地域地質研究報告
５万分の１図幅
京都（11） 第 19 号
地質調査所 名古屋出張所 高田康秀
地質調査所 名古屋出張所 近藤善教
地質調査所 大阪出張所 宮村学
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 二畳系 III.1 養老層群 III.1.1 竜泉寺層 III.1.2 一之瀬層 III.1.3 北勢南濃層 III.1.4 養老層群の地質構造 III.2 南宮山塊の古生層 IV. 岩脈 IV.1 石英斑岩 IV.2 ひん岩 IV.3 角閃石花崗閃緑斑岩 V. 新生界 V.1 奄芸層群 V.1.1 北勢地域の奄芸層群 V.1.2 養老山地東麓の奄芸層群 V.1.3 南宮山塊東麓の奄芸層群 V.2 段丘堆積物 V.3 扇状地及び崖錐堆積物 V.4 沖積層 V.5 濃尾平野の地下地質 V.5.1 濃尾平野の形成過程 V.5.2 濃尾平野の地下層序 VI. 応用地質 VI.1 マンガン VI.2 天然ガス VI.3 粘土 VI.4 地下水 VI.5 温泉 VI.6 骨材 VI.7 地盤沈下 文献 Abstract
付図の目次 第 1 図 奄芸層群分布図 第 2 図 竜泉寺層の柱状図 第 3 図 一之瀬層の柱状図 第 4 図 北勢南濃層の柱状図 第 5 図 大持谷（南谷）に見られるラミナの発達した粘板岩の露頭 第 6 図 若宮谷に見られる礫岩の露頭 第 7 図 御弁当谷に見られる細粒砂岩またはシルト岩の chevron fold の露頭 第 8 図 養老山地における礫岩および含礫粘板岩の分布位置図 第 9 図 養老山地の地質構造図 第 10 図 南濃町下多度の角閃石花崗閃緑斑岩の露頭 第 11 図 奄芸層群対比表 第 12 図 奄芸層群層序模式図 第 13 図 御弁当谷採掘場付近に見られる美鹿累層の角礫層 第 14 図 奄芸層群柱状図（1） 第 15 図 川原西方で見られる市之原累層上部の礫層 第 16 図 奄芸層群柱状図（2） 第 17 図 下相場北部に見られる大泉累層上部の砂勝ち互層 第 18 図 奄芸層群柱状図（3） 第 19 図 下相場北部に見られる米野累層の礫層 第 20 図 奄芸層群柱状図（4） 第 21 図 火山灰露出地点及び分布図 第 22 図 南濃町城山国道傍の中位段丘礫層 第 23 図 養老町五日市付近の牧田川扇状地礫層 第 24 図 観測井柱状図による第四系層序 第 25 図 観測井位置図 第 26 図 沖積層基底面等深線図 第 27 図 祖父江町馬飼の試錐試料花粉分析 第 28 図 第一礫層（G1）基底面等深線図 第 29 図 第二礫層（G2）基底面等深線図 第 30 図 更新層基底面等深線図 第 31 図 鮮新層基底面等深線図 第 32 図 濃尾平野地下地質構造図（南北系） 第 33 図 濃尾平野地下地質構造図（東西系） 第 34 図 超深層ボーリング分布と断面位置図 第 35 図 昭和 20 年頃の自噴帯分布図 第 36 図 井戸位置図 第 37 図 井戸地質柱状図 第 38 図 津島図幅全域の日揚水分布 第 39 図 地盤沈下図
巻末の付図の目次 第 40 図 地質断面位置図 第 41 図 地質断面図 Ⅰ 沖積層 第 42 図 地質断面図 Ⅱ 第四系
付表の目次 第 1 表 津島図幅地域の地質系統表 第 2 表 津島図幅地域の古生層の対比表 第 3 表 北勢地域の新生界層序表 第 4 表 濃尾平野の地質と形成過程 第 5 表 濃尾平野および周辺地域の第四系 第 6 表 コア試験結果 第 7 表 ガス組成・水質表 第 8 表 水質表 第 9 表 温泉分析表
地域地質研究報告
（昭和 52 年稿）
５万分の１図幅
京都（11） 第 19 号
津島地域の野外調査研究は 昭和 49 年から始め， 昭和 51 年に終了した。 調査研究に当たっては 本地域の西部に分布する古生界（二畳系）を宮村が， 西部の山麓部に分布する新生界を近藤が， 東部の山麓部・平野部（地下地質）を高田と近藤がそれそれ担当した。
本調査研究において 奄芸 層群については 愛知教育大学の木村一朗 教授の 教示に負うところが少なくない。 また， 山田直利 技官に花崗岩類の顕微鏡鑑定をわずらわせた。 さらに， 岐阜県 海津 町からは濃尾平野の試錐資料を提供していただいた。 あわせてここに深くお礼を申し上げる。
津島図幅地域は大部分が濃尾平野で占められ， 山地は 本図幅地域の西端において 養老 山地の西端と南端を除いた大部分と [ 北西部の ] 南宮 山塊の南端部が分布する。
養老山地は， 西は [ 本図幅の西隣の ] 「彦根東部」図幅地域の 牧田 低地帯に， 東は濃尾平野に接する 南北が約 25 km， 東西が約 6～7 km の独立山地である。
養老山地の北部はおよそ 700～800 m の山稜が連らなり， 石灰岩を含む塩基性岩とチャートが分布する。 東側の急崖には大小の滝がかかり， 有名な養老の滝は 砂岩層とチャート層を境する [ 西北西 or 東南東方向の ] 断層にかかる。 深い V 字谷を刻む。 一方 南部は砂岩に富む地層が分布し， 600 m 前後からそれ以下のなだらかな低い山稜からなる。
分水嶺をなす稜線は 一般に養老山地の東側に片寄り， この稜線の東側の地形は急傾斜， 一方 その西側は緩傾斜を示している。 概観して 養老山地の地形は西に緩く， 東に急傾斜する傾動地塊である。
[ 図幅地域北西隅付近の ] 南宮山塊は養老山地の北方に位置し， 牧田 川をへだてて養老山地と相対立した独立山塊で， 主として砂岩・粘板岩互層からなる およそ 400 m 以下の比較的なだらかな低い山地である。
養老山地の 西部 [ ← 南西部 ? ] の山麓部は 標高 270 m 以下の丘陵と段丘が大部分を占め， 河川沿いの低地がわずかに分布する。 丘陵は 員弁 丘陵の一部で， おもに鮮新～更新統の 奄芸 層群の地層からなり， 開析がすすみ， 縦横の谷がよく発達する。 河川は ほとんどが北から南へ流れ， 西から 員弁 川・ 相場 川・ 田切 川・ 二之瀬 川および 貝野 川があり， いずれも本地域の南方 [ の桑名図幅地域内で ] で員弁川に合流する。 段丘は各河川沿いに分布し， 高位・中位・低位の３段丘が区別される。
養老山地の東部の山麓部には 山地から東流する多くの河谷があり， 主なものは 北部から 滝谷 [ ← 上流に養老の滝がある ] ・小倉谷 [ ← 養老山の東北東方 ] ・志津谷 [ ← 志津北谷と志津南谷がある ; 養老山の南東方 4 km ] ・徳田谷・ 羽根谷 [ ← 地質図上に記名なし ; 徳田谷の南東方 2 km 強 or 山崎北谷の北西方 2 km ] ・山崎北谷・ 盤若谷 である。 これらの河谷から流出する河川は 津屋 川または 揖斐 川に合流する。
[
これらの養老山地の東部の山麓の
]
谷の出口の 標高 200 m 以下の地域には かなりの急斜面をもった扇状地が発達する。
[
志津谷の出口の
]
志津の以北では，
谷の
入口
[
← 出口
]
に発達した多くの扇状地は 隣接のものと複合して広く連続した山麓扇状地を形成する。
扇状地に接して 多くの段丘平垣面が発達する。 段丘はおおむね高位・中位・低位の３段丘が区別されるが， 低位段丘の分布がもっとも広く， 高位段丘は局部的にしか存在しない。 これらの段丘は河成とみられ， 現河床面との比高は [ 津屋川と揖斐川の合流点の西方の ] 駒野付近の高位面が約 25 m， 養老付近 [ = 滝谷の出口付近 ? ] の中位面と低位面がそれぞれ約 55 m と約 25 m， [ 駒野の南南東方 2.5 km の ] 上野河戸 付近の中位面が約 20 m， [ その南方 2.5 km の ] 石津付近の低位面が約 5 m である。 伊勢湾周辺の中位段丘は 一般には海成の要素を有するが， このあたりでは まだ そのような証拠は得ていない。 [ 養老山地の ] 西部山麓の 北勢 地域の河成段丘とは 同地域の高位段丘の一部を除いて ほぼ対比されるものと考えられる。
図幅地域の大半を占める濃尾平野は 北部の牧田川扇状地， 自然堤防の発達する氾濫原および三角洲性の低地からなっている。 これらの低地には 木曽・長良・揖斐の三大河川が南流し， これらの河川は 洪水のたびに流路を移動して 土砂を堆積し 氾濫原を形成した。 また旧河道は 多くの溝状凹地として 低地内の各所に存在する。
本図幅地域には秩父地向斜に堆積した古生層が養老山地および南宮山塊に分布し， 白亜紀後期の火成活動によると思われる火成岩岩脈が古生層中に貫入している。 養老山地および南宮山塊の山麓には 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， 養老山地の東麓には崖錐堆積物が著るしく分布している（第 1 表）。
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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を伴う優地向斜の堆積物からなり， 養老山地を構成する古生層を養老層群と呼び， 南宮山塊の古生層と区別した。
養老層群は岩相により上位から次のように分ける。
ここでいう一之瀬層は [ 本図幅の西隣の ] 「彦根東部」地域の 牧田川 層群に属する地層であり， 北勢南濃層は同層群の 前ヶ瀬 層に対比される。
竜泉寺層の石灰岩からは Pseudoschwagerina 帯の中部から上部の層準にわたる二畳紀前期を示す化石を産する。 竜泉寺層は下部二畳系に属する地層である。
一之瀬層は無化石のため 時代は明らかでない。 しかし， 竜泉寺層を整合に覆い， 岩相からは「彦根東部」地域の彦根層群の 米原 層に対比されるので， おそらく 中部二畳系の下部に相当する地層と思われる。
北勢南濃層は全く化石を含まなく， 時代は明らかでない。 本層は一之瀬層と整合に接し， 岩相からは「彦根東部」地域の二畳紀中期の化石を産する 幾里谷 層群に対比されるので， おそらく中部二畳系の中・上部に相当する地層と考えられる。
養老山地の北方に分布する南宮山塊の古生層は化石を全く産しないので 時代は明らかでない。 岩相からは北勢南濃層に似ている。
本図幅地域の新生界は 鮮新～更新統の 奄芸 層群， 段丘堆積物， 扇状地堆積物， 崖錐堆積物， 沖積層に分けられる。
奄芸層群は 約 500～600 万年前から約 130 万年前の間に 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」に堆積した淡水成層で， 岐阜県 多良地域 [ ← 本図幅の西隣の彦根東部図幅地域内の上石津町 多良の周辺地域 ] から三重県 津の南部 [ ← 本図幅の南々々隣の図幅地域内 ] にかけて 伊勢湾の西部の丘陵に 南北約 80 km， 東西約 20 km の狭い地域に分布している（第 1 図）。
本図幅地域内では， [ 奄芸層群は ] おもに三重県 北勢町の北部地域に分布している。
奄芸層群は 凝固不十分な礫層・砂層・シルトまたは粘土層からなり， 亜炭層と 20 数枚の火山灰層を挟んでいる。 最大の層厚は 少くとも 1,500 m に達するといわれる。
本図幅地域における奄芸層群の岩相層序は [ 本図幅の ] 西隣の彦根東部図幅（宮村ほか， 1976）のそれに類似し， ほぼ連続するが， 下部の 美鹿 累層・ 古野 累層が局部的によく発達するようになる。 美鹿累層は周縁相を呈する角礫岩層からなり， これと指向関係にある古野累層は シルトまたは粘土層を主とし， 亜炭層を挟んでいる。 この上位にある 市原 [ ← 市ノ原 ? ] 累層は 礫・シルト・粘土互層からなり， 大泉 累層は 砂・シルト互層を主体とし， 最上位の 米野 層は礫層を主体とする。 これら各層は西南に傾く単斜構造を示している。 鍵層として有用な火山灰層は パミス・ 川原 の２火山灰層である。
段丘堆積物は 養老山地の西部の山麓部の北勢地域と 同山地の東部の山麓部にそった地域に分布し， 主として礫層からなっている。 段丘を形成する地形面は 両地域とも 高度によっておおよそ３段に分けられ， いずれも河成堆積物からなり， 北勢地域の高位段丘堆積物の一部をのぞいて ほぼ対比されよう。
濃尾平野は ほとんど全域にわたり その表面を沖積層におおわれている。 平野の地下には， 沖積層の下部に 更新統・鮮新統・中新統の順に 1,500 m 以上に及ぶ厚い堆積層がある。 中新統以降のこれらの累層群は おおむね東北東から西南西へ緩く傾く傾斜構造を示して分布し， 西へ行くほど厚く， 図幅地域でもっとも厚く堆積している。
濃尾平野地域は 新生代に入ってから 第一瀬戸内期と第二瀬戸内期の２つの時期に沈降域化した。 第一瀬戸内期には 濃尾平野を含めて広く海進を蒙り， 中新世中期の海成層を堆積した（嘉藤， 1969）。 第二瀬戸内期には， 鮮新世中期から更新世前期まで， 東海湖として沈降を継続して淡水成層を堆積したが， 更新世に入って東海湖は消滅して 陸化した。 消滅期に入ってから周辺基盤山地の上昇を示すような地殻運動が活発化したが， 一方 濃尾平野地域は新な傾動沈降盆地として発生した。 これは濃尾傾動地塊運動とよばれ（松沢ほか， 1964）， その結果， 濃尾平野地域とその東縁の尾張丘陵地域の各累層群は 西方に傾き， 西側ほど地下深く没し， 図幅地域内には 更新世中期以降 完新世にいたる地層が 300 m 以上の厚さに堆積した。 これらの堆積物中には リス・ウルム間氷期の温暖期に生した熱田海進や， ウルム氷期が終り沖積世初期に生じた縄文海進による海成層が含まれている。 熱田海進や縄文海進の時期には 濃尾平野の奥まで海が進入したことか明らかにされている （桑原， 1969）。
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本層群は本図幅地域の西部に位置する養老山地に分布し， その一部は [ 本図幅の ] 西隣りの「彦根東部」図幅地域内に 牧田川 層群として分布する。
養老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。 本層群は岩相により竜泉寺層（下部）， 一之瀬層（中部）， 北勢南濃層（上部）にわけられる（第 2 表）。
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本層は養老山地の東北部に分布し， 断層で北勢南濃層に接している。 本層は主として下部に塩基性火山岩， 上部にチャートが発達する（第 2 図）。
塩基性火山岩 [ Rb ] は 主として養老山地の東斜面の中腹から下方に分布し， 一般に赤褐色または緑褐色を呈し， 熔岩と凝灰岩からなる。 熔岩は杏仁状緑岩で， 竜泉寺の西方の谷において見られる。 この塩基性火山岩は石灰岩の偽礫を部分的に含み， 層状またはレンズ状の石灰岩およびチャートを挟む。 層状に挟まれるチャートは 一般に灰黒色または灰白色で， まれに赤色を呈し， 50～60 m ほどの層厚を示す。
石灰岩 [ ls ] は層状またはレンズ状をなし， 一般に灰黒色のものが多く， スパーライト [ sparite ; 粗粒 ? ] 質でマイクライト [ micrite ; 微晶質 ? ] ～石灰泥岩の泥質岩を含む。 これらの竜泉寺の西方の石灰岩からは Misellina cf. claudiae (DEPRAT)， Pseudofusulina vulgaris var．globosa (SCHELLWIEN)， P. sp.， Schubertella sp. のフズリナを産出する。 鹿沼ほか（1962）は これらの他に Paraschvagerina（Acervoschwagerina）endoi HANZAWA を報告している。 層状石灰岩は 30～60 m ほどの厚さを示し， 石灰岩レンズは厚さ 3～10 m ほどのものが見られる。
チャート [ R ] は 前述の塩基性火山岩の上に整合に重さなり， 養老山地の東斜面の中腹から稜線を越えて 西斜面の中腹まて分布している。 チャートは一般に灰黒色を呈し， 厚さ数 cm～1 m ほどの珪質粘板岩を挟有する。 比較的層理が発達し， 複雑な微褶曲が見られる。 柏尾 の西方の東斜面の中腹には およそ 250 m ほどの厚さの塩基性火山岩が挟在され， 一部に杏仁状緑岩が見られるが， 全体として凝灰岩が多い。 この塩基性火山岩は およそ 30～40 m ほどの厚さの層状石灰岩２枚と 厚さ 5～10 m ほどの石灰岩レンズを伴う。 これらの石灰岩は一般にスパーライト質で， 同時侵食の石灰岩片（内砕屑物）を含み， Pseudofusulina cf. modica (THOMPSON ＆ HAZZAD)， P. sp.， Schubertella sp. のフズリナを産出する。
一方， 西斜面の大持谷の上流ではチャートの下位におよそ 20 m ほどの厚さの鮞状石灰岩があり，Pseudofusulina vulgaris (SCHELLWIEN)， P. fusiformis (SCHELLWIEN ＆ DYHRENFURTH)， P. cf. kraffti (SCHELLWIEN)， P. cf. yobarensis (OZAWA) のフズリナを産出する。 この他に海百合の幹， 石灰藻を含む。 サコサ谷の上流では チャートの中に厚さ 3～5 m ほどの苦灰質石灰岩レンズが挟まれ， 無化石で再結晶した放射状の構造を示すオーライト [ oolite ; 魚卵状もしくは鮞状石灰岩 ? ] を含む。
竜泉寺層は養老山地における最下位層で， 産出するフズリナはいづれも二畳紀前期を示している。 したがって， 本層は下部二畳系の中・上部に属する地層と考えられる。 本層の厚さは 2,000 m 以上と推定される。
本層は牧田川層群に属する地層で， [ 本図幅の西隣の ] 「彦根東部」図幅地域内における牧田川沿いの [ 上石津町 一之瀬 ] 川東 [ 読み方不明 ] （一之瀬）から [ 上石津町 下多良 ] 東山 [ 読み方不明 ] にかけての 多良峡 に模式的に発達する。 本図幅地域内ではサコサ谷， 大洞 谷， 前ヶ瀬谷， 川原谷， 徳田 [ ← これだけは養老山地の東麓（他は養老山地の西部） ] において見られる。
本層はサコサ谷の上流域で前述の竜泉寺層を整合に覆い， 粘板岩とチャートからなる。 一般に粘板岩はチャートに比べ優勢であるが， 本層の最上部にはおよそ 300 m 以上の厚さを示す厚層のチャートが発達する（第 3 図）。 粘板岩とチャートはそれぞれ厚さ数 cm 以下で細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あるが， 最上部の厚層のチャートに接するものは まれに赤色を呈する場合もある。 一般に層理がよく発達し， まれに 数 m の厚さの細粒～中粒砂岩のレンズおよびチャートのレンズを挟む。 部分的であるが 粘板岩は珪質になっていることもある。
最上部の厚層のチャートは 大洞谷， 前ヶ瀬谷， 徳田において見られ， 一般に灰白色または灰黒色で まれに赤色または淡緑色で 数 cm 以下の間隔で細い層理を示し， 複雑な小褶曲を繰り返している。
本層は無化石のため 地質時代は明らかでない。 しかし， 前述の下部二畳系の中・上部に属すると考えられる竜泉寺層を整合に覆うので， その大部分は中部二畳系の下部に相当する地層と思われる。 本層の厚さはおよそ 1,800 m である。
本層は牧田川層群の前ヶ瀬層に対比される地層で， 養老山地全域に分布し， 前述の一之瀬層の最上部を占める厚層のチャートの上に整合に重なる。 本層の下位は 一般に中粒または粗粒の砂岩と粘板岩の比較的粗い互層をなすが， 上位は細粒砂岩またはシルト岩と粘板岩の比較的細い互層をなす傾向がある（第 4 図）。
砂岩と粘板岩の比較的粗い互層はそれぞれの厚さ数 m を示すものが多く， まれに層状またはレンズ状のチャートおよび礫岩を挟む。 砂岩は径 1～2 mm の粘板岩のパッチを含み， まれに各葉理の厚さが数 mm ほどの水平葉理を示すことがある。 中粒砂岩の一部は細礫岩またはグラニュール [ granule ; 顆粒状の砂岩 ? ] に移化することがあり， [ 図幅地域南端付近の ] レンゲ谷で見られるものは粒径 10～2 mm を示し， 粘板岩， チャートの堆積岩片および石英斑岩， 文象斑岩などの火成岩片と中粒砂岩の基質からなり， 陶汰は良くない。 一方， 粘板岩は一般に黒色で 葉理かよく発達し（第 5図）， その一部は礫を含むことがある。 この含礫粘板岩の厚さはサコサ谷の南支谷で 10 m ほど， 山崎谷 [ ← 山崎北谷 ? ] および小倉谷においてそれぞれ 5 m ほどを示し， 連続性に乏しい。 礫種は粘板岩が最も多く， 次いで 砂岩， 石英斑岩， チャート， 文象斑岩， 粗面岩， 花崗岩などが見られ， それらの径は 3～5 mm を示すものが多く， 最大径は 3 cm を示す。 一般に亜円礫である。
礫岩は若宮谷 [ ← 養老山の東南東方 2 km ] とサコサ谷の南支谷の上流域で見られ， 若宮谷での厚さはおよそ 5 m， サコサ谷の南支谷の上流域では 10 m 以上を示している。 礫岩は水平的にも垂直的にも砂岩と漸移し， 若宮谷では下位の粘板岩の上に整合に重なり， 上位の砂岩へ漸移し， 連続性に乏しい。 したがって， 基底礫岩とは考え難く， むしろ層内礫岩と考えられる（第 6 図）。 礫種は石英斑岩， 文象斑岩， 粗面岩， 砂岩， 粘板岩， チャートであり， それらのうち前二者が最も多い。 それらの径はおよそ 4～2 cm， 最大径はおよそ 6 cm， 亜円礫で， 基質は中粒砂岩からなる。 上述の２地点の他に 滝谷， ナオエ谷 [ ← 滝谷の南方 500 m ] ， 山崎谷 [ ← 山崎北谷 ? ] においても厚さ数 m の礫岩があり， 砂岩と漸移している（鹿沼ほか， 1962）。
細粒砂岩 またはシルト岩と粘板岩の比較的細い互層は 養老山地の南部の 田代越 以南の稜線と [ 北勢町の ] 御弁当 谷の中流域に分布し， 砂岩と粘板岩の厚さがそれぞれ数 10 cm 以下の互層をなしている。 御弁当谷における細互層の厚さはおよそ 800 m ほどであり， 第 7 図に示すようなシュブロン褶曲が見られる。
本層はフリッシュ型堆積物 [ = 砂泥互層 + 礫岩 ? ] であるが， 砂岩は 一部を除いて 一般に級化層理， 水平葉理などの内部構造か明らかでない。 また底痕も明らかでない。 なお， 本層に見られる火成岩礫を含む含礫粘板岩・礫岩は どちらかといえば 養老山地の東部に集中的に分布している（第 8 図）。 このような礫岩 [ 以下の [注] 参照 ] は 養老山地周辺の鈴鹿・伊吹・池田山・南宮山の各山地に分布する フリッシュ型堆積物からは知られていない。
本層は無化石のため地質時代は明らかでない。 前述の一之瀬層の上に整合に重なるので 中部二畳系の中・上部に相当する地層と考えられる。 本層の層厚は 2,500 m 以上と推定される。
養老層群は多くの断層により地塊化し， 地塊ごとに構造を異にする複雑な地質構造を呈する。 しかし， 一之瀬層を鍵層として地質構造を見れば， 大略 S 字型に配列することがわかる（第 9 図）。
北部地域の 川東 （サコサ谷）では一之瀬層は走向が北東 - 南西， 傾斜が 40～70°北， 大洞谷では走向ガ北西 - 南東， 傾斜が 60～70°南を示し， 一之瀬層は下位の竜泉寺層を囲むように配列し， 上位の北勢南濃層も一之瀬層に順じた配列を示して， 全体として 北部地域では 半ドーム状構造を示すものと考えられる。
この半ドーム状構造の南（大洞谷～前ヶ瀬間）は見掛上 南に傾斜する同斜構造を示すが， 上位の北勢南濃層の粘板岩中に見られる フローキャスト [ ← 意味不明 ] は逆転しており， さらに上位の北勢南濃層の南に分布する下位の一之瀬層の最上部の厚層のチャートが 前者の上に衝上していることから， 等斜褶曲（転倒向斜）が考えられる（宮村ほか， 1976）。
中部地域の川原谷では 一之瀬層は走向が北西 - 南東， 傾斜が 40～60°南を示し， さらに [ 養老山地の東麓の ] 徳田付近では 走向が北北西 - 南南東から北西 - 南東になり， 傾斜も 60°南を示している。 本図幅地域の南隣りの「桑名」図幅地域の 多度 付近では 一之瀬層は走向が北東 - 南西， 傾斜が 50°北を示す。 全体として 南部地域では, 一之瀬層の最上部の厚層のチャートが上位の北勢南濃層を囲むように配列し， 半盆状構造が考えられる。
南宮山塊は養老山地の北方に位置し， その大部分は [ 本図幅の ] 北隣りの「大垣」図幅地域内に分布する。
南宮山塊の古生層は砂岩と粘板岩の互層からなり， 少量のチャートを挟む。 一般に 砂岩と粘板岩は 厚さそれぞれ数 m 以上の粗い互層をなし， 砂岩は粘板岩より優勢である。 砂岩は中粒または粗粒で 径 2～3 mm ほどの粘板岩のパッチを含む。 一方， 粘板岩は黒色で 葉理が発達し， まれにチャートと 厚さがそれぞれ数 cm の細い互層をなすことかある。 本層は無化石で地質時代は明らかでない。 岩相からいえは前述の北勢南濃層に似ている。
養老層群（古生層）を貫ぬいて石英斑岩 [ Q ] ， ひん岩 [ P ] および角閃石花崗閃緑斑岩 [ G ] の岩脈がある。 これらの岩脈は 養老山地の北部から中部にかけて所々に貫入している。
石英斑岩はいづれも脈幅 2～3 m ほどで， 一般に 東西方向に貫入するものが多い。 岩相は灰白色の緻密な石基に， 斑晶として石英， カリ長石， 斜長石， 少量の黒雲母と鉄鉱を含み， 多少変質しており絹雲母を生じている。
サコサ谷で見られるものは, 石英およびカリ長石の針状結晶の放射状連晶からなる球顆組織を示す石基 [ 以下の [注] 参照 ] と上述の鉱物の斑晶からなり， 絹雲母を生じている。
ひん岩は脈幅 1～2 m ほどの岩脈で， 成層面に並行して貫入するものと 成層面を切って貫入するものとがある。
ひん岩は完晶質の石基に斜長石， 普通角閃石と少量の石英を斑晶として含み， 一般に変質しており， 方解石， 絹雲母， 緑泥石などが生じている。
角閃石花崗閃緑斑岩は [ 南濃町 ] 下多度 [ ← 志津谷（志津北谷）の北方 500 m ] や [ 北勢町 ] 荒田谷 [ = 荒田川 ] の奥に小規模な岩脈として貫入している。
本岩は 肉眼的には 斑状構造を呈し， 灰白色の石基中に多量の斜長石・角閃石および少量の石英の斑晶が認められる。
上記のように， 本岩は粗粒な斑晶を多く含む割には 石基が隠微晶質で， 急冷相に近いものと考えられる。
奄芸層群は 古くから多くの人によって研究されている。 竹原（1961）は 火山灰層の追跡によって 奄芸層群の分布全域について 第 11 図の標準層序を確立し， 一般に各地層は南部から北部へ薄くなり， [ 本図幅の南西方の ] 亀山市以南では亀山層以下の下部層が発達するが， 北部では下部層は貧弱で， 南部にない上部層が発達するようになることを指摘した。 北勢地方の奄芸層群について， 横山（1971）は 火山灰・古流系・岩相変化・地質構造などから， 鈴鹿山脈の形成に関連して構造発達史を考えた。 柴田ほか（1977）は， 火山灰層と岩相により区分された累層とは 斜交することが多いことを明らかにした。 森（1973b・1975・1977）は 養老山地の内部や同山地の東麓に残存する礫層について報告し， これらを奄芸層群相当層と考えた。
本図幅地域内の奄芸層群は 主として養老山地の西部の北勢地域に分布するが， 同山地の西斜面および東麓， 南宮山塊の東麓などにも局部的な分布がある。
養老山地の西麓部の海抜 350 m 以下の丘陵地に [ 奄芸層群は ] 基盤の古生層を不整合におおって広く分布するが， 上部は 多くの地域で 段丘堆積物に不整合におおわれる（第 3 表）。
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[ 北勢地域の奄芸層群は ] 層位的には 奄芸層群の上半部にあたり， 約 130～300 万年前 [ 以下の [注] 参照 ] の堆積物とされている。 岩相によって 下位から 美鹿・古野・市之原・大泉・米野の５累層に大別される。
松井（1943）や安田（1958）は 桑名・員弁地方の研究で美鹿層を用いたが， 嘉藤（1957）は桑名地方の研究で 累層の単元に改めて美麓累層 [ 以下の [注] 参照 ] と命名した。 模式地は [ 本図幅の ] 南隣の桑名図幅の三重県 桑名郡 多度町 美鹿の北西の溜池周辺であるが， 本図幅地域では [ 北勢町 ] 小原一色 の北部の杉山砂利（株）の採石場付近と 御弁当 谷の出口組 採石場付近に模式的に露出するほか， 千司久連新田 の北部などの各所に 古生層に接して分布する。
美鹿累層は 主として古生層由来の砂岩の角礫よりなり， 少量のチャート・花崗斑岩の角礫をまじえ， きわめて分級のわるい中礫・大礫からなり， 砂で膠結されている。 場所によっては径 1 m に及ぶ巨礫を含むことがあり， また細粒砂層・シルト層のレンズ状薄層， 粗悪亜炭の薄層を挟むことがある。
[ 小原一色の ] 杉山砂利（株）採石場付近では， 基盤山地の山麓斜面にそって 標高約 340 m 付近まで はい上って分布する。 見かけ傾斜は南西へ 12°位である。 層厚は最厚部で約 50 m と推定される [ 以下の [注] 参照 ] 。
御弁当谷の出口組 採石場付近にも 本累層の良好な露頭があり， 南北方向に御弁当谷をまたぎ， チャンネル状に標高 350 m 付近まで はい上って分布する。 谷の北側は 礫は 一般に大きく， 径 10～50 cm 大のものが多い。 谷の南側の上部では 厚さ 20～30 cm の亜炭層を挟在する。 層厚は最厚部で約 60 m と推定される。
本累層は． 嘉藤（1957）と竹原（1961）のいうように， その分布は養老山地を開析して堆積盆地に注ぐ河川の谷底にあたり， そこに堆積したもので， 基底礫相および周辺相を呈する。
古野累層は， 嘉藤（1957）の桑名地方の層序区分によるものであるが， 松井（1943）および安田（1958）の古野層とほぼ同じ地層を 累層の単元に改めたものである。
模式地は [ 本図幅の ] 南隣の桑名図幅内の三重県 桑名郡 多度町 美鹿の 肱江川 の南岸の谷壁である。 本図幅地域内では 北勢町 川原 上切 [ 読み方不明 ; うえきり ? ] の田切川河岸， および 東貝野 付近などに 断片的に分布する。
本累層は 地域南部では西， 北部では南西に 30～35°傾斜している。 古生層にアバットの関係で接するか， または美鹿累層と指交関係にあって 層相を移化している。
本累層の層厚は 模式地では 100～130 m あるというが， 川原では約 60 m， 東貝野で約 50 m ある。
古野累層は 主として青緑色のシルトまたは粘土， 黒褐色の炭質粘土よりなり， 黄褐色の砂層をはさみ， 下部には 5～7 枚の亜炭層と火山灰層を挟有する。 亜炭層は厚いものは 1 m に達するが， 大部分は 50 cm 以下の薄層である。 火山灰層は 東貝野火山灰層， 鼓 火山灰層， 川原火山灰層とよばれる３層があり， 東貝野・川原両火山灰層は いずれも 2～3 枚組として亜炭層の上下盤に挟在している （第 14 図）。
本累層からは 次の植物化石が報告されている（柴田ほか， 1977）。
市之原累層は 嘉藤（1957）の桑名地方の層序区分によるものであり， 松井（1943）および安田（1958）の市之原層と ほぼ同じ地層を累層の単元に改めたものである。
模式地は [ 本図幅の ] 南隣の桑名図幅内の三重県 員弁郡 員弁町の戸上川上流である。 本図幅地域内では おもに田切川の以東に分布し， 川原の西方にも連続して好露出がある。 おおむね 南部では西へ， 北部では南西に 30°以下の単斜構造を示している。
本累層と下位の古野累層との関係は 模式地その他の地域と同様に 整合である。 下部の礫岩の礫には 下位累層のものと思われるシルトの巨礫を含む所もあるが， 上下の境界は漸移する。 上位の大泉累層とも漸移する。
層厚は 北部の川原付近で 200 m 内外， 南部の 畑毛 以東で 300 m 弱と見積られる。
市之原累層は 礫層を主とし， シルトおよび砂層を挟み， また３枚の火山灰層を挟んでいる。 礫層とシルト層・砂層は 互層状を呈する場合もあり， また横に漸移して 指向関係にある場合もある。
礫層は 一般に黄褐色を呈し， 3～5 m の厚さであるが， 10～20 m に達する厚い所もある。 礫層中の礫は おもに古生層由来の砂岩， チャートで， 他に少量の粘板岩， ホルンフェルス， 花崗岩および花崗斑岩類の礫も含まれる。 礫の大きさは 中～大礫が主で， 細礫を混え， 分級は比較的良好な円礫～亜円礫で， 砂でゆるく膠結されている。
シルト層は 一般に青緑色・塊状で， 厚さ 2～5 m， 砂層は黄褐色， 中～粗粒砂が多く， 2～3 m の厚さである。 火山灰層には 下位から 二之瀬火山灰層， 畑毛火山灰層， 川原火山灰層とよばれるものがある（第 16 図）。
柴田ほか（1977）によって指摘されているように， 川原火山灰層は 岩相により区分された古野累層と市之原累層とに斜交している。
本累層からは 次のような植物化石が報告されている（柴田ほか， 1977）。
大泉累層は 嘉藤（1957）の桑名地方の層序区分によるものである。
松井（1943）は 下部と上部に分けて模式地を定めた。 下部層の模式地は [ 本図幅の ] 南隣の桑名図幅中の三重県 員弁郡 員弁町 笠田 新田の西の谷。 上部層の模式地は 員弁町 笠田池付近である。 本図幅地域内では 北勢町 向平 付近から川原の南西部に分布し， さらに西方へ連続する。 これらは おおむね 南西へ 15～25°傾斜する単斜構造を示している。
下位の市之原累層とは 整合 漸移関係にある。 川原の西部の [ 藤原町 上相場 ] 米野 [ ← 本図幅の西隣の彦根東部図幅地域内 ? ] へ通ずる道路沿いの露頭では， 市之原累層の礫岩層の上部は 礫の数を次第に減じて 細礫まじりの砂層となり， 遂にはシルト勝ち互層へと漸移する。 上位の米野累層とも整合関係にある。
大泉累層は おもにシルトと砂層からなり， 砂層の一部にはチャート・砂岩・花崗岩などの細礫を混える所もある。 シルト層は 一般に青緑色あるいは灰日色の塊状を呈するが， 一部は細い葉理を示す所もある。 砂層は中粒～粗粒， 黄褐色の塊状・軟質で， 偽層を呈する所がある。 下部はおおむね泥岩が優勢であり， 上部は砂層が優勢となる。 下部のシルト勝ち互層は 厚さ 4～8 m のシルト層と 3 m 内外の砂層からなり， パミス火山灰層を挟有する。 最大層厚は 約 50 m である。 上部の砂勝ち互層は 厚さ 3～5 m の砂層と 1～3 m のシルト層からなり， 最大層厚は約 200 m である。 本層中には 2～3 枚の薄い火山灰層を挟有する（第 17 図）。
米野累層は 安田（1958）の米野層を累層の単元に改めたものである。
模式地は [ 本図幅の ] 西隣の彦根東部図幅内の米野の西方の相場川岸の大きな崖である。 本図幅地域内では 藤原町 下相場付近から北西へ， 相場川の東約 1～1.5 km の範囲に分布する。
本累層は 伊勢湾の西岸全域を通じて 奄芸層群の最上位層である。 下位の大泉累層とは 整合 漸移関係にある。 [ 図幅地域南西隅の 1 km 北方の ] 日内 の北部の 相場川が北に曲流する地点から 北に入った谷沿いの観察では， 下位の大泉累層の砂勝ち互層から 本累層の最下部の細礫まじり砂礫層へと漸移している。
層厚は 本地域では 約 200 m と見積られるが， [ 本図幅の ] 西隣の [ 彦根東部 ] 図幅の模式地付近では 300 m 以上とされている。
米野累層は 全般的に礫層を主とし， 下位の各累層とは やや岩相を異にしている。 本累層の下部は 細礫まじりの砂礫層と泥岩の互層からなり， 上部はほとんど大部分が礫層からなる。 礫は古生層由来の砂岩・チャートを主とし， きわめて分級度の悪い 1～3 cm の亜角礫からなり， 粗粒砂で膠結されている。 一般に 模式地にくらべると 礫の大きさも小さく， 量も少い傾向がある（第 18 図）。
伊勢湾の西岸の奄芸層群中には 20 数枚の火山灰層が識別されるというが（竹原， 1961）， 本図幅地域では 少なくとも 10 数枚の火山灰層が挟まれている [ 以下の [注] 参照 ] 。 これらのうち とくに連続して追跡の可能なのは パミス火山灰層 [ tp ] である（第 20 図）。
東貝野 火山灰層 : 模式地は 北勢町 東貝野の東方の 悟入谷 川の河岸。 古野累層 [ O ] 中の火山灰層で， 分布は模式地付近の小範囲に限られる。 炭質物をもったシルト層・砂層を挟んで， 上下各々 10 cm 位の厚さの２枚組の火山灰層である。 下位のものは 白色 ガラス質中粒， 上位のものは 淡灰色 塊状粗粒である。
鼓
火山灰層 :
模式地は 北勢町
堤
[
← 鼓 ?
]
の西方 200 m の谷であるが，
東貝野の北方の悟入谷川の河岸，
小原一色
神明社
の下の崖，
貝野川の河床などに分布する。
古野累層の上部 または 市之原累層の下部
[
O
]
に挟まれ，
厚さは最厚部で約 2 m である。
帯緑色 粗粒の火山灰で，
長柱状のグラスが多く，
多くの黒雲母が散在するのが 肉眼でも観察される。
下部約 20 cm は 細粒 緻密の珪質板状となり，
植物化石を含む。
有色鉱物としては黒雲母が多い。
二之瀬 火山灰層 : 模式地は 北勢町 二之瀬の東方の小原一中に通ずる道路沿いの送電線鉄塔付近で， 小原一中付近まで連続して分布する。 市之原累層 [ O ] 中に挟まれ， 厚さ 1～3 m， 帯緑色または暗灰色， 細～中粒， 非常に堅硬で， 下部 25 cm 位は 板状の外観を呈する。
畑毛 火山灰層 : 模式地は 畑毛の北東 200 m の谷。 二之瀬橋の東部の谷から模式地を経て 貝野川の河岸へと連続する。 暗灰～淡灰色， 層厚 1～1.5 m， きわめて堅硬な珪質 緻密の細粒～中粒火山灰層である。
川原 火山灰層 [ tk ] : 横山（1971）が命名。 模式地は 北勢町 川原の東方の田切川の河床。 模式地の川原の南部では 段丘堆積物 [ T1～3 ] におおわれて不明であるが， 千司久連新田 の南から畑毛の北東の谷を経て 貝野川の右岸へと連続する。 2～3 枚の火山灰の組として追跡され， この地域の重要な鍵層である。 模式地の川原では 古野累層 [ O ] 中に， その他の地域では市之原累層 [ O ] 中に挟在する。
模式地では， 炭質物を含んだ厚さ 2.5 m のシルト岩をはさんで 上下２層よりなる。 上層は厚さ１m， 灰白色 細粒， グラス質で， 下部は 2.5 m 位， 中部に厚さ 50 cm の亜炭をはさんでいる。 淡青灰色， 細～中粒， 石英粒を多く含み， 有色鉱物は黒雲母・角閃石が多い。
パミス火山灰層 [ tp ; 以下の [注] 参照 ] : 横山（1971）が命名。 本図幅地域の模式地は [ 図幅地域南西隅から東北東方 2.5 km の ] 向平 の田切川の左岸。 模式地から北西へ 川原の西部にかけて連続して分布し， この地域でもっとも重要な鍵層であり， 隣接地域へと員弁郡 全域にわたり分布する。 大泉累層 [ O ] の下部にはさまれる火山灰層である。
本火山灰層は 層厚は 3～8 m あり， 非常に厚く 軽石を含むのが特徴である。 模式地では， 中上部（厚さ 6 m 位）は淡灰色を呈し， 径 1 cm 位の軽石の密集部があり， ラミナもよく発達する粗粒 ガラス質である。 下部（30 cm～1 m）は 非常に堅硬 緻密， 珪質 細粒の火山灰層である。 有色鉱物は角閃石・斜方輝石・黒雲母がある。
スシロ谷火山灰層 : 横山（1976）が命名。 パミス火山灰層の上位約 60 m の層準にある。 大泉累層の中部 [ O ] にはさまれ， 下部にゴマ塩状の特徴を有するので， スシロ谷火山灰層に対比される。 厚さ 20～30 cm， 灰白～黄灰色， 緻密 堅硬な火山灰で， 板状に割れ， 下部 5 cm は有色鉱物が凝集し， ゴマ塩状を呈する。 露出地点が少なく， 図幅地域内における本火山灰層の連続性は明らかでない。
上相場 火山灰層 : 柴田（1977）が命名。 大泉累層の上部 [ O ] に挟まれ， 下相場の北部に露出するが， 連続性は不明である。 厚さ 40 cm 位， 上部 30 cmは灰白色， 軟質 塊状． ガラス質 粗粒， 下部 10 cm は 黄灰色を呈し， やや堅硬な火山灰層である [ 以下の [注] 参照 ] 。
養老山地の南西側斜面上には 奄芸層群の礫層と考えられるものが残存する。 分布は 北部の 笙ヶ岳 [ ← 養老山の北北西方 2.5 km ] の南部の標高 770～780 m 付近のもの [ B ] から 南へ順次低下して， 養老山の西部の林道沿いの標高 710 m 付近のもの [ B ] ， 養老山の南西方約 2.8 km の標高 550～520 m 付近のもの [ O ] ， 北勢町 川原の北部の標高 480～450 m 付近のもの [ B ] ， 二之瀬の東部の標高 350 m 付近 [ ← 御弁当 谷付近 ? ] のもの [ B ] である。
礫層の厚さは 5～10 m， 礫はチャート・砂岩を主とする大礫または巨礫からなる。 森（1975）は これらの礫層を 礫種によって美鹿型（河成）と大泉型（湖成〉に区分し， チャート・砂岩の他に花崗岩・花崗斑岩の礫を含む 養老山の南西方にある２ヵ所のもの [ O ] は 大泉型礫層と考え， 他のもの [ B ] はいずれも美鹿型礫層と考えた。
養老山地の東麓の段丘堆積物の下部の小範囲に 奄芸層群と考えられる地層が分布する [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 図幅地域北西隅から東南東方 2 km の ] 養老町 沢田の南のもの [ O ] は 低位段丘 [ T3 ] の下部に露出し， 層厚 10 m 以上あり， 灰褐色シルトの厚い地層で， 何枚かの角礫層を互層状にはさむ。 礫層は厚さ 30 cm～1 m， 礫はチャート・砂岩・ホルンフェルスの中礫である [ 以下の [注] 参照 ] 。
南濃町 戸田 [ ← 徳田の北方 500 m ] の国道沿いのもの [ O ] は 高位段丘 [ T1 ] の下部に 厚さ約 2 m の礫岩層， さらにその下部に厚さ約 1.5 m の砂層がある。 礫岩の礫は チャート・砂岩の細礫， 亜角礫， 砂で膠結されている。 砂層は淡褐色， 細粒， シルトの薄層をまじえる。 地層は西南西へ 30°位の傾斜を示す。
南濃町 上野河戸 のもの [ O ] は 国道沿いの中位段丘 [ T2 ] の下の小範囲に露出する。 主としてチャート・砂岩の細～中礫， 円礫まじりの砂層からなる。 礫はこの他に粘板岩・ホルンフェルス・石英斑岩・花崗岩の礫をまじえ， 北東へ 10°以下の傾斜を示す [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 南宮山 （標高 419 m） の南方 500 m 弱の ] 象鼻山 [ 標高 129 m ] の東麓， および [ その北東方 1 km 弱の ] 栗原の西方の山道沿いに 奄芸層群相当と思われる礫層 [ O ? ] が古生層にアパッ卜して分布する。
象鼻山の東麓の礫層は 砂岩を主とする中～大礫， 角礫～亜角礫が東斜面に張りついた形で分布する。
東原
[
← 栗原 ?
]
の西方の山道では
[
奄芸層群相当と思われる礫層（O ?）が
]
標高 100 m 付近まで分布する。
礫層は 厚さ 8 m 以上，
礫はチャートを主とし 砂岩・ホルンフェルス・花崗岩の細～中礫をまじえ，
円礫～亜円礫で，
砂質粘土で膠結される。
下部は厚さ 1 m 以下のシルトの薄層をはさんでいる
[
以下の [注] 参照
]
。
北勢地域の段丘は基本的には 高位面・中位面・低位面の３段に区分されるが， 詳しくみると 高位面はさらに２段に， 中位面はさらに４段に区分することができる。 それぞれの高度は 高位面が 270～150 m， 中位面が 120～250 m， 低位面が 110～240 m である。 同一地域では 高位面と中位面の高度差は約 15～10 m， 中位面と低位面との高度差は約 10～5 m， 低位面と現河床面との高度差は約 10～5 m である。
高位面 [ T1 ] は 大部分の地域で広い平坦面を形成しているが， 西部の藤原町地内では 奄芸層群よりなる丘陵の頂部に分布し， 堆積面は著しく開析されて， 平坦面はほとんど発達していない。 高位段丘堆積物は 厚さ 5 m 以下の古生層起源の中礫～大礫からなり， 径 50 cm をこえる巨礫をまじえ， 淘汰はきわめて悪い。 礫の多くは砂岩で， チャートをまじえ， まれに花崗斑岩・ホルンフェルスがあり， 粘土質の砂で膠結される。 花崗斑岩は風化したものが多い。 上面の表土は赤土である。
中位面 [ T2 ] は 京ヶ野新田 にもっともよく発達し， 広大な平坦面を形成する。 堆積物は厚さ 5 m 以下で， 中礫～大礫大の亜角礫からなっている。 礫は古生層起源の砂岩がもっとも多く， チャート・粘板岩・花崗斑岩等を含み， 砂でゆるく膠結される。 表層部には「くろぼく状腐植土」が約 50 cm の厚さで存在する。
低位面 [ T3 ] は 各河川の沿岸に多くの分布がある。 堆積物は厚さ 5 m 以下の中礫～大礫大の亜角礫で， 古生層由来の砂岩を主とし， チャートを含み， 砂でゆるく膠結される。
伊勢湾の西岸に分布する中位段丘堆積物 [ = 本図幅の T2 ] の特徴の一つとして， 木村（1971）は「くろぼく状腐植土」が段丘面上にしばしば発達することを指摘している。 このことから 本地域の中位面は ほぼ伊勢湾の西岸の [ 中勢地域の 東員 町の ] 穴太 ・ [ 四日市市の ] 坂部 面に対比されるものであろう （ 第 5 表 [ 以下の [注] 参照 ] ）。 高位面 [ = 本図幅の T1 ] の一部は「クサレ状の風化礫」を含むことから， 桑名地方 [ = 北勢地域 ] の最高位段丘の [ 桑名市の ] 蓮花寺 面に対比されるであろう（ 第５表 [ 以下の [注] 参照 ] ）。
養老山地の東麓の段丘は その高度・開析状態・礫の風化状態などから 高位面， 中位面， 低位面の３段に区分される。 しかし， この地域は多くの谷の開口部にあたり， 氾濫や土石流堆積の繰返しにより地形を形成し， 位置および高度から 新しいものが必ずしも低位置に形成しているとは限らず， 地形区分はきわめて難しい。
この地域の高位面 [ T1 ] は 戸田・藤沢 [ ← 駒野の西南西方 1 km 弱 ] ・奥条 [ ← 駒野の南西方 1 km ] および 上野河戸 付近 [ ← 上野河戸付近には高位段丘堆積物（T1）は存在しない ? ] に分布し， 高度は 30～40 m， 平垣面を形成する。 低位面との高度差は 10 m 以下である。 高位段丘堆積物 [ T1 ] は 厚さ 5 m 内外， 古生層起源の中礫～大礫からなり， 淘汰のわるい亜角礫からなる。 礫はチャート・砂岩が多く 粗粒砂で膠結される。 礫の多くはやや風化している。
中位面 [ T2 ] は養老付近に多く分布し， 高度 60～150 m， 緩傾斜の平垣面を形成している。 低位面 [ T3 ] との高度差は 約 5 m である。 中位段丘堆積物は 厚さ 5 m 以下， 角ばった中礫～大礫よりなり， 礫は古生層起源の砂岩・チャート・粘板岩からなり， 砂で緩く膠結される。
低位面 [ T3 ] は 各所にみられるが， 志津谷と滝谷間にもっとも広く分布する。 高度は 20～90 m， きわめて緩く傾斜した平坦面を形成する。 南部の駒野・石津付近では 高度 5～70 m である。 津屋川沿いの低位面と氾濫原面 [ a ] との高度差は 1～2 m である。 低位段丘堆積物は 厚さ 10 m 以下の角ばった中礫～大礫からなり， 礫は古生層由来の砂岩・チャート・粘板岩が多く， 花崗斑岩を混えている。 砂質土で緩く膠結される.
養老山地の東麓の高位， 中位， 低位段丘面は 濃尾平野の東部に分布する [ 名古屋市の ] 覚王山 面， [ 名古屋市の ] 熱田面， [ 小牧市・春日井市の ] 小牧面または [ 春日井市の ] 鳥居松 面に それぞれ対比されると考えられる（ 第５表 ）。
扇状地 [ f ] は 養老山地の東麓の殆どの谷の入口に発達し， とくに志津谷より北部地域に著しい。 この地域では 典型的な扇状地地形を示すものがあり， 一般に表面の傾斜はかなり急である。 堆積物は 主として古生層由来の砂岩・チャート・粘板岩等の中～大礫で， ときに巨礫をまじえ 亜角礫である。
牧田川扇状地は 養老町付近で沖積層下に没するが， 地表ではその境界は明瞭でない。 牧田川の河床は 扇状地面より約 2～3 m 高く， 天井川の傾向を示す。 堆積物は主として古生層由来の角ばった中礫～大礫よりなり， 巨礫を混え， 砂質土で緩く膠結される。 本礫層は， [ 巻末の ] 第 41 図の A - A' 断面に示すように， 濃尾平野の地下において 第一礫層および南陽層の下部層に連ると考えられる。
崖錐堆積物 [ t ] は 養老山地の東麓において 主に古生層分布地域の急斜面の末端に多く連続して分布する。 主に古生層由来の砂岩・チャート・粘板岩の大礫～巨礫からなり， 花崗斑岩の礫をまじえている。 礫の多くは角礫からなる。 崖錐堆積物は 扇状地または段丘を覆うが， その境界は明瞭ではなく， 地形の変化で判断するしかない。
北勢地域では 相場川・田切川・二之瀬川および貝野川などの諸河川流域に発達し， 礫・砂および粘土からなる。
濃尾平野では 木曽・長良・揖斐の三大河川の流域に広範囲にわたって沖積層が発達し， 表層部は砂・シルト質砂または粘土よりなる自然堤防・氾濫原および三角州性堆積物よりなる。
濃尾平野の地下地質については 井関（1956）， 井関ほか（1959）らの沖積層基底に関する先駆的な研究がある。 杉崎ほか（1961）は 地下水の地球化学的研究の一環として 濃尾平野の地下構造を明らかにした。 また， 都市地盤調査計画の一環として「伊勢湾北部臨海地帯の地盤」が公刊され， 竹原ほか（1962）は 名古屋港付近の地盤を明らかにした。 松沢ほか（1964）は， 従来の地質調査資料と深井戸資料に基いて 濃尾平野全域の地下構造を明らかにし， 濃尾傾動地塊運動について論じた。
昭和 34 年（1959 年）9 月 26 日の伊勢湾台風を契機として， 濃尾平野の南部に広範囲にわたる海抜 0 m 地帯のあることがわかり， 地盤沈下の発生していることが推定されるに至った。 以来 地盤沈下対策として 地盤工学上の精細な資料が畜積されてきている。
1963 年頃から濃尾平野地域の温泉開発が進み， 1,000 m 以上の超深層ボーリングが多数掘られるようになり， 地下の層序・構造が次第に明らかになった（高田ほか， 1969）。 桑原ほか（1972）は 伊勢湾など湾域の更新世末～完新世の堆積物の分布， 平野域との対比， 埋没地形について論じた。
一方，
古生物学的資料については，
古川（1972）は 14C 年代測定値などを用いて
更新世末期から沖積世にかけての地層細分と対比を行い，
中村（1971）は主として沖積層などの花粉層序学的研究を行った。
また，
濃尾平野第四系研究グループ（1977）は 愛知県地盤沈下観測井の試錐が始まったのを機
会
に，
この地域の中～後期更新世の層序を明らかにするために 1973 年以来 研究を続けている。
濃尾平野地域は 西南日本 瀬戸内区の沈降帯の一部をなすものである。 第一瀬戸内期 には この地域を含めて東海地方に 広く中新世中期の海成層を堆積した。
[ この中新世中期の海成層は ] 東海地方には 三重県 [ 中勢地域の ] 一志 ・ [ 北勢地域の ] 菰野 地方， 知多半島の南部， 愛知県 豊田市の北部， 岐阜県 瑞浪地方などの各所に露出する。 濃尾平野の深部にも, 砂岩・泥岩の互層に凝灰岩を伴う浅海堆積層として 広く分布することが推定される。
鮮新世にはいると 第一瀬戸内期の各堆積盆地は地殻変動により隆起し， 準平原化作用をこうむった。 鮮新世中期になると 瀬戸内区は再び沈降を始め， 第二瀬戸内期 に入った。 この地方では 濃尾平野・伊勢湾とその周辺を含む広大な地域が沈降盆地化し， 東海湖 とよばれる一大淡水湖が形成された。 東海湖に堆積した地層は 東海層群 と総称され， 三重県では奄芸層群， 名古屋付近では瀬戸層群， 知多半島では 常滑 層群とよんでいる。 これらは盆地の沈降に応じて厚い堆積物を生成した。 沈降は盆地の東南部から始り， 次第に盆地の中心を北西に移動して行ったといわれる（桑原， 1975a・b）。 本図幅地域の平野部は この北西の沈降域の中心にあたり， その中心は岐阜県 海津町付近にあって， 堆積物の厚さは 1,000 m を越える層厚である。 これらの地層は礫・砂・シルト層を主とし， 火山灰層・亜炭層を伴い， 濃尾平野の東部の丘陵地域から西ないし西南西へ傾斜し， 全般的な平均勾配は おおむね 20 / 103 程度あるいはそれ以上で， 平野の地下に広く潜在分布している。
鮮新世後期には 東海湖は北遷し， その沈降域は盆地北方の北勢地域と濃尾平野地域に限られ， そこに東海層群 上部層あるいは奄芸層群 上部層を堆積した。 鮮新～更新世（約 200～150 万年前）には 東海湖は次第に縮少し， 更新世前期に入ると消滅期に入り， 盆地は氾濫原化してゆき 次第に消滅した（桑原， 1975a・1975b）。 この後， 更新世前期の一般的上昇運動によって 東海湖盆地域は丘陵化し， 侵食 平坦作用をこうむるようになる。 一方， 盆地の消滅期に入ってから, 本図幅地域の養老山地の傾動上昇や 鈴鹿山塊の上昇を示すような断裂性の運動が活発となり， かつての一連の沈降域は 一部は上昇域に， 一部は新たな沈降盆地域として分化していった。 もっとも顕著な断裂性の運動は, 養老山地の東縁の養老断層と その延長の伊勢湾断層によるものである（桑原， 1978a）。
このようにして濃尾平野地域は 新しい沈降盆地地域の一つとして誕生した。 それは東端の 猿投 山塊側で上昇し， 西端の養老断層の前面で沈降する傾動運動によるものであり， これは 濃尾傾動地塊 とよばれた（松沢ほか， 1964）。 濃尾平野は おおむねこのような傾動地塊の西南西半の沈降部のある地域に位置を占めている。
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濃尾平野の地下断面をみると， 平野の地下にある東海層群は 300 m 以深に沈み， これを不整合におおって更新世中期以降の第四系が厚く堆積している。 この第四系の厚さは 盆地西部では 300 m 前後， もっとも沈降の大きい養老山地の東縁で 350 m 近い。 第四系は第 4 表に示すように 最下部から 「先 海部 」累層 ・ 第三礫層 ・ 海部累層・ 第二礫層・ 熱田層 下部および上部・第一礫層・濃尾層・ 南陽 層 下部および上部と区分される（桑原， 1978a・1978b）。
これらの第四系は 主として砂層・泥層・礫層の互層からなっている。 このうち海部累層・熱田層・南陽層には 海成の粘土層が含まれていることが明らかにされており（濃尾平野第四系研究グループ， 1977）， 海部累層の堆積期以後に濃尾平野には少くとも３回の海進があったことがわかる。 更新世には何回かの氷期と間氷期がくりかえしたが， 海成粘土層は 温暖期である間氷期の堆積物， 第一・第二・第三の各礫層は 浸食谷地形を伴う河床性の礫層として堆積した。 海部累層 は先熱田期の海進時の堆積層であり， これを不整合におおう 第二礫層 は 熱田海進に先立った大きな海退期に浸食谷に堆積した礫層である。 その時期はおそらくリス氷期と考えられる。
更新世後期になると， こうして干上がってしまった伊勢湾や濃尾平野地域に 再び海水が浸入してきた。 これは 熱田海進 とよばれ， 下末吉期に対比されている。 [ この ] 海進は第四紀を通してもっとも大きく， 濃尾平野の奥深くまで浸入して 熱田層下部 の粘土層を堆積した。 この時代はおよそ 20 万年前から 10 万年ぐらい前までの リス・ウルム間氷期にあたり， 気候条件は現在に近く， かなり暖かかった。
熱田層の下部が堆積後， ウルム氷期に入って 海は一度大きく退いたが， ウルム氷期中に繰返しおとずれた亜間氷期に, 沈降しつつあった濃尾平野地域に浅海域や三角州が形成され， 熱田層上部 の砂層や泥層を堆積した。 この上部層中には 御岳火山起源の軽石 が含まれており， その年代は約 7 万～3.6 万年前と考えられている（桑原， 1969）。
熱田層の堆積が終ると ウルム氷期の最盛期に入り， 海は大きく退き， 海面は現在より約 100 m 低下したと考えられている（桑原， 1969）。 海面低下に伴い 海岸線が後退するにつれて 河川も延長し， それらの河川の河床も次第に低下して， そこに 第一礫層 とよばれる礫層を堆積した。 「古木曽川」などの河川が刻んだこの時期の谷は 濃尾平野の西縁を通り， 陸化した伊勢湾を経て 湾口のはるか外側に退いた太平洋に続いていたと思われる。 その谷の深さは [ 次節の「V.5.2 濃尾平野の地下層序」の ] 第 28 図に示すとおり， 木曽川の河口付近で -70 m 前後， 本図幅地域の濃尾平野の西縁では その後の傾動沈下も加わって 約 -90 m になっている。 第一礫層の堆積時代は 約 2 万年前のウルム氷期の最盛期と推定されている。 この第一礫層に対応する地表の堆積物としては， 主要河川が平野周辺部に形成した扇状地堆積物や [ 岐阜県南東部および愛知県北西部を流れ 伊勢湾（名古屋港）に注ぐ ] 庄内川流域に発達する 鳥居松 礫層などが考えられるが， 鳥居松礫層は第一礫層が堆積する以前の 海面低下進行時期の河床礫とも考えられ， これらの明確な区分はなされていない。
ウルム氷期の海面 最低下 期を終えると 相対的に海面は上昇してきたが， 濃尾層 は この時期に 第一礫層をおおって 主として浸食谷中に堆積した。 14C 年代測定により 堆積年代は 約 18,000～16,000 年 B.P. が知られている（古川， 1972）。 濃尾層期の海面上昇はそれ程高くなかったらしく， 現在の地表付近には同層相当層は発見されていない。 おそらく [ 濃尾層は ] ウルム氷期末の海面上昇期の先駆的な堆積物と考えられている。
濃尾層の堆積後も海面は上昇をつづけ， 一時的な気候の寒冷化で停滞したこともあったが， 約 6,000 年位前に海面がもっとも高くなり 濃尾平野の奥深くまで海が侵入した。 いわゆる 縄文海進 の時期である。 この時期には 犬山付近の扇状地を除いて 平野北部の大垣付近まで海が進入し， 海成粘土層を堆積した。 これは 南陽層 下部 粘土層で， 粘土層基底部の堆積年代は 14C 年代で 9,300 ± 240 年 B.P.（古川， 1972）を示している。 また， 含有する化石からは 次第に温暖化する気候， 河口のような半淡水環境から内湾環境に移り， 最後に湾域もせばまり， ふたたび淡水化するような環境に変遷していることが明らかにされている （濃尾平野第四系研究グループ， 1977）。
南陽層上部 は 主に厚い砂層からなり， 濃尾平野の沖積面を形成している。 上部層は縄文中期以降に 後退する海を追って木曽川などの各河川によって形成された三角州性の堆積層として堆積した。 縄文期以降の歴史時代にかけて急速に埋立てられて形成された。
弥生時代の頃の海岸線は 現在の海抜 2.5 m の等高線あたりからさらに海側にあったであろうと考えられている（井関， 1969）。 弥生時代の遺跡は 本図幅地域の中央部の岐阜県 輪之内 町 四郷 の「 輪中 地域」 [ = 洪水に備えて周囲を堤防で囲んだ地域 ] の地表面（海抜約 2 m）の下 2 m 付近から発見されている。 [ これは ] 遺跡の形成後に 地盤の若干の沈降と約 2 m に及ぶ新しい堆積のあったことを示している（井関， 1969）。
濃尾平野は典型的な沖積平野の形態を示して， 上流から下流に向って扇状地， 自然堤防の発達する氾濫原， 三角州性低地が発達している。 本図幅地域の大部分は 氾濫原からなり， 洪水のたびに流路変遷をくり返して土砂を堆積し， 旧河道沿いには 1～3 m の微高地を形成して 自然堤防を断続しながら発達させ， 現在に至っている。
濃尾平野の地下層序は, 数多くのボーリング資料と 平野周辺地域の地質との対比により 解明されてきた。 平野の地下には 上部から下部へ 完新統， 更新統， 鮮新統および中新統の順に 1,500 m 以上に及ぶ厚い堆積層がある。 現在までに明らかにされている層序と周辺地域との対比を第 5 表に示す。
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濃尾平野の最上部を構成する完新統に対して， 松沢ほか（1954）は南陽層と命名した。 古川（1972）は 従来は沖積層の最下部としていた砂泥互層を濃尾層として区別し， 南陽層を上部砂層と下部粘土層に改め再定義した。
[ 南陽層の ] 上部砂層は 平野の沖積層を構成する地層で， 主として砂層からなり， 砂層中に砂質の粘土層を挟んでいる。 図幅地域内においては 全域に分布するが， もっともよく発達するのは 中部以南の平野地域で， 厚さも最厚部で 15 m 前後ある。 海津町の北部， 平田町， 輪之内町， 安八 町および養老町を含む長良川の以西の地域においては 上部砂層の最上部に 厚さ 10 m 以内の後背湿地性の粘土質層が発達し， 上部砂層は 10 m 位に薄くなる傾向がある。 また， この地域では， 上部砂層は牧田川扇状地に近接した所では 礫質となっている（ [ 巻末の ] 第 41 図）。 最上部の粘土質層は 図幅地域東南部の津島市・祖父江町一帯にも分布し， 厚さは 5 m 以内である。
[ 南陽層の ] 下部粘土層は 下位の濃尾層または第一礫層を覆って 図幅地域内のほぼ全域に分布している。 本層の基底面の地形は， 第 26 図の沖積層の基底面の等深線図に示すように， 海津町付近で -45 m 以深の開析谷となっており， ほぼ揖斐川に沿った主谷が発達している。
下部粘土層は 暗青灰色を呈する海棲化石を含有する海成層である。 図幅地域では 平野の南西部の海津町付近の地下でもっとも厚く発達し， 20～25 m の層厚があるが， 北部及び東部へは次第に薄くなり， 10 m 内外の厚さとなる。
本図幅地域の南陽層に関する古生物学資料については， 中村（1971）が祖父江町 馬飼 [ ← 木曽川と長良川の「合流点」の西方 2 km ] の試錐試料（第 24 図 [ の祖父江の地質柱状図 ] ）について行った花粉分析の結果がある（第 27 図）。
RⅢa [ 以下の [注] 参照 ] : 1570 ± 100 B.P．～ ca. [ = およそ ] 4000 B.P. の間で， 縄文海進の終末期よりはじまり， 弥生小海退期もシダ胞子の消長から推定することが可能である。 また， RⅢa の上部からは栽培植物（大麦 ? や ソバ）も出現する。
RⅡ [ 以下の [注] 参照 ] : Shiia [ = スダジイ（ブナ科シイ属の常緑広葉樹） ] の出現が本時代の初期に各地にみられ， 次いで Myrica（ヤマモモ）も出現し， カシ類は RⅡ よりも以前からわずかに本地方には存在したらしい。 暖地性シダの出現も本時代からである。 NAP [ = 非樹木花粉 ? ] が少ないのも特長的である。
RI [ 以下の [注1] 参照 ] : 暖地性の樹種としては わずかに Celtis [ = エノキ ? ] ， Cyclobanopsis [ = カシ ? ] が出現するのみで， C 群 [ 以下の [注2] 参照 ] の落葉広葉樹が多く， B 群 [ 以下の [注3] 参照 ] もいく分多い点からみると RⅡ よりはやや低温であったかも知れないが， 当地方はすでに海進が開始されていた可能性が強い。
[ 本図幅の東および南東に ] 隣接する名古屋北部および名古屋南部図幅内の美和町 [ ← 名古屋北部図幅地域内 ] および飛島村 [ ← 名古屋南部図幅地域内 ] の観測井の試錐コアーについて 有孔虫・珪藻などの微化石分析が行われている。 その結果， [ 南陽層の ] 上部砂層は淡水～汽水性 または浅内湾～汽水性， 下部粘土層は内湾～沿岸性 または中内湾性を示すことか明らかにされ， 海進・海退のサイクルが復元されている（濃尾平野第四系研究グループ， 1977）。
濃尾層は 従来は南陽層の下部または最下部層とされてきた砂泥互層である。 標準貫入試験による N 値が南陽層にくらべて異常に大きいことから， 桑原（1968）は南陽層と区別される可能性を指摘し， 縄文海進に先立つ堆積物と考えた。 古川ほか（1972）は， 花粉分析・微化石・14C 年代測定の結果にもとずいて, この砂泥層が 縄文海進に先立つ海面上昇期の堆積物であることを明らかにし， これを濃尾層とよんだ。
濃尾層は砂・シルト・粘土の互層からなり， 一般には第一礫層を堆積した埋没谷中に堆積し， 10～15 m の層厚を有する。 図幅地域の北部では -20～-30 m 以深， 南部では -30～-40 m 以深の部分に堆積している（ [ 巻末の ] 第 41 図）。 古川（1972）は， 本層中から Corbicula などの汽水性の貝化石や, 泥層中にらん鉄鉱の小団塊を含んでいることから， 汽水～淡水性の環境下で堆積したものと考えている。
第一礫層は 主として下位の熱田層の上に刻まれた, ウルム氷期の主期の海面最低下期に形成された浸食谷の中に堆積した河床礫として 井関（1956）によって定義された。
第一礫層は， 南陽層または濃尾層の下位に 熱田層を不整合に覆って連続分布する礫層であり， 豊富な帯水層として知られ， 濃尾平野の第一帯水層ともよばれている。
第 28 図に示すように， 濃尾平野における第一礫層の基底面深度は 北部および東部から西南部へ次第に深くなり． 主谷底では -60～-70 m に達し， 図幅地域内では 南部の沈降の著しかった海津付近で -70～-90 m に達している。
第一礫層の層厚は 埋没した主谷の中では 20 m 以上あり， 図幅地域内では 揖斐川に沿う付近では 30 m に達している。 礫層の礫は 石英斑岩などの大礫を含む木曽川系の円礫からなり， 所により砂勝ちの部分を挟んでいる。
第一礫層に対応する陸上の堆積物として 平野の東部に分布し 沖積面下に没する最低位の段丘の 鳥居松 礫層などが考えられてきた。 しかし， 桑原（l975a）は， 鳥居松礫層はウルム氷期主期に向けて海面が低下して行く過程で堆積した河床礫であり， 第一礫層は地下で鳥居松面を切って浸食谷地形を作っており， これらは別個のものと考えた。 また， 第一礫層の一部は 犬山扇状地 砂礫層につながる可能性が強いことを指摘した。 いずれにせよ， これらを明確に区分することは困難で， 現状では [ 第一礫層は ] 鳥居松礫層等を包含した複合体と考えられている（濃尾平野第四系研究グループ， 1977）。
熱田層は松沢ほか（1954）の命名による。 本層は名古屋市の熱田台地を構成する地層で， 上部の薄い粘土層をレンズ状に挟む砂がちの地層と 下部の厚い海成粘土層からなり， 濃尾平野地域においても 比較的容易に 全域にわたって追跡される。
[ 熱田層の ] 上部層は砂層を主体とし 粘土層を挟有しているが， 粘土層は連続性が悪く レンズ状に膨縮する傾向がある。 また， 一般に上部のかなりの部分は削剥されて， その上に第一礫層が不整合に堆積している。 図幅地域の平野の南西部の海津町地域では 沈降が著しくて削剥は行われず， 上部層は厚さ 60 m 以上に発達して 粘土層を多く挟有する。 図幅地域の北部では厚さ 20～40 m 位である。 上部層の砂層中には 御岳火山起源の軽石を密集して含む層準があり， 鍵層となる（第 24 図）。 また， この層準のやや下位には 礫層の発達する層準がある。
[ 熱田層の ] 下部の粘土層は 地域南部では厚さ 20～30 m 前後， 沈降の著しかった海津町付近では 40 m 以上に発達する。 北部では 20 m 前後の厚さで堆積している。 下部粘土層は 図幅地域を含めて 濃尾平野・伊勢湾の北部のほぼ全域に分布している。 下部粘土層の下位には 10～20 m の厚さの砂層を伴うことが多い。 本砂層は 熱田層の最下部層であり， 熱田海進に先立って行われた先駆的海進が推定されている（桑原， 1975a・1975b）。
[ 本図幅の南東および東に ] 隣接する [ 名古屋南部および名古屋北部 ] 図幅地域の飛島村および美和町の観測井の試錐試料について， 濃尾平野第四系研究グループ（1977）は 微化石分析を行っている。 その結果， 熱田層の上部砂層は 全般に浅くて弱い水流のある淡水域に堆積し， また， 一部に海水性珪藻や 汽水のいくらか優勢な内湾性有孔虫の存在から， 小海進のあったことを推定している。
熱田層の下部層については， 有孔虫の組成から， 下位から上位へ 強内湾型， 強～中内湾型， 中内湾型に至る 一連の海進過程が復元されている。 また， 珪藻群集からは， 下位から上位へ 淡水性， 汽水性， 海性， 汽水性に至る一連の海進サイクルか明らかにされている。
熱田層の下部に連続して追跡される礫層を 杉崎ほか（1961）は第二礫層と命名した。 本礫層は， 熱田海進以前の大きな海面低下期（おそらくリス氷期）の埋没谷中に堆積した, 河床性の礫層であろうと考えられている。
礫層の礫は 平野の西部では チャートおよび砂岩， 平野の東部および北部では チャート・石英斑岩などの大礫を含み， とくに良好な帯水層として 平野全面によく発達している。 本礫層の厚さは 場所により変化し， 10～30 m である。
第 29 図の第二礫層の基底面の等深線図によれば． 第二礫層期の浸食 主谷は 平野の西縁部にあり， その深度は -200 m を越えている。 これは， この地域が沈降部にあたるために 沈降運動の影響も加って, かなり大きくなっていることが考えられる（桑原ほか， 1977）。
杉崎（1961）は, 愛知県 海部郡の一帯の地下で 第二礫層の下位にある粘土層を 海部層と命名した。 桑原（1975a・1975b）は 第二礫層の下位の数枚の海成粘土層をまとめて海部累層と命名した。
海部累層は 2～3 層の粘土層と 砂および礫層からなり， 平野の東部と北部では層厚 30～40 m， 沈下の大きかった海津町地域では 層厚 100 m 近くにも達している。
海部累層については [ 本図幅の南東に ] 隣接する [ 名古屋南部 ] 図幅内の飛島村の観測井の試錐試料の微化石分析により， 第二礫層の下位に少なくとも 2 層の海成粘土層の存在が確認されている。 2 層の海成粘土層は いずれも礫層に始まり， 淡水性の砂層， 汽水性～内湾性の海成粘土層が順次堆積するという共通した層序が, 有孔虫および珪藻化石の分析から推定されている。 上部の海成粘土層には 次第に湾域の拡大と 鹹度 [ = 塩分の濃度 ] の上昇を示す群集が含まれるようになり， 海進の初期から最盛期と その直後 位までの層準を示しており， 海退期の層準が 上位の礫層（第二礫層）堆積期に 削剥されていると考えられている（濃尾平野第四系研究グループ， 1977）。
海部累層の直下に連続して追跡される礫層は第三礫層とよばれている（桑原， 1975）。 本礫層は第一， 第二礫層と同様に海退期に浸食谷中に堆積した河床性の礫層であろう。 本礫層は 第 24 図にみるように 地域の北部および東南部にわたり， 深度 200 m 付近に 厚さ 10～20 m でほぼ連続して分布するが， 海津町付近ではややく深くなる [ 以下の [注] 参照 ] 。
従来は第二礫層より下位の地層を一括して， 名古屋市の東部に分布する 八事 層の相当層として扱ってきた（松沢ほか（1964）; 桑原（1968））が， 桑原（1978a・1978b）は 東海層群と第三礫層との間に存在する厚さ 100～200 m の地層を先海部累層として区分した。 このうちの上半部を 堆積層と分布上の特性から 後八事期層， 下半部を八事期層とよんでいる。
先海部累層は 非海成らしい粘土層と砂または砂礫層との互層である。 上半部の後八事期層は 比較的 粘土層が厚く発達し， 下半部は砂礫層が優勢で 粘土層を挟有する。 下半部の地層は おそらく 名古屋市の東部にある八事層・ 唐山 層に相当し， 上半部は 八事期もしくはそれ以降の時期に 沈降部であった 濃尾平野内にのみ堆積した地層であると考えられている（桑原， 1975a・1975b）。 図幅地域内のボーリング資料から 先海部累層の基底面の等深線図は第 30 図のようになる。 この図から 更新統基底面は 海津町付近では 300 m 以深にあり， 北東および北西方へ次第に浅くなることかわかる。
鮮新統は 鮮新世中期～更新世前期に存在した東海湖に堆積した東海層群である。 堆積物は 礫・砂・シルトを主とし， 火山灰層・亜炭層を伴い， 厚さは 1,000 m 以上である。 図幅地域内および隣接地域で掘さくされた超深層ボーリング資料から， 鮮新統基底面は おおむね北東から南西にゆるく傾き， -1,200～-1,400 m の深部にあり， 海津町付近に沈降域の中心があったことが分かる（第 31・32 図）。
超深層ボーリング柱状図により 奄芸層群の岩相区分に対比すると第 32・33 図のようになる。
中新統は 第一瀬戸内期に堆積した海成層である。 図幅地域内ては 平野の各地に掘さくされた超深層ボーリングの基底部にあり， これらは濃尾平野の深部に広範囲を占めて分布するらしいことが推測される（第 32・33 図）。
中新統は 砂岩・泥岩の互層に凝灰岩を伴う海成堆積層で， 地下水中の クロール [ = 塩素（Cl-）の濃度 ] は著しく多くなる特徴がある。 掘さく中に泥岩の部位でコアーを一部採取し， 各種コアー試験を行った結果は第 6 表のとおりである。 間隙水質は 鮮新統より中新統は 著しく高いクロール含有量を示し， 海成であるという堆積環境の相違を明瞭に示している（高田ほか， 1969）。
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本図幅地域におけるマンガン鉱床は 古生層の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または炭マン鉱床である。 養老山地には 過去に採掘または試掘された所が３ヵ所あるが， 現在は稼行されている所はない。
養老 鉱山 : 岐阜県 養老郡 上石津町の 笙ヶ岳 [ ← 養老山地の最高峰 ] のすぐ北側にあった。 昭和 15 年頃に小規模に坑道堀で稼行された。 一之瀬層のチャート [ Ic ] ・粘板岩 [ I ] 中に胚胎する。 走向 N 12°W， 40～50°SW に傾斜する。 鉱床は延長約 135 m の間の数ヵ所に大小不定の塊状鉱床があり， これらは厚さ不定の板状または縞状鉱床で連っている。 脈幅 20 cm～2 m。 年間採掘予定量は 金属マンガン粗鉱が 800 t， 見込平均品位は Mn : 20 % であった。
竜人 [ 読み方不明 ] 鉱山 : 岐阜県 養老町と上石津町にかけて， 養老鉱山の北約 1 km に位置し， 昭和 27 年頃に試掘が行われた。 竜泉寺層のチャート・粘板岩 [ R ] の中に胚胎する。 鉱床はこれらの岩石の間に大小の塊状で胚胎し， 鉱石の品位は Mn : 36～52 % であった。
時 鉱山 : 岐阜県 養老郡 上石津町の養老山の西約 2 km にあった。 昭和 31 年頃に試掘が行われた。 一之瀬層の粘板岩 [ I ] ・チャート [ Ic ] の互層中に 板状またはレンズ状をなして胚胎する。 一般に走向は N 50～55°E， 60°NW へ傾斜している。 脈幅 80 cm 前後， 鉱石の炭酸マンガンの品位は 30～45 %。
河戸谷 鉱山 : 岐阜県 海津郡 南濃町 上野河戸地内の山崎北谷にあった。 大正 3 年頃に約 1 年半稼行し， ２本の坑道より MnO2 : 45～60 % のものを出鉱したという。 その後， 昭和 37 年頃に試掘された。 地質は北勢南濃層の粘板岩 [ Hs ] ・チャート [ Ch ] からなり， 鉱床は赤色チャートの層面に胚胎する。 走向 N 60°W， NE へ急傾斜している。 主要鉱床は 谷の西側に賦存し， ２条の平行脈があり， 脈幅は何れも 3 m。 鉱石は炭酸マンガン， バラ輝石で， 品位は Mn : 30～50 %。
濃尾平野の北西部の沖積低地下には， 少量であるが， 第四系および新第三系中に水溶性天然ガスを賦存する。
第四系中のガス胚胎層は 深度 130 m ±， 熱田層のものと考えられ， 岐阜県 海津郡 南濃町付近で 自噴井によって, 昭和 16～24 年頃まで稼行されていたことがあるが， 産出量が少なく 現在は操業されていない。
新第三系中のガスについては岐阜県 海津郡 海津町， 岐阜県 羽島市および愛知県 中島郡 祖父江町地内の温泉井にみられ， ともに東海層群の基底部の温泉水に水溶性ガスとして存在する。
ガスの組成並びに水質については第 7 表のとおりである。
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高井粘土（株）の採土場が三重県 員弁郡 北勢町 向平 の東部の丘陵地にある。 地質は奄芸層群 大泉累層 [ O ] の下部の粘土と砂の互層からなり， 層位的には パミス火山灰層 [ tp ] のやや下部にあたる。 粘土層は暗青灰色を呈し， 下部と上部の二層からなる。 下部の粘土層は 厚さ約 6 m， 一部は横に砂質部に漸移する。 上部層は 厚さ約 2 m， 砂のレンズを挟在する。
瓦用原料として 1 日約 10 t を採掘し， 県内， 静岡， 長野， 京都方面へ出荷している。
濃尾平野の西半部は ３大河川の氾濫による堆積物が多く， 本邦でも最大級の豊富な水量を供給している。
沖積低地における被圧面地下水は 元来は自噴井による被圧面地下水の分布地域であったが， 昭和 20 年頃より 第 35 図の如く 自噴域が分割され 縮少していった。 その後， 地下水利用の増加にともなって 電動機器により揚水が行われるようになり， 自然水位が年々低下していったが， 現状では揚水の規制， 経済の変動などにより 昭和 49 年より一部に水位の上昇の傾向が見られるようになった。
図幅地域の地下地質は第 36・37 図に示すようであり， 主要帯水層は第一， 第二および第三礫層であるが， 第三礫層については 資料不足で， 現在のところ あまり明確ではない。 第三礫層の下位に厚さ約 100 m の粘土と砂礫層， 礫の繰返しの互層があるが， 帯水層としては余り開発されていない。
第一礫層 : 熱田層を不整合におおって広く連続追跡される礫層で， 厚さ 20 m 以上， 地下 -50～-60 m の深度に分布する。 北西部では牧田川扇状地礫層， 東北部では犬山扇状地礫層に連なるとみられ， 主要な帯水層となっている。
昭和 51 年の各観測井の資料から， 夏期・冬期により多少異なるが， 自然水位は北部では 0 m， 南部では -5 m。 [ 図幅地域東部の ] 祖父江の東方， 稲沢市， 平和町の一部には -10 m 前後の水位低下地域がある。
第二礫層 : 熱田層の下部の粘土層または最下部の砂層直下にある礫層で， 層厚は 10～40 m， 西部又は南部に深度を増し， 西部又は東部で扇状地や段丘下では 上位の熱田層も礫層化し， 本層まで礫層が重なり， 第一礫層と同様に重要な帯水層となっている。
観測井資料によれば， 現在の自然水位は 夏期には北西から南東にかけ次第に深くなり， 北部では 0 m， 南東部では -20 m， 冬期はやや回復して 南東部では -15 m である。
第三礫層とそれ以下の礫層 : 第二礫層の下位に砂質粘土， 粗粒砂混りの細礫層， 泥層があり， その下位に連続性の良い第三礫層がある。 層厚は 10～20 m， 西部又は南部に深度を増し， -120～-220 m に達している。 その他， 先海部累層基底に層厚 10～20 m の礫層があって， 第三礫層と同様に西部又は南部に深度を増し -270～-320 m に達しているが， 本層まで到達する試錐資料が少ないので 明確な分布の把握は困難である。
濃尾平野の水利用については， 昭和 48・49 年の実態調査によれば 平野全域では日量 380 万 t にも達しており， このうち用途別の構成比は 工場用が 60 %， 建築物用が 9 %， 水道用が 13 %， 農業用が 18 % の割合である。
図幅地域内における揚水量分布は 第 38 図に示す。
これによると， 牧田川周辺地域の安八町， 羽島市， 尾西市， 祖父江町， 佐織町の西部等では 日量 1 万 t を超える地区がある。
水質については， 単層採水している坑井または観測井の水質を第 8 表に示す。
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南部地域では 北部より水温も高くなり， 溶解成分が多少 多くなる傾向がある。
本図幅地域内には愛知県 祖父江町， 岐阜県 海津町・羽島市・養老町の４温泉があり， 第 9 表の成分を含むことが明らかにされている。 第 32・33 図に示すように， いずれも深さは 1,000 m 以上の 1,500 m におよぶさく井によって採湯され， 母層は東海層群の下部層である。 現在， 祖父江町と海津町のものが温泉として利用されている。
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本図幅地域の養老山地の とくに北勢・南濃地区では 北勢南濃層の砂岩 [ Hs ] を骨材として採石している。
北勢地区では 昭和 52 年現在で およそ 120 万 t / 年， 南濃地区では同年現在で 75 万 7 千 t / 年ほどを産出している。 一方， 上石津地区でも 上述の砂岩を対象に 昭和 52 年現在で 12 万 6 千 t / 年を骨材として産出している。 これらの骨材はコンクリート用や道路用に使用されている。
濃尾平野の地盤沈下は， 昭和 34 年（1959 年）9 月 26 日の伊勢湾台風の高潮浸水により 広域にわたるゼロメートル地帯のあることがわかり， その後の水準測量によって 地盤沈下の進行していることが判明した。 その後 沈下は継続して進行し， 近年に至り その速度を加速度的に拡大し， 最大で年間 20 cm 以上の大きな値を示すようになった。 さらに沈下地域は拡大し， ゼロメートル地域の面積は 伊勢湾台風時の 1.4 倍に達し， 図幅地域南部の平野部にも拡大するようになった。
本図幅地域に地盤沈下が見られるようになったのは 1964 年以降である。 1964～1965 年には 地域の東南部の津島市内において -2～-4 cm の沈下があったが， その後 順次 沈下は北方の平野部に拡大し， 1973～1974 年には 養老町付近を除いて ほぼ図幅地域の平野部に及んだ（第 39 図）。 1961～1973 年間の累積沈下量は 津島付近で -60～-70 cm， 海津町・祖父江町付近で -20 cm に達している。
地盤沈下の原因について， 飯田（1975）は， 少くとも昭和 23 年以前においては， 濃尾平野南部の大きな地盤変動は 地震時に集中して現れるような地殻変動が主体で， それが上下変動として現れたものであると述べている。 また， 地盤沈下の様相を示してきたのは昭和 28 年以降であり， この時期では 人工的な過剰揚水が地盤沈下の主要因をなすことが考えられている。
最近数年間は 地盤沈下の進行はやや鈍化の傾向を示しているが， これは地盤沈下対策の効果やその他の要因が考えられる。
| 第 41 図の | A - A' | : | 地質断面図の | O - O' |
| C - C' | : | P - P' | ||
| D - D' | : | Q - Q' | ||
| 地質図上の | L - M | : | R - R' |
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kyōto (11) No. 19
By Yoshihide TAKADA, Yoshinori KONDO and Manabu MIYABE (Written in 1977)
General Remanks : The major part of the mapped area is occupied by the Nōbi Plain and the western part of this area by the Yōrō and Nangū-san Mountains.
The Paleozoic Formations distributed in the Yōrō and Nangū-san Mountains deposited in the Chichibu Geosyncline during late Paleozoic.
It is thought that the igneous dike rocks in the Yōrō Mountains intruded into the Paleozoic Formation during the time of igneous activity in late Cretaceous.
The Age Group distributed at the foot of Yōrō and Nangū-san Mountains deposited in Tōkai-ko [ = Lake Tōkai ] during Plio-Pleistocene.
The geological succession with some remarks of rock in this area is summarized in Table 1.
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This group is distributed in the Yōrō Mountains and is divided into the Ryūsenji (lower), Ichinose (middle) and Hokuse-nannō (upper) Formations. This group which is nonfossiliferous with the exception of the Ryūsenji Formation is folded and faulted.
The Ryūsenji Formation is distributed in the north-eastern part of the Yōrō Mountains and is chiefly composed of basic volcanic rocks and chert, intercalating limestone lens or thin bed. The lower part of this formation is generally rich in basic volcanic rocks and the upper one is in chert. The limestone contains Pseudofusulina vulgaris, P. cf. kraffti, P. cf. fusiformis and Misellina claudiae and some other Lower Permian fusulinids.
The Ichinose Formation is distributed in the Sakosa-dani, Obora-dani and Kawahara-dani Valleys and Tokuda. This formation is mainly composed of slate and chert, intercalates sandstone lens and is generally dominated by slate. But the upper-most part of this formation is occupied by the thicker bed of chert. As this formation overlies conformably the Ryūsenji Formation which is assigened to Lower Permian, it is presumably equivalent to the lower Middle Permian.
Although the Hokuse-nann&omacr Formation is distributed in all over the Yōrō Mountains it is especially dominant in the southern part of this one.
This formation is composed of sandstone and slate beds and shows "the flysh type sediments" intercalating conglomerate and chert. It shows the tedency that coarse～middle grain sandstone and fine grain sandstone or siltstone is generally dominant in the lower and upper parts of this formation, respectively.
Slate sometimes contains the pebble of igneous and sedimentary rocks shows "the pebbly mudstone". Conglomerate also contains the pebble of igneous and sedimentary rocks, the former is dominant compared with the latter, in quantity. As mentioned conglomerate is not known around this mapped area, such as the Hikone-tōbu, Ōgaki and Ōmi-nagahama sheet areas.
This formation overlies the Ichinose Formation with a conformity and is, in lithofacies, similar to the Middle Permian Ikuri-dani Group distributing in the Hikone-tōbu district, so that it is presumably equivalent to the middle-upper Middle Permian.
These strata are distributed extensively in the Ōgaki sheet area and the distribution of these is nothing but a part in this mapped area. The distributing area of these rocks is situated at the north-ward area of the Yōrō Mountains in this mapped area and is composed of massive sandstone and slate. These strata are non-fossiliferous and are similar to the Hokuse-nannō Formation in lithofacies.
Dikes of quartz - porphyry, porphyrite and hornblend granodiorite porphyry occur in the Yōrō Group and cut the various Paleozoic strata.
The Cenozoic strata in this area are divided into the following four groups, Pliocene - Pleistocene Age group, Terrace deposits, Fan and Talus deposits and Alluvium.
The Pliocene - Pleistocene Age Group, which crops out in western hilly lands, is mainly composed of gravel, sand and mud with some layers of lignite and volcanic ashe.
In this area, this group are distributed mainly Hokusei District of Mie Prefecture, but narrowly distributed on the eastern foot of the Yōrō and Nangū Mountains.
This group is divided into following five formations ; Biroku, Kono, Ichinohara, Ōizumi and Komeno Formations in ascending order.
Biroku Formation consist of cobble and pebble breccia beds, the matrix of which is almost sand. It is about 50 meters and more in total thickness, and abuts on the Paleozoic basements of the Yōrō Mountains in unconformity.
Kono Formation consist mainly of mud beds, and is intercalated with some sand, lignite and volcanic ashes. It is thickness about 60 meters. It abuts on the Paleozoic basements and interfingers to Biroku Formation. This formation abandantly yields the Metasequoia type flora.
Ichnohara Formation consist mainly of gravel beds and is intercalated with silt and sand beds. It is about 200～300 meters in total thickness, and lies conformably on the Kono Formation. The following fossils were found from this formation ; Metasequoia disticha, Acer mono MAXIM, Ptero carya sp., Quercus dentata, Q. variabilis.
Ōizumi Formation consist mainly of the alternation of mud and sand, and is intercalated with some gravels and volcanic ashes. It is about 200 meters in total thickness and lies conformably on the Ichinohara Formation.
Komeno Formation consist mainly of pebble gravel and alternation of sand gravel and mud. It is about 200 meters in total thickness, and covers the Ōizumi Formation conformably.
Ten or more volcanic ash layers are seen in this group. Most main one is called Pumice Volcanic Ash layer in the Ōizumi Formation. This is very good key bed on account of characteristic many pumice and thick layer.
The terrace deposits composed of gravel are divided into three groups ; Higher, Middle and Lower. They are distributed in Hokusei District and on the east foot of the Yōrō Mountain.
Fan deposits are found along the east foot of the Yōrō Mountain, mainly composed of gravel of the Paleozoic rocks.
In the Nōbi Plain area the sub-surface stratigraphy are Holocene, Pleistocene, Pliocene and Miocene series in descending order. Total thickness of these four group is more than 1500 meters.
In this area, during the Pliocene and early Pleistocene there existed a large fresh water lake named the Tōkai Lake, sediments of which are named Tōkai Group. Thickness of this group is more than 1000 meters.
At the beginning of middle Pleistocene the tilting movements of the Nōbi Plain Tectonic Block have started to develop. As a result, Quaternary sediment was formed over 300 meters.
This quaternary system is divided into eight formations, namely, Pre-Ama, Third gravel, Ama, Second gravel, Atsuta, First gravel, Nōbi and Nanyō Formations in ascending order.
Quaternary system is composed of the alternation of sand, mud and gravel. They are all most fresh water sediments, but Ama, Atsuta and Nanyō Formation are intercalated with the interglacial marine clay beds.
In this area a few manganese deposits are distributed but their deposits are small in a scale. Bedded manganese oxide or dioxide deposits develop in the Paleozoic chert. The manganese mine in this area does not produce at present.
Natural gas occurcance in this district exists in the Quartanary and Neogene sediments. But it has not been used, because of its poor value.
Clay of the Ōizumi Formation is used for the tile. This clay is now mined at the eastern part of Hokusei Town.
The water resources for industrial uses in the north-south Nōbi Plain area are supplied by the First gravel bed, the Second gravel bed and the third gravel beds, etc., which exists in the Quarternary sediments. These sand and gravel beds are good water bearing bed.
Four hot springs for bath are located in this mapped area. Hot water, which is discoverd by drilling about 1000～1500 meter deep, is pumped up from the base of the Tōkai Group.
In this mapped area, sandstone of the Hokuse-nannō Formation is quarried for the aggregate.
The yearly production in 1977 is about 1,200,000 and 757,000 tons in the Hokuse and Nannō areas, respectively. And also in the Kami-ishizu area it is produced the aggregate that the yearly production in 1977 is about 126,000 tons.
The ground sinking of the Nōbi Plain had been on the increase gradually in recent years.
In this mapping area, the ground sinking spread all over the plain outside of the Yōrō City area in 1973～1974. The total sinking value in 1961～1973 is 60～70 cm around Tsushima City, and 20 cm around Kaizu and Sofue Town.
昭和 54 年 12 月 20 日 発行 昭和 54 年 12 月 15 日 印刷 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1979，Geological Survey of Japan