地域地質研究報告
５万分の１図幅
東京（8） 第 26 号
東京大学 大久保雅弘
埼玉大学 堀口万吉
昭和 44 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 地質概説 II.2 古生界（三波川帯） [ II.2.1 ] 下部層群 [ II.2.2 ] 中部層群 [ II.2.3 ] 上部層群 II.3 古生界（秩父累帯北帯） [ II.3.1 ] 柏木層群 [ II.3.2 ] 万場層群 [ II.3.3 ] 上吉田層群 [ II.3.4 ] 蛇木層 [ II.3.5 ] 石灰岩レンズ群 II.4 古生界（秩父累帯南帯） [ II.4.1 ] 乙父沢層 [ II.4.2 ] 両神層 [ II.4.3 ] 石舟層 II.5 中生界（山中地溝帯白亜系） [ II.5.1 ] 石堂層 [ II.5.2 ] 瀬林層 [ II.5.3 ] 三山層 II.6 新生界（第三系） [ II.6.1 ] 牛首峠層 [ II.6.2 ] 千鹿谷層 [ II.6.3 ] 飯田層 [ II.6.4 ] 黒海土層 [ II.6.5 ] 風殿層 II.7 新生界（第四系） II.7.1 河岸段丘堆積物 II.7.2 山腹緩斜面の堆積物 II.7.3 ローム層 II.8 火成岩類 [ II.8.1 ] 石英閃緑岩 [ II.8.2 ] 玢岩 [ II.8.3 ] 蛇紋岩および滑石 II.9 地質構造 II.9.1 三波川帯 II.9.2 秩父累帯 II.9.3 山中地溝帯 III. 応用地質 III.1 秩父鉱山 III.2 その他の地下資源 III.2.1 滑石鉱床 III.2.2 マンガン鉱床 III.2.3 鉱泉 III.2.4 崩壊地辷り III.2.5 庭石 文献 文献（秩父鉱山関係の分） Abstract
地域地質研究報告
５万分の１図幅
（昭和 42 年稿）
東京（8） 第 26 号
筆者らを含む研究グループが， 関東山地の西域の野外調査をはじめたのは， 昭和 32 年の夏の [ 埼玉県 秩父郡 吉田町 ] 石間 付近（本図幅地域東端）の調査がきっかけであった。 それ以来， 北は三波川帯から南は四万十帯に至る範囲について地質調査を続けてきたものである。
本図幅の地域については， そのかなりの部分が調査済みであったが， 最終的には昭和 42 年内に地質調査所の事業の一部として野外調査を実施し， 全域の再検討を行なった。 この調査において 秋山清則・平野英雄・小勝幸夫・村井武文・渋谷紘・竹内敏晴・角田史雄 の諸氏のご協力を得た。 他方， 三波川帯と 山中 地溝帯については， それぞれ村井武文・武井晛朔の両氏が広域にわたって地質図を作成されていたので， 本図幅にはその一部を転載させていただいた。
報告書の執筆は， 古生界については大久保雅弘・村井武文， 中生界は武井晛朔， 新生界は堀口万吉， 応用地質（秩父鉱山の記載を除く）は村井武文らが分担した。 古生界の小構造については小玉喜三郎氏にご援助いただいたことを明記しておく。 また， 写真撮影については吉羽興一・小林健の両氏のご支援を得た。
秩父鉱山の記載は， とくに鉱床部の木村正氏に執筆をお願いした。 この記載のために， 日窒鉱業株式会社から種々の資料の提供を受けた。
以上の方々に厚くお礼を申上げる。
万場図幅地域は関東山地の北部にあり， 群馬県南西隅（甘楽郡， 藤岡市および多野郡）と埼玉県北西隅（児玉郡および秩父郡）の県境付近に位置している。 図幅地域内の地形を大きくみると， 古生界からなる山地， 中生界の溝状凹地， 第三系の盆地および第四系の河岸段丘などに分けることができる。
古生界の山地は， 図幅地域内の南西側において， 標高 1723 m の 両神山 ， 1505 m の 天丸山 などがあり， 急峻な山形として壮年期前期の地形を呈している。 ここは秩父多摩国立公園の一角でもある。 北側においては， 赤久縄 山（1522 m）， 西御荷鉾 山（1286 m）， 東御荷鉾 山（1246 m）および 雨降 山（1012 m）などが突出しているほかは， 一般に 1000 m 以下の標高をもち， 比較的緩い地形であって， 壮年期後期の地形を呈している。
個々の山形をみると， 構成岩の種類がその容相を左右していることが目につく。 たとえば， チャートの厚層で占められている両神山・天丸山などの鋭角的な山容（第 1 図）， 石灰岩からなる 叶 山・ 二子 山の奇峰（第 2 図）などがその好例である。
図幅地域内を 乙父 [ ← 図幅地域西端の南北中央付近 ] から東へ， 志賀坂 峠 [ ← 両神山の北方 3.5 km ] をへて 小鹿野 近くまで， ほぼ東西に横断している 山中 地溝帯は地形的にもきわめて明瞭であって， 古生界の山地の中に溝状の凹地部を形造っている。 この地溝帯は， 東端部が開けて秩父盆地となる（第 3 図）。
水系は， 図幅地域の北西部に 磐戸 川 [ ← 位置不明 ; 図幅地域北西隅 ? ] ・ 鮎 川 [ ← 赤久縄山の北西方 3 km ] -- 鏑 川 [ ← 位置不明 ; 鮎川の北方で本図幅の北隣の富岡図幅地域内 ? ] 水系， 中央部は 神流 川・ 三波川 -- 利根川水系， そして南部は吉田川・河原沢川 [ ≒ 赤平川 の上流部 ? ] ・ 薄 川・小森川・ 神流川 [ ← 前記の本図幅地域中央部の神流川とは別の川で秩父鉱山付近から南流している ? ] -- 荒川水系に分かれている。 大きくみて， 荒川水系と利根川水系の分水界は， ほぼ県境に一致している。
各河川には河岸段丘が発達しているが， もっとも古いものは現河床との比高約 130 m， 中位のものは比高 30～60 m 付近にあり， これらにはそれぞれロームが堆積している。 下位の段丘は， 主要河川ぞいに比高 10～20 m 付近の高さに広く発達しており， ここには主要道路が走り， また人家が密集している。
なお， ローム層の発達についていえば， 山岳部において緩傾斜面にロームが残存している場合が少なくない。 たとえば， 日野牧場付近 [ 位置不明 ] ， 西御荷鉾山の南斜面， 萱ノ平 [ ← 赤久縄山の南西方 4 km ] などが好例である。
特異な地形としては， 神流川の中流域の地辷り地形がある。 とくに， 三波川帯においては坂原付近 [ ← 雨降山の南方 2 km ] とその下流域において顕著である。
以上のような図幅内の地形を鳥瞰図で示すと第 4 図のとおりである。
本図幅地域内の交通としては， 鉄道はなく， すべてバス路線である。 神流川沿いの十石峠街道 [ ← 国道 462 号線 ? ] には， 藤岡 [ ← 本図幅の北隣の富岡図幅地域内 ] ・ 鬼石 [ ← 本図幅の東隣の寄居図幅地域内 ] からバスが入っている。 吉田川沿いでは長沢 [ ← 白石山の北西方 3 km ] まで， 河原沢川では志賀坂峠まで， 薄川では浦島口 [ ← 浦島の南東付近 ? ] まで， それぞれ小鹿野からバスがある。 また， 中津川 [ ← 本図幅の南隣の三峰図幅地域内 ] ・秩父鉱山へは [ 本図幅の南隣の三峰図幅地域内の ] 三峯口 [ 三峰口 ? ] よりバスが入っている。
一般に関東山地と呼ばれている域地の西半部は， 第 5 図（巻末付図）に示したような地層の分布をもっている。 これを北から南へ列記すると下記のとおりである。
| ||||||||||
三波川帯は， 秩父累帯北帯とともに緩傾斜の褶曲構造を示している。 そのため， 図幅地域内では結晶片岩系の下部の露出はきわめて限られている。
秩父累帯北帯および 山中 地溝帯， すなわち本図幅地域の主部についてはあとで述べる。
秩父累帯南帯の古生層は， 層相上５帯に区分できる。
本図幅地域では， 第１帯を 乙父沢 層， 第２帯と第３帯を 両神 層， 第４帯を 石舟 層と名づけた。
四万十帯は， 秩父帯と断層によって境され， 奥秩父の山岳地域を広く占めている。 本帯の地層群を層相上４帯に区分する。
第 5 図において， [ 本図幅の南隣の三峰図幅地域内の ] 妙法岳 [ 妙法ヶ岳 ? ] から雲取山に走る南北方向の断層によって四万十帯は大きく断たれているが， それより東側の地域については調査が不十分なので説明は省略する。
これらの中・古生界の基盤岩類の上に秩父盆地の第三系がのっている。 これは下部中新統に属し， 通常，上下の２層群に大別されるが， その境界は， 第 5 図に図示したとおりである。
このような地質のなかで， 三波川帯の南部から， 秩父累帯南帯の中部までが本図幅地域に含まれる。
図幅地域内でもっとも分布面積の広いのは古生層であり， そのなかでもほとんどが二畳系である。 古生層は， 山中地溝帯を隔てて北側と南側を占めているが， 西南日本外帯の構造区分に従えば， 北側の神流川流域の古生層は秩父累帯北帯に属し， 南側のそれは秩父累帯南帯に相当する。 当地域においては， 秩父累帯中帯は存在しないものと考える。
秩父累帯北帯の古生層の北側， すなわち本図幅地域の北東隅は三波川帯が占めている。 あらためていうまでもなく， 小藤文治郎 38), 39) ・大塚専一 56) らの研究以来， この三波川帯は群馬県 多野郡 三波川村を中心として発達している模式地であり， また， 神流 川流域の古生層は， いわゆる秩父古生層の模式地でもある。 これらの基盤岩類の上に， 山中地溝帯の白亜系および秩父盆地の第三系がのっている。 これらの地質系統を要約すると第 1 表のようになる。
| 時代 | 三波川帯 | 秩父帯北帯 | 秩父帯南帯 | 地質現象 | ||||||
| 新生代 | 第四紀 | （神流川流域） | （赤平川流域） |
西方
諸火山の 噴出物降下 | ||||||
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段丘
堆積物 | 新羽段丘 | 小鹿野段丘 | ||||||||
| 石神段丘 | 大波見段丘 | |||||||||
| 生利段丘 | ||||||||||
| 新第三紀 | 鮮新世 | 全般的隆起 | ||||||||
| 中新世 |
秩父盆地の
第三系 | 風殿層 |
石英閃緑岩
貫入 | |||||||
| 黒海土層 | ||||||||||
| 飯田層 | ||||||||||
| 千鹿谷層 | ||||||||||
| 牛首峠層 | ||||||||||
| 古第三紀 |
関東山地の
ブロック化 | |||||||||
| 中生代 | 白亜紀 |
山中
地溝帯 | 三山層 | |||||||
| 瀬林層 | ||||||||||
| 石堂層 | ||||||||||
|
本州地向斜の
隆起と分化 | ||||||||||
| 古生代 | 二畳紀 |
?
↑ 結晶 片岩 ↓ ? |
白石山・
叶山・ 二子山 石灰岩 |
三波川
変成作用 | ||||||
|
上吉田
層群 | ||||||||||
| 蛇木層 | 両神層 | ? |
海底火山
活動 | |||||||
|
万場
層群 | 乙父沢層 | 石舟層 | ||||||||
| 石炭紀 |
柏木
層群 | ? | ||||||||
| ? | ||||||||||
三波川帯の結晶片岩は， 全層厚約 2600 m のうち， 本図幅地域ではおもに中位および上位の地層群がみられ， 地質構造からいえば， 三波川沿いの背斜軸から以南に相当する。 三波川帯と秩父累帯（北帯）との接合関係は断層である。
秩父累帯北帯の古生層は， 下位より 柏木 層群， 万場層群および 上吉田 層群に３分され， 全層厚 2800 m 以上の累層である。 層相的には， 柏木層群は珪質岩相， 万場層群は火山砕屑岩相， 上吉田層群は砂質・泥質および珪質岩相で代表され， 地質構造上は緩やかな褶曲構造， すなわちドーム・ベーズン構造が特徴的である。 化石は， 万場層群の上部の石灰岩および上吉田層群中の石灰岩より， 二畳紀前期ないし中期を指示する紡錘虫が発見されている。
これに対して秩父累帯南帯の古生層には， 泥質・砂質および珪質岩相が発達しており， 石灰岩はきわめて散在的な存在であり， 火山砕屑岩相はごくまれである。 また， 地質構造も一見して単調な単斜構造を示しているので， 北帯の古生層とは全く対照的である。
秩父累帯北帯の南縁部， すなわち山中地溝帯に近接する付近に， 北帯主部のドーム・ベーズンとは異なった単斜構造の部分がある。 これを 蛇木 層と名づけておくが， 本層は砂・泥質の厚い互層であり， かつ， 破砕ないし擾乱のうけ方が著しいものである。 そして， 蛇木層と北帯主部の地層群との境界線に沿って， 巨大な石灰岩レンズが挟まれており， 西から， 叶山・二子山・白石山の岩峯をつくっている。 いずれも紡錘虫化石を多産する。
以上の古生層の一般的な配列方向とわずかに斜交して， 山中地溝帯が N 70°W 方向に延びているが， これを占める中生層は白亜系の下部統および上部統の一部である。 下部統（ 石堂 層・ 瀬林 層）の層相は基底礫岩にはじまり砂岩・頁岩の互層よりなる累層であって， 層厚は約 1000 m である。 上部統（ 三山 層）は下部統に対して平行不整合関係にあるが， 層相は基底礫岩から砂泥互層に続く。 礫岩の礫種についていえば， 下部統の基底礫岩には堆積岩が多く， 火成岩としては花崗岩礫が少量であるにすぎないのに対して， 上部統の基底礫岩は多種多様の礫種をもっている点が大きな違いである。 地質構造は， 古生層とは全く異なり， 一般的な地層の配列方向に平行な褶曲軸をもつ複向斜構造である。
秩父盆地の第三系は， 図幅地域の南東隅において， 古生界と中生界を不整合に覆っているが， ここは第三系最下部の代表的な発達地である。 その地質時代については， 大部分は中新統の下部に属するが， 最下部の一部には漸新統上部が含まれている可能性があると一般にいわれている。
第四系は， 秩父盆地中央部に多摩ローム相当層が堆積しているが， 図幅地域では， 下末吉 ローム以後の堆積物が一部の段丘あるいは山岳地の平坦ないし緩傾斜部に残存している。
火成岩では， 秩父帯南帯に貫入している石英閃緑岩が最も目立った岩体であって， その周縁部の接触鉱床として秩父鉱山が著名である。 また岩脈は， 図幅地域内の西半部にみられるだけである。
以下， 本章では層序を中心に記述し， 地質構造に関しては次章で述べることとする。
三波川帯の結晶片岩系は， 層相により３層群に区別できる。 そのうち本図幅地域内では， 下部層群の最上部のみが三波川沿いに露出しているほかは， すべて中部および上部層群である。 全体を三波川層群とよぶ。
三波川の中流域（ [ 本図幅地域の北東隅の ] 犬塚付近）に露出している本層群は， 点紋緑色片岩・点紋石英片岩で代表され， 層厚はわずか 180 m にすぎない。
点紋緑色片岩 [ Slg ] : 片理のよく発達した緑色の結晶片岩であって， ときに， 緑簾石 [ epidote ] の密集した黄緑色の縞や方解石の白い縞がみられる。 点紋は白色で， 粒径・量ともに片理面によって不均一な分布を示す。 鉱物組成は， 緑簾石・緑泥石 [ chlorite ] ・陽起石 [ actinolite ] ・方解石のほか， チタン石などを含む。 また， 石英・白雲母・ざくろ石などを単独または相伴って含む。 これらのなかで， 陽起石は細粒であるが， 多くの場合， 短冊形の自形を呈している。 チタン石・緑簾石の自形を示して大形に成長することがある。 曹長石の斑状変晶中には， 緑簾石・石英・針状の陽起石その他の包有物を含んでいる。
点紋石英片岩 [ Slq ] : 白色ないし灰黒色あるいは緑色を呈し， ほとんど石英からなる。 片理の発達はあまりよくないが， 微褶曲による線構造がよく発達する。 点紋は散在することが多く， 全くみられないときもあるが粒径は大きい。 鏡下においてもほとんど石英で占められ， きわめて少量の白雲母が散在する。 その他， 緑泥石・緑簾石・方解石・ざくろ右・脆雲母 [ brittle mica ] ・燐灰石 [ apatite ] ・電気石 [ tourmaline ] などが含まれる。 とりわけ， ざくろ石はかなり普遍的に認められる。 黒色片岩との間には， 種々な程度の中間的な石英片岩があるが， ここでは， 石英以外の鉱物がきわめて少なく， 石墨をほとんど含まないものを石英片岩とした。 原岩はチャートと考えられる。 なお， 特徴的な岩種として， 紅簾片岩が発達することがある。
本層群は， 上部層群に較べて片理の発達が顕著であり， 構成鉱物の粒度も大きく， また鉱物組合せもやや異なっている。 全層にわたり点紋をもっている。 岩種としては， 点紋黒色片岩を主とし， 少量の点紋石英片岩・砂質片岩・石英片岩および緑色片岩などを含んでいる。 これらの結晶片岩にあっては， 再結晶作用が完全に進んでいて， 原岩の組織はほとんど残されていない。
点紋黒色片岩 [ Smh ] : 中部層群中もっとも分布が広い岩種であって， 石墨 [ graphite ] を含み， 片理面の発達が顕著である。 微褶曲を示すことも多い。 構成鉱物は， 石英・曹長石・白雲母・石墨のほか， チタン石などが含まれ， そのほかに， しばしば， 緑泥石・緑簾石・方解石などもみられるが量的には一定しない。 石墨を欠くものでは線色を呈することもあるが， 泥質岩起源のものとして本岩種に含める。 蛇紋岩に接する黒色片岩は， 緑泥石を多量に含み， 光沢のある外観を呈する。 中部層群の下半部の本岩種の中には， ざくろ石が含まれることも多く， また， 電気石・燐灰石・脆雲母などもまれではない。 曹長石点紋は径 5 mm 以下の大きさで散在し， 黒色を呈する。 風化した黒色片岩では， 脱色されて白雲母が日立ってくるが， 酸化鉄で汚染されて淡褐色を示すことがある。 点紋中の包有物としては， 石英・緑簾石・石墨などが多い。 本岩の構成鉱物中の白雲母をはじめ多くの鉱物が波動消光を示すのに対して， 曹長石点紋は波動消光を示さず， あるいはその程度が微弱であることが多い。 これは， 包有物の種類が多いこととともに， 点紋の形成が変成末期であることの証拠でもある。
砂質片岩 : 外見上， 石英片岩ににているが， 曹長石の量がかなり多く， 粒状の外観を呈する珪質岩である。 曹長石が多いという以外は， 鉱物組成は石英片岩とほぼ同じである。 ただし， 副成分鉱物の量は石英片岩よりもやや多く， また石墨も含まれている。 本岩種は， 薄層ではあるが断続して， 中部層群の上限近くに介在している。
本層群中に少量含まれる点紋緑色片岩および点紋石英片岩は， 下部層群のそれらとほとんど同じ岩質である。 ただし中部層群の上限近くに， 点紋の密度の高い， 粟おこし状の点紋緑色片岩 [ Smg ] の薄層があるが， これは連続性がよく， 鍵層ともなるものである。
なお， きわめてわずかであるが， 中部層群の上限近くに石灰質片岩がみられる。 これは点紋緑色片岩または点紋黒色片岩に移過し， 数 cm～数 10 cm の厚さで， 中心部はすべて方解石である。
下部および中部層群とは対照的に， 一般に片理面の発達が弱く， かつ， 粒子が細かい。 再結晶作用が弱く， 残存鉱物もまれでなく， 残存組織も観察されることがある。 岩種としては， 次のものが上部層群に含まれる。
黒色片岩 [ Sub ] : 片理面の発達がよく， 点紋を欠くほかは点紋黒色片岩と同じである。 ただし， 微褶曲が著しく発達する場合がよくみうけられる。 構成鉱物としては， 石英・曹長石・白雲母・絹雲母・石墨・緑泥石・緑簾石・脆雲母・方解石 などがみられる。 ざくろ石は全くみられない。 いずれも， 中・下部層群の岩種に較べて細粒である。
いわゆる 緑色片岩 [ Sug ] は， 上部層群の大半を占めており， 御荷鉾 緑色岩と呼ばれているものに相当するが， 岩種としては， 細粒緑色片岩・集塊緑色片岩・溶岩質緑色片岩・角閃岩などが含まれている。
細粒緑色片岩 : 構成鉱物として， 緑泥石・緑簾石・陽起石・曹長石・チタン石・普通輝石・方解石・脆雲母・絹雲母 などが含まれる。 いずれもきわめて細粒であって， ほぼ平行に配列する。 また， 藍閃石 [ glaucophane ] を含む緑色片岩も数地点で認められる。
集塊緑色片岩 : 径数 mm から数 cm の楕円体に近い礫状物をもつ緑色片岩であって， 図幅地域内では鮎川の上流部その他に分布する。 鏡下の観察では， 基質は前記の細粒緑色片岩とほとんど変わらず， また， 礫状物も鉱物の平行配列を欠くほかは同じである。 方解石脈がよく発達する。
熔岩質緑色片岩 : 前２者よりも塊状に近く， 棒状に割れやすい。 全体に濃緑色であるが， 一段と濃い緑色の輝石が， ときに 2～3 mm に達し， 斑状を呈する。 鏡下においては， 一般に輝石のレリクト [ relict ] が大きく， 周囲から陽起石化し， さらに緑泥石化する。 また， ときに斜長石の自形に近いものがソシュール化したまま残っていて， 輝石とともにオフィティック組織を示したり， あるいは杏仁状構造を残して そのなかが緑泥石・緑簾石・曹長石・石英などで填められているものもある。 本岩種は， 西御荷鉾山の山頂付近にみられるもので， 玄武岩質熔岩に由来するものと考えられる。 一部に， かなり粗粒の部分があり， 変斑励岩ともいえる露頭（鮎川ぞいの 会場 [ ← 図幅地域北端の東西中央付近の 名無 村付近 ] の西南方 2 km 地点， および西御荷鉾山の山頂付近など）がみられるが， 岩体は小規模であり， 周辺に向かって細粒に移化しているので， 地質図上ではとくに区別しなかった。
角閃石岩 : 名無 村より南に入る鮎川の支流（栃木沢）の東の支沢の曲点付近に， 淡緑色 等粒状の角閃石岩が露出する。 中心部では数 mm の半自形を示す普通角閃岩のみからなり， ほとんど方向性が認められず， 塊状岩である。 周辺部では繊維状の陽起石に変質し， さらに緑泥石化する。 そしてついには陽起石と緑泥石のみからなるやや片状の岩石となる。 同様な起源をもつと思われる陽起石緑泥石片岩は鮎川の本流その他にもみられる。
三波川帯と山中地溝帯の間を秩父帯北帯とするが， ここでは主部を占める層群と， その南縁沿いの地層群とに大別できる。 前者は， 層相により， 下位より柏木層群・万場層群，および上吉田層群に区分できる。 後者は， 山中地溝帯の北側に接して分布する蛇木層と石灰岩レンズ群である。
珪質の淡緑色 準片岩を主とし， 黒色 準片岩・チャートおよび珪岩からなる層群である。 下限は断層でたたれているが， 上限は， 万場層群の塊状 輝緑凝灰岩層または黒色 粘板岩層の下底をもって境とする。 層厚は約 600 m である。
神流川沿いでは， 坂原 [ ← 雨降山の南方 2 km ] から柏木付近までの間に， 本層群の連続露出をみることができるが， 本層群は秩父系の下位層であるために， 本地域内では， 背斜構造の軸部ないしドーム構造の中心部に露出する場合がある。
本層群は一般に， 下位にチャートないし珪岩， 中位に緑色準片岩， そして上位に黒色準片岩が優勢である。 下位には結晶質石灰岩層（層厚 2～30 m）が挟在することもあり， また最上部には 粘板岩と砂岩の頻互層およぴそれらに由来する偽礫が発達している場合もある （これについては後述する「II.9 地質構造」の「II.9.2 秩父塁層」の項で述べる）。
珪岩は， 露出においては塊状であり， 一見， チャートに似ているが， 鏡下では明らかに砂岩の組織を残している。 準片岩は， きわめて剥離性に富み， 片理面に平行に， mm 単位の石英脈が発達していることが多く， また， 線構造も明瞭である。 緑色準片岩は， アジノール板岩とか珪質板岩とも呼ばれたものであり， 鏡下においては無点紋石英片岩に類似しているが， 再結晶の程度がはるかに低い。
本層群の上限にみられる偽礫は， 片状の黒色粘板岩中に， 角礫状の砂岩片がもみこまれたものであって， それ以外の岩種を含まない。 この層相は， 万場町 小平 [ ← 万場の西南西方 2.5 km ] の神流川の河床の露頭においてもっともよく観察される。
柏木層群は， 全体として片状であり， 上位の万場層群とのあいだには， この偽礫部の上限をもって， 差動運動の影響がはっきり異なっているのである。
本層群からは明確な化石が発見できなかったが， 二畳紀早期ごろと考えられる。
いわゆるシャールスタインを主体とする累層であるが， 黒色粘板岩， およびまれに硬砂岩を挾在することもある。 下底はやや塊状の輝緑凝灰岩層をもって下位の柏木層群と接し， 上限は凝灰質粘板岩と黒色粘板岩の互層の終末， または， 上吉田層群のチャート・硬砂岩互層の出現をもって境とし， いずれも整合である。 本層群の中位から上位には， 石灰岩層の発達することが多い。 層厚は 600～1100 m である。
本層群の分布はきわめて広いが， 万場町の西方の神流川沿い， および万場町から南方 [ 2 km ] の 父不見 山に至るあいだにおいて典型的な層序が観察される。 そのほか， 各ドームの枕部にも露出する。
本層群を構成するシャールスタイン・黒色粘板岩および硬砂岩・チャートなどは， ふつうは 10 m 以上の大きな単位の互層であり， 各層相の比率は場所によってかなり異なっている（第 10 図参照）。 また， 本層群を構成する地層には， 微弱ではあるが線構造が認められることもある。
シャールスタインには， 塊状でやや粗粒の凝灰岩層・集塊岩層， および細粒の粘板岩貿凝灰岩層などが含まれる。 層位的には， 前二者は下位に， 後者は上位において顕著である。 角礫質ないし集塊岩状の場合には， 杏仁状構造を呈することが多い。
石灰岩は， 本層群の上位に， 層状ないしレンズ状で挾在しており， 凝灰岩層との境界付近では， 拳大ぐらいの団塊状を呈することが多い。
化石は乏しいが， 次の３種の紡錘虫を産出する ; Pseudofusulina sp., Neoschuagerina nipponica, N. margaritae。 したがって， 万場層群の年代は二畳紀早期より中期にわたるものである。
硬砂岩の発達が特徴的で， 粘板岩およびチャートとともに， 数 m～数 10 m 単位の互層をなす累層である。 下底は， このような互層部の下限， または， 万場層群の上位の凝灰質粘板岩層の上限をもって境とする。 上限は， 侵食のため不明である。 層厚は 1050 m 以上。
本層群は， 吉田町 上吉田および倉尾 [ ← 上吉田の西南方 1.5 km の「日尾」附近 ? ] に広く発達するが， 万場町の北西方の 千軒 山 [ ← 万場の西北西方 2 km ] および 桐ノ城 山 [ ← 千軒山の北方 2 km ] 付近にも露出している。 すなわち， 向斜部ないしベーズン構造部を占めていることになる。
本層群を構成する各地層は， 地域的な消長がはげしいが， 全般的にみると， 神流川から北では硬砂岩は比較的少なく， また， 細粒の硬砂岩であり， チャートが多いが， 逆に南では硬砂岩の発達が著しい。 そして全層を通じて， 線構造の発達はほとんど認められない。
硬砂岩は， 肉眼的には黒色粘板岩の大小の角片を含む珪質砂岩であるが， 次の２つの型が識別される。 一つは， 外見上 チャートに近く， チャートの微小砕片のあいだを苦土質のフィルム， または粘板岩片が填めており， 石英粒や長石粒の少ない型である。 他の一つは， 外見上 明らかな砂岩であって， 粘板岩片や苦土質の部分が多く， チャートの砕片をほとんど含まず， その代りに， 石英粒が非常に多く， また斜長石片もかなり多く含まれているものである。 検鏡すれば， このように両者は， かなり異なった型ではあるが， 露出においては互いに移化している。 また， われわれは， 歩測図作成の過程でチャート相と硬砂岩相が， 相互に移化し合うのではないかと考えたが， これを実証できる露出はなかった。 そして後者の型の場合には， 粘板岩片の大きさも， 長さ 1 m ぐらい， 巾 0.5 m ほどのものまで， 入り乱れているが， このような粗粒部は， 南の方になるほど顕著である。
チャートは， いわゆる千枚珪岩であって， 塊状の場合はほとんどない。 本層群の比較的下位のチャート層には， しばしばマンガン鉱床が胚胎している。 たとえば， 現在はほとんど稼行されていないが， 万場町の西北， 塩沢部落の奥の御荷鉾鉱山についてみると， マンガン鉱床は， 上吉田層群の下位のチャート層の下底より約 10 m 上の層準に限られているようである。
石灰岩は， 薄層かつレンズ状で介在しているが， ほかに， 大小の団塊となって硬砂岩や粘板岩中に， かなり密集していることが少なくない。 これらの石灰岩にはしばしば化石が発見されるが， 団塊状のものの中には， 岩質と化石種の点で， 誘導化石と思われるものもある。 石灰岩より産出するおもな化石はつぎのとおりである ; Parafusulina kaerimizuensis， Neoschwagerina margaritae， Yabeina katoi， Y. globosa, Y. shiraiwensis, Wentzelella ps., このほか， Psedoschwagerina， Pseudodorlodotia などが発見されたが， いずれも誘導化石と考える。 また， 本層群の上位の黒色粘板岩には， 多毛類や腹足類のものと思われる， はい痕が残されている。 本層群の年代は二畳紀中期ないし後期である。
以上が秩父累帯北帯の主部を構成している地層であるが， 北帯の南縁， すなわち山中地溝帯に接する狭長な部分を特異な地層が占めている。 以下， これについて述べる。
山中地溝帯の北側に接して分布し， 砂岩を主体としこれに黒色粘板岩を挟む地層である。 分布の幅は約 1～2 km であって， 地層は急傾斜で， 著しくもめており， 正逆の判定も困難である。 かつて筆者らはこれを一つの構造単元とみなして， 南縁ぞいの破砕帯として記述したことがあるが（文献 10) 参照）， ここでは一つの地層として蛇木層と命名しておく。
本層がもっともよく観察される路線は， 神流川すじでは蛇木付近， および 神ケ原 [ ← 図幅地域中央やや西方の 立処山 の北方 500 m ] から南方に， 三津 川に沿って 瀬林 [ ← 立処山の南東方 3 km ] に至るあいだである。 蛇木付近では， 厚い砂岩層の中に黒色粘板岩が挟存しているが， ときに断層運動による偽礫を生じていることがある。 三津川に沿っては， 叶山 石灰岩の露頭から南に， 砂岩と黒色粘板岩を主とする累層が発達しており， どの露頭でみても， 断層によってはげしくもめている。 断層は， N 30～60°W 方向が優勢であるが， これに引きずられた， ２次的な裂開面の発達も著しい。 化石は未発見である。
山中地溝帯に面して， 叶山・二子山および白石山などの， 石灰岩の山があり， 紡錘虫の産地として注目されてきたところであって， 藤本治義 14), 15) および秩父団研グループ 10), 11) らの報文がある。 これらの石灰岩は， 現在は独立した巨大なレンズであるが， 元来は一連の石灰岩相として堆積したものであろう。 地質構造の上では， 秩父累滞北帯の主部と， 蛇木層の間に挟在しており， 断層運動によって滑動した岩体であると考える。
神ケ原の対岸にある 立処山 [ ← 立処 山 ? ] から叶山にわたり， 延長約 4.1 km， 最大の巾約 0.5 km の広さで露出している。 岩体の北側は， 南西に 50°ないし 80°傾斜する断層をもって， 万場層群の輝緑凝灰岩と接するが， 南側は， 岩体の東端で垂直の断層崖がみられるほかに露出はなかった。
本石灰岩は白色ないし灰白色を呈し， 層理は判定しがたい。 化石は採集が不充分であるが， Pseudofusulina vulgaris が最も多く， ほかに Triticites kagaharensis も産する。 また， 一部に Neoschwagerina margaritae を含む暗灰色石灰岩があり， N 70°W 方向の断層をもって挾みこまれている。 本石灰岩の年代は， 二畳紀早期および中期に属する。
標高 1165 m（西岳）の三角点を中心に N 55°W 方向に露出しており， 延長は約 1400 m， 巾は両端で 50 m ないし 20 m ぐらいに狭くなるが， 最大の巾は約 250 m である。 この岩体の南側では， 垂直の断層崖が観察されるが， 北側では境界付近の露出が著しくわるい。
層相と化石についていえば， 岩体の大部分（西岳と東岳の西半部）は， やや灰褐色を帯びた石灰岩であり， しばしば魚卵状構造がみられる。 割れ方は， 細かく角張っている。 石灰岩の層理はきわめて明確であるが， 魚卵状構造の配列は N 55°W の走向で， 傾斜は垂直ないし南に 85°ぐらいである。 ここには第 2 表のような紡錘虫のほか巻貝・サンゴなどを産出するが， いずれも量は少ない。
これに反して岩体の東部（東岳の東半部）では， 灰白色の石灰岩で構成されており， 化石とくに紡錘虫が豊富である。 化石種は第 2 表のとおりであるが， ここにあげた各化石帯の境界は， クラックや草付きのために確認できなかった。 本石灰岩の年代は， 石炭紀後期および二畳紀早期に属する。
叶山・二子山の東方延長上に位置し， かつ， その一般方向とやや斜交して， 白石山の石灰岩塊はほぼ東西に延びている。 延長は約 2.3 km で最大の巾は三角点近くで 150 m ほどであって， 垂直の断層崖をもつて突きだしている。
層相は灰白ないし暗灰色石灰岩であり， 層理は不明である。 筆者らの調査は， 稜線を縦断した程度であって， 多くを記述できないが， 化石は第 2 表のように紡錘虫をかなり産出する。 年代は， 二畳紀早期に属する。
| 立処山 | 叶山 | 白石山 | 二子山 | |||
| 1 | 2 | 3 | ||||
| Fusulinella pseudobocki (LEE ＆ CHEN) | × | |||||
| F. asiatica IGO | × | |||||
| Fusulina ichinotaniensis IGO | × | |||||
| F. lanceolata (LEE ＆ CHEN) | × | |||||
| Quasifusulina longissima (MOELLER) | × | × | × | |||
| Schubertella giraudi DEPRAT | × | |||||
| Triticites yayamadakensis KANMERA | × | |||||
| T. samaricus RAUSER - CERNOUSSOVA | × | |||||
| T. kawanoboriensis FUJIMOTO | × | |||||
| T. noinski RAUER - CERNOUSSOVA | × | |||||
| T. ozawai TORIYAMA | × | |||||
| T. parvulus (CHELL WIEN) | × | |||||
| Pseudoschwagerina orientale FUJIMOTO | × | |||||
| P. sp. | × | |||||
| Paraschwagerina (Acervoschwagerina) endoi HANZAWA | × | |||||
| Rugosofusulina serrata RAUSER - CARNOUSSOVA | × | |||||
| Pseudofusulina ahlfeldi DUNBAR ＆ NEWELL | × | × | × | |||
| P. futagoensis (MS) | × | |||||
| P. sokensis RAUSER - CERNOUSSVA | × | |||||
| P. kumasoana KANMERA | × | |||||
| P. santyuensis FUJIMOTO | × | |||||
| P. dongvanensis (COLANI) | × | |||||
| P. tanoensis FUJIMOTO | × | |||||
| P. vulgaris (SCHELLWIEN) | × | |||||
| P. kraffti (SCHELLWIEN) | × | |||||
| P. fusiformis (SCHELLWIEN) | × | |||||
| Misellina claudiae (DEPRAT) | × | |||||
| Neoschwagerina margaritae DEPRAT | × | |||||
秩父累帯南帯の古生層は， 図幅の南西隅を占めていて， 北帯の地層群とは， 層相の上でも， また地質構造の上でも異なっている。 すなわち， 層相については， 輝緑凝灰岩が非常に乏しく， チャートの厚層が顕著であること， 地質構造については， 大きくみて単斜構造を呈していることが， 北帯との違いである。
南帯の古生界を層相により３層群， すなわち北より， 乙父沢層・両神層および石舟層に区分する。
山中地溝帯の南側に接し， シャールスタイン・石灰岩および少量のチャートで構成される巾狭い地帯であって， 山中地溝帯との境界部には蛇紋岩を伴うことが多い。 地層の傾斜はいずれも垂直に近く， 山中地溝帯との境界線に対してわずかに斜交した走向をもっている。
本層は，野栗沢 [ ← 位置不明 ; 野栗 は蛇木の南南東方 500 m ] 以西によく発達し， その巾は約 0.5 km であり， 本図幅内の西部にわずかに露出しているが， 野栗沢以東において尖滅している。 [ 野栗の西南西方 3 km にある ] 不二穴 [ 不二洞 ? ] 石灰岩 [ 鍾乳洞 ? ] より Pseudofusulina sp. が発見された。
本層の上部 [ Pu ] は砂岩を主とし， 粘板岩と少量のチャートを交える累層である。 層厚約 1500 m。 一般に， 層理面は N 50～70°W・70～80°NE を示す。 層相に変化があって， 東にいくほど粘板岩が多くなる傾向がある。 本層の下部 [ Pl ] はほとんどチャートで占められており， 図幅地域内では天丸山・両神山（第 1 図）などの奇峰をつくっている。 走向は N 60～80°W， 傾斜は 70°NE が一般である。 乙父沢 [ ← 図幅地域西端 ] の奥では東西方向の軸をもった断片的な背斜構造がみられる。 チャートの他に粘板岩・砂岩の薄層を交えるが， 東にいくほど後者が多くなってチャートに代る傾向がある。 層厚約 2000 m。 本層は， 藤本ら（1957） 22) が両神層と命名した地層の上部に相当する。
砂岩を主とするが， 粘板岩・チャートの互層を伴い， 一般に東西方向の走向をもって北へ急傾斜している。 また， 石灰岩のレンズを含んでおり， 化石をかなり産出する。 本層には， 藤本ら（1957） 22) が石舟層と名づけた地層を含めている。
化石については， 同氏らによって次のようなリストが報告されている。
この化石群の中には， 石炭紀後期を指示するものと， 二畳紀早期を示すものが含まれているが， 両者を含む地層が整合一連であるという証拠はない。 本層の分布地域は露出状態がわるく， かつ急峻な山岳地でもあるので， 石炭系と二畳系の区分に関しては詳細は不明である。 ここでは， 藤本らの説に従って上部石炭系として一括しておく。
本図幅地域内の白亜系の分布は， 山中地溝帯に限られ， その北側と南側は断層で古生層と境されて， 2～4 km の幅をもって WNW - ESE 方向に延びている。 そして東端は秩父盆地の第三系に不整合に覆われる。 西方は， [ 本図幅の西隣の ] 十石峠図幅内へ連続して分布する。
白亜系は， 下位より 石堂 層（有田統）， 瀬林 層（宮古統）および 三山 層（ギリアーク統）の３層に識別される。 瀬林層と三山層とは， 平行不整合関係にある。 これら３層は， 北列， 中列， および南列に分かれて発達している。 各列の発達状態は地域により差があり， 乙母 [ ← 川和 の北方 500 m ] - 勝山 [ ← 川和の東方 500 m ] 付近を境にして， これより西方では南列の地層が幅広く発達するが， 北列の地層は欠如する。 また， 中列は， 東に向って幅が広くなる傾向がある。 各列は断層で接しており， 北列と中列の境界は， 勝山付近から東方へ， 地溝帯の一般走向に沿って， 八幡・野栗・ 明家 ・ 間物 ・ 魚尾道 [ ← 志賀坂峠の西方 2 km の坂本の北方 ? ] ・ 日向 の北方・ 大指 ・ 半平 を通り 犬木 に至る。 中列と南列の境界は， [ 図幅西端の ] 乙父から東方へ， 川和の南方に続くが， これ以東は急に南列の巾が狭くなり， 地溝帯の南限から 300 m 前後の北側を通って浦島に達する。
白亜系の各層は， これら各列において， 発達状態， 層相， 構造などに差が認められる。 各層の層相， 層厚， 分布地域などをまとめて示すと， 第 3 表のようになる。 礫岩は中列よりも北列と南列に発達がよい。 一方， 中列の地層には， 他に較べてグレイディングの発達がよい。
| 年代 | 地層名 | 北列 | 中列 | 南列 | ||||||
| 層相 |
層厚
（m） | 分布 | 層相 |
層厚
（m） | 分布 | 層相 |
層厚
（m） | 分布 | ||
| 秩父盆地第三系 | ||||||||||
| ギリアーク世 |
三山層
上部層 |
頻互層
基底に砂岩 |
100～
200 | 勝山以東 |
頁岩
基底に砂岩 |
50～
650 | 全域 | 未確認 | ||
|
三山層
下部層 |
頻互層
下部および基底に 砂岩ないし礫岩 |
100～
300 | 新羽 以東 |
頻互層
下部および基底に 砂岩ないし礫岩 |
150～
700 | 全域 | 未確認 | |||
| 宮古世 | 瀬林層 | 砂岩を主とする |
400
以下 |
大平戸
山～
納宮 北方 久月 北方 |
砂岩を主とする
（グレイディング） |
150～
650 | 全域 |
砂岩
ないし 礫岩 | 100 |
間物
南方 以東 |
| 有田世 | 石堂層 |
微粒砂岩
基底に礫岩 |
100～
300 |
大平戸山～
納宮北方 久月北方 |
頁岩～頻互層
下部に 石灰質礫質砂岩 |
200～
450 | 全域 |
砂岩
ないし 礫岩 |
100～
250 | 全域 |
| 秩父古生層 | ||||||||||
| 地質構造 | 急傾斜の単斜構造 | 複向斜構造（南側ほど褶曲の波長・振巾を減ずる） | ||||||||
基底礫岩にはじまり， 主として砂質頁岩より構成される地層である。 白亜系中の最下位の地層で， 北列および中列の北縁部， 南列の南縁部に分布する。
北列の石堂層は， 明家 沢および 間物 沢において好露出が認められる。 基底部は， 塊状， 淡青灰色の礫岩および粗粒砂岩であり， 厚さ 1 m 内外の砂質頁岩を挾むことがある。 礫岩の礫は淘汰がわるく， 径 2～10 c mの亜角礫ないし亜円礫よりなる。 礫種はチャートが多いが， その他， 砂岩・粘板岩・石灰岩などが含まれる。 基質は砂岩であるが， 最下部付近ではかなり泥質である。 厚さは約 300 m。 保存不良な二枚貝化石を含むことがある。
この上には， 暗帯紫灰色の微粒砂岩ないし頁岩が重なる。 これは， 石堂層の特徴となる砂質頁岩であって， 風化すると明褐色ないし暗黄色を呈する。 塊状の部分， 葉理のよく発達する部分， 数 cm～10 数 cm 単位で砂質部と泥質部が互層をつくる部分などが認められ， 垂直方向， 水平方向の層相変化がはげしい。 しばしば石灰質団塊を含む。 一般に， 上部および下部に化石を含む部分があり， Pterotrigonia pocilliformis (YOKOYAMA)， Bakevellia haradae (YABE et NAGAO) などの二枚貝， その他， 巻貝， アンモナイトなどを産出する。 間物沢では， 厚さ 1200 m ある。 間物付近では， 石堂層の最上部に中粒砂岩層が認められる。 これは暗灰色で， よく成層し， 薄い頁岩を挾む場合と塊状の場合とがある。 ときに貝化石を産する。 層厚 30 m。
中列の石堂層は， 走向断層による擾乱が著しい。 主として， 黒色ないし暗紫黒色の頁岩よりなり， 1～5 cm の砂質層をひんぱんに挾む。 また 10 cm 前後の単位で， 微粒砂岩と規則的な互層を示すこともある。 本層の下半部には， 石灰質の粗粒砂岩ないし礫岩をかなりひんぱんに挾む。 粗粒砂岩ないし礫岩層の厚さは， 10 cm 前後のものから， 数 m に及ぶことがあり， 一般に下位のものほど厚くなる傾向がある。 粗粒砂岩ないし礫岩層の発達は， 地溝帯の東端ではとくに著しく， 本層の下半部全体が粗粒砂岩ないし礫岩層よりなり， ときどき頁岩の薄層を挾むといった状態になっている。 礫岩の礫は， 直径 1 cm 以下の亜角礫が多いが， 最大 3 cm 位に達する。 礫種はチャート・石灰岩が多く， 他に砂岩・粘板岩の礫があり， 鏡下ではさらに球顆構造を示す岩石の礫も認められる。 礫岩中に Orbitolina sp. の他， 貝・サンゴ・石灰藻等の破片を多数含む。 また， 石灰岩礫の中には， Pseudofusulina sp., Neoschwagerina simplex OZAWA を含んでいるものもある。 頁岩中には植物片や生痕（はいあと）が多い。 乙母 - 乙父の北方地域で， 本層の分布が広くなっているが， これは， 断層による重複や， 褶曲によるものである。
南列の石堂層は， 断片的， あるいは露出がわるい場合が少なくないが， 野栗沢以西ではかなりよく観察できる。 すなわち， 礫岩ないし砂岩層， および， 砂質頁岩層より構成され， 前者は緑灰色の砂岩を主とし， さまざまな厚さの礫岩を伴なう地層である。 礫岩は， 礫径 3 cm 以下の比較的円磨された礫からなる場合が多く， 礫種はチャートが多いが， その他に砂岩・石灰岩・粘板岩・緑色岩などの礫も認められる。 砂岩中にはときに頁岩を挾み， この中から Polymesoda radiatostriata (YABE et NAGAO)， Corbicula sanchuensis (YABE et NAGAO) などを産する。 砂岩中からも， 二枚貝などの保存不良の化石をときどき産出する。 乙父沢では， 砂岩中に不純石灰岩のレンズがあり， この中および付近の地層からは， 二枚貝・サンゴ・Orbitolina sp. などを産する。 厚さは 250 m ほどである。 いわゆる砂質頁岩層は， 北列の場合と同様に， 微粒砂岩と黒色頁岩を主とするが， その他に， さまざまの層準に砂岩ないし礫岩を伴ない， 水平方向の層相変化が顕著である。 石灰質の団塊をしばしば伴う。 厚さは約 200 m。 上述の二層は， 断層で接しているが， 分布状態や層相変化の状態から推察して， 本来は同時異相の関係にあったものと考えられる。
本層からは， 次のような化石を産するので， 有田統に対比できる。
石堂層に整合に重なり， よく成層した砂岩を主とし， 上位に頁岩層を伴う地層である。 海生動物の化石は少なく， 汽水性の貝化石や植物化石を含むことが多い。
北列の本層は， 瀬林付近によく発達している。 下部は， 淡青灰色， 中粒の長石質砂岩よりなり， 多くの場合， 多少 風化して色が淡くなり， 緑色を帯びる。 さらに風化すると， 鈍い黄色になる。 30～100 cm おきに泥質砂岩ないし頁岩の薄層を挾み， しばしば斜交葉理を認める。 また， ときに礫質になる。 礫は径 1 cm 前後で， チャート・砂岩・粘板岩などよりなる。 砂岩あるいは頁岩中から， Polymesoda radiatostriata (YABE et NAGAO), Corbicula sanchuensis YABE et NAGAO, Cladophlebis sp. などの化石を産する。 砂岩層の上面には， 漣痕や凸形の生痕などが認められることがある。 層厚 200～300 m。
上部は頁岩を主とする地層である。 暗灰色の微粒砂岩と頁岩が 5～15 cm 単位で互層する。 ところにより石灰質団塊を多数含む。 最厚 180 m。 最上部には間物沢では砂岩層が認められる。 よく成層しており， 厚さは 35 m である。
北列の瀬林層において顕著なことの一つに， 漣痕の露頭をあげることができる。 その代表的なものは瀬林の北， 八幡沢入口のすぐ南の大きな崖に一面に見事に露われている（第 13 図）。 これは舌状漣痕で， 舌状部の幅は 8～20 cm， 長さ 7～12 cm， 波高 0.4～1.1 cm である。 新井房夫ほか（1958） 3) の実験によると， このような漣痕は水深数 cm といった環境でつくられたものであって， 堆積環境を知る上で興味深い現象である。 同様の漣痕は， 八幡沢の入口から約 200 m 上流の右岸の崖にもあったが， 現在では崩壊している。 これらの漣痕は， すべて， おおよそ北から南に向う流れによって形成されたことを示している。
中列の瀬林層は， 地溝帯の東部にとくによく発達する暗灰色 中粒砂岩を主とする地層で， 暗色の頁岩層を伴う。 砂岩層は一般に厚さ 30～100 cm， ときに 200 cm 単位でグレイディングを呈する。 砂岩の下底には， 流痕が認められることもある。 砂岩は長石質であり， 泥質基質が 20 % を超す場合が少なくない。 本層の最上部には 黒灰色の「頁岩層」-- 微粒砂岩と頁岩との約 10 cm 単位の互層が発達する。 また， 泥灰岩の薄層（厚さ 10 cm 前後）を挾むこともある。 本層の層厚は 150～650 m である。 本層に認められるグレイディングは， 東方ではとくに顕著であるが， 明家 沢の以西ではあまり顕著でなくなり， 砂岩もやや粗粒になる傾向がある。 しかし， 成層の単位などには著しい相違は認められない。 化石は少ない上に， 多くの場合破片である。
南列の瀬林層は， 砂岩および礫岩を主とする。 露出がよくないため， 詳細は不明である。 化石としては， Nipponitrigonia kikuchiana (YOKOYAMA), Pentacrinus sp. などが知られている。
本層からは， 次のような化石を産する。 これらの化石群と層序的位置とから， 本層は宮古統に対比される。
基底礫岩にはじまり， 主として頁岩よりなる地層で， とくに下半に礫岩層や粗粒砂岩層を何枚か挾むことが多い。 上部層 [ Ku ] と 下部層 [ Kl ] に分けられる。 下位の瀬林層とは不整合関係にある。 河原沢 [ 位置不明 ; 河原沢川 ? ] および 三山 の一帯に広く分布し， 北列と中列に発達するが， 南列からは知られていない。 層厚は約 500 m である。
北列の本層は， 瀬林層の南側に分布することが多いが， 八幡付近 [ ← 蛇木の南西方 1 km ] ・白石山付近では， 瀬林層を欠き， 直接， 古生層と断層で接している。 基底部は， 礫岩および青灰色 粗粒砂岩よりなり， ときに黒色頁岩の薄層を挾む。 礫岩の礫は， 直径 1～40 cm の亜角礫および亜円礫で， 礫種はチャート・砂岩・粘板岩が多いが， 花崗岩類・緑色 酸性凝灰岩などが目立つ。 この他， 緑色岩・泥灰岩・ホルンフェルス・細粒礫岩・石灰岩なども認められる。 基質は砂岩で， 黒雲母片の目立つ部分がある。 基底礫岩の上には， 下部層の主体をなす頁岩層がある。 黒灰色頁岩と微粒砂岩の 5～15 cm 単位の互層が主であり， 一般にグレイディングを呈する。 植物片を含むことが多く， 生痕（はいあと）も多い。 とくに下位には， 基底礫岩と同様な性質の礫岩ないし粗粒砂岩を何枚か挾むことが多いが， 水平方向へはあまり連続しない。 地溝帯の東端部では， 下位層はほとんど粗粒砂岩ないし礫岩層で占められる。 化石は Aphrodina cfr. pseudoplana (YABE et NAGAO)， アンモナイトなどが知られている。 下部層の厚さは約 300 m である。
上部層の基底は， 淡青灰色の砂岩よりなる。 この砂岩は粗粒で， 黒雲母片がよく目立つ長石質砂岩で， 黒色頁岩の角礫状の小片や， 黄鉄鉱の微晶を含む。 風化すると茶褐色になる。 しばし礫質になり， 径 3～5 cm の礫を含むことがある。 1 m 前後の単位で成層し， 砂質頁岩を挾み， この中に植物片を多数含む。 斜交葉理が認められる。 上部層の主体をなすものは， この上に重なる頁岩層で， 基底の砂層との移化部には互層が認められるが， しだいに， ほとんど頁岩のみとなる。 ときどき直径数 cm あるいはそれ以上の泥炭岩の団塊や， 直径数 10 cm におよぶ石灰質砂岩の団塊を含む。 化石は少ないが， Solemya cfr. angusticaudata NAGAO, Marshallites (?) sp., Belemnoids などが知られている。 上位層の厚さは約 200 m。
中列の三山層は， 背斜・向斜を繰り返しながら広く分布する。 納宮以東にとくによく発達する。 基底部には， 北列の場合と同様な礫岩ないし粗粒砂岩が認められる。 しかし， 基底部が粗粒砂岩のみ， あるいは細粒礫岩であるといった場合が少なくない。 下部層の主体をなすのは北列の場合と同様な頁岩層であり， このなかに， しばしば， 砂岩や礫岩を挾むことも北列の場合と同様である。 挾在する礫岩は， 基底部のものよりも厚く， 基質が少なく， 礫径が大きく， 顕著な礫岩であることがまれでない。 しかし， 一般的には礫径は 1 cm 前後といった程度である。 Belemnoid の跡をときどき認める程度で， 化石は少ない。 下部層の厚さは 700 m。
上部層の基底には， 厚さ約 40 m の砂岩層がある。 青灰色 中粒で， 50～100 cm 単位で成層し， 10 cm 前後の頁岩の薄層を挾む。 砂岩の下底には流痕が認められることがある。 この砂岩層は東方では厚くなり， 約 150 m ある。 この上に， 5～15 cm の単位の微粒砂岩と頁岩の互層よりなる漸移部を経て， 上部層の主体をなす頁岩層が重なる。 砂質部をほとんど挾まず， 暗色， 塊状で， 劈開の発達が顕著なために， 層理と誤認しやすい場合が少なくない。 泥灰岩の小団塊を含む。 団塊は一般に南側ほど量と大きさを増し， 尾の内の南方， 納宮の南方， 両神村 日陰 [ 位置不明 ; 日影 ? ] などでは， 厚さ 1 m 以上に及ぶ不純石灰岩のレンズが認められる。 上部層の厚さは通常 150 m 程度である。 東方の両神村地域では， この頁岩層の上に， さらに 5～15 cm 単位の微粒砂岩と頁岩の互層が重なり， 300 m 以上の層厚を有する。 化石は少ないが， Inoceramus cfr. hobetsuensis NAGAO et Matsumoto, Belemnoid などが知られている。
本層からは， 次のような化石を産している。 層序的位置をも考慮して， 本層はギリアーク統に対比されると考えられる。
本図幅地域内では， 第三系の分布面積は狭く， 図幅地域南東隅にわずかに発達しているのみである。 ただし， これは本図幅地域南東方に隣接して広く発達している秩父盆地の第三系の一部である。
秩父盆地の第三系は， ほぼ正方形の盆地の中に， 逆 S 字状の分布をもって発達しており， 大部分は下部中新統である。 本系の基底に近い地層は， 漸新統上部アキタニアン階に当たると一般にいわれているが， 岩相的にも中新統である可能性がつよい。
本図幅地域内に分布する第三系は， 次のように区分される。
| 本図幅 | 井尻正二ら（1950） | 新井重三（1960） | ||||
| 風殿 層 | 下部層群 | 風殿層 | 小鹿野 町層群 | 桜井層 | ||
| 黒海土 層 | 栗尾層 | 黒海土層 | 吉田層 | |||
| 飯田層 | 飯田層 | 宮戸 層 | 宮戸層上部 | |||
| 千鹿谷 層 | 犬木 層 | 岩殿沢 層 | 千鹿谷凝灰岩 | |||
| 彦久保 層群 | 子の神 砂岩 | |||||
| 牛首峠層 | 牛首層 | 牛首峠層 | ||||
秩父盆地を構成している第三系の最下部層で， 基盤の先第三系とは不整合， あるいは断層によって接している。 本層は秩父盆地の北縁および西縁に分布しており， 本図幅地域内の盆地西北隅にある牛首峠付近に厚く分布している。 牛首峠層は井尻正二ら（1950）の牛首層に， また， 新井重三（1960）の牛首峠層に相当する。
本層は層相によって， 礫岩および砂岩を主とする下部層と， 泥岩および細粒砂岩を主とする上部層との２つの部層に分けられる。
下部層 : 第三系の最下位に発達する地層で， おもに礫岩と砂岩からなり， 第三系の基底礫岩である。 本層は秩父盆地北西隅， 本図幅地域の牛首峠付近に標式的に発達しており， ここより盆地の北縁および西縁に沿って連続している。 本層は層相の変化が著しく， とくに礫岩層の部分では， 水平的にも垂直的にもはげしいものがある。 牛首峠付近では， 下部層はもっとも厚く， 礫岩を主体とし， 最下部に基底礫岩層にあたる青灰色の粗粒砂をマトリックスとする礫岩層がある。 これを構成する礫種は， チャート・硬砂岩が圧倒的に多く， 花崗岩・片麻岩・圧砕花崗岩・頁岩なども含まれている。 礫径は約 4 mmから 40 cm にわたるが， 一般に中礫（4～64 mm）のものが多く， 円磨度は亜角礫～亜円礫である。 本層は一般に薄く， 数 m の厚さであり， 牛首峠の北方の小鹿野町 馬上 付近から牛首峠に至る沢においてよく観察される。
この基底礫岩層の上には， いわゆる「牛首峠礫岩層」が厚く重なっている。 基質は花崗質砂岩よりなり， 基底礫岩層とは識別できる。 この層の下部に， 礫の占める割合が大きく， 礫としては中・古生層起源の硬砂岩・石灰岩・泥灰岩・チャート・珪岩・頁岩と， 黒雲母花崗岩・ 雲母片岩（領家式黒雲母曹長石石英片岩）・ 黒雲母花崗岩圧砕岩・ 角閃石花崗岩・ 石英粗面岩・ 半花崗岩・ 玄武岩質岩などが識別されている。 これらの礫は一般に亜円礫～円礫であるが， 火成岩礫には円礫のものが多い。 礫径はところによって違いがあり， 一般に大・中礫および細礫であるが， 牛首峠においては巨礫以下の礫から構成されている。 また， この礫岩層の礫の少ない部分の砂岩は， 花崗質砂岩であり， 岩殿観音堂の崖でみられるように， 顕著な偽層を呈している。 一般に， この礫岩層の上部では礫が少なくなり， やがて花崗質砂岩に移化している。 花崗質砂岩は， 淡褐色～橙色で， 層理ははっきりしないところが多い。 また， チャートや硬砂岩などの亜円礫を含む細礫質の部分もある。 この花崗質砂岩は， 秩父盆地の北縁に沿ってよく発達している。
下部層の厚さは， 層相の変化がはげしいため測定は困難であるが， 牛首峠付近では約 250 m で， ここより盆地の北縁あるいは西縁に沿ってしだいに薄くなる傾向がある。
上部層 : 下部の花崗質砂岩の上に整合的に重なり， 泥岩および細粒砂岩よりなる地層である。 一般に， 風化面では淡黄褐色を呈するが， 新鮮な面では暗灰色ないし暗褐色を示す。 本層中には直径数 cm の泥灰岩質結核が多く含まれ， ときには数 m の大きなレンズ状をなすものもある。 また， 本層には化石が豊富に含まれており， 結核も化石を含むものが多い。 とくに， 上部の層準には， 二枚貝が密集して含まれる部分があり， 鍵層として追跡することができる。
本層の厚さは， 岩殿沢で 160 m， 犬木で 480 m， 大平 [ ← 図幅地域南東隅付近 ] で 160 m である。
牛首峠層 上部層に含まれる化石には， 次のようなものがある（新井・菅野 9) による）。
牛首峠層に整合に重なり， 凝灰質の砂岩を主とするもので， 層相によりさらに上部層と下部層の２層に分けられる。
下部層 : 青灰色ないし淡緑色の凝灰質細粒～中粒砂岩を主とする地層で， 上部層に較べて細粒である特徴をもっている。 また， この下部層は連続性がよく， 秩父盆地の北縁および西縁に沿って広く分布している。 千鹿谷沢および岩殿沢に比較的よく露出しており， 最下部は中粒～細粒の凝灰質砂岩層で， 青灰色ないし淡灰色を呈し， 偽層がよく発達している。 上部は凝灰質細粒砂岩あるいは凝灰質泥岩層となっており， 化石を豊富に産す。
下部層から産出する化石には， 次のものがある（新井・菅野 9) による）。
上部層 : 本層は観音山付近に広く分布しており， 粗粒の凝灰質砂岩を主とし， 塊状で， 層理の発達のわるい地層である。 下部層との境界は， 漸移しており， 明瞭ではない。
千鹿谷層の全層厚は 250～300 m である。
ここで命名した千鹿谷層は 新井重三・菅野三郎（1960）の 子の神砂岩層と千鹿谷凝灰岩部層を合わせたものにあたり， 井尻正二ほか（1950）の岩殿沢層に当たる。
千鹿谷層の上に整合的に重なるもので， 暗灰色ないし黒色の泥岩と淡青色の砂岩の互層よりなり， 最も厚い所では 1000 m に達する。 泥岩と砂岩の割合は 7 対 3 ぐらいであり， 泥岩が量的に多く， 砂岩は細粒～中粒で， 厚さ 10～50 m のものが多い。 ときには 1 m に及ぶものもある [ 意味不明 ] 。 飯田層の中部には厚さ約 3 m の粗粒～中粒砂岩層が入り， 図幅地域内を通じてほぼ全域に追跡することができる。 飯田層の上半部の泥岩・砂岩互層の中には， いわゆる異常堆積が多く， 上大塩野 の 薄 川ぞい， 上飯田の河原沢川ぞい， 栗尾沢 [ 位置不明 ; 栗尾の周辺の沢 ? ] の中流部などには顕著なものが観察できる。
飯田層には化石が発見されていないが， 新井重三・菅野三郎（1960）によると， 図幅地域外の地域において Lepidocyclina, Miogypsina が報告されている。 本層は新井重三・菅野三郎（1960）の宮戸層上部に， 井尻正二らの飯田層に当たるものである。
全体として暗灰色の泥岩の多い泥岩・砂岩の互層であるが， 最下部に数枚の礫岩層を挾み， 下位の飯田層に顕著な境界をもって重なっている。
河原沢川および栗尾沢での観察によると， 最下部に挾まれる数枚の礫岩層は， あいだに砂岩と泥岩の互層を挾み， 河原沢川では４帯， 栗尾沢では５帯が認められる。 礫岩の礫としては， チャート・硬砂岩・砂岩・頁岩などの円礫～亜円礫と， 第三系の泥岩の角礫を含んでいる。 また， 礫岩のあいだに挾まれる砂岩層は， 粗粒砂岩で構成されていることが多い。
礫岩層の上には， 砂岩・泥岩の互層が厚く重なっている。 この互層は， 飯田層の互層よりも砂岩の量が多く， 砂岩・泥岩の比は 6 対 4 か 5 対 5 ぐらいである。 また， この互層をつくる砂岩層の下部は， 中粒～粗粒砂岩であり， 上部では細粒砂岩が発達する。 また， 上部では泥岩の量も多くなっている。 このように黒海土層は全体として一つの堆積輪廻を示している。 層厚は 600～900 m である。
黒海土層には化石は含まれていない。 本層は， 新井重三・菅野三郎（1960）の吉田層に， 井尻正二ら（1950）の黒海土層に対比される。
風殿層は， 本図幅地域内では南東隅の小鹿野町 伊豆沢 地域に狭い範囲で分布している。 河原沢川と 薄 川の合流点より下流へ， 赤平川ぞいの観察では， 最下部の基底には礫岩層があり， その上に砂岩・泥層の互層が重なり， 図幅地域内の層厚は約 200 m である。 基底の礫岩は， 伊豆沢の西側に沿って小鹿野町 風殿から南方へ連続している。 この礫岩中には， 第三系の 70 cm × 40 cm の礫質砂岩の巨礫および頁岩の中～大礫も含まれている。 この礫岩層の上には， 青灰色砂岩・暗灰色泥岩の互層があり， このなかにはときどき礫岩・砂岩層が挾まれる。 礫岩は第三系の同時礫を含んでいる。
本層からは化石の産出は少ない。 本層は新井重三・菅野三郎（1960）の桜井層下部， 井尻正二ら（1964）の風殿層礫に対比される。
本図幅地域内の第四系としては， 主要河川ぞいに発達する河岸段丘堆積物と， 山腹の緩斜面を構成する崖錐および これらを被覆する火山灰層（ローム層）が含まれる。
図幅地域内には， 鮎川・三波川・ 神流 川・吉田川・河原沢川・ 薄 川および小森川などの水系があり， それぞれに河岸段丘が発達しているが， 一般に河川の上流部では侵食がはげしく， 河岸段丘の発達がわるいことが多い。 このため， 比較的段丘の発達のよい神流川ぞい， および赤平川流域について述べることにする。
| 万場図幅内 | 他地域 | ||
| 神流川流域 | 赤平川流域 | 荒川中流部 | 多摩川流域 |
| 新羽段丘 | 小鹿野段丘 | 寄居段丘 | 拝島段丘 |
| 立川段丘 | |||
| 石神段丘 | 大波見段丘 | 櫛引段丘 | |
| 武蔵野段丘 | |||
| 生利段丘 | 羊山段丘 | 下末吉段丘 | |
| 安立段丘 | 多摩段丘 | ||
神流川は図幅地域のほぼ中央を東西に貫流しており， 本図幅地域中最大の河川で， 河岸段丘の発達も比較的良好である。 とくに， 上流の山中地溝帯の地域内ではよく発達し， 2 段ないし 3 段の段丘が認められる。 これら神流川ぞいの段丘は大きくみて， 高位（ 生利 段丘）・中位（石神段丘）・低位（ 新羽 段丘）の３段に分けることができる。
この段丘面は本図幅地域内の段丘群のうち最高位のものであって， 万場町 生利部落 [ ← 万場の北東方 500 m ] の北方， 飯山 [ ← 生利の北方 1 km ] の南斜面中腹の標高約 430 m の地点に一カ所認められるだけである。 神流川の河床との比高は約 120 m である。 この地点においては， この段丘は平坦面を残しておらず， 段丘堆積物としての亜角礫層が認められるだけである。
最下部にある礫層は亜角礫で， 分級はわるく， 最大径 1 m に達する巨礫も含まれている。 礫種としては， 砂岩・チャート・粘板岩の礫が主であり， マトリックスは粘土質である。 この礫層の上には， 厚さ約 1.5 m の粗粒砂層がのり， 葉理が発達している。 この上には細粒砂混り粘土層があり， この中には草本植物の破片が多くみられる。 最上位には細粒砂層があり， 葉理がよく発達している。
これより１段低い石神段丘上には火山灰層（ローム層）が分布しているので， 生利段丘にも当然分布するはずであるが， この段丘上には分布しておらず， 削剥されてしまったと考えられる。 なお， この段丘は今後 より詳しい調査を行なえば， 他地域にも認められるであろう。
石神段丘は神流川ぞいの各所に認められる中位の段丘であり， とくに山中地溝帯の地域においては， 比較的広く発達している。 上流から， 上野村 石神・ 川和 ・勝山， 中里村 神ケ原 [ ← 立処 山の北方 500 m ] ・間物 [ ← これは神流川沿いではないので間違いか ? ] ・宮地， 万場町 万場付近に発達している。 とくに石神においては， 平坦面の発達が良好であるため標式地とした（第 20 図）。
石神では， 標高約 610 m で平坦面が広く分布し， 耕地となっている。 現河床との比高は 65 m， 下位の新羽段丘とは 45～60 m の比高をもっている。 石神段丘の堆積物は， 厚さ 2 m 以上の火山灰層（ローム層）によって被覆されているため、 よく観察することはできないが， おそらく礫層が 10 m 内外存在するものと推定される。
石神段丘を構成する礫層は， 神ケ原・宮地・万場地域で観察される。 礫は一般に径 10～20 cm の中礫が多く， とき径 60 cm 以上の大礫が含まれることがある。 亜角礫ないし亜円礫で， 分級はわるい。 礫種としては砂岩・チャート・輝緑凝灰岩が多く， 基質は砂質粘土である。 礫層の厚さは 7～10 m である。 また， 本礫層の中にある砂岩の礫は風化して軟らかくなり「クサリ礫」の状態のところもある。
石神段丘は， 石神付近でみられるように 約 5 m の高度差を示す２つの段丘に区分せられる可能性がある。 石神段丘は 2 m 以上の火山灰層により被覆されるが， 火山灰層（ローム層）については後述する。
新羽段丘は低位の段丘であり， 神流川ぞいに断続的にもっとも広く発達する段丘であって， 人家や自動車道はほぽこの段丘上にある。
新羽段丘は火山灰層の被覆はない。 また， さらに 5～20 m の比高をもつ上・下２つの段丘に分けられるところが多い。 新羽では， 上位の段丘は標高約 510 m で， 河床よりの比高約 28 m， 下位の段丘は標高 490 m で， 河床より約 10 m の比高をもっている。
新羽段丘に属する上・下両段丘とも， 段丘礫層で構成され， 表層に暗褐色表土が約 1 m の厚さでのっている。 上位の段丘礫層は亜角礫ないし亜円礫で， 分級がわるく， 一般に径 5～20 cm の礫が多いが， ときに径 50 cm を超すものもある。 下位の段丘礫層は， 径 5 cm 前後の中礫が多く， 分級は比較的良好で， 基質は砂で他の段丘礫層のそれと異なっている。 新羽段丘の上位面には， 縄文後期の遣物がしばしば発見されている。
本図幅地域の東南隅には， 秩父盆地の一部が含まれている。 この地域には赤平川の交流である吉田川・河原沢川・ 薄 川・小森川などの河川があり、 河岸段丘の発達が良好である。
赤平川流域の河岸段丘は， 上・下２つの段丘に分けられる。 上位のものを 大波見 段丘， 下位のものを 小鹿野 段丘と呼ぶことにする。
大波見段丘は吉田町 大波見付近にみられるもので， 一般に発達がわるく分布も狭い。
吉田川ぞいの吉田町 大波見付近では， 小学校 [ 位置不明 ] の裏および対岸にみられるもので， 標高約 280 m で， 現河床からの比高は約 30 m である。 ここでは， 段丘礫層は確認されないが， 小学校裏の段丘では表面は崖錐層で被覆されており， 火山灰層は削剥されたものと考えられる。 ただし， 小学校対岸の段丘では表面は火山灰層で被覆されている。
大波見段丘は関東ローム層を薄く， 1.5 m 以下でのせており， 神流川ぞいの石神段丘の下位か， 新羽段丘の上位のものに対応すると考えられる。 また， 大波見面は， 赤平川流域の各地に小面積のものが点在している。
小鹿野段丘は， 小鹿野町の市街のある面であり， 本地域の河川ぞいによく発達している段丘であって， 神流川の新羽段丘に対応するものである。 この面を構成する礫層は， 亜円礫のものが多く， 一般に礫径 10～20 cm のものが多く， 分級はあまりよくない。 礫種には， チャート・砂岩が多く， 基底に近いところでは第三系の砂岩・泥岩が角礫として入ることが多い。 基質は砂である。 一般に 5～10 m の厚さをもっている。 この面には火山灰層は分布していない。
本図幅地域内の地形はおもに山地であるが， この山地の稜線付近あるいは中腹には緩傾斜をした平坦面が各所に認められる（第 21， 22 図）。 これら緩傾斜面をみると， 一般に厚い崖錐層で形成されおり， その上面を火山灰層が被復しているのが普通である。
このような緩斜面の分布は， 三波川結晶片岩地域および秩父古生層の輝緑凝灰岩地域などに多く， チャートの地域にはほとんど認められない。
上記のとおり， 火山灰層は石神段丘・大波見段丘および山腹緩斜面を被覆して分布しているが， 一般に露出がわるいために， 層相の詳細や厚さを測定することは困難である。 以下， いくつかの地点における観察についてしるしておく。
[ 図幅地域西端・南北中央付近の ] 石神から南へ， 高度約 600 m の石神段丘面上に行く道端に 1.5 m ばかりの崖があって， 火山灰層が露出している。 柱状図（第 23 図）のように， 上位より以下のようになっている。
[ 万場の西南西方 3 km の神流川沿いの ] 小平から [ その北西方 1.5 km の ] 元船子に行く畑の中の道端にみられる小さな崖である。 この部分はローム層の堆積している緩斜面の末端に近く， 他に較べて火山灰層は薄いようである（第 23 図）。
上位より以下のようになっている。
万場から北方へ， [ 西御荷鉾山の東方 1 km にある ] 投石峠 [ ← 地質図上に記載なし ] へ向かう登山道の途中， 西御荷鉾山の南斜面（1008 m の独立標高点の南西側）に緩斜面があるが， ここに厚いローム層が堆積している。 ここでは第 23 図に示すように堆積しており， 層相により３層に区分される。
上位より下位へ， 次のようになっている。
本図幅地域内に分布する火山灰層の重鉱物組成は， 第 24 図に示すとおりである。 おもに磁鉄鉱・しそ輝石・普通輝石からなり， 少量の角閃石 そして 黒雲母を含んでいる。 また， かんらん石を含んでいる部分が存在する。 石神の褐色軽石の上位のローム層中には， 特徴的な火山ガラスを含んでいる。
これらの火山灰層を他地域の火山灰層と比較すると， 褐色軽石層より上位の褐色ローム層は， おもにしそ輝石・普通輝石・磁鉄鉱と, それに少量の角閃石よりなり， 特有な火山ガラスを含んでいることから， 荒川中流の大里段丘上に標式的に発達する大里ローム層に対比できる。 大里ローム層は， また， 北関東の上部ローム層に対比され， 浅間火山の噴出物と考えられている。
褐色軽石層は， しそ輝石・普通輝石・磁鉄鉱を主とし， 黒雲母を含み， 大里ローム層に特徴的にみられる火山ガラスを含まないこと， および， 肉眼で黒色鉱物が認められ， 軽石粒を指でつぶすことが困難なこと， などからみて， 八ヶ岳の東麓に広く分布する褐色軽石層に比較できるので， 八ヶ岳火山の噴出物と思われる。
本図幅地域内の火成岩類としては， 前記の三波川変成岩地域内に露出する以外に， 図幅地域南西隅の石英閃緑岩体， 北西隅にわずかにみられる玢岩， 図幅地域内に小露出のある [ 玢岩の ] 岩脈， 山中地溝帯および御荷鉾線 [ ← これは「三波川帯の上部層群の御荷鉾緑色岩と呼ばれている緑色片岩 [ Sug ] の境界にある」という意味か ? ] に伴う蛇紋岩などがある。
これは [ 図幅地域南西隅付近の秩父鉱山付近から南流している, 本図幅地域の中央部の神流川とは異なる ] 中津川の支流の神流川を中心として分布し， ほぼ北東 - 南西方向に延びる不規則な形状の岩体で， 秩父鉱山の接触交代鉱床形成に関与したものである。
青緑色の角閃石を含み， 方状節理のよく発達した閃緑岩で， 周囲の岩石をホルンフェルス化している。 緑色の自形を呈する角閃石と 累帯構造の著しい斜長石（曹灰長石～中性長石）から主としてなり， 他に少量のやや溶食された石英を含む。 副成分として屑石・隣灰石が含まれる。 貫入の時期については， 古第三紀末期と思われる。
[ 本図幅地域の ] 北西隅にわずかにみえているのみであるが， 西隣の十石峠図幅地域内には， 同岩のかなり大きな露出があり， ほぼ北東 - 南西方向に延びる。 すなわち， 同方向の断層に沿って貫入したものである。 通称「 椚石 」という名称で呼ばれ， 石材に使われている。 鏡下では中～細粒短冊形の斜長石を主とし， 少量の磁鉄鉱， およびそのあいだを填める石英からなる。 石基中に， 斜長石の斑晶が散在する。 斑晶をなす斜長石は， 累帯構造をなしているが， ほとんど２次的に方解石・曹長石に変質している。 石基中の斜長石で累帯構造を示すものもみられる。
脈岩 : 数 m～10 数 m の巾のレンズ状岩脈は， かなり一般的にみられ， 南北性を示すものが多い。 代表的なものとして野栗沢 [ ← 位置不明 ; 野栗は蛇木の南南東方 500 m ] のものについて述べる。
ここでは図幅に示すように， 野栗・野栗沢部落の北， およびその南， 所の沢 [ ← 天丸山の北東方 3 km ] を断層ぞいに分布するが， 個々の岩体は， N 10～20°E 方向に延び， 雁行している。 所の沢・野栗沢部落の北のものは， 風化面で明らかに複合脈の様相を示すが， 岩質はともに玢岩である。 周辺の岩石にはほとんで変質作用を与えていないが， 岩脈自身は急冷周縁相のみられる場合も少なくない。 所の沢のものでは， 中央部に角礫状のかなり固結したはさみを含む斑状を呈する暗灰色の岩石で， 水平方向の節理が著しい。
斑晶はほとんど斜長石で， まれに普通輝石・斜方輝石を含む。 斜長石は累帯構造を示すこともまれではない。 また， ときに現在は変質して不明であるが， 塩基性の鉱物をポイキリリティックに含むことがある。 石基はほとんど短柱状細粒の双晶をした斜長石で， その間に わずかの石英・磁鉄鉱および基性鉱物（変質して緑泥石他に変わっている）からなる。
三波川結晶片岩中には， 小さいものからかなり大きなものまで蛇紋岩体がみられるが， 本図幅地域内ではすでに述べたように規模はいずれも小さく， レンズ状をなすと思われるが， 断続的ながらかなりな規則性をもって分布する。
色は一般に青色で， 塊状ないし板状の割れ方をする。 また， ときには著しく片理が発達し， 蛇紋石片岩と呼ぶようなものもある。 そのような片理は， ほぼ周囲の結晶片岩と調和的である。
鏡下では， アンチゴライト・クリソタイル・鉄鉱からなり， ときに， 滑石・方解石を含む。 かんらん石等の残晶は， 本図幅地域内の蛇紋岩体には全く見当たらない。
滑石は， 蛇紋岩体に伴って， また単独で， やはり片理にそって迸入しており， [ 本図幅地域北端・東西中央付近の ] 名無 村付近 その他で現在 採掘されている。
すでに述べたように， 本図幅地域内においては， 三波川帯・秩父累帯および山中地溝帯， それぞれの境界は断層であるが， 各帯相互のあいだの地質構造上の類似と相異については， 次のように要約できよう。
図幅地域北東隅にある三波川ぞいに， きわめて緩い背斜軸があって， この背斜軸の南翼に当たる三波川帯が， この図幅地域中の大部分を占める。
地質構造という面からみると， 見掛上， 下位を占めている点紋帯と， 上位の無点紋帯とのあいだに， かなり大きな違いがある。 すなわち， 点紋帯はきわめて緩いドーム状構造を呈しており， 傾斜が 30°を超えることほはとんどない。 これに較べて， 無点紋帯は 50°以上に傾斜した単斜構造を示している場合が普通である。 ただし， 無点紋帯の一部には， とくに， 微褶曲が発達した部分がある。
このほかには， 小規模の褶曲ないし， うねりが一般的に認められ， その方向はほぼ WNW - ESE である。 これらを切る胴切り断層は， NS ないし N 30°E 方向を示し， そのうち最も顕著なものが， 塩沢峠 [ ← 名無村の西南西方 2.5 km ] からオドケ山 [ ← 西御荷鉾山の西方 2.5 km ] の北方を通る断層である。
貫入岩としては， 上部・下部両層群の境界付近に蛇紋岩が， ほぼ整合に近い形で貫入し， また， 上部層群と弱変成古生層との境界付近にも蛇紋岩体が散点する。 これらと別に， 塩沢峠を通る NE 性の断層沿いに角閃石岩体 [ Hb ] がみられる。
なお， 三波川帯と秩父累帯北帯との接合関係について， 内田信夫（1967） 70) は整合であることを述べているが， 次のような事柄から断層であると考える。 すなわち， 両帯の境界付近では， 三波川帯の地層は， 巾数 m～数 10 m にあたってもめており， 蛇紋岩を伴うこともまれではない。 また， 個個の境界付近でみると， 両帯の地層はほぼ平行しているが， 歩測図を編図すれば， 秩父累帯の地層が境界線に対して 15°ぐらい斜交していることもある。 したがって， 両帯の関係は整合ではなく， 断層であろう。
秩父累帯北帯の地質構造で最も特徴的なことは緩慢な褶曲構造である。 そのおもな点は次のようである。
なお， このような構造は図幅地域の西部において乱されていて， 走向断層が多くなつている。
次に， 秩父累帯の褶曲構造， 秩父累帯と山中地溝帯の関係について述べる。
秩父累帯北帯の褶曲構造についていえば， 西南日本外帯の秩父累帯北帯においてよくいわれるように， ここでは緩慢なドームおよびベーズン構造が特徴である。 これを図示するために 万場層群の下面または上面について， 構造等高線図をつくった（第 25 図）。 すなわち， 柏木層群が露出しているようなところでは万場層群の下面を基準にとり， 上吉田層群の被覆が厚いところでは万場層群の上面に従い， 各等高線の間隔を 400 m として作図した [ 第 25 図 ] 。
すでに述べたように， 万場層群の識別は層相区分に基づいているから， その上面あるいは下面といっても， 同一の時間面を意味するものではないし， また， 同層群の層厚も一定ではない。 しかし， それでも， 秩父累帯北帯の褶曲構造とその規模の大勢をしることはできよう。
いま， 地質図と構造等高線図をみくらべると， 調査地域の北西部， すなわち万場層群が広く分布している地域は， 大きなドーム状部であり， これに反して南東部は大きなベーズン部であるとみることができる。 それぞれの大きさは， 東西方向の長径約 15 km， 南北方向の短径約 6 km であろう。
これらの中に， さらに小単元の背斜・向斜， あるいはドーム・ベーズンがいくつかあることは図示したとおりである。 たとえば図幅地域内の南東部地域において， 万場層群が露出しているところは小面積のドーム状部に相当しているのである。
大きくみて以上のような褶曲構造のなかで， 柏木層群の上限に特異なブーディンないし偽礫が発達している。 地点は， 万場町の西方の小平の神流川河床である。 この付近の柏木層群の岩層は頁岩ないし低変成度の黒色準片岩であり， ところどころ珪質の砂岩層および凝灰質砂岩を含んでおり， ここにブーディン・ひきずり褶曲など， 一連の小構造が露出している（第 26～29 図）。
ここでみられるブーディンは， 形態的に２つのタイプに分けられる。 １つは 地層の傾斜方向に垂直な断面でみたときの形が菱形あるいは長方形に近いもので， おのおのがバラバラに分離して並んでいる。 これらは頁岩質の地層中でよく発達しており， ブーディン自身はまわりと同じ頁岩（あるいは黒色準片岩）であるか， 珪質の砂岩である。 ブーディン中のラミナあるいは片理から， ブーディンが回転しならできたことが認められる。 その大きさはまちまちで規則性はないが， いずれも長軸の方向がほぼ地層の傾斜方向と一致し（330～350°， 15～30°）， 短軸の方向は地層面に垂直であるものが多い。 そして， これらのブーディンは互いに重なり合って並んでいる。 ブーディンのまわりの部分は， その外形に沿ってかなり片理が発達している。 以上の形態からみて， これらのブーディンの生成のおもたる原因が， 地層面に沿った剪断応力によるものであると考えられる。
第２のタイプのブーディンは 厚さ 10 数 cm ほどの珪質の砂岩層が， 層理面に垂直な割れ目によって細かく分離しているもので， 割れ目は石英により充填されている。 断面でみたときの割れ目の間隔は， まちまちであるが， 割れ目の方向には規則的な傾向がある。 石英で充てんされた割れ目の部分が他の部分よりも突出しているため， 断面でみると竹の節のような形態を示しているのが特徴的である。 そして， まわりの地層（ラミナのよく発達した凝灰質の砂岩層）も この外形に沿って変形していることから考えて， これは， まずはじめに砂岩層が分離して， その割れ目に石英が結晶したが， そのご， その部分が割れた地層自身よりも固くなったために， のちの圧密過程で突出した竹の節状の形態をつくったものとも考えられよう。 このように 形態的には 普通のブーディンのようにくびれた部分で分離するという形と異なっているが， やはり同じような成因で分離し， その後変形したブーディンの一種であると考えられる。
第１のタイプのブーディンは， 万場層群との境界付近から上流へ 70～80 m のところにもっともよく発達し， 第２のタイプのブーディンは， その上流 50 m 位の間隔にわたって発達する。 さらに， その上流 50 m 付近にかけては， ふたたび第１のタイプのブーディンが発達している。 これら２つのタイプの分布の違いは， 上にのべたような岩相の違いに対応するものと思われる。
また， 珪質岩の多い部分には， ひきずり褶曲がみられ， その軸の方向はほぼ地層の一般的傾斜方向と一致し， したがってブーディンの長軸の方向ともほぼ一致することが多い。 軸面は東へ傾斜しているから， したがって上位層が下位層に較べて相対的に西へずれたと推定される。 ひきずり褶曲の翼部で珪質の砂岩， あるいは頁岩層が引き延ばされている場所では， 地層が引き離されて しだいにブーディンの形態に移行していくらしい過程がみられるところもある。
つぎに， 秩父累帯と山中地溝帯との境界について述べる。 山中地溝帯の北側に接する古生層（蛇木層）は， 幅 1～3 km の間， 著しくもめている。 これは， １つの構造単元とみることができる。 すなわち， 発生的には山中地溝帯の白亜系が堆積する以前に， 秩父帯の南・北両帯への分化に伴って生じた弱線部なのである。
現在， 山中地溝帯の両側は一般的に中生層の走向方向にほぼ平行な断層で限られている。 この種の断層は， 正断層の場合と逆断層の場合とがある。 正断層の場合は， 明家沢・不二穴の沢・尾の内沢などで観察される。 それぞれ， 走向・傾斜は， N 70°W・80°S， N 50°W・80°N， N 35°W・80°N である。 断層面を境にして古生層と接している中生層は， 石堂層の基底礫岩であり， また断層面付近の中生層はほとんど擾乱されていない。 地溝帯全体としてみると， 石堂層と古生層とは正断層で接していると推定される場合が大部分である。 このことは， 石堂層の基底礫岩が， 基質が多く泥質であったり， 礫の淘汰がよくないといったような性格とあいまって， この種の断層が， 本来の不整合面付近に発生したもの， あるいは不整合面がすべったようなものであることを推定させる。
逆断層の場合は， 八幡付近の神流川左岸・二子山の南方・両神村 日陰などで観察される。 断層面の走向・傾斜は， それぞれ， N 75°W・75°N， N 55°W・50°N， N 40°W・50°S である。 これらの場合， 断層の走向は， 中生層の走向とはいく分異なっている。 断層面に接する中生層は， 正断層の場合と異なり， かなり破砕されたり， さらに小断層で切られている。
白亜系は全体として複向斜構造を呈する。 これはさらに， 北列にみられる単斜構造部と， 中列および南列の向斜構造部とに分けられる。 これらの褶曲構造は， また， さまざまな方向の断層で断たれている。 いま， 山中地溝帯の褶曲構造について要約すると， つぎのとおりである。
中生層中の断層は， 中生層の走向方向に走る断層と， それらとかなりな角度で交わる断層とに大別できる。
走向方向の断層は， しばしば周囲の地層を著しく千枚岩化し， 顕著な石英脈を伴うことがある。 その場合， 砂岩は破砕され， あるいはレンズ状に引きちぎられている。 北列と中列の境界断層， 中列と南列の境界断層などは， この種の顕著なものである。 その他， 各層の境界， あるいは褶曲の軸に相当するような部分はこの方向の断層が認められるが， 断層による擾乱の程度は， 一般に， 上述の場合ほど著しくはない。
中生層の走向方向と斜交する断層は， 方向によりつぎのようなグループに分けられる。
中生層はこれらの断層によって細かくブロック状に切られており， とくに， (4) の方向の断層により， 200～300 m の間隔で地層がずれている場合が少なくない。 したがって， 実際には， 変位は大きくはないが， 地質図中に表わされたよりももっと多くの胴切り断層が存在するわけである。 この断層は， 露頭でみられる破砕帯の巾は 20～30 cm といったものが多いが， 1 m 以上のものも少なくない。 (2) と (3) の断層もしばしば認められ， 破砕帯が巾数 m といった場合が少なくないのに較べて， 連続性のあまり著しくないのが (1) と (5) のグループの断層である。 しかし， 中列の瀬林層と三山層の境界断層のうち， 間物～尾の内間のものは (1) のグループに属する。 また， (1) の断層は生成が新しいと思われ， 犬木付近では， 秩父盆地第三紀層の基底部を切っているものさえ観察された。
本図幅地域内の鉱床としては， 秩父鉱山を除けば， ごく小規模な滑石やマンガンの鉱床があるだけである。 そのほか， 応用地質方面では， 鉱泉ならびに崩壊地辷りをあげることができる。
本鉱山は埼玉県 秩父郡 大滝村 大字 中津川にあり， 秩父市より西方， 国道， 県道により約 43 km の距離にある。 鉱山周辺は秩父多摩国立公園内にあって， 秩父鉄道 秩父駅および三峰口駅からそれぞれ山元まで西武バスの便がある。
本鉱山鉱床の発見は慶長 15 年（約 360 年前）頃といわれ， その後, 明和年間に平賀源内が金採取の目的で入山したと伝えられる。 その後 若干の変遷を経て， 明治の末期には柳瀬商工株式会社の所有となり， 第一次世界大戦時には高田商会の手で 和那波 地区の鉄鉱床の開発をはじめ， 一部出鉱を行なったが終戦とともに休止した。
昭和年代に入り， 前記の柳瀬商工株式会社は金を目的として稼行したが， その後, 昭和 12 年 7 月には日窒鉱業株式会社が鉱業権を買収し， 金・銀・銅・鉛・亜鉛・硫化鉄鉱の開発に着手し， 近代鉱業開発設備を整え， 昭和 15 年頃には 大黒 坑を中心として月 4,000 t の湿式選鉱工場を完成し， 操業した。
昭和 25 年 8 月 1 日に現在の日窒鉱業株式会社が設立されてから 同 27 年に大黒鉱床に亜鉛鉱床が発見され， 逐次湿式選鉱場を増設し， 27 年 10 月， 33 年 9 月， 36 年 8 月にそれぞれ月 8,000 t， 10,000 t， 12,000 t の処理となり， さらに同 34 年 8 月には大黒地区に能力 20 t / h の乾式磁力選鉱場を建設し， 磁鉄鉱， 磁硫鉄鉱の分離を行ない， 鉄鉱の生産をはじめた。
一方, 赤岩 鉱床には昭和 30 年頃から試錐探鉱を行なって 塊状亜鉛と磁硫鉄鉱鉱床が発見され開発された。 他方, 道伸窪 地域には磁気探鉱を実施して， 同 34 年 3 月に強い示徴を得たのに端を発し， さらに精密な地表調査を行なうとともに試錐探鉱を行なって， 磁鉄鉱を主とする鉱床を確認し， 拡張探鉱を進めて大鉱体をつきとめ, 現在 開発を行なっている。
秩父鉱山附近の地質は 主として秩父累層群と呼ばれている古生層とこれを貫く火成岩類からなる。
古生層は 上部石炭紀～二畳紀の粘板岩・砂岩・チャート・石灰岩・輝緑凝灰岩等の累層からなり， 一般走向は WNW， 傾斜は N へ 30～50°を示す。
火成岩類は 中新世初期の迸入と考えられている石英閃緑岩ないし石英閃緑玢岩が広く分布し， 石英斑岩・玢岩は小規模に岩脈をなして現われるにすぎない。
前記の古生層は これら火成岩類の迸入によって その接触部附近はスカルン化作用を受け， ザクロ石・緑簾石・緑泥石・透輝石・ヘデンベルグ輝石・珪灰鉄鉱等が生成され， また石灰岩の一部は鉄苦灰石化作用を受けているところがある。
断層には赤岩断層・小倉沢断層・赤岩峠断層・大黒断層などがある。 前者 [ 赤岩断層 ] は走向 E - W に近く， S へ急傾斜し， 後三者は走向 N - S 性で E へ傾斜する正断層であり， 鉱山側の見解によれば いずれも石英閃緑岩の迸入後に形成されたものといわれている。 これらのうち大黒断層は大黒鉱床の鉱液通路となり， 赤岩断層はわずかに鉱石を伴うことがあるにすぎない。
鉱区内には東西 2 km， 南北 3 km 余の範囲に次の様な諸鉱床が分布している。 全般を通じて古生層と石英閃緑岩類との境界に近く生成された高熱交代鉱床であり， 鉱石鉱物の種類， 産状などにそれぞれ特徴をもっていて， 早期生成になるものと後期生成になるものとに大別することができる。
1. 早期生成鉱床 : 主として石灰岩中にあり， またときに石英閃緑岩体に近く生成されることがある。 鉱床は塊状をなし， 鉱石鉱物は 磁鉄鉱・早期黄鉄鉱・磁硫鉄鉱を主として黄銅鉱・閃亜鉛鉱を伴っている。 著しい特徴は 母岩がスカルン化作用を受けて， 鉱床は多くの場合これを交代するが， 相伴うことがある。 この種の鉱床は鉱床の下部または中部を代表するものとみることができる。 一般に地質構造の規制をあまり受けていないことが多い。
2. 後期生成鉱床 : 石灰岩中に脈状， 煙突状をなして胚胎し， 鉱石鉱物は 閃亜鉛鉱・方鉛鉱・後期黄鉄鉱を主として， 一部に黄銅鉱・硫砒鉄鉱・磁硫鉄鉱・自然金・ 毛鉱 [ jamesonite ; 硫安鉛鉱 Pb4 Fe Sb6 S14 ] ・ 車骨鉱 [ bournonite ; Cu Pb Sb S3 ] などを伴い， ときに地表に近い部分には酸化マンガンがみられる。 本鉱床は全体として鉱床の上部， 中部を代表しているもののように考えられ， 地質構造に規制されることが多い。
上記のように諸鉱床を概観すると， 下部は早期生成鉱床からなり， 上部は後期生成鉱床からなるが， 場所によっては両鉱床が帯状分布を示して現われることがある。 いわゆるテレスコープド鉱石 [ 意味不明 ] を形成し， Xenothernal 型の鉱床 [ 意味不明 ] ともいうことができる。
| 鉱床名 | 主な鉱種 | 主な鉱石鉱物 | 主なスカルン鉱物 | 時期 | |
| 中津鉱床 | 鉄, 硫化鉄 | 磁鉄鉱, 褐鉄鉱 | ザクロ石（鉄に富む） | 早期 | 稼行中 |
| 滝上鉱床 | 硫化鉄, 銅, 亜鉛 | 黄鉄鉱, 黄銅鉱, 閃亜鉛鉱, 磁硫鉄鉱 | ザクロ石 | 早期 | 稼行中 |
| 大黒鉱床 |
亜鉛,
銅,
鉛,
金,
銀,
硫化鉄, 鉄, マンガン |
閃亜鉛鉱,
黄銅鉱,
方鉛鉱,
自然金,
黄鉄鉱, 磁鉄鉱, 赤鉄鉱, 磁硫鉄鉱, 菱マンガン鉱, 二酸化マンガン鉱 |
ザクロ石,
珪灰鉄鉱,
ヘデンベルグ輝石 |
早期,
後期 | 稼行中 |
| 和那波鉱床 | 鉄, 硫化鉄 | 磁鉄鉱, 磁硫鉄鉱, （黄銅鉱） | ザクロ石 | 早期 | 稼行中 |
| 白岩鉱床 | 鉄, 硫化鉄 | 磁鉄鉱, 黄鉄鉱, 褐鉄鉱 | ザクロ石 | 早期 | 休山中 |
| 六助鉱床 |
亜鉛,
鉛、
銅,
アンチモン |
閃亜鉛鉱,
方鉛鉱,
（黄銅鉱）,
輝安鉱 | （ザクロ石） | 後期 | 休山中 |
| 斎藤沢鉱床 | 鉄. 硫化鉄 | 磁鉄鉱, 硫砒鉄鉱, 黄鉄鉱 | ザクロ石 | 早期 | 休山中 |
| 赤岩鉱床 |
亜鉛,
鉛,
銅,
金,
銀,
硫化鉄 |
閃亜鉛鉱,
方鉛鉱,
黄銅鉱,
金,
銀,
黄鉄鉱, 磁硫鉄鉱 |
ザクロ石,
珪灰鉄鉱,
ベスブ石, ヘデンベルグ輝石 |
早期,
後期 | 稼行中 |
| 道伸窪鉱床 |
鉄,
銅,
硫化鉄,
亜鉛 |
磁鉄鉱,
黄銅鉱,
黄鉄鉱,
褐鉄鉱,
閃亜鉛鉱 |
ザクロ石,
珪灰鉄鉱,
ベスブ石, （ザンソフィライト）（下盤） | 早期 | 稼行中 |
次におもな鉱床について簡単に述べる。
赤岩 鉱床 : 本鉱床は昭和 13 年前後より戦時中にわたって開発され， その後 減産の経過をたどり， 同 24 年頃から休山していたものである。 同 30 年頃から新たな構想のもとに地質構造を解明し， 試錐探鉱を併用して 下部 210 m に塊状の閃亜鉛鉱と磁硫鉄鉱からなる新鉱床を確認した。
付近の地質は粘板岩の累層からなる古生層があり， 走向 EW に近く石灰岩の傾斜は N に 30～50°を示し， その南にはこれらを貫く石英閃緑岩がみられる。
古生層が南に張りだした部分には走向 EW， N に 70°で傾斜する赤岩断層（落差約 80 m の逆断層）がある。
古生層と石英閃緑岩の境界は不規則ながら N に傾斜をして， その接触部では粘板岩が変質作用を受け， 変質粘板岩となっている。
鉱床は， 上記の変質粘板岩とその上に累積する石灰岩との境界， またはその付近に生成された， いわゆる接触交代鉱床と熱水性交代鉱床からなる。 下部は石灰岩を交代したスカルンを伴う早期生成鉱床からなり， 上部は石灰岩中に脈状または不規則筒状の後期生成鉱床からなっている。 脈状鉱床の最上部付近または露頭部には， 菱マンガン鉱と二酸化マンガン鉱が生成されている。
鉱床の最下部は大部分が磁硫鉄鉱からなり， 黄鉄鉱・硫砒鉄鉱 その他 閃亜鉛鉱・黄銅鉱を伴っている。 大捷抗 [ 読みおよび位置不明 ] レベル附近にみられる鉱石は早期および後期生成鉱床の中間色を示し， このやや下部から上部にかけては主として閃亜鉛鉱からなる。
本鉱床の生成については， その南側にある石英閃緑岩が主要な役割をなしていることは明かである。 赤岩鉱床では鉱液は石灰岩と粘板岩中の裂カに沿うて上昇し， 石灰岩部においてそれを交代して概して塊状の鉱床を形成している。 わずかに鉱床の周辺部に裂カに沿う交代部もみられる。
| 年（昭和） | 粗鉱量 |
| … | |
大黒 鉱床 : 本鉱床は赤岩鉱床の南方直距約 3 km にあって， 戦前， 戦後にわたって開発が行なわれ， 現在に至るまで主導的な役割を果たしている。 終戦後はしばらくのあいだ鉱量の行きづまりから生産量が延び悩みの状態にあった。 昭和 27 年に新たに亜鉛鉱を主体とする優良な鉱床が発見され， 以後 増産の線をたどり， 現在では道伸窪鉱床の発展とともに本鉱山開発の推進力となっている。
付近一帯の地質は， 広く分布する砂岩・粘板岩および 鉱床の南方に東西に延びる小規模の石灰岩などからなる古生層と， これらを貫いて迸入した石英閃緑岩からなり， 一部には前記の両者の境界付近に小規模のスカルン帯が介在する。 南北方向の大黒断層は鉱床生成前に形成されたものといわれている。
鉱床の形状および鉱石鉱物の産出状態は， 母岩の構造と大黒断層との距離的関係などによってそれぞれ特徴があるので， 次にその例を示す。
| 年（昭和） | 粗鉱量 |
| … | |
道伸窪 鉱床 : 道伸窪鉱床付近には石灰岩の小規模のものが露出し， 従来は赤岩石灰岩と同層準のものと考えられ， 磁鉄鉱・褐鉄鉱・磁硫鉄鉱・黄銅鉱などからなる露頭が知られていた。
その後， 鉱山側では精密な地質調査を行なった結果， 赤岩峠断層を正断層として， その落差を 100 m と考えた。 したがって 本断層の西側に露出する石灰岩の層準は 地表には必ずしも現われてはいないけれども， 同断層の東側にも潜頭して続くものと推定した。 この考え方に基づいて 昭和 28 年以後に地区内の各所に磁気探鉱・電気探鉱を行なってきたが， 同 34 年 3 月に至って現鉱床の上部に磁気異常の強い示徴を認め， 直ちに試錐探鉱を行なって鉱床の存在を確認したので， さらに継続して試錐探鉱を進め， 一方 坑道を掘進して次のような規模の磁鉄鉱を主とする鉱床を発見した。
鉱山付近は南側に石英閃緑岩が広く分布し， そのほとんどは玢岩質になっている。 北側にはスカルン帯が広く分布し， 石英閃緑岩体から離れるにしたがってスカルン化が弱くなり， チャート・粘板岩が現われ， 走向は EW 北落しに累積している。
坑道掘進と試錐の結果などからみれば 鉱床は図 [ 第 33 図 ? ] に示されるようにスカルン帯と石灰岩とのあいだにあって北方へ傾斜し， 地表には露われていない。 しかも鉱床内部には石灰岩が食い残されていることから， スカルン帯， 鉱床などは石灰岩部を交代しているものと考えられる。
鉱石鉱物は磁鉄鉱を主とし， 少量の黄鉄鉱・黄銅鉱・閃亜鉛鉱を含み， スカルン化を受けた 中石 [ ← 鉱床としての価値がない岩石破片 ? ] および石灰岩を残すことがある。
| 年（昭和） | 粗鉱量 |
| … | |
中津鉱床・やせ尾根鉱床 : 中津鉱床は大黒鉱床の SSE 約 800 m， やせ尾根鉱床は同じく ES 約 1100 m にあって， 結晶質石灰岩中に， 地層面に沿うて交代された磁鉄鉱， 早期黄鉄鉱等の早期生成になる鉱床である。 露頭部付近では酸化作用によって黄鉄鉱は褐鉄鉱に， 磁鉄鉱は赤鉄鉱に変化している。 このほかに 和那波 鉱床・白岩鉱床・ 六助 鉱床 における生産量は以下のようである。
| 年（昭和） | 粗鉱量 |
| … | |
| 年（昭和） | 粗鉱量 |
| … | |
| 年（昭和） | 粗鉱量 |
| … | |
| 年（昭和） | 粗鉱量 |
| … | |
この種の鉱床の生成は石英閃緑岩の迸入に密接な関係がある。 したがって鉱床の探査に当たっては， その迸入岩体の形状と石灰岩およびその上， 下盤の岩層の地質構造とに規制されることがあるので注意を要する。
鉱山側で鉱床の探査に際して留意している要素のうちおもなものは 次に示すものがある。
選鉱は湿式選鉱工場を主として， 乾式磁選工場を併置している。
湿式選鉱 : 道伸窪 ・ 大黒 ・ 赤岩 の系統に分けて湿式による浮游選鉱法と磁力選鉱法を併用している。
鉱石は各系統ともに節分機を用いて段破砕を行ない， 道伸窪系統は 25 mm 以下， 他の２系統は 10 mm 以下に破砕する。
さらに前者 [ 道伸窪系統 ] は２段磨鉱， 後２者は１段磨鉱で分級機により 200 メツシェ以下 70 % 前後となるようにする。
このようにして粉砕された磨鉱は前者 [ 道伸窪系統 ] では銅・硫化の順で浮選を行ない， その尾鉱より磁選によって鉄鉱を分離して回収し， さらに亜鉛鉱を分離して採取する。
また大黒・赤岩の２系統は銅・鉛鉱を浮選によって混合処理したのち， それぞれに分離し， さらに亜鉛鉱を浮選する。 その後 大黒系統では硫化を浮選し， 最後に磁選によって鉄鉱を分離し， また赤岩系統では磁硫鉄鉱を浮選し， その後 磁選によって鉄鉱を分離， 採取する。
| 系統別 | 原鉱石 | 主要製品 |
| 道伸窪系統 | 鉄系 | 銅・硫化・鉄・亜鉛の各精鉱 |
| 大黒系統 | 亜鉛・硫化系 | 銅・鉛・亜鉛・硫化・鉄の各精鉱 |
| 赤岩系統 | 亜鉛・硫化系 | 銅・鉛・亜鉛・磁硫の各精鉱 |
乾式磁選 : 乾式磁選工場は大黒坑区域にあり， 大黒坑と中津坑の鉄分の多い厚鉱を 12 mm 以下に破砕して磁選により磁鉄鉱を採取し， その尾鉱は前記の湿式選工場に送られて浮游選鉱法によりさらに処理される。
| 年 |
年間出鉱量
[ t ? ] | 平均品位 | ||||||
| Cu % | Pb % | Zn % | S % | Fe % | Au [ g / t ] | Ag [ g / t ] | ||
| 32 | 122,291 | 0.18 | 0.26 | 3.80 | 18.30 | 32.19 | 1.6 | 36 |
| 33 | 130,911 | 0.19 | 0.34 | 4.06 | 19.16 | 33.64 | 1.5 | 37 |
| 34 | 154,816 | 0.18 | 0.24 | 3.69 | 16.88 | 32.02 | 1.4 | 30 |
| 35 | 155,931 | 0.23 | 0.30 | 3.96 | 18.33 | 30.97 | 1.5 | 32 |
| 36 | 207,196 | 0.23 | 0.27 | 3.63 | 16.73 | 29.90 | 1.6 | 33 |
| 37 | 228,303 | 0.25 | 0.23 | 3.47 | 17.02 | 31.92 | 1.4 | 29 |
| 38 | 281,546 | 0.21 | 0.16 | 2.76 | 15.35 | 35.16 | 1.1 | 23 |
| 39 | 376,122 | 0.22 | 0.08 | 1.90 | 12.85 | 37.72 | 0.9 | 12 |
| 40 | 499,608 | 0.25 | 0.10 | 1.36 | 10.89 | 37.75 | 0.8 | 15 |
| 41 | 471.613 | 0.22 | 0.08 | 1.16 | 10.28 | 39.77 | 0.9 | 12 |
| 計 | 2,628,337 | 0.22 | 0.16 | 2.44 | 14.03 | 35.53 | 1.1 | 22 |
| 平均 | 262,834 | 0.22 | 0.21 | 2.98 | 15.58 | 34.10 | 1.1 | 26 |
| 粗鉱量 t | 品位 | ||||||||
| Cu % | Pb % | Zn % | S % | Fe % | Mn % | SiO2 % | |||
| 湿式 | Fe 系 | 21,068 | 0.19 | 0.03 | 0.21 | 6.71 | 47.13 | - | - |
| Zn 系 | 6,470 | 0.06 | 0.33 | 4.14 | 14.77 | 22.37 | - | - | |
| S 系 | 5,109 | 0.22 | 0.04 | 0.97 | 16.83 | 34.00 | - | - | |
| 計 | 32,647 | 0.17 | 0.06 | 1.01 | 9.84 | 40.65 | |||
| 乾式 | Fe Sp | 5,789 | 6.75 | 45.04 | |||||
| Po | 2,528 | 29.18 | 45.23 | ||||||
| Mn | 426 | 29.06 | 18.11 | ||||||
| Mg | 1,654 | 1.90 | 46.29 | ||||||
| 計 | 10,397 | ||||||||
| 合計 | 43,044 | ||||||||
| 坑内 | 坑外 | 計 | |
| 職員 | 21 | 25 | 46 |
| 従業員 | 147 | 67 | 214 |
| 臨時 | 111 | 72 | 183 |
| 計 | 279 | 164 | 443 |
|
試錐延長
m |
探鉱延長
m |
出鉱量
計 t | |
| 道伸窪坑 | 664.25 | 40.6 | 24,513 |
| 大黒坑 | 593.90 | 105.10 | 8,780 |
| 赤岩坑 | 353.90 | 28.10 | 6,470 |
| 中津坑 | 20.0 | 1,724 | |
| 満俺坑 | 8.30 | 6.10 | 426 |
| 和那波坑 | 12.0 | 1,131 | |
| 石灰沢坑 | 37.9 | ||
| 計 | 1,620.35 | 249.80 | 43,044 |
三波川結晶片岩中には， いたるところに小規保な滑石鉱床が胚胎しており， かって採掘された坑道は数えきれないほどである。
現在， 稼行中のものは， 甘楽郡 上日野村 名無村の御荷鉾鉱山その他に２・３がみうけられる程度である。 これらの産出量は， 年産 3500 t 程度である。
万場町 塩沢の奥， 中里村 萱ノ平付近などの上吉田層基底を構成するチャート中に， 軟マンガン鉱が含有されている。 いずれも， かつて採掘されたが現在ではほとんどかえりみられていない。
本図幅地域内には， 各地に玉子水 [ or 卵水 ] と呼ばれる硫化水素臭のある湧水があって， 古くから鉱泉宿として利用されてきたところである。 しかし， いまでは 千鹿谷 鉱泉（埼玉県秩父郡 吉田町 千鹿谷）が１軒あるのみである。 鉱泉の泉質分析値は以下の表のとおりである。
|
泉温
（℃） |
湧出量
（l / min） | pH | 化学成分 |
蒸発残留物
（ppm） | |||||
| Cl' | CO2" | HCO3 | H2S | S2O3 | Fe.. | ||||
| 14.0 | 2.4 | 9.3 | 4.5 | 0.44 以下 | 252 | 0.2 以下 | 0.01 以下 | 0.01 | 374 |
図幅地域内にはとくに大規模な地辷りはないが， いわゆる御荷鉾構造線に沿う地域， ここでは三波川帯の上部層群に属する地域には地辷り地形がみられる。 すなわち， 御荷鉾山から東方へ雨降山にかけて， その南斜面では， 滑石・緑泥石を多く含む岩質と， 構造線に沿った弱線部という性格とが相まって， 崩壊地辷りを起こしている。
また， 万場町 元船子付近にも地辷り地形がみられるが， これは， 柏木層群と万場層群との境界面が， 地形上の傾斜ともほぼ一致しているために起こったものと考えられる。
近年， 三波石の銘称のもとに， 三波川・鮎川や神流川筋から多量の転石が搬出されている。 もともとは， 三波川結晶片岩が中心であったと思われるが， 昨今の採石では， 柏木層群や万場層群の構成岩（準片岩・チャート・シャールスタイン）も 対象となっている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tokyo (8) No. 26
By Masahiro OKUBO ＆ Mankichi HORIGUCHI (Written in 1968)
In the mapped area, the so-called Chichibu Paleozoic formations are widely developed on the one hand, and the type locality of the Samba-gawa crystalline schist is situated at the northeastern corner on the other hand. Among these older rocks, the Mesozoic (Cretaceous) formations occupy a narrow band called the Sanchū-Graben, and in turn, it is overlain unconformably by the Miocene formations at the southeastern corner of this area.
Brief explanations of these sedimentary series are given as follows.
The whole series of the crystalline schists attain 2,000 m or more thickness, and are lithologically divided into three groups. The Lower group is composed mainly of the green- and quartz schist, developing along an anticlinal axis in the Samba-gawa valley. The Middle group is originated mainly from the pelitic rocks. These two groups contain porphyroblast of albite. The Upper group is composed largely of the green schist. A part of the crystalline schist is possibly the Permo - Carboniferous in age.
The Paleozoic formations developing to the north of the Sanchū-Graben, are divided into three groups.
Three groups mentioned above, form the gently folded structures. On the contrary to this, the Paleozoic formations to the south of the Sanchū-Graben show the monoclinal structure as a whole. It can be classified into three formations by the lithologic characters as below (from north to south).
The distribution of the Cretaceous is confined to the narrow zone called the Sanchū-Graben, which is extending from WNW to ESE. Its sequence is as follows.
The Ishidō and Sebayashi formations are the Lower Cretaceous, while the Sanyama formation is referred to the lower part of the Upper Cretaceous. As a whole, these formations show a vast synclinolium.
The lower part of the Miocene of the Chichibu basin occupies the southeastern corner of this area. It is classified into five formations.
The terrace deposits along the Kan'na-gawa are as follows.
Along the Akahira-gawa, two terraces can be recognized. The higher one, Ohami terrace, is equivalent to the Ishi-gami terrace, while the lower, Ogano terrace, is compared with the Nippa terrace of the Kan'nagawa region respectively.
There are some intrusive bodies, such as quartz diorite, serpentine and dyke. Quartz-diorite, being possibly the late Paleogene in age, makes skarn minerals of the Chichibu mine.
Chichibu mine is very important and the only mine that has been worked as metal deposit in this area.
The mine is situated at Nakatsu, Otaki-mura, Chichibu-gun, Saitama prefecture and comprises several ore bodies of the Daikoku, Aka-iwa, Doshin-kubo, Nakatsu, Wanaba, Taki-no-ue, Roku-suke, Shira-iwa and Saito-zawa. The last three are now stopped in mining.
The mine was discovered in 1610, and thereafter, has worked gold, silver, lead, zinc, iron sulphide and manganese up to the present. Especially, in 1959, Doshin-kubo iron deposit was discovered by geological and magnetic prospectings and consequently the mine is carrying out the development of iron ore deposit.
Geology of the mine and the environs consist essentially of the Chichibu Paleozoic formations and igneous rocks which are intruded into the former.
The Paleozoic formations are composed of slate, sandstone, chert, limestone, schalstein, belonging to the Upper Carboniferous-Permian. Of igneous rocks, quartz diorite and quartz diorite porphyrite of Early Miocene age are widely distributed, and the quartz porphyry and porphyrite occurs veins only on a small scale.
Ore deposits are of the skarn-type and mass and vein or chimney, all being embraced at boundaries between the Paleozoic formations and quartz dioritic rocks. They are divided into the early and late stages by the mutual relation of ore and skarn minerals.
Ore minerals of the early stages are formed mainly of magnetite, early pyrite and pyrrhotite and associated in part with chalcopyrite, sphalerite, and skarns. Skarn minerals consist of andradite, hedenbergite, lievrite, xanthophyllite, etc.
That of the late stages is formed mainly of sphalerite, galena, late pyrite, etc., and associated in part with chalcopyrite, arsenopyrite pyrrhotite native gold, jamesonite and bournonite. Sometimes, rhodochrosite and manganese oxides are observed in a part near the surface.
Statistic data of crude ores produced from each deposit are as follows.
| 1964 | 1965 | 1966 | 1967 | |
| Daikoku | 129,451 t | 137,531 t | 120,492 t | 97,605 t |
| Aka-iwa | 73,630 | 72,484 | 68,925 | 84,270 |
| Doshin-kubo | 149,767 | 267,047 | 251,782 | 290,992 |
| Nakatsu | 23,274 | 22,346 | 22,252 | 19,229 |
| Wanaba | 200 | 8,162 | 9,765 | |
| Total | 376,122 | 509,618 | 471,613 | 501,861 |
Ore grade is shown as follows.
|
Crude ore
unit : t [ ton ] | Ore grade | |||||
| Cu % | Pb % | Zn % | S % | Fe % | ||
| Fe system | 21,068 | 0.19 | 0.03 | 0.21 | 6.71 | 47.13 |
| Zn sysmte | 6,470 | 0.06 | 0.33 | 4.14 | 14.77 | 22.37 |
| S system | 5,109 | 0.22 | 0.04 | 0.97 | 16.83 | 34.00 |
| Total | 34,647 | 0.17 | 0.06 | 1.01 | 9.84 | 40.65 |
| Crude ore | Ore grade | ||||
| S % | Fe % | Mn % | SiO2 % | ||
| Fe Sp | 5,789 | 6.75 | 45.04 | ||
| Po | 2,528 | 29.18 | 45.23 | ||
| Mn | 426 | ||||
| Mg | 1,654 | 1.90 | 46.29 | ||
| Total | 10,397 | ||||
昭和 44 年 12 月 20 日 印刷 昭和 44 年 12 月 27 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1969，Geological Survey of Japan