地域地質研究報告
５万分の１図幅
東京（8） 第 13 号
北海道大学 理学部 河内晋平
東京大学 地震研究所 荒牧重雄
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 位置 II. 地形 III. 研究史 IV. 地質 IV.1 古生層 IV.1.1 海瀬層群 IV.2 新第三系 IV.2.1 中信層群 IV.2.2 石英閃緑岩 IV.3 第四系 IV.3.1 小諸層群 IV.3.2 志賀溶結凝灰岩・水落観音玄武岩 IV.3.3 塩嶺累層 IV.3.4 八ガ岳火山岩類 IV.3.4.1 古八ガ岳期 IV.3.4.2 新八ガ岳期 IV.3.5 勝間草炭層・岩尾層 IV.3.6 浅間火山岩類 IV.3.6.1 黒斑山中部層（三ツ尾根グループ） IV.3.6.2 塚原「泥流」堆積物 IV.3.6.3 軽石流堆積物および２次堆積物 IV.3.6.4 前掛山，追分火砕流堆積物 IV.3.7 その他の第四系 IV.3.7.1 ローム層 IV.3.7.2 段丘堆積物 IV.3.7.3 河川堆積物 V. 応用地質 文献 柱状図 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 53 年稿）
５万分の１図幅
東京（8） 第 13 号
この図幅地域の野外調査は， 半部の八ガ岳火山岩類分布域については河内が， 北東部の浅間火山岩類分布域については荒牧が分担して， それぞれ 1977 年に行った。 しかし， 両者はすでに永年にわたってそれぞれの地域の調査に従事してきているので， 内容についてはそれらの成果をもり込んである。 また， 北半部の小諸層群分布域および 西端部の中信層群分布域についてはすでに詳細な報告がいくつか存在するため， 河内が必要に応じて野外のチェックを行った上でまとめた。
報告に当って 種々 御指導いただいた 北海道大学の石川俊夫 名誉数授・勝井義雄 教授に厚く御礼申し上げる。 北海道大学の棚井敏雅 教授には望月町 浅田切で採集した化石について鑑定していただいた。 上田高校の山岸猪久馬 教諭には岩尾層等について現地で討論していただいた。 また， 北佐久郡 望月町役場 商工課からは春日鉱泉と石材（ 鉄平石 ）について御教示をえた。 合せて厚く御礼申し上げる。
この図幅地域は， 地理上は 東経 138°15'～138°30'・北緯 36°10'～36°20' の 日本列島のほぼ中央部に位置しており， 行政区画上は 長野県の二市（小諸市・佐久市）・三郡 七町 四村（ 小県 郡 丸子 町・ 長門 町・ 武石 村・和田村 ; 北佐久郡 御代田 町・ 望月 町・ 立科 町・ 浅科 村・ 北御牧 村 ; 南佐久郡 臼田 町・佐久町）に属している。
地質学上の位置は， 別所フェーズの造山運動（小林， 1957）によって 北部フォッサ・マグナ帯内に中新世末期に形成された隆起帯（中央隆起帯 ; 小林（1958））の―部， および この隆起帯の出現によって東側に分化した堆積区に当っており， 八ガ岳火山列（河内（1961）; KAWACHI（1972）; 河内（1974～75）; 河内（1977））の北麓と 浅間火山（ARAMAKI（1963）; 荒牧（1968））の南西麓を含んでいる。
この地域の地形は ほぼ中央部に位置する望月町から南にひろがる「 南半部 」， 北にひろがる「 北半部 」， 千曲 川沿い もしくはその右岸 [ ≒ 東側 ] にひろがる「 （北）東部 」， および 依田 川に沿う「 西端部 」に４分して考えるのが便利である。
南半部 は 八ガ岳の北麓に当り， 標高 700～1,400 m の 北に傾斜したゆるやかな地形を示す。 全般にわたって 火山の山麓地形としては やや解析がすすんでいるが， 西南方には 標高 1,000～1,400 m の 火砕流堆積物と溶岩からなる台地が発達している。 また， 東方には， 断片的ではあるが， 標高 800～1,000 m の 長者原 [ ← 望月町の南南東方 8 km ] をはじめとするいくつかの小型の平坦地形が認められ， 主として くさり礫層 [ = 強く風化した礫の層 ] から構成されている。
北半部 は [ 図幅地域の東西中央付近を南から北に流れる ] 鹿曲 川をはさんで 標高 800 m 前後の 東（ 御牧ガ原 ）と西（ 八重原 ）の２つの丘陵地からなる。 これらの丘陵地は 主として新第三紀末～第四紀初期の陸成層である小諸層群から構成されており， 八重原では そのさらに上位を 広く 厚い礫層が被覆している。
（北）東部 は 主として標高 600～780 m の 広い沖積地（佐久平）と， 浅間火山の山麓（600～800 m）からなり， 図幅地域の東端で 関東山地の北西端部がごくわずかに認められるにすぎない。 浅間火山の山麓は， のちに詳しくのべるように， 主として軽石流および「泥流」堆積物から構成されており， 前者については 特有の 田切 地形が， 後者については塚原付近を中心にして 無数の小型 流れ山地形の発達が顕著である。
西端部 の地形は すでにのべた中央隆起帯の一部に属しており， 緑色凝灰岩類を主とする急峻な山地（600～1,100 m）からなる。
図幅地域内を流れる河川は いずれも北流する千曲川の支流に当る。 それらのうち主要なものとしては， 上述した依田川・鹿曲川のほかに， 南半部 では西から 芦田 川・ 八丁地 川・唐沢 [ ← 図幅地域南西隅から東北東方 5.5 km ] ・ 細小路 川・ 布施 川， 北半部 では [ 八重原の南部を東に流れて鹿曲川に合流する ] 番屋 川， （北）東部 では南から [ 佐久平の南方を図幅東端から北西に流れて千曲川に合流する ] 内山川・ [ 佐久平を東流して千曲川に合流する ] 湯 川と 繰矢 川， 西端部 では内村川 [ ← 図幅地域北西隅付近 ] などがある。 河岸段丘地形は 地域全体をつうじて顕著ではなく， 望月町および， 主として佐久市 塩名田 [ ← 望月町の東方 6 km ] 付近から北の千曲川沿いに 数段が認められるにすぎない。
この地域については すでに多数の地質学的研究が知られている。 それらのうち 初期（戦前）のもっともまとまったものとしては 本間（1931）をあげることができ， 最近（戦後）では 小林（1957）・ フォッサ・マグナ研究グループ（1958）・ 長野県地学会（1962）などをあげることができる。 本間（1931）は この地域を含む「信濃中部」の広い範囲の詳細な地質図を作製し， 大筋において今日に至る第三系の標準層序を確立したうえ， 火成岩類の分布様式などにも注意を払った。 そして， 褶曲区と無褶曲区を識別するなどの構造区分をも行っている。 彼の指摘する褶曲区と無褶曲区の間を占めて 南西～北東方向にのびる幅約 20 km の地帯が すでにのべた中央隆起帯に当っており， この図幅地域の西端部に岩石の一部が分布している。 この帯は 主として緑色凝灰岩類と それらに貫入した石英閃緑岩・ひん岩類から構成されており， 今日までに内村団体研究グル―プ（1953）， 林ほか（1956）， 歌代ほか（1957・1958）， 山岸・林（1958）， 稲葉（1959）， 歌代ほか（1959）， 飯島ほか（1963）， 河野・植田（1966）， UTADA（1973）， 歌田（1973）， 杉山ほか（1973）， 柴田ほか（1976）などによって詳細な研究が行われており， 関連する研究としては 沢村・大和（1953）， MOMOSE（1958）， MOMOSE et al.（1966）， 相馬（1968）， 山崎ほか（1976）などを上げることができる。
一方， この図幅地域の中央北部は， 中央隆起帯の東側にひろがる本間（1931）の無褶曲区に相当しており， ここで 飯島ほか（1956）は本間の塩川層（更新統）について再検討を加え， これを 陸成層の小諸層群（鮮新統）と その上位に不整合でのる岩尾累層（更新統）とに２分して， それぞれの地史的位置づけを明確にした。 小諸層群 およびこれに関連する研究では， その後 今日までに 飯島ほか（1958）， 飯島（1962）， 飯島ほか（1963）， 河内・河内（1963）， SAITO（1965）， 信州研究グル―プ（1969）， 小坂・千曲川団研グル一プ（1971）， 竜野・千曲川団研グループ（1973）， 秋間・千曲川・豊野・松本盆地団研グループ（1973）， 田口ほか（1976）， 窪田（1978）などの研究が知られており， その地質年代については 大部分が更新統であるとされるようになった（信州研究グループ，1969）。 これらの研究のうち 飯島ほか（1963）は， 時代論などの 2・3 の点を除き， この図幅地域の西端部の緑色凝灰岩類の分布域を含めて， 当時までの研究の状況を手っとり早く知るうえで便利である。
図幅地域の南半部を占める八ガ岳地域については 河内（1961）， KAWACHI（1972）， 河内（1974～75・1977）の研究があり， その山麓部に発達する第四系を主題とした研究としては， 藤本・編（1958）， 塩川団研（1963）， 飯島ほか（1966）， 北沢（1965・1967）， 小林ほか（1967）， 飯島（1967）， 飯島ほか（1968）， 信州研究グループ（1969）， 塩川団研（1970）， 小坂ほか（1975）， 八ケ岳団研グル―プ（1976・1977）， 北部フォッサ・マグナ・千曲川団研グループ（1976）などがある。 また， この地方から産出した象化石については 八木（1931）， 斉藤・斉（1967）， 亀井（1970）， 古象団体研究会（1973）などが知られており， その他には「低位置氷河論」でわが国の地質学界の黎明期に話題を投じた小川（1932）もある。
さらに 浅間火山域については 八木（1936）， ARAMAKI（1963）が５万分１地質図を含む総括的な報告を出版しているが， 荒牧（1968）はその要約を和文でまとめ， また 一部訂正を行っている。 本図幅の浅間火山噴出物の分布する地域の地質図は 基本的にはARAMAKI（1963）に基いているが， 今回あらためて再調査して訂正した箇所も多い。
第 1 表にこの図幅地域の層序を示す。 表示のように， この地域最古の地層は古生層からなり， ついで新第三紀 中新世の中信層群， 主として第四紀 更新世の小諸層群および八ガ岳火山岩類， 更新世 後期～現世の浅間火山岩類などからなっている。 しかし， 古生層の分布はきわめてせまく， また中信層群の分布も広くはない。
| 時代 | 層序 |
| … | |
| * | : 八ガ岳火山列の発達史における時代区分の目安（KAWACHI（1972）; 河内（1974～75・1977）） |
| ** | : 分布が「蓼科山」図幅地域とまたがるもの |
| *** | : 地質図では省略 |
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関東山地の 秩父 累帯 北帯に属する二畳紀の粘板岩・砂岩などと， うすいチャート・輝緑凝灰岩・石灰岩などからなる地層（藤本・編， 1958）。 主要な分布は この図幅地域の東および南東どなりの「御代田」・「 十石峠 」図幅地域内にある。 図幅地域内では 最南東端の佐久町 宿岩 に， 「蓼科山」図幅地域（河内， 1974～75）との境界をまたいで， 径数 10 m の小岩体として分布しているにすぎない。 関東山地におけるこの地層の一般走向は NW - SE 性であるが， この露頭では 厚さ 1～30 cm の層理の明瞭なチャートからなり， 一般走向・傾斜は N 50°E・60°N である。
この図幅地域内の確実な新第三系は， 地域の西端部の 依田川 流域に分布する中新世の中信層群の一部と， 小規模な石英閃緑岩体の２つである。 小諸層群については， すでにのべたように 大部分が第四紀 更新世に属するとされているので， 第四系の項 [ =「IV.3 第四系」 ] で一括してのべる。
図幅地域内に分布する中信層群は， その下半部・緑色凝灰岩相の 内村累層に属する 武石層 と 小県 累層に属する 富士山層 （歌代ほか， 1958）の２つである。 ともに主要分布は西どなりの「和田」図幅地域内にある。
模地式は「和田」図幅地域の小県郡 武石村 岳の湯 [ の小沢根川 ] の上流にあり， 層厚は下限不明で 1,500 m +（歌代ほか， 1958）。 図幅地域内では 依田川に沿い 急な地形の山地を形成しているが， 好露頭は乏しい。 主として淡～濃緑色を呈する角閃石安山岩質の凝灰角礫岩からなり， 和田村 落合 [ ← 図幅地域西端・南北中央よりやや南 ] ・長門町 大茂沢 川 [ ← 落合の南南東方 2～ km ] および長久保 [ ← 落合の北北東方 2 km ] の東方などでは しばしば 同質の安山岩溶岩や こまかい節理の発達した小貫入岩体と考えられるものを伴う。 角閃石の斑晶はときに長さ 5 mm に達する。 また， しばしば 石英・緑れん石などの細脈を伴い， 鉱化変質によって脱色し， 白色化している部分が認められる。 長門町 落合 [ 以下の [注] 参照 ] では のちにのべる石英閃緑岩 [ Q ] に貫かれている。 この地層の層理は一般に不明瞭であるが， 全体的な走向は東西性で， 北へ傾斜すると考えられている（歌代ほか， 1958）。
図幅地域内各地の走向・傾斜は 長門町 古町 [ ← 長久保の北北西方 1.5 km ] の西南方で N 20°E・40°E， 古町の西方で N 70°W・30°N， 長久保の東方で N 20°W・60°W などである。
武石層と それと同じ中信層群の 別所 層の間に 上・下限とも整合ではさまれる。 淡緑色を呈する流紋岩 パーライト [ 真珠岩 ] ～ピッチストーン [ 松脂岩 ] の溶岩・凝灰角礫岩を主とし， 同質凝灰岩・ガラス質安山岩溶岩などをはさむ地層。 層厚 1,500 m +（歌代ほか， 1958）。 層理は一般に明瞭である。 図幅地域内では その北西端部の丸子町 腰越 橋付近を中心にして小分布するにすぎないが， ここは本層の模式地の１つとして指定されている（歌代ほか， 1958）。 また， 武石川と依田川の合流点の依田川沿いにも 「とびうお」という景勝地をつくる好露出（第 1・2 図）がある。
[ 本図幅の西隣の ] 「和田」図幅地域内の 独鈷山 の南東の峯の弘法山付近の本層中からは 斜長石の透入双晶からなる「ちがい石」， 小県郡 塩田町 手塚ではソーダ沸石からなる「蛇骨石」などを産する（飯島ほか， 1963）。 腰越橋の下のピツチストーンは石英の細脈に富み， 中に水晶・玉髄・へき玉・メノウなどを伴う。 腰越付近では 走向 N 30°W～N 40°E で 幅 0.4～13 m の 4～5 本の流紋岩ピッチストーン岩脈に貫かれている（第 3 図）。 これらの岩脈の一部には 柱状節理や急冷周縁相が発達している。 一方， 「とびうお」では 流紋岩～流紋岩ピッチストーン・パーライトの溶岩および凝灰角礫岩からなり， 幅 2～7 m で 走向 N 25°および 40°W～40°E の うねった流紋岩および流紋岩ピッチストーンの岩脈に貫かれている。
この岩石は， すでにのべたように 中信層群の中に迸入して 北部フォッサ・マグナ帯内に地形的高まり（中央隆起帯）を形成しており， その迸入期については 別所フェーズの造山運動（小林， 1957）に関連するものとされている。 この図幅地域内では 西端部の中央南よりの落合に [ 本図幅の西隣の ] 「和田」図幅地域との境界をまたいで分布している。 径 0.8 × 2 km の小岩体からなり， 岩石は白～淡緑色・細～中粒の石英閃緑岩～角閃石閃緑ひん岩質である。 岩相変化にやや富み， 随伴岩相として変質安山岩・流紋岩・ひん岩などを伴う。 また幅約 1 m・東西性の破砕帯が多数発達しており， それらに沿って 一部では磁硫鉄鉱・黄鉄鉱などの弱い鉱染を認めうる。 [ 本図幅の ] 西どなりの「和田」図幅地域内には この岩体と一連の火成活動の産物と考えられる岩体があり， 石英・正長石・斜長石・黒雲母・角閃石などからなるペグマタイト脈を伴う（山崎ほか， 1976）。 その K - Ar 年代は 7.3 ± 0.6 m.y.（黒雲母）， 7.0 ± 0.4 m.y.（正長石）である（柴田ほか， 1976）。 さらに， 同じ「和田」図幅地域内の 男女倉 付近に分布する岩体については 8.6 m.y.（黒雲母 ; 河野．植田（1966））という値（以上いずれも中新世末期 ; IKEBE et al.（1972））が知られている。
[ 本層群は， 先に述べた石英閃緑岩 [ Q ] の迸入による ] 中央隆起帯の形成によって 東側に分化した内陸性の堆積盆に堆積した地層群（飯島ほか， 1956）で， 主要部分が図幅地域の中央北部の主として 御牧ガ原 と 八重原 の台地を構成して発達している。
飯島ほか（1963）は この層群を下位から 梨平 累層 ・ 大杭累層 ・ 布引累層 ・ 瓜生坂累層 に４分し， 梨平累層は中信層群の小川累層から整合に移化する とした。 そして， 時代については [ 小諸層群の ] 全体を鮮新世としたが， 大杭累層の最上部から Stegodon（Parastegon）の化石（古象団体研究会， 1973）が発見され， 大杭累層の最上部より上位層は更新統である と考えられるようになった （信州研究グル―プ，1969）．
小諸層群の層序区分については， 斉藤・斉（1967）・田口ほか（1976）などによって， なおいくつかの問題点が指摘されている現状である。 しかし， ここでは， ほぼ全域の地質図が公表されている飯島ほか（1963）の区分と記載に基本的にしたがったうえ， 主としてつぎの２点を改めて記載することとする。 すなわち，
以上， この図幅地域内の小諸層群は 下位から 大杭黒層 ・ 布引累層 Ⅰ ・ 布引累層 Ⅱ ・ 瓜生坂累層 に４分される。
下限は溶結凝灰岩層の基底で， より下位にある同じ小諸層群の梨平累層に整合に移化し， 上限は布引累層 [ N1（and N2 ?） ] に連続移化する。 主として うすい凝灰岩をはさむ礫岩砂岩泥岩の互層からなる。 模式地は小諸市 大杭 [ ← 図幅北東隅から南西方 8 km ] の千曲川の 左岸 [ = 東岸 ] 。 層厚は大杭で 150 m。 分布は大杭から千曲川沿いに 布下 [ ← 図幅地域北端・東西中央付近 ] まで， および丸子町 上丸子 [ ← 図幅地域北西隅から南東方 3 km ] の東方など。
大杭では 下部から 本質・異質岩片を含む軽石凝灰岩と溶結凝灰岩・ 凝灰角礫岩および礫岩砂岩泥岩の互層からなる。 これらのうち 軽石凝灰岩は, のちにのべる背斜軸の最下部にある安山岩片やチヤートを主とする異質岩片を含む。 また， 炭化木片を伴う。 礫岩は５枚を数えうる。 砂岩はやや粗粒で， クロスラミナが発達している。 泥岩は暗黒色～淡青色を呈し， 中から Acer pictum THUNB.， Buxus japonica MUELL， Carpinus japonica BLUME， C. tschonoskii MAXIM， Euryale akashiensis MIKI， Fagus ferruginea AIT.， Liquidambar formosana HANCE， Metasequoia japonica (ENDO) MIKI， M. disticha (HEER) MIKI， Populus sp. などの植物化石を産する（飯島ほか， 1963）。 凝灰角礫岩は 厚さ 6 m で， 角閃石含有紫蘇輝石普通輝石安山岩質である。
走向・傾斜は [ 大杭の北東方の ] 繰矢 川の 川口 [ = 千曲川への合流点 ] 付近 [ ← 大杭の東方 500 m ] では N 50°E・直立～80°S および 30°N で背斜構造を示す。 [ 布下の東方 2 km の ] 布引～布下（第 4 図）では 軽石層・泥岩砂岩細粒礫岩の互層からなり， 布引累層に整合に移化しているのを観察できる。 小県 郡 東部 町 滋野 赤岩 本郷 の対岸の千曲川の南岸（布下の地籍にあり， 本図幅地域の最北端からわずか北側の「上田」図幅地域内）からは Parastegodon の歯の化石， 布引～布下の泥岩からは Metasequoia， ヒシ [ 菱 ; 水草 ] ， 巻貝などの化石を産する（飯島ほか， 1963）。
溶結凝灰岩は， イ) 小諸市 東沢（「上田」図幅地域の最南端）， ロ) 小諸市 繰矢川， および ハ) 丸子町 上丸子の東方などに分布しており， 溶結の程度は， イ) は強溶結， ロ) は強～中溶結， ハ) は弱～非溶結である。 イ)・ロ) の鏡下の特徴は以下のとおりである。
なお， 依田川の下流の東郷橋の横（ [ 本図幅の北隣の ] 「上田」図幅地域内）で採集された この溶結凝灰岩（小諸溶結凝灰岩）の化学分析値は以下のとおりである（飯島ほか， 1963）。
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また， [ 本図幅の北隣の上田図幅地域内の ] 小諸市 東沢で採集した溶結凝灰岩の磁化方位は 偏角 : N 79°W， 伏角 : 14°で Rw [ 以下の [注] 参照 ] である（飯島ほか， 1963）。
[ 図幅地域中央北部の ] 御牧ガ原（および八重原）の土台を構成して広く分布する 火山角礫岩を主とし， 凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・軽石～スコリア凝灰岩・凝灰岩・砂・泥などをはさむ地層 （巻末の柱状図参照）。 また， 一部では溶岩を伴う。 下限は大杭累層 [ O ] から整合で移化し， 上限は布引累層 Ⅱ [ N2 ] に整合でおおわれる。 布引累層 Ⅱ にくらべると 火山角礫岩が主体であること， 一般にはるかに固く よくしまっていること， また， しばしば水平の大まかな成層構造が発達していることなどの特徴がある。 模式地は布引観音 [ ← 布下の東方 2 km ] および 鹿曲 川に沿う 印内 [ ← 布下の南南西方 5 km 弱 ] 付近の県道わき。 層厚は布引観音で 120 m。
火山角礫岩・凝灰角礫岩は 最大粒径約 1 m， 一般に 5～15 cm の輝石安山岩角礫と 同質の基質からなり， まれに安山岩円礫を伴う。 布引観音では 層厚 2～20 m で， 大まかに成層した火山角礫岩 20 枚近くからなり， うすい黒色砂・黄白色軽石凝灰岩・褐色凝灰岩などをはさむ。 成層構造は一般に水平であるが， 布引観音の 上 [ ← 南 ? ] の台地や [ 布引観音の東南東方 2.5 km の ] 西浦 の西方の林道沿いなどでは， 挾在する砂層から判断して， さまざまな方向に 30～70°傾斜している。 砂層の一部からは植物化石の破片を産する。
溶岩は 北御牧村 藤沢 [ ← 布下の南西方 4 km ] の北方の八重原に至る道路わき， および 鴇久保 [ ← 布下の東南東方 3 km ] でみられる。 前者 [ = 藤沢の北方 ] では厚さ 2 m + で板状節理が発達しており， 灰色・中粒・緻密の紫蘇輝石普通輝石安山岩からなる。 また， 後者 [ = 鴇久保 ] では 2～3 m 大の岩魂のつみ重なりからなり， この付近で東西にのびる地形的高まりと関連があるようにみえるが， 好露頭に乏しく 詳細はわからない。 岩石は黒色・中粒でやや孔隙が多いガラス質 紫蘇輝石普通輝石安山岩である。
御牧ガ原の南東半部を構成して広く分布する 凝灰角礫岩を主とし， うすい礫・砂・泥層をはさむ地層。 最大層厚 60 m。
凝灰角礫岩は無層理・無陶汰で， 最大径 3 m に達する玄武岩・苦鉄質～中性の安山岩・デイサイ卜・流紋岩角礫などのほか， 10 m 大に達する砂・泥・軽石～スコリヤ凝灰岩・火山礫凝灰岩の成層ブロック（第 5 図）， 砂岩・粘板岩・チャ―ト・石英閃緑岩などの角～円礫多数と 無炭化の木片などを含む。 基地は淡褐色の火山灰・砂からなる。 分布様式はかなり複雑であり， 地質図にみられるように 布引累層 Ⅰ [ N1 ] との境界面は しばしば かなり凹凸に富んでいる。 しかし， このことをもって直ちに両者が不整合関係にあるとは断言できない。 層相上の特徴からは この堆積物が泥流堆積物であることが察せられる。 砂・泥層は 最大層厚 3 m に達し， 中礫を伴う。 上限は分布域のほとんど全域で瓜生坂累層 [ U ] に整合におおわれている。
藤本・編（1958）の 相浜 層は この累層の一部に当る（飯島ほか（1956・1963）; 斉藤・斉（1967））。 望月町の東の瓜生坂付近（第 6 図）から 御牧ガ原の台地の上（第 7 図）， 浅科村から佐久市に至る 八ガ岳火山体の末端部と沖積平野との境界部， 佐久市 相浜から 御馬寄 に至る千曲川の左岸（巻末の柱状図参照）， 小諸市 乙女 [ ← 大杭の東北東方 2 km ] 付近などのほか， さらに 八重原の [ 立科町 ] 虎御前 [ ← 図幅地域北西隅から南東方 5 km ] （第 8 図）などの広い地域に小分布する湖沼堆積層。 模式地は瓜生坂から御牧ガ原に至る山道， および相浜（第 9 図）など。 下限は布引累層 Ⅱ [ N2 ] から整合で移化し， 上限は大石川スコリア [ Os ] を含む八ガ岳火山の最初期噴出物によって整合に， ロームおよび 岩尾累層 [ = 岩尾層（Iw）? ] によって不整合におおわれている。 層厚は瓜生坂で 60 m， 相浜で 32 m。
層相は 主として泥・砂・礫・火山円礫層・珪藻土層などからなり， 火山角礫岩・赤褐色スコリア・軽石などの薄層をはさむ。 これらのうち 火山噴出物は 八ガ岳火山列の最初期の噴出物に相当していると考えられる。 全体として下部は珪藻土質， 上部は層相変化が大きい傾向がある。 砂泥層中からは各地で植物化石の破片を産する。 層理は明瞭で， 一般に構造は水平であるが， しばしばクロスラミナが発達している。 走向・傾斜は 瓜生坂から御牧ガ原に至る山道わきでは N 70°W・10°S， 御牧ガ原の諏訪山 [ ← 布引観音の南方 2 km 弱 ] の西方では N 60°E・25°N などで， 小断層を伴う。 また， 西浦から御牧ガ原台地の上に至る道路わきでは N 70°W・55°S， 百沢 [ ← 瓜生坂の北東方 1 km ] の布施川の川底では N 70°E・20°S， N 55°W・40°E などである。 礫・砂・泥・スコリア層中には 各地で小不整合や漣痕などが観察される。 これらのうち， SAITO（1965）は 佐久市 根岸 [ ← 相浜の南東方 2 km 強 or 瓜生坂峠の南東方 6 km ] において 厚さ 2 m・長さ 10 m + の乱堆積構造（overturned crests， anticlinal folds， crumplings など）が発達していることを報告している。
珪藻土層は 厚さ 1～10 m で， 布施川・百沢・大杭の西方（第 10 図）・小諸市 小原 [ ← 大杭の北北東方 1 km ] ・西浦・芦田川に沿う観音寺 [ ← 瓜生坂の北西方 3.5 km ] ・番屋川の上流の 上房 [ ← 瓜生坂の西北西方 6 km ] ・虎御前付近などで産する。 飯島ほか（1963）による本層産の化石珪藻は第 2 表のとおりである。 さらに， 植物化石として Metasequoia disticha MIKI， Picea Maximowizii REGEL などを産する。
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Caloneis silicula (EHR.) CLEVE.
Cocconeis diminuta PANTOCSEK. C. placentula EHR. var. C. lineata (EHR.) CLEVE. Cyclotella operulata KÜTZ. Cymbella ehrenbergii KÜTZ. C. lacustris (AGARDH.) CLEVE. Epithemia alpestris W. SMITH. E. hyndmanii W. SMITH. E. sorex KÜTZ E. zebra KÜTZ Enuotia ocellata (EHR.) KÜTZ Gomphonema dichotomum KÜTZ. Melosila granulata (EHR.) RALFS. Navicula menisculus SCNUM. N. puplus KÜTZ. N. reirhardtii GRUN. Odontidium mutabile W. SMITH. O. harrisonii W. SMITH. Pinnularia distinguends CLEVE. P. stauroneiformis W. SMITH. Pleurosigma lacustre W. SMITH. Stauroneis phaenicenteron EHR. Stephanodiscus aegypticus EHR. S. astraea (EHR.) GRUN. var. intermeidia FRICKE. S. astrae (EHR.) GRUN. var. spinulosa GRUN. Tabellaria fenestrata KÜTZ. Tetracyclus emarginatus (EHR.) W. SMITH. Fragments of Surirella splendida KÜTZ. and sponge spicules. |
一方， 竜野・千曲川団研（1973）は芦田 [ ← 瓜生坂の西北西方 5 km 強 ] の 西方 [ ← 南西方 ] の 笠取 峠付近に分布するスコリアおよび砂からなる地層を笠取峠層 [ = 笠取峠礫層（Kg）? ] の上部としたうえ， この中から Melosira granulata ほかの化石珪藻を報告して， 淡水性の中栄養湖であった としている。 なお， 八木（1931）によって 相浜層産とされた Paleoloxodon namadicus naumanni MAKIYAMA は [ 相浜で千曲川に合流する ] 石月川の川底から魚網にかかって ひろわれたものであり， 正確な産出層準は不明である（斉藤・斉， 1967）。
主として本図幅地域の東どなりの「御代田」図幅地域内の 佐久市 内山峡を中心に分布する溶結凝灰岩（第 11 図 ; 河内・河内（1963））で， それらの末端のごく一部が 本図幅地域の東端部に分布している。
多数の flow unit（SMITH， 1960）からなり， 肉眼的には灰白色を呈し， 安山岩質で弱溶結を示す。 千曲川以西では 臼田 町 稲荷山 [ ← 図幅地域南東隅から北北西方 3 km 弱 ] や佐久市 熊久保 [ ← 相浜の南東方 3 km ] に小型の残丘としてみられるにすぎない。 稲荷山の臼田発電所の横の千曲川べりでは のちにのべる 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] によって不整合におおわれている。 最大層厚は 200 m。
なお， この岩石は「佐久石」と命名されて建築用石材として各地で採石されている。
なお， この溶結凝灰岩の 小諸市 安原 [ ← 本図幅の東隣の御代田図幅地域内の「佐久市 安原」? ] での磁化方位は 偏角 : N 155°W・伏角 : -47°で Rw であり， 時代については後期大杭階である とされている（飯島ほか， 1963）が， MATSUBAYASHI（1975）によると K - Ar 年代は 3.12～3.33 m.y. である（安原採石場）。
[ 本図幅の東隣の ] 「御代田」図幅地域内で志賀溶結凝灰岩 [ S ] を直接おおって山稜を形成し， 顕著な崖をつくって分布する 厚さ 40 m の溶岩流で， その末端部が [ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域（河内， 1974～75）および本図幅地域内の臼田町 稲荷山などにわずかに分布している。 この稲荷山でも 志賀溶結凝灰岩を直接おおっており， 接触部を天然レンガ化している。
第 12 図には [ 本図幅の東隣の御代田図幅地域内の ] 臼田町 新海 神社（ [ 千曲川に東から合流する ] 雨川 に沿って本図幅地域の東端から東へ 1.25 km の右岸）の裏の露頭を示す。 岩石は灰黒色・緻密で， 場所により板状節理が顕著である。
なお， 磁化方位は逆転している [ 以下の [注] 参照 ] （河内， 1974～75）。
諏訪湖周辺から霧ガ峯～美ガ原地域にかけて広く分布する 凝灰角礫岩を主とし， 溶岩をはさむ火山噴出物の一括呼称（MOMOSE et al.， 1959）で， その末端の一部が [ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域から本図幅地域の最南西端部にかけて分布している。 下限は武石層 [ T ] を不整合でおおい， 上限は のちにのべる八ガ岳火山岩類の 宇山堰 溶岩 [ Ul ] によって不整合におおわれている。 本図幅地域内の最大層厚は 300 m。 大まかに成層し， 北へ傾斜した火山角礫岩・凝灰角礫岩を主とし， うすい数枚の輝石安山岩および角閃石安山岩の溶岩をはさむ。 火山角礫岩・凝灰角礫岩中の角礫の粒径は 5～80 cm で， 礫中には一部で軽石を伴う。 走向 N 45～75°W の小破砕帯が発達している。 基地は 赤褐色を呈するスコリヤ・火山灰などからなり， 一般に固く よくしまっている。 構造は大まかに成層しており， 水平～20°N 傾斜である。
塩嶺累層の年代について， MOMOSE et al.（1966）は K - Ar 法により 1.20～1.44 m.y. であるとしている。 美ガ原～和田峠周辺の この累層のすくなくとも一部は逆転帯磁（ Rw ） [ 以下の [注] 参照 ] である（MOMOSE et al.， 1966）。
この図幅地域内に分布する八ガ岳火山岩類は， 八ガ岳火山列の北端部を構成する古・新八ガ岳期噴出物（河内， 1974～75）からなっている。 古八ガ岳期噴出物の多くは 八ガ岳の最初期の噴出物に当る。 第 1 表の大石川スコリヤ [ Os ] と春日火山岩類 [ Kv ] を除き， 全てこの図幅地域においてはじめて記載する地層単位である。 しかし， 春日火山岩類のほかは 分布はせまい。 一方， 新八ガ岳期慣出物は 全て [ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域において記載したものの北方延長部に当る。 雨境火砕流 [ Apf ] を除き， 分布範囲は広くはない。
[ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域の大石川の佐久平 上水道口から上流， 八千穂村の西方および 鶯の口 の北東方などに分布する 多数の fall unit（NAKAMURA， 1964）からなる降下スコリヤ堆積物で， 八ガ岳火山列の最初期の噴出物の一つ（河内， 1974～75）。 厚さは最大 40 m に達する。 推定噴出源は 大岳川 の源流部（ [ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域内）。 下限は小諸層群の瓜生坂累層 [ U ] から漸移しており， 上限は のちにのべる 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] と一部が互層して漸移する。 岩質は スコリヤの変質が著しいため正確を期しがたいが， 「蓼科山」図幅地域内でこのスコリア層中に多数挾在している溶岩から判断して, 普通輝石橄欖石玄武岩質であると判断される。 この図幅地域内では 臼田町 小田切 [ ← 臼田町 稲荷山の西～南方 2 km 以内 ] ， 湯原新田 [ ← 臼田町 稲荷山の西南西方 4 km ] ， 佐久市 前山 [ ← 臼田町 稲荷山の北西方 5 km ] などに小分布しているにすぎない。 図幅地域内の厚さは最大 15 m に達し， 粒径 1 cm ±， 単一堆積層の厚さ 10 cm ± で， 20 枚以上の成層した 陶汰のよい赤褐色～雑色スコリアからなり， 黒色スコリア・褐色ローム・砂・泥・火山角礫岩層などをはさむ。 スコリア中からは 各地で 最大粒径 5 mm に達する普通輝石の美晶を採集できる。 これらのうち 砂・泥層と互層する部分は 瓜生坂累層 [ U ] との漸移部に相当している。 臼田町の西方の通称「七曲り」では 中の砂・泥層中から植物化石の破片を産する。 また， 一部では うすい軽石層をはさんでいる。 瓜生坂累層との漸移部では 漣痕が発達していることがある。 構造は一般に水平であるが， 20°前後傾斜しているところもある。 つぎにのべる 新田居 火山灰 [ Na ] は このスコリヤ層中のはさみと考えられる。
佐久市 新田居村， 臼田町 湯原新田および中小田切などに小分布する。 粘土化のすすんだ白色の黒雲母流紋岩～角閃石デイサイト火山灰層。 一部で黄色安山岩質軽石層を伴う。 その他の分布など詳細は不明。 最大層厚は 3 m。 角閃石はときに粒径 3 mm に達する。 大石川スコリア [ Os ] および 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] などにはさまれている。
佐久市 日向 [ ← 相浜の南南東方 3 km ] の南方の林道沿いに分布する角閃石安山岩質の軽石流堆積物。 粒径 5 cm 以下の軽石からなり， 上（層厚 20 cm）・下（50 cm +）の２枚があり， 間に層厚 20 cm の黒色砂層をはさむ。 春日火山岩類 [ Kv ] 中にはさまれているものと考えられるが， 現在までのところ他には分布が見出されていず， 新田居火山灰 [ Na ] との関係を含めて詳細は不明である。
図幅地域の中央西部の 長久保 の南方の山稜の上部で 礫層をへだてて武石層 [ T ] をおおっている溶岩流。 厚さ 10 m + で２枚あり， 間に火山角礫岩をはさむ。 岩石は肉眼的に緻密・黒色・中粒である。
[ 図幅地域南西隅から北東方 8 km の ] 望月町 畳石を中心にして [ その北東方 3 km の ] 大谷地 から [ 畳石の南南西方 3 km の ] 浅田切 （第 13 図）にいたる八丁地川沿いと， [ 畳石の北方 1 km の ] 立科町 中尾の北方の芦田川沿いなどに分布する 板状節理が顕著に発達した厚い安山岩溶岩流。 下限は露出していないが， 上限は 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] ・浅田切砂泥層 [ A ] などによって整合に， 雨境火砕流 [ Apf ] によって不整合におおわれている。 層厚は 40 m +。 厚さ 3～10 cm の板状節理が顕著で， 八丁地川に沿う各地で装飾・骨材用に採石されている。 岩石は肉眼的に緻密・灰色・中粒で， 少量の同源捕獲岩を伴う。
浅田切の採石場の上部で畳石溶岩 [ Ta ] と 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] にはさまれている 層厚 20 m + の 褐色砂・泥・スコリア質火山灰・ロームなどからなり， うすい火山角礫岩をはさむ湖沼堆積物（第 14 図 および 巻末の柱状図 Ⅱ-2832 参照）。 水平の層理・ラミナが発達している。 中部の 厚さ約 2.5 m の成層した砂・泥層の中から 広葉樹の葉， Graminae [ = イネ科の植物 ? ] の葉・茎・単子葉， および正体不明の動物化石（幅 1 mm・長さ 1 cm に達し， いくつかのセプタ [ = 生物の骨格中の仕切り板 ? ] が発達）を産する。 この層の分布範囲などの詳細は不明であるが， 恐らく畳石溶岩 [ Ta ] の上に局地的に形成された沼沢地の堆積物であろう。
八ガ岳火山列の初期噴出物で， その北端部に 古八ガ岳期山体の最初の基本形をつくりあげた噴出物の一括呼称。 主として火山角礫岩・凝灰角礫岩・集塊岩・スコリア集塊岩などからなり， 軽石・スコリア・ローム・礫・砂・泥などをはさむ（巻末の柱状図参照）。 [ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域内の山体の中心よりでは 数 10 枚の溶岩をはさむ（河内， 1974～75）が， この図幅地域内では 溶岩流を確認できるのは 数地点で数枚にすぎない。 分布は この図幅地域内では 中央南半部の広い範囲にわたって発達しており， 最大層厚は 200 m である。 模式地は鹿曲川・細小路川・布施川の流域。 「蓼科山」図幅地域を含めて きわめて層相変化の乏しい単調な地層で， 有効な鍵層を欠く。
火山角礫岩・凝灰角礫岩・集塊岩・スコリア集塊岩などは， 粒径 5～80 cm の安山岩・玄武岩角礫・パン皮火山弾および 3 cm 大の黄色軽石などを伴い， 層厚は 40 m に達する。 これらの基地は 黒～黄褐色スコリア質・火山灰質・砂質である。 凝灰角礫岩の一部からは 数 mm 大の輝石の美晶を多産する。 全体は大まかに成層しており， 水平～ゆるく北へ傾斜している。 各地で N 50～70°W の小破砕帯が発達している。
下限は 浅田切の南方・佐久市 大沢 [ ← 臼田 稲荷山の北西方 3 km ] の西方などで 一部 大石川スコリア [ Os ] と互層している。 また， 佐久市 新田居村・ 臼田町 湯原新田の西南方・ 臼田町 中小田切入口の佐久甲州街道わきなどで 新田居火山灰 [ Na ] をはさむ。
礫層はこれらの間にはさまれており， 厚さは 1～数 m， 礫の粒径は 3～30 cm で， 亜円礫， 基地はスコリア質・砂質である。
[ 臼田 稲荷山の北西方 4 km の ] 佐久市 地家 の西方では 火山角礫岩・スコリア質砂・泥などと互層した 厚さ 1 m ± の黄色軽石・火山灰層が３枚以上あり， 軽石は粒径 1 cm ± である。
溶岩は 立科町の南方， 望月町 畳石・浅田切付近の数地点， [ 朝田切の東方 5 km の ] 四つ谷 [ ← 四ツ屋 ? ] の南方などでみられる。 厚さは 4～7 m あり， 一般に板状節理の発達が顕著である。 鏡下の特徴は以下のとおりである。
図幅地域の中央南東よりに分布する 主として 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] の上に 長者原などの平坦地形を形成している礫層の一括呼称。 つぎにのべる笠取峠礫層と同一層準に属すると考えられるが， それぞれの分布域が異っているので一応 別にのべる。 最大層厚 6 m +。 50 cm 大までの安山岩の円～亜円礫と 褐～黒色スコリア質砂の基地からなり， 一部ではうすい火山灰・軽石層をはさむ。 礫種は 古八ガ岳期の安山岩・玄武岩から構成されており， 古八ガ岳期以後・新八ガ岳期以前の侵蝕期に 山麓部に形成された扇状地の礫層であると考えられる。 礫の多くは「くさり礫化」している。
下限は大石川スコリア [ Os ] や 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] を直接 おおい， 上限は [ 後述する「IV.3.7.1 ローム層」の項の ] ローム層に直接 おおわれている。
主として [ 図幅地域の南北中央・西端から東方へ 3.5 km の ] 笠取峠付近から北側の 八重原 の台地を構成して広く分布する礫層の一括呼称。 大まかに成層し， うすい砂・泥層のはさみをもつ。 厚さは最大 8 m。 50 cm 大までの安山岩を主とする円～亜円礫からなり， 基地はスコリア質の砂からなる。 礫の多くは「くさり礫化」している。
すでにのべたように 新八ガ岳期の噴出物は いずれも [ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域でのべたものの北方延長部に当る。 雨境火砕流堆積物 [ Apf ] を除き， いずれも分布はせまい。
[ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域で「古八ガ岳期の屏風岩を構成している」とした溶岩流であるが， これを新八ガ岳期に訂正する。
細小路川の東側に尾根をつくって 北に 8 km 流下している溶岩流で， ３枚ある溶岩流の最下部の末端部がこの図幅地域の中央南端部にわずかに分布している。 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] の上に不整合でのっており， 厚さは 20 m で， 板状節理が発達している。 岩石は肉眼的に灰色・緻密で， 斜長石の斑晶がめだつ。
[ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域で 宇山堰 溶岩としたものの改称。
この図幅地域内では 南西端部に塩嶺累層 [ Et ] を不整合でおおって， 大茂沢川 の源流部まで「蓼科山」図幅地域内の分布の南限から 10 km にわたって よくつづく。 上限は雨境火砕流堆積物 [ Apf ] および竜ガ峯溶岩 [ R ] によっておおわれている。 比高 40 m の顕著な崖を形成している。 岩石は肉眼的に灰色・緻密で， 同源捕獲岩に富み， 厚さ 5～30 cm の著しい板状節理が発達している。
[ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域の [ 立科町 ] 鳴石 付近からこの図幅地域の南西部の雨境をへて 北へ宇山堰・塩沢堰に沿い， 立科町の南方の山稜までに分布している角閃石安山岩質の火砕流堆積物。 南限は「蓼科山」図幅地域の鳴石の西および 東下の谷 [ 位置不明 ; 鳴石の東の下の谷 ? ] ， 八丁地川沿い， 唐沢 [ ← 図幅地域南西隅から東北東方 5.5 km ] などにある。 協和牧場熔岩 [ Kyl ] および竜ガ峯溶岩 [ R ] などにおおわれており， 宇山堰熔岩 [ Ul ] および長門溶岩 [ Nl ] ・ 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] などをおおっている。 望月町 金山 [ ← 瓜生坂の南西方 2 km 強 ] ， 佐久市 新田居村の部落から大木 [ ← 新田居村の西方 2 km ] に至る道路わき， [ 本図幅の南西隣の ] 「諏訪」図幅地域の北東端の 仏岩 東下 [ 位置不明 ; 仏岩 （標高 1336 m）の東の下 ? ] などにも小分布している。 最大層厚 40 m。 岩塊は一般に 5～30 cm 大， まれに 80 cm の粗粒角閃石安山岩からなり， 無陶汰で， 発泡はあまりよくない。 基地は帯紫灰色で同質の火山灰からなる。 一般に無層理であるが， ときには大まかな成層構造が発達しており， 雨境付近ではすくなくとも４枚のフローユニットを数えることができる。 寺久保の南方の八丁地川の右岸では， 層厚約 12 m の本層の上位に 厚さ 1.3 m の 細かいラミナの発達した泥炭層があり， さらに上位を厚さ約 12 m の砂礫層がおおっている。 岩石は灰色・粗粒・多孔質である。
[ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域の 鹿曲川～唐沢， 唐沢～八丁地川などにはさまれた尾根， および八丁地川の西方に分布する溶岩で， その延長部がこの図幅地域の南西端部に達している。 分布の北限は望月町 湯沢 [ ← 朝田切の東方 2.5 km ] の西方の尾根（標高 1,000 m）にある。 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] の上に 広い台地を形成しており， 台地のへりに連続性のある崖をつくって露出している。 厚さは最大 40 m +。 溶岩は緻密・灰～黒色・細～中粒で， 同源捕獲岩を含み， 間に火砕岩をはさんで数枚ある。 １枚の厚さは 5～20 m で， 板状節理が発達している。
[ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域の [ 蓼科山の北北西方 3 km の ] 竜ガ峯（標高 1,854.6 m）をつくる溶岩で， その延長部がこの図幅地域内の南西部の雨境付近から大茂沢川の上流部にまで達している。 この溶岩は 集塊岩を挾有して すくなくとも 4～5 枚あるが， この図幅地域内では２枚を識別しうる。 溶岩はゆるやかに傾斜した広い台地を形成しており， 分布の南端から本図幅地域内の大茂沢川上流の末端部までは 7 km に達している。 厚さは一般に 10 m +， ときに 30 m に達し， 板状節理の発達が顕著である。 岩石は灰色・緻密・中粒で 非常に均質である。
本図幅地域の南東端部の佐久町の国道西側に 比高 50 m の直立した崖を形成し， 一部が [ 本図幅の南隣の ] 「蓼科山」図幅地域にかけて分布する 無層理～大まかに成層した陶汰の悪い泥流堆積物。 「蓼科山」図幅地域で八千穂層として一括した地層中の泥流相に当るが， ここでは独立して扱う。 このほかには， 臼田町の臼田 発電所の横の千曲川べり， 臼田町の「火葬場」 [ 位置不明 ; 臼田町 稲荷山の西方 2 km 弱 ? ] の付近などに小分布している。 下限は大石川スコリア [ Os ] ・ 春日火山角礫岩 [ = 春日火山岩類（Kv）の角礫岩 ] をおおい， 上限はうすいローム層でおおわれている。 また， 佐久町では基盤の海瀬層群 [ Ka ] を直接おおっている。 角礫は 30 cm 大までの輝石安山岩・角閃石安山岩などを主とし， 小軽石・黒曜岩片を伴う。 基地は淡褐色のスコリア質火山灰・砂などで， 中に輝石の結晶礫を含む。 また， ときに無炭化の木片を含む。 臼田町の「火葬場」の付近では， 上位に厚さ 1 m + の こまかいラミナが発達した泥層を伴う。 佐久町の西方の崖では， 10 m + の大石川スコリヤ [ Os ] の巨大成層ブロック多数を含む。
臼田町 勝間の南方の国道わきに小分布する草炭層。 厚さ 2 m。 泥・スコリア質で こまかいラミナが発達しており， 植物の茎を多産する。 終戦直後に一時 燃料用に採取されたことがあるが， 現在は全くかえりみられていない。 小沼沢地に形成されたものであろう。
八木（1936）の定義に従って 佐久盆地の中の低地帯に分布する新期河川堆積物で， 浅間火山噴出物よりも古いものを総称する（ARAMAKI， 1963）。 [ 相浜の東方 6～2 km の ] 猿久保～岩尾間の段丘を構成し， 更に [ その北方の ] 千曲川の下流にかけて [ 佐久市 ] 塩名田 や [ 小諸市 ] 耳取 の地域の河岸に露出する岩相は変化がはげしく， 猿久保～岩尾地域では スコリア質の均質な基質の部分が顕著である。 塩名田～耳取では より明色の やはり均質な基質の部分が特徴的で， 河床礫に富む部分はあまり多くない。 耳取の南方では 径 10 m 位の弱溶結火砕流堆積物（柱状節理が発達）の大ブロックを含む （山岸猪久馬氏の談話）。 上田高校 地学班（1975）の上田泥流は 本報告の岩尾層の一部に含まれ， 浅間火山起源の 塚原「泥流」堆積物 [ K4 ] とは別のものと判断される。
浅間火山の噴出物の主要な部分は 北・北東・東隣の「上田」・「軽井沢」・「御代田」の各図幅に分布しており， 「小諸」図幅では北東隅にそのごく一部が見られるにすぎない。 第 15 図に浅間火山の成長史と構成の概要を示す（ARAMAKI（1963）; 荒牧（1968））。 特に「小諸」図幅内に存在する噴出物は右端に示してある。 地質の詳しい記述は ARAMAKl（1963）および荒牧（1968）の２論文にゆずるが， 本稿ではその後の調査により発見された誤りを訂正したり， 堆積物を更に細分した結果について 特にくわしく述べる。
小諸市 加増 [ ← 小諸城址の東南東方 1.5 km ] の東方の 760.2 m の三角点のある小丘を構成するのは， 普通輝石紫蘇輝石安山岩溶岩の岩塊を大量に含む凝灰角礫岩である。 岩塊は， その岩相から 黒斑山 三ツ尾根グループに属するものが多いと判断される（ARAMAKI（1963）; 荒牧（1968））。 おそらく， 黒斑火山体の侵食・破壊作用に伴って発生した泥流の堆積物であると考えられるが， 現在は軽石流堆積物 [ 後述する「IV.3.6.3 軽石流堆積物および２次堆積物」の項参照 ] で覆われている。 小諸市街地およびその東方地域一帯には 同じような堆積物が存在するものと推定される。
小諸市の南方で 岩村田 [ ← 大杭の東南東方 6 km 弱 ] の西方の約 10 平方 km の面積には 比高が数 m ないし 10 数 m の小丘が多数分布する。 平坦な水田を主とした耕地に点在する丘の群はいわゆる「流れ山」， 又は「泥流丘」とよばれる特徴ある景観を呈し， 「塚原」という地名が これをよく現わしている。
丘の断面をみると， 時には直径 30 m 以上に達する巨大な火山角礫岩塊の集合からなっていることがわかる。 岩塊の大部分は黒斑成層火山の 牙 グループの中心部に露出している， 一部が溶結した本質凝灰角礫岩 又は火山角礫岩によく似た岩相を示す。 [ 佐久市 ] 赤岩 [ ← 塚原の北東方 1.5 km ] の神社 [ = 赤岩弁財天 ? ] の基礎をつくっている巨大岩塊群はそのよい例であるが， スコリア質の岩塊が溶結し， 深赤色に全体が酸化しており， 成層火山体の中心部を構成していた岩石が破砕されたものであることを強く暗示している。 しかし， 岩塊の間を埋める細粒物質は同質の火山礫・火山灰から成り， それらは決して溶結していない。 また， 高温状態を示すような焼け（赤色酸化）も見られず， 炭化木片も見出されない。
このような特徴から， この堆積物は 黒斑山活動期の末期に起った大規模な水蒸気爆発によって 成層火山体の東部が破壊され， 物質が山崩れとなって大量に山麓に流下して生じたものと推定される。 これは 1888 年の磐梯山の大爆発によって生じた山崩れによく類似した現象で， 磐梯山の場合に強調されたように（SEKIYA and KIKUCHI，1890）， 粉砕された岩石塊は粉体流となって高速で斜面を流下し 低傾斜地に展開したもので， 真の泥流のように地表水に飽和していたのではなく 乾いた粉体として重力によって斜面を流下したものと考えられる。
流れ山の地形は， その後， 凹凸の大きい堆積物の表面を新しい沖積堆積物が覆ったため， 最も高い突起部だけが小丘として残るようになって生じた。 推定された流路は 黒斑山の東腹から出発してすぐ南へ折れ（図幅外）， 更に南西へ向きを変えて現在の地域へ達して堆積したと考えられ， 一見 不自然なように見えるかも知れぬが， 第 17 図に示すように， 水蒸気爆発の中心部のすぐ東方に古い火山体が存在して障害物として働いたらしく， 流れは最大傾斜の方向に沿って南から南西へ向かったと考えれば 説明可能である。 この現象を記述する適当な用語がないので， ここでは 従来の用法に従って 仮りに塚原「泥流」と呼んでおくが， 実際には「泥の流れ」ではなく「乾いた流れ」であったことを強調したい。 第 3 表には塚原「泥流」と磐梯山 1888 年の山崩れとの比較を掲げる。
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塚原「泥流」の発生 [ ← 第 15 図に示されている浅間火山の第１期の最後の活動 ? ] の後， 浅間火山の中央部（図幅外）では デイサイトマグマの活動により 仏岩 火山体（ARAMAKI（1963）; 荒牧（1968））が生じた [ ← 第 15 図に示されている浅間火山の第２期の活動 ? ] 。 この山体の西部は その後 破壊されたが， その岩石の堆積物は本図幅の北東隅の地表下に存在するかも知れない。 但し 現在ではその露頭は全く見当らない。
浅間火山の第３期の活動（第 15 図 [ に示されている 11,000 Y.B.P. 頃の活動 ? ] ）は SiO2 : 63～67 % のデイサイトマグマの活動で， ２回にわたり軽石流として主に山体の南麓と北麓に堆積物を生じた。 第 4 表に軽石流期の層序を示すが， 小諸発電所の調整池（東小諸駅の西北西 500 m）の東岸の崖の 第２軽石流堆積物 [ P2 ] の基部近くより採集された炭化木幹の 14C 年代は 約 11,000 年前を示している（小林， 1964）。 第１軽石流 [ P1 ] と第２軽石流 [ P2 ] との堆積物の境界には最大 20 cm の厚さの黒色土壌帯がみられるので， 両者の間に最大数 100 年位の時間的間隙があったのではないかと思われる。
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| 体積（km3） | 面積（km2） | |
| 第２軽石流堆積物（P2） | 1.0 | 100 |
| 第１軽石流堆積物（P1） | 3.3 | 223 |
全体の分布に比べると本図幅内の第１・第２軽石流堆積物の分布はほんの一部であるが， その表面はきわめて平滑で 一様な傾斜を示し， 図幅外の北東方向， 即ち 当時の火口の方向から最大傾斜に沿って流下したことが明らかである。 図幅内では 4～2°の傾斜を示す部分が多いが， 図幅外の火口に近い所では最大 6°の勾配を示す。 これよりも急な傾斜面では軽石流の大規模な堆積は起らなかったらしい。
第１軽石流 [ P1 ] が塚原「泥流」の地域に達すると， ここでの地表傾斜は更に小さいので 軽石流は西と南の方向へ分流し， 塚原の面を避けて覆わなかったことが明らかである。
第１軽石流は第２軽石流の３倍の規模をもち， 佐久平の南奥深くまで展開したと思われるが， 現在では 中込 [ ← 臼田町 稲荷山の北北西方 5 km ] の北の 滑津 川 [ ← 地質図上では「内山川」になっている ] の北岸が分布の最南端である。 厚さは最大 30 m に達し， 最南端部でも完全に炭化した径 10 cm 位の木幹を含んでいる。 第１・第２軽石流ともその堆積物は溶結せず， 低温の小型軽石流に分類される（荒牧， 1957）。 きわめて多くの flow unit（SMITH， 1960）から成り， 軽石塊の濃集部が層状に見られることが多い。 粒度分布（荒牧（1968）の第 13 図）は 火砕流堆積物に特徴的な sorting の悪さを示すが， Mdφ は 0～2 に集中する。 吹き抜けパイプ構造が各所にみられるが（第 18 図）， これは乾いた粉体流に特徴的にみられるものである。 浅間火山の軽石流は異質岩塊をきわめて多量に含むのが特徴で， 特に第１軽石流の一部に顕著で， 例えば 岩村田の東方の 鼻頭 神社の千曲川岸の崖では 一見 泥流堆積物のようにも見える。 しかし， このような部分も より本質物質に富む部分に移化し， また 吹き抜けパイプ構造や炭化木片を含むなどから， １次堆積物であることはほぼ確実である。
第２軽石流 [ P2 ] は第１軽石流堆積物 [ P1 ] の平坦な表面にうすく展開し， [ 小諸市 ] 耳取 ～ [ 小諸市 ] 御影 ～ [ 佐久市 ] 西屋敷 ～ [ 御代田町 ] 馬瀬口 を結ぶ線の南で薄失する。 堆積物はきわめて徐々に薄くなり 消失するので， 数 100 m の範囲内でその分布限界をおさえることは困難である。 本図幅内では 第１・第２軽石流の堆積物が上下に接する所で黒色土壌をはさむことが多いので 比較的 識別が容易だが， 一般には両者はよく似ていて， 単独の露頭で区別することはきわめて困難な場合が多い。 両者を区別する特徴としては以下のようなことが挙げられるが， 決定的な特徴とはいえない。
小諸城跡（懐古園）から小諸発電所にかけては， 第１・第２軽石流堆積物の間に 一部 やや顕著な不整合がみられ， 30 m の深さの谷が両者の噴出時期間に生じ， また河床礫層が堆積している。
岩村田市街地 [ ← 大杭の東南東方 6 km 弱 ] から湯川の東岸にかけては， 第１軽石流堆積物の上位に よく成層し 一部に小規模な葉理の発達した軽石質火山灰層が発達し， 厚さは一部で 10 m 以上に達する。 地質図には２次堆積物（P3）として表示したが， これは軽石流の堆積直後の氾濫原面に堆積した水成層であり， 100 % 軽石流の物質から成る。 第 20 図に示すように， 明瞭な漣痕がみられる部分もある。
軽石流を構成するデイサイトは斑晶に富んだガラスからなり， 一部は 鏡下で 無色透明なガラスと褐色透明なガラスとが縞状又は塊状に入りまじっている。 これは 噴出時に やや組成の異ったマグマが機械的にミックスしたことを示す。 斑晶は累帯構造の著しい斜長石， 紫蘇輝石， 普通輝石， チタン磁鉄鉱および Fe3+ に富むイルメナイトである。
図幅の北東隅付近の [ 御代田町 ] 塩野から 馬瀬口 にかけてと， [ 図幅地域の北東隅から西方に 3.5 km の ] [ 小諸市 ] 石峠 から南へ 2 km ばかりの小地域に分布する火砕流堆積物で， 現在の [ 浅間山の ] 前掛山 外輪山を構成する火口（図幅外）から噴出・流下したものである（ARAMAKI（1963）; 荒牧（1968））。
古文書の判読や 14C 年代等から 1281 年（弘安 4 年）の大噴火の際の産物ではないかと思われるが（荒牧， 1968）， 石峠付近のものは 黒斑火口内から [ 小諸城址の南方で千曲川に合流する ] 蛇堀川 の谷をつたって流下したものの先端に相当し， 塩野～馬瀬口のものは 前掛山の火口から直接 南側の山腹を流下したものの一部である。 いずれも非溶結の堆積物で， 暗褐灰色の特徴ある外形を示す本質岩塊と同質の 火山灰色 [ ← 火山灰 ? ] 基地より成る 中間型火砕流（荒牧， 1957）の堆積物である。 石峠付近では多量の炭化木幹を産する。 厚さは 10～数 m 以下， 多くの flow unit（SMITH， 1960）から成る。
岩質は SiO2 : 60 % 前後の安山岩質で， ガラス質の石基に多量の opaque crystallite [ = 不透明な微結晶 ? ] を含み， 斜長石， 紫蘇輝石， 普通輝石， チタン磁鉄鉱を斑晶として持つ。
ここではローム層・段丘堆積物・河川堆積物についてのべる。
この地域でローム層が厚く堆積しているのは [ 臼田町 稲荷山の西方 6 km の ] 佐久市 新田居 村付近（8.5 m）， [ 瓜生坂の北方の ] 御牧ガ原（5 m）などである。
この地域は 御岳 第１浮石層（Pm-Ⅰ; 小林ほか（1967））の分布の北限に当っている。 [ 新田居村の西南西方 1 km の ] 新田居村 一本松 地籍の柱状図を巻末の柱状図の Ⅳ-2211 に示す。 図のように Pm-Ⅰ の上位には ほとんどローム層を欠く。 下位には 厚さ 15～30 cm の黒雲母軽石層をはじめ， 黒雲母を含むローム層が７枚， および これらの上位に黒曜岩片を伴うローム層がある。 黒雲母軽石層は [ 臼田町 稲荷山の北西方 3 km の大沢の西方の ] 柱状図 Ⅳ-2213 にもある。 これらの [ 黒雲母軽石層の ? ] 分布・供給源については 北アルプス上のどれかの火山起源と考えられるが， 詳しいことはまだよくわかっていない。 一方， Pm-Ⅰ [ の下位のローム層 ? ] は 八ガ岳火山列の北八ガ岳溶岩丘群の中の 現在の主稜を形成している火山体の形成前に噴出されたものである（河内， 1974～75）。 この Pm-Ⅰ の上位のロームがこの地域でうすいことは， この地域が八ガ岳ロームの降灰の谷間に当っていることを示している。
この図幅地域内における段丘地形の発達は悪い。 分布は臼田町の西方， 佐久市 熊久保 [ ← 相浜の南東方 3 km ] 付近， 望月町付近， 浅科村の千曲川の左岸および 布引 [ ← 小諸市 布引観音 ? ] 付近の千曲川の右岸などである。 望月町付近で現河床面との比高 25 m（t1）， 15 m（t2）， 10 m（t3）に分けることができる。 面は最大層厚 10 m までの礫・砂・泥から構成されており， t1 面上にうすいローム層がのっているほかはローム層を欠く。 佐久平の北部では 比高による区別をせずに 一括して段丘堆積物（t）として示してある。
「佐久平」および現河床を中心にして 礫・砂・泥などからなり， 広い分布を示す。
この図幅地域内の地下資源としては 望月町 春日の春日鉱泉， 望月町 畳石の鉄平石， 臼田町および佐久市 平賀 [ ← 図幅地域東端・南北中央のやや南 ] 付近の佐久石などの石材資源があるにすぎない。
春日 鉱泉 : 望月町 春日 湯沢 [ ← 浅田切の東方 2.5 km ] にあり， 温度 25℃， 湧出量毎分 800 l， pH 9.0 の単純泉で， 浴用として利用されている。
鉄平石 : 地元の大草商店 蓼科砕石工場（株）ほか４社によって， 畳石を中心にして 畳石溶岩 [ Ta ] が採石され（第 21 図）， 骨材用砕石および装飾用に利用されている。 1977 年現在の採取量は月産約 27,000 t である。
佐久石 : 建築用石材として志賀溶結凝灰岩 [ S ] が採石されているが， 採石場はいずれも本図幅地域をわずかにはずれた「御代田」・「十石峠」図幅地域内にある。
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QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tokyo (8) No. 13
By Shimpei KAWACHI and Shigeo ARAMAKI (Written in 1978)
The area mapped is situated in the middle of Honshu. Geologically, the area belongs to the southern margin of the Northern Fossa Magna region and consists of northern foot-hills of Yatsuga-take Volcanic Chain and south-western slope of Asama Volcano.
The rocks outcropping in the area include those of the Paleozoic, Neogene, Quaternary Komoro Formation, Yatsuga-take Volcanics, Asama-yama Volcanics etc.
Althuogh an extremely small outcrop occurs at the south-eastern corner of the mapped area, the Kaize Formation is a part of the extensive Permian formations developed in the Kanto Moutains further to the east．
Miocene Chu-shin Formation and a quartz diorite pluton, both of which develop in the western area, are Neogene in age. The Chu-shin Formation consists of Volcanic materials (so-called Green Tuff facies), the lower half of which is lithologically hornblende andesitic while the upper half rhyolitic. The quartz diorite pluton intrudes into the Chu-shin Formation and, according to several K - Ar age data of similar bodies of neighbouring area, the age of the pluton is estimated to be about 7.0 to 8.6 m.y.
Following the intrusion of the pluton, the area where the Chu-shin Formation had deposited became an area of upheaval with a south-west ～ north-west axis by which the depositional province of the Northern Fossa Magna Region was separated into the eastern and western provinces. The orogenic movement related to the intrusion of the quartz diorite and the resultant geanticline have been named as the Bessho phase of the Green Tuff orogenesis and Central Geanticline, respectively．
The Komoro and later formations in the eastern sub-province are terrestrial deposits in most part. The Komoro Formation comprises ordinary clastic sediments accompanied by welded tuffs at base, andesitic volcanic ejecta in the middle and lacustrine sediments with diatomites at top. The various volcanic rocks, such as the Shiga Welded Tuff, Mizuochi-Kannon Basalt, and Enrei Formation, distributed in the mapped area belong to the same age group with the Komoro Formation, but with different eruptive centers.
The Yatsuga-take Volcanic rocks are well developed in the southern half of the area and unconformably overlie all of the mentioned strata. The volcanic rocks are divided into those of the Older and Younger periods. Those of the Older period are mainly basaltic to andesitic scorias, lavas and volcanic breccias with minor rhyolitic to dacitic ashes. A fan gravel bed corresponding to a hiatus in the volcanic activities defines the top of the Older period sequence. The rocks of the Younger period are all andesitic and consist of lavas, pyroclastic flows, and mud flow deposits.
Volcanic products from Asama volcano with its eruptive center lying to the north of this quadrangle, occupy the north-eastern corner of the area. They are : 1) mud flow deposit derived from the andesitic strato-volcano, Kurofu-yama, 2) large-scale, low-temperature dry avalanche deposits probably formed by destructive steam explosion of Kurofu-yama, 3) two units of pumice flow deposits emplaced about 11,000 Y.B.P., and 4) small tongues of the historic (1281 A.D. ?) andesitic pyroclastic flows．
No major mineral resources have been known from the map area. A mineral spring (25℃) has been used for bathing in Kasuga, Mochizuki. There are some andesite quarries for ballast and ornamental purposes as Tatami-ishi, Mochizuki．
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昭和 54 年 3 月 17 日 印刷 昭和 54 年 3 月 23 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1979，Geological Survey of Japan