冊状の斜長石の間に輝石や磁鉄鉱の微晶が配列する。
命名 : 新称。
模式地 : 聖山の山頂部。
分布 : 聖山の山頂付近。
層序 : 聖山火山岩の一部。
岩相 : 黒色の紫蘇輝石普通輝石かんらん石玄武岩で， 風化すると斜長石が目立つ。 鏡下では， 斑晶として斜長石， かんらん石， 普通輝石および紫蘇輝石が観察され， 石基は 斜長石， 磁鉄鉱， 輝石などの微晶をガラス質な部分が充塡する。
対比 : 本論の三峯山火山岩 [ M1～3 ] と聖山火山岩 [ H1～4 ] 及び [ 本図幅の ] 北方の長野図幅域内の 篠山 [ 907.7 m ] や 高雄山 [ 1166.6 m ] に分布する安山岩類をあわせて「 聖山火山岩類 」（飯島ほか， 1968）とよばれている。 この聖山火山岩類の層位関係および 「聖山火山説」の真偽をめぐって 従来から多くの議論がなされてきた（本間（1931）; 小林（1953）; 斎藤（1954）; 森下ほか（1957）; 飯島ほか（1968）; 竹下（1969）; 水野（1976））。
聖山安山岩 [ H2 ] および三峯山の下部層 [ M1 ] は 下位の込地層 [ Km ] ， 冠着層 [ Ka ] および裾花層 [ 下部層（S1） ] などを不整合におおっていることは 本地域の調査で明らかであり， 聖山火山岩 [ の活動期 ] が込地層の堆積後（鮮新世以降）であることは自明である。 本地域のみの調査では時代の上限を確定できないが， 水野（1976）は 込地層の堆積後の猿丸時階（小林， 1957）以前と考え， 斎藤（1979 ; 私信）は 古地磁気から 古 飯繩火山 [ 位置不明 ] に対比し， 犀川の右岸地域で 柵 相当層 [ = 小川層（O1～3）の相当層 ? ] を不整合におおうことを指摘している（竹下ほか（1960）; 竹内ほか（1965））。
命名 : 新称。
模式地 : 三峯山の東麓の採石場および聖湖～一本松峠への道路沿い。
分布 : 三峯山を中心とした聖高原の東部。
層序 : 下位の裾花層 [ S1～2 ] や冠着層 [ Ka ] を不整合におおい， 聖湖付近で聖山火山岩 [ 聖山安山岩（H2） ] と接する。
岩相 : 安山岩溶岩および同質火山角礫岩が主で， 凝灰岩ないし凝灰質砂岩の薄層をはさむ。
対比 : 飯島ほか（1968）の三峯火山岩にほぼ相当する。
命名 : 新称。
模式地 : [ 三峰山の南東方 1.5 km の ] 一本松峠付近。
分布 : [ 三峯山の東方の ] 大池を中心に [ 三峯山の西方の ] 聖湖以東の聖高原の東部の高所に分布する。
層序 : 裾花層 [ S1～2 ] や冠着層 [ Ka ] を不整合におおい， [ 三峯山火山岩の ] 中部層 [ M2 ] ， 大町テフラ層 [ l ] ， 姨捨土石流堆積物 [ Ob ] におおわれる。
岩相 : 肉眼的には 自形をなす斜長石や輝石の斑晶の目立つ黒色～黒灰色の堅硬で緻密な [ 安山岩 ] 溶岩で， 柱状節理の発達する部分もある。 鏡下では， 斑晶は 1.5 mm 以下で， 斜長石， 普通輝石， 紫蘇輝石および磁鉄鉱である。 石基は斜長石の微晶の間を輝石とガラス質物質が充塡している。
命名 : 新称。
模式地 : 聖湖から一本松峠へ向かう道路沿い。
分布 : 聖湖の南方および南東方と北東方の聖高原の山麓。
層序 : [ 三峯山火山岩の ] 下部層 [ M1 ] に整合に重なり， 大町テフラ層 [ l ] におおわれる。
岩相 : 塩基性安山岩質の火山角礫岩が主で， 凝灰岩ないし凝灰質砂岩の薄層をはさむ。 火山角礫岩は 5～50 cm の淘汰の悪い角礫を含み， 基質は凝灰質泥岩である。 礫種は普通輝石， 紫蘇輝石安山岩やデイサイトが多いが， 更埴 明科 線 [ = 聖湖付近を南北に走る国道 403 号線 ] 沿いでは 下位の小川層 [ O1 or O3 ] 起源と思われる 1 m 大の砂岩塊を捕獲している。
命名 : 新称。
模式地 : 三峯山の山頂付近。
分布 : 三峯山付近。
層序 : [ 三峯火山岩の ] 中部層 [ M2 ] を整合におおう。
岩相 : 柱状節理の発達した灰色～黒色の ややガラス質の安山岩溶岩で， 斜長石斑晶が目立つ。 鏡下では 2 mm 以下の斜長石， 1 mm 以下の普通輝石の斑晶が多く， 若干の紫蘇輝石を含む。 石基はガラス質の部分が多く， 斜長石， 輝石磁鉄鉱の微晶が散在する。
坂城図幅内の第四紀 洪積世の地層は 上田市の西方のいわゆる「 塩田平 」に分布していることが 本間（1931）によって報告されたが， 詳しい記載や対比はなされていなかった。 近年， 山岸ほか（1963）や飯島ほか（1969）らの調査によって 塩田層または上小 湖成層とよばれ， 詳しい報告がなされている。 以下， 筆者の調査結果を加味して それらの報告を要約しておく。
[ 上小 湖成層は ] 「上田 小県 誌 自然編」（飯島ほか， 1963）で 塩田層とよばれたものを含み， 上田市と小県郡下の多くの町村にわたって分布する。 本図幅域内では 南東部の千曲川とその支流の産川， 湯川及び浦野川流域に分布し， 地質時代を異にする 少なくとも二回の湖に ほぼ同一の地域に堆積したもので， 古期 上小湖成層 [ Jl ] と 新期 上小湖成層 [ Ju ] に区分される。
命名 : 飯島ほか（1969）。
模式地 : 小県郡 川西村 室賀小学校の西方 100 m の崖（第 29 図の地点 1）。
分布 : 本図幅域内では [ 図幅地域南東部の小牧山向斜の付近の ] 上田市 小牧山の北側と西側の山麓の丘陵（小牧 [ ← 小牧山の北東側（本図幅の東隣の上田図幅地域内） ] ～神畑 [ ← 小牧山の北西側 ] ～本州大学付近 [ ← 位置不明 ; 小牧山の西方の上田交通 別所線の大学前駅付近か ? ] ）， [ 本図幅の南隣の和田図幅地域内の ] 独鈷山 の山塊の北側の山麓の丘陵（ [ 図幅地域南東隅から 2～6 km 西方の ] 前山～平井寺～樋ノ口付近）， [ 図幅地域南東隅から北西方 10 km 強の ] 飯繩山 の東側と南側の山麓の丘陵（川西村 上手組～押切～岡付近）及び 産川， 湯川や浦野川の川底や崖。
層序 : 中新統または鮮新統を不整合におおい， 新期上小湖成層 [ Ju ] に不整合におおわれる。
層厚 : [ 図幅地域東端の千曲川の南岸付近の ] 上田市 浄水場付近で 10 m +， [ 飯繩山の東方の ] 川西村 室賀小学校の前の崖では 25 m +， [ 図幅地域南東隅から西方 6 km の ] 塩田町 樋ノ口の産川沿いの崖で 30 m +。
岩相 : 主に礫岩と泥岩や砂岩からなり， これに数層の泥炭層と一枚の「前山寺浮石層」（飯島ほか， 1969）をはさむ。 礫岩は汰淘の悪い 10～20 cm の礫径をもつ円礫が多く， 砂岩や泥岩も特徴に乏しい。 塩田町 前山寺の丘陵（第 29 図の地点 11）では 前山寺浮石層とよばれる葉理の発達した軽石層が 約 1.4 m の厚さを持ち， これをはさむ上下の地層には乱堆積現象がみられる。
化石 : 詳細な産出層準が不明なものが多いので， 新期上小湖成層産の化石とあわせて後述する。
対比 : 前山寺浮石層は千曲川の上流地方の古期 下部ローム層に属し， 古期下部ローム層は関東ローム層の下部多摩ローム層に対比されている（飯島ほか， 1969）。
命名 : 飯島ほか（1969）。
模式地 : 上田市 川辺 [ ← 上田交通 別所線の上田原駅付近 ? ] の産川橋の下流 450 m の右岸（第 29 図の地点 18）。
分布 : 本図幅域内では浦野川， 産川及び湯川流域に分布する。
層序 : 古期上小湖成層 [ Jl ] を不整合におおい， 最上部は新期ローム層に整合に漸移する。
層厚 : 模式地で 8 m， [ 図幅地域南東隅から北東方 7 km の ] 川西村 横山池 [ 第 29 図の地点 4 ] で 5 m +．
岩相 : 泥岩が卓越し， 砂岩層や泥炭層をはさむが， 模式地付近などの一部で礫岩がふくまれる。 この礫は 古期上小湖成層 [ Jl ] に由来する径 0.3～0.7 m ぐらいの泥岩塊をふくむ。
化石 : 上小湖成層からは 象， 鹿， 馬などの哺乳動物の化石の産出が知られているが（八木（1942）; SHIKAMA et al.（1958）; 飯島ほか（1969））， 大部分は産出層準が不明なものが多いので 次に一括して示しておく。
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Paleoloxodon namadicus naumanii MAKIYAMA（川西村 当郷区 塩之入 竹花）
同上 [ 新期上小湖成層産 ] （塩田町 下本郷区 善明） Cervus yagianus KISIDA (or Cervus nippon yesoensis HEUDE)（川西村 当郷区 塩之入 竹花） Cervus sp.（同上） Sinomegaceros (Sinomegaceroides) yabei SHIKAMA（同上） Cervus nippon yesoensis HEUDE（上田市 神畑区 山の神） Equus hemionus PALLAS（川西村 当郷区 塩之入 竹花） Equus hemionus PALLAS var.（川西村 室賀区 入組） |
この他， 泥炭層から多くの花粉化石を産する。 主なものは Abies（モミ）， Picea（トウヒ）， Pinus（マツ）， Tsuga（ツガ）， Cryptomeria（スギ）， Quercus（コナラ）， Fagus（ブナ）， Ulmus（ニレ）, Juglans（クルミ）， Pterocarya（サワクルミ）， Ilex（モチノキ）， Alnus（ハンノキ）， Acer（カエデ）であるが， 上小湖成層全般にわたる卓越種は Picea， Tsuga， Abies， Pinus などである（山岸ほか， 1963）。
対比 : 川西村 横山池（第 29 図の地点 4）の泥炭層中の木片の 14C 年代は 28400 ± 1800 B.P.（飯島， 1964）と報告され， 新期上小湖成層の上限付近と新期火山灰層 [ = 大町テフラ層（l）? ] の下限付近の絶対年代を示す。
姨捨土石流は 三峯山体の地すべり性崩壊によって生じた。 大池部落付近 [ = 三峯山の東方 1 km の大池の畔 ? ] を頂点として北東方向に扇状に広がり， 先端は千曲川のはん濫原にのばしている。 「田毎の月」とよばれる棚田がつくられている特異な緩傾斜地形をなしている。 堆積物は 三峯火山岩の不淘汰な安山岩角礫を多量に含み， 同質の風化した粘土に充塡されている。 飯島ほか（1968）は 篠ノ井線の西寄りのやや急傾斜地を境として， その上部の平垣面と階段状の緩傾斜に 本土石流の分布を２分し， 上部の平垣面を 大峯 面 [ ← 第四紀初期の高位侵食平坦面 ] に対比した。 この面上には一部で大町テフラ層 [ l ] が堆積している。
本図幅域内の火山灰は 聖高原 一帯， 青木村 十観山の西方 及び 坂城町 鏡台山の西麓に比較的広く分布し， その他は断片的に山地緩斜面に分布するにすぎない。 この火山灰は， その起源が西方の富山県下の立山火山と考えられている大町テフラ層（小林ほか（1969）; 中谷（1972））に相当する。 大町テフラ層の模式地である大町スキー場の露頭では， 小林ほか（1969）によって下位から A， B， C， D， E と名づけられた軽石やスコリアがはさまれ鍵層となっている。 中谷（1972）は これらの軽石層（Pm）とスコリア層（Sc）を記号化して 各々 APm， BSc， CSc， DPm， EPm と称している。 それぞれの性質及び分布は 第7 表 及び 第 31 図に示されている。 以下， 本論でも同様の名称を用いる。 本図幅には火山灰層は一括して示してあるが， 上記の鍵層によって 上・中・下部テフラ層（中谷， 1972）または 古・中・新期火山灰層（飯島ほか， 1968）の３層に区分される。
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命名 : 小林ほか（1969）や中谷（1972）は下部テフラ層と名づけ， 飯島ほか（1968）は古期ローム層と称する。
模式地 : 本来の模式地は大町市の北東にある大町スキー場であるが， 本図幅域では [ 聖山の北方 1 km の ] 更級郡 大岡村 高峯寺 付近とする。
分布 : 長野県の中・東部に広く分布するが， 本図幅域内では 聖高原 一帯， 青木村 十観山付近 及び 河東地域では坂城町 鏡台山の西麓に主に分布する。
層序 : 大町付近では 大峯累層を不整合におおい， 千曲川上流では くさり礫層を不整合におおうが， 本地域では下限は不明である。 中部テフラ層最下部の赤色スコリア層（BSc）におおわれる。 この境界は 不整合とみなす見解（飯島ほか， 1968）とそれほどの顕著な降灰休止期があったとは思われないとする見解（小林ほか（1969）; 中谷（1972）; 小疇ほか（1974））があり， 今後の検討を要する。
層厚 : 大町で 335 cm， 大岡村で 350 cm +， 十観山で 400 cm +。
層相 : 全体として粘土化した褐色～暗褐色ロームからなり， 粗粒な黒雲母を大量に含む３枚の軽石層をはさむ。 これらは 飯島ほか（1968）の B1， B2， B3 層， 中谷（1972）の A1Pm， A2Pm， A3Pm に相当する。
対比 : 上部多摩ローム層に対比されている。
命名 : 小林ほか（1969）， 中谷（1972）。
模式地 : 更級郡 大岡村 高峯寺付近。
分布 : 大町地方から更埴・上小・南佐久・北佐久地方にかけて分布し， 本地域では 下部テフラ層と同様な地域に分布する。
層序 : BSc 層の下限より DPm 層の直下までを占め， 下部テフラ層を不整合（?）におおい， 上部テフラ層に不整合におおわれる。
層厚 : 大町スキー場で 180 cm， 高峯寺で約 310 cm， 十観山で約 400 cm。
岩相 : 褐色～暗褐色， いわゆるチョコレート色の細～中粒火山灰層で， 最上部付近に顕著なクラックが発達し， 下部に赤～橙色の２枚のスコリア層（BSc と CSc）をはさむ。
命名 : 小林ほか（1969）， 中谷（1972）。
模式地 : 更級郡 大岡村 高峯寺付近。
分布 : 聖高原 一帯， 青木村 十観山付近 及び 坂城町 鏡台山の西麓に主に分布する。
層序 : DPm 層の下限より表土直下までを占め， 中部テフラ層を不整合におおう。
層厚 : 大町スキー場で 300 cm， 高峯寺で約 425 cm， [ 三峯山の東方 1 km の ] 更埴市 大池部落 大池畔で約 330 cm。
岩相 : 黄褐色～褐色の粘土化の弱い細～中粒の火山灰層で， 最下部に顕著で分布の広い鍵層である浮石層の DPm 層（飯島ほか（1968）の国分寺浮石層に相当）があり [ 第 33 図 ] ， その上位は石質岩片を多く含む。 中位には さらに他の軽石層（EPm）がはさまれるが， その分布の東限は聖山付近で， 高峯寺付近では点在するにすぎない。
対比 : 上部テフラ層の下部は下末吉ローム層に対比されている（中谷， 1972）。
本地域内では 河岸段丘の分布はきわめて貧弱である。 わずかに麻績川支流の東条川の西岸 [ ← 図幅地域西端・南北中央付近 ] や会田川付近 [ ← 図幅地域南西隅付近 ] に小規模な段丘がみられるにすぎない。 この段丘を構成する礫層は 安山岩， 砂岩やチャートなどの径 5～20 cm ぐらいの亜円礫を主とするもので， 厚さは 2～3 m 程度である。
聖高原の南麓， 鏡台山の南麓や塩田平周辺と 東条川， 会田川 及び 谷川の沿岸や源流部に散在する。 内村層， 別所層， 青木層や小川層の 安山岩， 頁岩， 泥岩や砂岩 及び 裾花層の流紋岩などの風化に弱い岩石の角礫や 風化粘土の集積からなる。
千曲川の東岸の坂城町付近にいくつかの扇状地が複合して発達し， これらは谷川， 御堂川などによって形成され， 現 千曲川によって扇端部は側方侵蝕をうけている。 この他， 聖高原の東麓 [ かつ千曲川の西岸 ] の戸倉町や上山田町にも小規模に発達する。 堆積物は 安山岩， 砂岩などの亜円～亜角礫と砂や粘土からなる。
主に千曲川沿岸および塩田平に分布し， 旧 千曲川およびその支流によって堆積された円～亜円礫と砂からなる堆積物である。 礫は安山岩， 凝灰岩， ひん岩， 砂岩などが多く， 径 20 cm 以下のものが多い。
本図幅域内では 千曲川 ， 麻績川 ， 会田川 ， 東条川 や 浦野川 などにわずかに発達するにすぎない。 砂礫や粘土などからなる。
本間（1931）以来， 多くの研究者によって北部フォッサマグナが構造的に東西に二分されることが指摘されてきた。 とくに 平林（1969）は， 地層の走向傾斜や地質構造の検討から， 松本 - 会田 - 聖山の西側 - 茶臼山 [ ← 川中島の西方 ] - 長野を結ぶ線を境として東西で構造的かつ地質的に著しい相違があることを指摘し， この線を 松本 - 長野線 と命名した [ 第 34 図 ] 。 この構造線は 本図幅域西端部を通り， 会田断層～七ツ松断層を経て 聖山の西側へぬける線であらわされ， 若干の曲折はあるが ほぼ南北性を示す。 この構造線の西側地域は 変形の強い大褶曲や断層が発達し， 逆小断層や小褶曲及び各種のスランプ構造も発達が著しい。 北部フォッサマグナ全体としてみると， この地域の大褶曲や大断層は特異な構造分布をなすことが知られている。 すなわち， 褶曲軸や断層は北西方向に凸の弧状をなし， 北部では北東～南性方向のいわゆる新潟方向をとり， しだいにわん曲して 南部では南北性にうつりかわり， [ 本図幅の西隣の信濃池田図幅地域の南東部の ] 明科 あたりで収れんするように見えるというものである。 このような構造形態の原因として二つの異なる見解が対立している。 すなわち， 一つは， 糸魚川 - 静岡構造線沿いに その東側の新第三系分布地域が その西側の飛騨山地側の古期岩類分布地域に対して 北方へ水平ずりの運動を行ったため， とする解釈である（小松， 1967）。 他方は， ２つの沈降部（堆積盆）が交差している場合に その交差部 つまり 褶曲軸の曲がり目というのは 初期の堆積盆地のへりの形があらわれたために みかけ上 わん曲しているにすぎない， とする解釈である（藤田， 1973）。 今後 一層の検討が要される問題である。
さて， 松本 - 長野線の東側地域， すなわち本図幅域の大部分は中央隆起帯（飯島， 1962）に属する [ 第 34 図 ] 。 飯島（1962）は 新生代層を支配する地質構造は基盤の構造を反映したものと理解し， 長野堆積区の新生代層の主要な構造方向（前述）と 小諸堆積区の構造方向や火山配列の方向（東西性）とのくいちがいから， 両者の間に「諏訪 - 十日町構造線」を設定した。 そして， この構造線にそって中新世初期から第四紀に至る様々な火成活動及び上昇陸化が行われたとし， この地帯を中央隆起帯と称した。 さらに， 平林（1969）は この区域を細分し， 麻績・松代無褶曲地区， 松本・上田褶曲地区や千曲川単斜地域などを提唱している [ 第 34 図（および第 35 図） ] 。 この細区分は 褶曲の分布から行われたみかけ上の区分にすぎず， 必ずしも造構造応力場の差違を反映したものとは言えない。 むしろ， 麻績・松代区は 小川層・裾花層をはじめとする比較的堅硬塊状な岩石からなり， 層状異方性がほとんどないために褶曲しにくく， 松本・上田区は 別所層・青木層などの流動しやすい泥岩や 層状異方性の強い砂岩泥岩互層からなるために 褶曲が発達したと考えられる。 いずれにせよ， 松本 - 長野線以東の地域は 全体的に隆起区域であり， 褶曲は大部分が 30°以下の緩い変形を示し， 多くの火山～深成岩体に貫入されているといえよう。
本図幅の西端に位置し， 本城村 中ノ峠付近より北上し， 坂北村 七ツ松， 竹場を通り， [ 麻績村 ] 桂付近まで達する 全長約 8 km で 南北性の軸を持つ向斜である。 軸面はほぼ垂直であるが， 北端ではやや東に傾き， 北方へ 20～30°プランジする。 南部では 褶曲軸近くの東側に 七ツ松断層がほぼ平行に走っている。 非対称性が著しく， 西翼は 50°以上の傾斜を示す部分もあるが， 東翼は 中央部付近の小褶曲を伴なってやや複雑な変形を示す部分を除けば， 10°以下で水平に近い。 端末部では 撓 曲状となる。 変形は 青木層の上部から小川層の上部に及んでいる。 北部フォッサマグナの褶曲地域の東縁を画し， 松本 - 長野線の一部をなす。
七ツ松向斜の南に位置し， 本図幅域内ではその北半部のみがあらわれているが， 全長約 8 km で 一般に N 15°E の軸向を持ち， 最大 20°ほど北へプランジする。 北部では 軸はより東向きとなり， 七ツ松向斜の延長とはつづかない。 軸面は ほぼ垂直で 一部 やや西に傾斜する。 開いた褶曲で， 東翼は 30°以下， 西翼は 軸部近くの小川層は 20～30°E と緩いが， 下位の青木層では 60°E 以上と急になる部分があり， やや非対称である。 変形は 別所層から小川層に及んでいる。 褶曲軸のすぐ東に平行して走る会田断層と共に 松本 - 長野線の一部をなす。
会田向斜の東部に位置し， 本図幅域内ではその北東部しかあらわれていないが， 全長約 13 km の背斜である。 軸向は [ 本図幅地域内の ] 四賀村 会吉 - 水上 - 大沢 - 矢久にかけては NE - SW 性を示すが， それより南 [ の和田図幅地域内 ] では NS 性ないし N 5 ﾟW～S 5 ﾟE へと向きを変え， 結局， 北西側を弧をはりだしたようにわん曲していることになる。 軸面は 一般に 西に傾斜するが， 南部では東に傾くらしい。 変形は 内村相当層の上部から青木層の下部に及ぶが， 北部へ 30～45°ぐらい急激にプランジするため， [ 本図幅地域の南西隅から北東方 6 km の ] 会吉 以北では変形は生じていない。 西翼は 30～60°で一般に 45°前後の傾斜を示し， 東翼は 10～30°の緩傾斜を示す非対称褶曲である。 矢久 を通る東西性の沢で特に明らかなように， 青木層の最下部の礫岩砂岩層をはじめとして 西翼で厚く， 東翼で薄い傾向が見られる。
錦部背斜の東に位置し， 本図幅域内では その北東部しかあらわれていないが， 全長約 5 km で， 軸向は 北半部では NE - SW 性であるが 南半部ではほぼ N - S 性となり， 錦部背斜と同様の向きを持つ。 軸面は ほぼ垂直で， 最大 20°ほど南へプランジしている。 別所層 及び 青木層の下部が変形している。 しかし， [ 青木村 十観山の西方 1.5 km の ] 河鹿沢 付近より北方では ほとんど変形は認められない。 両翼とも 10～20°ほどの緩傾斜を示し， 対称性が強い。 向斜軸部において 青木層の下部層の層厚が厚い傾向がある。
小県郡 青木村と上田市の境に位置する夫神岳（1250.1 m）を通り， N 20°W～S 20°E の軸向を持つ向斜で， 軸長約 3 km である。 両翼とも 10～20°程度の緩傾斜を示し， 対称的な開いた褶曲である。 軸面は ほぼ垂直で， 変形は 青木層～別所層の上部にとどまる。
夫神岳向斜の東に位置し， それにほぼ平行する N 20°W～S 20°E の軸向を持つ背斜で， 軸長約 2 km である。 両翼とも [ 傾斜が ] 20°以下である。
野倉背斜などの別所層のみが変形している褶曲は， 地質図には模式的に直線的な褶曲軸が示されているが， 実際には不規則にうねっていることが多い。
本図幅域では その西半部があらわれているのみであるが， 全長は約 5.5 km である。 当地域の他の褶曲と異なって N 80°W～S 80°E の軸向を持つ東西性の向斜である。 両翼とも 30°前後の傾斜を示し， 軸面はほぼ垂直である。 北翼部の下位層は第四紀層におおわれて不明であるが， 南翼部では別所層まで変形している。 本図幅域内では 上部は小川層までしか変形していないが， 東方に追跡すると さらに上位の 鮮新世といわれる 梨平 層まで変形させている。
河東地域（千曲川以東の地域）の大峯山を通る約 4 km ほどの軸長を持つ背斜であるが， 走向傾斜の分布からみて ドーム構造をなしているともいえる。 南部では 40～50°以上の急傾斜をなし， 部分的には 70～80°を示すが， 北西部では 30°以下の傾斜が多い。 当地域の最下位層である [ 内村層の ] 大峯山部層から横尾部層まで変形が及んでいる。
河東地域では 埴科郡 [ 坂城町の ] 和平 [ ← 鳩ヶ峯の北西方 1.5 km ] や平沢 [ ← 鳩ヶ峯の西方 1. km ] 付近を通る NNE - SSW 性の背斜及び向斜がある。 いずれも軸長は 2 km 以下で， 軸間距離は 1 km 以下の褶曲で， 南端を断層で切られ， それ以南では発達が悪い。 変形はおもに横尾部層 [ Yk ] 内である。
河西地域の埴科郡 坂城町と上田市の境界の室賀峠周辺に分布する青木層 [ A1～5 ] の走向傾斜は 初生的な乱れが多く 地質構造を確定することが難しいが， 地質図に示されたような いくつかの褶曲が存在する。
四阿屋山周辺に分布する小川層 [ O1 と O3 ] にも不明瞭な褶曲がいくつかあるが， 傾斜が緩く， また 塊状の砂岩礫岩が多いため 確定することが困難なので 図には省略してある。
河内（1973 ; MS）の命名による。 七ツ松向斜の軸に平行して そのやや東側に位置する南北性の断層で， ほぼ垂直に近く， 松本 - 長野線の一部をなす。 西落ちであるが， 南部ほど落差が大きく 最大 100 m を示す。 会田断層と同様のセンスを示す。 七ツ松向斜の東翼では 本断層を境として [ 小川層の ] 重部層 [ O3 ] と差切部層 [ O1 ] が接している。
会田向斜軸に平行に そのやや東側に位置する NNE - SSW 性の断層で， 松本 - 長野線の一部をなす。 南部ほど落差が大きく， 西落ちで 最大 200 m 程度である。 南端は沖積層におおわれて不明であるが， 別所層 [ Bs ] を切っていると推定される。 北端は 変位が小さくなって不明瞭となるが， 虚空蔵山の玄武岩岩床 [ Ab ] は切っていないと思われる。 この断層を境として東西で地層の厚さが異なり， とくに 小川層の下部 [ ← 差切部層（O1）? ] と青木層 [ A1～5 ] で著しく， 各単層レベルでも目立ち， 一般に西側が厚い傾向がある。
[ 飯縄山の北東部の ] 川西村の室賀川にそって 上室賀から和合の南あたりまでのびる NW - SE 性の推定断層である。 西落ちと思われるが 詳しい落差は不明である。 本断層以東には別所層 [ Bs ] が広く分布するが， 数枚の凝灰岩層をはさんでいて 他の分布地域とやや岩相が異なり， 上位の青木層 [ A1～3 ] の分布も断層以西と連続しない。 本断層以西の飯繩山周辺では青木層の下部 [ A2 ] が分布し， 室賀川の西側にのみ第四紀層 [ = 古期上小湖成層（Jl） ] が発達する。
飯島ほか（1968）は [ 河東地域の ] 林道 南日名 - 和平線で [ 内村層の ] 森部層 [ Mr ] と横尾部層 [ Yk ] を境する断層露頭を報告し， 南日名断層と命名した。 本報告において記載された南日名断層は 彼らの南日名断層と厳密な位置がやや異なるが， 同一の断層を意味すると思われるので 同じ名称を使用する。 本断層は森部層の下限をなす 第一流紋岩質凝灰岩層 [ t1 ? ] を切り， NW - SE 方向にのびて 横尾部層および太郎山部層 [ Tr ] の一部を切る。 本断層の北東部に発達する横尾部層内の褶曲は 本断層の南西部では見られなくなる。 左ズレ成分が卓越するが， 詳しい変位は不明である。
これらの断層の他， 斎藤（1979， 私信）によれば， ボーリングデータから 聖湖の北方 - [ 城山 or のろし山の北西方 500 m の ] 市野川 - [ その南方 2 km の ] 麻績にかけて NNE - SSW 性の西上りの（逆）断層が推定されるとの事である。
ここでいう小構造とは 数 m 以下の規模で 一露頭で観察されうるような地質構造をいう。 当然， ５万分の１地質図幅には表現されえない。 成因として 堆積性や造構性の小構造があるが， 両者を識別することは困難な場合もある。 当地域には 漣痕や流痕などの堆積構造から砕屑岩脈， 小断層， ブーディン， 節理など多種にわたる小構造があるが， その主なものについて次に述べる。
ここであつかう堆積構造には リップルマーク， グルーブ キャスト， フルート キャスト， 斜層理およびスランプ構造がある。 本図幅域を含めてその周辺の堆積構造の概略は， 田中ほか（1973）や KATO（1977）によって報告されている。 これらに 今回の調査結果を加筆して堆積構造の分布を示したのが 第 36 図である。 古流向の復元されたものについては その方向を矢印で示した。 別所層と青木層の堆積時を通じて 南から北への流れが顕著であることがわかる。
砕屑岩脈は 別所層の上部から小川層の下部にかけて発達するが， とくに 別所層の上部から青木層の下部によく発達する。 岩脈構成物は 大部分が細～粗粒砂岩で， 幅は 20 cm 以下が大部分であり， 地質図上では省略されている。 長さは不明である。 内部は 節理がよく発達しているが， 周囲の母岩にすべり面などの岩脈形成時の運動を示したものはほとんどない。 地層面に直交ないし高角度で交わり， 板状のものがほとんどである。 たいていの場合に１方向性であるが， 時には互いに直交する２方向性のものもある。 また， 岩脈の両側の地層にずれが見られないから， 破断裂かによって形成された引張破断性の砕屑岩脈と思われる。 砕屑岩脈の中には 上位層準の砂岩層に妨げられて座屈したりするものがあるから， 大部分下方から岩脈構成物が注入されたと推定される。
砕屑岩脈の構成物質の主要部分である砂岩が流動注入することから， 水を含んだ状態にあったことが推測される。 このような時期は 当然 堆積後 間もない時期を示し， 各種のスランプ構造との共存もこれを支持している。 したがって， 岩脈が切っている最上位層が堆積後の間もない時に形成されることから， 岩脈の発達時期も別所層の堆積末から青木層の堆積初期にかけて何回かあったと思われるが， しかし これは その時期の相違に対応する造構造運動の違いを示すような大規模なものではなく， 一連の運動の中での小さな差違にすぎない。
当地域にも多くの小断層が発達するが， その成因が造構性のものか堆積性のものか区別しにくいこと， また， 各露頭が離れており 小断層の系統の識別も困難であることなどから詳細な検討はできなかった。 ここでは， 破砕帯や断層粘土などを伴ない 面が開離していることなどから 造構的な性格を持つ小断層の例を第 37 図に示すにとどめる。 なお， 一般的な特徴として， 逆断層は松本 - 長野線の西側の褶曲地域にその分布がほとんど限定され， 一方， 正断層はその分布に特異性は見られないことが注目される。
本図幅域を含む 松代地震地域に分布する新第三系， 貫入岩類および鮮新世・第四紀火山岩類に発達する節理系は， 村井（1969）によって詳しい調査報告がなされている [ 第 38 図 ] 。 それによれば， 当地域の節理系はいくつかの要素を持つが， 特に ENE - WSW と WNW - ESE の走向をもつ直立する共軛組と NNE - SSW と NNW - SSE の走向をもち直立する共軛組の２系統が普遍的な発達を示す。 前者は 下位岩層に顕著な発達を示し， σ1 が E - W， σ2 が鉛直， σ3 が N - S の応力条件を意味し， 後者は 上位岩層に顕著に発達し， σ1 が N - S， σ2 が鉛直， σ3 が E - W と解釈される。 彼は 節理系の形成時期を主として中新世の石英閃緑岩の貫入後， 鮮新世火山岩類の噴出前にあったと考え， 鮮新世以後も同様な応力条件が持続したか あるいはくり返された可能性があることも指摘し， 松代地震の発震機構から推定された東西方向の圧縮力が 前述の節理系の一つと一致した応力条件を示していることを強調している。
本図幅地域内には鉱物・岩石資源として特記できるものは少なく， 北部の上山田町 冠着山の東方の小川層および裾花層の中に胚胎する ろう石鉱床が 冠着鉱山として稼行されているにすぎない。 石炭もかつては稼行されたこともあったが， 現在では採掘されていない。
石材としては， 河東地域の千曲川の東岸 [ かつ 五里ヶ峯の西方 ] に分布する別所層 [ Bs ] の中のひん岩岩脈 [ P ] や [ 四阿屋山の南西方 2 km の ] 本城村 栃平沢 の上流のひん岩 [ P ] ， 聖高原の東部の三峯山の安山岩溶岩 [ Al ] が骨材として利用されているが， 大規模に採取されているところはない。
井上（1968）によれば， [ 冠着ろう石鉱山は ] 更級郡 上山田町 大鹿 [ 位置不明 ; 冠着山の北東の山麓 ? ] に位置し， 当鉱床周辺は小川層 [ O1 or O3 ] とこれを貫く塩基性岩が分布する。 下位から礫岩， 凝灰質頁岩， 凝灰角礫岩およびデイサイトよりなり， EW・40°N 程度の走向・傾斜を示し， 単斜構造をなす。 デイサイト凝灰岩 [ O2 ? ] が最も強く熱水変質作用をうけ， 次いで 凝灰質頁岩, 凝灰角礫岩， 局所的には礫岩も変質されている。 主として絹雲母化作用とパイロフィライト化作用を受け， 比較的軟かく白色を呈するようになっている。 鉱物組成は 石英， 長石（小量）， 絹雲母， パイロフィライト， ダイアスポア， 時に紅柱石からなり， とくに石英は 1～2 mm 大が多い。
鉱物組成と各種の変質帯の状況などからいえば いわゆる ろう石鉱床に属すが， 石英， 絹雲母からなる部分が大半を占める。 化学組成は平均して SiO2 : 77.30 %， Al2O3 : 14.68 %， R2O（アルカリ含量）: 1.56 %， Ig.loss : 2.76 % で 陶石としての平均的成分を備え， 耐火度 SK26 を有し， 通念的には陶石鉱床に属する。 鉱量は 210,000 t が見こまれるが， 黄鉄鉱の鉱染状態いかんによっては再検討する必要がある。
いわゆる中央隆起帯に多くの鉱泉・温泉が湧出し， 有数のレクリェーション地となっているが， 本図幅域内にも 別所温泉や上山田 戸倉温泉をはじめ 古くから知られている温泉が多い。
上山田 戸倉温泉は 長野市と上田市のほぼ中間の千曲川沿いにあり， 行政区画上， 戸倉町と上山田町にあるため 戸倉温泉と上山田温泉とに別称されることもあるが， 本来は同一系統の温泉である。 かつては 千曲川河床からの自噴もみられたといわれるが， 現在では地表からの自然湧出は見られず， 大部分が 400 m 前後の深度を持つ温泉井によって青木層下部～別所層からくみあげられている。 硫黄泉で， 上山田温泉では 泉温 : 54 ℃， 湧出量 : 7015 l/m， pH : 7.63～8.93， 戸倉温泉では 泉温 : 57℃， 湧出量 : 1199 l/m， pH : 8.0～8.9 である。
新戸倉温泉は 千曲川の東畔で [ 信越本線 ] 戸倉駅の南約 1 km， 戸倉 上山田温泉の対岸にあり， ヘルスセンター 白鳥園を中心にできた比較的新しい温泉場で， 泉温 : 39.3℃， 湧出量 : 3256 l/m， pH : 8.1～8.8 の単純硫黄泉である。
別所温泉は 上田市 塩田平の西端， 夫神・女神両山の麓にあり， 日本武尊の東征の際の開湯といわれるほど わが国でも有数の歴史の古い温泉である。 泉温 : 49.2 ℃， 湧出量 : 1153 l/m， pH : 8.1～9.1 の単純硫化水素泉である。
田沢温泉は 十観山の東麓にあり， 役の行者の開湯といわれ 歴史も古く， 昭和 46 年に国民保養温泉地に指定された。 泉温 : 49.2℃， 湧出量 : 1080 l/m， pH : 8.8～9.3 の単純硫黄泉である。
沓掛 温泉は 小県郡 青木村の夫神岳の西麓の沓掛川の東岸にあり， 小倉の湯ともいわれる。 昭和 46 年に国民保養温泉地に指定される。 泉温 : 37.6℃， 湧出量 : 1326 l/m， pH : 9.1～9.3 の単純硫黄泉である。
草湯 温泉は 東筑摩郡 坂井村の安坂川の東岸 [ ← 四阿屋山の北東方 3 km ] にある。 泉温 : 22.9℃， 湧出量 : 300 l/m， pH : 9.2 の硫黄泉である（角， 1975）。
北信地方の新第三紀の砂岩や泥岩からなる山地は昔から地すべりが頻発し， 多くの被害を続出させている。 本図幅域内にも多くの地すべりが知られているが， 中でも最も顕著なものが 姨捨地すべりである。 篠ノ井線 姨捨駅付近の斜面に発達した棚田は いわゆる「田毎の月」として知られ， 標式的な地すべり地形を示している。 姨捨地すべりは， 大部分がかつて三峯山の安山岩体の地すべり性崩壊によって生じた姨捨土石流 [ Ob ] からなり， この土石流は三峯の北東より千曲川の氾濫原にのび， 陶汰の悪い安山岩の角礫を多量に含み， 基質は同質の粘土よりなり 一部では固結しているが， 大部分は粘土化して滑動しやすく， 地表付近では しばしば小規模な地すべりが起きている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tokyo (8) No. 1
By Hirokazu KATO (written in 1979)
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The mapped area is in the so-called Greentuff region.
The Uchimura Formation has green tuff facies, and is divided into four members, that is, Ōmine, Tarōyama, Yokoo and Mori Members. They are mainly distributed to the east of Chikuma River. They are composed of andesite lava, tuff breccia, rhyolite tuff and tuffaceous sandstone and shale with fossils.
The Bessho Formation which overlies the Uchimura Formation with conformity is mainly composed of massive black shale with many fossils. However, the uppermost part of the formation consists of medium and coarse grained sandstone, conglomerate and alternation of sandstone and mudstone. This formation is intruded with dikes of porphyrite, quartz diorite and andesite.
The Aoki Formation is divided into five members. It comprises gray massive Sandy shale mainly in the lower part and the alternation of sandstone and sandy shale in the upper part.
Particularly, the basal part of this formation is composed of conglomerate and sandstone. In the alternating sedimentary rocks, minor structures, such as minor folds, minor faults and boundins are found. The conglomerate compries mainly pebble to cobble-sized gravels of chert and hard sandstone of Palaeozic, andesitic-basaltic breccia brought from the Uchimura Formation, quartz-diorite and diorite distributed in Uchimura Region, and black shale breccia brought from the Bessho Formation. The Aoki Formation overlies the Bessho Formation comformably as a whole.
The Ogawa Formation is divided into two members, that is, the Sashikiri and the Shige in ascending order. This formation is composed of light gray-light blue, massive, coarse to fine grained sandstone and conglomerate. Coal seams, thin mudstone and several layers of Ostrea-bearing sandstone are intercalated in the middle and uppermost parts of this formation. It becomes tuffaceous toward the upper part. The Bōdaira Tuff is intercalated in the uppermost part of Shige Member and is distributed intermittently at the southern foot of Mt. Hijiri and bears fossil flora.
The Susobana Formation is mainly composed of rhyolite lava, tuff, andesite lava and volcanic breccias. Around Mt. Kamuriki this formation is divided into two members. The lowest member mainly composes of plagio - rhyolite tuff and lava and partly dacite lava with quartz grains of which diameter is 1～7 mm. The upper member is dominantly composed of gray bluish andesitedacite lava, tuff breccia and lithic tuff. The upper member is mainly composed of andesite tuff breccia, lava and tuff. The Susobana Formation lies on the Ogawa Formation with conformity.
The Kamuriki Formation is composed of andesite tuff breccia with welded tuff and conglomerates of quartz diorite. This formation distributes around Mt. Kamuriki with partial unconformity.
The Komiji Formation is sandy mudstone in the mapped area. This formation lies on the Susobana Formation with conformity.
The Hijiriyama Volcanics are divided into three members, that is, the Hijiriyama Andesite, the Tararayama Andesite and the Hijiriyama Basalt.
The Hijiriyama Andesite is mainly composed of bluish black pyroxene andesite lava and basaltic andesite lava. In the lower part of the Hijiriyama Andesite, basaltic volcanic breccia and intermittent agglomerate layers are intercalated. The Tararayama Andesite is olivine - augite andesite and volcanic breccia with large augite phenocrysts and is found at Mt. Tarara. The Hijiriyama Basalt is hypersthene - angite - olivine basalt lava and only distributes near the summit of Mt. Hijiri.
The Mitsumineyama Volcanics cover the Susobana Formation with unconformity, and contact with the Hijiriyama Volcanics at Lake Hijiri. The lower member of the Mitsumineyama Volcanics is andesite lava, and the middle member is composed of andesite volcanic breccia with tuff or tuffaceous sandstone.
The upper member of the Mitsumineyama Volcanics is of black glassy andesite lava which occupies the summit portion of Mt. Mitsumine. The Hijriyama Volcanics unconformably superpose the Komiji Formation and the Susobana Formation.
Many intrusive rocks distribute in the mapped area, for example, the Kitayama Dacite in the Ogawa Formation distributes at Mt. Kitayama, and andestic basalt sheets in the south of Midarebashi Village. Many porphyrite dikes with NE - SW trend intruding into the Bessho, the Aoki, the Ogawa and the Susobana Formations are remarkable ones.
The Jōshō lake Deposits are divided into two members, and the relation between them is an uncomformity. They mainly consist of mud, sand and gravel with peats and Maeyamadera pumice layer. They are distributed mainly in Shioda Plain in the southeast part of this mapped area.
The Obasute Mudflow Deposits are distributed in the north of Mt. Kamuriki and they are composed of andesite breccia brought from Mt. Mitsumine.
The Omachi Tephra Formation consists of pumices, scoriae and fine volcanic ash. It is divided into three members and they are mainly distributed on the Hijiri Heights, Mt. Jukkan and Mt. Kyōdai.
Terrace deposits are narrowly distributed and colluvial deposits cover the slope of hills.
Fan deposits develope along Chikuma River, and older fluvial deposits are distributed along Chikuma River and in Shioda Plain.
The alluvium is distributed along Chikuma River and other rivers, and consists of mud, sand and gravels.
Tke Nanatsumatsu Syncline has the axis whose length is about 7 km, and strikes about N-S direction. The axial plane is generally vertical but partly dips toward the east in the north end. It plunges to the north about 20～30 degrees. This syncline is strongly asynmetric and the east limb is nearly horizontal while the west one is steep. The Nanatsumatsu Fault developing on the east of the syncline above mentioned is parallel to it.
The length of the Aida Syncline is about 8 km and the genaral strike of this axis is about N 15°E. It plunges to the north less than 20 degrees and extends gradually to the north end. The axial plane is almost vertical partly dips westwards. This is an open fold and its dips less than 30 degrees, and the west one 20～30 degrees in the Ogawa Formation（near the axis of this fold), but is more than 60 degrees in the Aoki Formation.
The axis of the Kinokoyadani Syncline is about 6.5 km in length and strikes to NE-SW in the northern part, but changes to N-S in the southern part. The axial plane is almost vertical and the axis plunges to the north less than 20 degrees. Both limbs dip in 10～20 degrees, and this syncline is symmetrical. The thickness of the lower part of the Aoki Formation attains maximum in the crest part.
The Nanatsumatsu Fault trends to N-S along the axis of the Nanatsumatsu Syncline. The west side is down and the net slip appears to be larger（100 m）to the south. The sense of this fault is the same as the Aida Fault.
The Aida Fault runs in NNE-SSW direction along the Aida Syncline cutting the Bessho Formation. The slip of westside down comes to be larger to the south and the maximum value of 200 m is observed in the west. The south end of it is not clear because of being covered with allivium. The north end of this fault is not also clear and this fault does not give any disruption to the basaltic andesite sheets of Mt. Kokuzō. Each formation, the lower member of the Ogawa Formation and the Aoki Formation change abruptly in its thickness at each side of this fault, that is, in the east-side of this fault the thickness of it is thinner than that of the west one.
This mapped area has little natural resources but Pottery Stone in Kamiyamada-cho or coal in the Ogawa Formation. Except them, porphyrite dike rocks in the Bessho Formation, the Aoki Formation and the Ogawa Formation, and andesite lava in the Mitsumineyama Volcanics are only quarried.
On the other hand, there are abundant in spas, that is, the Kamiyamada-Tokura, the Shin-tokura, the Bessho, the Tazawa, the Kutsukake and the Kusayu Spas.
Many landslides have frequently occured in several places in the mapped area, especially near Obasute.
昭和 55 年 3 月 17 日 印刷 昭和 55 年 3 月 21 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1980，Geological Survey of Japan