地域地質研究報告
５万分の１図幅
京都（11） 第 18 号
地質調査所 大阪出張所 宮村学
地質調査所 地質部 三村弘二
同志社大学 横山卓雄
昭和 51 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 II.1 秩父地向斜時代の堆積層 II.2 鈴鹿山脈の構造運動 II.3 白亜紀後期の火成活動 II.4 東海湖時代の堆積層および段丘堆積物 III. 二畳系 III.1 北鈴鹿層群 III.2 彦根層群 III.3 牧田川層群 III.4 幾里谷層群 III.5 衝上構造について IV. 湖東流紋岩類 IV.1 萱原溶結凝灰岩層（Ki） IV.2 秦荘石英斑岩（H） IV.3 八尾山火砕岩層（Yls および Y） IV.4 犬上花崗斑岩（I）および類似岩（岩脈） V. 玢岩 VI. 新生界 VI.1 奄芸層群 VI.1.1 奄芸層群の層序 VI.1.2 奄芸層群にはさまれる火山灰層 VI.1.3 奄芸層群の放射年代 VI.1.4 奄芸層群の火山灰層の古地磁気 VI.1.5 奄芸層群の古流系 VI.1.6 奄芸層群の地質構造 VI.1.7 新生界の構造発達史 VI.2 古琵琶湖層群 VI.3 段丘堆積物 VI.4 扇状地及び崖錐堆積物 VI.5 冲積層 VII. 応用地質 VII.1 マンガン VII.2 石灰石 VII.3 ドロマイト 文献 Abstract [ 図版（Plates）]
地域地質研究報告（昭和 50 年稿）
５万分の１図幅
京都（11） 第 18 号
彦根東部地域の野外調査研究は昭和 42 年から始め昭和 47 年に終了した。 調査研究に当たっては本地域の主体部を占める古生界（二畳系）を宮村学， 西南部に分布する湖東流紋岩類を三村弘二， 山麓部に分布する新生界を横山卓雄がそれぞれ担当した。
本調査研究に当たっては礒見博 技官より終始 適切 有効な御助言を頂き， また河田清雄・成田英吉 両技官には湖東流紋岩類について適切な御指導を頂き， ここに執筆できたことを深く感謝する。
なお， 本地域の調査研究において 中沢圭二教授（京都大学）に古生層中より産出したアンモナイトの御鑑定を賜り御教示頂いた。 ここに深くお礼を申し上げる。
本図幅地域は鈴鹿山脈の北部に位置し， 西は琵琶湖にのぞみ， 東は南北に横たわる地溝状の牧田低地帯を経て養老山地に接する地域である。
本図幅地域の中央部には標高 800 m を超す山稜が南北に連なり， その西側は標高 200～300 m の低い山地を経て平野部に移行している。 一方， その東側は標高 500～700 m の山地から急に地溝状の牧田低地になっている。 概観して鈴鹿山脈の地形は一般に西に緩く， 東に急傾斜した傾動地塊である。
鈴鹿山脈の脊梁部を形成する 霊仙 山 [ 1084 m ] ・ 鍋尻 山 [ 838 m ] ・ 高室 山 [ 818 m ] ・ 鈴ヶ嶽 [ ← 鈴ヶ岳 ? ; 1130 m ] ・ 御池嶽 [ ← 御池岳 ? ; 1247 m ] などの山々の頂は， 一般に緩い起状に富む準平原的なカルスト地形を示し， カレンフェルト [ = 石灰岩の節理や断層に沿って溶食が進んで溝が刻まれ岩柱が林立している地形（墓石地形） ] を形成している。 とくに霊仙山・御池嶽にはドリーネ [ = 溶食作用を受けやすい石灰岩台地の地表に生ずるすりばち状のくぼ地 ] が発達し， 霊仙山頂には多くのドリーネが見られ， ドリーネの底には石灰岩塊が見られる。 一方， 御池嶽の山頂のドリーネはその底に残留粘土（テラロッサ）が埋まり水が溜り， 比較的平坦な山頂部に北から日本庭園・真池・本池・お花池などの名で呼ばれる池があり， 御池嶽の名は山頂部にこのような池があることから由来したといわれる。 また， 御池嶽の山頂部には比較的丸くなった低い丘が見られ， 北から口の平・丸山・奥の平と名づけられている。 その他， 鍋尻山の麓の宮前と [ 高室山の南西麓の ] 多賀町 佐目 には鍾乳洞があり， 前者は「河内の風穴」として知られている。
鈴鹿山脈は図幅地域の東部の多良 [ ← 霊仙山の東方 8 km ] 付近で養老山地と連なる。 牧田川は先行川としてここを南から北へ貫流し， 約 2 km の間峡谷を刻んでいる。 この峡谷は 多良峡 として知られている。
段丘は地溝状の牧田低地を流れる牧田川および [ 図幅地域南東部の ] 員弁 川沿いに分布し， 高位， 中位， 低位の３段丘が区別される。 高位段丘は標高 240～170 m， 中位は 210～120 m， 低位は 110～50 m の高度を占め分布している。 琵琶湖周辺の湖東地区では段丘地形が明確でない。
本図幅地域には秩父地向斜に堆積した古生層が山岳部に広く分布し， 南西部には白亜紀後期に活動した湖東流紋岩類が貫入している。 図幅地域の東部には地溝状の牧田低地と東海湖に堆積した鮮新～更新統の 奄芸 層群と段丘堆積物が分布し， さらに， 図幅地域の南西部の多賀町付近には 古琵琶湖に堆積した鮮新～更新統の古琵琶湖層群が分布している。
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本図幅地域の古生層は 古生代後期を通じて海底火山活動が活発であった優地向斜の堆積物からなり， 石灰岩に富む石灰岩相と石灰岩をほとんど欠く非石灰岩相に大きく分けられる。
石灰岩相の古生層は図幅地域中央部に分布し， 鈴鹿山脈の脊梁部を形成している。 この古生層を北鈴鹿層群と呼び， 岩相によって上位から次のように分ける。
霊仙山石灰岩層の石灰岩からは， Pseudoschwagerina 帯の下部から最上部の層準にわたる二畳紀前期を示す化石を産する。 北鈴鹿層群は明らかに下部二畳系に属する地層である。
本図幅地域西部に分布する非石灰岩相の古生層を一括して彦根層群と呼び， 岩相によって上位から次のように分ける。
彦根層群は無化石のため時代は明らかでない。 しかし， 下部の道ヶ谷層は二畳紀前期の化石を含む霊仙山石灰岩層と漸移的な岩相を示すので， おそらく中・下部二畳系に相当する地層と思われる。
本図幅地域東部に分布する非石灰岩相の古生層には， 鈴鹿山脈東部のものと養老山地のものとがある。
鈴鹿山脈東部に分布する古生層は一括して 幾里谷 層群と呼ぶ。 本層群は砂岩を主とする地層で， 下位に挾まれる厚層のチャート中にレンズ状の苦灰質石灰岩が挾まれ， その石灰岩レンズから Nenschwagerina craticulifera， その他の二畳紀中期を示す化石を産している。 幾里谷層群は明らかに中部二畳系に属する地層である。
養老山地に分布する古生層は牧田川層群と呼び， 岩相によって上位から次のように分ける。
牧田川層群は化石を全く含まなく， 時代は明らかでない。 岩相から前ヶ瀬層は前述の二畳紀中期の化石を産する幾里谷層群に， 一之瀬層は彦根層群の上部の米原層に対比される。 牧田川層群はおそらく中部二畳系に相当する地層と考えられる。
本図幅地域の地質構造は 石灰岩相の古生層が非石灰岩相の古生層に衝上していることにより特徴づけられる。 このような古生層の構造は， 白亜紀後期の火成活動により湖東流紋岩類が鈴鹿衝上地塊中に噴出または貫入しているので， 白亜紀後期以前の中生代に形成されたと考えられる。
鈴鹿衝上地塊は霊仙山石灰岩層（上部）と大君ヶ畑層（下部）からなり， 図幅地域北部では霊仙山石灰岩層（上部）が非石灰岩相の古生層に衝上し， その一部はクリッペとして鈴鹿山脈の東部に分布する非石灰岩相の幾里谷層群の上にのる。 図幅地域南部では大君ヶ畑層（下部）が非石灰岩相の古生層に衝上し， その衝上に伴って霊仙山石灰岩層（上部）が大君ヶ畑層（下部）の上を滑動したと思われる 異常構造を示す。
鈴鹿衝上地塊は一見 クリッペ [ = 衝上地塊（ナップ）の残物 ] のように見えるが， 前述したように 衝上を受けた非石灰岩相の彦根層群中に霊仙山石灰岩層との漸移帯が見られることから， 鈴鹿衝上地塊は現地性であり， 地殻変動によって隣接の非石灰岩相の古生層に衝上したものと考えられる。
衝上面を変位させている衝上運動後の断層は 大略 東西方向と南北方向の２方向のものがある。 南北方向の断層は湖東流紋岩類の活動以前に， 東西方向のものはその活動以後に発生したものが多いようである。
南北系の断層のうち [ 鍋尻山の東方 5.5 km の ] 時山の東方を北北西 - 南南東に走る断層は最も大きく， 右ずれ断層を示す。 この断層を時山断層と名付ける。
本図幅地域の南西部に酸性火成岩類が分布する。 これと同様の岩石は， 第 1 図に示すように， 湖東地域 [ = 琵琶湖東岸地方の呼称 ] を中心として琵琶湖周辺に広く分布しており， 従来は石英斑岩ないし花崗斑岩として記載されてきた（YOSHIZAWA et al.（1965）; 立川ほか（1967））。
近年， これが流紋岩溶結凝灰岩を主とし， 石英斑岩および花崗斑岩を伴う岩体であることが明らかにされ， 時代的には西南日本に広く分布する 白亜紀後期の酸性火成岩類に対比されるものとされ（河田ほか（1969）; 河田（1969））， この岩体全体に湖東流紋岩類（三村・河田， 1970）の名称がつけられている。
この岩体は古生層を不整合におおい， 一部はこれに貫入し， 新第三系によって不整合におおわれる。 他に時代を確定するにたる証拠をもたないが， 最近， 全岩およびカリ長石のルビジウム・ストロンチウム法による年代測定から 71 ± 7 m.y.B.P. の値（SEKI， 1971）が得られている。 一方， この岩体の南方には 60 -100 m.y.B.P.（河野・植田（1966）; 早瀬・石坂（1967））の鈴鹿・御在所山の花崗岩が広く分布するが， その一部は湖東流紋岩類をその分布の南縁において貫いていると推定される。 これらのことから， この岩体が白亜紀後期に形成されたことは ほぼまちがいない。 なお， 岩相的には， 東方の濃飛流紋岩や 西方の生野層群などの白亜紀後期の酸性火成岩類にきわめて酷似する。
湖東流紋岩類は一部で古生層を不整合におおうが， 全体としては， 古生層の基本的構造を切る北西 - 南東方向の断層で接し， 湖東流紋岩類の側が大きく落ちこんだ構造を示し， しばしばその境界にそって石英斑岩や花崗斑岩が貫入してきている。
湖東流紋岩類の本図幅地域における活動は， まず流紋岩溶結凝灰岩（ 萱原 溶結凝灰岩層）の堆積にはじまり， これに石英斑岩（ 秦荘 石英斑岩）が貫入したあと， 休止期があり， この間に若干の傾動運動とうすい泥岩（深谷層）の堆積があった。 その後ふたたび流紋岩質の火砕岩（ 八尾山 火砕岩層）が噴出したあと， これに花崗斑岩（ 犬上 花崗斑岩）が貫入して火成活動を終了した。 つまり， ここでは湖東流紋岩類の活動は休止期をはさんで大きく旧期と新期の活動にわけられ， いずれの期においても火山岩と貫入岩の活動がペアーとなっており， 火山岩の活動が貫入岩のそれよりもつねに先行している。
本図幅地域内の新生界は 鮮新～更新統の 奄芸 層群・ 古琵琶湖 層群， 段丘堆積物， 冲積層とに分けることができる。
奄芸層群は約 500～600 万年前から約 130 万年前の間， 濃尾平野を中心に伊勢湾周辺に存在したと考えられている東海湖（松井（1966）; 石田・横山（1969））に堆積した湖成あるいは川成層であり， 本図幅地域内では三重県 北勢地域と岐卓県 多良地域に分布している。 奄芸層群は主として礫層・砂層・粘土層からなり， 多数の泥炭・亜炭の薄層と数 10 枚の火山灰層をはさんでいる。 奄芸層群にはさまれる火山灰層の中で鍵層としてとくに有用なものは， 下位よりデーサイト・パミス・Hy・スシロ谷の４火山灰層であるが， 本図幅地域内ではパミス・Hy・スシロ谷の３火山灰層しか露出していない。
本図幅地域内の奄芸層群は， 岩相によって下位から， 粘土・礫互層の市ノ原累層， 砂・粘土互層を主体とする大泉累層， 中～大礫層を主体とする米野累層の３累層に区分することができる。 各累層と火山灰層を中心とした奄芸層群の層序は [ 後述する「VI. 新生界」の項で示す ] 第 6 表のようにまとめられる。 奄芸層群からは Metasequoia disticha を中心とするメタセコイア植物群が普遍的に産する。 また， 大泉累層からは Stegodon akashiensis [ 明石象 or アケボノゾウ ] を産している。 これらの化石とフイッション・トラック年代とから， 鮮新と更新世の境界はパミス火山灰層のやや上位， つまり， 大泉累層の中部に存在すると考えられる。
古琵琶湖層群は琵琶湖周辺から三重県 伊賀盆地にわたって分布する鮮新～更新統であり， 本図幅地域内では西部の滋賀県 多賀地区に分布する。 本図幅地域内の古琵琶湖層群は主として砂・礫・泥炭などからなり， 厚さ 20～30 cm の黄白色 火山灰をはさんでいる。 この火山灰層は 八日市 市の南東の池ノ脇 [ ← 本図幅の南隣の御在所山図幅地域内 ] に露出する池ノ脇火山灰層に対比されている（TAKAYA（1963）; YOKOYAMA（1969））。 池ノ脇火山灰層は化石， フイッション・トラック年代， 古地磁気の極性などから奄芸層群の大泉累層の上部の層準に対比される。
古琵琶湖層群は全体として， 下位より島ガ原， 伊賀油日， 佐山， 蒲生， 八日市， 堅田の６累層に区分されている（YOKOYAMA， 1969）が， 本図幅地域内に分布するのは蒲生累層の一部である。
段丘堆積物は 員弁 川と牧田川沿いに分布し， 主として礫相からなっている。 段丘を形成する地形面は， 両河川沿いとも高度によって３段に分けることができる。
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北鈴鹿層群は主として鈴鹿山脈の脊梁部を中心として分布し， 北部では西は 仏生寺 衝上により彦根層群の上にのり， 東は霊仙山衝上により幾里谷層群の上にのる。 南部では西は御池断層 [ ← 御池岳の西部を北西から南東に走る断層 ? ] により彦根層群に接し， 東は 一志 断層により鮮新～更新統の奄芸層群に接している。 本層群は大君ヶ畑層（下部）と霊仙山石灰岩層（上部）に分けられ， この両者は本図幅の北部地域の 能登瀬 [ ← 図幅地域北端・琵琶湖の東方 4 km ] ， 上丹生 [ ← 野登勢の南東方 4 km ] 付近では断層で接し， 本図幅の南部の 大君ヶ畑 [ ← 高室山の東南東方 2 km ] 付近では， 本来は大君ヶ畑層の上に整合にのっていた霊仙山石灰岩層が 衝上運動に伴って大君ヶ畑層の上を滑動して dêcollement [ ≒ 分離面 ? ] 様の異常構造を示している。
本層は大君ヶ畑の北方および滋賀， 三重， 岐阜の三県にまたがる 三国 岳 [ ← 高室山の東方 5.5 km ; 標高 894 m ] を中心とした山地に模式的に分布する。 主としてチャート [ OJ ] からなり， 粘板岩 [ sl ] を挾む地層で， 本図幅北方に隣接する「近江長浜」図幅において 礒見（1956）が清滝層としたものと岩相的に同じであり， 同一の層と考えられる。
チャート [ OJ ] は一般に灰黒色ないし灰白色で， まれに赤色ないし淡緑色を呈し， 部分的に珪質粘板岩に移化する。 大君ヶ畑付近のものは成層した黒色の粘板岩 [ sl ] を挾み， 粘板岩の最も厚いものはチャートをほとんど挾まないで， およそ 400 m を示す。
本層からは化石を産せず， さらにまた， 本層の上位に直接している下部二畳系中・上部の霊仙山石灰岩層が 本層と前述したような異常接触を示すため， その時代は直接知ることはできない。 しかし， 大君ヶ畑層と霊仙山石灰岩層は 「近江長浜」図幅の清滝層（下位）と醒ヶ井層（上位）にそれぞれ相当するところから， 大君ヶ畑層と霊仙山石灰岩層は本来 整合関係 [ 以下の [注] 参照 ] にあったものと考えられ， おそらく大君ヶ畑層は下部二畳系下部と思われる（MIYAMURA， 1973）。
本層のチャートは複雑な小褶曲を繰り返し， 多くの小規模な断層により小規模の多くの地塊に分かれ， 構造はより一層複雑になっている。 模式地の大君ヶ畑付近では北北東 - 南南西方向の３本の断層により地塊化し， ブロック運動をしているものと思われ， 走向は各地塊ごとに異なり東から西へ北東 - 南西， 北西 - 南東， 東西の走向を示し 40～60°南に傾斜している。 図幅北部の 技析 [ ← 野登勢の東南東方 3.5 km ] ， 上丹生 での本層の走向は東西で 30～40°北に傾斜している。 大局的に見て本層は背斜構造または複背斜構造をなすものと思われる（ [ 後述する「III.5 衝上構造について」の項で示す ] 第 12 図）。
本層は主として鈴鹿山地の中央部に分布し， さらにその一部は 非石灰岩相の中部二畳系に属する幾里谷層群 [ 主に IK ] の上に「クリッペ」をなして分布している。 また， 本層は図幅地域西南部の 樋田 [ ← 大君ヶ畑の南西方 5 km ] 付近一帯に分布し， 湖東流紋岩類に貫入され， 現在は古琵琶湖層群が堆積している 四手 [ ← 高室山の西方 4 km ] 付近には本層の一部が見られ， 古琵琶湖層群が堆積した場所にもかっては本層が分布していたことを物語る。
本層は主として石灰岩 [ ls ] と塩基性火山岩 [ R ] からなる。 塩基性火山岩は溶岩と凝灰岩からなり， 暗緑色ないし暗赤色を呈し， 風化して赤茶褐色の粘土になっていることが多い。 溶岩には 山女原 [ ← 鍋尻山の北北西方 1 km ] 付近で第 2 図に示したように 暗緑色の部分と淡緑色の部分がそれぞれ 2～5 cm 幅の縞状を呈するもの， 萱原 [ ← 樋田の南方 500 m ] 付近で第 3 図に示したように直径 1 m ほどの球形を示す枕状溶岩， さらに [ 御池岳の東北東方 2 km の ] 御池谷において見られる杏仁状溶岩などがある。
萱原付近では 塩基性凝灰岩の堆積時に取り込まれたと思われる 径 30 cm ほどの砂岩岩塊が見られる（第 4 図）。 [ 大君ヶ畑の東南東方 4 km の ] 鞍掛 峠の東側（三重県側）では 径 2 cm 以下のチャート礫 [ ch ? ] を伴う黒色粘板岩と凝灰岩がそれぞれ数 cm の細互層をなしているのがしばしば見られ， 一方， 本図幅地域西南部の 樋田付近と一之瀬付近 [ ← 大君ヶ畑の南西方 5 km ] においても黒色粘板岩が塩基性凝灰岩とそれぞれ数 m 以下の厚さで互層している。 これらの互層は本層の末端部を示し非石灰岩相への漸移帯と考えられる。
石灰岩 [ ls ] はミクライト質 [ = 方解石の微結晶からなる ] およびウーライト質 [ = 球状の粒（ウーイド oöid）からなる ] で， 塊状・層状およびレンズ状をなして塩基性火山岩中に分布している。 本層の分布が最も広い北部では東（霊仙山～鍋尻山間）に大きな塊状岩体があり， その西側を塊状岩体を取り囲むように層状またはレンズ状岩体が分布し， 分布が狭くなる南部では不規則塊状またはレンズ状の石灰岩が分布している。 本図幅地域南東部の坂本 [ ← 図幅地域南東隅から北西方 2.5 km ] 付近では石灰岩 [ ls ] ・チャート [ ch ] および塩基性火山岩 [ R ] の互層が発達し， 本層下位に直接する大君ヶ畑層 [ OJ ] との漸移部を示している。 [ 図幅地域南部の ] 御池嶽 [ ← 御池岳 ? ] の西斜面および [ 図幅地域北部の ] 梓河内 [ ← 梓河内 ? ; 霊仙山の北方 5 km ] では石灰質凝灰岩が分布し， その中に石灰岩の小レンズが含まれ， 御池嶽のものは堆積作用を通じて生成されたと思われる板目状の縞状模様が見られる。 図幅地域中央部に位置する [ 多賀町 ] 杉 [ ← 鍋尻山の西南西方 2.5 km ] 付近には藻類の作用で生成されたような algal structure [ = 藻類構造 ? ] 状の細互層をなす石灰岩レンズがあり， スランプに伴って生じたと思われるちりめん状構造を呈している（第 5 図）。 一般的傾向として本層のレンズ状石灰岩は苦灰質化したり， 末端部では珪質化したりする。
本層の石灰岩はフズリナ・サンゴ・アンモナイトなどの二畳紀前期の化石を産出し， とくにフズリナはほとんどすべての石灰岩に含まれている。
霊仙山～鍋尻山間に分布する石灰岩主岩体から次のフズリナを産出する。
主岩体周辺のレンズ状または層状の石灰岩から産出するフズリナは次のようなものがある。
高室山以南より御池嶽 [ ← 御池岳 ? ] に至る間に分布する石灰岩においても Pseudofusulina vulagris を始めとする上述の化石が産出する。 その例として [ 御池岳の北東方 4.5 km の ] 篠立 の西方のものについて述べる。
本図幅地域南東部の篠立の西方に分布する石灰岩からは次のようなフズリナが産出する。
なお， この石灰岩からは下部二畳系～中部二畳系から汎世界的に産出するアンモナイト Metalegoceras ? sp. が Biwaella omiensis， Schubertella kingi などのフズリナと共に産出する。
以上述べたフズリナは 鈴鹿山脈の脊梁部をなす霊仙山石灰岩層のほとんどすべての石灰岩に含まれる。
幾里谷層群 [ 主に IK ] の上にのるクリッペの霊仙山石灰岩層は， 西より東へ 今須 川の上流 [ ← 霊仙山の北東方 4 km ] ， 岩須の北方 [ ← 霊仙山の東方 5 km ] ， 川西の西方 [ ← 霊仙山の東北東方 9 km ] に分布し， レンズ状石灰岩が塩基性火山岩中に挾まれている。 これらの石灰岩レンズは次のようなフズリナを含む。
幾里谷層群 [ 主に IK ] の上にクリッペをなしてのる本層は 下部二畳系下部を示す Triticites, Pseudoschwagerina を伴わず， 化石内容から下部二畳系の上部に属する。 そのうち東端に位置する川西の西方のものは 他のものより上位の層準を示すフズリナを含み， 下部二畳系の最上部に属することは明らかである。 なお Misellina, Nagatoella は鈴鹿山脈の脊梁部をなす本層中には見出されなかった。
霊仙山石灰岩層はフズリナによる分帯が確立されてはいないが， 一般傾向として Pseudoschwagerina および Triticites を伴う下位層準と それらを伴わない上位層準に分けられる。 両者は 霊仙山～鍋尻山間の石灰岩主岩体において 大略 東西方向の帯状をなして南北方向に交互に反復する（第 6 図）。 このことより， 主岩体は南北に緩く波打った波曲構造を示すものと推察される。 この主岩体をとりまくレンズ状， 層状の岩体についても上述の傾向がうかがえるが明らかでない。 本石灰岩層は下部二畳系中の上部に属する。 本石灰岩層の厚さは約 500 m である。
本層群は鈴鹿山脈の西部に分布し， 下部の道ヶ谷層と上部の米原層に分けられ， 化石を含まない。
本層は御池嶽 [ ← 御池岳 ? ] の西側を北から南へ流れる御池川（ [ 本図幅地域の西隣・南西隣・南隣の図幅地域を流れる ] 愛知 川の支流）の上流に模式的に露出する。 主として層理の発達した黒色粘板岩 [ MI ] からなり， チャート [ ch ] の厚さ数 m 内外のレンズまたは薄層を挾む。 粘板岩とチャートは互層することはまれである。 チャートは一般に灰白色または灰黒色で， まれに赤色を呈する。 下部では局部的に粘板岩が珪質になり， まれに径 1～2 cm のチャート礫および厚さ 2～3 m の砂岩レンズを含む。 上部は下部に比べ砂岩 [ MI ] に富み， 厚さ 2～3 m の薄層またはレンズ状砂岩を含む。 [ 大君ヶ畑の南西方 5 km の ] 樋田 付近では 径 10 cm ほどの凝灰質砂岩礫および本層の堆積時に堆積したと思われる凝灰岩を含み， 粘板岩の一部には凝灰質のところも見られる。
したがって， 本層の上部は石灰岩 [ ls ] と塩基性火山岩 [ R ] からなる霊仙山石灰岩層と本層の下部との中間の岩相を示し， 霊仙山石灰岩層への漸移帯と考えられる。 本層からは化石を産しないため地質時代は明らかでない。 しかし， 本層の上部は前述したように岩相的に霊仙山石灰岩層への漸移帯と考えられるので， 本層の地質時代は霊仙山石灰岩層のそれに相当すると思われる。 したがって， 本層はおそらく下部二畳系の上部に相当する地層と考えられる。 本図幅地域内で算出される本層の厚さは約 2,500 m である。
[ 鍋尻山の東南東方 2.5 km の ] 五僧の東方にある小地塊は後述の幾里谷層群 [ 主に IK と sl ] の中に断層で挾まれた地塊で， 珪質粘板岩を主とし， 砂岩に乏しい地層である [ ← 幾里谷層群の IK は砂岩層 ] 。 砂岩と粘板岩はそれぞれ数 cm の厚さで細かく互層する場合もあるが， 砂岩だけで厚さ 2～3 m の小レンズをなす場合もある。 しかし， いずれもまれである。 [ 彦根層群 道ヶ谷層と幾里谷層群のどちらにも含まれる ] チャート [ ch ] は粘板岩とそれぞれ数 cm 以下の厚さで細かく互層することは少なく， むしろ厚さ数 m 以下のレンズまたは薄層をなす場合が多い。 本地塊の岩相は 後述する幾里谷層群の最上部に位置する粘板岩 [ sl ] とはチャートを含む点が異なり， むしろ道ヶ谷層の下部に似ている。 この意味で 本地塊 [ = 五僧の東方にある小地塊 ] を道ヶ谷層に含めた。
五僧の南方の地塊は半窓をなして露出し， 主として粘板岩 [ MI ] からなり， チャート [ ch ] を挾み， 砂岩に乏しい。 粘板岩と砂岩はそれぞれ数 cm 以下の細かい互層をなす場合もあるが， 厚さ数 cm 以下のレンズまたは薄層で挾まれるものが多い。 粘板岩は部分的に凝灰質のところも見られる。 このように [ 五僧の南方の地塊は ] 凝灰質の粘板岩を含む点は道ヶ谷層の上部に似ているが， 砂岩に乏しい点が道ヶ谷層の上部とやや岩相が異なるといえよう。
米原層は [ 図幅地域西部の ] 彦根市の東方に分布し， 鈴鹿山脈の西縁部に見られる低い山地を形成している。
本層は滝本（1930）により西部秩父系と呼ばれ， 粘板岩 [ MH ] ・チャート [ ch ] を主とする。 粘板岩とチャートはそれぞれが厚さ数 m 以下で細かく互層する場合と， それぞれが単独で数 m 以上の層厚をなす場合とがあるが， 一般に後者の場合が多い。 チャートはまれに赤色， 淡緑色を呈する。 本層の下部と中部には単独で層厚数 100 m 以上に達する厚層のチャートがあり， 数 cm 以下の間隔で細い層理を示し， 多くの場合 厚さ数 mm ほどの粘板岩の薄層を挾み， 複雑な小褶曲を繰り返している。 粘板岩は珪質粘板岩さらにチャートに移化することもまれでなく， 粘板岩の一部は千枚岩質になっていることもある。 砂岩 [ MH ] は粘板岩とそれぞれ厚さ 10 cm 以下で細かい互層をなす場合が多いが， まれに厚さ 2～3 m のレンズで粘板岩中に含まれる。
[ 彦根城址の東北東方 1.5 km の ] 佐和山および琵琶湖畔 [ ← 彦根城址を含む ] に分布する地層は数 100 m 以上の層厚をなすチャート [ ch ] を含むので， おそらく本層の中部に相当するものと思われる。 本層は道ヶ谷層を整合に覆うので， おそらく下部二畳系最 上部～中部 二畳系 下部に相当する地層と考えられる。 本層の厚さはおよそ 4,000 m である。
彦根層群は小断層， 小褶曲により複雑な地質構造を示している。 本層群の一般走向は東西または東北東 - 西南西を示し， 下部の道ヶ谷層は傾斜 70°北で， 見掛上は北に急傾斜する同斜構造を示している。 しかし， 図幅地域南部の 萱原 では上部の米原層のチャートが見掛上 下位にくるので， 本層群の下部は大局的に北に急斜する等斜褶曲（転倒背斜）をなすものと考えられる。 上部の米原層は小断層と小褶曲により下部の道ヶ谷層より複雑な構造を示す。 しかし， 米原層の下部（ [ 多賀町 ] 栗栖 [ ← 鍋尻山の西方 4 km ] 付近）と中部（笹尾 [ ← 来栖の北西方 2.5 km ] 付近）に分布する数 100 m の層厚をなすチャートを鍵層として考察すると， 大局的には向斜構造が考えられる（第 8 図）。 佐和山および琵琶湖畔に分布する米原層の一般走向は東西または東北東 - 西南西で， 70°北に傾斜する同斜構造を示しているが， 厚層のチャートを鍵層として見れば 上述の向斜構造の南翼に属するものと思われる。 したがって， 鈴鹿山脈西縁部の米原層と佐和山のものとは， 南北断層 [ ← 地質図上に破線で示されている ? ] により， 断層の西側（佐和山側）が北に転位したと推定される。
本層群は本図幅地域の東部に位置する養老山地の西縁部に分布する。 本層群の大部分は東隣りの「津島」図幅地域内に分布し， 本図幅地域内では分布が狭い。 本層群の一部は [ 図幅地域北東隅付近の ] 萩原 と 殿垣戸 [ ← 殿垣外 ? ] の間で北東 - 南西系の断層 [ ← 一志 断層 ? ] により幾里谷層群 [ 主に IK ] と接する。
牧田川層群は複雑な断層網によって切られ多くの地塊にわけられ， 各地塊ごとに構造を異にし， 錯綜している。 そのために本層群の全体の層序は明らかでない。 しかし， 牧田川沿いの東山 [ ← 一之瀬 の南東方 1 km ] の北方から 前ヶ瀬 付近まで分布する地塊は岩相から２層にわけられ整合に重なっているので， 本層群の代表的なもの [ ← 牧田川層群の一之瀬層の IC と ICc ] として取り扱った。 本層群は 粘板岩・チャートを主とする一之瀬層と それを整合に覆う砂岩を主とする前ヶ瀬層にわけられ， 化石を含まない。
本層は牧田川沿いの川東 [ 位置不明 ] （一之瀬）から東山にかけての 多良峡 に模式的に露出する。
本層は粘板岩 [ IC ] とチャート [ ICc ] からなり， 一般に粘板岩はチャートに比べ優勢である。 粘板岩とチャートはそれぞれ厚さ数 cm 以下で細かく互層する場合もあるが， それぞれ単独で 10 m 以上の層厚をなす場合の方が多い。 粘板岩は一般に黒色で層理がよく発達し， まれに数 m の厚さの細粒砂岩レンズ [ ss ? ] およびチャートレンズを挾む。 部分的であるが粘板岩は珪質になっていることもある。 チャートは一般に灰白色または灰黒色まれに赤色で， 数 cm 以下の間隔で細かい層理を示し， 複雑な小褶曲を繰り返している。
本層の岩相は粘板岩・チャートからなり， しかもそれぞれが単独で 10 m 以上の層厚をなす場合が， 細かく互層する場合よりも多い点， 前述の米原層の岩相 [ MH と ch ] に似ている。 したがって， 本層は岩相から米原層と対比しうるので中部二畳系 下部に相当する地層と思われる。
本層は牧田川沿いの前ヶ瀬付近に模式的に露出する。 本層は前述の一之瀬層を整合に覆い， 主として無層理塊状の中粒砂岩 [ MS ] からなり， 粘板岩 [ sl ] およびまれにチャート [ ch ] を挾む。 砂岩は一般に中粒のものが多いが細粒質に漸移するものもまれでない。 粗粒砂岩はごくまれである。 砂岩には粘板岩の径 3 mm 内外のパッチを含むものが多い。 砂岩と粘板岩はそれぞれが数 10 cm 以下の細かい互層をなすこともあるが， むしろ粘板岩は砂岩中に 10 m 以上の層厚をなして挾まれることが多い。 粘板岩は一般に黒色で比較的層理が発達し， 部分的に珪質粘板岩になっている。 粘板岩の一部には局部的で小規模であるがフローキャストを示すものもある。
本層は中部二畳系 下部に相当すると思われる一之瀬層を整合に覆うこと， また， 岩相が無層理塊状の砂岩が主である点で 後述の中部二畳系の幾里谷層群の下部の岩相 [ IK ? ] に似ていることから， 本層はおそらく中部二畳系 中部に相当する地層と考えられる。
牧田川層群は本図幅地域内での分布が狭く， 断層で切られて地塊化しているので， その全体の地質構造の詳細を明らかにすることは困難である。 しかし， チャートおよび粘板岩を鍵層としてみれば大局的にその構造が解明される。
[ 図幅地域北東端から南方 1.5 km の ] 和田付近では上部の前ヶ瀬層 [ MS and sl ] の走向は西北西 - 東南東ないし東西で， 傾斜は 70°北， [ その南南西方 3 km の ] 多良峡付近では下部の一之瀬層 [ IC and ICc ] は走向が北東 - 南西， 傾斜が 40～70°北， [ その南東方の ] 下多良付近では北より南へ下部の一之瀬層 [ ICc ] と上部の前ヶ瀬層 [ MS ] の順に配列し， 走向が北西 - 南東， 傾斜が 50～60°南を示し， 多良峡一帯に分布している下部の一之瀬層を取り囲むように上部の前ヶ瀬層が分布している。 すなわち， 半ドーム状の構造が考えられる。 この半ドーム状構造の南は見掛け上南に傾斜する同斜構造を示すが， 上部の前ヶ瀬層の粘板岩中に見られるフローキャストは逆転しており， さらに前ヶ瀬層の南に分布する下部の一之瀬層が前者の上に南から衝上している。 このことから， この同斜構造は見掛上のものであって， 実は等斜褶曲（転倒向斜）を意味するものである。 上述の衝上は過褶曲により南翼の一部 [ = 一之瀬層 ? ] がずり上ったものであると考えられる（第 9 図）。 この衝上地塊の南部は 北東 - 南西方向の断層 [ ← 北西 - 南東方向の断層 ? ] により上部の前ヶ瀬層が反復する。
本層群は滝本（1930）により東部秩父系と呼ばれたもので， 主として鈴鹿山脈の東部に分布し， [ 霊仙山の東南東方 5 km の ] 幾里谷に模式的に露出する。 本層群の大部分は無層理塊状の砂岩からなり， 一般に下部は中粒砂岩に富み， 層序的に上位ほど細粒砂岩が優勢になる。 局部的には石灰質砂岩のところもある。 上部の細粒砂岩の一部はシルト岩に移化し， 最上部は粘板岩になっている。 砂岩には粘板岩のパッチを含むものがあり， 比較的下部に多い. 本層群は最上部を除いて厚さ 10 m ほどのチャート [ ch ] と粘板岩 [ sl ] を挾む。 チャートは一般に灰白色または灰黒色を呈するが， まれに淡緑色および赤色を呈する。 チャートに伴う黒色粘板岩は珪質粘板岩にしばしば移化する。 上部では砂岩と粘板岩はそれぞれ厚さ数 cm 以下で細く互層する場合が多いが， 下部ではまれである。
本層群の下部には見掛上およそ 400 m の厚さのチャート層があり， その中におよそ厚さ 10 m と 5 m の苦灰質石灰岩レンズ [ ls ] を挾む。 そのうちの上位の厚さ 10 m のものは保存は良くないが， 次のような二畳紀 中期を示すフズリナを含む。
それらのうちとくに Neoschwagerina craticulifera が圧倒的に多い（宮村， 1969）。
本層群の最上部は黒色粘板岩を主とし， 砂岩はきわめて乏しく， 厚さ数 m 以下の砂岩レンズまたは薄層がまれに含まれるに過ぎない。 また， 一部に厚さ数 m 以下の薄層またはレンズ状のチャートを含むが， きわめてまれである。
本層群の苦灰質石灰岩レンズは二畳紀 中期のフズリナを含むので， 本層群は中部二畳系 中・上部に属する。 本図幅地域内で算出される本層群の厚さはおよそ 7,000 m である。
本層群は断層によって切られ， 構造が複雑化しているが， 砂岩層中に挾まれる粘板岩およびチャートを鍵層として地質構造の大要を知ることが出来る。
本層群は [ 鍋尻山の東方 5 km の ] 時山の東方を走る北北西 - 南南東方向の時山断層によって大きく２つの地塊に分けられる。 この断層の西側の地塊は小褶曲を示すが， 大局的には一般走向が北東 - 南西， 傾斜が 30～50°南の南に傾斜する同斜構造を示し， 南ほど上位の層準になる。 一方， この断層の東側の地塊の北部では一般走向が北東 - 南西， 傾斜が 60°北で北ほど上位層準になり， 南部では一般走向が北西 - 南東で， 傾斜が 20～60°南で南ほど上位層準になる。 この両者はそれぞれ北傾斜と南傾斜の同斜構造を示している。 次に岩相から見ると， [ 霊仙山の東方 5 km の ] 岩須の西の幾里谷の中流付近は中粒砂岩が分布し， その北方の地層は北ほど， 南方の地層は南ほどそれぞれ細粒砂岩に富む。 このことから地質構造を推定すると， 岩須の西の幾里谷の中流域付近において褶曲軸が西にプランジした背斜構造が考えられる。 しかし， 北傾斜する地層の下部に見られる 苦灰質石灰岩を含む厚層のチャートに相当するものが南に傾斜する地層には見られないなど， 必ずしも岩相の分布が一致しないので背斜構造は考え難く， むしろ背斜軸に沿う東西方向の断層で両者は接しているものと推定する。 この断層により南傾斜する地層は南側に落ちたものと考えられる（第 11 図)。 [ 鍋尻山の東南東方 7 km の ] 烏帽子 岳の東南において 北東 - 南西方向に走る断層により反復露出する本層群の上部 [ IK and ch and sl ] は [ ほぼ南北に走る ] 時山断層により２つの地塊にわかれる。 この断層の西側の地塊は褶曲による地層の反復を示すのに対し， 東側のものは 最上部の粘板岩層と下位の砂岩層が東西系の走向断層により接しているらしい [ 意味不明 ] 。
本図幅地域の中央部を南北に占める衝上地塊を鈴鹿衝上地塊と名付ける。 本衝上地塊は非石灰岩相 [ = 彦根層群・牧田川層群・幾里谷層群 ] の走向東西系を切るように分布し， 非石灰岩相の彦根層群と岩相的に漸移関係を示している。 これらの事実は鈴鹿衝上地塊が原地性であり， 非石灰相とほぼ同時に， そしておそらく後期古生代の地向斜中に 南北方向に延びる海底火山の上に堆積したことを示すものと思われる（MIYAMURA， 1973）。
次に鈴鹿衝上地塊をなす石灰岩相 [ = 北鈴鹿層群 ] と下盤の非石灰岩相 [ = 彦根層群・牧田川層群・幾里谷層群 ] の関係を地域別に述べる。
1) 本図幅地域の北部から中部付近では， 石灰岩相の霊仙山石灰岩層の下方に非石灰岩相の米原層が分布し， 一般走向は東北東 - 西南西または東西で， 西坂 [ ← 図幅地域北部の 能登瀬 の南方 1.5 km ] の付近で霊仙山石灰岩層と北北東 - 南南西方向の正断層で接し， [ その南方の ] 善谷 - 仏生寺 - 下水谷 間では標高 300 m 付近で低角度の仏生寺衝上で接している。
2) 本図幅地域南部の樋田から鈴ヶ嶽 [ ← 鈴ヶ岳 ? ] の西斜面では石灰岩相の霊仙山石灰岩層の下位に非石灰岩相の道ヶ谷層が分布し， 一般走向は東北東 - 西南西または東西を示し， 両者は比較的地形に支配された屈曲線を描く低角度の仏生寺衝上により接している。 一方， 鈴ヶ嶽の南方の御池嶽 [ ← 御池岳 ? ] の西斜面では北西 - 南東方向， 80°南に傾斜する御池断層により山頂の霊仙山石灰岩層と中腹の道ヶ谷層が接している。 この断層により西側が相対的に沈下したものと思われる。
1) 本図幅地域北部の 梓河内 付近では 霊仙山石灰岩層は非石灰岩相の幾里谷層群と北西 - 南東方向の正断層で接し， さらに南では 河内東 [ 読み方不明 ; かわちひがし ? ] 谷の谷沿いに両者は低角度の霊仙山衝上で接している。 この谷沿いでは 霊仙山石灰岩層の塩基性火山岩が幾里谷層群の砂岩層の上におよそ 20～40°の低角度で衝上し， その境はそれほど擾乱されておらず， 断層角礫も見られない（第 13 図）。 この衝上面は波打ちながら谷沿いに南へ走り時山断層に切られ， さらに東西方向の正断層により霊仙山の東方で西に転移している。
2) 本図幅地域中部の霊仙山の東方から [ その南方 4.5 km の ] 五僧の間では霊仙山石灰岩層の下方に非石灰岩相の幾里谷層群が分布し， 一般走向は北東 - 南西を示し， 両者は 60°前後の高角度の霊仙山衝上で接している。 この衝上が五僧の北方 [ 3.5 km ] の白谷をわたるところでは， 霊仙山石灰岩層の石灰岩が幾里谷層群のチャート層と 60°の高角度衝上で接し， その境はそれほど擾乱されておらず断層角礫も見られない（第 14 図）。
3) 本図幅地域南部の五僧～烏帽子嶽 [ ← 烏帽子岳 ? ] ～鞍掛峠 [ ← 大君ヶ畑の東南東方 4 km ] の間では 石灰岩相（北鈴鹿層群）の大君ヶ畑層 （チャート）の下方に 非石灰岩相の道ヶ谷層と幾里谷層群が分布し， 一般走向は東西と西北西 - 東南東とをそれぞれ示し， 稜線の北斜面および東斜面沿いに霊仙山衝上で大君ヶ畑層と接している。 この地域では霊仙山衝上は地形に支配されて屈曲した衝上線を描く低角度衝上を示す。 この衝上線近くの大君ヶ畑層のチャートは著しく破砕され， 層厚も薄くなり， 下盤の幾里谷層群の砂岩層が烏帽子獄および三国嶽 [ ← 三国岳 ? ; 高室山の東方 5.5 km ] 付近に窓として露出している。
4) 鞍掛 [ ← 鞍掛峠 ? ] の東方から篠立 [ ← 御池岳の北東方 4.5 km ] の間では 霊仙山石灰岩層と幾里谷層群の粘板岩層とが 両地点を東西に結ぶ山地の南斜面において標高 500 m 付近にて境し， その境界は 500 m の等高線沿いに屈曲した線を示している。 境界付近は余り擾乱されておらず， 断層角礫も見られない。 この境より上方に幾里谷層群， 下方に霊仙山石灰岩層が分布しているが， 不整合とは考え難く， 南方の御池嶽に分布する鈴鹿衝上地塊の末端が 高角度で幾里谷層群の上に衝上したものと考えられる。
本図幅地域に見られる衝上は霊仙山石灰岩層だけが衝上したものではなく， その下位の大君ヶ畑層（チャート層）もともに衝上しており， 南部を除き大君ヶ畑層は構造的に衝上地塊から取り残されたものと考えられる（MIYAMURA， 1973）． 南部に見られる鈴鹿衝上地塊の異常構造は， 本来は大君ヶ畑層の上に整合にのっていた霊仙山石灰岩層が， 衝上運動に伴って大君ヶ畑層の上を滑動して dêcollement 様の異常接触（第 15 図）をなしたもので， superficial wedge を示すものである（MIYAMURA， 1973）。
本図幅地域北部において 鈴鹿衝上地塊の東側に分布するクリッペのうち 最も東方に位置するものは他の２つよりも上位層準を示し， 霊仙山石灰岩層の最上部を示すことは前述したが， この最上部は鈴鹿山脈の脊梁部をなす同石灰岩層には見当たらない。 また， クリッペをなすものには Triticites, Pseudoschwagerina が伴っていない。 このことは 鈴鹿衝上地塊の上位層準のものほど 下位層準のものより遠くへ移動したことを示すものであろう。 その移動距離は最も東端のクリッペを対象に考えると約 7 km と推定され， クリッペは superficial nappe の残留物と考えられる（MIYAMURA， 1973）。
鈴鹿衝上地塊の衝上の時代は 中生層が欠如しているため直接知ることはできないが， 白亜紀後期の湖東流紋岩類が本衝上地塊中に貫入しているので， 白亜紀後期以前の中生代であることは明らかである。
湖東流紋岩類は本図幅地域の南西部に分布し， さらに南方につづく。
湖東流紋岩類は火山岩とそれに随伴する貫入岩とからなる。 火山岩はすべて流紋岩質の火山砕屑岩で溶岩はみつかっていない。 貫入岩は石英斑岩と花崗斑岩とにわけられる。 第 3 表に本図幅地域周辺の層序区分を示す。
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犬上花崗岩（I）
八尾山火砕岩層（Yls および Y） |
| 深谷層 |
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秦荘石英斑岩（H）
萱原熔結凝灰岩層（Ki） |
火山岩は不整合をはさんで上下に大別され， 下位から 萱原 溶結凝灰岩層， 八尾山 火砕岩層とよぶ。 前者は淡灰色・粗粒できわめて緻密なすべて強溶結の凝灰岩であるのに対し， 後者はこれとは対照的に暗灰色・細粒で， 一部に溶結凝灰岩も含むが， 非溶結の凝灰岩， 軽石凝灰岩， 火山角礫岩などの火砕岩で， よりもろい岩相をもつことが特徴的である。
上記の不整合面の上にごくうすく泥岩層が発達し， これを 深谷 層 [ 以下の [注] 参照 ] とよぶ。 ただし， この層の発達は局部的で， 本図幅地域にはみられない。
貫入岩は火山岩との関係から新旧２つの岩体にわけられ， また岩質も若干異なる。 古い方から 秦荘 石英斑岩， 犬上 花崗斑岩とよぶ。 前者は全体に灰緑色ないし暗緑色なのに対し， 後者は灰白色系統を呈する。
なお， 以上の地層・岩体の名称は従来の仮称を今回改めたものがほとんどである。 例えば萱原溶結凝灰岩層は三村（1971， 1975）の Koto 1 に， 同じく八尾山火砕岩層下部・上部層はそれぞれ Koto 2・Koto 3 に相当する。
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萱原溶結凝灰岩層は萱原の西方の 深谷 沿いに模式的に発達し， 多賀の南方から萱原の西方にかけての主岩体と 四手 [ ← 高室山の西方 4 km ] から大杉 [ ← 高室山の南南東方 3.5 km ] の東方にかけての東岩体の２地域に大きくわかれて分布する。
東岩体は北西 - 南東方向に細長く分布し， 古生層を直接 不整合におおう。 [ 大杉の北西方 1 km の ] 霜ガ原 の東方の林道沿いにその露頭が観察される。
主岩体はその東縁で古生層と北西 - 南東方向の断層で接する。 ただし， 主岩体中にも萱原の西方 1 km の地点で小規模な古生層 [ 霊仙山石英岩相（R）? ] の分布がみられるが， これはおそらく不整合で古生層の表面の侵食による地形的な起伏を反映するものと思われる。
本層は灰緑色 強溶結の火砕流堆積物（溶結凝灰岩）からなり， 強く扁平化したより暗色の本質レンズ（最大長径 25 cm 程度）を野外で識別できる （巻末図版の Plate Ⅰ-1）。 石英・斜長石・カリ長石， 少量の角閃石・黒雲母・鉄鉱， まれにしそ輝石・かんらん石を斑晶として含む（第 4 表の試料 1 と 2 ; 斑晶量 30～40 %）。 これらの斑晶は径 1～3 mm 程度で， たいてい破片状になっている。 斑晶は多かれ少なかれ変質をうけて方解石， 絹雲母などが生じており， 原鉱物の同定の困難な場合が多い。 本質レンズや基質のガラスは著しい脱ガラス化作用をうけ， 鏡下で溶結凝灰岩本来の構造がはなはだ認定しにくくなっていることが多い [ 以下の [注] 参照 ] 。
本岩の走向・傾斜は一定しないが， 模式的に発達する深谷沿いでは東西性・北おち 25～45°で， 南側程下位がでてくることから判断して， 上下に岩相変化（主として斑晶量の変化 ; 第 4 表の試料 1 と 2 の場合には [ 100 - 「石基または基質の量比」が ] 下部 [ ← 試料 1 ? ] で約 40 %， 上部 [ ← 試料 2 ? ] で約 30 % ; 第 5 表の化学組成では [ 試料 1 と 2 の ] SiO2 が各々 70 %， 74 %）が認められる。
本岩の層厚はみられる限りは深谷沿いで最も厚く 350 m に達する。
秦荘石英斑岩は [ 図幅地域南東隅から東北東方に 3～3.5 km の ] 西明寺付近および 斧磨 の東方の山稜に分布し， さらに南方へつづく。
本岩体は八尾山火砕岩層 [ Y ] によって不整合におおわれる。 一方， 萱原溶結凝灰岩層 [ Ki ] とは見られる限り断層で接し， 前後関係を本図幅地域内で確認することはできないが， 南方の [ 御在所図幅地域内の ] 宇曽 川の左岸では本岩は萱原溶結凝灰岩層に対し弱い熱変成を与え， その基質に再結晶作用による少量の黒雲母を生じさせている。
岩相は灰緑色ないし暗灰緑色で， 緻密な石基（径 0.2～0.3 mm の粒状の石英・カリ長石・斜長石）をもち， 斑晶として径 1～12 mm 程度の斜長石・石英・カリ長石・角閃石， まれに鉄鉱・黒雲母・輝石（?）を含む（第 5 表の試料 3 の SiO2 量は 70 %）。 当図幅地域内では岩相変化に乏しいが， かなり変質が著しく， 方解石・絹雲母などが生じている。
八尾山火砕岩層は [ 図幅地域南端の ] 八尾山を含めてその周囲に模式的に発達し， 層厚はみられる限りで 320 m あまりで， 萱原溶結凝灰岩層 [ Ki ] および秦荘石英斑岩 [ H ] を不整合におおう。 他に [ 八尾山の北北西方 2 km の ] 尺仏 の北方， [ 尺仏の西北西方 1.5 km の ] 楢崎の南方および [ 鍋尻山の西北西方 3 km の ] 甲頭倉 に小分布がみられる。
岩相上から大きく上部層・下部層にわけられ， 最下部には角礫岩層を伴うが， 各層相互の間に大きな時間間隙はないと推定される。
最下部の角礫岩層 [ Yls ] : 岩相は少量の優黒色の基質中に最大径 4 m に達する大小の角礫ないし亜角礫を含み， きわめて淘汰が悪い。 礫は萱原溶結凝灰岩層および古生層起源と思われる頁岩・チャート・砂岩， まれに秦荘石英斑岩に酷似した石英斑岩である。 またときに深谷層と思われる暗灰色泥岩の偽礫を多量に含む。 基質は上記の岩石の細片であるが部分的にかなりの量の火山ガラス片を含む。
露頭は断片的で連続性に乏しいが， この層の推定される分布は， 起伏に富む不整合面をおおって， 八尾山火砕岩層の分布地域のほとんどを占めている。 例えば八尾山の北北東 1 km の八尾林道沿いの切り割り（第 16 図）では， 萱原溶結凝灰岩層を不整合におおうのが観察される。 層厚は 0～15 m と変化し， 本層堆積時の起伏を反映したものとみられ， 凸地ではごく薄く， あるいは欠けてしまう傾向が認められる。
下部層 [ Y ] : 厚さ 3～5 m の溶結凝灰岩層と厚さ 1～2 m の成層した凝灰岩との互層からなり， みられる限りでは厚さ 90 m に達する。 この溶結凝灰岩と凝灰岩とのサイクルは少なくとも 5 回は認められる。
溶結凝灰岩は暗灰色で長径 3 cm 程度の本質レンズを含む。 溶結の程度は萱原溶結凝灰岩層ほど強くはない（巻末図版の Plate Ⅱ-１）。 斑晶は細粒（径 0.5～1.0 mm 程度）で， ほとんど破片化した石英・カリ長石・斜長石と 少量の角閃石・黒雲母からなる（斑晶量は約 40～50 %）。 基質および本質レンズの脱ガラス化は進んでいるが， 萱原溶結凝灰岩層ほどいちじるしくはない。 石質岩片として径 1 cm 程度の頁岩・チャートを含む。 この層中から炭化木片が時に見出される（MAURY et al.， 1973）。
成層した凝灰岩はいずれも非溶結で， 分級よく， 比較的粗粒な下部， より細粒な上部および クロス・ラミナを伴う細かな互層を示すうすい最上部からなる（第 17 図）。
上層部 [ Y ] : 灰緑色 均質の軽石凝灰岩（非溶結）で， 下部層と鉱物組成や斑晶粒度の点では大差はないが， 大型（最大 20 cm）の軽石塊を多量に含み， 石質岩片（頁岩・チャート）もより多くかつ大きく， 最大径 80 cm におよぶ。 層厚は八尾山山頂まで 220 m に達する.
北方の 甲頭倉 では古生層を南北に貫いて幅 4 m 程度の２本の軽石凝灰岩の岩脈がみられるが， その岩相はこの上部層に酷似している。
なお， 以上のべた下部・上部層中には， しばしば最下部の角礫岩層に類似した優黒色の角礫岩が 不規則な岩脈状をなして「貫入」していることがあり（第 18 図）， 八尾山火砕岩層の最下部層に由来する一種の砕屑岩脈と思われる。
犬上花崗斑岩は [ 図幅地域南西部の ] 犬上川沿いの岩脈として [ 萱原の南方 500 m の図幅地域南端にある ] 犬上ダムの左岸， 深谷， 萱原， 仏ヶ後 ， 藤瀬林道 [ ← 藤瀬は萱原の西北西方 2.5 km ] ， [ 藤瀬の北西方 0.5 km の ] 尺仏 の南， [ 尺仏の北北西方 2 km の ] 正楽寺の北などに分布し， 北西 - 南東と東北東 - 西南西の２つの方向性が認められる。 これらのうち最大規模のものは [ 高室山の西方 4 km の ] 四手 から [ 高室山の南南東方 3.5 km の ] 大杉の東南にかけての北西 - 南東方向の岩脈で幅 500 m・延長 7 km に達する。
本図幅地域内では古生層， 萱原溶結凝灰岩層 [ Ki ] を貫くが， 八尾山火砕岩層 [ Y ] との直接の関係は認められない。 八尾山の南方の深谷の上流と宇曽川の上流では， それぞれ八尾山火砕岩層および秦荘石英斑岩 [ I ] を貫いている。
上記のほかに， 本岩の類似岩が多数の岩脈として本図幅地域南半部の古生層分布地域一帯に産出するが， これらについては湖東流紋岩類との関係は不明である。 地質図では便宜上一括して示した。
岩相は灰白色の石基に
斑晶として径 0.5～10 mm 程度の石英・斜長石・カリ長石，
少量の角閃石・黒雲母・褐廉石・鉄鉱を含む
（第 5 表の試料 4 と 5 の SiO2 量は 72 と 74 %）。
秦荘石英斑岩
[
H
]
とは対照的に中心相から周辺相にかけての岩相変化が明瞭である（巻末図版の
Plate Ⅱ-1
[
← Plate Ⅱ-2
]
）。
すなわち，
微文象組織を示す石基をもち，
斑晶量の多い（約 60 %）中心相から隠微晶質の石基をもち，
斑晶量の少ない（10 % 以下）周辺相まで顕著な変化が認められる。
多かれ少なかれ変質をうけており，
方解石・絹雲母などを生じている。
玢岩は古生層および萱原溶結凝灰岩層中に小規模な岩脈として貫入している。 湖東流紋岩類とは岩質が全く異なることから， ここでは一応別のものとしてあげておく。
八尾山の東方の萱原溶結凝灰岩層中に貫入する玢岩は 完晶質の石基に斜長石・普通輝石・斜方輝石（?）， 若干の石英を斑晶とする閃緑玢岩で， 全体として変質しており， 方解石・緑泥石などを生じている。
本図幅地域中に分布する新生界は次のように区分される。
|
絶対年代
(m.y.） |
地質
年代 | 西部地域 | 東部地域 | ||||||||||
| 層群 | 塁層 |
主な
火山灰 | 岩相 | 化石 | 層群 | 塁層 |
主な
火山灰 | 岩相 | 化石 | ||||
| … | |||||||||||||
| |||||||||||||||||||
本図幅地域内に分布する鮮新～更新統のうち 鈴鹿山脈より東方に分布するのは奄芸層群の一部であって， その分布面積は約 40 km2 であり， それは奄芸層群の全地表露出地域（約 700 km2）の約 0.6 % にあたる。 層位的には奄芸層群の上半部にあたり， 約 130～300 万年前の堆積物である。 本図幅地域では主として鈴鹿山脈と養老山地の間の地溝状低地に東西約 4 km， 南北約 16 km にわたって帯状に分布している。 また， 養老山地の西斜面にも奄芸層群の礫層が散点している。
本図幅地域中の奄芸層群は下位から岩相によって 市ノ原・大泉・ 米野 の３累層に大別される。
市ノ原 累層 [ O ] : 奄芸層群全体としては中部ないし上部層であるが， 本図幅地域中では養老山地の古期岩類上に直接不整合にのっている。 分布は， 養老山地にそって帯状に露出し， また養老山地にも点在する。
模式地は [ 本図幅の南東隣の桑名図幅地域内の ] 三重県 員弁 郡 戸上 川の上流であるが， 本図幅地域内では藤原町 清司原 [ ← 図幅地域東端・南端から 6 km 弱 ] 付近で本層の好露出をみることができる（第 20 図および [ 後述する「VI.1.6 奄芸層群の地質構造」の項で示している ] 第 28 図）。 清司原の東方約 700 m の林道の道路沿い [ ← 本図幅の東隣の津島図幅地域内 ? ] では， 古生層の基盤上に青色シルト， 炭質シルト， 泥炭， 細粒砂層などの比較的細粒物質がのり， その上位に厚さ 3 m 以上の泥層がくるのがみられる。 清司原の北方（地点番号 A.35）では， こうした細粒部が厚さ約 25 m ほどあり， その上位は よく円磨された中礫ないし大礫を主体とする厚さ約 10 m の礫層となる。
このように， 市ノ原累層は主として礫層と粘土層の互層からなり， 砂層を若干はさむ地層であるが， 水平に層相は変化し， 単層の厚さは非常に膨縮する。 一般に礫層が多く約 2～5 m であり， 粘土層は厚さ 1 m 前後のものが多く， まれに厚さ 4 m に達するものがある。 礫層中の礫は中ないし大礫がほとんどで， 円礫あるいは亜角礫であり， 礫種は砂岩が約 60 % で最も多く， 他は頁岩・チャートなどである。 粘土層は一般に青色 塊状であり， 砂は褐色の中・粗粒砂が多い。 本図幅地域中では本累層の最大層厚が約 50～70 m であるが， 東方の模式地付近では 100 m をこす。 本地域では粘土と礫が多く， 東方へ砂が多くなる。 本累層からは Metasequoia disticha, Glyptostrobus pensilis, Quercus serrata, Q. cripopullus, Juglan cinerea, Alnus tinoctoria などの植物化石が報告されている（松井， 1942）。
大泉 累層 [ O ] : 模式地は [ 本図幅の南東隣の桑名図幅地域内の ] 三重県 員弁郡 大泉地域の笠田新田 西の谷および笠田新田付近であるが， 本図幅地域内では相場川 [ ← 図幅地域東端・南端から 3 km ] の東の支流および牧田川の西の支流やスシロ谷 [ ← 烏帽子岳の東北東方 4 km ] などで好露出をみることができる。 単層の厚さ， 組成などは水平に変化するが， 主な露出地点のものについてみると次の通りである。
|
このように，
大泉累層は主として青緑色あるいは灰白色の塊状粘土層からなり，
礫層，
砂層をはさむ地層である。
本図幅地域内では最大層厚が約 300 m であるが，
水平に層相が変化する。
一般には北部ほど礫層が多く，
南部ほど砂層および粘土層が多い（
第 7 表
[
← 第 8 表
]
）。
しかし，
全体の層厚はほとんど変化なく，
本累層の上部から Stegodon akashiensis
[
アカシ象
]
が米野の南方で３ヵ所から産出している（第 22 図）。
また，
Juglaus cinerea,
Metasequoia disticha などの植物化石が同地点から報告されている（角田ほか，
1958）。
下山
[
← 前ヶ瀬の南方 2.5 km
]
～上多良
[
← 前ヶ瀬の西方 1.5 km
]
間の養老山地の基盤沿いでは厚さ 10～50 cm の亜炭層が 10 数層みられ，
このなかから針葉樹の葉（Metasequoia disticha など）が多産する。
米野 累層 [ K ] : 模式地は [ 図幅地域の東端・南端から 4 km 強の ] 三重県 員弁郡 藤原町 米野の西方の相場川岸の大きな崖である。
本図幅地域中の奄芸層群の最上位層であるとともに， 奄芸層群全体としても最上位層であり， 厚さは 300 m をこす。 主として大ないし中礫層からなり， 粘土層をほとんどはさまないので層理は不明瞭である。 淘汰が悪く礫がぎっしりつまっていて， マトリックスは粗粒砂であるが， 量が非常に少ない。 下部は細ないし中礫で， 上部は大ないし巨礫である。 同一層準では西方ほど礫が大きく， また， 礫層中にはさまれる砂層の厚さは西方へ向かって薄くなるのがふつうである。 主として古生層の砂岩礫であり（約 50 %）， そのほかは珪質頁岩・頁岩・赤色チャート・石英斑岩などの礫を含んでいる。 本累層からは Metasequoia disticha の化石が報告されている。 下位の大泉累層の上に整合にのる。
養老山地上に点散する礫層について : 養老山地の西斜面上には厚さ 10 m 内外の奄芸層群の礫層がのこっている [ 以下の [注] 参照 ] 。 最高高度は約 780 m であり， 養老山地の最高点の 笙ヶ岳 [ ← 本図幅の東隣の津島図幅地域内で本図幅地域内の前ヶ瀬の東北東方 4 km 弱 ? ; 標高 909 m ] の南西で発見されている。 そこから養老山地の西斜面にそって点在し， 高度を下げて牧田川右岸に至る。 本礫層の層準は， 牧田川の右岸 [ = 東岸 ] の層準から考えれば， 市ノ原累層の中・上部である（第 23 図）。
礫は一般に砂岩・チャート・赤色チャート・頁岩・ホルンフェルスなどを主とする。 山地上のものはチャート礫の表面に 3～5 mm の白色部ができている。 砂岩などは中心部まで風化して， いわゆる「くさり礫」となっている。
森（1974）によれば， 笙ヶ岳の南西の標高 770～780 m の地点では 巨礫大のチャートの角礫が小平坦面上に散乱している。 また， 上石津町 前ヶ瀬から養老山の三角点へ通ずる林道の標高 710 m の露頭については 以下のようにのべられている。
本図幅中の奄芸層群にも少なくとも 15 層の火山灰層がはさまれている。 そのうち， 他地域の鮮新～更新統にもはさまれ， 対比の基準となっているのは， パミス・スシロ谷の２火山灰層であり， 本地域や東方に連続する奄芸層群中で追跡することが可能なのは， 上記の２火山灰以外に Hy， 米野 Ⅰ・米野 Ⅱ・米野 Ⅲ 火山灰層などがある。
パミス火山灰層 [ tp ] : 模式地は [ 前ヶ瀬の南南東方 2.5 km の ] 下山の東方の牧田川の川岸（地点番号 A.18）とする。 大泉累層の下部にはさまれる火山灰層であり， 大型（径 5～10 cm）の軽石を含む。 嘉例川 火山灰層とも呼ばれている [ ← 嘉例川は桑名市の地名 ] 。 養老郡 上多良 [ ← 前ヶ瀬の西方 1.5 km ] の南方から藤原町・ [ 本図幅の南東隣の桑名図幅地域内の ] 北勢 町・員弁町に至るまで追跡できる。 北勢町 西貝野の西方から 阿下喜 の北東・ 其原 [ ← 楚原 ? ] の南の川岸へとつづき， 一度 段丘・冲積面下にかくれるが， 再び桑名市の西方で丘陵地に露出するようになる。 主な地点での産状を第 24 図にまとめて示したが， この火山灰は大きく３層に区分することができる。 下部は硬くて塊状を呈し， 露頭では灰白色ないし黄灰白色で突出していることが多い。 細かくみると下位の粗粒部から上位へとグレイディングがみられ， 上半にはラミナがみられることがある。 細粒部は桃色を呈することがあり， やや粗粒部は重鉱物が密集していることがある。 中部は大型の軽石を含む白色の火山砂であり， この部分が最も厚く， 7 m に達することがある。 重鉱物は角閃石が多く， ジルコン， 斜方輝石などが含まれている。 ガラスの屈折率は 1.498 である。
種々の特徴から， この火山灰は古琵琶湖層群の「 虫生野 火山灰層」と同一である。
本火山灰層の数 10 m 下位には， やはり みがき砂質で軽石を含む別の火山灰が存在する [ 以下の [注] 参照 ] 。 清司原 の北方では， 厚さ約 60 cm で下部 20 cm が細粒， 中部 30 cm が粗粒で硬く， 上部 10 cm が細粒であり， その上に凝灰質粘土がのる。 この火山灰層は， 米野の東方や [ 本図幅の南東隣の桑名図幅地域内の ] 市ノ原の南方の板東新田などでもみられる。 板東新田では厚さ 5 m 以上であり， 径 10 cm 以下の軽石を含んでいる。
Hy 火山灰層 : 模式地は藤原町 鼎 の北東の沢（地点番号 A.55）である。 大泉累層の中部， パミス火山灰層の約 20 m 上位にはさまれる。 厚さは 20～50 cm であり， 桃色ないし白色のみがき砂質の火山灰である。 重鉱物の大部分（80 % 以上）が斜方輝石であり、 このことが大きな特徴となって， 鍵層として有効である。 上多良の南方・スシロ谷・鼎・下相場 [ 位置不明 ; 図幅地域の南東隅付近 ? ] の東方 [ ← 本図幅の東隣の津島図幅地域内 ? ] などに露出する。
スシロ谷火山灰層 [ ts ] : 模式地は藤原町 鼎の北東の沢（地点番号 A.54）である。 大泉累層の中部， Hy 火山灰層の約 20 m 上位にはさまれる（鼎地域）。 厚さは 20～80 cm であり， 上下２層に区分できる。 下部 5～7 cm は黄灰色で， 径 1 mm 以下の小さい軽石と重鉱物の集合体であり， 肉眼で角閃石の結晶が見分けられ， 一見 ゴマシオ状を呈する。 上部 15～75 cm は黄白ないし桃白色細粒の みがき砂である。
下部に含まれる重鉱物がほとんど角閃石であることと， 上にのべた特異な産状によって良い鍵層となっている。 上多良の南方のスシロ谷の奥， 打上の東方東の谷， 鼎， 米野， 下相場の東などに連続して露出している。
パミス・Hy・スシロ谷の３火山灰層は一つの組合せとして追跡され， 対比上 有効な基準となる。 これらは古琵琶湖層群 蒲生 累層 [ B ] の 虫生野 火山灰層， [ 本図幅の西隣の彦根西部図幅地域内の ] 日野町の南方の火山灰層（日野川ダムの西の崖に露出）， 桜谷 火山灰層の組合せに相当すると考えられている。
米野 Ⅰ 火山灰層 : 模式地は藤原町 米野の北方（地点番号 A.23）である。 大泉累層の上部にはさまれている桃色 中粒 みがき砂質火山灰層である。 模式地付近ではスシロ谷火山灰層の約 70～80 m 上位にあり， この２火山灰層間には黒雲母を含む約 20～50 cm の白色火山灰層が存在する [ 以下の [注] 参照 ] 。
本火山灰層の厚さは約 20～50 cm であり， [ 本図幅地域の南東隅付近 ? の ] 下相場の西・ [ 本図幅の南東隣の桑名図幅地域内の ] 阿下喜 の北方などにも好露出がある。 重鉱物をほとんど含まないが， 斜方輝石・単斜輝石・角閃石・黒雲母・リン灰石・ジルコン・鉄鉱などが 少量ずつ全て含まれている。
米野 Ⅱ 火山灰層 : 模式地は藤原町 米野の北方の相場川の川岸（地点番号 A.27）である。 大泉累層の上部にはさまれている厚さ 20 cm 以下の中粒 みがき砂質火山灰である。 模式地では米野 Ⅰ 火山灰層の約 70 m 上位に存在する。 やや桃色がかった灰色であり， 重鉱物はほとんど含まれていない。 ガラスの屈折率は 1.498 である。
米野 Ⅲ 火山灰層 : 模式地は藤原町 米野の北方の相場川の川岸（地点番号 A.29）である。 大泉累層の最上部にはさまれている。 模式地では米野 Ⅱ 火山灰層の約 50 m 上位で， この火山灰層の上位 15～20 m が米野累層の下限である。 黒雲母や角閃石を含む軽石質火山灰で， 厚さは 20～100 cm である。
上記の火山灰層以外にも本地域の奄芸層群中には多くの火山灰層がはさまれるが， 火山灰層の露出地点を第 25 図， それぞれの火山灰の特徴を第 9 表にまとめておく。
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奄芸層群について放射年代が測定されたことはないが [ 以下の [注] 参照 ] ， 古琵琶湖層群の火山灰層については フイッション・トラック法によって放射年代が測定されている。 それと対比することによって奄芸層群の年代を推定することができる。
古琵琶湖層群では 馬杉 ・ 相模 ・ 小野 Ⅱ 火山灰層のフイッション・トラック年代が測定されている（西村・笹島， 1970）。 それぞれ 3.1 ± 0.5， 2.9 ± 0.4， 2.2 ± 0.3 m.y. である。 馬杉火山灰層は本図幅地域東方のデーサイト火山灰層に対比され， 相模火山灰層は本図幅中の市ノ原累層， 小野 Ⅱ 火山灰層はパミス火山灰層の上位， ほぼ Hy 火山灰層層準に相当する。 したがって， 本図幅地域中の奄芸層群の基底は約 300 万年前であり， 大泉累層の中部で約 200 万年前， 米野累層の基底が 150 万年前， 最上部が約 120～130 万年前となる。
ISHIDA et al.（1969）は， 近畿・東海地方の鮮新～更新統にはさまれる火山灰層の古地磁気の極性を測定し， 古地磁気編年を行った。 本図幅地域内の火山灰についても古地磁気の極性が測定されている。 資料採集が行われたのは本図幅地域内では７地点であり， そのうち測定可能であったのは次の５地点からの試料である [ 以下の [注] 参照 ] 。
| 1. | スシロ谷火山灰層 | : 鼎の北西の沢（地点番号 A.54） |
| 2. | 米野 Ⅰ 火山灰層 | : 米野の北（地点番号 A.23） |
| 3. | 米野 Ⅱ 火山灰層 | : 米野の北（A.23 の南約 100 m） |
| 4. | 米野 Ⅱ 火山灰層 | : 米野の北西の相場川の川崖（地点番号 A.27） |
| 5. | 米野 Ⅲ 火山灰層 | : 米野の西の相場川の川崖（地点番号 A.29） |
測定結果は， スシロ谷火山灰層は正帯磁， 米野 Ⅰ， 米野 Ⅱ および米野 Ⅲ 火山灰層の３層は逆帯磁となっている。 ISHIDA et al.（1969）では， スシロ谷火山灰層の正帯磁を松山 逆帯磁 時代の中のオルドバイ事件 [ 以下の [注] 参照 ] に， 米野 Ⅰ～Ⅲ の逆帯磁を松山 逆帯磁 時代の後半に対比している。 したがって， スシロ谷火山灰層の年代は古地磁気編年上では約 180 万年前， 米野 Ⅰ～Ⅲ 火山灰層の年代は約 120～160 万年前となる。 この年代は， 前にのべたように， その後に測定されたフイッション・トラック年代とよく一致している。
すでにのべたように， 本図幅地域内の奄芸層群では同一層準であれば， 北方ほど礫相が多く粒度が粗く， 南方ほど砂粘土層が増して粒度が細かくなる [ 第 8 表 ] 。 このことは、 奄芸層群の堆積中は北方より堆積物が供給されたことを示すといえよう。 この考えは斜層理による古水流系の復元によって明白に支持される。 奄芸層群の古水流系については， 松井（1966）によって はじめて測定された。 松井（1966）は， 斜層理から復元した古水流方向と奄芸層群の 暮明 層 [ 以下の [注] 参照 ] の等層厚線図， 礫の最大径から， 北勢地域の奄芸層群は北西方から供給されたであろうと述べている。
YOKOYAMA（1969）および横山（1971）は 本地域の大泉累層・米野累層の古水流方向を斜層理の最大傾斜方向によって復元し， その結果を第 26 図のようにまとめた。 この図で注目すべきことは， 米野累層の古水流方向と大泉累層の古水流方向が反対であることである。 前者は一般に北ないし北東向き， それに対して後者は南ないし南西向きであり， この２累層で堆積物の供給地が明らかに異なっていることが考えられる。 大泉累層時代には堆積物が主として養老山地から供給されていて， 低地内の水流は基本的には南に向かって流れたと考えられる。 一方， 米野累層時代となって堆積過程に大きな変化が起こり， 鈴鹿山脈が急激に隆起して大量の礫を供給するようになった。 そして， この時代には低地内を水流は北へ流れていたと考えられる。
本図幅地域内の鮮新～更新統の地質構造を第 27 図にまとめて示した。 基本的には奄芸層群が西方の鈴鹿山脈を構成する古期岩類と 一志 断層群で接し， 東方の養老山地を構成する古期岩類に不整合にのっている。
養老山地との不整合の露頭は各地でみられるが， 一例として清司原の東方の林道沿いの露頭について記述する。 ここでは， 第 28 図に示したように， 起伏のある基盤の上に砂・粘土がアバット [ abut ; 崖のような急な斜面の側方に堆積した地層 ] している。 基盤上に直接 約 1 m の青色シルト層がのり， その上に約 80 cm のやや炭質物を含んだシルト， 50 cm の泥炭， 1.5 m の中粒砂と重なっている。
鈴鹿山脈と養老山地との間の丘陵地では， 奄芸層群の走向は北部で北ないし北東， 南部で北ないし北西である。 傾斜は西へ 30 度程度で， 西方ほど上位となる構造をなしているが， 鈴鹿山脈の山麓では東へ急傾斜する部分が水平距離で 50～100 m にわたってあるので， 基本的には非対称向斜構造となっている。
鈴鹿山脈との境界をなす一志断層群は，
第 26 図
[
← 第 27 図 a
]
に示したように，
[
以下のような
]
延長 10 km 以下のいくつかの断層からなっており，
それらは雁行状をなしている。
一之瀬断層 :
[
図幅地域北東隅の
]
萩原
から
殿垣戸
[
←
殿垣外
?
]
をへて
[
上石津村
]
奥
の西方へと続く延長約 8 km の断層である。
地形的に明らかであり，
この断層の西は古生層
[
← 幾里谷層群の IK
]
，
東は奄芸層群が露出している。
走向は N 40°E で，
西へ傾斜する高角逆断層である。
この断層に沿って幅約 50 m ほどは地層（奄芸層群）が東へ 60°以上傾斜している。
この部分の地表には鈴鹿山脈から供給された新期の崖錐堆積物がおおっている。
完全な断層露頭はみることができないが，
[
一之瀬の南方 1 km の
]
下多良の
西方
[
← 北西方 1 km
]
の
谷畑
部落の北西の谷の中では
米野累層の礫層の上へ断層角礫を主とした破砕帯が衝上しているのが観察される。
西山断層 :
[
前ヶ瀬の西方 1 km の
]
上多良の
東方
[
← 南西方 2.5 km
]
の西山 部落の北東方の奄芸層群
[
米野塁層（K）
]
で構成される丘陵内から，
西山の西を通り，
古生層
[
← 幾里谷層群の IK
]
内にはいる断層で，
約 15 km ほど追跡できる。
西山の西方の沢では，
古生層が約 3 m の破砕帯をはさんで
奄芸層群 米野累層
[
K
]
の礫層に衝上しているのが観察される（第 29・30 図）。
ここでは断層の走向・傾斜が N 45°E・45°W であり， 基盤の非破砕古生層と破砕帯の間に 30 cm の断層粘土層がみられる。 破砕帯の幅は約 3 m で， 半破砕状の古生層と断層粘土の互層からなっている。 破砕帯と米野累層の礫層とは一つの境界面で接するが， そこには断層粘土はみられない。
細野断層 : 上石津町の細野 [ ← 西山の南南東方 2.5 km ] の西を通る推定断層であり， 断層の露頭は直接にはみられない。 走向は南北ないし N 5°E であり， 約 2 km 続くと思われる。
白石断層 : 藤原町 白石 [ 位置不明 ; 細野の南方 3 km の 篠立 付近 ? ] を通る推定断層であり， 走向は南北ないし N 5°W で， 断層の露頭はみられない。 約 3 km 連続すると思われる。
坂本断層 : [ 図幅地域南東隅から北西方 2.5 km の ] 藤原町 坂本の西を通る推定断層であり， 走向は約 N 30°W で， 断層の露頭はみられない。 約 4 km 連続すると思われる。
篠立 向斜 : 一志断層群の細野・白石・坂本断層の東側にある。 これらの断層群と平行な軸を持つ向斜である。 左右非対称であり， 東翼は 30°以下の傾斜であるが， 西翼は 60°をこすことがある。 向斜軸は [ 細野の南東方 2 km の ] 古田～篠立の東方～坂本の東方の独立丘陵とつながっている。
鮮新～更新統の岩相変化を養老山地に平行に考えれば， 本地域の奄芸層群では北方ほど上位層準が養老山地にアバットしている。 また， 一般に同一層準の岩相を水平に追うと， 北西では泥と礫が優勢で， 南東ほど砂が優勢である。 このことは， 当時は南方が上昇するという構造運動がつづいていたことを暗示している。 奄芸層群全体を総合的に考察してみると， 鮮新世末期に伊勢湾地域に広く存在した東海湖（松井（1966）; 石田・横山（1969））は南方から埋積されていき， 最後の湖は大泉地方， つまり現在の北勢町・員弁町付近に残ったことが推定できる。 本地域の奄芸層群は， この最後にのこった東海湖の北西縁に堆積したものである。
米野累層は東海湖が消滅していくときの堆積物である。 すでにのべたように， 米野累層中にはさまれる砂層は西方へ薄くなる傾向がみられ， 礫の傾斜や斜層理の示す供給方向は鈴鹿山脈からである。 一方， 米野累層の基底直下の大泉累層の最上部では砂層は明らかに東方へ厚くなり， 斜層理の示す供給地は養老山地である。 このことは， 米野累層の堆積が鈴鹿山脈の急激な隆起の開始によって始まったということを示している。 YOKOYAMA（1969）は， この隆起を六甲変動 鈴鹿時相（Suzuka phase）と呼んだ。 この時の運動によって， 米野累層をはじめとする 近畿・東海地方の鮮新～更新統の中部に広く存在する 礫相（中部礫層という）が堆積したのである（石田・横山， 1969）。
近畿地方の鮮新～更新統堆積中の造盆地運動は， 南方帯の隆起によって特徴づけられる。 このことは， 第１に南方ほど古い下位層が多く北ほど上位層が多いこと， 第２に一志断層・ [ 本図幅の南隣・南西隣の御在所山・近江八幡の両図幅地域より南部の ] 頓宮 断層などで基盤岩類が南ほど下位層に接すること， つまりその形成期も北ほど新しいと考えられること， 第３に古水流方向が逆転すること（横山， 1968）， 第４に第四紀における沈降域つまり濃尾平野の北西部， 琵琶湖， 大阪平野と大阪湾などが盆地の北縁に位置していることなどの事実からも推定でき， 古くから多くの人々によって考察されてきた。
琵琶湖周辺から三重県 伊賀盆地に至る鮮新～更新統は古琵琶湖層群と呼ばれる。
本図幅地域内に分布する古琵琶湖層群はその一部であり， 分布面積は約 6 km2 で， 古琵琶湖層群の全地表露出地域（約 600 km2）の 1.0 % 程度にすぎない。 彦根市の南方の多賀地域の鈴鹿山脈西麓に分布している。
本図幅地域内の古琵琶湖層群は主として砂礫層からなり， 亜炭， 火山灰などをはさんでいる。 下半部約 30 m は白色 粗粒砂を主体とし， 植物破片を大量に含んでいる。 上半部約 50 m は大・中礫大の礫層で， 含まれる礫は古生層起源の円礫ないし亜角礫である。 マトリックスは少量で， 褐色の粗粒砂であることが多い。
下半部の上部に厚さ約 20～50 cm の火山灰層がはさまれ， TAKAYA（1963）によって [ 本図幅の南隣の御在所山図幅地域内の ] 日野町の池ノ脇に存在する池ノ脇火山灰層と対比された。 池ノ脇火山灰層は， YOKOYAMA（1969）の区分によれば [ 以下の [注] 参照 ] ， 古琵琶湖層群 蒲生累層の上部の桜谷互層中にはさまれるので， 本図幅地域内の古琵琶湖層群は古琵琶湖層群全体からみれば中部に相当する。
| |||||||||||||||||||||||||||||||
牧田川流域の段丘 : 基本的には３段に区分することができる。 高位面を東山面， 中位面を宮面， 低位面を下多良面とする。 それぞれの高度は高位面が 240～170 m， 中位面が 210～120 m， 低位面が 110～50 m である。 同一地域では高位面と中位面の高度差は約 10 m， 中位面と低位面の高度差は約 5～7 m， 低位面と現河床面の高度差は約 7 m である。
東山面 [ = 高位面（T1） ] の堆積物は厚さ 3～5 m であり， 主として古生層起源の巨礫からなっているが， 淘汰が悪く， 配列状態にとくに特徴はない。 [ 一之瀬の南東方 1 km の ] 東山の南方， [ 一之瀬の南方 1.5 km の ] 上原 の北東の牧田川にのぞむ崖などで観察することができる。 礫は比較的新鮮で「くさり礫」とはなっていない。
宮面 [ = 中位面（T2） ] の堆積物は厚さ 5 m 以下であり， 巨礫から大礫大の角礫ないし亜角礫からなっている。 礫種は大部分が砂岩などの古生層起源の岩石で， 淘汰はよくない。 [ 前ヶ瀬の南方 2.5 km の ] 打上 の北東の牧田川の川崖（厚さ約 4 m）， [ 一之瀬の南西方 1.5 km の ] 宮 の西方の狩谷川の支流（厚さ 4～6 m）などでみることができる。 礫は非常に新鮮で「くさり礫」は全くみられない。
下多良面 [ = 低位面（T3） ] の堆積物は大礫から巨礫大の礫層であり， 厚さ 1～2 m 以下のことが多い。 礫種はほとんどが古生層起源であり， 砂岩が多い。 [ 一之瀬の南方 1 km 弱の ] 下多良の牧田川の川崖， 一之瀬などでみることができる。 礫は新鮮であり「くさり礫」は全く含まれていない。
員弁川流域の段丘 : 牧田川流域と同様に地形的には３段に区分することができるが， 高位面 [ T1 ] は本図幅地域内には分布しない。 中位面を相場面， 低位面を本郷面と呼ぶ。 それぞれの高度は， 中位面が 160～130 m， 低位面が 160～120 m である。 同一地点でのこの２面の高度差は 10 m 以下であり， 一般には 5 m をこえない。 また低位面と現河床面との高度差は約 5 m である。
相場面 [ = 中位面（T2） ] の堆積物は厚さ 5 m 以下であり， [ 東側の ] 相場川沿いと [ 西側の ] 員弁川本流沿いでは若干層相が異なっている。 員弁川沿いでは， 牧田川沿いと同様に巨礫から大礫大の砂岩を主体とする古生層起源の礫層からなり， 淘汰は良くない。 一方， 相場川沿いでは， 米野の北方で好露出がみられる。 ここでは， 下位より厚さ約 1 m の小ないし中礫層， 約 1 m の砂層， 約 20 cm のシルト層と重なり， その上は小ないし中礫層となる。 礫は円礫が多く， ほとんどがチャートである。
本郷面 [ = 低位面（T3） ] の堆積物は良効な露頭がないので正確には知ることができない。
扇状地および崖錐堆積物は一志断層群の各断層沿い， たとえば 延坂 [ ← 前ヶ瀬の西南西方 4 km ] ， 篠立 などに分布する。 主として古生層起源の砂岩礫を主体とする淘汰の悪い礫層からなっている。 本堆積物は米野累層 [ K ] の丘陵上に分布している。
員弁川沿い， 牧田川沿いでは， 現川床面およびその周辺の小平地に沖積層が分布するのみである。 ほとんど薄い礫層でできている。
琵琶湖沿岸では広い平野を形成する。 厚さは約 10 m で， 一般に大・中礫大の円礫層からなっている。
本図幅地域内におけるマンガン鉱床はチャートに胚胎する層状マンガン鉱床で， ほぼ層理に平行する層状または レンズ状の二酸化マンガン鉱床および珪酸マンガン鉱床である。 しかし， それらの一部を除き大部分は現在稼行されていない。
本図幅地域西部に分布するマンガン鉱床は米原層のチャート [ ch in MH ] に胚胎し， 一般に 厚さ数 mm の粘板岩の薄層と 数 10 cm のチャートが互層する千枚岩質チャートと塊状チャートとの間に胚胎する。 鉱床を胚胎する上・下盤のチャートは著しい層間褶曲を示し， 鉱体の富鉱部はこの褶曲に関係する場合が多く， とくに東西系の褶曲軸を伴うものに関係するものが多い。 一方， 鉱床は断層に規制されるものであり， 富鉱部の一部はこの断層に沿うて見られる。
現在 稼行されている鉱床は大堀鉱床 [ ← 大堀は彦根城址の南東方 3 km ] のみで， 鉱体は N 70°E， 70～80°S の走向， 傾斜を示し， 走向延長約 150 m， 傾斜延長 120～160 m， 最大幅約 3 m の規模を示している。 昭和 49 年現在， 珪酸マンガンを 3,378 t / 月を採掘している。
鉱石は一般に露頭近くでは二酸化マンガン鉱を主とするが， 坑内ではバラ輝石， マンガン柘榴石， テフロ石などの珪酸マンガンを主とする鉱石になっている。
その他の鉱床としては 摺針 ， 彦根， 滋賀大成， 正法寺などがあるが， いずれも現在は稼行されていない。
本図幅地域東部には前ヶ瀬の東方に位置するものと， 烏帽子岳の北斜面に位置するものがある。 前ヶ瀬の東方に位置するものは走向 N 55°W， 傾斜 70°N， 最大幅 2 m， 走向延長 10 m を示し， 二酸化および珪酸マンガンが採掘されていた。
本図幅地域の石灰石鉱床は霊仙山石灰岩層の塩基性火山岩 [ ls in R ] 中に賦存し， 大鉱床をなすものと不規則塊状の小鉱床群をなすものとがある。 このうち小鉱床群をなす大部分のものは稼行対象にならない。
霊仙山を中心として分布する石灰石鉱床は， 本図幅地域の中で最も大きい鉱床で南北約 7 km， 東西 約1.6 km， 最大層厚約 500 m に達する。 その間に塩基性火山岩の薄層ないしレンズ状を挾む。 本鉱床の石灰石の分析値は CaO : 48.13～55.70 % を示すが， CaO : 55 % 前後を示すものが大部分であり， 全般的に良質の石灰石から構成された鉱床であるといえる。 現在 本鉱床は未稼行である。
多賀町 佐目 [ ← 高室山の南西方 2 km ] の東方に分布する石灰石鉱床は南北約 15 km， 東西約 1.2 km， 厚さ約 250 m ほどを示し， 一部は塩基性火山岩 [ R ] の薄層を挾む。 鉱床の北限は比較的緩傾斜の断層で塩基性火山岩と接し， 見掛上 上位に石灰岩が分布している。 本鉱床の石灰石は CaO : 35.28～55.54 % を示すが， 全般的には 53～55 % を示すものが多く良質の石灰石といえる。 CaO : 35.28 % のものは MgO : 17.22 % を示し， ドロマイトまたはドロマイト質石灰石を示し， 所々見受けられる。 現在， 本鉱床はセメント用原料として 昭和 49 年現在で約 220 万 t / 年採掘されている（住友セメント K.K.）。
醒ヶ井 の南方の枝折 [ ← 図幅北部の能登瀬の東方 3.5 km ] 付近に見られる不規則塊状の鉱床は東北 - 西南に約 1.3 km， 最大幅約 400 m， 推定の厚さ 150 m ほどのもので， 北部で広く発達し， 南部で縮小している。 この鉱床は戦前戦後を通じて石灰肥料に供されていたが， 昭和 39 年頃から骨材として採石が行われている（明治興業 K.K.）。
上述の鉱床以外には篠立付近に見られる不規則塊状の鉱床があり， タンカル [ = 炭酸カルシウム ] の原石として 3,000 t / 月採掘されていたが， 現在は稼行されていない（白石工業 K.K.）。
ドロマイト鉱床としては [ 鍋尻山の西北西方 3 km の ] 甲頭倉 地区に賦存するもの以外に稼行対象となるものはない。 甲頭倉地区のドロマイト鉱床は塩基性火山岩 [ R ] 中に胚胎し， 東部と西部の２鉱床がある。
東部鉱床は東西延長約 300 m， 幅約 120～130 m の膨縮の著しい塊状鉱床で， 漸移帯を挾んで上下の２帯に分けられ， 下位より上位へ塩基性火山岩， 下部ドロマイト帯， 漸移帯， 上部ドロマイト帯， 石灰岩の順に配列している。
下部ドロマイト帯は鉱体下部に発達し， MgO : 10-19.5 % を示している。 本鉱床の東部ではこの下部ドロマイト帯のみが発達している。 下部ドロマイト帯の最大幅 60 m， 最小幅 20 m で東部では縮小している。
漸移帯は局部的に MgO の高い所もあるが， 全般的にドロマイト化作用が進行せず， ドロマイト， ドロマイト質石灰岩， 石灰岩が混在し， その最大幅約 40 m， 最小幅約 10 m の膨縮を示しながら東西に延び， 東部では縮小している。
上部ドロマイト帯は本鉱床の西部にのみ発達し， MgO : 10-17 % を示し， その幅約 35 m である。 なお， この上部帯は東部では欠如している。
東部鉱床の上縁部は前述した漸移帯と同様の帯が見られるが， 幅 1 m 前後で， 直ちに石灰岩に移化している。
西部鉱床は南北延長約 300 m， 幅約 30 m の若干膨縮を伴う鉱床であり， MgO : 10～19 % を示し， 塩基性火山岩 [ R ] 中に胚胎している。
甲頭倉のドロマイトは戦後 製鋼用に採掘されたが， 現在は稼行されていない（近江鉱業 K.K.）。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kyoto (11) No. 18
By Manabu MIYAMURA, Kōji MIMURA and Takuo YOKOYAMA (Written in 1975)
General Remarks : The major part of the mapped area is occupied by the Suzuka Mountains lying between Lake Biwa and the Yoro Mountains in Central Japan.
The Paleozoic formations are distributed extensively in the mountains and hills, and are divided into the two major facies, namely the calcareous and the non-calcareous.
The calcareous facies is only the Kita-suzuka Group. On the other hand, the non-calcareous facies is divided into the Hikone, Ikuri-dani and Makita-gawa Groups. The Paleozoic formations are thought to be the Lower to Middle Permian and the calcareous facies of the Lower Permian thrust upon the non-calcareous one of the Middle Permian in late Mesozoic age.
Koto Rhyolite which distributes in the southwestern part of this area occurred around Lake Biwa during the time of igneous activity in late Cretaceous.
The Age and Ko-biwa-ko Groups which distribute in the eastern and western parts of this area respectively, were deposited in Tokai-ko and Ko-biwa-ko during Plio - Pleistocene.
The geological succession with some remarks of rocks in this area is summarized in Table 1.
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This facies is thrust upon the non-calcareous facies and a part that forms "klippen" on the latter facies. This thrust, late Mesozoic age, is typically to the east of Mt. Ryozen-san and its southern extension appears to the north of Mt. Mikumi-dake and of Mt. Eboshi-dake, and this thrust also appears to the west of Mt.Ryozen-san. The calcareous facies in the mapped area is the Kita-suzuka Group.
This group is divided into the Ojiga-hata Formation (lower) and the Ryozen-san Limestone Formation (upper).
The Ojiga-hata Formation is the lowest formation in this area and is composed of predominant chert which intercalates slate. In the lithofacies, this formation is similar to the Kiyo-taki Formation which distributes in the Samegai area adjoining to the north of this area. In the Samegai area, the Kiyo-taki Formation is overlain conformably by the Samegai Formation corresponding to the Lower Permian Ryozen-san Limestone Formation in this area. However in this area the Ojiga-hata Formation is separated from the Ryozen-san Limestone Formation by the fault or abnormal tectonic line due to the "dêcollement-like" movement. Although the stratigraphic relation between the Ojiga-hata and Ryozen-san Limestone Formations is not clear, it is deducible that the Ryozen-san Limestone Formation originally had a conformable relation to the Ojiga-hata Formation. Therefore the Ojiga-hata Formation is presumably equivalent to the Kiyo-taki Formation stated above.
The Ryozen-san Limestone Formation is mainly distributed in the central part of this sheet-map area. Besides it forms "klippen" on the Middle Permian Ikuri-dani Group in the eastern part of this area. It is chiefly composed of limestone and basic volcanic rocks, and intercalates chert. The limestone of the main thrust block contains Triticites obai, Pseudoschwagerina robusta, Paraschwagerina (Acervoschwagerina) endoi, Pseudofusulina vulgaris and some other Lower Permian fusulinids. In the vicinity of Shinodachi, this formation contains Metalegoceras ? sp. (ammonite) which occurs in the Lower to Middle Permian. Of the "klippen" which distributes on the Middle Permian Ikuri-dani Group, the "klippe" which stays in the easternmost part contains fusulinids, such as Misellina sp., Nagatoella sp. and Pseudofusulina ambigua. Of which the former two are not able to find in the limestone of the main thrust block. The limestone of the other two "klippen" contains Pseudofusulina vulgaris and some other Lower Permian fusulinids. Triticites and Pseudoschwagerina is not contained in limestone of the "klippen". Therefore the "klippe" which stays in the eastern-most part belongs to the upper-most horizon of the Ryozen-san Limestone Formation.As the non-calcareous facies is generally non-fossiliferous, is folded and is complicately faulted, it is too difficult to correlate. On the lithological character and the structural feature, this facies is divided as follows ; Hikone, Ikuridani and Makitagawa Group.
This group occupies the western part of this area and is divided into the Michiga-tani (lower）and Maihara（upper）Formations.
The Michiga-tani Formation is chiefly composed of black slate with distinct bedding plane and contains lenticular or thin bed of chert. Slate of this formation is occasionally tuffaceous and it contains tuffaceous sandstone lens. This lithology may be the transitional facies between the calcareous and the non-calcareous facies. This formation may be correlated with the upper part of the Lower Permian Ryozen-san Limestone Formation and may represent the oldest formation in the non-calcareous facies.
The Maihara Formation is mainly composed of slate and chert, the former is generally dominant compared with the latter and sometimes intercalates sandstone lenses and beds. As this formation overlies the Michigatani Formation with a conformity, it is presumably equivalent to the lower part of the Middle Permian Ikuri-dani Group.
This group is distributed extensively in the Yoro Mountains and the distribution of this group in this mapped area is nothing but a part of the whole group. The Makita-gawa Group of this area occupies a narrow area at the eastern edge of this sheet and bound on the Ikuri-dani Group with a fault in the northern part. The Makita-gawa Group is cut and is repeated with some faults. It represents the complicated structure and is divided into the two formations, namely the Ichinose (lower) and the Maegase (upper).
The Ichinose Formation is chiefly composed of slate and chert, rarely intercalates sandstone lens and is generally dominated by slate. This formation is similar to the Maihara Formation in lithofacies and is presumably equivalent to the lower part of the Middle Permian Ikuri-dani Group.
The Maegase Formation is mainly composed of sandstone and slate, rarely intercalates chert, and overlies the Ichinose Formation with a conformity. This formation,in lithofacies, is presumably equivalent to the Middle Permian Ikuri-dani Group.
This group is distributed extensively in the eastern part of the Suzuka Mountains and is typically developed in the lkuri-dani valley. This group represents the youngest formation in this area and is mainly composed of sandstone, slate and chert. Chert in the lower part of this group intercalates two lenses of dolomitic limestone of about 10 m and 5 m in thickness. The former dolomitic limestone lens contains Neoschwagerina craticulifera and some other Middle Permian fusulinids. In the lower part of this group the medium sandstone is generally dominant, and the grain size of sandstone becomes gradually finer upward, and finally slate is dominant in place of a sandstone in the upper-most part of this group.
Koto Rhyolite, a large amount of silicic igneous rocks of late Cretaceous, is distributed around Lake Biwa attaining a thickness more than 700 m. It is also distributed in the south-western part in this sheet map area.
Koto Rhyolite is made up of rhyolite welded tuff and non-welded pyroclastic rocks for the most part, associated with quartz porphyry and granite porphyry. These volcanic rocks here is divided into the two parts Kaiwara Welded Tuff and Yatsuoyama Pyroclastics by an unconformity. Between them, there is a thin bed of mudstone (Fukaya bed) covering the eroded surface of the Kaiwara Welded Tuff. Hatasyo Quartz Porphyry intruded into Kaiwara Welded Tuff and was covered by Yatsuo-yama Pyroclastics, which is intruded by Inugami Granite Porphyry.
Thus, Koto Rhyolite was built up through two-stage silicic igneous activity, consisting of preceding eruption of rhyolite pyroclastic flows and following intrusive activity.
The Cenozoic strata in this area are divided into the following three groups ;
The Plio - Pleistocene Agé Group, which crops out in hilly lands surrounding the Ise Bay, is mainly composed of gravels, sands and muds with some layers of lignites and volcanic ashes.
In this area, Hokusei District of Mie Prefecture and Tara District of Gifi Prefecture, it is divided into following three formations ; Ichinohara, Oizumi and Komeno Formations in ascending order.
Ichinohara Formation is composed of alternations of mud and gravel beds. It is about 150 meters in total thickness, and abut on the Paleozoic basements of the Yoro Mountains in unconformity.
The following fossils were found from this formation ; Metasequoia disticha, Glyptostrobus pensilis, Quercus serrata, Q. cripopulus, Juglans cinerea and Alnus tinoctoria.
Oizumi Formation is chiefly composed of the alternations of mud and sand beds, and is intercalated with some gravels and volcanic ashes. It is about 300 meters in total thickness and lies conformably on the Ichinohara Formation.
Some volcanic ash layers are seen in this formation. Main ones of them are called the Pumice, Hy, Sushiro-dani (Ho), Kanae, Komeno Ⅰ, Komeno Ⅱ, Komeno Ⅲ and Kami-aiba Volcanic Ash Layers in ascending order. They are very good key beds not only for the local stratigraphy but also for the correlation between sediments at two isolated or separated hills if they are far off, because the discrimination of these ashes is possible by means of the differences of mineral compositions, thermo-magnetic analysis of ferro-magnetic minerals and the physical appearances. Moreover, the natural remanent magnetization (NRM) of the volcanic ash layers is measurable. The Sushiro-dani (Ho) Volcanic Ash has normal polarity of NRM, and on the other hand, the Komeno Ⅰ, Komeno Ⅱ and Komeno Ⅲ Volcanic Ashes have reversed polarities of NRM. The normal polarity of the Sushiro-dani (Ho) Volcanic Ash was correlated to the Olduvai Event in Matuyama Reversed Epoch in ISHIDA et al (1969). But now, this event are thought to be correspond to the Reunion Event by same authors（MAENAKA et al., 1975, in press).
The following fossils were found from the Oizumi Formation ;
Komeno Formation is composed of cobble and pebble gravels, the matrix of which is almost very coarse sand. It is about 300 meters and more in total thickness, and covers the Oizumi Formation conformably.
Metasequoia disticha were found from the basal part of this formation.
Geologic structure and paleocurrent directions of the Agé Group in this area
are summarized in
Figs. 23 and 24
[
← Figs. 27 and 26
]
.
The Ko-biwa-ko Group is seen at the west side of the Suzuka Mountains. This is a part of sediments which deposited in an ancient lake Biwa. The Ko-biwa-ko Group has about 1000 to 1500 meters in total thickness, but in this area it is only 20 to 50 meters thick. This part corresponds to the middle part of the Ko-biwa-ko Group, is named the Gamo Formation. It is mainly composed of gravels, silts and lignites.
The terrace deposits are divided into three groups from the view point of their height of sedimentary surfaces, from the sea level ; the higher terrace from 170 m to 240 m, the middle terrace from 120 m to 210 m and lower terrace from 50 m to 160 m.
Deposits of alluvial fan are found along the Ichishi fault at Shinodachi and Nobesaka, mainly composed of gravel of the Paleozoic rocks, and form the step which is a few meters in height on the Komeno Formation.
The alluvial deposits form the plane around Lake Biwa in the weatern part in this area and are seen along the Makita-gawa and Inabe-gawa rivers in the eastern part. They are composed of gravel, sand and clay which are supplied from region of the Paleozoic formations and igneous rocks.
In this area a great many manganese deposits are distributed but their deposits are small in scale, bedded manganese oxide or manganese silicate deposits develop in the Paleozoic chert. One of the mineralized zone is controlled by the fault and the other one is by the stratified bedding plane. The manganese mine in this area does not produce except for the Obori mine recently. In the Obori mine the monthly production in 1974 is about 3,400 tons.
In the Same area, limestone is quarried on a large scale for the cement industries. The yearly production in 1974 is about 2,200,000 tons.
In the Shinodachi area, limestone is quarried for the lime powder. The monthly production in 1970 is some 3,000 tons, but this limestone is not quarried recently.
In the Shiori area, limestone is quarried for the aggregate due to convenience of transportation.
The intensely dolomitized limestone is distributed in the Kozukura area and is divided into the East Deposit and the West one. The ore grade is 10 to 17 % of MgO in the East Deposit and is 10 to 19 % of MgO in the West one. The East Deposit was quarried for the steel manufacture for a few years after World War Ⅱ but both deposits are not quarried recently.
昭和 51 年 3 月 11 日 印刷 昭和 51 年 3 月 16 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1976, Geological Survey of Japan