地域地質研究報告
５万分の１図幅
東京（8） 第 35 号
北海道大学 教養部 河内晋平
昭和 52 年
地質調査所
目次 I. 地形 I.1 地理上の位置 I.2 地形 II. 地質概説 II.1 研究史 II.2 地質概説 III. 古生層 IV. 中生層 V. 古第三紀層 VI. 花こう岩およびひん岩 VII. 新第三紀火山岩類 VIII. 第四紀火山岩類 VIII.1 黒富士火山岩類 VIII.2 八ガ岳火山岩類 VIII.2.1 古八ガ岳期 VIII.2.2 新八ガ岳期 VIII.3 その他の第四系 VIII.3.1 山麓砂礫層 VIII.3.2 崖錐堆積物 VIII.3.3 長倉礫層 VIII.3.4 小渕沢泥炭層 VIII.3.5 「ローム」層 VIII.3.6 段丘堆積物 VIII.3.7 地辷り堆積物 VIII.3.8 河川堆積物 IX. 遺跡 X. 応用地質 文献 付表 : 南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分 付表 : 柱状図 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 51 年稿）
５万分の１図幅
東京（8） 第 35 号
この地質図幅は， 八ガ岳火山列について， 1957 年以来 今日までに筆者が 主として北海道大学において行った研究のまとめの一部をなしている。
この間， 野外や研究室で， また直接 本図幅をまとめるにあたって， 以下のような多数の方々から御指導と御鞭撻をうけた。
また， 北海道大学の川崎一郎・渡辺家隆・太田茂志氏ほかの方々には 薄片や図版の製作に多大の御協力を ; 山梨県 北巨摩郡 長坂町の小林嘉一氏と御家族の皆様には 永年にわたって宿泊のお世話を ; 西山荘の会の山口耀久・村木紘二・蒔田文子氏ほかの方々には 困難な沢登りに同行いただき， さらに地名その他の御教示をいただいた。 ここに記して以上の方々に心から御礼申し上げる。
この図幅地域は日本列島のほぼ中央部・ 東径 138°15'～138°30' および北緯 35°50'～36°00' にかけて位置しており， 八ガ岳火山列のほぼ南半分， すなわち南八ガ岳火山群 [ 以下の [注] 参照 ] （河内， 1961a）に相当している。 この報告は， 内容において， 火山列の北半分に相当する「蓼科山地域の地質｣（河内， 1974～75）と一対のものである。
図幅地域の行政区画は以下の二県・一市・三郡・六町・四村にわたる。
地域一帯は風光明媚な山岳および高原地帯（第 1・2 図）を形成しており， 八ガ岳中信高原 国定公園に指定（1964 年）されている。
この図幅地域は大部分が南八ガ岳火山群のつくる火山地形， すなわち中心部の急峻な山体とこれらをとりまく広大な原野で構成されている。 火山群の基盤岩山地のつくる地形は南西端と東部の比較的せまい範囲にみられるにすぎない。
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第 1 表には図幅地域内の著名地点の標高を示す。 表中の 赤岳 （2,899 m）は八ガ岳火山列全体の最高峯でもある。 古八ガ岳期山体の最高峯は 権現岳 （2,718 m）， 基盤岩山体の最高峯は [ 図幅東端付近・南北中央の長野県 南佐久郡 川上村の ] 飯盛山 （1,670 m）である。 一方， 最低点は南西端の 釜無川 流域・山梨県 [ 北巨摩郡 白州町 ] の 教来石 にあり， 標高 635 m である。
火山群は上にのべた赤岳を中心にして南北性の配列を示す。 即ち， 北には横岳（2,855 m）・硫黄岳（2,742 m）， 南にはキレットの鞍部（2,470 m）をへだててハゲツルネ（2,560 m）と権現岳がある。 三つ頭（2,565 m）はこの権現岳から南東にのびる稜線上 ; ギボシ（2,690 m）はそのすぐ西どなりにあって， 鋭い岩峯をなす。 ここから西にのびる稜線の西端には西岳（2,365 m）; 南西にのびる稜線上にはこの火山列の最南端を占めて編笠山（2,524 m）が位置している。
一方， 赤岳の真西には幅のせまい岩稜がつづき， 中岳（2,665 m）をへだてて 阿彌陀岳 [ ← 阿弥陀 岳 ? ] （2,807 m）が位置している。 その他の主要山峯としては阿彌陀岳の北西方に美濃戸中山（2,392 m）， 硫黄岳から西に連なる稜線上に 峯の松目 （2,567 m）などの諸峯がある。
以上を火山の配列という点からみると， この南八ガ岳火山群では 赤岳・横岳・硫黄岳などの「新八ガ岳期」山体が「古八ガ岳期」山体の直上にのっており， このため「蓼科山」図幅地域（河内， 1974～75）の北八ガ岳火山群で認められたような顕著な火山群の二重配列構造はみられない。
古八ガ岳期山体と その直上にのる新八ガ岳期山体との関係をもっとも典型的に示しているのは， 赤岳と阿彌陀岳を通る東西断面である。 即ち， いまここで 御小屋 山（2,137 m）から 阿彌陀岳・中岳・赤岳をへて 県界尾根あるいは真教寺尾根にぬける東西の模式断面図を画くと第 3 図のようになり， 御小屋山～阿彌陀岳および赤岳～ 県界尾根 大天狗（2,450 m）あるいは 真教寺尾根 真教寺山 [ = 牛首山 ] （2,280 m）の間に 小鞍部あるいは傾斜の著しく変化する点があることがわかる。 のちにのべるように， この地点こそ， 古八ガ岳期噴出物をおおう新八ガ岳期噴出物が最初にあらわれる場所である。 一方， 中岳は， のちにのべるように， その周囲の岩体とともに この火山群の「根」を構成しており， 両側の鞍部は この「根」と新八ガ岳期噴出物との境界部に相当している。
以上のように， この図幅地域内において 南八ガ岳火山群の主要諸火山は古八ガ岳期山体の直上に形成されている。 しかし， すでにのべた編笠山・美濃戸中山など２つの溶岩丘は， 北八ガ岳火山群の溶岩丘群と同じように， やはり主稜の西側に形成されていることが注目される。
これら火山群の主稜部は著しく侵食がすすんでおり， とくに権現岳・ギボシ・赤岳・阿彌陀岳・横岳・硫黄岳などの東・西・北壁は 比高数 100 m に達する断崖を形成している。 このため， 地質調査には多大の体力と， それにも増して山登りに対する充分な経験が要求される。
図幅地域内の主要河川は， 北西部から南・東部へ， 1) 柳 川， 2) 立場 川・ 甲六 川， 3) 古杣 川・ 高 川， 4) 川俣 川・ 大門 川， 5) 板橋川・ 杣添 川などと， 釜無川で， 1) は「高遠」図幅地域内の 上 川 をへて諏訪湖へ， 2) は釜無川へ， 3) は図幅地域南端部で合流して深沢川となり釜無川へ， 4) は南東部で互いに合流して須玉川となり， 「韮崎」図幅地域内で 塩 川となって釜無川へ， 5) は「蓼科山」図幅地域南東端をかすめて千曲川に， それぞれ注いでいる。
火山群の山麓部には 標高 600～1,700 m・総面積 260 km2 の広大な原野（第 4 図）が広がっている。 これらをまとめて第 2 表に示す。
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これらの原野の末端部に近い立場川・川俣川・須玉川流域には河岸段丘が発達している。 しかし， これらは図幅地域内では 上述した原野の広大さに比較すると ごく小面積を占めているにすぎない。
以上のほかには， 図幅地域の南端部に近くに泥流堆積物のつくる流れ山地形が認められる。 これらは「韮崎」図幅地域内でより典型的に， 多数発達しているものの一部である。 また地辷り地形は図幅地域の北東端に認められる。
釜無川右岸に発達する火山群の基盤岩山地は， 南アルプス北端部の古・中生層とそれらを貫く火成岩類からなる。 図幅地域内の最高点は 1,735 m である。 一方， 東部の基盤岩の山地は関東山地南西端部を構成するもので， 四万十累帯の中生層・古第三紀層と， それらをおおう鮮新世～更新世火山岩類からなっている。 その標高は 1,000～1,600 m で， 図幅地域内の地形は比較的ゆるやかである。
この地域の中心部を占める八ガ岳は 日本列島の地質構造上の重要な位置を占めているため， この火山列の下位に伏在している基盤岩類がつくる地質構造を どのように考えるかをめぐって， 地質学史上有名な NAUMANN - 原田の論争（1885～1888 年）が展開された。 また， 小川（1932a・b）は彼の低位置氷河論の一つの舞台として八ガ岳に言及している。 こうした八ガ岳は 日本の地質学界の黎明期を代表する２大輪争の中心舞台となった。
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第 3 表には， 筆者がこれまでに収録した 八ガ岳および 八ガ岳に直接かかわりをもつ近隣地域の地質研究に関する年代別の文献数 [ 以下の [注] 参照 ] を示す。 表示のように， それらの総数は約 250 編に達する。 とくに 1960 年代後半以後の情報量の増大には著しいものがある。 しかし， 演旨・短報・連絡紙などを除き， 表中の 30 編の地質論文の中で多少なりとも具体的記載を行っているのは これらのさらに約３分の１にすぎない。 これらのことから， 「八ガ岳は， 全体としてみると， なお具体的研究に乏しいまま今日にのこされてきた火山の一つである」 といえる。 以下には， 従来の研究から とくにこの図幅地域に関連するものにかぎって， 主要なもののいくつかを指摘しておきたい。
八ガ岳に関する最初のかつ包括的な研究は山崎（1898）によって行われた。 彼は 満足な地形図もなかった当時， この火山列をまわりの火山岩地域をも含めて踏査し， いわゆる「二重火山説」をとなえた。 即ち， 彼は 八ガ岳は阿彌陀岳を中央火口丘とし， 御小屋山・ 西岳・ 編笠山・ 権現岳・ 赤岳・ 横岳・ 峯の松目・ 美濃戸中山などを外輪山とする火山と ; 「蓼科山」図幅地域の根石岳を中央火口丘とし， 天狗岳・ 箕冠 山を外輪山とする２つの二重火山の連結したものであることなどを主張した [ 以下の [注] 参照 ] 。 今日のレベルでこれを検討すると， 火山の発達史・層序・構造・配列等々の諸点で不充分であるのは 時代の制約として巳むをえない。
その後の 60 余年間は， なぜかこの火山に本格的にとり組んだ研究はほとんどなかった。 この間の収穫は， 竹下（藤本・編， 1958）によって火山学的・岩石学的特性が記されたことに止まる。
河内（1961）は はじめて火山の発達史が古八ガ岳期と新八ガ岳期に２大別されることとともに， 活動の様式と岩質などによって北八ガ岳火山群と南八ガ岳火山群に区別されること， さらに火山の配列が東・西２列あって雁行していることなどを指摘した。 これらの特性は KAWACHI（1972）・河内（1974～75）などによって総括されている。 さらに火山構造については川崎・村田（1969・1970）の研究がある。
そのほかの研究で主要なもののいくつかを以下にひろってみよう。
火山列の南麓にあり， わが国有数の規模をもつ泥流堆積物である韮崎泥流については， その特徴・成因をめぐってさまざまな解釈がなされてきた。 たとえば， 流れ山地形をめぐって， 上述した小川（1932a・b）をはじめ三沢（1924， 侵食残丘）・MASON and FOSTER（1956, "extruded hill"）など ; また成因をめぐっては， 鈴木（1966， 大規模地辷り）・甲府盆地第四紀研究グループ（1969a・b， 特殊な火砕流）などである。 今日では， 個々の流れ山の内部に挾在している溶岩や岩片多数の古磁気学的検討から， 三村ほか（1971， なお詳細は投稿準備中）によって 前例のない大規模な地辷りが想定されなければならないところにいたっている。
山麓， とくに東麓（主として [ 本図幅の東隣の ] 「 金峯山 」図幅地域内）の湖沼堆積物を中心とした第四系については， 前田（1948・1953）以来， 斉藤（1958）・ 那須（1968）・ 飯島ほか（1968）・ 河内ほか（1969）・ 八ガ岳団研グループ（1976）などの報告がある。 一方， 山麓台地上のテフラについては， 矢野（現・北沢， 1962・1963・1964）・ 北沢（1965・1967）など， 小林（1963）・ 中谷（1970・1971）・ 古田（1970）などによって研究が行われている。
TAKESHITA and OJI（1968）は 前 三つ頭 において採集した単斜輝石角閃石はんれい岩 1 コの分析値を求めた。 河内ほか（1972)・河内（1974～75）は 火山列全体から 11 コ（うち， この図幅地域内では 5 コ）の分析値を報告して化学的性質について紹介している。 また， TAKESHITA（1974）は石基輝石の "ortho-pyroxene ratio" を検討して カルク アルカリ度を論じ， 他地域との比較を試みている。
地域内および周辺の古期岩類を中心とした地質と 糸魚川 - 静岡線についての研究には以下のものがある。 即ち， 岡山（1929）・ 大塚（1941）・ 有井（1948・1952）・ 赤石山地地質研究グループ（1961）・ MAEDA and ADACHI（1965）・ 藤本ほか（1965）・ 赤石団研グループ（1968）・ 前田ほか（1970）など。
有名な 矢出川 遺蹟 [ ← 川上町 ] および井戸尻遺跡 [ ← 富士見町 ] に関する報告として芹沢（1957）・戸沢（1964）・藤森（1965）など， 温泉についての研究では中村ほか（1971）などが知られている。
八ガ岳は地質構造上の位置においても日本列島のちょうど中心部に存在している。
| 西南日本外帯（特に四国） | 赤石山地 | 関東山地 | |||||
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第 5 図には八ガ岳を中心とした地質構造図を， 第 4 表には八ガ岳の東・西両側での基盤岩類の対応を示す。 これらの図表から明らかなように， 八ガ岳の大構造上の位置は 糸魚川 - 静岡線と中央構造線・仏像 - 糸魚川構造線などとの交点に近く， かつ南・北フォッサ・マグナの境めに相当している。 八ガ岳をはさんだ東の関東山地と西の赤石山地とは 八ガ岳を頂点として北に凸の「対曲」構造を形成しており， 火山列はこれらの構造を南北に切って形成されている。 これらのことから， 八ガ岳直下の基盤岩類としては 四万十累帯・秩父累帯およびフォッサ・マグナ帯を構成する諸岩石の存在が予想される。 すなわち， 八ガ岳は本州区と四万十区をまたいで形成されているといえる。
八ガ岳はまた， 富士火山帯の北帯（KUNO， 1952）の北部を占め， 付近には富士山・浅間山などの日本を代表する火山や [ 山梨県にある奥秩父山地の南西に位置する ] 黒富士 などの第四紀火山が存在している。 これらのさらに基底部には， 北西部に美ガ原 - 和田峠 - 霧ガ峯 - 八子ガ峯 ; 北東部に荒船山と志賀溶結凝灰岩類 ; 南東部に 飯盛 山・ [ 甲府市と東山梨郡 牧丘町（現 山梨市）の境にある ] 水ガ森 などの第三紀末～第四紀初～中期火山岩類が広く分布している。
八ガ岳の大構造上の位置は以上にのべたようなものであるが， のちにのべるようにその裾野は著しく広大であり， したがって， このように複雑な地質構造上の位置に噴出した八ガ岳の直接の基盤岩を より正確におさえるためには， どうしてもゼノリスについての吟味を欠かすことができない。 この面での研究は未だ緒についたばかりであるが， 第 5 表に八ガ岳で採集したゼノリスについて， 今日までに分類を試みた約 500 枚の薄片の鏡検結果を示す（河内， 投稿中）。 これらのうち， いくつかの特徴的なゼノリスについての分類と（変成）鉱物の組合せを第 6 表に示す。 これらを八ガ岳火山列の南・北で比較した結果は第 7 表のとおりであり， 北八ガ岳でははんれい岩と斜長石 - 輝石岩が多く， 南八ガ岳は非常に多数の砕屑性石英長石質岩と若干の片岩によって特徴づけられている。 片岩は北八ガ岳では見出されていない。 このような差異は， 南八ガ岳が 北八ガ岳に比較すると， 火山の活動様式や岩石学的特徴（河内， 1974～75）ばかりでなく， 基盤岩の構成においても異った特徴をもっているのではないかと考えられる点で注目される。
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八ガ岳火山列の発達史は， 明瞭な侵食期の挾在によって「古八ガ岳期」と「新八ガ岳期」に ; 火山の配列によって「東列」と「西列」に ; 火山の活動様式と岩質によって「南八ガ岳火山群」と「北八ガ岳火山群」に， それぞれ２分して考えることができる（河内， 1974～75）。 しかし， すでにのべたように， 地域内・南八ガ岳火山群の新期火山群はほとんど完全に古期山体上に形成されており， 火山の二重配列構造は 新八ガ岳期に形成された編笠山と美濃戸中山の ２つの溶岩丘によって代表されているにすぎない [ 以下の [注] 参照 ] 。
新八ガ岳期山体は主として赤岳の北方で現在の主稜を形成している。 一方， 古八ガ岳期山体は， 権現岳をはじめとして前者の土台をなして広い地域をおおう大きな山体を形成している。 のちに詳しくのべるように， いろいろな特徴から推して， この古八ガ岳期山体はさらに火山列の中軸部を占めて南北にのびる。 主として安山岩体・ひん岩体と， これらをとりまく安山岩溶岩からなる山体 ; およびこれらの上位をおおう山体とに分けて考えることができる。 両者の間にはかなり大きい時間間隙が推定される。 そこでこの最古期岩体の時代を Ⅰ-0) 期（新称）として扱い， 以下に図幅地域内の火山発達史の概略（第 8 表） [ 以下の [注] 参照 ] をのべる。
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第 9 表にはこれまでにのべてきた各火山群の火山学的比較を 「Ⅰ. 古・新期火山群」， 「Ⅱ. 南・北火山群」， 「Ⅲ. 東・西列火山群」にそれぞれ２分して示しておく。
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第 10 表に 主としてこの図幅地域内に分布している南八ガ岳火山群の基盤岩類の層序を示す。 表示のように， 古生層としては二畳系の小渋層群（長野県地学会， 1962）中の石灰岩層 [ 以下の [注] 参照 ] の一部が地域南西端の釜無川の屈曲部にごく小分布しているにすぎない。
| 時代 | 地層 | その他 | ||||||
| 新生代 | 第四紀 | 完新世 | 河川堆積物 [ a ] | ↙ 飯盛山岩脈（Md） | ||||
| 更新世 | ↑ | ← 八ガ岳火山岩類 | ↑ | |||||
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段丘（t）・
崖錐堆積物（Tl）などと ローム層（L [ ← Gl ? ] ） → | ||||||||
| 黒富士火山岩類（Kv） | ||||||||
| 第三紀 | 新第三紀 | 鮮新世 | 飯盛山火山岩類（Mv） | ↙ 大泉・小泉山閃緑岩 | ||||
| 古第三紀 | 三倉層群（Mk） |
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ひん岩岩脈（P）
甲斐駒花崗岩（Gr） 11 × 106 yrs. | ||||||
| 中生代 | 白亜紀 | 増冨層群（Mt） | 高登谷山層群（Tt） | |||||
| 三畳紀～ジュラ紀 | 赤石層群（Ak） | |||||||
| 古生代 | 二畳紀 | 小渋層群（Kb） | ||||||
赤石山地 秩父累帯の小渋帯を構成する地層で， 模式地は地蔵岳付近（ [ 本図幅の南西隣の ] ｢市野瀬」図幅地域内）にある。 粘板岩・石灰岩・チャートを主とし， うすい輝緑凝灰岩をはさむ地層である。 層厚は 1,000～2,000 m。 化石として Neoschwagerina， Pseudofusnlina などを産する。 一般的な走向・傾斜は N 30～40°E， S へ 60～70°である。 南東縁は 仏像 - 糸川 構造線の延長部に相当すると考えられている 加々良沢 構造線 [ 以下の [注] 参照 ] （ 第 1 表 [ ← 第 5 図 ? ] 参照）によって断たれており， また北東縁は糸魚川 - 静岡線によって断たれている。
この図幅地域内にみられるのは， この層群の加々良沢構造線沿いに発達する 厚さ 400～600 m の連続性ある石灰岩層の一小部分に当る。 その走向・傾斜は N 30°E・E へ 20°であるが， 破砕が著しい。
三畳紀～ジュラ紀に属する赤石層群（長野県地学会， 1962）・ 白亜紀の増富層群（同前）・高登谷山層群（藤本・編， 1958）などがある（第 10 表参照）。
赤石山地・四万十累帯の下部の赤石帯を構成する地層で， 模式地は 仙丈岳 [ or 仙丈ヶ岳 ] ・赤石岳（ともに [ 本図幅の南西隣の ] 「市野瀬」図幅地域内）にあり， 中～粗粒の砂岩を主とし， 粘板岩・チャート・石灰岩などの薄層をはさむ地層。 層厚は 1,500～2,500 m。
図幅地域内では南西端に分布しており， 砂岩・粘板岩からなり， のちにのべる甲斐駒花こう岩 [ Gr ] の接触変成作用によって， 黒雲母ホルンフェルスを形成している。 また， ひん岩岩脈 [ P ] の貫入もうけている。 一部のホルンフェルス中には磁硫鉄鉱細脈が認められる。
地域内の走向・傾斜は， 塩沢鉱泉の南方の沢沿い下流では N 20～40°E・NW へ 45～75°， 沢の上流の甲斐駒花こう岩により近いところでは N 20°E・SE へ 55°などである。 一方， 長野・山梨県境の 国界橋 付近では N 60°E・SE へ 40°， N 80°W・S へ 80°， N 65°E・NW へ 80°などで変化に富む。
この地層は国界橋の東方の川床や， 北方の国道の東側の切割り（現在はコンクリートがまかれている）， 平岡などでも小分布しており， ホルンフェルスからなる。 これらの地点は糸魚川 - 静岡線沿いにあたり， 破砕が著しい。
関東山地の四万十累帯の 小仏 帯を構成する地層群で， 模式地は山梨県 巨摩郡 増富村（ [ 本図幅の南東隣の ] ｢ 御岳昇仙峡 」図幅地域内）にある。 砂岩・粘板岩の互層からなり， うすい輝緑凝灰岩・チャートをはさむ。 層厚は 5,000 m。
図幅地域内では南東端の塩川の北岸に小分布するのみである。 この図幅地域内の地層は山梨県 地質図編纂委員会（1970）では 小菅 累層とされている。 一般的走向・傾斜は N 85～60°W・N へ 60°～直立である。 西端は [ 須玉町の ] 比志 [ ← 図幅地域東端の塩川沿い（図幅上に地名の表示なし） ] 付近で， 北北西に走る断走で断たれ， 北部はのちにのべる飯盛山火山岩類 [ Mv ] によっておおわれている。
関東山地の四万十累帯の小仏帯を構成する地層 [ 以下の [注] 参照 ] で， 模式地は [ 本図幅の東隣の ] 「金峯山」図幅地域内の [ 川上町の ] 高登谷山にあり， 砂岩・頁岩・粘板岩などからなる地層。 層厚は 3,000 m +。 一般的な走向・傾斜は N 60°W・NE へ 60～80°である。
図幅地域内では， この層群の一部が中央東端にわずかに認められる。 走向・傾斜は， [ 南牧村の ] 二つ山では EW・N へ 50°， この南方の川沿いでは下流から上流に向って N 80°W・S へ 80°， N 60°W・NE へ 30°， N 60°W・SW へ 50°， N 30～60°W・NE へ 40～70°などの値を示す。 即ち， せまい範囲で複雑に発達した褶曲構造を認めることができる。
地域内ではむろん下限は不明である。 上位の川上層群 [ ← 本図幅地域内には露出していない ] とは「金峯山」図幅地域内において断層で接する。 つぎにのべる三倉層群 [ Mk ] との関係は， 飯盛山火山岩類 [ Mv ] によっておおわれているため， 直接は知りえない。
古第三紀層としては， 赤石山地の四万十累帯の三倉帯を構成する三倉層群（山梨県 地質図編纂委員会， 1970）の延長部が小分布している。
この層群の模式地は静岡県 三倉にある。 その延長部が 図幅地域の南東部および [ 本図幅の南隣の ] 「韮崎」図幅地域の北東端部にかけて 山地をつくって発達している。 これらはこの層群の上部層である 保川 累層に相当している（山梨県 地質図編纂委員会， 1970）。 図幅地域内の最高標高点は 1,225 m， 「韮崎」図幅地域内では 斑山 （1,115 m）で， 山地はこれらを中心に比較的急な地形を示す。
地層は 久保長沢 [ ← 窪長沢 ? ] の東方の須玉川・大門川流域 [ ← 弘法坂の付近で大門川は須玉川に合流する ] に峡谷を形成して好露出している。 砂岩・頁岩のこまかい互層からなり， 粘板岩・白色チャートをはさむ。 一般走向は N 25～70°W， 傾斜は場所によってかなり変化にとみ， 北東あるいは南西方向に 50°以上である。 久保長沢の東方の峡谷における漣痕の観察では 走向 N 10°W・傾斜 80°W の逆転構造が認められるなど， 全体としてかなり複雑な褶曲構造を示す。
赤石層群 [ Ak ] を貫く甲斐駒花こう岩とひん岩からなる。
南アルプス北部に広域を占めて発達する 鳳凰山 花こう岩（大塚（1941）; 主体は「韮崎｣・｢市野瀬」図幅地域内）の周縁相（山梨県 地質図編纂委員会， 1970）に相当する岩体で， 図幅地域の南西端に岩体北端の一部が分布している。 赤石層群 [ Ak ] に接触変成を与えている。
岩体は国界橋の南から北西方向にやや幅がせまくなってつき出た形を示す。 国界橋の東の釜無川の川床および左岸にも 糸魚川 - 静岡線によって著しく破砕された小岩体が分布しており， のちにのべる八ガ岳火山岩類の尾白川泥流 [ Omf ] に逆断層で接している（甲府盆地 第四紀研究グループ， 1969a）。
岩石は粗粒・優白質の角閃石を含む黒雲母花こう岩からなる。 K - Ar 年代は 11 m.y.（河野・植田， 1966）もしくは中新世 中期末（IKEBE et al.， 1972）である。
[ 図幅地域南西部の ] 塩沢鉱泉の南方の林道に沿って赤石層群を貫く岩脈として産する。 幅は約 30 m。 走向・傾斜は N 30°E・直立である。 灰白色・細～中粒の輝石ひん岩からなる。
飯盛山火山岩類とその岩脈からなる。
地域の東部に飯盛山（1,670 m ; 第 6 図） [ 以下の [注] 参照 ] ・横尾山（1,818 m ; ｢金峯山」図幅地域内）などを構成する火山岩類。 これらの延長部が図幅地域の南東縁部で長野 - 山梨の県境の山地を形成しており， 北から南西方向に 標高 1,681 m・1,517 m・1,476 m・1,124 m などの独立標高点あるいは一等三角点をつくっている。 分布の北端は国鉄 野辺山駅の南方の小丘の丸山（1,364 m）， 西端は須玉川をこえた [ 図幅の南端に近い須玉町の ] 旭山（912 m）にある。 また， 東端は信州峠（｢金峯山」図幅地域内）にある。 地域内では [ 美森山の東南東方 3 km 弱の ] 大門川の国界橋付近の国道沿い， 飯盛山周辺， [ 小海線 清里駅の南南東方 4.5 km の ] 清里 部落から東へ [ 須玉町の ] 御門 （｢金峯山」図幅地域）にいたる 林道 高須線 [ = 現在のクリスタルライン林道 ] 沿い， [ 清里 部落の南西方の ] 浅川～ 海岸寺 間の峠などに露出がみられる。 しかし， 全体として好露頭に乏しく， 正確な全貌はつかみがたい。
上述した地域ではスコリヤ集塊岩・凝灰角礫岩・火山角礫岩および溶岩などからなり， 一部でうすいスコリヤ層をはさむ。 いずれの構成層もかなり風化がすすんでおり， とくに溶岩では玉ねぎ状構造の発達が普遍的に顕著である。 また， 地域全体をつうじて走向 N 60°W～EW の小破砕帯の多数が発達している。
溶岩１枚の厚さは 3 m から 20 m を超えるものまであるが， とくに 東念場 の北東の大門川沿いや浅川の北方では見かけ上の厚さはすくなくとも 150 m を超えており， 全体にわたって大まかな節理が発達している。 このような部分は， おそらく独立の貫入岩体を形成しているのであろう。
スコリヤ集塊岩・凝灰角礫岩・火山角礫岩などは いずれも無淘汰である。 風化をまぬがれた部分はきわめて固く， 径 2 m 大までの岩片多数が表面に突起を形成していることが多い。 単一の堆積層内はいずれも無層理であるが， これらが上下に重なっている場合には ごく大まかな成層構造が認められる。 しかし， この火山岩類全体の構造は場所ごとにかなり著しく変化している。 各地の走向・傾斜は以下のとおりである。
このような構造の複雑さは， この火山岩類がすでにのべた基盤岩類を直接おおっていることに起因しているのであろう。
岩石は肉眼的に灰～黒色・細～中粒・緻密である。
飯盛山火山岩類を貫く岩脈を第 11 表に示す。 表示のように， 今日までに見出された岩脈の数は 飯盛山の山頂部に 1 本・ 林道 高須線 [ = クリスタルライン林道 ] に沿って 7 本の計 8 本である。 これらの一部には急冷周縁相が発達している。
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岩石は肉眼的に灰～黒色， ときに帯緑色の細粒・緻密で， 弱い変質を示す。
地域の南東端の 大渡 付近（第 7 図）に比高約 30 m の垂直の崖を形成して発達する火山岩類で， [ 本図幅の南東隣の ] 「御岳昇仙峡」図幅地域内に主要分布がある黒富士火山岩類（三村， 1967）の一部。 岩石は弱溶結の溶結凝灰岩からなり， 角閃岩デイサイト質である。
八ガ岳火山岩類の層序を第 12 表に示す。
| 時期 | 火山岩類 | 岩脈 | 地形面・ローム・その他の堆積物 | メモ |
| … | ||||
すでにのべたように， 表中の最古期の Ⅰ-0) 期の諸岩類は全体として火山の「根」を構成していると考えられ， 他の， より新期の噴出物によって複雑に被覆されている。 以下， この表にしたがって古八ガ岳期噴出物から順次特徴をのべる。
この地域の八ガ岳火山岩類の最下部を占め， かつ火山体の中軸部（第 8 図）を構成する塊状の安山岩体で， 若干の溶岩・火砕岩を伴うものの一括呼称。 分布は標高 2,470 m のキレットを中心に， ノロシバ・ギボシ（第 9 図）・ トリコニーピーク（第 10 図）・中岳周辺から 美濃戸 [ ← 美濃戸中山 ? ] 乗越 [ ← 乗越 = 峠 ? ] をへて [ 大だるみの南西の ] ジョーゴ沢入口まで。 分布域の幅は最大 1 km・長さは南北に約 5.5 km に達する。 ジョーゴ沢入口付近を除き， この岩体の中心部をなすノロシバ・ギボシ・キレット・中岳周辺などでは とくに水平的にも垂直的にも溶岩・火砕岩をほとんどあるいは全く伴わない 一連の岩体（mass）を形成しており， 谷底から岩壁あるいは岩稜（体）の頂部までの比高は 300 m を越えている。 岩体にはこまかい節理が普遍的に発達（第 11 図）しており， 節理面沿いには黄鉄鉱鉱染が認められる。 また， 岩体全体をつうじてさまざまな方位を示す小破砕帯多数が発達している。
この岩体を構成する岩体は， 岩質上， 主として輝石安山岩からなるが， 少量の， 角閃石を含む安山岩と輝石ひん岩などをも伴う。 それらの粒度や角閃石量などは変化に富み， 相互には漸移している。 中岳の周辺・ 美濃戸乗越 [ ← 美濃戸中山乗越 ? ] の北下などには 岩石の一部が一見して硬質の貢岩あるいは粘板岩状を呈する部分 [ 以下の [注] 参照 ] すらあり， これらが肉眼的にも明瞭な火山岩と複雑にまじり合った産状を示す。 鏡下では， のちにのべるように， 弱い緑泥石化を認めうる場合が多い。 また， 安山岩の一部では 石基に明瞭な再結晶作用を認めることができ， 小粒状の単斜輝石多数が生じている。 このような岩相上の特徴は， この岩体の分布域で多数の岩脈が発達していることと合わせて， すでにのべたように， この岩体が火山の「根」の一部を構成していることを示していると判断される。
岩石は肉眼的に灰～黒色・しばしば変質により帯緑色， 細～中粒・緻密・堅硬である。 斑晶の角閃石はときに 5 mm をこえる。
溶岩流をなす部分は， 全体としてみると上述した岩体の周縁部やジョーゴ沢入口付近などでみられ， 火砕岩と互層している。 上述の岩体からこの溶岩へと直接 連続しているようすを観察できるような露頭は 実際上はまだおさえられていないが， 岩体周縁部での両者の関係からは このようなことを考慮せずには層序関係の解釈ができない。 溶岩１枚の厚さは 1～15 m で， 一連の露頭で 10 枚以上を数えうるところもある。 岩石は灰～黒色・細～中粒・緻密・堅硬で， 輝石安山岩質である。
火砕岩としてはスコリヤ・スコリヤ集塊岩・集塊岩・火山角礫岩などがみられる。 いずれもさまざまな方位を示す小破砕帯に富む。 スコリヤ集塊岩・集塊岩・火山角礫岩などは厚さ数 m からときに 60 m に達する。 色は一般に赤褐色を呈するが， 破砕帯周辺や噴気孔跡と推定される部分などでは 強い硫気変質によって脱色されている場合が多い。 スコリヤ集塊岩・集塊岩では多数のパン皮・牛糞状火山弾を伴う。
ノロシバの西下～トリコニーピークの間には 上述した岩体を構成する安山岩に 幅約 10 m のスコリヤ集塊岩が南北方向を示して垂直にはさまれている（第 12 図）。 このスコリヤ集塊岩は「火道集塊岩」かもしれないが， 溶結構造は認められない。
溶岩・火砕岩などからなる成層部分の走向・傾斜は， 一般に岩体を中心として外側へ向っている。 しかし， 峯の松目の南西方の崖やジョーゴ沢の入口付近などでは 一部 N 45°W・SW へ 35°， N 80°W・S へ 50°など， 逆傾斜のところがある。
この安山岩体の鏡下の特徴は以下のとおりである。 溶岩をなす部分はこれらのうちの B と同じ特徴を示す。
火山の「根」を構成する火道部岩体のもっとも中心部をなす岩体で， 中岳（2,665 m）・ハゲツルネ（2,560 m）の２小岩峯をつくる。 特徴ある灰白色・中～粗粒・完晶質のひん岩からなり， ともにキレット安山岩 [ K ] 中に挾在している。 ２岩体間の距離は約 1.2 km， 配列の方向はほぼ N 10°E である。
中岳では山頂の東・西両側へ各 10 数 m の範囲がこのひん岩からなり， さらに外側へは再結晶作用を示すキレット安山岩に漸移している。 このさらに外側のキレット安山岩中には東・西両側ともやや大きめの破砕帯があり， 赤岳溶岩 [ A ] ・阿彌陀岳溶岩 [ Am ] に被覆されている。 岩石は中岳の山頂の東下では塊状であるが， 西側へは， 中岳～阿彌陀岳の鞍部に向って走向 N 20°W・N 50°W および N 40°E・N 40°W， 傾斜はいずれも直立のこまかい節理が発達している。 ひん岩体の南北方向へののびは植生のため不明であるが， 南下には 再結晶作用の顕著なキレット安山岩からなる幅約 100 m の岩稜がのびている。 ひん岩体は この再結晶作用を示すキレット安山岩と密接な随伴関係を示して産するので， 岩体は南北に細長い形態を示すものと判断してよいであろう。
ハゲツルネでは， とくにその山頂部の北向き斜面で中岳におけるのと全く同種の岩石がみられる。 しかし， ここでは岩石は節理面で割れて， 厚さ 3～20 cm・1～3 m 大のスラブ状を呈する岩塊のつみ重なりからなる。 岩体の正確な形は植生のため明確にはおさえがたい。 登山道沿いに観察すると， ここでもやはり岩石は再結晶作用を示すキレット溶岩から漸移している。 しかし， ここでは漸移部の節理の走向は 北側からハゲツルネに向って N 70°E・N 50°E・N 20°E などと 次第に NS 性に近い方向をとるようになり， ツルネでは N 15°W である。
火山群の中軸部を構成する２岩体（キレット安山岩 [ K ] ・中岳ひん岩 [ N ] ）の外側をとりまくようにして発達する溶岩・火砕岩の一括呼称。 分布は 古杣 川 [ ← 八ガ岳火山群の中軸部よりかなり南方の観音平の南東付近から南流しているが, … ] ・ノロシバ沢・ 蟇滝沢 ・ 立場谷 ・ 地獄谷 [ ← 美森山の西方 2 km 強 の川俣川の上流 ; この谷も八ガ岳火山群の中軸部から南東方にかなり離れているが, … ] などで， 厚さ 1～20 m， 最大約 20 枚の溶岩を認めることができる。
岩石は黒色・緻密・細～中粒で， 鏡下ではのちにのべるように以下の３種からなる。
これらの岩石は実際上は層位的に上・下関係をもって産するのかも知れないが， 分布域が上述のように火山群の中軸部にあって， 著しく急峻な地形を形成しており， 側方への追跡が困難な場合が多く， 詳細は今後の検討を待たなければならない。
火砕岩部は集塊岩・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩・スコリヤなどからなる。 集塊岩・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩などは黒・赤褐色などを呈し， 一般に固くよくしまっている。 淘汰・成層構造はあまり顕著ではない。 岩塊は粒径 50 cm 以下のものが多い。 スコリヤ層は厚さ約 20 m， 個々のスコリヤ片の径粒は 20 cm ± で， 黒色を呈する。
この広河原沢溶岩の各地の走向・傾斜は以下のとおりである。
| ノロシバ沢 | : N 60～80°W・45～65°S， EW・20°S， NS・40°W |
| 蟇滝沢 | : N 70°E・55°S， N 35°W・45°SW |
| 立場谷 | : N 25～30°W・50～55°SW |
| 地獄谷 | : N 10°E・20°E， N 40～60°E・25～30°SE |
| 赤岳沢 | : N 10°W・40°E， N 20°E・40°E |
これらは火山群の中軸部を中心にして， 大まかにみるといずれも外側に傾斜しているが， 場所によってばらつきが大きく， 全体としてはかなり複雑な構造を示す。 その他， 広河原沢・阿彌陀岳の北西部などではゆるく西へ， 赤岳鉱泉の西方でも北西へ傾斜している。
分布域をつうじてさまざまな方向を示す小破砕帯が多数発達しており， また， 岩脈が多数認められる。
この層の溶岩とキレット安山岩とは， 後者の安山岩の一部で再結晶作用が認められることのほかは 岩石学的特徴が互いによくにており， 個々の標本のみでは判断できないことが多い。 地質図では火砕岩相を多数挾在する部分を境界にとってあるが， キレット安山岩中の火砕岩を伴わない岩体部と火砕岩を伴う溶岩類の関係のように， 実際上， 層位的な上・下関係はないのかもしれない。
[ 図幅地域北西部の ] 柳 川 [ の上流の ] 北沢・南沢の分岐点・美濃戸付近， 北沢の上流・峯の松目の南下の河床， 南沢の美濃戸中山の南下， 行者小屋の南方， 立場川の最源流 [ ← 位置不明 ] ， 川俣川の中流 [ ← 川俣川の上流の地獄谷の北岸 ? ] の真教寺尾根の基部， 杣添川左俣の中流の右岸などの各地にそれぞれ比較的せまい分布を示す， 大型の角閃石を含む安山岩と同質の凝灰角礫岩・火山角礫岩などの一括呼称。
以上のように分布が断片的であるため， これらの全てが同一層準に属するか否かは必ずしも明確ではない。 しかし， 行者小屋の南方・立場川の最源流などでは既述のキレット安山岩 [ K ] に密接に伴っていること， 他の分布地ではどこでも見かけ上の最下部を構成していること， いずれの場合も 1～2 cm・まれに 8 cm に達する角閃石斑晶を含むことなどの共通点がある。
溶岩は厚さ 2～10 m で， 上述した柳川の北沢の上流の河床・ 川俣川の真教寺尾根基部・ 杣添川左俣の中流などでみられる。 これらのうち， 真教寺尾根基部ではすくなくとも 4 枚が火山角礫岩と互層している （巻末柱状図の Ⅶ-(2693）参照）。 また， うすい黄色降下軽石層をはさむ。 行者小屋の南方・立場川の最源流などに小分布するものには大まかな節理が発達している。 これらはキレット安山岩に密接に伴って産することから推して， 溶岩流というよりはその岩体の一部をなすものかもしれない。 火山角礫岩は一般に粒径 30 cm 大の角礫からなり， 基地はスコリヤ質である。
この溶岩の層位については， 行者小屋の南方の分布地を除き， それぞれの露頭で どこでも見かけ上の最下部を構成していること， 行者小屋の南方では， すでにのべたように， キレット安山岩に密接に伴って産すること， などから推して， すくなくとも一部は確実に Ⅰ-0) 期に属するものと考えられる。 その他のものについてもここでは一括して扱っておくことにする。
構造はどこでもゆるく， 火山の外側に傾斜しているが， 中心部に近い美濃戸中山の南下では西へ 30°傾く。
岩石は灰～黄灰色・緻密・細粒であるが， 角閃石のみは既述のように大型である。
[ 本図幅の南隣の ] 「韮崎」図幅地域の北西部の尾白川の中流・ [ 白州 町 ] 花水 部落の南東方， およびこの図幅地域内南西部の 国界橋 付近の釜無川の左岸などを模式地とする泥流堆積物で， 主として八ガ岳の類質火山砕屑物からなり， 外来岩片や木片をも含む。 最大層厚は花水部落の南東方で 10 m +． 分布の北端は国界橋付近で， 南端は「韮崎」図幅地域内の新屋敷 [ ← 白州町 白須 前沢 新屋敷 ? ] の東方にある。
（淡）褐～赤紫色を呈する砕屑性の砂および火山灰の基地に 1～30 cm 大・ときに 2 m 大の輝石安山岩・角閃石安山岩角礫・凝灰集塊岩礫を主体として 火山灰質泥・砂および泥炭層の塊り， さらに花こう岩・アプライト・ホルンフェルス・粘板岩・砂岩層なども含む。 基地中には普通輝石の美晶を伴い， また， ときには花こう岩起源の砂に著しく富む。 しばしば無炭化の木片を含む。
花水部落の南東方では基底の 桃の木層 [ ← 桃の木 亜層群 ? ] の粘板岩を直接 不整合でおおう。 また， 国界橋の東方の釜無川の左岸では甲斐駒花こう岩 [ Gr ] が逆断層で接していて注目される。 上限は教来石砂礫層によって不整合におおわれている。
この堆積物は層相から推して八ガ岳からもたらされた泥流堆積物であることは疑いないが， その分布について注目すべきもう一つの点は， 模式地の一つである尾白川の中流部の高度が標高 700 m ± であるのに対して， そのほぼ真東の花水部落付近では 100 m もひくい標高 600 m 付近に分布していることである。 そして， 釜無川に沿う標高 700 m 地点の分布域は， 上流へ約 6 km もへだった， この図幅地域の南端に近い教来石の東方ではじめて達せられている。 推定流出源からほぼ等距離にある尾白川と花水部落付近での約 100 m の標高差は， 泥流堆積物が高速で流下して前者の地点までのし上ったか， あるいは前者にある堆積物が赤石山地の上昇に伴って上昇したかのどちらかである。 上述した糸魚川 - 静岡線に沿う逆断層の存在は ここに記したのちの場合を強く示唆していると考えられる。
尾白川泥流 [ Omf ] を不整合におおい， 後述の韮崎泥流 [ Nmf ] によって不整合におおわれる， 花こう岩礫を主とする軟弱な砂礫層で， 泥・泥炭層を伴う地層。 最大層厚は [ 白州町 ] 松原部落の東方の釜無川左岸（ [ 本図幅の南隣の ] 「韮崎」図幅地域内）で 16 m。 分布は国界橋を北限とし， 下流へ花水部落付近にいたる釜無川左岸と， 新屋敷部落の南方の 大武 川に面した崖（南限）など。
軟弱な花こう岩起源の粗砂からなる基地に， 20～30 cm 大・ときに 2 m 大の花こう岩亜円礫を主体に はんれい岩・安山岩・ホルンフェルス・粘板岩・チャート礫などをも伴う砂礫層からなり， 木片を含む数枚のうすい泥炭層・砂層をはさむが， 一般に層理の発達は悪い。 一部ではクロスラミナが発達している。
泥炭層は国界橋付近にみられ， 厚さは 2～3 m である。 鈴木（1967）はこの付近（標高 700 m）の泥炭層中から Picea maximowiczii REGEL（毬果）， P. Jezoensis CARR.， Fagus crenata BLUME， Picea cf. bicolor (MAXIM.) MAYR.， Magnolia obovata Thumb.（毬果）などを検出して， これらは山地帯上部・標高 1,000～1,500 m の森林相を暗示するとした。
注目すべきことは， この教来石砂礫層にも国界橋付近で基盤の甲斐駒花こう岩が 走向 N 55°E・傾斜 NW へ 60°の逆断層で接していることである。 一方， 花水部落付近では基盤の桃の木層を， さらに同地点付近と 濁 川 [ ← 1974 年に「神宮川」に改名された ] ・ 釜無川の合流点（韮崎」図幅地域内）・ 新屋敷部落の南方の大武川に面した崖などでは 尾白川泥流をそれぞれ不整合でおおっているのを観察できる。
立場谷と地獄谷・赤岳沢出合付近および柳川の北沢・南沢などの比較的せまい範囲に分布し， 輝石安山岩質の厚い集塊岩・スコリヤ集塊岩と， これらに挾在する溶岩からなる噴出物。 最大層厚は 300 m。
溶岩１枚の厚さは 0.3～10 m にわたり， 一連の好露頭がつづく立場谷で枚数がもっとも多く， 20 枚をこえている。
集塊岩・スコリヤ集塊岩は灰～黒色ときに赤紫色を呈し， どちらも大まかに成層しており， 単一堆積層の厚さは薄いが， ２枚の溶岩にはさまれる部分の厚さではときに 130 m をこえることがある。 岩塊の粒径は 5 cm から数 m 大までで， 一般には 15～30 cm 大が多い。 基地に対する岩塊量は高く， 単一堆積層内での淘汰が明瞭な例はあまり多くはない。 概して固くよくしまっている。
下位層との関係についてみると， 地獄谷では美濃戸溶岩 [ Mi ] を比較的ゆるい傾斜でおおい， 立場谷では， のちにのべるように， 広河原沢溶岩 [ Hl ] をおおって複雑な分布を示す。 立場谷を除いて， この噴出物の構造を大づかみにみると， 火山の中軸部よりでは外側に 30～40°傾斜しているが， 中軸部から遠ざかるにつれて急速に緩傾斜となる。 一方， 立場谷の谷沿いでは， 両岸に幅のせまい急峻な地形を形成して好露出しており， その走向は N 10°W～N 20°E で， 傾斜は W へ 25～30°の比較的安定した「単斜構造」をなす。 しかし， 谷沿いのこのような構造から当然予想される 谷の北側にある尾根（阿彌陀岳の南稜）には地質図のようにこの溶岩は分布せず， のちにのべる上位の真教寺山溶岩 [ Sl ] が分布している。 また， 谷の南側では， ノロシバ沢・蟇滝沢などをわずかに入ったところで 下位の広河原沢溶岩が露出しており， この溶岩の分布はこれらの２つの沢をかこむ尾根上に逃げてしまう。 ノロシバ沢の入口の広河原沢溶岩の直上のこの溶岩の走向・傾斜は N 60°E・NW へ 40°である。 こうして， 立場谷でこの溶岩の上面がつくる地形の復元を試みると著しく複雑となる。 このような分布上の特徴は， この溶岩が 下位の広河原河溶岩， 上位の真教寺山溶岩とそれぞれ著しい不整合関係にあることを示していると考えられる。 のちにのべるように， 南麓の韮崎泥流 [ Nmf ] の中にはこの溶岩および下位の溶岩に由来すると考えられる岩片多数が含まれているが， 真数寺山溶岩あるいはその上位の溶岩と断定できるような岩片は認められない。 したがって， 立場谷溶岩のこのような複雑な分布は， この溶岩噴出（直）後の山体の大規模な崩壊に関係があるものと考えられる。 なお， 全体は立場谷・地獄谷などで多数の岩派によって貫かれている。
岩石は肉眼的に灰色・細～中粒・緻密である。
なお， 本岩の化学成分については 巻末の付表「南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分」を参照のこと。
図幅地域の中央西端の国鉄 中央線の立場川鉄橋の下（乙事部落の西方）， 甲六 川の 川口 [ ← 釜無川との合流点 ] 付近および [ 本図幅の ] 西どなりの「高遠」図幅地域内の富士見町 横吹 などで， いずれも韮崎泥流 [ Nmf ] の一部をなすと考えられる火砕堆積物におおわれている溶岩の小露頭がある。 それらの厚さは見かけ上 1～2 m で下限は露出していない。 これらの溶岩には， 岩質上， 場所によって下記のようなちがいが認められるが， 他に組み入れるべき層準が見当らないので， ここに一括しておくこととする。
八ガ岳の南麓に立場川の 川口 [ ← 釜無川との合流点 ] 付近から韮崎市にかけて 20 km 以上 [ 以下の [注] 参照 ] にわたって連続した好露出を示すわが国有数の規模の泥流堆積物。 最大層厚 200 m +。 韮崎市までに分布する分についての総容積は約 9 km3 （甲府盆地 第四紀研究グループ， 1969 a）。 教来石砂礫層 [ Kgl ] あるいは乙事溶岩 [ Ol ] を， 前者については直接 不整合でおおい， のちにのべる日野春砂泥層 [ Hsm ] によって不整合におおわれる。 図幅地域内の分布は， 南側は立場川の国鉄 中央線の鉄橋付近から南へ釜無川沿い， 東側は川俣川の国鉄 小海線のトンネルから下流へ須玉川沿い， およびこれらにはさまれた [ 長坂町の南方の ] 台地などにあり， 「韮崎」図幅地域内では釜無川の左岸・須玉川の右岸に沿って好露頭がつづく。
この泥流堆積物の分布・層相および特徴ある流れ山の成因については 甲府盆地 第四紀研究グループ（1969a・b）， 三村ほか（1971）などによって詳しく検討されたので， 以下にはそれらの要約をのべる。 なお， 第 13 図には韮崎市までの泥流堆積物分布域の地質図を示す。
この堆積物の層相は非常に複雑であり， 見かけ上の特徴は露頭によって泥流状であったり， 火砕流状であったりする。 しかも， これら見かけ上の層相は垂直・水平方向ともわずかな距離内で相互に移化しており， 全く規則性を欠く． 泥流状を呈する部分でも一部では大まかな成層構造が認められ， こうした部分は複数の flow units からなると考えられる場合があるが， このような構造を広く追跡してこの堆積物を分帯することはできない。 さらに， 堆積の時間間隙を示すような証拠はどこにも見出されない。 要するに， 全体として１枚の堆積物を形成している。
堆積物中の岩片の粒径は 20 cm 以下のものを主体としているが， 淘汰はきわめて悪く， 流出源からの距離による粒径分布の規則的変化は全く認められない。 そして， 韮崎市においてなお 3 m 大の岩塊を含む。
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第 13 表には， 国界橋から韮崎市にかけて 0.5～1 km おきに 露頭面積 10 m2 内で岩片を大きなものから 50 コとり， それらを岩片の肉眼的特徴にもとづいて岩石種別に分類した結果， およびそれらの推定される所属などを示す。 表示のように， 構成岩片中にかなり多量の 広河原沢溶岩・キレット安山岩・中岳ひん岩・立場谷溶岩（合計 34 %） などが含まれていることが注目される。 しかし， これら岩片の岩石種別の構成比を地点毎に検討するとかなり大きい差異が認められる。 これらの差異のなかには， たとえば表中の黒富士火山岩類のように [ 武川 村 ] 牧の原 （｢韮崎」図幅地域内）以南にのみ混入しており， 地質図にみられるように， 下位にある黒富士火山岩類の上を流下したこの泥流が 単に機械的に巻きこんだものにすぎないような例もある。 粘板岩などの古期岩類もかつての河床礫を混入したものである。
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さて， この堆積物の見かけ上の層相が 火砕流状を呈する部分と 泥流状を呈する部分との層相上の差異は第 14 表のとおりである。 即ち， 火砕流状を呈する部分は泥流状を呈する部分に比較して石質岩片に乏しく， 岩片の岩石種がせまい範囲内では相対的によくそろっており， 一般に多孔質でパン皮火山弾を伴う。 また， 基地は卓越する岩片と同質で， しばしば赤紫色を呈する。 さらに注目すべき特徴として， 一連の崖内で多数の溶岩（第 14 図）をはさみ， そのような場所では北あるいは南に傾斜した明瞭な成層構造が認められることが多い。 これらの溶岩は厚さ 1～数 m で， 長さは 250 m をこえるものまである。 それらの形はレンズ状・シート状で， ときには「く」の字型を呈し， 一般に下限が上限より明瞭である。 また， 下盤側の火砕岩は赤紫色を呈することが多く， 溶岩の岩質は同一の流れ山内ばかりでなく， 同一の溶岩でも変化している例があることなどの特徴が上げられる。
こうした溶岩がはさまれているのを観察できる場所は例外なく流れ山の断面に当っている。 これらの流れ山は図幅地域の中央南端部や [ 長沢町 ] 日野春 付近（「韮崎」図幅地域内）でとくに数が多い。 そして， 全体では 100 コをこえる。 それらのうち内部の観察が可能な計 17 コの流れ山で 上述したような溶岩の挾存が確認されている（第 13 図参照）。 流れ山の大きさは径 100～500 m・比高 20～80 m で， 形は平面では円～楕円形を示す。
一方， 泥流状堆積物は一般に無層理で， 類質・異質岩片に富み， 岩片の岩石種は基盤岩片をも含めて多様であり， 基地は火山灰質・泥質である。 さらに， 各地で無炭化の木片を含むなどの特徴を示す。
三村ほか（1971）は この堆積物が特殊な火砕流（甲府盆地 第四紀研究グループ， 1969b）であるか， 火山体中心部を構成していた溶岩・火砕岩の互層部が そのまま 巨大岩塊として大規模な地辷りを生じて山麓まで運ばれてきた堆積物であるか， を検討するため， 火砕流状・泥流状の層相を示す部分から溶岩・岩塊・基地など総計 244 個の試料を採集して， 自然残留磁気を測定した。 そして， 以下のことなどを明らかにした。
そして， このようなことから， これらの流れ山は それぞれ巨大な岩塊として現在の位置まで運搬されてきたこと， 運搬中は垂直面内の回転よりも水平面内の回転が卓越し， 個々の流れ山があたかも水に浮かんだ多数のお盆のようにふるまったこと， を明らかにした。 なお， このような立場で流れ山を構成する溶岩とその下位の火砕岩の岩相上の特徴を比較すると， たとえば， [ 白州町の ] 濁川 [ = 神宮川 ] の合流点の釜無川の左岸 [ の流れ山 ] と [ 白州町の ] 中山の西方の流れ山（ともに「韮崎」図幅地域内）では， ともに溶岩は特徴ある無斑晶安山岩（ただし， 長さ 1～2 cm に達するごく少量の角閃石斑晶を伴う）からなり， 直下にはこの溶岩によって焼かれて赤紫色を呈する， 厚い， 成層した「ローム」質の火山灰層を伴うなど， 同一の山体をつくっていたものの片われと考えられる巨大岩塊が 直線距離で南北に 2.5 km もへだたって別々の流れ山を形成している例があり， 非常に注目される。
上述した同一の流れ山内において挾在する溶岩の岩質が多種にわたるのは， これらの各ブロックが噴出中心に近い山体の一部を構成しており， さまざまな時期の噴出物からなっているためであろう。
今後， この堆積物については， 火山体の中心部に近い部分が破壊されて 噴出源から約 25 km 運搬されても なお径数 100 m にも達する岩塊としてのこり， 流れ山が形成されることのメカニズムの解明が急がれねばならない。
[ 本図幅の北隣の ] 「蓼科山」図幅地域の斗樽の沢および 湯川・大月川の源流部を中心にみられる輝石安山岩質の溶岩と， これらに伴う集塊岩・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩などの一括呼称。 この図幅地域内では北東部の牛首川流域 [ ← 海の口牧場の西北西方の図幅地域北端 ] にみられるものがほんのわずかに分布するのみである。
つぎにのべる真教寺山溶岩 [ Sl ] に全体として よくにており， その北方延長部に相当すると考えられる。
岩石は肉眼的に緻密・灰色・粗粒で， とくに輝石斑晶がめだつ。 河内（1974～75）による鏡下の特徴は以下のとおりである。
火山群の中軸部から東・西両側に張り出す 真教寺尾根・ 県界尾根・ 阿彌陀 [ ← 阿弥陀岳 ? ] の南稜の 立場 山付近・ 御小屋 尾根などを形成する溶岩と火砕岩の一括呼称。 分布をさらに詳しく追跡すると， 主稜の西側での北限は峯の松目から南西に張り出す尾根 ; 南限は西岳の北西にのびる尾根にある。 また， 主稜の東側の南限は [ 三つ頭の南東方 2 km の ] 春小舎 沢 ; 北限は 杣添 川右俣の源流部などにある。 そして， さらに分布の東・西限は 標高 1,400～1,700 mからはじまる山地の高まりと 野辺山原・念場原・爼原などとの境界部付近にある [ 以下の [注1] 参照 ] 。 結局， [ 真教寺山溶岩は ] 図幅地域内の火山噴出物としてはもっとも広域を占める。 以上にのべた主分布域において， 杣添川を除くとどこでも， 火山群の中軸部から東・西に 1～2 km 張り出す幅の広い大きな尾根を形成している。 この長い尾根の稜部はつけ根から先端まで比高差に乏しく， つけ根付近にすでに記したように小稜部があり， 先端付近に真教寺尾根～真教寺山 [ 以下の [注2] 参照 ] （第 15 図）， 県界尾根～大天狗， 阿彌陀の南稜～立場山， 御小屋尾根～御小屋山（第 16 図）などの小さな高まりが存在する， という特徴がある。 そして， 新八ガ岳期噴出物と古八ガ岳期噴出物とはこの小鞍部を境界にしている。 新八ガ岳期噴出物はこれらの小鞍部から主として火山群の内側に分布している。 これらの尾根をつくる真教寺山溶岩は火山群の外側に向って 10～30°の傾斜を示す。 したがって， 噴出物の一部は水平に近い尾根の稜部で火山体の中心側への延長部を断たれることになる [ 以下の [注3] 参照 ] 。 最大層厚は 350 m。
溶岩は１枚の厚さ 0.5～20 m で， 巻末の柱状図に示したように， 御小屋尾根（Ⅳ-(2691)）・ 春小舎沢（Ⅵ-(2231)）・ 三つ頭の東尾根（Ⅶ-(2775)）・ 真教寺尾根（Ⅶ-(2692)）・ 県界尾根（Ⅶ-(2693)）などの各地点では 10～20 枚を数えることができる。 これらの溶岩は一般に粗粒で， とくに基底部に近いものでは多数の斜長石・輝石斑晶の存在がめだつ。
火砕岩としては集塊岩・スコリヤ集塊岩・凝灰角礫岩・溶結凝灰岩などのほか， うすい数枚の軽石層， スコリヤ層などをはさむ。
集塊岩・スコリヤ集塊岩はときに厚さ 50 m をこえる。 層理はあったりなかったりするが， ある場合も大まかである。 しばしば多数のパン皮・牛糞状火山弾を伴う。 基地の固結の程度はさまざまであり， 一部では非常に軟弱である。 なお， 御小屋尾根の Ⅳ-(2690)・美濃戸山荘付近の北沢 Ⅲ-(2704) など（巻末柱状図参照）では 厚さ 2 m・黒色・5～30 cm 大のスコリヤからなるスコリヤ流堆積物をはさむ。
降下軽石・降下スコリヤ層はどちらも厚さ 1～4 m にすぎず， この溶岩分布域全体から数枚が見出されるにすぎない。 前者は粒径 3～5 cm の黄色軽石からなり， 中に 3 mm 大の普通輝石を多数含む。 また， 後者は粒径 1～3 cm 大・黄～褐色のスコリヤからなり， 石質岩片に富んでいる。
溶結凝灰岩は地獄谷および大門沢流域の３カ所（Ⅶ-(2775)， Ⅶ-(2693)， Ⅶ-(2692)）で， それぞれ厚さ 2 m の弱溶結したもの１枚が認められる。 灰～赤紫色を呈し， 3～20 cm 大の岩片を含む。
この溶岩は， すでにのべたように立場谷溶岩 [ T ] を不整合でおおう。 上限は [ 後述する ] 権現岳火砕岩 [ G ] によっておおわれているが， 権現岳火砕岩が分布しないところでは， のちにのべるように新八ガ岳期火山岩類によって直接 被覆されている。
溶岩をつくる岩石は肉眼的に灰～黒色・中～粗粒， まれに細粒・緻密である。 とくに， 粗粒で著しく斑晶に富むものが多い。
「蓼科山」図幅地域南東端・海の口付近を中心に分布する火砕岩で， 凝灰角礫岩・火山角礫岩を主とし降下スコリヤをはさむ堆積物。 層厚は最大 60 m（河内， 1974～75）。
本図幅地域内では最北東端部の杣添川の左岸に 凝灰角礫岩層の一部が極く小分布するにすぎない。 平均粒径 30 cm 大の輝石安山岩・角閃石安山岩の角礫多数と 10 m 大の褐・黒色スコリヤ層の成層岩塊などからなり， 基地は火山灰質で， 無淘汰である。 しばしば無炭化の木片を含む。 こうしたことからは低温の火砕流， あるいは泥流堆積物とも考えられる。 これらの火砕岩中の岩片としては， 斗樽の沢溶岩 [ Tol ] と考えられる本質岩片が伴われており， この火砕岩が 斗樽の沢溶岩の噴出期とほぼ同じ頃にもたらされたものであることを示している。
この火砕岩層中の上述した凝灰角礫岩は， 本図幅地域北東方の「金峯山｣・「十石峠」両図幅地域内においてより顕著に発達しており， [ 後述する ] 野辺山原層下部 [ Nlw ] （河内ほか， 1969）を構成している。
「蓼科山」図幅地域の高石川の 川口 [ ← 千曲川との合流点 ] 付近， および海の口から海の口牧場に至る山道の高見沢橋付近に分布する 泥炭層・礫層・砂層・泥流堆積物などからなる地層の一括呼称（河内， 1974～75）で， 本図幅地域内では最北東端部の杣添川の左岸に これらのごく一部が小分布しているにすぎない。 ここでは泥流堆積物とその上位にのる泥炭層・砂礫層などからなる。
泥流堆積物は厚さ 5 m + の無層理・無淘汰堆積物で， 黒～褐色， 砂・泥質の基地に粒径 1～2 cm の角礫多数と 1 m 大の成層した泥炭層の塊り， 木片など多数を伴う。 また基地中には少量の軽石片を混じえている。
泥炭層（第 17・18 図）は泥流堆積物の直上をおおっており， １枚の厚さは 0.4～9 m に達する。 これらはラミナの単位で砂層とこまかい互層をなす。
砂礫層は厚さ 0.2～1.5 m で， 厚さのうすい場合は黒～褐色砂層 ; 厚い場合は 3 cm 大の礫からなり， 基地はスコリヤを含んだ砂である。
本層はのちにのべる野辺山原層下部 [ Nlw ] とは一部が指交関係（河内ほか， 1969）にあると考えられる（巻末柱状図の Ⅷ-1774-a では Nlw としておく）。
火山群の南端に近い位置を占め， 著しく侵食のすすんだ山峯をなす権現岳（2,718 m ; 第 19 図）を構成する噴出物で， 火砕岩を主とし， 溶岩をはさむ。 本岩は真教寺山溶岩 [ Sl ] をおおい， [ 後述する ] 観音平溶岩 [ Kl ] におおわれているスコリヤ集塊岩・集塊岩・火山角礫岩などからなり， うすい火山灰層を伴う。 層厚は 700 m。
ツルネから権現岳への登山道沿い， 権現３沢（上の権現沢・権現沢の右俣・権現沢の左俣）および春小舎沢と古杣川の源流など， 山峯のまわりの沢沿いに好露出している。 これらのうちとくに， 権現沢のある東壁は比高 700 m の断崖に近い岩壁を形成しており， 八ガ岳ではもっとも比高差の大きい急峻な壁の一つをなす。
[ 権現岳の ? ] 山体の東壁は壁の基部近くまでこの火砕岩で構成されているが， 一方， 山体の西側には すでにのべたキレット安山岩が， 権現岳のすぐ西方にギボシ（2,690 m）などを形成して追っている。 このため， 西側部分の噴出物の厚さはせいぜい 100 m 程度であり， 東壁に比較すると著しくうすい。
スコリヤ集塊岩・集塊岩・火山角礫岩などはいずれも人頭大の火山弾・岩塊に富み， 基地は一般に固くよくしまった黒・赤褐色などを呈するスコリヤからなり， 大まかな成層構造を示す。
これらのうちとくに権現３沢の各中流部には厚さ約 30 m・平均粒径 15 cm 大の， まわりの火砕岩に比較してめだって細粒な集塊岩層がある。 これらの基地は黒色・火山灰質で， 顕著な かなりこまかい成層構造を認めうる。 これと同じ特徴をもった部分が 春小舎 沢と 古杣 川の源流部 [ ← 観音平の北北東方 2 km の辺り ? ] にも露出しており， 岩相上単調なこの火砕岩にあって 比較的良好な鍵層として役立つ。
溶岩はもっとも多数を確認できる権現沢の左俣で計 40 枚近い（巻末柱状図参照）。 厚さは 0.5～15 m にわたるが， 10 m 未満のものが多い。
各地の走向・傾斜はつぎのとおりである。
噴出物全体は多数の岩脈によって貫かれており， また， 古杣川の源流部では走向 EW～N 50°W 方向の小破砕帯多数が発達している。
岩石は黒色・細～中粒で， 一般に多孔質である。
なお， 権現岳の山頂部の集塊岩の基地中には 鏡下で多数の石英粒や粘板岩・チャート岩片が混入しているのが識別される。
権現岳火砕岩 [ G ] をおおい， のちにのべる西岳溶岩 [ Nl ] ・三つ頭溶岩 [ Ml ] ・鼻戸屋溶岩 [ H ] ・編笠山溶岩 [ Ag ] などによっておおわれている溶岩で， 集魂岩・火山角礫岩・火山灰などを伴うものの一括呼称。 最大層厚は 150 m。
溶岩は のちにのべるように 粗粒で特徴ある集斑状組織を示す。 肉眼的にも鏡下でも編笠山溶岩と同一の特徴を示し， 岩片のみでは両者の識別はほとんど不可能である。 分布の最高点は編笠山の山頂直下から南西にのびる幅の広い尾根上にあり， 標高は 2,320 m， 末端は 三里原 の標高 1,200 m 付近にある。 主要分布の東縁は古杣川， 西縁は 切掛 沢にあり， 西岳の西斜面にはこの噴出物の延長部と考えられる小露頭がある。 しかし， 植生のため， この比較的広い分布域をつうじて好露頭がみられるのは 切掛沢と古杣川に沿うルートのみである。
熔岩は１枚の厚さ 5～20 m， 厚いものの中心部は塊状， 上・下部には厚さ 5 cm ± の顕著な板状節理が発達している。 また， 一部は岩塊状を呈する。 枚数は顕著なものだけですくなくとも 6～7 枚を数えることができる。 これらのうち， とくに古杣川の右岸壁にみられるものは著しい崖を形成して好露出しており， 連続性が高い。
集塊岩・火山角礫岩はともに粒径 5～20 cm 大の岩塊からなり， 前者はパン皮火山弾を含む。 基地は褐色スコリヤおよび黒色の火山灰からなり， 成層している。
構造は全体としてゆるく南へ傾く。 西岳の南西部の小露頭では走向 N 35°W・傾斜 SW へ 45°である。
岩石は肉眼的に灰～黒色・中～粗粒・堅硬で， 斑晶は全て集斑状を呈する。 とくに斜長石が著しく多い。
編笠山の北西 1.3 km の権現岳から西に向う稜線上に西岳（2,365 m ; 第 20 図）をつくる溶岩。 分布の東縁は山頂のすぐ東にある。 山頂の北側は直接 立場谷の中流部の深い谷に面している。 一方， 分布の北縁は立沢部落 [ 位置不明 ; 現在の八ガ岳鉢巻道路の脇の別荘地 ? ] から東にのびる沢の南側， 南縁は切掛沢にあり， 西縁は標高 1,200～1,400 m 付近の 広原 の上限にある。 最大幅は約 2.5 km， 山頂から末端までの距離は約 5 km， 比高差は約 1,200 m である。 空中写真を詳しく観察すると地質図に示したように多数のグループを認めることができ， 新八ガ岳期噴出物のようにも考えられる。 しかし， 火口状の凹地は全く認められず， 上述の分布状態から当然予想される立場谷側への溶岩の流下もないので， 古八ガ岳期の噴出物として扱う。 厚さは推定 200 m。
この溶岩については山頂部の露出岩を除くと植生が深く， 詳細はわからなかったが， 近年になって標高 1,900 m 付近まで達するいくつかの林道が開け， ほぼ全体像を把握できるようになった。 それによると， 多数の溶岩と集塊岩・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩などの互層からなり， うすいスコリヤをはさむ。
溶岩は厚さ 1～4 m のうすいものが多く， まれには局部的に 40 m に達する。 枚数は 30 枚近い。 厚さの厚い場所は板状節理が発達している。 溶岩には明瞭な流理構造がほとんど例外なく認められる。
集塊岩・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩は上述した溶岩と互層して多数認められる。 岩塊の粒径は 1～3 m 大が多く， 中には多数の牛糞状・パン皮火山弾を伴う。 基地は黒～褐色のスコリヤからなり， しばしば大まかな成層を示す。 スコリヤ層は厚さ 30 cm のもの数枚が見出されるにすぎない。 粒径 1.2 cm の褐色スコリヤからなり， 単一堆積層の厚さは 3～5 cm の降下スコリヤで， 輝石の美晶を伴う。
岩石は肉眼的に灰～黒色・多孔質～緻密・中粒で， かんらん石斑晶に富み， 苦鉄質である。
権現岳の南東方約 1 km に位置する三つ頭（2,565 m）をつくり， その南東山麓に分布する多数の溶岩と これらにはさまれる集塊岩・火山角礫岩・降下スコリヤ・スコリヤ流堆積物などの一括呼称。
分布は権現岳～三つ頭の中間点付近の尾根上を北限として， 南東方に扇状にひろがっており， 末端は国鉄 小海線を越えた 鳩川 の泉神社 大湧泉（標高 1,070 m）付近にある [ ← 鳩川は泉神社 大湧泉の西方 1 km 付近を流れているが, … ] 。 地質図上の分布の最大幅は約 5 km， 到達距離は約 7.5 km である。
この噴出物のつくる山体には 地獄谷の源流部の権現沢の左俣・ 春小舎沢・ 甲川・ 鳩川・ 高川・ 古杣川などによって深い谷がきざまれている。 三つ頭およびそのすぐ南東部にある前三つ頭などの地名は その名のとおり以上の谷によって互いにへだてられた尾根の連結点に当っている。
溶岩の厚さは一般に 1～7 m でうすいものが多いが， まれには 20 m に達し， 総枚数は高川 [ ← 小海線 甲斐小泉駅付近を南北に流れる ] で 40 枚をこえる。 これらの中の何枚かは， 地質図に示したように谷壁に沿って連続性ある崖をつくって露出している。
集塊岩・火山角礫岩などはこの噴出物の比較的下部に多い。 中の岩塊の粒径は 5～30 cm， 基地は黒色ときに褐色のスコリヤ質で， 一般に明瞭な層理が発達している。 前者ではとくに 30 cm 大までのパン皮・牛糞状火山弾多数を伴う。
スコリヤ流堆積物はこれらの火山岩中に挟在して数枚存在する。 厚さは 5・6 m， 粒径 30 cm 大までの牛糞状を呈する黒色スコリヤ多数を伴う。 基地は黒～褐色の火山灰からなる。
降下スコリヤは， とくにこの堆積物の上部で うすい溶岩と互層して多数発達している。 粒径は 3～5 cm 大が多い。 特徴ある褐～赤褐色を呈し， 厚さはときに 10 m を越える。 単一堆積層の厚さではきわめてうすいものから 1 m をこえるものまであって， 明瞭な成層構造を示し， 多数の fall units を識別できる。 5 mm 大の輝石結晶多数を含む。 つぎにのべる平沢スコリヤ [ Hs ] はおそらくこのスコリヤと同じものであろう。 また， [ 後述する ] 野辺山原層下部 [ Nlw ] 中のスコリヤ層も同じものである可能性があり， 今後の検討が必要である。
噴出物は， 全体としてみると， ほぼ現在の稜線と同じくらいの傾斜をもち， 10～20°南へ傾く。 しかし， 高川の源流部での走向は N 40～50°E， N 20°W などで， 傾斜はそれぞれ 25～30°SE， 40°W などのかなり大きな値を示す。 このため一部の噴出物は稜線上で噴出中心側への延長部を断たれている。 春小舎沢・高川・古杣川などの源流部で権現岳火砕岩 [ G ] を直接おおい， 古杣川の左岸では観音平溶岩 [ Kl ] をおおう。
溶岩を構成する岩石は灰色・中～粗粒． 緻密・堅硬で， 多数のかんらん石斑晶を含み， 大部分は苦鉄質安山岩であるが， 一部には玄武岩を伴う。
なお， TAKESHITA and OJI（1968）は前三つ頭においてこの溶岩中から斑れい岩のゼノリスを採取し， 化学分析値を求めている（巻末の付表「南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分」参照）。
図幅地域中央東部の平沢部落 [ ← 飯盛山の西南西方 2.5 km ] の北西の大門川の左岸， 平沢部落から野辺山原に至る山道沿い， 長野と山梨の県境付近の国道沿い， [ 図幅地域南東部の ] 久保長沢から念場原に到る旧道わきなどに 基底の地形面の凹所に点々とのこっている降下スコリヤ堆積物。 その他の分布地は 美の森山の西方および川俣川と春小舎沢にはさまれた県営牧場付近など。 最大層厚 8 m +。 粒径 1～3 cm の黄褐・褐・赤褐色スコリヤを主体にして， 黒色スコリヤ・黄色軽石層および「ローム」層などをはさむ。 単一堆積層の厚さは一般に 10～15 cm， まれに 80 cm で， 厚く堆積している部分では１露頭で数 100 枚の fall units を数えることができる。
すでにのべたように， このスコリヤは三つ頭溶岩 [ Ml ] に伴うスコリヤと層相がよくにており， おそらく同一物であると考えられるが， 肉眼的層相が互いに酷似した降下スコリヤ層が 他にも八ガ岳火山岩類中の多数の層準に挾在しているので， 現状では断定をさけ， 独立した単位として取扱っておくことにする。 岩質についてはスコリヤの変質が著しいため定かではないが， 上記と同じ理由で， 三つ頭溶岩の B と同質の玄武岩であろう。
「蓼科山」図幅地域の本沢温泉付近， 白薙 沢の源流部および湯川流域などに分布する 玄武岩質の降下スコリヤ・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩などと溶岩を主とし， スコリヤ流・泥流堆積物・砂礫層などを伴う地層。 主分布域は上述の図幅地域内にあり， 本図幅地域内では中央北端に これらのごく一部のスコリヤ・溶岩などがわずかに分布しているにすぎない。 したがって詳細は河内（1974～75）にゆずる。 なお， 本層中のスコリヤ・流紋岩軽石層などは のちにのべる野辺山原層下部 [ Nlw ] の主相の一つをなす（河内ほか， 1969）。
溶岩は大まかな節理をもち， 肉眼的に黒色・緻密である。
なお， 溶岩の化学成分（TAKESHITA and OJI（1968））については 巻末の付表「南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分」を参照のこと。
野辺山原層の層相上の特徴については河内ほか（1969）に詳しくのべられている。 それによると， 下部・中部・上部に３分される野辺山原層のうち， 本層は多数のスコリヤ層と， これらに挾在する軽石層（ 黒曜岩を伴う流紋岩質軽石層 5 枚・ 角閃石安山岩質軽石層 2 枚・輝石安山岩質軽石層 6 枚 ）・凝灰角礫岩層・火山角礫岩層・「ローム」層・泥流堆積物などからなり， 10 枚以上の基盤岩礫からなる礫層と， 砂層・泥～泥炭層をはさむ地層から構成されており， 最大層厚は 75 m + である。 野辺山原層は全体として野辺山原面の主要構成層をなすが， この図幅地域内で観察できるのはそれらの一部のみである。 とくに， 「下部」の主要分布域は東どなりの「金峯山」図幅地域内にある。 そこで， 台地の構成層としては重要な地層であるが， ここでは説明は上記に止め， 詳細は河内ほか（1969）にゆずる。 なお， 第 21 図には本層分布域の地質図を， また巻末には本層についての多数の柱状図を収録しておく。
なおまた， これら [ = 巻末の付表とした多数の柱状図 ] のうち Ⅷ-(1774)-b 柱状図の基底部で採集した 黒曜岩片・サンプル No. 3723 のフィッショントラック年代 [ 以下の [注] 参照 ] は以下の値であった。
本層中のスコリヤ層は数 100 枚の fall units からなる明瞭な降下堆積物であり， 噴出源については本沢溶岩・スコリヤ [ Hls ] と関連があったと考えられる。 このスコリヤ層は「蓼科山」図幅地域内で湯川層の上に整合にのっている（河内， 1974～75）。
韮崎泥流 [ Nmf ] と のちにのべる弘法坂火砕岩 [ Kpy ] の間に上・下限とも不整合ではさまれる地層で， 泥炭層・泥・砂～礫・泥流堆積物などからなり， 火山灰層・スコリヤをはさむ地層。 最大層厚は 2.8 m。 甲府盆地 第四紀研究グループ（1969a）が命名。
模式地は「韮崎」図幅地域内の国鉄 中央線の日野春駅の周辺（
第 12 図
[
← 第 13 図
]
参照）と 本図幅地域では
[
久保長沢の北東方 1 km の
]
弘法坂にある。
いずれも分布範囲は互いに孤立していて著しくせまい。
このため，
層相は場所ごとにかなり変化にとむ。
弘法坂では， 下半 50 cm + は赤褐～黄褐色スコリヤ層・黒色スコリヤ層の厚さ 10～15 cm の互層 ; 上半 1 m はラミナの発達した黄色軽石・スコリヤを含む褐色泥層からなる。
鈴木（1967）は 本層と同層準にあると考えられる箕輪部落（｢韮崎」図幅地域内）南方の泥炭層中から つぎの化石を検出して， 現在より温暖な時期の地層であるとした。 即ち， Almus japonica (THUNB) STEUD.， A. hirsuta TURCZ， A. sp.， Castanea crenata S. et Z.， Wisteria sp.， Pinus cf densiflora S. et Z.， P. koraijensis S. et Z.， Trapa macropoda MIKI， Acer sp.， Faxinus sp.， Carpinus erosa BLUME. など。
野辺山原層下部 [ Nlw ] と上部に整合で挾在する。 主として泥・泥炭～泥炭質泥・砂・礫層などからなり， 降下スコリヤ・軽石・火山角礫岩・「ローム」層などの薄層をはさむ地層（河内ほか， 1969）。 主たる分布地域は 野辺山原台地の東縁の国鉄 小海線 川上駅の西方の崖（｢金峯山」図幅地域内）にあり， 図幅地域内では， 北東縁の杣添川沿いにこれらの延長部がみられる。 最大層厚は 40 m。
この層を特徴づけるのは泥炭～泥炭質泥・泥層（第 22 図）で， 全体としてみると， これらは この層の下半部により多い傾向を示す。 その一部が杣添川に沿う本図幅地域内に分布している。 こまかいラミナが顕著に発達しており， しばしばうすい砂層と互層している。 また基盤岩類からなる礫層・数枚のスコリヤ薄層などをはさむ。 図幅地域内の泥炭層の厚さは 2 m + であるが， もっとも厚い川上駅の西では 16 m に達する。 これからは多量の花粉を産し， また珪藻を伴う。 さらに樹幹・木片・葉の化石も普遍的に多産する。
鈴木（1967）は本層中の葉の化石として Picea maximoviczii REGEL， Tsuga diversiflolia (MAXIM)， Magnolia abovata THUMB， Picea bicolor (MAXIM)， Mayr， Rhododendron sp. などの産出を明らかにし， これらのうちとくに前２者を多産するとのべた。 また， NASU（1968）は花粉化石として Picea や Tsuga， Abies， Ulmus - Zelkova のなどが高率を示す一方， Fagus， Quercus， Cryptomeria などに乏しいこと， 大型化石として鈴木（1967）が報告したもの以外に Abies sp.， Larix leptolepis， Chamaecyparis obtusa ほか４種の蘚類などの産出について報告している。
礫層は本層の上半部に多い傾向を示す。 川上駅の西方では いずれも粘板岩・砂岩・花こう岩などの基盤岩礫からなるが， 杣添川に拾う図幅地域内では火山岩礫からなる。 １枚の厚さは 1～4.5 m で， 比較的連続性のあるものが 5 枚ある。 礫の粒径は 1～30 cm， 基地は砂質でときにクロスラミナが発達している。
砂層は灰・褐・黒色を呈し， １枚の厚さは 5 cm～6 m であるが， 本図幅地域内では比較的うすいものが多く， 上述の礫層中に多数はさまれている。 「金峯山」図幅地域内では基盤岩， とくに花こう岩起源の砂からなる場合があるが， この図幅地域内では火山岩起源の砂からなる。 しばしばラミナが発達している。
スコリヤ層は黒～三色～赤褐色などを呈するスコリヤからなり， 厚さは 5 cm～5 m・粒径は 0.5～3 cm である。 これらの多くは砂層と互層しており， ときにはクロスラミナが発達している。 しかし， 黒色スコリヤの一部には明瞭な降下堆積物の特徴を保持しているものであり， 50 枚以上の fall units を識別できるものがある。
軽石層はまれで， 厚さは 15 cm で 2 枚はさまれている。 上位は 1 cm 大の輝石安山岩質軽石・ 下位は 2 cm 大の角閃石安山岩質軽石からなる。
その他， 場所によってうすい火山角礫岩・「ローム」層などをはさむ。
この層は全体として水平層であり， すでにのべた野辺山原層下部の火砕流を伴う旺盛な火山活動によって堰止められた湖に， 火山活動の静穏期を代表する堆積物として， ひきつづいて堆積した地層である。 野辺山原層上部 [ Nup ] へは整合で移化している（第 23 図）。
日野春砂泥層
[
Hsm
]
を整合におおい，
[
後述する
]
山麓砂礫層
[
Gl
]
に不整合でおおわれる，
火山角礫岩と火山性砂礫層を主とし，
泥流堆積物をはさむ地層。
模式地は弘法坂およびその北方の川俣川両岸。
その他に東念場の南方
[
← 確認できない
]
，
「韮崎」図幅地域内の日野春の東方（
第 12 図
[
← 第 13 図
]
参照）にも小露頭がある。
最大層厚は 50 m +。
火山角礫岩は大まかな層理を示し， 一部で火山灰・黄色軽石層のレンズを伴う。 角礫の粒径は 10～400 cm で， 一般には 15 cm 大のものが多い。 これらの中には岩片が全て同質の多孔質輝石安山岩からなり， 多数の牛糞状・パン皮火山弾を伴い， 基地も同質の帯紫色の火山灰からなる， 無層理の火砕流堆積物と考えられる部分がある。
火山性砂礫層は本層のほぼ中央部を占める。 厚さは約 10 m で， うすい多数の黒色砂層と互層している。
泥流堆積物は東念場の南方で直接 飯盛山火山岩類 [ Mv ] を被覆して小分布している。 また， 日野春の東方では韮崎泥流 [ Nmf ] をおおっている。 ともに粒径 1～50 cm 大の輝石安山岩片多数を含み， 基地は砂質である。 全体は無層理あるいは大まかな成層構造を示し， 無炭化の木片多数を含む。
構造は どこでも現地表面に平行的であり， ゆるく南へ傾く。 模式地では下位の韮崎泥流あるいに日野春砂泥層を直接おおい， 東念場では， のちにのべる小渕沢泥炭層 [ Kp ] 相当の泥炭層に， 川俣川の上流では [ 後述する ] 川俣溶岩 [ Ka ] によってそれぞれ直接おおわれている。
火砕流状の見かけを示す火山角礫岩中の岩石は黒色・多孔質・中粒の安山岩で， 鏡下の特徴はつぎのとおりである。
図幅地域中央南部の原谷戸付近 ; 小渕沢駅の東方などで， [ それらの北東方の ] 井出原 ・ [ 北西方の ] 三里原 面上にやや不明瞭な小突起あるいは 幅のせまいひくい尾根をつくって分布する厚さ数 m の溶岩。 露出が悪く， 地質図上に示したこれらの全てが同一溶岩に属するものかどうか， あるいは山体を形成する他の噴出物との関係などの詳細は不明。
岩石は肉眼的に灰～黒色・緻密～多孔質・中～粗粒である。
国鉄 中央線の信濃境駅の周辺に分布し， 古くから角閃石巨晶を含むことで有名な溶岩。 この付近の地形面上に高さ 10～90 m・径 150～600 m の 円～楕円形を呈する丘陵約 10 コを形成したり， [ 鼻戸屋の北北東方から南南西に流下する ] 切掛 沢の中央線 [ ← 切掛沢川 ? ] 付近・ 甲六 川などと， 付近の小沢沿いなどに分布がみられる。 好露頭がないために必ずしも全貌は明らかではないが， 溶岩の厚さは 5 m + で， 大まかな節理が発達しており， 上・下には各 3 m の集塊岩を伴う。 韮崎泥流 [ Nmf ] をおおい， のちにのべる山麓砂礫層 [ Gl ] におおわれている。 山体をつくる噴出物とは， 間に三里原の広い原野がひろがっているため， 直接の関係は知りえない。 しかし， 山麓で明瞭な地形的高まりを形成していること， 角閃石巨晶を含むことなどの点で つぎにのべる鼻戸屋溶岩 [ H ] ・川俣溶岩 [ Ka ] などと同じ時代に属するものと考えられる。
岩石は灰～黒色・多孔質～緻密・細～中粒であるが， 中に散在する角閃石は一般に 1 cm 大， まれに 5 cm 大に達するものを採集できる。 しかし， これらは鏡下ではいずれもオパサイト化がすすんでいる。
火山群の南西端に近い三里原面上に 比高約 100 m・幅 600 m の顕著な出張りである鼻戸屋（1,423 m）をつくる溶岩。 みかけの厚さは約 70～80 m。 この出張り地形は非常に顕著であるので， 遠方からでもよくめだつ（第 24 図）。 切掛沢沿い， 古杣川の中流部 [ ← 観音平の北北東方 1 km ] にも小分布がある。
２，３の小露頭を除くと全体として露頭に乏しく， 詳細はよくわからないが， 分布から推して切掛沢・古杣川沿い， およびすでにのべた観音平溶岩 [ Kl ] のつくる斜面上を流下したものであるらしい。 鼻戸屋での見かけの厚さが著しく厚いのは， この付近が山体と三里原との斜面の傾斜の変るところに相当しているためと考えられる。 切掛沢・古杣川で観音平溶岩・西岳溶岩 [ Nl ] などをおおっている。
岩石は肉眼的に灰～黒色・緻密ときに多孔質・中～細粒で， 多数のかんらん石・1 cm 大の角閃石などを含む。 これらの角閃石はときに集合して径 10 cm 大の楕円形を呈する塊りを形成している。 上述した野外の産状とともに こうした岩質上の特徴はつぎにのべる川俣溶岩 [ Ka ] ときわめてよく似ており， おそらく同一溶岩が東西に２分して流下したものであると考えられる。
[ 小海線 甲斐大泉駅の北東方 1.5 km の ] 川俣川の川俣を南限とし， 北限は川に沿って標高 1,580 m 地点 [ ← 地獄谷の下端 ? ] まで， 春小舎 沢では川床沿いに源流まで追跡できる溶岩。 厚さ 40 m。
川俣川沿いでは両岸に垂直の崖をつくって好露出がつづき， その一部では厚さ数 m の集塊岩をはさんで２枚にわけられる。 ここでの分布の上限は 川沿いに一連の崖をつくってきた溶岩が厚さ 2・3 m になったところで突然途絶えており， この溶岩が川俣川沿いに流下したものではないことを示している。
一方， 春小舎沢では川床に大小多数の滝を形成して露出しており， 沢の中流部では集塊岩をはさんで数枚にわけられる。 溶岩表面には多数のポットホール [ pot hole ; 甌穴 もしくは 亀穴 ] が観察される。 この中流部での走向・傾斜は N 10°W～20°E・E へ 30～40°という値を示し， 対岸の壁にへばりついて実際の上部が見かけ上の下部をなすなど 著しくうねっためくれ上った産状を示す。 そしてむろん， 基底の真教寺山溶岩 [ Sl ] に属する火砕岩とは明瞭な不整合関係を示す。 このようなことは， この溶岩が沢沿いの急斜面を流下したために形成されたものと考えられる。 この沢のさらに上流の標高 2,000 m 付近では 現在の谷壁の斜面の傾斜に近く急斜して， 三つ頭の東方の尾根に向っている。 厚いこの溶岩は中部は塊状であるが， 上・下部には顕著な柱状節理が発達している。
この溶岩の噴出期については， 上述したように谷がほぼ現状に近い状態まで形成されたのちに谷沿いに流下したこと ; 川俣付近で溶岩流の原地形に近いと考えられる明瞭な地形的高まりを形成していること ; 上位を被覆する地層としては礫層のみであることなど， かなり新しいものと考えられる。 つぎにのべる岩質上の特徴とともに， こうした特徴のいくつかはすでにのべたように鼻戸屋溶岩 [ H ] とよくにており， 同一期の噴出物であると考えられる。
岩石は肉眼的に灰色・細～中粒・緻密で， 多数のかんらん石と 1～3 cm 大に達する角閃石斑晶を含む。 角閃石はまた， しばしば集合して径 15 cm 大までの楕円形の塊りを形成している。
小渕沢町 大滝社 [ = 大滝神社 ] に比高 30 m の小円丘をつくる溶岩。 韮崎泥流 [ Nmf ] と [ 後述する ] 山麓砂礫層 [ Gl ] とにはさまれているものと考えられる。 しかし， 露出が悪く， 孤立した分布を示していて詳細は不明。 岩石は灰色・緻密・中粒である。
第 15 表に古八ガ岳期噴出物を貫く岩脈を示す。 表示のように総数は 59 本で， 幅は 15 cm の脈状を呈するものから 20 m に達するものまでさまざまである。 中には枝状に分岐しているものもある。 岩脈の長さは必ずしも明らかではないが， 権現沢上部の角閃石を含むものはすくなくとも南北に 500 m はつづいている。 これらの分布は立場川・地獄谷の源流部および赤岳の西壁などでとくに数が多い。
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岩脈に貫かれている火山岩類は第 12 表 [ 八ガ岳火山岩類の層序 ] のキレット安山岩 [ K ] から権現岳火砕岩 [ G ] までである [ ← VIII.2.1.1～14 で記した火山岩類（および堆積物 ; 堆積物は VIII.2.1.6 の教来石砂礫層のみ） ] 。 また， 第 15 表中の立場川（第 25・26 図）および立場川のノロシバ沢の入口付近・ 権現沢の左俣・ 権現沢の右俣・ 上の権現沢などの角閃石を含む安山岩岩脈は 角閃石の巨晶（1 cm ± でまれには 10 cm をこえる ; 第 26 図）やそれらの塊り， あるいは 1 cm 大に達する大型かんらん石斑晶を多数含んでおり， すでにのべた信濃境 [ Ss ] ・鼻戸屋 [ H ] ・川俣 [ Ka ] などの各溶岩の供給口に相当する岩脈ではないかと考えられる。
これらの岩脈の走向・傾斜はさまざまであり， 一部の岩脈はねじれて貫入している。 しかし， 大観すると火山体の中軸部では南北性のものが多く， 中軸から離れると東西方向のものが目だつようである。
ここでとくに， 立場川の源流・二俣 [ 位置不明 ] 付近・赤岳の西壁の三叉峯ルンゼ [ 位置不明 ] ， ジョーゴ沢入口など， 火山体の中軸部における南北方向での岩脈の走向に注目すると， 南部の前二者の沢では N 10～30°E， 北部のジョーゴ沢では N 10～20°W などの値を示す。 このように岩脈の走向が北部で次第に西にふれる傾向は 火山列全体の弧状の配列と関連があるのではないかと考えられる。 権現沢およびのちにのべる赤岳西壁にある新八ガ岳期岩脈 [ d2 ] など， 中軸部の比較的大きい連続性のある岩脈では走向は N 10～20°E である。
岩脈の岩質は全て安山岩質である。 多くは輝石安山岩からなるが， すくなくとも全体の６分の１は角閃石を含む。 その他に斑晶としてかんらん石を含むもの， 弱い変質をうけているものなどが苦干数存在する。 なお， 柱状節理はほとんど全ての岩脈で認められ， 明瞭な急冷相をもつものもある。 第 27・28 図に示した真教寺山の西方の真教寺尾根の基部では岩脈の末端断面が観察され， その表面に無数の亀裂が形成されている。 この岩脈の母岩との接触面には ゆるやかなうねりが認められる。 このような形状は， 母岩との接触部が急冷されたのちにもなお， 岩脈の中心部におけるマグマの注入がつづいていたことを示している。
代表的な岩石３種（A・B・C）の鏡下の特徴を以下に記す。 これらの肉眼的特徴は以下のとおりである。
すでにのべたように， 新八ガ岳期の火山噴出物は古八ガ岳期の噴出物上に明瞭な不整合でのっている。 これらのうち， 最初に形成された赤岳は火山列の主峯をなす。 この時期の火山活動は以下のような特徴を示す。
一方， 山麓には広大な原野がこの時期に完成をみることとなった。
八ガ岳火山列の最高峰の赤岳（2,899 m ; 第 29 図）を構成する噴出物の一括呼称。 赤岳という山名は酸化鉄のため噴出物が赤褐色を呈していることに由来している。
分布は以下の２つからなる。
中岳の東・西両側における上記２地域での分布の基底高度はほぼ等しいが， 上限の高度では前者がはるかに高い。
噴出物は主稜の登山道沿いを含めてどこでも好露出しており， とくに赤岳西壁では比高 400 m に達する垂直の断崖を形成していて， 基底から上限まで きれいに成層した全層準を観察できる。 全体は多数の溶岩とこれらをはさむ集塊岩・スコリヤ集塊岩の互層からなり， スコリヤ層を伴う。
溶岩１枚の厚さは 2～20 m で， 合計枚数は 30 枚をこえる。 集塊岩・スコリヤ集塊岩の１枚の厚さは 2～50 m にわたるが， 一般には 5～20 m である。 ともに赤褐色・ときに黄褐色を呈し， 粒径 15～30 cm の火山弾多数を含み， 大まかな成層構造を示す。 基地をつくる火山灰やスコリヤなどは全体として粘土化が著しい。
噴出物が純粋にスコリヤのみからなる例はまれであるが， ジョーゴ沢・裏同心沢 [ ← 裏同心ルンゼ ? ; ジョーゴ沢の西で大同心より東の沢 ] ・赤岳沢・杣添川の左俣などに２・３の例がある。 それらの厚さは 1～2 m・まれに 15 m で， 粒径 5 cm 大の赤褐色・黒色のスコリヤから構成されている。
以上の噴出物の走向・傾斜は 主稜部および赤岳西壁などで N 20～30°W・E へ 30～40°まれに 50°で， 一般に非常に安定した「単斜構造」を示す。 一方， 阿彌陀岳の基底をなすもの [ = 赤岳の西側に分布している領域 ] では広河原沢の源流部で N 40°W・SW へ 40°である。 中岳周辺および赤岳の西壁などでは 主として NS 性の小破砕帯多数が発達している。
噴出物は火山群の中軸に面した崖でキレット安山岩 [ K ] ・広河原沢溶岩 [ Hl ] などを直接 不整合でおおい， また， 分布の外側では真教寺山溶岩 [ Sl ] を不整合でおおう。
溶岩をつくる岩石は肉眼的に黒色・中～粗粒， ときに細粒・緻密である。
なお， 化学成分については巻末の付表「南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分」参照。
赤岳の真西約 1 km に位置する火山列の第３峯の阿彌陀岳（2,807 m ; 第 30 図）を構成する溶岩と火砕岩の一括呼称。 山体は柳川・立場川・広河原沢などの各源流によってはげしく侵食されており， このため噴出物の分布は山頂の西へ約 1 km にすぎず， 非常にせまい。 層厚は 150 m +。 広河原沢の奥壁に全層準が絶壁を形成して露出している。 全体は 20 枚近い溶岩とスコリヤ集塊岩および数 100 枚の降下スコリヤの互層からなる。
溶岩はこの噴出物の下半部により多く， １枚の厚さでは 0.5～50 m まであって変化に富む。 一部の溶岩では 風化による玉ねぎ状構造の発達が顕著である。 しばしば板状節理が発達している。
スコリヤ集塊岩・降下スコリヤは上半部でより特徴的である。 前者 [ = スコリヤ集塊岩 ] の岩塊の粒径は 10～150 cm にわたり， 中に多数の火山弾を伴う。 基地は赤褐色のスコリヤからなる。 降下スコリヤは赤褐～黄褐色を呈し， 5～10 cm 大のスコリヤと同質の火山灰からなり， すくなくとも数 100 枚の fall units を数えうる。
構造は下部では NW へ 20～30°傾き， 最上部ではあたかも柳川の源流部につきささるかのように N へ 30～35°急斜している。 南面すなわち立場川の左俣の源流部の阿彌陀岳の直下には 著しく硫気変質した赤岳溶岩 [ A ] が露出しており， この阿彌陀岳溶岩はそれを整合におおう。 ここは上述の溶岩の傾斜から考えても火口跡に相当している。 中岳との鞍部の北側では 多数の小破砕帯が発達している。 さらに [ 阿弥陀岳の ? ] 山頂の東の登山道沿いでも走向 N 80°E の小破砕帯を認めることができる。
岩石は黒色変質によりときに緑色を呈し， 細粒緻密である。
八ガ岳火山列の第２峯の横岳（2,835 m）を構成する火山岩類で， 主たる岩相によって下位から下部溶岩・火砕岩 [ Yl ] ， 中部スコリヤ [ Ym ] ， 上部溶岩 [ Yu ] に３分される。
横岳火山岩類の主体をなす噴出物。 稜線の縦走路沿いをはじめ， 西壁・峯の松目の南壁・硫黄岳の北壁などに比高 200 m + の垂直に近い断崖を形成しており， 全層準の好露頭がみられる。 これらのなかでも， とくに [ 横岳の北西方の ] 大同心峯およびその西側の大同心沢・裏同心沢などでは完全な断面を観察できる （第 31・32・33 図）。
下限は海の口尾根 [ 位置不明 ] 取付点の南方の 二十三夜峯 [ にじゅうさんやみね ? ; 横岳と赤岳を結ぶ尾根（南八ヶ岳縦走路）にある小岩峰 ] のすぐ北方にある溶結凝灰岩の基底にあり， 上限は横岳の主峯・奥の院の北方の溶結凝灰岩の上面にある。 全体はのちにのべるように北東に傾斜しており， したがって 北側ほど上位層準になる。
分布の西端は峯の松目の南西下にはり出す尾根にある。 一方， 東側へは， 杣添 川の北沢 [ ← 右俣 ? ] ・南沢 [ ← 左俣 ? ] にはさまれた杣添尾根を形成して沢の分岐点付近まで ; 北沢の北方では高石川・牛首川流域から海の口牧場の北方にいたり， 末端部は「蓼科山」図幅地域内 [ 以下の [注] 参照 ] に達している。
全体は溶岩と， 集塊岩・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩などの互層からなり， 溶結凝灰岩・降下スコリヤをはさむ。
溶岩１枚の厚さは 0.5～15 m。 一般に 2～10 m で， 全体では 20 枚をこえる。 これらのうちの一部が 先にのべたように東方へ野辺山原台地のへりに近いところまで流下しており， 噴出源からの距離は 5 km に達する。
集塊岩・スコリヤ集塊岩・火山角礫岩などは主として 30 cm 大， しばしば数 m 大に達するパン皮・牛糞状火山弾・角礫など多数を含み， 大まかな層理を示すことが多い。 基地は赤褐～赤紫色あるいは灰色などを呈するスコリヤ火山灰からなる。
溶結凝灰岩はこの火山岩類の基底部および比較的上部にすくなくとも４枚挾在している。 １枚の厚さは 0.8～15 m で， 主体は灰色火山灰が弱溶結したものからなる。 一方， 一部は粒径 5 cm 大のスコリヤに富み， 溶結スコリヤに近い特徴をもつ。 この場合の基地は赤紫～赤褐色を呈する火山灰からなる。
降下スコリヤもさまざまな層準に多数はさまれている。 厚さは 2～50 m にわたり， 厚いものでは多数の fall unitsを 教えうる。 これらも， 噴出源に近い稜線の縦走路沿いあるいは西壁では， 弱溶結を示す。
下位の赤岳溶岩との境界は縦走路沿いでは二十三夜峯の北にあり， ここから横岳の西壁沿いにジョーゴ沢をへて峯の松目の南下崖まで， すくなくとも見かけ上「整合」一連の境界線を追跡できる。
以上の部分の走向・傾斜は， 南半部では N 20～25°W・NE へ 35～40°， 大同心峯の下部も N 60°W・N へ 30°， 大同心峯で N 35～45°W・N へ 30ﾟ ; ジョーゴ沢では N 60°W・N へ 30° ; 峯の松目の南下崖では N 45°E・NW へ 20°などである。 一方， 杣添川の左俣 [ = 南沢 ? ] の源流部では N 20°W・E へ 40°である。 そして， 山麓に向ってこれらの傾斜は次第にゆるくなり， 海の口牧場付近ではほぼ水平になっている。 なお， 大同心峯の北の縦走路沿いで， のちにのべる岩派によって貫かれている。
溶岩をなす岩石は灰～黒色・細～中粒・緻密で， 肉眼的にもしばしばかんらん石斑晶の存在を識別できる。
なお， 上記の A の溶岩の化学分析値については巻末の付表 「南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分」参照。
横岳稜線上の縦走路沿い， 「下部溶岩・火砕岩 [ Yl ] 」層の最上部の溶結凝灰岩の上に整合でのるスコリヤ層で， 溶岩３枚とうすい集塊岩を伴う。 ジョーゴ沢最源流部にも好露出がみられる。 最大層厚は 80 m。
スコリヤ層は全体で厚さ 60 m + あり， 粒径は 5～30 cm， 赤褐および黒色のスコリヤからなる。 全体は 10～90 cm の厚さできれいに成層しており， 多数の fall units からなる。 溶結作用はほとんどみられない。 なお， 杣添川の二俣付近にも赤褐色を呈する降下スコリヤ層が分布しており， おそらく， このスコリヤの延長部であろう。
溶岩はこの噴出物の下部を占め， １枚の厚さは 2～15 m で， 集塊岩をはさむ。 岩石は灰色・中粒・緻密で， かんらん石斑晶を含み， 「下部」の溶岩と等しい。
走向・傾斜はジョーゴ沢の源流部で N 50°W・NE へ 20°である。
横岳の最上部を占める溶岩流（第 34 図）で， 稜線の最北端にある 2,802 m 峯のすぐわきから 最大幅 800 m・東側に約 1.25 km 流下している溶岩。 最大層厚は 20 m。 下位の「中部スコリヤ [ Ym ] 」を整合でおおう。 一部ではこの「中部スコリヤ」が直接 表面にのぞいている部分がある。
岩石は細粒・黒色・緻密で， 肉眼的にもかんらん石斑晶を認めうる。
第 16 表に明らかに新八ガ岳期噴出物を貫く岩脈（第 35 図）を示す。 表示のように全体で８本あり， 幅は 0.2～10 m + まで ; 特別な方向への集中は認められない。 岩石は灰～黒色・細～中粒・緻密で全て安山岩質である。
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野辺山原層中部 [ Nmd ] から整合に移化し， 下部ローム（矢野（現・北沢）, 1963）あるいは [ 後述する ] 山麓砂礫層 [ Gl ] によって整合におおわれる。 主として火山岩起源の礫層・砂層などと スコリヤ層および溶岩を伴う火山角礫岩層からなり， パン皮火山弾（含有）層・ 「ローム」層・ 軽石層・ 火山灰層・ 泥炭層をはさむ地層（第 36 図）。 野辺山原面の主要な構成層である。 模式地は国鉄 小海線 信濃川上駅の西方の崖（「金峯山」図幅地域）にある。 最大層厚は 80 m。
本図幅地塊内では， 北東部の板橋川・杣添川の下流部に分布している。
礫層は比較的連続性のある顕著なものが４枚ある。 それらの厚さは 1～6 m， 礫の粒径は 5～200 cm， 形は亜角礫～亜円礫からなり， 基地は赤褐色火山灰質～黒色砂質である。 礫種はいずれも安山岩からなり， この点で基盤岩礫から構成されている野辺山原層中部 [ Nmd ] の礫層とは異る。 その他の礫層は厚さ 0.1～10 m で， 連続性に乏しく， 粒径は不揃いである。 基地はより砂質・火山灰質である。 これらの礫層の一部にはパン皮火山弾を伴う。
砂層は厚さ 10 cm～5.5 m で， 上・下に一連の露頭で最高７枚まで数えることができる。 色は褐・灰～黒色でラミナが発達するもの， 褐色泥岩と互層するもの， 1 cm 大の軽石・赤褐色スコリヤを伴うものなどがある。 一部の砂層はパン皮火山弾を伴う。
泥炭層は厚さ 30 cm のものが１枚あり， 多量の木片を含む。
本層中の本質噴出物としては， 上述のパン皮火山弾のほか， 赤褐色・黒色・三色（赤～黄褐色・灰～黒色・青色などのスコリヤ・軽石が混在するもの）の スコリヤ層・軽石層・火山灰層・「ローム」層および火山角礫岩層と溶岩（１枚）などがある。
パン皮火山弾は本層の基底部付近にあり， 全体ですくなくとも４層準ある。 粒径は 5～40 cm 大， まれに 1 m 大で岩質は安山岩質である。
スコリヤ層は厚さ 5 cm～4 m， 粒径 0.5～3 cm で， 礫層・砂層中にはさまれている。 これらの一部のものでは 降下堆積物としての構造を認めることができ， 数枚の fall units を識別できる。 一部のスコリヤ層からは普通輝石の自形結晶を多産する。
軽石層は上述の砂礫層中に挾在する１枚のみである。 厚さ約 25 cm， 粒径 1 cm 大， 黄色の角閃石安山岩質軽石からなる。 火山灰層は厚さ 10～30 cm で， 淡褐色を呈し， 同一霧頭で２枚まではさまれている。 ともに泥質である． ローム層は厚さ 9 cm～2 m・淡褐色・スコリヤ質で， 枚数は３枚ある。
溶岩は杣添川に比高 15 m ± の 千ガ滝 [ 以下の [注] 参照 ] をつくっており， 滝から上流へは河床に数 100 m， 下流へは川の両岸に顕著な崖をつくってよくつづく。 厚さは約 10 m。 岩質はかんらん石を伴う輝石安山岩で， 中心部を除き 板状節理が発達している。 下位には火山角礫岩層を伴う。 この火山角礫岩層は 千ガ滝溶岩の直下や信濃川上駅の西方の崖などでみられる。 厚さは 45 cm～5 m， 角礫の粒径は 40 cm 大まで， 平均 5 cm ± のガラス質安山岩からなり， 基地は同質の火山灰およびスコリヤなどからなる。
本層中のスコリヤ層の起源については， すでにのべた横岳下部溶岩・火砕岩 [ Yl ] および中部スコリヤ [ Ym ] に由来しているものと考えられる。
パン皮火山弾と千ガ滝溶岩の鏡下の特徴は以下のとおりである。
[ 本図幅の北隣の ] 「蓼科山」図幅地域の南西端の 渋 川・ 鳴岩 川沿いに分布する 角閃石デイサイト質の火砕流堆積物と泥流堆積物の一括呼称（河内， 1974～75）で， 図幅地域内では これらのごく一部の泥流堆積物がその北西端部の鳴岩川沿いにみられるにすぎない。 その堆積物は 基地中に軽石・スコリヤ・黒曜岩・角閃石デイサイトおよび各種安山岩片など多数を含み， 無層理である。
八ガ岳火山列の最南端の編笠山（2,524 m ; 第 37 図）をつくる溶岩で， 南八ガ岳火山群の中軸部のやや西よりに形成された溶岩丘をなす。 編笠山はその名のとおり円錐形の形のととのった山容を示す。 山頂はやや平坦であるが， 火口跡はみとめられない。 噴出中心の占める位置はノロシバから南西に派生する観音平溶岩 [ Kl ] がつくる尾根上にある。 このため， 溶岩はこの尾根上の標高 2,320 m 地点で南と西に２分して流下している。
溶岩の最低流下地点は 切掛 沢の標高 1,750 m 地点で， 山頂との比高差は 550 m である。 北側の分布境界はノロシバとの鞍部（2,390 m）にある。 この鞍部と上述した尾根上の溶岩分岐点との距離， すなわち基底直径は 800 m あり， 山頂を中心にしたこの範囲内はとくに急傾斜を示し， 溶岩の粘性が高かったことを示している。
溶岩は 1～5 m 大までの岩塊状を呈するものが一般的で， 沢沿いの一部でシート状のものを伴う。 一般に流理構造が顕著である。 また， 空中写真によると， 地質図に示したようなグルーブ [ groove ; 溝 ] が観察され， 全体にわたってほぼ原形に近い状態を保存している。
岩石は灰～黒色・粗粒・堅硬・緻密で， 斑晶は全て集斑状を呈し， 非常に特徴的である。 とくに斑晶・石基とも斜長石量が著しく高く， 全体の 70 % 近くを占める。 しかし， すでにのべたように， 直下の観音平溶岩 [ Kl ] と肉眼的にも鏡下でも非常によく似た特徴を示し， 岩片のみでは区別ができない。
なお， 本岩の化学分析値については巻末の付表「南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分」を 参照のこと。
[ 図幅地域の北部・東西中央やや西の ] 柳川の北沢と南沢にはさまれた尾根・ 美濃戸中尾 [ ← 美濃戸中山の南の尾根 ? ] 上に噴出した美濃戸中山（2,392 m ; 第 38 図）をつくる溶岩。 美濃戸中山は編笠山とともに西列に属する溶岩丘の一つで， その噴出中心の位置は火山列の中軸部から約 1.5 km 近く西にずれており， ちょうどすでにのべた広河原沢溶岩 [ Hl ] と真教寺山溶岩 [ Sl ] との境界部付近にある。
山体は径 500 m × 700 m・比高約 200 m の形のととのった円錐形を示す。 全山深い森林がおおっており， 好露頭に乏しい。 火口跡は認められない。
噴出物は溶岩を主として集塊岩・スコリヤ集塊岩・スコリヤなどからなる。 これらの分布を詳しくみると， 溶岩は上述の円錐形山体を構成するもののほか， 広河原沢溶岩・真教寺山溶岩の間に形成された谷に沿って山頂から南西に流下したもの ; および北西に流れ， 柳川の北沢沿いに美濃戸の西方に達しているものとがある。 南西に流れたものは幅約 200 m で， ひくい高まりをつくり， 柳川の南沢の標高 1,940 m 付近に達している。 山頂から末端までの距離は約 1 km・比高差は 480 m である。 一方， 北西に流れた溶岩は幅 250 m で柳川の北沢に達し， あとは谷沿いに最小幅 100 m で上述の地点まで達している。 流下距離は流れに沿って約 3.3 km， 比高差は 740 m である。
これらの溶岩は 頂部の円錐形山体を構成する部分では径 2～3 m 大の岩塊のつみ重なりからなり， 空中写真によって， よく保存されたグルーブ [ groove ] が観察できる。 一方， 沢沿いに流下した部分では厚さ 1～10 m のシート状で， 4～5 枚を数えうる。 うすい溶岩の一部の表面はアア状を呈し， 厚い溶岩ではしばしば板状節理が顕著である。 流理構造も認められる。 柳川の北沢では 谷沿いに流下したこの溶岩（第 39・40 図）が 当時の谷の地形に忠実なさまざまなうねりの構造をそのまま保存しているのを観察できる。
集塊岩・スコリヤ集塊岩・スコリヤなどは上述の溶岩中にはさまれている。 前二者は粒径 10～30 cm の多数の火山弾を伴う。 スコリヤは黒～赤褐色を呈し， 粒径は 2～3 cm， 厚さはうすい。
これらの噴出物は全体として広河原沢溶岩 [ Hl ] ・美濃戸溶岩 [ Mi ] ・立場谷溶岩 [ T ] ・真教寺山溶岩 [ Sl ] などを いずれも明瞭な不整合でおおっている。 また， 美濃戸の西方では この北側斜面をつくる礫層をも被覆している。 こうした特徴は この溶岩丘が非常に新しい時代に形成されたことを示していると判断される。
岩石は肉眼的に灰～黒色・中粒・緻密～多孔質で， 多数のかんらん石を含み， 苦鉄質である。
なお， 本岩の化学分析値については巻末の付表「南八ガ岳火山群の熔岩・ゼノリスの化学成分」を 参照のこと。
図幅地域北端・中央西よりに峯の松目（2,567 m）をつくる溶岩と火砕岩の一括呼称。 分布は山頂から真西へ約 7 km にわたってのび， また北東方向へは鳴岩川の最源流部の北向き斜面を占める。 分布の南端は山頂の西 250 m から南西方向に派生する尾根の稜線の南直下 [ 以下の [注] 参照 ] にあり， すでにのべた古八ガ岳期・真教寺山溶岩 [ Sl ] に属する噴出物をおおう。 分布の最大幅は 2 km +， 末端高度は 1,260 m であり， したがって山頂との比高差は 1,300 m である。 全分布面積の約３分の１は「蓼科山」図幅地域内にある。 この溶岩の噴出中心は分布様式から推して峯の松目の山頂付近にあったと考えられる。 その山頂部は南・北側とも著しく解析されて， 東西性・幅 150 m たらずのやせた尾根となっている。
この峯の松目自身は新八ガ岳期・南八ガ岳火山群の北西端に位置する小峯であるが， 岩石が角閃石斑晶を含む点で同じ時期の北八ガ岳火山群と共通した特徴をそなえている。
空中写真によると， 溶岩の上面には多数のグルーブ [ groove ] が保存されている。 また， 個々の溶岩流で周縁部が崖あるいは崖状の地形的高まりを形成しているものも多く， 全体としては多数の溶岩流から構成されている。 溶岩１枚の厚さは 1～20 m にわたり， 厚いものでは板状節理が発達している。 一部の溶岩は径 5 m の岩塊の集合体からなり， また一部のものでは顕著な流理構造が認められる。
火砕岩は集塊岩・火山角礫岩などからなり， 前者ではとくにパン皮・牛糞状火山弾に富む。 基地は灰～黒色の火山灰および「ローム」などからなる。 大まかな成層構造が発達していることが多い。
溶岩をなす岩石は肉眼的に灰～黒色・細～中粒・緻密で， 一般に 15 cm 大の同源捕獲岩に富む。
「蓼科山」図幅地域の南端 [ の根石岳の南方 500 m ? or 夏沢峠の北西方 1 km ? ] にある箕冠山（2,600 m）をつくる弱溶結の溶結凝灰岩で， 本図幅地域内では北端・中央西よりにその一部が極く小分布しているにすぎない。 模式地は箕冠山東面の崖にあり， 厚さは 30 m。 10～15 cm ± の同源捕獲岩片に富む。
岩石は肉眼的に緻密～多孔質・灰色・細粒で， 多数の本質岩片のほか石質岩片にも富んでいる。 基地は弱溶結を示す火山灰からなる。
図幅地域の中央北端， したがって南八ガ岳火山群の最北端部を占める硫黄岳（2,742 m）をつくる噴出物で， 火砕岩を伴う溶岩と， これらの上位をおおう溶結凝灰砦・溶結スコリヤなどの一括呼称。 八ガ岳火山列の中でもっとも新期に形成された火山の一つ。
硫黄岳の南西・北西・北側などはすべて断崖をなし， それぞれ柳川・鳴岩川・湯川の源流にのぞんでいるが， 東側へはゆるやかな裾野をひいており， 噴出物の分布の末端部は山頂から約 1.5 km はなれた「蓼科山」図幅地域内にある。 上述の断崖は 「蓼科山」図幅地域の稲子岳 - 天狗岳 - 箕冠山などから 3 km にわたって一連のものであり， この硫黄岳に至って北側に凹面を向けて湾曲している。 湾曲部の直径は 1 km + あり， 山頂と凹地底との比高差は 550 m をこえる。 この凹地は， 「蓼科山」図幅地域内に分布する大月川泥流をもたらしたかつての爆裂火口が さらに崩壊・侵食などによって拡大されてできたものである。 凹地底には 52 ℃ の温泉（本沢温泉 ; ｢蓼科山」図幅地域内）が湧出している。 なお， この温泉の周辺一帯の岩石は著しい硫気変質によって脱色している。 また， かつてこの火口底で硫黄の採掘が行われたことがあった。
硫黄岳の北壁の中央上部には厚い， 垂直の崖をつくって横岳下部溶岩・火砕岩 [ Yl ; 以下の [注] 参照 ] が露出している。 硫黄岳火山岩類はこの溶岩より上位の噴出物からなり， 「下部溶岩 [ Ill ] 」と 下部溶岩を明瞭な不整合でおおう「溶結凝灰岩 [ Iwt ] 」からなる。 なお， 硫黄岳の山頂付近には「パン皮火山弾」が散在している。
硫黄岳の火口壁の最奥部から登山道を越えて西壁に分布する溶岩で集塊岩を伴う。 分布のごく一部が「蓼科山」図幅地域の南端にかかっている。 全体の厚さは 80 m。 溶岩は１枚の厚さ 15～40 m で， 火口壁に沿ってほぼ水平にのびる。 柱状節理が顕著である。 岩質は肉眼的に黒色・中粒・緻密である。
集塊岩はこの溶岩を上下ではさんでおり， 強い硫気変質によって脱色している。 上部の溶結凝灰岩の直下のものは厚さ 4 m の溶結スコリヤ集塊岩からなる。
「下部溶岩」を明瞭な不整合でおおう溶結凝灰岩。 厚さは場所によってかなり異なり， 3～15 m。 大まかな柱状節理が発達している。 岩相は場所によって弱溶結の凝灰岩およびスコリヤであったり， スコリヤ集塊岩であったりする。 中に径 30 cm 大のガラス質岩塊多数を伴う。 一部は溶結度がかなり高く， 溶岩状の見かけを示す。 岩石は肉眼的に多孔質～緻密・灰色で明暗岩片に富み， 全体は弱い溶結を示す。
上述の「溶結凝灰岩」のつくる地表面上には， 大だるみ付近に粒径 50 cm に達する 緻密・黒色・細粒・ガラス質のパン皮火山弾（第 41 図・42 図）が散在しており， 硫黄岳の最末期の噴出物を代表している。
なお， この付近（標高 2,650 m）は八ガ岳火山列随一の「お花畠」として保護されている。
図幅地域内に分布しているその他の堆積物， すなわち山麓砂礫層 [ Gl ] ・崖錐堆積物 [ Tl ] ・長倉礫層 [ Ngl ] ・小渕沢泥炭層 [ Kp ] ・段丘堆積物 [ t ] ・ローム層 [ 地質図では省略しているので記号なし ] および河川堆積物 [ a ] についてのべる。
野辺山原をはじめとして 火山群をとりまく広大な扇状地性の原野（最高位面）を構成する礫層で， 砂・「ローム」・褐色スコリヤなどの薄層を伴う。 野辺山原層上部 [ Nup ] との境界は判然としない。 また， 柳川の美濃戸の西方では美濃戸中山溶岩 [ Mn ] によって直接 被覆されている。 しかし， むろん地質図に示したこれらの礫層の全てが同一層準であるとはいいきれず， 八ガ岳山麓のような広大な火山の山麓の地形面発達史については, 将来のより詳しい検討に期待しなければならない。
砂礫層の厚さは最大 20 m， 礫の粒径は 5～30 cm 大が多く， ときに 1 m をこえる。 基地は砂質・ときにスコリヤ質・「ローム」質で， 一般に無層理・無淘汰であるが， ときには大まかな層理が発達している。
背後に急峻な崖をひかえた赤岳・横岳の西壁など， あるいは溶岩丘とキレット安山岩 [ K ] などにはさまれた凹地に相当する編笠山の北東などに分布している。 厚さは 5 m をこえる。 角礫～亜角礫からなり， まれにごく大まかな成層構造を認めうる。
地域北西部の「蓼科山」図幅地域から「諏訪」図幅地域にかけて分布する巨礫を含む礫層で， 泥・砂・粘土化のすすんだ流紋岩質火山灰薄層などをはさむ地層。 厚さは最大 20 m +（河内， 1974～75）。
本図幅地域内では そのごく一部が最北端部の鳴岩川沿いにわずかに分布しているにすぎない。
国鉄 中央線 小淵沢駅の南東約 1.5 km 付近で 線路の複線化工事に伴ってたまたま露出した泥炭層で， 現在はコンクリートがまかれて露頭はみられない。 厚さは 2 m。 背後に細長い韮崎泥流の流れ山地形があり， これにへばりついたような分布を示す。
層相上， 上・中・下に３分される。 下部は泥炭質泥層と安山岩礫層の互層で Picea bicolor (MAXIM) MAYR の毬果を産し， 中部は砂・礫層と火山灰質泥・砂層の互層， 上部は黄～暗色の粘土層からなる（甲府盆地 第四紀研究グループ， 1969a）。
「ローム」層はすでにのべた山麓砂礫層 [ Gl ] からなる広い原野をおおって普遍的に厚く発達している。 とくに， この原野面上には 小林ほか（1967）による西林ローム・Pm-Ⅰ を含めたローム層がのっている。 この Pm-Ⅰ は分布の軸に近い図幅地域の南側でより厚さを増し， 南端部では厚さ 1 m， 粒径は 1 cm である。 しかし， 図幅地域内の北部では厚さは 50 cm・粒径は 5 mm で， 急速に厚さと粒径を減じており， 代って， たとえば巻末の柱状図 Ⅶ-(2129) に示したように， Pm-Ⅰ の上位を５枚の軽石層と褐色「ローム」層などがおおっている。 これらの北部地域の「ローム」層は大部分が八ガ岳起源のものである。 しかし， どの軽石層が八ガ岳のどの火山に対応しているかなどについては 現状では今後の研究に待たねばならない。 なお， 本層は山麓緩斜面に普遍的に分布しているため， 地質図では省略した。
図幅地域内では段丘地形は立場川流域， 須玉川流域などでみられるにすぎない。 これらはともに比高 5～15 m で， 礫・砂・泥などからなり， ごく大まかに成層している。 上位には「ローム」層は発達していないか， あってもごくうすい。
図幅地域北東端の杣添川流域に一部は「蓼科山」図幅地域をまたいでみられる堆積物で， 野辺山原層下部 [ Nlw ] ・中部 [ Nmd ] ・上部 [ Nup ] および山麓砂礫層 [ Gl ] などが小規模な地辷りを生じたものである。
釜無川・須玉川などをはじめ， 山体をきざむ現河川沿いに分布し， 礫・砂・泥などからなる。
図幅地域内には野辺山原面上に 矢出川 遺跡（芹沢（1957）; 戸沢（1964））， 三里原・広原面上に 井戸尻 遺跡（藤森， 1965）の２つの日本を代表する重要な遺跡がみられる。
前者 [ = 矢出川遺跡 ] は国鉄 小海線 野辺山駅から南東へ 1.7 km の標高 1,342 m にあり， 小形石刃と小形石核などのマイクロリス [ microlith ; 細石器 ] からなる無土器文化遺跡で， 出土層準については「ローム」層堆積の最末期あるいは堆積直後と推定されている。
一方， 後者 [ = 井戸尻遺跡 ] は国鉄 中央線 信濃境駅の周辺（標高 800 m）と 立場川の中流部の立沢部落（標高 1,100 m） [ 立沢部落の位置不明 ; 現在の八ガ岳鉢巻道路の脇の別荘地 ? ] 付近などにある縄文中期を代表する遺跡の一つであり， 渦巻文大把手付 土器をはじめとして多数の土器・石器が出土している。 さらに付近からは住居址多数が見出されており， 1966 年に国の史跡に指定されている。 出土品については富士見町立考古館に一括して展示されており， また住居址は遺跡公園として保護されており， 家屋一軒は復元（第 48 図）されて一般の見学の便が計られている。
図幅地域内は有用地下資源に乏しく， 石材および鉱泉がわずかに利用されているのみである。
石材 : [ 富士見町 ] 鼻戸屋で鼻戸屋溶岩 [ H ] ， [ 富士見町 ] 池袋 [ ← 信濃境の東方の井戸尻の周辺 ? ] で信濃境溶岩 [ Ss ] ， [ 高根町 ] 川俣で川俣溶岩 [ Ka ] ， [ 高根町 ] 浅川で飯盛山火山岩類の安山岩 [ Mv ] などが石塀・石垣用・道路敷石などに利用されているが， いずれも小規模である。
鉱泉 : 火山群の中心部に近いところに位置する赤岳鉱泉（標高 2,230 m）と， 地域の南西方・釜無川の右岸にある塩沢鉱泉の２つがある。 中村ほか（1971）および山梨県 地質図編纂委員会（1970）による これらの泉温・泉質などは以下のとおりである。
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QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tokyo (8) No. 35
By Shimpei KAWACHI (Written in 1976)
The map area (35°50' - 36°00' north latitude, 138°15' - 138°30' east longitude）lies not only geographically but geotectonically near the center of the Japanese Islands. The Itoi-gawa - Shizuoka Geotectonic Line runs through the south-west corner of this map trending in a north-west - south-east direction, and cuts the northern extremity of the Butsuzo - Ito-kawa Geotectonic Line.
Except for the south-west and east border areas of the map, the area is mostly covered by volcanic rocks of the southern part of the Yatsu-ga-take volcanic chain and its piedmont deposits.
The rocks of the south-west border area comprise Paleozoic and Mesozoic strata, and Tertiary plutonic rocks forming the northern portion of the Akaishi Mountains. The rocks of the eastern border area comprise Mesozoic and Tertiary strata, and Late Neogene - Quarternary volcanic rocks of the western portion of the Kanto Mountains.
The Paleozoic Koshibu Formation is Permian in age and is limestone which strikes N 30°E and dips 20°E. This rock is cut by the Butsuzo - Ito-kawa Geotectonic Line at the south-east and by the Itoi-gawa - Shizuoka Geotectonic Line at the north-east.
The Mesozoic rocks consist of Triassic - Jurassic Akaishi Formation of the Akaishi Mountains, and Cretaceous Masutomi and Takatoya-san Formations of Kanto Mountains. All of them are an alternation of sandstone and slate. The first formation generally strikes north-east and dips either north-west or south-east and the last two formations strike north-west and dip either north-east, south-west or vertically. The Akaishi Formation is metamorphosed to biotite hornfels by a Tertiary granite.
The Paleogene Mikura Formation is composed of an alternation of sandstone and shale with intercalation of slate and white chert. The general strike of the rock is north-west but the dip varies from north-west to south-west. Parts are overturned toward the west.
Igneous rocks comprise the Kai-koma Granite and a pyroxene porphyrite dike. The former is a hornblende-bearing biotite granite with the K - Ar age of 11 m.y. The granite is thrust over the Ojiro-gawa Mudflow of the Yatsu-ga-take Volcanic Rocks exposed along the left bank of the Kamanashi-gawa River.
Late Neogene - Early Quaternary volcanic rocks consist of the Meshimori-yama Volcanics and Kuro-fuji Volcanics. The Former consists of lavas and pyroclastics of olivine - hornblende pyroxene andesites, whereas the latter consists of hornblende dacitic welded tuffs.
The geological history of the volcanic chain is divided into two periods an older period (Early to Middle Pleistocene) and a younger period (Late Pieistocene to Holocene) which are separated by an erosional unconformity.
The volcanic chain is divided into eastern and western alignments.
Furthermore, the volcanic chain can be divided into two areas according to the mode of eruption and the composition of erupted products. The areas are designated as the northern area (Tateshina-yama）and the southern area (Yatsu-ga-take).
The main volcanoes of the younger period of the mapped area cover the volcanic rocks of older period so that the double alignment of volcanoes are only shown by two lava cones, Mt. Amigasa-yama and Mt. Minoto-naka-yama, formed along the western alignment of the Younger period.
The main volcanoes of the younger period constitute the ridge on the north of Mt. Akadake (2,899 m), the highest peak of the volcanic chain. On the other hand, the volcanoes of the older period including Mt. Gongen-dake consititute an extensive basal foundation under-neath the former. They are subdivided into 1) a rock mass composed of andesite and porphyrite with a few andesite - basalt lava flows, which extends in a north-south direction along the central part of this volcanic chain, 2) the volcanoes which cover the above-mentioned rock mass. There is a large time interval between them. The oldest volcanic rocks are designated as the Ⅰ-0 stage.
An outline of the history of formation of these volcanoes is as follows.
The mass which occupies the axial part of the volcanic chain strikes in a N-S direction and is about 5.5 km in length and about 1 km in width. The central part of the chain is pyroxene porphyrite which forms the small rock peaks of Mt. Naka-dake and Mt. Hage-tsurune. Small amounts of intercalated pyroclastics are present. The volcanics of the axial part have a variable lighology and grain size showing recrystallized groundmass. Numerous joints, faults and fracture zones are developed and often contain pyrite.
The marginal part of the axial volcanics is composed of mafic andesite lavas with pyroclastics.
This evidence seems to indicate that the volcanic rocks represent a part of "the roots of the volcanoes" and represent the vents of repeated eruptions. The adjacent volcanic rocks have been thermally metamorphosed and recrystallized to hornfelses.
A group of strato-volcanoes was formed by the vigorous basaltic and andesitic activity which forms the basal parts of the volcanoes of the southern area. A large quantity of scoria fall deposits was also erupted. An extensive mudflow (the Nirasaki Mudflow) also occurred and is characterized by many mudflow hills in the southern piedmont area about 20 km from their origin. The hills attain to over 500 m in diameter, and intercalate many lava flows. The paleo-magnetic directions of these intercalated lavas in any place of these hills are the same but differ from hill to hill. The intercalated lavas in each of the hills represent those of the central part of the volcanoes.
The reconstructed maximum height of the volcanoes of this stage is estimated to be about 3,000 m.
The volcanoes are composed of some tens of thick andesitic lavas and scoria, agglutinates and agglomerates originated by violent eruptions. Voluminous scoria fall deposits were formed in the later stage. Welded tuffs were also produced. A linear arrangement of volcanoes became distinct and the volcanic centers gradually migrated northward. The highest peak, Mt. Aka-dake, was formed at this stage.
Two andesitic lava cones of Mt. Amigasa-yama（ 2,524 m) and Mt. Minoto-naka-yama (2,392 m) were formed in the western alignment.
Mt. Iō-dake（2,742 m）was formed at this stage and is composed of andesitic lavas, welded tuff and a mudflow, which covered the rocks of stage Ⅱ-1. At the bottom of the crater which opened toward the northeast, a hot spring（in the Tateshina-yama district) with a water temperature of 52 ℃ is present.
A wide plain is developed around the volcanoes. Almost all the formations of the plain consist of gravels, talus deposits, peat beds, terrace deposits, loam formations and fluvial deposits.
There are two representative prehistoric sites of Japan in this area. One is the Yade-gawa site of the preceramic microlith age, and the other is Ido-jiri site of the Middle Jomon age. The latter site was designated as a place of historical interest in 1966.
In this area there are few economic resources with the exception of some low temperature hot springs and local andesite quarries.
昭和 52 年 2 月 9 日 印刷 昭和 52 年 2 月 14 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1977, Geological Survey of Japan