地層名

鈴木（1964）の「闇川層」による．

模式地

福島県会津若松市の闇川くらかわ中流域（「若松」図幅地域内）．

分布・構造

本地域東部から東隣の「若松」図幅地域内にかけての東尾岐層分布域の地下に広く伏在しているものと見られる．本図幅地域では地表に露出しない．

層序関係

模式地の本層は，ジュラ―白亜系を不整合に覆い，上位の東尾岐層に整合に覆われる．

層厚

模式地での層厚は500～600m.

岩相

模式地の本層は主に安山岩の溶岩及び火砕岩からなり，流紋岩火砕岩・礫岩を挟在している．84N-3t調査井では暗緑色の変質した安山岩自破砕溶岩が最上部にあり，その下位に粗粒アルコース質砂岩及び流紋岩火山礫凝灰岩がある（NEDO，1985）．

模式地の安山岩溶岩及び火砕岩の岩質は，単斜輝石安山岩と斜方輝石単斜輝石安山岩である．いずれの岩石も変質が著しく，緑泥石や緑れん石を生じている．

年代・対比

後述する東尾岐層の下位にあることから，前期中新世と考えられる．本層と同様な安山岩火山岩に富む地層は，会津盆地周辺の新第三系の基底部に認められる．すなわち「熱塩」図幅地域の大桧沢層（鈴木，1964）の上部や「猪苗代」図幅地域の岩上山層（北村ほか，1965）は本層と類似した層相を持ち，いずれもほぼ同時期の火山活動の産物であると判断される．

地層名

山元・吉岡（1992）の「東尾岐層」による．北村ほか（1968）では，本層は玉梨層，宮下泥岩及び西方層の一部とされている．ただし，本層中には泥岩卓越部が複数の層準にあること，柳津町高森周辺の泥岩卓越部（Hs）は本層の最上部に位置し模式地の滝沢川層宮下泥岩部層とは層準が異なることから，北村ほか（1968）の層序区分は用いない．

模式地

会津高田町東尾岐周辺から勝負沢源流にいたる地域（「若松」図幅地域内）．

分布・構造

図幅地域東部に分布する．南北方向に軸が伸びる小規模な褶曲が存在するが，大局的には北に傾斜する．

層序関係

東隣「若松」図幅地域では，本層は前期中新世の闇川層を整合に覆い，中期中新世の二の沢層に整合に覆われる（山元・吉岡，1992）．

層厚

模式地周辺では最大1,500mに達する．

岩相

本層は主に流紋岩の溶岩（Hr）及び火砕岩（Hv）からなり，細粒砂岩・シルト岩・火砕岩互層（Hs）を伴う．模式地周辺では更に玄武岩火砕岩を伴うが，本図幅地域内には露出しない．周辺地域の化石の産出から，ほとんど全て海成であると判断される．

流紋岩溶岩（Hr）は柳津町軽井沢に分布し，径約700mのドーム状の塊状溶岩岩体を構成する．斜長石・石英斑晶に富み，微量の黒雲母斑晶を伴っている．この岩体は周囲の流紋岩火砕岩に対して貫入するものの，貫入面近傍の溶岩は自破砕しており，貫入時に母岩の固結度は低かったものと見られる．岩体西縁の銀山峠付近の溶岩は大型のスフェルライト（球顆）を多く含んでおり，その最大径は10cmを越える．また，この岩体の特に東側は著しい鉱化作用を受けており，軽井沢鉱山として金・銀が採掘されていた．

流紋岩火砕岩（Hv）は，火山角礫岩・凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・火山砂岩・ガラス質細粒凝灰岩からなる．これらの火砕岩は，正級化構造を持つもの（第3.1図），塊状で基質支持のもの，塊状で岩片支持のもの，平行層理を持つもの（第3.1図）など多様であるが，いずれの構造も重力流堆積物であることを示している．正級化構造を持つ厚い軽石火山礫凝灰岩は，いわゆる水底火砕流堆積物である．基質は石英・長石片に富み，細粒物に乏しい（第3.2図）．また，軽石の大部分は，ガラスが粘土鉱物や沸石で，もしくは緑泥石で置換されレンズ状に潰れているものが多い（第3.3図）．塊状で岩片支持の火山角礫岩には，単源でガラス質の流紋岩角礫からなるものと，流紋岩角礫・軽石・異質岩片からなる多源のものがある．火山砂岩・ガラス質細粒凝灰岩は，一般に平行層理の発達がよい．

細粒砂岩・シルト岩・火砕岩互層（Hs）は，南東部の柳津町高森付近に分布する．細粒砂岩・シルト岩には，生物擾乱が著しく塊状で淘汰の悪い岩相（第3.4図）と，平行層理を持つ淘汰の良い岩相の2つがあり，両者はしばしば互層する．また，前者は貝化石を含んでいる．非火山性の砕屑岩と互層する火砕岩は，塊状の軽石火山礫凝灰岩・平行層理を持つ流紋岩火山砂岩・塊状及び平行層理を持つガラス質細粒凝灰岩からなる．高森の東北東1kmの沢中では玄武岩スコリア火山礫凝灰岩が挟まれている．分布はこの地点に限られるので，地質図上では省略している．

年代・対比

本層の年代はその微化石層序から前期中新世後半―中期中新世初頭と考えられている（山元・吉岡，1992）．また，本層は本図幅地域西部から「只見」図幅地域に広く分布する滝沢川層・大塩層・小川沢層（島田・伊沢，1969），「熱塩」図幅地域の黒岩層・五枚沢層（鈴木，1964），「猪苗代」図幅地域の檜山層・大久保層（北村ほか，1965）に対比される．

地層名

鈴木（1964），鈴木ほか（1986a）の「二の沢層」による．鈴木ほか（1972）の漆窪層下部・明神ヶ岳安山岩部層，八幡（1982）の松沢砂岩泥岩部層・明神ヶ岳安山岩部層を合わせたものに相当し，鈴木（1964），鈴木ほか（1968）の戸中凝灰岩を挟在する．北村ほか（1968）では，本層は塩野層の一部とされている．

模式地

福島県耶麻郡山都町沼ノ平付近の二の沢川沿い（「熱塩」図幅内）．

分布・構造

本図幅地域の北東部，柳津町銀山峠付近から北に伸びる背斜の両翼，三島町滝谷周辺，その南の同町四ッ谷周辺に分布する（第3.5図）．

層序関係

下位の東尾岐層を整合に覆う．

層厚

模式地での層厚は約200mであるが，本図幅地域では火山岩が卓越するため局所的に400m以上の層厚を持つ．

岩相

本図幅地域の二の沢層は，安山岩火砕岩及び溶岩（Na）とこれを覆う流紋岩火砕岩（Nv），これに貫入する流紋岩溶岩（Nr）からなる．これらをオーバーラップして覆う本層主体の砂岩及びシルト岩は分布しない（第3.6図）．

安山岩火砕岩は柳津町四ッ谷から高尾嶺周辺に分布し，基底部に逆級化構造を持つ塊状で基質支持の凝灰角礫岩・逆―正級化構造を持つ岩片支持の火山円礫岩・平行―低角斜交層理を持つ火山円礫岩及び火山砂岩からなる．溶岩は火砕岩と互層し，その大部分は自破砕構造が顕著で，多面体形の安山岩角礫からなる単源の火山角礫岩からなる．安山岩火砕岩及び溶岩は，すべて斜方輝石単斜輝石安山岩からなる．下位層の火山岩と比較すると，変質の程度は極めて低い．これらの火山岩は四ッ谷周辺で最も厚く，北東の「若松」図幅地域に向かって尖滅する．火山砂岩は稀にフジツボ・貝化石を含んでいる．

流紋岩火砕岩は，平行―低角斜交層理を持つ淘汰の良い火山円礫岩・火山砂岩互層からなる（第3.7図）．礫種は，黒雲母流紋岩と角閃石流紋岩を主とし，安山岩を伴う．礫は比較的円磨が良く，淘汰も良い（第3.8図）．礫径は10cm以下のものが大半を占める．流紋岩礫は石質のものが多いが，多面体型で発泡の悪いガラス質岩片からなるものや，円磨された軽石のみからなる円礫岩も見られる．本図幅地域内で最も厚く，東の「若松」図幅地域内に向かって尖滅する（第3.5図）．また，本図幅地域では，本火山岩に流紋岩溶岩がいくつか貫入しており，噴出中心相と見られる．しかし，一部の貫入岩体は，譲峠層中の火砕岩に伴うものであるのかもしれない．火山砂岩は稀にフジツボ・貝化石を含んでいる．下位の東尾岐層の流紋岩質火砕岩と比較して岩石の変質程度は顕著に低く，軽石の変質による偏平化は認められない．

化石

「若松」図幅地域の本層からは海棲貝化石とBlowのN.10-12帯の有孔虫化石群が報告されている（鈴木ほか，1972，1986b）．また，模式地付近のボーリングコアからはBlowのN.9-10下部の有孔虫化石群（通商産業省，1972）が，耶麻郡北塩原村大塩付近（「喜多方」図幅内）からはCN4帯とCN5A帯の石灰質ナノ化石群（鈴木ほか，1986a）がそれぞれ報告されている．模式地を含む主要ルートの浮遊性有孔虫，石灰質ナノ化石，放散虫を再検討した相田ほか（1998）の化石帯認定は，従来のものと矛盾しない．

年代・対比

本層の年代は，その微化石層序から中期中新世の前期から中期（15-13Ma）と判断できる（相田ほか，1998）．また，本層は本図幅地域南西部の布沢層下部，「猪苗代」図幅の堀口層（北村ほか，1965）に対比される．

地層名

鈴木・吉田（1956）の「譲峠泥岩層」，鈴木（1964），鈴木ほか（1968）の「譲峠層」による．鈴木ほか（1972）の漆窪層上部，八幡（1982）の西ノ沢泥岩層に相当する．北村ほか（1968）では，本層は塩野層の一部とされている．

模式地

福島県耶麻郡高郷村漆窪うるしくぼの阿賀野川沿い，及び西会津町別ノ茶屋東の国道49号線切割り（共に「野沢」図幅内）．

分布・構造

本図幅地域の北東部，銀山峠から北に伸びる背斜の両翼に分布する（第3.5図）．

層序関係

下位の二の沢層を整合に覆う．

層厚

約150m.

岩相

本層は，泥岩と流紋岩火砕岩の互層からなる（第3.9図）．泥岩は暗灰―灰色で，硬質，塊状の産状を示す．泥岩中には黒雲母結晶片やが火山ガラス片が多く含まれるものもあり，比較的火山性の砕屑物に富んでいる．また，泥岩中には軽石火山礫が単独で含まれていることがある．流紋岩火砕岩は，塊状の軽石火山礫凝灰岩と平行層理を持つ軽石火山砂岩・ガラス質細粒凝灰岩からなる．

化石

模式地付近の本層最上部からは海棲貝化石の報告がある（福島県教育委員会，1983）．しかし，本図幅地域では化石の産出はなかった．また，山都町相川の本層上限より30m下位の地点（「熱塩」図幅内）からはCN6-7A帯の石灰質ナノ化石群の報告がある（鈴木ほか，1986a）．相田ほか（1998）による模式地を含めた主要ルート微化石層序の見直しでは，累層下部が放散虫のEucyrtidium inflayum帯かつDorcadospyris alata帯中―上部，石灰石ナノ化石のCN5a帯及び浮遊性有孔虫のN13帯，累層上部にはDiartus petterssoni帯／Didymocyrtis antepenultima帯下部，Thalassiosira yabei帯及びCN6帯-7a亜帯が設定されている．

年代・対比

本層の年代は，本層及び下位層の微化石層序から中期中新世の後半（13-10Ma）と判断できる（相田ほか，1998）．また，本層は本図幅地域南西部の布沢層上部に対比される．

地層名

鈴木（1951，1964），鈴木・吉田（1956），鈴木ほか（1968，1972，1977）の「塩坪層」による．北村ほか（1968）では，本層は塩野層の一部とされている．

模式地

福島県耶麻郡高郷村塩坪付近の阿賀野川沿い（「野沢」図幅内）．

分布・構造

本図幅地域の北東部，銀山峠から北に伸びる背斜の西翼に分布する（第3.5図）．

層序関係

下位の譲峠層を整合に覆う．藤峠層に不整合で覆われるため，模式地での上部層（生物擾乱の著しい塊状砂岩）が欠如している．

層厚

最大約50m.

岩相

本層は，礫岩・砂岩・シルト岩からなる．逆―正級化構造を持つ岩片支持の円礫岩・正級化構造を持つ砂岩・塊状で淘汰の悪い礫混じりの粗粒砂岩・平行―低角斜交層理を持つ円礫岩及び粗粒砂岩・平行―リップル斜交層理を持つ細粒砂岩及びシルト岩が認められる．砕屑物は，ガラス質流紋岩及び安山岩円礫，軽石円礫や石英及び長石の結晶片などの火砕物が卓越している．しかし，本質物と認定できるものはなく，全て再堆積したものである．

化石

模式地付近の本層からは豊富な海棲貝類化石の報告がある（福島県教育委員会，1983）．しかし，本図幅地域では化石の産出はなかった．

年代・対比

本層の年代は，上下層の放射年代値と微化石層序から，後期中新世前期（10-9Ma）と推定されている（山元，1992a；相田ほか，1998）．また，本層は本図幅地域南西部の松坂峠層に対比される．

分布・構造

本貫入岩は柳津町四ッ谷周辺の二の沢層の安山岩火砕岩・溶岩に伴い分布する．一部の岩体は岩床として，また，他の岩体は岩脈として産する．

層序関係

東尾岐層・二の沢層に貫入する．一部の岩体は藤峠層に不整合で覆われる．

岩相・岩石記載

本岩類は全て，斜方輝石単斜輝石安山岩からなる．斜長石・斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱を斑晶として含み，インターサータル組織の石基を持つ．斑晶はしばしば集斑晶をなす．一部の岩体は輝石が緑泥石で置換されているが，下位の火山岩と比較すると変質の程度は弱い．

年代・対比

本岩類の多くは，これと岩質の共通する二の沢層の安山岩の供給岩脈であったと考えられる．

地層名

鈴木（1951，1964），鈴木・吉田（1956），鈴木ほか（1968，1972，1977）の「藤峠層」による．北村ほか（1968）では，本層は小野川原層の一部とされている．

模式地

福島県河沼郡会津坂下町と西会津町境の藤峠付近の国道49号線沿い（「野沢」図幅内）．

分布・構造

本図幅地域の北東部，銀山峠から北に伸びる背斜の両翼に分布するほか，博士山の北西山腹にも本層新鶴火砕流堆積物が孤立して分布する．

層序関係

模式地付近では下位の塩坪層を整合に覆うが，本図幅では顕著な浸食面を持って下位層を傾斜不整合に覆う．

層厚

250m前後．

岩相

本層はデイサイト及び流紋岩の火砕流堆積物と礫岩・砂岩・シルト岩で構成される河川堆積物からなる．火砕流堆積物は層厚200m以下と厚くなく，河川堆積物と互層することからカルデラ外流出相と判断される．

本層の河川堆積物（Ff）は，トラフ型斜交層理を持つ粗粒―中粒砂岩・リップルラミナや平行層理を持つ細粒砂岩―シルト岩・塊状シルト岩・平行層理を持つ淘汰不良の礫混じり粗粒砂岩・塊状でインブリケーションの顕著な岩片支持の礫岩からなる．砂岩は石英・斜長石の結晶片に富み，軽石片を伴っている．塊状シルト岩中には，リグナイト（褐炭）がしばしば含まれる．

柳津火砕流堆積物（Fy）は単斜輝石普通角閃石デイサイト質で，径15cm以下の軽石に富んだ塊状，非溶結の凝灰角礫岩からなる．異質岩片は径10cm以下で，変質した流紋岩溶岩片，流紋岩火砕岩が多く，まれにホルンフェルス化した砂岩・泥岩も含まれる．基質は径2mm前後の斜長石・石英結晶片の目立つ結晶―ガラス質火山灰からなる．堆積物の最大層厚は約140mである．また，堆積物の内部には，構成粒度の違いや特定粒子の層状配列で境される数m厚のフローユニットが認められる．基底部には脱ガスパイプが多い．堆積物の下位から降下火砕物は見いだせなかった．堆積物の上面は顕著な浸食面となっており，河川堆積物に覆われる．本堆積物は，逆帯磁している．

新鶴火砕流堆積物（Fn）は，図幅地域東北部において最下部の厚い火砕サージ堆積物（層厚15m以下）とこれを覆う火砕流本体（最大層厚65m）からなる．火砕サージ堆積物は，良く成層した普通角閃石斜方輝石単斜輝石ガラス質デイサイトの細粒―粗粒凝灰岩からなり，最大径1.8cmの火山豆石に富む．デューン層理・平行層理・逆―正級化層理が発達し，古流向は火砕物が西方から供給されたことを示している．本体は径15cm以下の軽石に富んだ塊状，非溶結の火山礫凝灰岩―凝灰角礫岩からなる．本体下部は普通角閃石斜方輝石単斜輝石デイサイト軽石に，上部は黒雲母流紋岩軽石に富む．基質は最大径4mmの石英・斜長石結晶片に富むガラス―結晶質火山灰からなる．堆積物の最大層厚は最大で約150mである．また，堆積物内部のフローユニット境界は不明瞭である．一方，南東部博士山山腹に分布する本堆積物は，最下部の火砕サージ堆積物と本体下部を欠き，黒雲母流紋岩質の上部のみが分布する．また，堆積物はその基底部を除き溶結している．本堆積物は，逆帯磁している．

化石

模式地周辺や「若松」図幅地域内では，細粒の河川堆積物から豊富に植物化石を産出する（鈴木，1951，1964；鈴木ほか，1972，1973）．ただし，本図幅地域では火砕流堆積物が卓越すること，挟まれる河川堆積物も比較的粗粒であることから，その産出はほとんどない．

年代・対比

新鶴火砕流堆積物（GSJ R56954）からは4.1±0.3Maのジルコン・フィッショントラック年代値が，柳津火砕流堆積物（GSJ R 56953）からは6.5±0.6Maのジルコン・フィッショントラック年代値が報告されている（山元，1992a）．また，本層最下部の山郷火砕流堆積物（「野沢」図幅内）からは8.9±0.8Maのジルコン・フィッショントラック年代値が報告されている（山元，1992a）．上位層の放射年代値も考慮すると，本層の年代は後期中新世―前期鮮新世（9-3Ma）と判断できる．柳津火砕流堆積物の給源は「若松」図幅地域南東部の高川カルデラ，新鶴火砕流の給源は本図幅地域西部の上井草カルデラと考えられている（第2.5図；山元，1992a；山元・吉岡，1992）．

地層名

鈴木（1951，1964），鈴木ほか（1972，1973，1977）の「和泉層」による．

模式地

福島県河沼郡会津坂下町和泉の只見川沿い（「喜多方」図幅内）．

分布・構造

図幅地域南東部の博士山の周辺に，ほぼ水平に分布する．

層序関係

模式地付近では下位の藤峠層を整合に覆うが，本図幅地域では顕著な浸食面を持って下位層を傾斜不整合に覆う．

層厚

約300m.

岩相

本図幅地域の本層は基底部の仏沢火砕流堆積物（Ht）のみからなり，本層の主体である礫岩・砂岩・シルト岩の互層からなる河川堆積物は分布しない．

仏沢火砕流堆積物は斜方輝石単斜輝石普通角閃石デイサイトの火山礫凝灰岩―凝灰角礫岩からなり，基底部を除き強溶結している．溶結部では，粗い柱状節理の発達がよい．堆積物は長径20cm以下の本質レンズに富み，径5cm以下の流紋岩溶岩片や流紋岩火砕岩の異質岩片をまばらに含んでいる．肉眼では石英や普通角閃石の粗粒結晶片がよく目立つ．溶結火砕岩の基質は薄茶色から無色の火山ガラスからなり，ユータキシティック組織が顕著で，真珠岩状割れ目が発達する．また部分的に再結晶してマイクロスフェルライトを生じているものもある．

年代・対比

博士山の北西約2kmの林道沿いの露頭からは2.66±0.19Maの角閃石K-Ar年代値が報告されているが，この値は上位の博士山火山岩のK-Ar年代値よりも若干若い（博士山団研，1990）．東隣「若松」図幅内の本火砕流堆積物（GSJ R56952）からは2.94±0.15Maと上位層よりもやや古いK-Ar年代値が報告されており，こちらの方が噴火年代に近いものと見られる（山元，1992a）．また，本層の古地磁気層序はGauss EpochからMatuyama Epochの下部に相当する（Manabe，1980）．したがって本層の年代は後期鮮新世と判断できる．仏沢火砕流の給源は「若松」図幅南西部―田島」図幅西部に分布する桧和田カルデラである（第2.5図；山元，1992a，1999a；山元・吉岡，1992）．

地層名

平林（1966），通商産業省（1967，1968，1970a），小室（1984）の「滝沢川層」を再定義して用いる．通商産業省（1967，1968，1970a）は本報の宮下泥岩部層よりも上位の地層を大塩層と小川沢層，小室（1984）は大谷層と呼んでいる．更に北村ほか（1968）は彼らの滝沢川層と同一のものを玉梨層，その上位の地層を宮下泥岩及び西方層と呼んでいる．しかし，本報では，宮下泥岩部層の分布は三島町宮下周辺に限られ滝沢川層分布域全体に追跡できないこと，宮下泥岩部層と相対的下位にある流紋岩溶岩・火砕岩とは断層で接し層序関係が地表で確認できないこと，宮下泥岩部層の上位にある流紋岩溶岩・火砕岩の岩相はその相対的下位にあるものと岩相が共通していることから，宮下泥岩部層とその上位の西方層（北村ほか，1968）や大谷層（小室，1984）相当層も滝沢川層に含めることにする．

模式地

福島県大沼郡金山町滝沢の滝沢橋から滝沢川上流（「只見」図幅内）．

分布・構造

本図幅地域西部の金山町白沢川周辺や同町中川の只見川対岸域から図幅地域中央部の三島町早戸・宮下・滝谷にかけての広い範囲に分布する．大石田断層の東側，三島町宮下周辺には南北方向に伸びる軸を持つ複数の褶曲構造が宮下泥岩部層内に存在する．一方，大石田断層の西側では地層の走向は一定せず，大局的には水平に近い構造を持つものと見られる．

層厚

模式地周辺での本層の層厚は，1,000mを越える．宮下泥岩部層の層厚は300m以上．

岩相

本層は主に流紋岩の溶岩（Tr）及び火砕岩（Tv）からなり，泥岩の卓越する宮下泥岩部層（My）を伴う．

流紋岩溶岩（Tr）は径数100m～2km程度のドーム状の塊状溶岩岩体群を構成する．溶岩岩体は重複しながら互いに貫入し，分布密度の高い地域では流紋岩溶岩のみが本層を構成する（本図幅地域北西縁部）．また，周囲の流紋岩火砕岩に対してもほとんどの場合，貫入関係で接している．貫入面近傍の流紋岩溶岩には自破砕が認められるが，量的には塊状溶岩の占める割合が圧倒的である．流紋岩は流理構造が発達したものが多い．斜長石・石英斑晶を含み鉄鉱以外の苦鉄質鉱物を欠くか微量の黒雲母か普通角閃石を伴うタイプと，斜長石・石英斑晶と斜方輝石・単斜輝石斑晶を含むタイプがあるが，前者の方が卓越する．石基はマイクロスフェルリティック―マイクロフェルシティック組織を持つものが大部分で，ガラス質のものは少ない．また，程度の差はあるものの全ての溶岩に変質作用が認められ，著しいものは鉱化作用を被っている．

流紋岩火砕岩（Tv）は，火山角礫岩・凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・火山砂岩・ガラス質細粒凝灰岩からなる．これらの火砕岩は，正級化構造を持つもの，塊状で基質支持のもの，塊状で岩片支持のもの，平行層理を持つものなど多様であるが，いずれの構造も重力流堆積物であることを示している．正級化構造を持つ厚い軽石火山礫凝灰岩は，いわゆる水底火砕流堆積物であろう．基質は石英・長石片に富み，細粒物に乏しい．また，軽石の大部分は，ガラスが粘土鉱物や沸石で，もしくは緑泥石で置換されレンズ状に潰れている．塊状で岩片支持の火山角礫岩には，単源でガラス質の流紋岩角礫からなるものと，流紋岩角礫・軽石・異質岩片からなる多源のものある．火山砂岩・ガラス質細粒凝灰岩は，一般に平行層理の発達がよい．

宮下泥岩部層（My）は，三島町大石田から同町大谷にかけての大石田断層の東に分布し，宮下の只見川河床に模式的に露出する．本部層は生物擾乱を受けた黒雲母結晶片の目立つ細粒砂岩―シルト岩を主体とし，粗く成層する（第4.1図）．また，平行葉理を持った細粒砂岩・シルト岩細互層や平行層理を持つ流紋岩火山砂岩・ガラス質細粒凝灰岩の薄層を頻繁に挟んでいる．只見川沿いではこれに直交するNS方向の褶曲が良く観察される．本部層は模式地周辺に分布が限られ，300m以上の層厚を持つ．おそらく，流紋岩溶岩ドーム群からなる滝沢川層堆積時にできた局所的な凹地を埋積したものであろう．

化石

宮下泥岩部層からは豊富な石灰質微化石が産出し，第4.1表の浮遊性有孔虫の産出からN.8帯，第4.2表の石灰質ナノ化石の産出からCN4帯に堆積したことが明らかにされている（相田ほか，1998）．また，相田ほか（1998）は本部層から第4.3表の底生有孔虫化石の産出も報告している．

年代・対比

宮下泥岩部層の微化石層序は中期中新世初頭を示している（相田ほか，1998）．一方，島田・植田（1979）は西隣「只見」図幅地域の滝沢川層相当層の流紋岩から23，16，15Maの全岩K-Ar年代値を報告している．23Maの年代値は彼ら自身も指摘しているように，層序に対し古すぎる可能性が大きい．他の年代値は微化石層序と調和的である．

地層名

通商産業省（1968，1970a），北村ほか（1968）の「布沢層」による．

模式地

福島県南会津郡只見町布沢付近の布沢川中流部（「小林」図幅内）．

分布・構造

本図幅地域南東部の昭和断層の南側，只見町布沢川流域に分布する．昭和断層沿いの本層は，断層の走向と平行な南への単斜構造を持つ．一方，布沢川沿いには東西から北西―南東に伸びる複数の褶曲があり，本層はその変形を上位の松坂峠層とともに被っている．

層序関係

本図幅地域では下位の滝沢層と昭和断層を介して接触する．滝沢川層との整合関係は南隣の「針生」図幅地域内で広く確認できる．また，本層は上位の松坂峠層に整合で覆われる．

層厚

約300m.

岩相

本層の下部は流紋岩火砕岩，上部は泥岩が卓越する．ただし，上部の泥岩は下部の火砕岩に対しオーバーラップしながら累重するため，くさび形の分布形態を持ち，下部火砕岩の厚い部分では分布が欠けている．

下部の流紋岩火砕岩は，ガラス質細粒凝灰岩，軽石火山砂岩，円磨された軽石火山礫に富む火山礫凝灰岩―火山円礫岩の互層からなる．単層厚は数―数10cmで，平行層理が卓越する．粗粒で塊状の火砕岩や溶岩・貫入岩など火口近傍を示す岩相は，本図幅地域内では確認していない．下位の滝沢川層の流紋岩質火砕岩と比較して岩石の変質程度は非常に低く，軽石の変質による偏平化は認められない．また，急に成層構造が顕著になるなど，両層の流紋岩火砕岩の岩相変化は明瞭で，境界は野外で容易に追跡できる．

上部の泥岩は暗灰―灰色で，硬質のものが多い．流紋岩質凝灰岩の薄層を多く挟み，成層構造が発達する．泥岩自体にも黒雲母結晶片やが火山ガラス片が多く含まれており，比較的火山性の砕屑物に富んでいる．また，泥岩中には軽石火山礫が単独で含まれていることがある．最上部の泥岩は生物擾乱によって塊状の産状を示し，貝化石をまばらに含んでいる（第4.4表）．

化石

相田・竹谷（2001）は模式地布沢川中流部（「小林」図幅内）の泥岩から，放散虫化石Didymocrytis laticonus, Crytocapsella tetrapera, Stichocorys delmontensisの産出を報告している．本層の最上部から産出する貝化石は上位の松坂峠層のものと共通している（第4.4表）．

年代・対比

山口（1986）は南隣「針生」図幅内の布沢層下部の黒雲母流紋岩凝灰岩から14.0±0.7MaのK-Ar年代値を報告している．また，上部の泥岩の放散虫化石層序は，前期中新世中期から後期中新世前期と年代幅が広く，特に時代を特定できるものではない（相田・竹谷，2001）．岩相上は会津盆地周辺の二の沢層と譲峠層を合わせたものに対比され，両層の微化石層序を参考にすると本層の年代は15-10Maと見なせる．

地層名

通商産業省（1968，1970a），北村ほか（1968）の「松坂峠層」を再定義して用いる．彼らの松坂峠層のうち上部を占める流紋岩軽石火山礫凝灰岩（本報のオドシマ沢火砕流堆積物）は，下位の礫岩・砂岩層を不整合で覆うことが明らかになったので，上部を南会津層として分離した．詳細は次項に記述する．なお，Masuda and Shibata (1971)が‘松坂峠層’とした地層は，本報告の松坂峠由来の含貝化石砂岩岩塊を異質礫として含む入山沢層三島火砕流堆積物である（山元，1992a）．

模式地

福島県南会津郡只見町布沢の大滝沢出合よりも上流の布沢川沿い．

分布・構造

本図幅地域南東部の昭和断層の南側，只見町布沢川沿いに分布する．布沢川沿いには東西から北西―南東に伸びる複数の褶曲があり，本層はその変形を下位の布沢層とともに被っている．

層序関係

下位の布沢層を整合に覆い（第4.2図），上位の南会津層には顕著な傾斜不整合で覆われる．

層厚

最大150m.

岩相

本層下部（Ml）の主体をなす玄武岩火砕岩は，発泡の悪い多面体型のスコリアを本質物として含む火山礫礫岩及び火山礫凝灰岩からなり布沢川のオドシマ沢出会いよりも上流部に分布する．これらの地点よりも下流の布沢川沿いでは，玄武岩礫を含む基底部に逆級化構造を持つ塊状で基質支持の凝灰角礫岩，逆―正級化構造を持つ岩片支持の火山円礫岩（第4.3図），平行―低角斜交層理を持つ火山円礫岩及び火山砂岩からなる．下部の層厚は場所により異なり，北に厚く（100m前後），南に薄くなる傾向がある．また，南の熊の沢の出会いでは層厚2m前後の3層の玄武岩火砕岩が砂岩と互層している．本層の玄武岩火砕岩は，浅海底でのマグマ水蒸気噴火の産物とその再堆積物で構成されている．玄武岩はかんらん石を斑晶として含むものの，いずれの岩石でもかんらん石は全て緑泥石などの変質鉱物で置換されている．

本層下部には，玄武岩火砕岩に付随して，斜長石・石英などの結晶片の多い細―中粒砂岩や流紋岩軽石火山礫凝灰岩が挟まれる．特に布沢層との境界部では，布沢川の大滝沢出会いに見られるように，下位層の泥岩から平行葉理やハンモック型斜交層理を持った細粒砂岩，生物擾乱を受けた塊状の細粒―中粒砂岩に岩相が変化する（第4.2図）．

本層上部（Mu）は，玄武岩礫や玄武岩火砕岩礫を多く含み，基質は斜長石・石英などの結晶片に富む礫岩及び砂岩からなる．下部の玄武岩火砕岩に対しては顕著な浸食面を持って重なっている．礫岩は，逆―正級化構造を持つ岩片支持の円礫岩が多い．砂岩は，平行層理―低角斜交層理―トラフ型斜交層理を持つ中―極粗粒のものが多い（第4.2図）．ただし，砂岩には布沢川支流の熊の沢のように生物擾乱を受け塊状化している部分も多く，そのような岩相からは自生の貝化石を多産する．

化石

本層からは，海棲軟体動物，蔓脚類，魚類の鱗などの化石が産出した（第4.4表；第4.4図）．本層産の軟体動物化石には，中部―上部中新世の塩原動物群（大塚，1941；鎮西，1963）の構成種Mercenaria chitaniana, Mizuhopecten paralebejusなどが含まれる．

年代・対比

本層は，層準・岩相・産出化石から会津盆地西縁の塩坪層（鈴木，1964；鈴木ほか，1968；山元・吉岡，1992；福島県教育委員会，1983）に対比され，その年代は後期中新世前期（10-9Ma）と推定される．この年代は後述する南会津層基底の放射年代値とは矛盾しない．

分布・構造

本貫入岩は滝沢川層分布域にこれを貫く玄武岩岩脈として主に露出する．岩脈の幅は2m以下で薄いものが多い．金山町玉梨南方の野尻川の支流小川との出会い部では，玄武岩岩床として貫入している．

層序関係

滝沢川層に貫入する．

岩相・岩石記載

本岩類はかんらん石玄武岩や無斑晶質の玄武岩からなる．一部の岩体では発泡している．いずれの岩石も著しい変質を被り，石基の火山ガラスやかんらん石などは全て緑泥石などの二次鉱物で置換されている．年代・対比　本図幅地域の滝沢川層中には玄武岩噴出相が露出しないものの，西隣「只見」・「小林」図幅地域では滝沢川層の流紋岩供給岩脈が同種の玄武岩とともに平行岩脈群をつくっている（島田・伊沢，1969；島田ほか，1974）．したがって，本図幅地域内の玄武岩岩脈もその多くは，滝沢川層の火山活動に関連していたものと見られる．

地層名

新称．本層上部の駒止峠火砕流堆積物は，通商産業省（1968，1970a），北村ほか（1968）では駒止峠層と呼ばれて，下位層を不整合で覆うとみなされていた．駒止峠層自体は本図幅地域の南縁部から田島町七ヶ岳周辺にかけて広がる南北約30kmの台地状山地の頂部を構成する後期中新世の溶結した火砕流堆積物であり（山口，1986），単一のクーリングユニットから構成されている．下部のオドシマ沢火砕流堆積物もこの火砕流堆積物と同じカルデラ外流出相であること，両火砕流堆積物の構造はほぼ水平で調和的であること，オドシマ沢火砕流堆積物の基底に著しい傾斜不整合があることから，駒止峠火砕流堆積物を独立した累層として取り扱うことはしない．オドシマ沢火砕流堆積物と駒止峠火砕流堆積物を合わせて新たな累層を定義することとする．

模式地

只見町布沢の布沢川支流オドシマ沢から鎌倉山にかけてのルート．

分布・構造

本図幅地域南西部に分布する．その構造はほぼ水平である．

層序関係

下位の布沢層及び松坂峠層を，顕著な傾斜不整合で覆う（第4.5図）．布沢川沿いの布沢層・松坂峠層には東西から北西―南東に伸びる複数の褶曲があるものの，本層はその変形を全く受けていない．

層厚

本図幅地域での層厚は約400m.

岩相

本層は下位から，オドシマ沢火砕流堆積物（Od），河川堆積物（Mf），駒止峠火砕流堆積物（Km）の順で重なる．

オドシマ沢火砕流堆積物（Od）は，径5cm以下の白色繊維状流紋岩軽石に富む非溶結で塊状の火山礫凝灰岩―凝灰角礫岩からなる．その基質は中―粗粒の火山ガラス片・結晶片に富み，20cm以下の石質岩片をまばらに含んでいる．ただし，径数m以下の砂岩・凝灰岩などの岩塊が単独で火山礫凝灰岩に取り込まれることがあるほか，炭化木片もまれに含まれている．また，堆積物内部のフローユニット境界は不明瞭である．堆積物の層厚は70～100mである．凹凸のある基盤を直接覆い，かつその上面は後述の河川堆積物により削剥を受けている．本堆積物は，逆帯磁している．

河川堆積物（Mf）は，トラフ型斜交層理を持つ粗粒―中粒砂岩・リップル葉理や平行層理を持つ細粒砂岩―シルト岩・塊状シルト岩・平行層理を持つ淘汰不良の礫混じり粗粒砂岩からなる．砂岩は石英・斜長石の結晶片に富み，軽石片を伴っている．塊状シルト岩中には，リグナイトがしばしば含まれる．

駒止峠火砕流堆積物（Km）は普通角閃石黒雲母流紋岩の溶結した火山礫凝灰岩からなる．長径15cm以下の本質レンズに富み，石英や黒雲母結晶片が肉眼で良く目立つ．径5cm以下の石質岩片が含まれるが，その量は少ない．基底付近の本質レンズは黒色ガラス質であるが，中上部のものは脱ガラス化により白色―薄褐色の色調を示す．全体に径1m以上の粗い柱状節理の発達が良い．堆積物の層厚は最大200m以上である．本堆積物は，逆帯磁している．

年代・対比

本図幅地域の布沢川右岸のオドシマ沢火砕流堆積物からは，9.0±0.5Maのジルコン・フィッショントラック年代値が得られた（GSJ R78275；第4.5表）．この年代は会津盆地の藤峠層最下部の山郷火砕流堆積物（「野沢」図幅内）の8.9±0.8Maのジルコン・フィッショントラック年代値（山元，1992a）と良く一致し，会津―布沢両堆積盆ともほぼ同時期に陸化したことを示している．駒止峠火砕流堆積物からは，9.9-6.0Maに分散した複数のK-Ar年代値が報告されていたが（島田・植田，1979；山口，1986），その後の山口（1991）による黒雲母K-Ar年代再測定で，ほぼ7.3Maに噴出したことが確実になっている．駒止峠火砕流堆積物は，「燧ヶ岳」・「男体山」図幅地域の奥鬼怒カルデラから噴出したものである（山口，1991）．一方，オドシマ沢火砕流の給源については確定していない．

地層名

山元（1992a）が再定義した「入山沢層」による．北村ほか（1968）の入山沢凝灰岩とこれを整合に覆う下中津川層，小室（1984）の入山沢層と大成沢層にほぼ相当する．また，彼らの入山沢凝灰岩は本報告の三島火砕流堆積物，下中津川層は後カルデラ期の湖成堆積物にほぼ相当する．彼らの入山沢凝灰岩が火山活動にともなって形成された陥没凹地を埋積したものであることは，昭和44年度の広域調査で既に明らかにされていた（通商産業省，1970b）．

模式地

福島県大沼郡三島町大谷川上流浅岐から南にはいる支流入山沢．

分布・構造

本図幅地域中央部にある径20×15kmの大型カルデラを，ほぼ水平に埋積している．

層序関係

東尾岐層・滝沢川層にアバットする．本層は7.3Maの駒止峠火砕流堆積物よりも上位にあり，かつ4.2-4.1Maの新鶴火砕流堆積物に不整合に覆われる．

層厚

三島火砕流堆積物の層厚は，これを貫いたカルデラ縁辺部の昭和村野尻の試錐（44EAN-1）でほぼ1,000mである．（通商産業省，1970b）．カルデラ中央部での層厚はこれを越えると予想される．また，後カルデラ期の湖成堆積物の層厚は，400m以上である．

岩相

本層は，カルデラ形成期の三島火砕流堆積物（Ms）・岩屑なだれ堆積物（Ib）と，これを整合に覆う後カルデラ期の湖成堆積物（Il），両者に貫入するデイサイト（Id）と安山岩（Ia）で構成されている．

三島火砕流堆積物（Ms）は，普通角閃石デイサイトの非溶結―弱溶結で塊状の軽石火山礫凝灰岩―凝灰角礫岩からなる．デイサイト軽石は径10cm以下で，新鮮な部分では白色であるが，多くの部分で火山ガラスが緑泥石に置換され緑色を呈している．基質は火山ガラス片に富み，肉眼で斜長石以外の鉱物片（石英・普通角閃石など）が目立たない．また，肉眼で溶結構造が認められない場合も，鏡下では基質の火山ガラス片に弱いユータキシティック組織が認められることが多い．石質岩片については含有量が場所により大きく変動する．径5cm以下の異質岩片をまばらに含む部分もあれば，径1.5m以上の岩片が単独で火砕岩中に包有される部分もある．異質岩片の岩種は流紋岩溶岩・流紋岩火砕岩・玄武岩火山礫凝灰岩・泥岩・砂岩・礫岩からなる．岩片の配列や粒径の違いによる連続性の悪い層理がまれに認められるが，多くの露頭では無層理で構造が把握しにくい．本火砕流堆積物の体積は200km³以上である．

岩屑なだれ堆積物（Ib）は，周辺の下部―上部中新統に由来する・流紋岩溶岩・流紋岩火砕岩・玄武岩火山礫凝灰岩・泥岩・砂岩・礫岩の角礫岩からなり，三島火砕流堆積物と指交している．両堆積物の境界は明瞭で，漸移しない．この角礫岩は3次元的にはレンズ状の形態を持ち，カルデラの西縁部に見いだされる．本角礫岩には単一岩種で構成される岩塊相とこれを包み多種の岩片が混合したマトリックス相に区分できる．岩塊相は，径数m以下の岩塊に富み，岩片相互の変位量がごく小さく，あたかもジグゾーパズルのように，互いに緩く接している．また，径30m以上の未破砕の流紋岩火砕岩岩塊や貝化石を含んだ砂岩・礫岩岩塊が角礫岩中に含まれることもある．このような巨岩塊は特にカルデラ南西縁で多く，南会津層のオドシマ沢火砕流堆積物や松坂峠層の砂岩・礫岩が取り込まれたものである．Masuda and Shibata（1971）が‘松坂峠層’産の貝化石として記載したものも，これらの異質礫中から採集されたものであろう．マトリックス相は，岩塊相の間を埋めた種々の岩片・細粒物の混合物で，露頭では基質支持の淘汰の悪い角礫岩として認定できる．堆積物の内部では混合作用は必ずしも完全ではなく，特定の岩種が局所的に濃集したり，母材の異なる細粒物がつくる縞状構造の発達した不均質なマトリックス相もしばしば認められる．このような角礫岩は，カルデラ形成時に陥没部を取り巻く基盤岩が大規模な斜面崩壊を起こしてカルデラ内部になだれ落ちたものと考えられている（山元，1991a）．

後カルデラ期の湖成堆積物（Il）は，厚さ数cm―数mで正（及び逆―正）級化構造の発達した砂岩・礫岩と植物化石を含む平行葉理の発達したシルト岩の互層からなる．砂岩・礫岩の単層の多くは下位層を削り込み，シルト岩の同時浸食礫を含んでいる．また，礫岩は淘汰が悪く，粗粒―中粒砂の基質を持つものが多い．分布北縁の三島町大谷峠北の町道沿いでは径2m以上の滝沢川層起源の流紋岩火砕岩岩塊を多く含んだ基質支持で淘汰の悪い塊状礫岩が露出し，カルデラ壁から粗粒砕屑物の供給が度々あったことを示唆している．堆積物は基盤岩に由来する砕屑岩が大半を占めるが，場所や層準によっては珪長質の火砕物が卓越することもある．例えば，分布北東縁の柳津町四ッ谷付近では，平行葉理の発達したガラス質凝灰岩と軽石片に富む火砕物タービダイトの互層が卓越する．

後カルデラ期のデイサイト（Id）は，志津倉山のものを除きドーム状の貫入岩体として三島火砕流堆積物・湖成堆積物に貫入している．一方，志津倉山山頂部を構成するもの（第1.3図）は貫入形態が湖成堆積物の構造に調和的で，シート状の岩床として定置している．デイサイトの岩質は斑晶量が10%以下の普通角閃石デイサイト・黒雲母普通角閃石デイサイトと，斑晶量が30%を越える多斑晶質の斜方輝石単斜輝石普通角閃石デイサイト・黒雲母斜方輝石単斜輝石普通角閃石デイサイトがある．量的には前者が卓越し，柳津町の猿倉ヶ岳から博士山の北側の岩体を構成する．野外では流離構造を持った明褐色―灰色の石基に長径3mm以下の針状角閃石をまばらに含んでいる．また，後者は志津倉山や博士山の南―南西に分布し，径5mm以下の斜長石や石英の斑晶を多量に含んだ特徴的な産状を示す．岩石は比較的新鮮で，石基火山ガラスや斑晶に変質が認められないものが多い．しかし，柳津町居平や琵琶首などの一部の岩体では，著しい珪化や鉱化作用を部分的に被っている．デイサイト貫入岩体は西に開いた径10km前後のU字型配列を示し，地下に伏在するカルデラ陥没構造を縁取っているものと見られよう．

後カルデラ期の安山岩（Ia）は，柳津町の漆峠・つむじ倉滝周辺に分布する径2km程度のドーム状貫入岩体で，後カルデラ期の湖成堆積物・デイサイトに貫入している．長径1.5mm以下の斜長石をまばらに含む斜方輝石単斜輝石安山岩からなり，ほとんど変質していない．

年代・対比

三島火砕流堆積物（GSJ R57404）からは後期中新世を示す7.1±1.0Maのジルコン・フィッショントラック年代値が報告されている（第4.5表：山元，1992a）．下位の駒止峠火砕流堆積物の年代（7.3Ma）とは誤差の範囲で重なるものの，層序関係とは矛盾しない．

地層名

北村ほか（1968）の「上井草凝灰角礫岩」，通商産業省（1970a）の「上井草層」による．小室（1984）は本層全体を西隣「只見」の相当層の名称に従い「本名層」（島田・伊沢，1969）と呼んだが，先取性は北村ほか（1968）にある．

模式地

北村ほか（1968）は福島県大沼郡金山町上井草うわいぐさ周辺を模式地にしている．しかし，露出条件は同町西谷から玉梨にいたる白沢川林道沿いのルートの方がはるかに条件が良く，本報告ではこちらを模式地に指定する．

分布・構造

本図幅地域北西部の金山町本名から同町沼沢湖周辺に分布する．堆積物には層理面がないため，その構造は把握しにくい．火砕流堆積物内の粒子の配列構造や火砕流堆積物と岩屑なだれ堆積物の境界面から判断すると，本層はほぼ水平かカルデラの内側に向かって緩く傾くようである．本層分布域は約15mgalの負の重力異常と重なる（第8章）．

層序関係

滝沢川層を高角度の不整合で覆う．

層厚

地表には約300mの厚さの本層が露出するが，その下限は不明．

岩相

本層はカルデラ形成期の新鶴火砕流堆積物（Ni）と岩屑なだれ堆積物（Ub）からなる．

本層の新鶴火砕流堆積物（Ni）は，金山町玉梨温泉周辺の野尻川沿いや金山町水沼から三島町早戸にかけての只見川沿いに主な分布があるほか，金山町の白沢川下流部や水冷沢中流部にも僅かに露出する．層準的には岩屑なだれ堆積物を挟んで上下2層準に分かれる．各地に露出する本堆積物は，非溶結―弱溶結の斜方輝石単斜輝石普通角閃石含有黒雲母流紋岩の軽石火山礫凝灰岩―凝灰角礫岩からなる．径20cm以下の白色流紋岩軽石を多く含み，基質は火山ガラス片と径4～5mm以下の石英や径2mm以下の黒雲母結晶片に富んでいる．石質岩片の径は10cm以下で，量は少ない．軽石の配列や粒径の違いによる連続性の悪い層理が認められる．藤峠層の本カルデラ外流出相は，普通角閃石斜方輝石単斜輝石デイサイトの火山豆石に富む火砕サージ堆積物，軽石流堆積物を経て黒雲母流紋岩の軽石流堆積物へと上方に重なるが，地表に現れる本層の新鶴火砕流堆積物にはこの岩相変化は認められない．火砕流噴火後半の岩相のみが露出しており，前半の岩相は地下に伏在している可能性が大きい．本火砕流堆積物は逆帯磁している．

本層の岩屑なだれ堆積物（Ub）は，新鶴火砕流堆積物に挟まれる1層の厚い角礫岩からなる．その層厚は最大約300mで，カルデラの西側で厚く，東に向かって薄くなる．新鶴火砕流堆積物との境界は明瞭で，両者は漸移しない．角礫岩を構成する岩片は下部―中部中新統滝沢川層に由来する流紋岩溶岩や火砕岩，中部中新統布沢層の泥岩や流紋岩火砕岩，中部中新統松坂峠層の玄武岩や礫岩・砂岩で，上井草層の基盤の多様な岩石を全て認めることが出来る．しかし，露頭規模では特定岩種のみからなる単源で岩片支持の角礫岩として現れることが多く，このような岩相は岩屑なだれ堆積物の岩塊相に相当する．岩塊相を構成する各角礫の面角は，あたかも3次元のジグゾーパズルのように，互いに緩く接しており，破砕岩片相互の変位量がごく小さい．そのため，岩塊相中では初生的な基盤の内部構造が破砕後も保存されている（第5.1図）．異なる岩塊相の間には，多種の岩片が混在する淘汰の悪い基質支持の角礫岩からなる基質相が現れる．基質相では種々の岩片が粉砕されてできた砂―泥サイズの粒子が卓越するが，堆積物の内部では混合作用は必ずしも完全ではなく，特定の岩種が局所的に濃集したり，母材の異なる細粒物がつくる縞状構造の発達した不均質なマトリックス相もしばしば認められる（第5.2図）．これらの産状は岩屑なだれ流走中にその内部で発生した強い剪断作用の反映で，大規模な斜面崩壊堆積物に普通に認められるものである．現在の上井草層の周囲には滝沢川層のみが分布するが，カルデラ形成噴火当時には松坂峠相当層が地表を構成しており，現在はこれらが削剥されているものと見られる．

「宮下」「只見」図幅地域のちょうど境界部の金山町本名の只見川左岸には，本層と滝沢川層の不整合面のやや基盤岩よりの部分に新鶴火砕流堆積物と同質の黒雲母流紋岩火砕岩岩脈が4本以上貫入している（第5.3図）．火砕岩岩脈の走向はN30°WからN50°Eと一定せず，その幅も10cmから140cmと変化する．岩脈を満たす火砕岩は流紋岩軽石と斜長石・石英・黒雲母の結晶片，そして母岩から取り込んだ滝沢川層由来の流紋岩石質岩片で構成されている．岩脈幅が80cm程度以上になると中央部で溶結が見られる．また，火砕岩岩脈には炭化木片も含まれ，噴火時には岩脈が地表に開口し，現在岩脈を埋めている火砕物は地表からフォールバックしたものであると判断される．

年代・対比

金山町玉梨の白沢林道沿いの新鶴火砕流堆積物からは4.2±0.2Maのジルコン・フィッショントラック年代（GSJ R60144）が報告されている（山元，1995）．この値は東隣「若松」図幅地域内の藤峠層カルデラ外流出相新鶴火砕流堆積物の4.1±0.3Maのジルコン・フィッショントラック年代（GSJ R56954）と良く一致する（山元，1992a）．今回，沼沢団研（1999）が‘小津巻火砕流堆積物’と呼ぶものを対象にジルコン・フィッショントラック年代測定を行い，3.5±0.2Maの値を得た（GSJ R78274；第4.5表）．従来の放射年代値よりは誤差範囲を越え若い値となったが，これが第四紀を示すものでないことは確実である．

地層名

新称．高橋・菅原（1985）では，本火山岩の一部が高森山安山岩，高久原山安山岩などと呼ばれていたが，高森山，高久原たかくはら山自体は浸食地形で本来の溶岩地形は既に失われており，個々の溶岩の境界は現在の地形と対応していない．本報告では沼沢湖周辺から高森山にかけて分布する鮮新世の安山岩・デイサイト溶岩及び火砕岩を一括して会津金山火山岩と呼ぶ．

模式地

金山町の高森山及び高久原山周辺．ただし露出は断片的で，沢や林道沿いに僅かに現れるにすぎない．

分布・構造

本図幅地域西部の沼沢湖周辺から高森山にかけて分布する．塊状で厚い溶岩が卓越するため内部の構造は明確ではないが，下位の上井草層と同じくほぼ水平であると見られる．

層序関係

鮮新世の上井草層を不整合に覆う．両者の間には顕著な浸食面があり，本火山岩は谷地形を埋めている．

層厚

現存部の厚さは400m程度．最高点の高森山山頂と本火山岩の基底が露出する野尻川との標高差は800mある．

岩相

本火山岩は，斜方輝石単斜輝石安山岩や斜方輝石単斜輝石普通角閃石デイサイトの溶岩・火砕岩からなる．安山岩は高森山及び高久原山周辺に多く，デイサイトは主に沼沢湖の周辺に分布する．沼沢湖周辺の本デイサイトは，惣山や前山などの後期更新世のデイサイト（沼沢火山噴出物）と岩質が類似し，一見すると沼沢湖カルデラの外輪山を構成するような印象を与える．しかし，本火山岩は露頭で確認した限り全て逆帯磁しており，沼沢火山噴出物との区別は容易である．

露頭では，安山岩・デイサイトとも塊状溶岩の占める割合が大きく，火砕岩の量は少ない．厚さが100mを越えるような厚い溶岩流や溶岩ドームから構成されると考えられるが，露出が限られること，初生的な火山地形が失われていることから，その内部構造はよく分からない．高森山及び高久原山周辺に分布する安山岩は比較的新鮮であるのに対して，沼沢湖周辺のデイサイトは熱水変質を受けているものが多い．

年代・対比

高森山の溶岩から3.4±1.0MaのK-Ar年代（菅原，1991）が，高久原の溶岩から3.22±0.16MaのK-Ar年代（GSJ R60145；山元，1995）が測定されている．

地層名

北村ほか（1968）の「博士山安山岩」，博士山団研（1990）の「博士山火山岩層」による．

模式地

博士山南西大岐沢の林道沿い．ただし，この林道は平成13年現在で放棄されており，車両での通行はできない．

分布・構造

本図幅地域南東部の博士山周辺，特に西―南斜面に分布する．溶岩流・火砕岩の傾斜は博士山斜面の尾根の傾斜と概ね一致して10～25°で，博士山山頂のすぐ南にかつての噴出中心があったような傾斜分布を示す．ただし，山頂の西南西約2kmの大岐沢林道沿いでは溶岩・火砕岩互層が山頂に向かって傾斜する部分もあり，その内部は単純ではない．山体の解折はかなり進んでおり，初生的な火山地形は既に失われている．

層序関係

後期中新世の入山沢層，これを不整合に覆う鮮新世の和泉層仏沢火砕流堆積物を更に不整合で覆う．

層厚

約300m.

岩相

本火山岩は斜方輝石単斜輝石玄武岩―安山岩の薄い塊状溶岩と火砕岩の互層からなる．量的には玄武岩の方が安山岩よりも多い．塊状溶岩の層厚は1～12mで，薄いものの方が多い．塊状溶岩は，アア表面を持ち溶岩流として流動したことが明らかなものもあるが（第5.4図），溶結降下火砕物（アグルチネート）としてその場に定置したものの方が多い（第5.5図）．これは塊状溶岩が上下の火砕岩に移化すること，薄く伸びたレンズ状の不均質組織が内部に見られること，地形をマントル被覆することから明らかである．また，アア溶岩流も塊状溶岩部には溶結組織を残しているものもあり，溶結降下火砕物が二次流動したものと見られる．塊状溶岩と互層する火砕岩は，ほとんどが降下堆積物として定置した火山角礫岩・火山礫礫岩からなる．発泡の良い牛糞状火山弾やスコリア火山礫からなり，基質に細粒物を欠いている．また，普通角閃石デイサイトの異質礫をまばらに含んでいる．ラハールとして定置した砂質基質支持の凝灰角礫岩は，分布域南西部の本火山岩基底に僅かに確認できるだけで，内部には挟まれない．

本火山岩の溶結降下火砕物の岩相は，本来給源近傍に限られて出現する．このような岩相が山体の各地，例えば山頂から約2km離れた南西部の林道沿いでも観察できることは，本火山岩が全て単一の噴出中心からもたらされたものではなく，山腹の広い範囲から噴出したものであることを意味している．

年代・対比

本火山岩の玄武岩溶岩からは，2.57±0.16Ma，2.81±0.17MaのK-Ar年代値（小林・猪俣，1986），2.78±0.15MaのK-Ar年代値（NEDO，1985）が報告されている．鮮新世を示すこれらの値は良くまとまっており，噴出年代を示すものと考えて問題ないであろう．また，これらの年代は，東に5km離れた桧和田カルデラ（山元，1992a，1999a；山元・吉岡，1992）の形成年代に近く，両火山は同時期に活動していたものと見られる．

地層名

通商産業省（1970a），小室（1978），山元（1992b），水垣（1993）による．

模式地

柳津町砂子原の西山温泉から黒沢にかけての滝谷川沿い．

分布・構造

本層は図幅地域北東部の湯の岳（標高729m）の周囲に分布し，標高500mに頂部を持つ定高性のある山地を構成している．本層の構造は概ね水平で，急傾斜の不整合面で囲まれた凹地を埋積している．湯の岳の南東，カルデラ中央部の地熱調査井からはフォールバック起源の火砕物が見いだされ，じょうご型の地下構造が推定されている（水垣，1993）．水垣（1993）によると，フォールバックで充填された火道の最大径は約2kmで，地形的なカルデラ径よりもはるかに小さい．

層序関係

滝沢川層・東尾岐層・二の沢層・譲峠層・塩坪層・入山沢層・藤峠層を不整合で覆う．

層厚

本層分布域で実施され地熱調査井では，中央部の埋没火道を除くと，多くの地点で海抜200mよりも浅い位置に基盤が確認されている（NEDO，1985）．

岩相

本層は下部（Sl）の流紋岩火砕岩，上部（Su）の湖成堆積物，湯の岳流紋岩（Yn），久保田火砕流堆積物（Kb）からなる．

本層下部（Sl）の流紋岩火砕岩は，地表に露出する本層の最下部を占め，概ね標高350m以下の谷沿いに分布する．露頭での本火砕岩は塊状の火山礫凝灰岩やガラス質凝灰岩が大部分を占め，径4cm以下の斑晶に乏しい軽石片を含んでいる．石質岩片はまれにしか含まれず，あっても粒径は火山礫サイズ以下のものがほとんどである．基質は繊維状軽石型と気泡壁型火山ガラス片が大部分を占め，斜長石や黒雲母の結晶片をまばらに含んでいる．ただし，分布の中央部では本火砕岩は著しい熱水変質を被っているため，このような鏡下の組織は確認できないことが多い．塊状凝灰岩には粒径の違いによる連続性の悪い成層構造が認められることがあるほか，場所によっては火山灰質の基質支持で基盤の石質岩片に富む凝灰角礫岩―火山礫凝灰岩をレンズ状に挟むことがある．地熱調査井で確認された火道充填物も岩相は地表に露出するものと共通しており，異質礫含有量は10%程度で，礫径は10cm以下の凝灰岩からなる（水垣，1993）．

本層上部（Sl）の湖成堆積物は，最大で約150mの層厚を持ち，本層下部を軽微な浸食面を持って整合に覆っている．結晶片に富む砂質の基質支持で塊状の礫岩・正（及び逆―正）級化構造の発達した礫岩や礫混じり砂岩が下部や縁辺部で卓越している．特に分布の北東―東縁では無淘汰で塊状の角礫岩が厚く分布している．礫径は最大で4mを越えるものが含まれている．湖成堆積物は上方に向かって平行葉理やリップル葉理の発達した砂岩・シルト岩の挟みが多くなり（第6.1図），急速に細粒化する傾向が顕著である．細粒砕屑物の大部分はバブル型の火山ガラス片で，軽石片を伴うものが多い．柳津町の湯八木沢から久保田に至る町道沿いでは，湖成堆積物の基底付近に湯の岳溶岩由来の成層した黒雲母普通角閃石流紋岩角礫岩と流紋岩極粗粒砂岩の互層が露出している（第6.2図）．このことは湯の岳溶岩の噴出と湖成砕屑物の堆積が同時にあったことを意味している．

湯の岳溶岩（Yn）は，カルデラ中央部にある長径2.5kmの湯の岳を構成するほか，径1km以下の岩体がカルデラ内の各地に分布する．湖成堆積物とは多くの露頭において貫入関係で接するものの，前述のように本溶岩の一部はこれに挟まれている．本溶岩はいずれも流理構造の明瞭なガラス質黒雲母普通角閃石流紋岩からなり，真珠岩状割れ目が発達する．そのため岩石は脆弱で，試料採取の際には用意に砕けてしまう．本溶岩の変質の程度は低く，斑晶の斜長石・石英・普通角閃石・黒雲母や石基ガラスは新鮮である．溶岩の大部分は塊状であるが，貫入境界付近では自破砕により角礫岩化していることが多い．

久保田火砕流堆積物（Kb）は，砂子原層の最上部を占め，カルデラ内の標高450～500m以上の山地頂部を構成するほか，カルデラ西側の基盤岩上にもはみ出して分布する．残存部の最大層厚は約50mであるが，カルデラ外に分布する堆積物の上面標高から判断すると，元々の層厚は少なくとも130m以上であったと判断される．本堆積物は非溶結で塊状の火山礫凝灰岩からなり（第6.3図），ガラス質火山灰の基質に径12cm以下の白色―明灰色流紋岩軽石と新鮮な黒雲母普通角閃石流紋岩の類質岩片や変質した緑色の火山岩からなる異質岩片が含まれている．軽石の発泡度は多様で，繊維状に良く発泡したものから，ほとんど発泡していない多面体型のものまである．どちらも径1～3mmの石英斑晶が肉眼で目立つ．基質を鏡下で観察すると，繊維状軽石型の火山ガラス片に混じって，厚めの気泡壁型―ブロック状の火山ガラス片が大量に含まれている．結晶片は斜長石・黒雲母・石英・鉄鉱以外にカミングトン閃石や斜方輝石が微量ながら含まれている．

砂子原カルデラ中央部の地熱地帯では，本層は著しい白色―青灰色粘土化変質作用を被り，カオリナイトを主とする砂子原粘土鉱床を形成している（第9章）．地表部の変質鉱物は現在と一連の地熱活動により生成されたもので，関与した流体の化学的性状や温度の違いを反映し，Ca沸石・雲母粘土鉱物・カリ長石などの中性変質鉱物，カオリナイト・明礬石などの酸性変質鉱物が認められる（関，2000）．熱水貯留層深度まで含めた変質作用にっては関・安達（1997），関（2001）に詳しい．

年代・対比

砂子原カルデラ形成期噴出物と考えられている逆瀬川火砕流堆積物からは0.29±0.06Maのジルコン・フィッショントラック年代値が報告されている（山元，1992b；山元・須藤，1996）．また，後カルデラ期の湯の岳流紋岩からは0.21±0.03Ma，0.5±0.1MaのK-Ar年代，0.31±0.16Ma，0.59±0.27Ma，1.23±0.40Ma，のジルコン・フィッショントラック年代値が報告されているが（NEDO，1985），0.3-0.2Maよりも古い年代値は誤差が大きく信頼性が乏しい．砂子原カルデラの形成は約30万年前としてほとんど問題ない．更に後カルデラ期の久保田火砕流堆積物の本質岩片からは0.22±0.05Maのジルコン・フィッショントラック年代値が報告されている（NEDO，1985）．

分布・構造

本堆積物は，図幅地域北東部の只見川右岸の三島町山中に点在する標高480～500mの段丘面を構成する．本堆積物の主要な分布はより下流の「喜多方」図幅内にある．

層序関係

下位層を不整合に覆う．

層厚

三島町大谷峠での層厚は約50m.

岩相

本堆積物は，カミングトン閃石普通角閃石含有黒雲母流紋岩軽石円礫と結晶片に富んだ砂からなり，各種基盤岩の円礫を伴う．単層厚は20cm以下で，礫の最大径は10cm前後である．大部分を占める久保田火砕物起源の流紋岩軽石は径5cm以下で，密度差による逆級化が発達する．砂層は中礫混じりの極粗粒―中粒砂で，連続性の悪い平行層理や低角斜交層理，まれにトラフ型斜交層理を持つ．

年代・対比

地質学的には，久保田火砕流堆積物と一連の堆積物である．

分布・構造

本堆積物は図幅地域南東部の博士山南西山麓や南部の俎倉まないたぐら山北麓に分布するほか，南隣「針生」図幅の矢ノ原湿原から続く昭和村下中津川東標高700m前後の小起伏面を構成する．堆積物は河川による開析を受け，滑落崖や表面地形などの地すべり地形は明瞭ではない．

層序関係

下位層を不整合に覆う．本堆積物の上位には厚さ1.5～5mの褐色土壌化風成層が堆積している．

層厚

矢ノ原湿原から続く小起伏面を構成する堆積物は特に厚く，最大で約100m.

岩相

各地すべり堆積物の背後にある山地を構成する岩石が角礫化して堆積物を構成している．すなわち博士山南西麓の堆積物は玄武岩・安山岩岩塊から，俎倉山北麓の堆積物はデイサイト岩塊からなる．矢ノ原湿原から続く小起伏面を構成する堆積物は，駒止湿原から続く台地状山地を構成する溶結した駒止峠火砕流堆積物の岩塊から構成される．

年代・対比

本堆積物を覆う風成層には，赤城―追貝テフラ（鈴木ほか，1995）を始めとする後期更新世以降の降下火山灰が挟まれている．

分布・構造

本堆積物は金山町川口北西の標高560～570mの開折された段丘面を構成する．構造は水平である．

層序関係

鮮新世の上井草層を不整合に覆う．

層厚

最大で約10m.

岩相

本堆積物は，黒雲母普通角閃石斜方輝石単斜輝石デイサイト軽石礫と結晶片に富んだ砂からなり，各種基盤岩の円礫を伴う．礫層は塊状，岩片支持で極粗粒―粗粒砂の基質を持っている．礫の最大径は20cm前後である．砂層は中礫混じりの極粗粒―中粒砂で，連続性の悪い平行層理や低角斜交層理，まれにトラフ型斜交層理を持つ．

年代・対比

デイサイト軽石の記載岩石学的な特徴は，福島県白河市―郡山周辺から阿武隈山地の風成層中を経て浜通りの最終期間氷期海成層塚原層中に追跡される田頭テフラ（鈴木，1999）と良く一致する（第6.1表）．只見川の更に上流に位置する燧ヶ岳火山での田頭火砕噴火直後に発生したものと見られる．田頭テフラの噴火年代は，約13.5～12.5万年前と考えられている（鈴木，1999）．

分布・構造

本図幅地域には，背後の上部斜面に滑落崖があり，表面には大小の凹凸を持つ舌状の地形をつくる本堆積物が点在する．ただし，堆積物の広がりが1kmを越えるような規模の大きなものは，存在しない．

層序関係

下位層を不整合に覆う．

岩相

各地すべり堆積物の背後にある滑落崖を構成する岩石が角礫化して堆積物を構成している（第6.14図）．その固結度は低く，地すべりの表面には岩塊が散乱している．

年代・対比

只見川沿いに分布する地すべりはいずれも沼沢湖火砕物堆積後に発生したもので，西暦紀元前3,400年頃よりも新しい．これら以外の地域に分布する地すべりのほとんどはこれを覆う黒色土壌中に沼沢湖火砕物を挟んでおり，最終氷期末から完新世の初頭にかけて形成されている．

分布・構造

本図幅地域南東―南部の火山岩から構成される博士山や志津倉山の山腹には，本堆積物からなるやや扇形をした緩斜面が特徴的に分布する．

層序関係

下位層を不整合に覆う．

岩相

未固結の角礫や亜角礫からなり，ほとんど基質を持たないものや，粘土質の基質を持つものが認められる．堆積物は厚層理で塊状のものを主体とし，間に連続性の悪い平行層理を持つやや淘汰の悪い礫混じりの粗粒砂を伴うことがある．本堆積物は，主として上部斜面からの崩落堆積物や土石流堆積物からなると考えられる．

年代・対比

本堆積物の上位には多くの地点で沼沢湖火砕物を挟む黒色土壌が重なり，形成時期は後期更新世末―完新世と判断されよう．ただし，分布域の谷沿いには，ほとんど土壌で覆われることがない本堆積物が分布する場合もあり，一部には完新世のより若い堆積物も含まれている（第6.15図）．

分布・構造

沖積層は現河床を構成する堆積物で，図幅地域内の主要な河川沿いに点在する．そのうち，沖積層がやや広く分布するのは図幅地域南部の野尻川中流部である．

層序関係

下位層を不整合に覆う．本堆積物上にはほとんど土壌が発達しない．

岩相

よく円磨された流紋岩・非溶結の流紋岩火砕岩・溶結したデイサイト火砕岩を主とする円礫や砂が，現河床を構成している．

年代・対比

沼沢湖火砕物に覆われないことから，本堆積物は少なくとも紀元前3,400年頃よりは新しい堆積物であると判断される．