地域地質研究報告
５万分の１図幅
東京（8） 第 22 号
[ 地質調査所 ] 坂本亨
昭和 50 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 上部白亜系ないし古第三系 -- 大洗層 IV. 新第三系 IV.1 中新統 IV.2 鮮新統 V. 第四系 V.1 石崎層 V.2 見和層 [ V.2.1 ] 下部層 [ V.2.2 ] 中部層 [ V.2.3 ] 上部層 V.3 茨城粘土層 V.4 河成段丘礫層 V.5 ローム層 V.6 冲積層 文献 Abstract
地域地質研究報告
５万分の１図幅
（昭和 49 年稿）
東京（8） 第 22 号
磯浜地域の野外調査は， 昭和 44 年度から 46 年度にかけておこなった。 なお， これと平行して， 特別研究「地震予知に関する地質学的研究」の一環として 北関東の第四系の研究も実施しており， その成果の一部もこの報告に盛込んである。
野外調査およびその後の研究に関連して， 第四系の珪藻化石については宇都宮大学の阿久津純教授， 第三系の珪藻化石については沢村孝之助技官， 貝化石については大山桂技官の検討をうけ， 大洗層の記述については田中啓策技官の教示をうけた。 また， 「地震予知」の研究については， 相原輝雄・伊藤吉助・故 金井孝夫・後藤進・中川忠夫・柳原親孝技官らと共同で行った。 さらに， 地域内の試錐資料の収集にあたっては， 関係市町村とくに大洗町 水道課および大洗 原子力研究所の関係者の協力をうけた。 ここに， 以上の方々に対し， 深甚の謝意を表する。
磯浜図幅地域は関東平野の北東部に位置し， 北緯 36°10'～36°20'， 東経 140°30'～140°45' の間を占める。 このうち陸地は西側の 1 / 3 弱にすぎず， 南北にはしる直線的な海岸線をもって鹿島灘に直面している。 陸地の大部分は海抜高度 30～40 m 程度の平坦な台地よりなり， 低地は 那珂 川・ 涸沼 川の下流に広く発達するほかは 大谷 川・七瀬川の沿岸にわずかに見られるにすぎない。 那珂川は， 図幅地域内では河口部のごくわずかが見えるにすぎないが， 図幅北縁部の河成段丘や沖積低地の形成に大きく関与している。
台地 : 磯浜図幅地域の台地の主部は， 関東平野の大部分を構成する広大な常総台地の一部をなすものであるが， ここでは， 涸沼川 - 涸沼の東部 - 大谷川 - 七瀬川 - 北浦を結ぶ南北の線をさかいとして， 東側を鹿島台地， 西側を東茨城台地と区分する。 鹿島台地の北端の大洗市街地の北方に孤立する小台地は大洗台地とよぶ。 また， 東茨城台地は涸沼の低地によって南北に２分される。
東茨城台地の主部は海抜 30 m 前後のきわめて平坦な地形を示す。 鹿島台地も同様に平坦であるが， 海抜 40～45 m の高さをもっており， 東茨城台地とは 10 m 前後の高度差がある。 両者のさかいは， 埋谷面図（第 1 図）でみると， 南北に走るかなり明白な高度の喰い違いとして示されている。 この鹿島台地の高まりは， 一般に鹿島灘沿岸地域の隆起によるものとされてきた。 しかし， 地質調査の結果では， 少なくとも本地域内では， むしろ台地構成層の厚さの差に起因するものと考えられる。 東茨城台地は本地域より西ではわずかに低くなり， それより西でふたたび高くなって， 全体として， 石岡 - 水戸を結ぶ線を軸とした浅い凹状の地形を呈する。 これらの台地の主部は， いずれも第四紀の最終間氷期における海面上昇にともなって堆積した海成層 （見知層 = 成田層の上部）の構成する一連の隆起海岸平野として形成されたものである。
東茨城台地のうち那珂川の南岸および涸沼の南岸では， 最終間氷期後の海面低下にともなって形成された河岸段丘が発達している。 この河岸段丘は， 水戸市街付近を模式として設定された 上市 段丘（貝塚， 1957）に相当するものである。 これより低位の河岸段丘としては， 涸沼川の東西両岸や七瀬川・巴川の谷ぞいに小規模なものが見られる。 以上の台地・段丘の表面は広くローム層におおわれている。
本地域の台地を刻む水系は， とくに鹿島台地と東茨城台地の接合部にみられるように， 北西 - 南東方向の谷の発達がいちじるしいのが特色である。 また， これとほぼ直交する北東 - 南西方向の谷の発達もみとめられる（第 1 図）。 北西 - 南東方向と北東 - 南西方向とのほぼ直交する２方向の水系が発達する傾向は， 七瀬川の水系においてもっとも典型的であるが， より南の北浦沿岸地域でも認められる。 ただし， 本地域より西方ではこのような水系の方向性は認められず， 南北性の谷のみが台地を刻んで発達する。 また， 鹿島台地を刻む水系をみると， 西側（内陸側）からの水系に比べて， 直接に鹿島灘へ注ぐ東側の水系の発達の悪いことが いちじるしい特色となっている（第 1 図）。 場合によっては， 内陸側からのびる谷の谷頭が海食崖の上端に達している例もみられる。 このような水系発達の非対称性は， 鹿島灘沿岸の海食による後退を示すものであろう。
海岸砂丘は大洗・鹿島台地の東縁に沿って連続して発達する。 ただし， その規模は， 北隣の那珂台地などに比べて小さい。 大洗台地で台地面上に広がり， 幅 1 km 以上に達するのを除いては， すべて幅が数百 m 程度であり [ ← 当たり前のことを言っている ] ， 台地の東縁をわずかにおおうにすぎない。
低地 : 沖積低地は， 磯浜図幅地域内では， 涸沼 - 涸沼川沿岸のみに広く発達する。 ここでは幅 2 km 前後に達する。 その他では， 大谷川・七瀬川沿岸にわずかに見られるにすぎない。 これらの沖積低地の地下には， いずれも深い埋積谷がかくされている。 埋積谷は， 最終氷期の海面低下期に陸上の河谷として原型が形成され， その後， 後氷期の海面上昇にともなって次第に埋積され， 現状にいたったものである。
涸沼川沿岸の低地は， 北部は那珂川の影響を強くうけて形成されたもので， ここには， 那珂川系統のいくつかの自然堤防や放棄河道が見られる（第 2 図）。 自然堤防のうち旧期のものは北々西 - 南々東方向の方向性をもって並んでおり， 斎藤（1959a）が指摘したように， 那珂川がかつて大洗市街地付近で海に注いていたことを示すものと思われる。 なお， この低地に臨む東茨城台地の北縁には， 今から約 1250 年前の「常陸国風土記」にも記された 大串 貝塚がある [ 以下の [注] 参照 ] 。 この貝塚は縄文前期のものであるが， ヤマトシジミ・ニホンシジミなどのほかに ハマグリ・アワビ・サザエなどの海棲貝の殻もまじっており， 北隣の那珂湊付近での隆起海食洞の存在や沖積層表層からの海棲貝の産出とともに， 当時， 那珂川・涸沼川の下流一帯が海域であったことを示すものと思われる。
涸沼川の低地の南端には涸沼がある。 この湖は， 本図幅地域内ではその東半部だけしかみられないが， 全体としては， 長さ 6.8 km， 最大幅 1.7 km， 湖岸の長さ 22.5 km， 面積 9.46 km2， 最大水深 3.3 m である。 この湖は湖水面が低く， かつ， 排水河川である涸沼川の流量が少ないため， 満潮のたびに海水が逆流して流入する汽水湖となっている。 そのため， 涸沼には海産・淡水産の魚類がともに生息しており， ハゼ・ボラ・ウナギ・シラウオ・ニシンなど 80 種以上の豊富な魚類が知られている。 淡水魚の種類はこのうちの約 3 分の 1 を占める。 また， この湖はヤマトシジミの産地としても知られている。
前章で述べたように， 本地域の大半は海抜 30～40 m の台地によって占められている。 したがって， この台地を被覆するローム層と 台地を構成する 見和 層 -- とくにその上部層 -- がもっとも広大な分布を示すことになる。 ローム層・見和層を含めて， この図幅地域内に分布する地層はほとんどすべてが第四系である。
見和層は更新世 後期の 下末吉 海進に伴って形成された地層である。 海進の進行に応じた古地理環境の変遷を反映して， それぞれの段階ごとに特色ある地層を残しており， これらは層序的に下部層・中部層・上部層として区分されている。 上部層は， 厚さ 10～10 数 m の砂～礫まじり砂を主とした地層である。 海進の最盛期における平坦な波食台上の堆積物であって， その堆積面が台地の原面となっている。 この地層の下位には見和層 中部層・同 下部層・石崎層および大洗層が見られる。 見和層 上部層とこれらの下位層との関係は， いずれも侵食間隙をはさんだ不整合である。
図幅地域の北部に発達する見和層の中部層・下部層は， いずれも細長い凹地を埋積した地層である。 下部層は， 厚さは最大で約 40 m， 礫層および泥質層を主としており， 海進以前に形成されていた河谷を埋積したものと思われる。 中部層は， 河成とみられる礫層を主としており， 厚さは最大で約 30 m， ふつうは 10 m 以下である。
図幅地域の中～南部では， 台地の下部に見和層の上部層とよく似た岩相の砂～礫まじり砂層がみられる。 これは， 涸沼周辺で石崎層， 七瀬川沿岸で鉾田層と呼ばれたものであるが， この報告では一括して石崎層として記述する。 石崎層は， 化石上の証拠はないが， 関東平野の中～南部地域の層序との関係から， 中部更新統と考えられている。 第四系は地下へ海面下 40～60 m の深さまで続く。 このうちどこまでを石崎層と呼ぶべきかは明確でない。
第四系の下位には， 鹿島台地および涸沼以北の東茨城台地で， Sagarites を含む中新統が広く伏在している。 これは北方の那珂台地で見られる多賀層の連続であろう。 涸沼の南方では， 第四系と中新統との中間に Venericardia panda を含む鮮新統が存在する。
大洗台地の基部に露出する大洗層は， 本図幅地域で唯一の先第四系である。 おもに礫岩よりなり， 厚さは 1,000 m 以上に達する。 この地層の層序的な位置は必ずしも明確ではない。 ここでは上部白亜系または古第三系として扱う。
見和層より新らしい第四系としては， おもに東茨城台地に分布する茨城粘土層， 那珂川・涸沼川・七瀬川沿岸の河成段丘層， 台地全面をおおうローム層， および， 那珂川・涸沼川などの低地をつくる沖積層がある。
以上にのべた各層のうち， 第四系はほとんど水平に分布しており， 構造的な変形はうけていない。 大洗層は北東北へ約 30°傾むく単斜構造を示す。 新第三系については， 地表に露出していないので， その構造は不明である。 大洗層と新第三系との相互関係も不明であるが， 全般的な状況からみて， おそらく断層で接するものであろう。 また， 鹿島台地の中新統と東茨城台地の中新・鮮新統との間にも断層が存在することが予想される。
以上の地質の概況は， 模式的な断面として第 3 図に示した。 また， 層序その他については概括的に第 1 表に示した。
| 時代 | 層序（岩相） | 摘要 | |||
| 第四紀 | 現世 | 冲積層 | 海進 : 河谷の埋積 | ||
| 更新世 | |||||
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埋没段丘礫層
低位段丘礫層 上市段丘礫層 | ローム層 | 海退 : 海岸段丘の形成 | |||
| 茨城粘土層 | 陸化 | ||||
| 見和層 | 上部層 | （砂） | 海進 : 波蝕台の形成 河谷の埋積 | ||
| 中部層 | （礫） | ||||
| 下部層 | （シルト礫） | ||||
| 石崎層 | （砂） | ||||
| 新第三紀 | 鮮新統 | （砂・シルト） | Venericardia panda など | ||
| 中新統 | （シルト岩） | Sagarites など | |||
| 古第三紀 または 白亜紀後期 | 大洗層 | （礫岩） | 大洗植物群 | ||
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本層は図幅地域北縁の大洗台地の下半部に広く露出しており， 大洗海岸でもっともよく見られる。 おもに礫岩よりなり， 砂岩やシルト岩の薄層をはさむ地層で， 上・下限は不明であるが， その厚さは全体として 1,000 m 以上に達する。 本層は全体として北々西 - 南々東方向の走向をもち， 東北東へ 30°前後傾むいた単斜構造を呈する。 上位には， 第四系の見和層 [ Mu ? ] が不整合にかさなる。
大洗層の礫岩はおもに 20 cm 大以下， ときに 50 cm 大以下の円礫よりなり， 礫が雑然と密集して淘汰がわるく， 無層理のことや礫の大小・粗密によって不明白な層理を示すことがある。 礫は古期岩類の頁岩・砂岩や花崗岩類が多く， チャートやホルンヘルスもまじる。 また， きわめてまれに流紋岩・安山岩などの火山岩類や雲母片岩の礫もみられる（田中・河田， 1971）。 礫岩の基質はアルコース質の砂である。 この礫岩層にはしばしば厚さ数 10 cm 程度の砂岩薄層がはさまれる。 砂岩のはさみは上部ほど多い。 とくに， 本図幅地域内での本層のほぼ最上部にあたる那珂川の南岸（ 海門 橋より上流側）では植物破片が多く， 炭化樹幹を含む暗灰色の砂質シルト岩や砂岩の厚いはさみが見られ， ここから多数の植物化石の産出することが報告されている（大山（1956）など）。
大洗層産の植物化石としては， 大山（OYAMA ; 1960）により上記の那珂川の南岸の河崖から 第 2 表のような 50 属 63 種が報告されている。 その後， 大山・松尾（OYAMA ＆ MATSUO ; 1964）により Sabalites oaraiensis の産出が追加された。 この植物群は， コケ類 6 %， シダ類・トクサ類・ソテツ類 各 7.8 %， 毯果類・単子葉類 各 6.2 %， 双子葉類 62.5 % の割合で構成されており， 双子葉植物が圧倒的に多いのが特色である。 また， 徳永・尾上ほか（1972）は 同地点からの花粉・胞子化石として第 3 表のものを報告している。 花粉・胞子の全検出箇体数のうち 60 % を胞子が占め， 花粉のうちでは裸子植物のものが 34 % を占める。 全体を通じて， 明らかに白亜紀型とみなされるものは Cicatricosisporites ただ１箇にすぎない。
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Thallites yabei KRYSHTOFOVICH
Coniopteris burejensis (Z.) SEWARD Adiantites ? oaraiensis OYAMA A. sewardi ? YABE Sphenopteris cfr. yokoyamai YABE Asplenites sp. Equisetum cfr. arcticum HEER E. oregonensis NEWBERRY Equisetites sp. A E. sp. B E. sp. (cone) Zamiophyllum sp. Cfr. Zamiophyllum buchianum (ETT.) Zamites megaphyllus (PH.) SEWARD Otozamites sp. O. cfr. sewardi OISHI Sequoia cfr. jeholensis ENDO Brachyphyllum japonicum (S.) SEWARD Taxodium cfr. dubium (UNGER) Glyptostrobus cfr. pencilis KOCH. Credneria kashimaensis OYAMA Platanus cfr. septentrionalis HOLLICK ? Populus cfr. arctica HEER P. aff. rotundifolia NEWBERRY P. speciofolia OYAMA Tilia maxumowiczianoides OYAMA T. cfr. protojaponica ENDO Celastrophyllum sp. Broussonetia praestans OYAMA Ficus antiquorum OYAMA Cfr. Ficus ? alaskana NEWBERRy Cercidiphyllum cfr. eojapanica ENDO Cinnamomum linifolium KNOWLTON Paliurus cfr. upatoiensis BERRY Hovenia cfr. dulcis THUMB. Zizyphus cfr. fibrillosus (L.) LEQUEREUX Z. pentaxus OYAMA Z. cfr. pseudomeeki HOOLLICK MacClintokia sp. Ilex ? sp. Corylus ? cfr. heterophylla FISCH Betula ? sp. B. cfr. maximovicziana REGEL Zelkova sp. Ulmus sp. Juqlans ? cfr. orientalis MACGINITIE Quercus sp. Castaliites flabelliformis HOLLICK ? Magnolia pseudoacuminata ? LESQUEREUX Aporosa nanacarpa OYAMA Aralia disectifolia OYAMA A. cfr. taurinensis SANBORN Hedera primordialis SAPORTA Sterculia ? sp. Paulownia sp. Andromeda cfr. scripta KNOWLTON Diospyros cfr. anceps LESQUEREUX Fraxinus denticulata HEER Viburnun ? cfr. simile KNOWLTON V. sp. Sagus filaris BL. Calyprocalyx spicatus BL. Doryanthites cretacea BERRY |
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大洗層分布地域の北方には， アンモナイトやイノセラムスを産出し， 上部白亜系ヘトナイ統に属することが確かめられている那珂湊層群が分布している。 大洗層と那珂湊層群との層位的な関係については， 両者がともに北方へ傾斜するという全体的な構造と岩相の垂直変化の状況から， 今まで前者 [ = 大洗層 ] が後者 [ = 那珂湊層群 ] の下位に位置すると考えられてきた（尾崎・斎藤（1955）など）。 また， 大洗層から産出する植物群（大洗植物群）には Thallites yabei， Coniopteris burejensis， Zamites megaphyllus， Otozamites sp. などの中生代の要素が含まれている（大山（1956）など）。 このような層位的な関係と化石植物群の内容から， 今まで大洗層は上部白亜系の浦河統上部階に属するとされてきた（尾崎・斎藤（1955）など）。 しかし， 大洗層と那珂湊層群との直接的な関係はたしかめられておらず， 大洗層が那珂湊層群より下位にあたるという層序的な上下関係は確実なものではない。 一方， 松尾は， 大洗植物群に Nilssonia が含まれていないことから， これを古第三紀のものと考えている（MATSUO， 1970）。
要するに， 現状では， 層序的にも古生物的にも， 大洗層の年代を上部白亜紀あるいは古第三紀のいずれかと限定することはできない。 ここでは， 坂本ほか（1972）にならって， 本層を「上部白亜系または古第三系」として扱った。
磯浜図幅地域内には新第三系は地表にまったく露出していない。 しかし， 大洗台地を除くと， 第四系の下位に新第三系が広く伏在していることが 多くのボーりング資料からたしかめられている。 地域北部では， 東茨城台地の石川川 [ ← 図幅地域北西隅 ] 以北， 鹿島台地の 夏海 [ ← 涸沼の東北東方 2 km ] 以北で上部第四系である見和層の直下に青灰色 砂質泥岩層が広く分布している。 この泥岩層は北隣の [ 那珂湊図幅地域内の ] 那珂台地との関連や岩相・含有化石からみて， 中新統の 多賀 層 に相当するものである。 鹿島台地の夏海より南では， 見和層の下位に厚さ 40～70 m の第四系がつづき， その下位に北部と同様な青灰色 砂質泥岩層が伏在する。 石川川より南の東茨城台地では， 見和層の下位により古い第四系が見られるが， それよりさらに下位の新第三系の状況に関する資料は乏しい。 しかし， 図幅地域をわずかに西へはずれた涸沼の北岸の試錐では， 第四系の直下に 中新統と思われる青灰色 砂質泥岩 の伏在が知られている。 涸沼以南の東茨城台地では， 旭村 下鹿田 [ ← 図幅地域西端・南北中央やや南 ] における層序試錐（B-2） [ 以下の [注] 参照 ] によって， 第四系の直下に鮮新統があり， そのさらに下位には中新統が存在することが確かめられた。 本地域における鮮新統の存在はこの試錐以外ではまだ確かめられていない。
鹿島台地の北部の 神山 [ ← 涸沼の北東方 1.5 km ] の北方の試錐（B-1） [ 以下の [注1] 参照 ] では， 第 4 図 a に示したように， -31.8 m 以下に暗灰色 塊状の砂質シルト岩～シルト岩よりなる地層が伏在している。 このシルト岩層からは Sagarites を産出し， また， 第 4 表に示した珪藻化石群 [ 以下の [注2] 参照 ] が検出された。 この珪藻化石群のうち -50.8 m の層準 [ = 泥岩層 ] のものは， 男鹿半島の女川層を特徴づける Actinocyclus tsugaruensis， A．ingens，Stephanogonia hanzawae， Stephanopyxis schenkii などを含む。 また， -47.8 m 層準 [ = 凝灰質泥岩層 ] のものは， 男鹿半島の船川層上半部以上に産出する Thalassiosira nidulus， Th．Zabelinae， Denticula kamtschatica などを含む。 これらの泥岩層は， 岩相や化石内容からみて， 北隣の [ 那珂湊図幅地域内の ] 那珂台地の多賀層の連続とみられるものである。
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旭村 下鹿田の層序試錐（B-2）では， 第 4 図 b のような柱状図がえられた。 ここでは， -199.6 m から下に属種不明の貝片や Sagarites を含む暗灰色 塊状の固結した泥岩がつづく。 この泥岩は， やはり多賀層に連続する中新統であろう。
東茨城台地の南部の旭村 下鹿田における試錐（B-2）によってのみ存在が確かめられている。 ここでは， 第 4 図 b に示したように， -59.1 m から -199.6 m までの約 140 m の部分が鮮新統である。 群新統の上部の約 2 / 3 は， おもにやや固結し， 軽石片の散在する灰褐色 塊状のシルト層よりなる。 下部の約 1 / 3 は， 未固結で暗灰色を呈する細粒砂層を主とする。 その上部には， みかけの厚さ約 80 cm の白色 軽石質凝灰岩がはさまれる。 これらのシルト層および砂層は固結度の点で下位の中新統と大差があり， 両者の間に大きな不整合が存在することが予想される。
鮮新統の下部の砂層からは， 全体にわたって貝化石を産する。 試錐コアーでは， とくに -167～-174 m， -185～-195 m の間で多産したが， 上下を通じて貝化石群の構成に変化はない。 ここでは， それらを一括して第 5 表に示した。 この貝化石群では， 他の貝はすべて破片となっており種の同定が困難であったにもかかわらず， Venericardia panda のみは保存のよい個体が多数えられた。 V. panda は， 西南日本外帯の鮮新統を特色づける「掛川動物群」の主要な構成要素である。 この種は南関東からは未発見であるが， 北東関東から発見されたことは当時の古地理を考える上で興味深い。 なお， 上部のシルト層からも Macoma と思われる保存のわるい貝化石がしばしば見出された。
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Umbonium sp.
Turritella sp. Natica sp. Olivella fabula var. Ophiodermella ogurana (YOKOYAMA) Hastura sp. Terebra sp. Dentralium sp. Acila insignis (GOULD) Limopsis sp. Glycymeris sp. Chlamys sp. Anomia sp. Cyclocardia sp. Venericardia panda (YOKOYAMA) Fabulina sp. Solen sp. Phaxus sp. Anisocorbula sp. |
珪藻化石は， [ 試錐（B-2）の鮮新統の部分の ] 上半のシルト層の部分から多産するが， 特徴種として， Thalasiosira convexa， Nitzschia reinholdii， Coscinodiscus nodulifer， Hemidiscus cuneiformis， Stephanopyxis spp. を産する [ 以下の [注] 参照 ] 。 これらの組合せは， 貝化石の場合と同様， 暖海性の環境を示すと考えられる。
以上に述べた鮮新統は， 地表では北方の [ 那珂湊図幅 or その北隣の日立図幅地域内の ] 常陸太田付近に分布し， 淡褐色 塊状のシルト岩ないし細砂質シルト岩を主体とした 久米 層群に対比されるものと思われる。 久米層群からは Venericardia panda と近縁の V. glanulicostata NOMURA の産出が報告されている（尾崎・斎藤，1954）。
図幅地域内では， 台地を構成する見和層の下位に， [ 本図幅地域の ] 中部の涸沼周辺と南部の七瀬川沿岸とで， ルーズな砂層を主とする第四系が見られる。 この地層は， 涸沼周辺で石崎層（斎藤, 1959b）， 七瀬川～鉾田周辺で鉾田層（藤田ほか, 1961）と名づけられたものである。 ここでは便宜的に両者を一括して石崎層として記載する。 石崎層と見和層の上部層 [ Mu ? ] とは広い範囲にわたって不整合で接しているが， 両者は岩相がきわめてよく似ており， その識別はときとして困難である。
涸沼周辺 : 涸沼の北岸では見和層の中部層 [ Mm ? ] の下位に， また， 涸沼の南岸では見和層の上部層 [ Mu ? ] の下位に， それぞれ不整合におおわれて， わずか数 m の厚さの部分が見られるにすぎない（第 9・11・12 図参照）。 岩相は， 黄褐色を呈する淘汰のよい細粒砂を主とし， それと クロスラミナの発達した細礫を含む中～粗粒砂との 厚さ 2～3 m ごとの不明白な互層よりなっている。 砂層中には厚さ 10～20 cm 程度の細円礫の薄層が何枚もはさまれる。 また， 砂層は一般に砂鉄を多く含む。 涸沼の南岸では， 本層の最上部に貝殻破片の密集した厚さ約 1 m の貝殻砂層が発達することがある。 本層は， 各露頭で見る限りではほとんど水平であるが， 全体としてはきわめてゆるく北へ傾むいているもののようである。
七瀬川沿岸 : 図幅地域内では， 見和層の上部層 [ Mu ? ] の下位にせいぜい 4～5 m の部分が見られるにすぎない。 図幅地域を南へはずれた鉾田市街地付近では， 本層の 10 m 前後の露出がほぼ連続的に見られる（第 14・15 図参照）。 岩相は， ここでも涸沼周辺とほぼ同様， 黄褐色で砂鉄の多い中～粗粒砂と クロスラミナの発達した細礫まじりで砂鉄の多い粗粒砂との， 厚さ 2～3 m ごとの不明白な互層を主としている。 これにはしばしば細円礫の薄層がはさまれる。 [ 図幅地域南端の ] 安房 の西方では厚さ約 15 cm の白色凝灰岩層が１層はさまれているが， その連続性は不明である。
化石としては， 本地域をわずかに南へはずれた 飯名 付近で， 本層の最上部の細粒砂層中に属種不明の貝のキャストが見られたにすぎない。 真野（1965）は， 鉾田付近で Spisula sp. のキャストを報告している。 また， [ 本図幅の地域外の西方から南方に流れる ] 巴 川の下流の本層中のシルト薄層から淡水棲珪藻を産するという（真野, 1965）。
石崎層の地質時代については， 化石の証拠が乏しく， はっきりしない。 馬場・青木（1972）は， 千葉県北部地域の層序との関連から， 同地域の 下総 層群の 成東 層の連続であるとしている。
図幅地域の中・南部では， 見和層の下位に石崎層も含めて厚さ 40～70 m の更新統が発達している。 この更新統については， 第 5 図に示した大洗町や大洗原子力研究所などの水源井の資料によって その概況をうかがうことができる。 それによると， この地下に伏在する更新統は， 貝殻片を多く含む細粒砂層を主とし， しばしば礫層～礫まじり砂層をはさみ， またまれに砂質シルト層をはさむものである。 更新統の基底は， 北部で海面下 10 数 m ないし 30 m， 南部で 60 m 前後と南部へ深くなる傾向にある。 石崎層以下の更新統が層序的に一連のものであるか否かは現段階では不明である。 しかし， 石崎層が成東層の連続であるとする馬場・青木（1972）の見解にしたがえば， 石崎層以下の更新統は， 金剛地 層・成東層を含めた下総層群の下部に相当することになろう。
見和層は茨城県中部地域で， 那珂台地・東茨城台地など海抜 30 m 前後の平坦な台地の主部を構成する， 主として海成の上部更新統である。 この地層は図幅地域から南～西方へ連続し， 関東平野の中・南部の成田層へと続く。 おそらく， 成田地域での 上岩橋 層と 木下 層とをあわせた狭義の成田層に対比されるものであろう。 全体として， 下末吉海進の産物とみられる。 本層についての検討は坂本（1972）などに詳しい。
見和層は， 層序的に下部・中部・上部に３分される。 下部層 [ Ml ] は， 那珂台地地域も含めて， 主として新第三系よりなる基盤に刻み込まれた幾筋かの細長い凹地を埋めた地層であり， 下末吉海進の初期の急速な海面上昇にともなう旧河谷の埋積層とみられる。 図幅地域北部のものは「先那珂川凹地」の埋積層とされているもの（坂本ほか， 1969）で， 最大約 40 m の層序をもち， 礫層およびシルト層を主体としている。 また， 図幅地域南部では， 小規模ながら「 徳宿 凹地」とその埋積層の存在が推定される。 中部層 [ Mm ] は， 水戸から大洗の南方へかけての一帯にのみ発達する。 下末吉海進の途中における 一時的な海面低下にさいして形成された凹地を埋める地層とみられる（坂本， 1972）。 図幅地域内では北半部に広く発達する。 最大 30m， 普通 10～20 m の層厚をもち， 河成とみられる礫層を主体とする。 上部層 [ Ms, Mu ] は， 見和層の主体をなす海成層で， 茨城県中部地域の広大な台地の主部を構成する。 その基底面はきわめて平坦であり， この地層が 下末吉海進の最盛期のゆっくりした海面上昇にともなって形成された 波食台の上に堆積した地層であることを示している（坂本ほか， 1969）。 本図幅地域内では， 厚さ 10～15 m 前後の砂層が海抜約 30 m の台地をつくって， ほぼ一様に発達する。 ただ， 本図幅地域の中央部の海岸ぞいで， この砂層中に厚さ約 3 m のシルト層がはさまれているのは， 他地域に見られない特色である。
以上にのべた見和層の下部・中部・上部層の堆積期における古地理環境の変遷は， 模式的に示すと第 6 図のようになる。
なお， 見和層は全体としてほぼ水平に発達し， 非構造性の小断層を除いて， 構造変形はほとんど認められない。
図幅地域内では北部と南部とに分布しているが， 地表では断片的な露出が見られるにすぎない。 北部地域のものは， すでに述べたように， 先那珂川凹地の埋積層である。 南部地域では， 冷水 以南の海岸ぞいとその内陸側とのほぼ南北に走る２帯に別れて分布する。
北部地域ではおもに新第三系の多賀層の上に不整合にかさなっており， 上位はおもに見和層の中部層， 一部で見和層の上部層に不整合におおわれる。 南部地域では石崎層の上にかさなり， 見和層の上部層におおわれ， 上下とも不整合関係にある。
先那珂川凹地 : 見和層の下部がもっとも典型的に発達する部分である。 地下に伏在する部分まで含めると全体で 40 m 以上の厚さに達するが． 地表ではその最上部のシルト層の部分がわずかに露出するにすぎない。 露出は， 涸沼川の西岸では 常澄 村 前大場 付近に， 同 東岸では大洗町 大貫 [ ← 大洗の市街地の西南西方 1.5 km ] 付近および [ 涸沼の北東方の ] 神山～ [ 涸沼の西岸の ] 松川の間に， 海岸部では旭村 市之沢 部落内に見られるが， 神山の南方で最高約 12 m の高さの露出があるのを除いては， 他はすべてせいぜい 2～3 m の部分が段丘崖の基部に見られるにすぎない。 これらの露頭柱状図は第 8・11 図に示した。
地表で見られる見和層の下部層は， 新鮮なとき暗灰色， 乾いて灰褐色を呈する塊状・均質のシルトを主とするが， ときに細砂質となり， また薄い細砂層をはさみ， 水平なラミナの発達することもある。 一般に植物破片が散在し， 上限近くでは砂管が発達することもある。 涸沼川の西岸ではシルト層の中に厚さ 1～2 m の細礫を含み， クロスラミナの発達する細砂層が見られる。
化石としては， 前大場付近で， 上述の細砂層の下位のシルト層からヒシの実（Trapa chinensis NAKAI， T．macropoda MIKI）を多産する [ 本所の尾上亨技官による ] 。 同様のヒシの実は大貫付近の涸沼川沿いからも産する。 前大場のヒシの実を含むシルト層からは， 次のような珪藻化石が検出されている（同定 : 阿久津純 ; 坂本ほか（1969））。 この珪藻化石はすべて淡水棲種であり， ヒシの実の多産とあわせて， このシルト層が淡水成であることを示している。
見和層の下部の地下に伏在する部分については， この地域の多数の試錐資料からその状況を推定することができる。 これらの試錐柱状図は， 東茨城台地の東端部については第 16 図に， 大洗の南方の台地については第 17 図に， また， 那珂川低地の冲積層下に伏在するものについては [ 後述する「V.6 冲積層」の項に示した ] 第 34 図に示した。 この埋積層は， 東茨城台地の東端部では， 第 18 図の断面図に模式的に示したように， 凹地の中央部では層厚約 40 m， 下位からほぼ 10 m ごとの厚さで礫層・砂～シルト層・礫層・シルト層と， ２サイクルの堆積様式を示して重なっている。 これに対し縁辺部では， 上半部の礫層・シルト層のみがみられる。 また， 大洗の南方では， [ 先に「II. 地質概説」の項で示した ] 第 3 図に模式的に示したように， 涸沼川の西岸に比べて深層の発達が悪く， 層厚約 45 m の大半を厚いシルト層が占めている。
化石としては， 涸沼川の西岸の塩ガ崎 [ ← 図幅地域北端・大洗の北西方 2.5 km ] 付近で行った試錐の深度 19～20 m の試料から， 個体数は少ないが， 次のような珪藻化石が検出されている（同定 : 阿久津純）。
これは第 18 図の断面に示した下部層の中位の層準から産出したものである。 ここでは， 海棲種と淡水棲種の混在， および， 北方系種である Denticula seminae の産出が注目される。 このシルト層は寒流の影響を受けた河口付近の堆積物であろう。
一方， 大洗町 神山の北方の試錐（B-1）における見和層基底部からも珪藻化石が検出されたが（ [ 先に「IV.1 中新統」の項で示した ] 第 4 図）， これには Denticula lauta などの第三紀絶滅種を多産しており， 下位の中新統から洗い出されて再堆積したものと思われる [ 沢村孝之助技官による ] 。
徳宿 凹地 : ここでは見和層の下部は暗灰色ないし灰褐色を呈するシルトを主とし， ときに細砂質シルトよりなる。 一般に塊状・均質であるが， 上部にはときに水平なラミナが発達する。 ときに腐泥臭を有する。 本層の厚さは地表では最大でも 3 m 程度しかみられないが， 徳宿付近での井戸掘りの経験では， シルト層が約 10 m の厚さをもち， その下位に礫層が発達するという。 この礫層からは多量の湧水があるということである。 化石としては， 徳宿の北方および [ 徳宿の南南東方 1.5 km の ] 安房 の南方で少数のシズクガイ（Theora lubrica）のキャストが見られたにすぎない。 この貝化石からは強内湾性の堆積環境が推定される。
以上に述べた見和層の下部は， 第 19 図に示したように， 本図幅地域内では鉾田町 大戸 [ ← 徳宿の北北西方 3 km ] から安房にかけてほぼ北々西 - 南々東に走り， 南隣の鉾田図幅地域内に入ると東西方向に転じて， 鉾田町 大竹 付近で現 海岸線に達するものとみられる。 この地域では試錐資料などはないが， 那珂台地などの場合と同様に， この地層は旧河谷の埋積層とみられる。
海岸地域 : ここでは， 新鮮なとき青黒色を呈する塊状シルトを主とする地層が断片的に見られるにすぎない。 シルト層は最上部でときにうすい細砂層をはさみ， 水平なラミナが発達する。 また， 上限近くでは径 3～5 cm の砂管の発達がいちじるしい。 層厚としては， [ 徳宿の東方の海岸沿いの ] 滝浜 付近で最大 10 m の露出が見られる。 化石は， 冷水 付近で属種不明の貝片が認められる他， 滝浜ではマガキ（Ostrea gigas）の直立・密集したカキ礁が見られる。 このカキ礁は， 厚さ 2.5 m 前後， 長さ 10 数 m 程度の規模のものがいくつか集合している。 ここでも強内湾性の堆積環境が推定される（ [ 後述する「[V.2.3] 上部層」の項で示す ] 第 26 図参照）。
水戸の南方から大洗の南方へかけて 北西 - 南東へのびる顕著な凹地を埋めて発達する地層である。 図幅地域北半部のうち涸沼川の西岸の台地ではほぼ全域にわたって， 涸沼川の東岸では大洗町 神山付近と [ 涸沼の東岸の ] 松川付近との２帯に分れて分布する。 分布の北半では見和層の下部層 [ Ml ] の上に， 南半では石崎層 [ Iz ] の上に不整合にかさなる。 上位には全域にわたって見和層の上部層 [ Mu ] が広く発達する。 本層の露頭柱状図は， 東茨城台地については第 8・9 図に， 大洗の南方地域については第 11 図に示した。
見和層の中部層として地表で見られるものは主として礫層である。 礫層は， おもに径 5～10 cm 大以下の円～亜円礫が密集したものであるが， 露頭の中部に砂がちの層準がはさまれ， 礫の密集部が上・下に２分されていることが多い。 密集部でも礫はほぼ水平に並んでいる。 礫の種類は， 古期堆積岩類の砂岩・チャート・頁岩を主とし， 花崗岩・安山岩・流紋岩も多く， ときに石英斑岩や新第三系の泥岩の礫も見られる。 礫の表面は一般に酸化鉄の皮膜におおわれており， 礫層全体としても赤褐色を呈することが多い。 この礫層の厚さは， 涸沼川の西岸で最高 12～13 m， ふつう 8 m 前後であり， 東岸では神山付近で約 6.5 m， 松川付近で 8 m 程度である。 水戸～大洗付近では， 一般にこの層準の礫が土木・建築用の砂利として採取されている。
礫層の上位には， 見和層の上部層の砂層との間に， 局部的に厚さ 3 m 程度のシルト層が発達することがある。 このシルト層は一般に灰色・塊状で， 大型化石を含まない。 シルト層の基底に淘汰の悪い粗粒砂層がはさまれることもある。 このようなシルト層は涸沼の北岸の 長州 の西方や神山の南方・松川 部落の北側などで見られる。 松川の北側ではシルト層の一部は泥炭質となっている。 これらの地層は， 見和層の中部の礫層堆積後にその表面の凹所を埋めて形成されたものと考えられる。
涸沼川の東岸の神山の北方では， 前述の礫層の下位に， 3 m 程度の厚さで淡褐色を呈する淘汰のよい細粒砂層が発達するのが見られる。 試錐（B-1）では， この砂層はさらに地下までつづき， 全体として 10 数 m の厚さを有することが判る。 砂層の下位にはさらに 4～9 m の厚さの砂礫層が発達する（ [ 先に「[V.2.1] 下部層」の項で示した ] 第 17 図）。 したがって， 神山付近の見和層の中部層は全体として約 35 m の厚さを有し， 下位から礫層・砂層・礫層・シルト層の順にかさなっているわけである。 松川付近および涸沼の北岸地域では， 神山付近の中部層の下半部に当る層準が欠如し， 上位の礫層が直接に石崎層をおおっていることになる。 神山付近の中部層の基底の深い凹所の北西方向への伸びについては， 現在のところ資料がなくてよく判らない。
見和層の中部層の基底の形態については， 露頭における基底面の高度の測定と試錐資料からの推定とあわせると， 第 20 図のようにまとめられる。 また， 松川付近から南東方に伸びる礫層の分布は， 大洗原子力研究所敷地内の多数の試錐資料によって確かめられているが， その状況は第 21 図に示した。 ここでは， 礫層の基底が海側でかえって浅くなっていること， および， 基底面が北西 - 南東方向をもった２筋の凹所からなっていることが特色である。
基底面 : 図幅地域内の台地主部を構成して広く連続的に発達する。 地域の北部では見和層の中部 [ Mm ] ・下部 [ Ml ] および大洗層 [ Oa ] を， 南部ではおもに石崎層 [ Iz ] を不整合におおう。 この基底面は， 第 22 図に示したように， 大洗～鉾田間の南北約 20 km にわたってほぼ一様な高さを保っている（坂本・相原, 1974）。 ただし， この範囲内では， 南部の海抜 16 m + から北部の海抜 14 m 前後まで多少 北へ向って低下する傾向がある。
この基底面には， いくつかの場所で， それぞれ性格の異った 3 m 前後の小起伏が見られる。 南部では徳宿～安房付近で， 徳宿凹地の見和層の下部層のシルト層が突出部を構成している。 そして， その南西側の石崎層の砂層の部分は浅い溝状の凹地となっている。 中部では松川付近で， 見和層の中部層のシルト層を削り残した比高約 2.7 m の突出部が見られる（第 23 図）。 北部では石川川の出口付近で， 中部層の礫層によって構成される海抜 19 m 以上に達する突出部がある。 また， 大洗原研敷地内での多数の試錐資料によれば， [ 先に「[V.2.2] 中部層」の項で示した ] 第 21 図や [ 後で示す ] 第 27 図に示したように， 海抜 20 m + の高い部分と海抜 16～17 m の低い面とが シャープな崖線でもって接している状況がうかがわれる。 この基底面は， 下末吉海進の最盛期に， ゆっくりした海面上昇のもとで波食面として形成されたものと考えられる。
層厚 : 上部層の層厚は， 西側の東茨城台地で 10 m 前後， 東側の鹿島台地で 15～18 m と海岸ぞいで厚い。 鹿島台地は東茨城台地に比べて地形的に約 10 m 高いが， 上部層の基底面の高さは両地域てほぼ一様である。 したがって， 鹿島台地の地形的な高まりは， 少なくともこの地域では， 見和層の上部層の厚さの差によってもたらされたものである。
主岩相 : 見和層の上部層の露頭および試錐柱状図は， 涸沼以北の東茨城台地を第 8・9・16・24 図に， 大洗台地を第 25 図に， 大洗～大谷川地域を第 5・11・12 図に， 七瀬川～鉾田地域を第 14・15 図に， また鹿島灘ぞいの海岸部については第 26 図に示した。
上部層 [ Mu ] は全域にわたってルーズな砂を主とする地層 であるが， 一般に， 下部で淡褐色を呈し， 均質でラミナはあまり発達せず， 黒雲母片の多い細粒砂を主とすることが多い。 ときにパイプ状の生痕が見られる。 上部は黄褐～淡黄褐色を呈し， ラミナのよく発達した細礫まじりの中～粗粒砂となることが多い。 こうした上方粗粒化の傾向は不明白な場合もあるが， ほぼ全域にわたって認められる上部層の特色である。 砂層は一般に砂鉄まじりであるが， 大洗～涸沼付近でとくに砂鉄の濃集層が見られる。 南部では， 上部で砂鉄がより多くなっていることが多い。
砂層中には何枚もの薄い細礫～礫層がはさまれる。 とくに涸沼以北の台地では中部の層準に厚さ 10～50 cm の円礫層が明瞭に発達するほか， 一般に礫層のはさみが多い。 これより東～南方では礫層のはさみは薄くなり， かつその礫も小さくなる傾向がある。 礫は全域的に砂岩・チャート・花崗岩などを主とし， よく円磨され， 表面は平滑で光沢を有することが多い。 礫層の上位にはしばしば灰白色粘土質シルトの薄層が伴われる。
旭村 上釜から玉田にかけての海岸ぞいでは， 上部層の中部に厚さ約 3 m の暗青灰色 塊状シルト層 [ Ms ] がはさまれる。 このシルト層は， 第 26 図の柱状図に示したように， ときに２枚に分れるが， 南北ほぼ 4 km の間で連続するものと思われる。 このシルト層からは， 玉田の南方で [ 後に示す ] 第 6 表の (b) のような貝化石を産した。 同様なシルト層は大洗原研敷地内の多数の試錐によっても確かめられている。 第 27 図の断面図に示したように， シルト層は基底の起伏に関係なくほぼ水平に広がっている。 岩相および化石内容からみて， このシルト層は， 見和層の上部層を堆積させた海進最盛期の途中に， この地域で一時的に浅いラグーン的な環境が生じたことを示すものと思われる。
上部層の最上部には， 南部の鉾田付近で， ラミナのよく発達した凝灰質細粒砂層が 2～3 m の厚さでみられる。 このような岩相は他地域では見られない。 また， 鉾田付近では， ローム層の直下に， いちじるしいクロスラミナの発達した含礫砂層が 基底にいちじるしい凹凸をもって発達することがある。 この地層は， 巴川沿岸との関連からみて， 台地縁辺にわずかに発達する小規模な段丘の構成層と考えられる。
基底礫層 : 図幅地域中部の涸沼の南方では， 上部層の基底礫層がとくによく発達する。 ここでは， 基底礫層は厚さ 1～2 m， ときに 3 m に達し， 径 5 cm 大の円～亜円礫よりなっている。 これより南方へ基底礫層は次第に薄くなり， 七瀬川沿岸では厚さ 10～30 cm 程度で， 礫も径 1～2 cm 大のチャート細円礫を主とするようになる。 北部の見和層の中部層の粗大な礫層上に重なる部分でも， 上部層の基底礫層は薄い細円礫層を主とする。
上部層の基底礫層の下底には， 涸沼の南岸の露頭では， 第 28 図 a， b に示したような特異な形態が見られる。 これは， 上位層の礫が下位の砂層中に径 10 cm 前後， 長さ 1～2 m の円筒状をなして入り込んでいるもので， その成因は不明である。 涸沼から南方へは鉾田付近まで， 上位層の礫が下位の砂層中にパイプ状ないし袋状に入り込んだ状態が見られる。 南方では， その長さは 10 cm 程度， 径は 2～3 cm と規模は小さい。 この不規則な凹凸のため， 上部層の基底礫層の下限は層内礫岩の場合ほどシャープではなく， 直接のさかいが不明白なこともある。
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化石 : 玉田付近のシルト層中から産する貝化石 [ = 第 6 表の (b) に示した貝化石 ] については先にふれた。 砂層からは， 生痕を除いて， 大型化石をほとんど産しない。 本図幅地域を通じて 旭村 湯坪の南方の鹿島灘に面した海崖の１カ所だけで [ 第 6 表の (a) に示した ] 貝化石の密集層を発見したにすぎない。 この化石層は上部層の基底面の直上に位置するもので， 上位は砂丘砂におおわれている。 この化石群は， 第 6 表に示したように， 浅海・外洋性のものであるが， 同時にいちじるしい寒流の影響をうけたことを示すのが特色である。 現在の状況にあてはめると， 三陸北部から北海道南部の貝類群集に相当する [ 以下の [注] 参照 ] 。 下末吉海進最盛期のある時期に， このように優勢な寒流の影響が関東北東部地域まで及んだことは， 古地理環境を復元する上で注目に価する。
構造 : 見和層の上部層は全域にわたってほぼ水平に発達しており， 構造的な乱れはほとんど認められない。 ただ， 図幅中部地域の大谷川沿岸で第 29 図に示したような小断層が認められることがある。 この小断層はローム層までも切るものであるが， その伸びの方向が露頭の前面の谷の方向とほぼ一致している（大谷川本流ぞいではほぼ南北， 支流ぞいではほぼ東西方向）のが特色である。 これらの小断層は， その形態からみて， 段丘崖の形成期に生じた非構造性の表層滑落に伴うものである。
本層は， 見和層の上位， ローム層の下位に発達する粘土～砂質粘土を主とした地層である。 東茨城台地では全域にわたって分布するが， 鹿島台地ではその西縁 -- 切峯面図（第 1 図）で 35 m 等高線以下の部分 -- に分布するにすぎない。 大洗台地では全く見られない。 本層と下位の見和層・上位のローム層とは見かけ上整合にかさなる。
この粘土層は， 灰色～青灰色， ときに灰褐色を呈する粘土ないし砂まじり粘土を主とし， ときに細礫まじりの粘土のこともある。 一般に， 粘土層の上半部にはたてのクラックが発達するが， 下半部は砂質で塊状である。 厚さは， 涸沼より北の東茨城台地では 1～3 m と厚く， 涸沼以南では 1 m 前後と多少薄くなる。 涸沼より北の層厚の厚い部分では， 本層の下半部に細粒砂の薄層やレンズをはさむことが多く， ときには砂・粘土の 10～20 cm ごとの互層となることもある。
涸沼より北の東茨城台地に広く分布する茨城粘土層については， 江口ほか（1967）による窯業原料としての詳しい調査報告がある。 これによると， この粘土は， 粘土鉱物としては加水ハロイサイトとハロイサイトの不規則混合層鉱物を主とし， Al バーミキュライトやモンモリロナイトを伴うものであり， 砂質分としては， 石英・長石を主とし， 小量の火山ガラス， 微量の角閃石・輝石・磁鉄鉱を含み， 二次鉱物として褐鉄鉱を伴う。 また， 成因的には火山灰起源で， 水中に堆積したものとされている（江口ほか， 1967）。 おそらく， 見和層の堆積面が陸化して低平な地表をつくった時， その規模や継続期間は別として， 浅い静かな水域があちこちに生じ， その水中に降灰がつもり， 風化をうけて， この粘土層が形成されたものであろう。 鹿島台地の主部に茨城粘土層が分布していないのは， ここがいち早く乾陸化したためと思われる。
茨城粘土層は， その層序的位置からみて， 関東平野の中南部の台地に広く発達する常総粘土層に対比される。
磯浜図幅地域内では河成段丘の発達は貧弱である。 [ 本図幅の北隣の那珂湊図幅地域の地質図によると ] 那珂川の南岸には 上市 [ tU ] ・ 谷田 ・ 栗崎 の３段の段丘が発達しているが， 本地域内では， そのうちの最高位の上市段丘のみが見られるにすぎない。 上市段丘と同時期とみられる段丘 [ = 涸沼段丘（tH）? ] は涸沼の南岸にも見られる。 これは， [ 涸沼の西方の ] 涸沼川の南岸にそって， 西隣の石岡図幅地域内に連続的に発達する段丘の最下流部にあたっている。
上市段丘より新らしい段丘はここでは低位段丘 [ tl ] として一括した。 涸沼川沿岸では， 海抜 10 m 前後の [ 低位 ] 段丘がきわめて断片的に分布するにすぎない。 図幅地域南部の七瀬川の沿岸では， [ 低位段丘が ] 小規模ながらかなり連続的に発達する。
図幅地域北縁の那珂川と涸沼川の合流点付近では 沖積層下に埋没段丘 [ tb ] が伏在することが試錐資料により推定されるが， これについては「V.6 沖積層」の項で述べる。
上市段丘は那珂川下流で川の両岸にそって連続的に発達する段丘であるが， 本図幅地域内では， [ 図幅地域北端に ] その南岸側の最下流部がわずかに見られるにすぎない。 ここでは， 段丘面の高さは， 約 3 km の間で海抜 22.5 m から 17.5 m まで低下する。
上市段丘の構成層である上市（段丘）礫層は， ふつう 5 cm 大以下の径の 砂岩・頁岩・チャート・安山岩・花崗岩などの円～亜円礫よりなる。 礫は一般に密集しているが， ほぼ水平に配列していることが多い。 また， 礫層の上部には砂がちの部分をはさむことが多い。 層厚は 5～6 m で， 那珂川の北岸に分布する上市礫層に比べてうすい。 上市礫層の上位には， 中部に鹿沼軽石層をはさむローム層がかさなる。 本層の柱状図は第 30 図に示した。
なお， 上市段丘は， 一般に南関東の武蔵野段丘に対比されている。
涸沼川の沿岸では， おもに西隣の石岡図幅地域内で， とくに南岸ぞいに， 河成段丘の連続的な発達がみられる。 この段丘は， その高さや台地面との比高からみて， 那珂川沿岸の上市段丘に対比されるものである。 ここでは， 涸沼段丘と呼ぶことにする。 その構成層が涸沼（段丘）礫層である。 本図幅地域内では， [ 涸沼の南岸に ] その最下流部がわずかに見られるにすぎない。
涸沼段丘は， 西隣の石岡図幅地域内で涸沼南岸から国道 6 号線付近にかけて， もっとも模式的に発達している。 ここでは， その構成層もふつう 2～3 m， 最大 5 m の層厚に達し， 下位から礫層（1～3 m 厚）， 砂～礫まじり砂層（0.5～2 m 厚）， 細礫層（1 m 以下）の順で重なっているのが観察される。 しかし， 本地域内では， 段丘としての形態もあまりはっきりせず， 礫層の発達もいちじるしく悪い。 構成層としては， わずかに段丘の末端部で， 見和層の上位に厚さ 1 m 前後の礫層が見られることがあるにすぎない。 この礫層は 2～3 cm 大の砂岩・チャート・花崗岩などの細円礫を主とするもので， 礫は密集し， 配列に方向性を示さないことが多い。 この礫層の上位には中部に鹿沼軽石層をはさむローム層が重なる。
涸沼川沿岸の低位段丘は， 大洗付近・神山付近・ [ 茨城町 ] 下石崎付近および涸沼の南岸地域の４カ所に， いずれも海抜 10 m 前後のものが， きわめて断片的にみられるにすぎない。 このうち， 大洗付近のものを除いては， 構成層の状態は不明である。
大洗付近の低位段丘の構成層は， 第 31 図 (a) の柱状図に示したように， 細礫まじりで淘汰のわるい中粒ないし粗粒砂を主としており， 上部に細円礫層をはさむこともある。 厚さは 5 m 前後である。 この段丘層は， 中部に鹿沼軽石層をはさむローム層におおわれる。 他の３カ所の段丘も同様に中部に鹿沼軽石層をはさむローム層におおわれている。
七瀬川沿岸の低位段丘は， 海抜 15～10 m で， 小規模ながらかなり連続的に発達する。 しかし， 沖積面との比高が小さいため， 構成層の状況は不明のことが多い。 わずか数カ所の露頭で， 第 31 図 (b) に示したような 1 m 前後の厚さの礫層が見られるにすぎない。 礫層は 2～3 cm 大のチャート・頁岩などの円礫を主とするが， 礫はあまり密集せず， 上部に砂層が発達することが多い。 この上位には， 鹿沼軽石層をはさむローム層が重なる。
なお， 涸沼川沿岸の低位段丘をおおうローム層と 七瀬川沿岸の低位段丘をおおうローム層とを比較してみると， 前者では鹿沼軽石層より下位の部分が約 1 m の厚さを有するのに対し， 後者では同じ部分が約 30 cm の厚さにすぎない。 おそらく， 前者より後者の方がいく分 新期に形成されたものであろう。
図幅地域内の台地をほぼ一様におおって広がる褐色の風化火山灰層（赤土層）である。 地域内では， その中部にきわめて有効な鍵層である鹿沼軽石層が挾在するのを除いて， 全体としてほぼ塊状均質であり， 層理の発達はきわめてわるい。 層厚は全体として 2～4 m 程度である。
鹿沼軽石層より上位の部分は， 下位に比べていく分明るい褐色を呈する塊状 均質の風化火山灰よりなり， 厚さは 1～1.5 m 程度である。 この部分は， 北関東の標準である宇都宮付近のローム層序（阿久津（1957， 1960））と比較すると 田原 ローム層および 宝木 ローム層上部に相当する。 ただし， 模式地と違って， 両者は漸移し， そのさかいははっきりしない。 重鉱物組成としては， その上半部で紫蘇輝石・普通輝石・磁鉄鉱を主とし， 角閃石・カンラン石をわずかに含む。 その下半部では， 紫蘇輝石・角閃石・磁鉄鉱を主とし， 普通輝石・カンラン石を伴う。
鹿沼軽石層は特有の黄白色を呈する径 1～2 mm 大の細粒の軽石からなる降下堆積物で， 淘汰がよく， 無層理である。 これは赤城火山を給源とするもので， 本地域のみならず北関東一帯にわたって顕著な鍵層となっている。 その層厚は， 図幅地域内では涸沼付近でもっとも厚く 35 cm 前後に達する。 これより北方の那珂台地の東部では 25～20 cm と厚さはあまり変らないが， 南方へは急速に薄くなり， 図幅地域南縁部から鉾田付近にかけては 10 cm 程度の厚さにすぎない（第 33 図）。 重鉱物組成としては， 紫蘇輝石・角閃石・磁鉄鉱を主とし， 普通輝石は少ない。 鹿沼軽石層の直下にはまれに暗色帯の発達がみとめられることがあり， また， この軽石層が下位のローム層を切っている場合もある。
鹿沼軽石層より下位のローム層は上位に比べていく分暗い褐色を呈し， ややしまっている。 厚さは 1～2 m 程度である。 宇都宮付近のローム層序における宝木ローム層の下半部に相当する。 重鉱物組成としては， 紫蘇輝石・角閃石・磁鉄鉱を主とし， 小量の普通輝石・カンラン石をともなう。 涸沼より北の東茨城台地の東部では， ローム層のうち鹿沼軽石層より下位の部分は全体にわたって砂まじりとなっており， ときには細礫の散在することもある。 大洗台地と鹿島台地の北端部では， このうちの下半部だけが砂まじりとなっている。 図幅地域南半部の台地では， 鹿沼軽石層より下位の部分でもロームが砂まじり・細礫まじりとなることは少ない。 ここでは， 鹿沼軽石層より約 1 m 下位のところに 厚さ 10 cm 程度の白色を呈する軽石質の層準がはさまれることがある。 この層準は， 地理的分布や層序的位置からみて， 南関東で武蔵野ローム層の下部にはさまれ， 有効な鍵層となっている東京軽石層の末端部にあたるものであろう。 この層準の下位には， さらに 30～50 cm 程度の厚さのローム層がみられるが， この部分はいちじるしく粘土化しており暗褐色を呈する。
台地内を刻む大谷川・七瀬川沿岸の冲積低地は規模も小さく， 資料もほとんどない。 ここでは， おもに涸沼川・那珂川の下流に幅 2 km 前後の低地 [ a' ? ] をつくって発達する沖積層について述べる。 資料としでは， 那珂川の河口の海門橋の試錐調査， 国鉄 鹿島線（予定線）ぞいの試錐調査および その他の散在する試錐調査の結果（第 34・35 図）がある。
冲積層の基底 : 第 34・35 図の柱状図から判るように， また， 第 36 図に模式的に示したように， 涸沼川の下流の冲積層の基底には広い 埋没段丘 [ tb ] と深い谷とがかくされているのが特色である。
埋没段丘は， 塩ガ崎の台地を地下へ延長した形で 那珂川と涸沼川の合流部の内側（上流側）に発達する。 埋没段丘の表面の海抜高度は -15 m 前後であり， これを構成する礫層の厚さは 1～4 m である。 この埋没段丘は那珂川の上流へむかってはよくつづき， 那珂川ぞいに認められる２段の埋没段丘のうち上位のものにあたる（坂本ほか， 1972）。 この埋没段丘は沖積層の基底の谷に切られており， 南関東の立川面（広義）に対比されるものとみられる。 なお， 涸沼川ぞいでの連続性はたしかめられていない。
冲積層の基底の谷は， 最終氷期の海面低下期に陸上の河谷として形成されたものである。 涸沼川の谷の最深部は低地の東部に偏っているが， 少なくとも -60 m より深い。 那珂川の河口部では， 冲積層の基底の深さは -80 m 前後と推定されている（坂本・野間， 1969）。
冲積層の層相 （第 36 図） : 埋没谷の最深部にあたる部分では冲積層の厚さは 60 m 以上に達する。 ここでは， 下半部の厚さ 25～30 m の部分は基底部に礫層が発達するほか， 砂～泥質砂を主とし， 泥炭層をはさみ， また各所で植物破片を含んでいて， 陸成と思われる。 冲積層の上半部の厚さ 10～25 m の部分は粘土～シルトを主とし， 貝化石を多産するので海成と思われる。 埋没段丘上ではこの海成と思われる部分のみが発達する。 陸成と思われる部分と海成と思われる部分のさかいは旧河谷の中央部で低下した凹型を示すが， 両者の間に不整合などの侵蝕間隙があったかどうかは今のところ不明である。 表層の厚さ数 m の部分は砂層を主とし， 河成である。
那珂川の河口の海門橋における試錐結果（第 37 図）によっても， ほぼ -20 m 以下は砂～砂・シルト互層を主とし， 陸成とみられる。 上半部は暗青色のシルトを主とし， 貝化石を多産して， 海成と思われる。 那珂川の北岸の那珂湊市街地では， 冲積層の上部のシルト中から 斎藤（1959b）が第 7 表のような多数の海棲貝化石を報告している。
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Acteocina cf. insignis (PILSBRY)
Arca cf. arabica PHILIPPI Batillaria cumingi (CROSSE) B. zonalis (BRUGUERE) Bittium aleutaceum GOULD Corbicula japonica PRIME Cryptomya busoensis YOKOYAMA Dosinia aff. penicillata (PHILIPPI) Ostrea gigas THUNBERG Pillucina sp. Rapana thomasiana (CROSSE) Spisula sp. Syrnola cf. hurumana (YOKOYAMA) Trapezium lyratum PILSBRY Venerupis variegata (HANLEY) |
一方， 図幅地域を南へはずれた七瀬川と巴川の合流点付近（鉾田市街地の南の北浦との間）では， 数本の試錐資料（第 39 図）により 冲積層の基底が少なくとも -19 m に達することが知られている。 この川筋の中央部では， 冲積層は， 基底に砂～礫層がわずかに発達するほかは， 大部分がきわめて軟弱な（N 値が 0 程度の）泥質層よりなっている。 この泥質層中からはしばしば貝化石が報告されている。 谷の東よりの部分では， N 値が 20～30 程度の貝殻まじり細砂層が冲積層のほぼ全体を占める。
風成砂 [ sd ] : 図幅地域の全海岸線にそって砂丘を形成して分布している。 砂丘は， 大洗台地では台地上に吹き上げ， 幅 1 km に達するが， その他の部分では幅 500 m 以下で， 鹿島台地の東縁の段丘崖をおおっているにすぎない。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tokyo (8) No. 22
By Toru SAKAMOTO (Written in 1974)
The mapped area situated in the north-eastern part of the Kanto Plain is composed of terraces and alluvial plains. The terraces were formed as a coastal plain during the last interglacial transgression. The surface of the terraces is very flat and 30 to 40 m in altitude. Alluvial plains are developed mainly along the Naka and Hi-numa rivers.
The greater part of the area is occupied by Pleistocene deposits. The occurrence of pre-Quaternary rocks is narrowly limited.
The Oarai Formation [ Oa ] exposed at the basal part of the Oarai Terrace in the northern part of the area, consists mainly of conglomerate intercalated with thin sandstone and siltstone layers. The formation has a total thickness of about 1,000 m. On the basis of the floral content and general attitude of the strata, the formation is suggested to be late Cretaceous or early Tertiary in age.
Miocene formation [ M ] concealed by the Pleistocene is found by drilling in the Kashima and Higashi-Ibaraki terraces. The formation consists mainly of dark colored massive siltstone yielding fossil diatoms and Sagarites.
Pliocene formation [ P ] is found by drilling between the Miocene and Pleistocene in the southern part of the Higashi-Ibaraki Terrace. The formation is composed of fine sandstone below and massive siltstone above. Molluscan fossils including Venericardia panda yield from the lower part of the formation.
The Ishizaki Formation [ Iz ] exposed narrowly at the lower part of terrace cliffs in the central and southern parts of the area, is composed mainly of fine to medium sand intercalated with thin pebble layers. There is none available for age determination, but the formation is referred to the middle Pleistocene according to its stratigraphic position.
The Miwa Formation is ancient coastal plain deposits formed during the last interglacial transgression. The formation is stratigraphically tri-partite as follows. The lower part [ Ml ] is composed mainly of gravel and mud, being about 40 m in maximum thickness. The unit is channel-filling deposits marking the early phase of the transgression. The middle part [ Mm ] dominated by fluvial gravel is 8 to 10 m in general thickness, but about 30 m in maximum. It represents an episode of slight lowering of sea-level within the transgression. The upper part [ Mu ] is composed chiefly of fine sand and pebbly sand, with a thickness of 10 to 20 m. The basal plane of the unit is very flat and is about 15 m above sea-level. This unit is veneer [ = thin-layered ] deposits on the wave-cut platform carved during the maximum of the transgression. The greater part of the terraces in the area is occupied by the upper part of the Miwa Formation.
The lbaraki Clay Bed [ Ic ] is intercalated between the Miwa Formation and the Loam Formation, being 1 to 3 m in thickness at the Higashi-Ibaraki Terrace. This bed is composed of gray to bluish gray clay or sandy clay.
River terrace deposits developed along the Naka river at the northern margin of the area are named the Uwaichi Terrace Gravels [ tU ] . This formation is about 5 m thick in the area. Small terraces are found along the Hi-numa and Nanase rivers．
The Loam Formation [ l ] , weathered volcanic ash layers, covers all terraces in the area, with a thickness of 2 to 4 m. In the middle part of the formation there is intercalated the Kanuma Pumice Bed (20 to 30 cm in thickness), a remarkable key bed in the northern Kanto region.
Alluvial deposits along the Naka, the Hi-numa and other small rivers are composed mainly of sand and mud. The bottom of the alluvium is located about 80 m below sea-level near the mouth of the Naka river.
A summary of the stratigraphic sequence of the area is shown in the table, and geologic profile of the area is schematically shown in the figure.
| Age | Stratigraphy | Remarks | |||
| Quaternary | Recent | Alluvium |
Post glacial
transgression | ||
| Pleistocene | |||||
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Buried terrace gravels
Lower terrace gravels Uwaich Terrace Gravels |
Loam
formation | Regression | |||
| Ibaraki Clay Bed | |||||
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Miwa
Formation | Upper part |
Last intergracial
transgression | |||
| Middle part | |||||
| Lower part | |||||
| Ishizaki Formation | |||||
| Neogene | Pliocene series | Venericardia panda etc. | |||
| Miocene series | Sagarites etc. | ||||
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Paleogene or
Late Cretaceous | Oarai Formation | Oarai flora | |||
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昭和 50 年 2 月 20 日 印刷 昭和 50 年 2 月 25 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1975, Geological Survey of Japan