名称及び分布

藤本（1961）により，栃木市西方から葛生町（現佐野市）にかけての地域を模式地として，栃木層群と命名された．本報告では，層序単元名称としてコンプレックスを用いることから，栃木コンプレックスに改名する．本コンプレックスの分布は，足尾山地北部の粟野川・桐生川流域など広範囲に及ぶが，宇都宮図幅地域での栃木コンプレックスの分布は，宇都宮市古賀志こがし町から日光市手岡ちょうか・猪倉いのくらにかけての古賀志山地（鞍掛山・古賀志山・赤岩山）周辺に露出する．更に，古賀志山地南方の菊沢丘陵（鹿沼市栃窪とちくぼ～千渡せんど）にも点在する．

対比

渡辺ほか（1957）の粟野層群ならびに葛生層群最下部の砂岩層，羽鳥（1965）の栃木層群と，会沢層を除く佐野層群，藤本（1961）及び小池ほか（1971）の栃木層群，ならびにKamata（1996）の葛生コンプレックのうちユニット1の大部分に対比される（第3.2図）．

層序関係

後期白亜紀―古第三紀火成岩の溶結凝灰岩・火山礫凝灰岩に不整合に覆われ，斑状細粒花崗岩に貫入される．更に下部中新統茗荷沢層の砂岩・礫岩と第四系に不整合で被われる．

層序

本図幅地域では古賀志山地と菊沢丘陵とも，栃木コンプレックスの露出はあまり良くなく露頭は散点的であるため，正確な層序を確立するのは困難である．しかしながら第3.3図に示した柱状図から判断して，古賀志山地では下位より，チャート，珪質泥岩，泥岩，砂岩泥岩互層の順に累重するシークェンスが少なくとも2回繰り返していることが認識できる（珪質泥岩と砂岩泥岩互層は場所により欠如することがある）．各岩相の層厚は，チャートが約250m，珪質泥岩が0～50m程度，泥岩が50～170m程度，砂岩泥岩互層が0m～200m以上であり，1つのシークェンスの層厚は500～600m程度である．ただし下位のシークェンスの下限は地表に露出せず，また上位のシークェンスの上限は宇都宮市福岡町周辺で下部中新統及び第四系に覆われるため，それぞれ不明である．各シークェンスに見られるチャートから泥岩または砂岩泥岩互層に移化する岩相変化は，チャートが下位で砂岩泥岩互層が上位であることを示していると，一般的に考えられている．

岩相

地質構造

層理面の走向は，本図幅地域の最西端では西北西―東南東を示すが，より東方では北東―南西ないし東北東―西南西（N50°E～N80°E）に変わる．傾斜は北または南に30°～80°程度である．このことから，北東―南西方向の軸を持ち翼間隔が比較的閉じた半波長500m～1km程度の褶曲構造を認めることができる（地質断面図を参照）．また柱状図（第3.3図）に基づいて復元されたシークェンスから推定される上位方向は，栃木コンプレックスが逆転層でないことを示している．従って宇都宮図幅地域では，栃木コンプレックスは大局的には南傾斜・南上位の地層群であると判断される．

栃木コンプレックスの走向・褶曲構造にほぼ平行する東北東―西南西方向の縦走断層と，これらに斜交する北西―南東方向の横断断層が見られる．両者の断層面は高角傾斜である．縦走断層に沿って地層（泥岩）が変位していることが地質断面図から推定されるので，この断層は南側が上昇した変位センスであった可能性が示唆される．横断断層の近傍では，栃木コンプレックスの走向が北西―南東方向に回転していることがある．しかしながらその変位センスは不明である．

産出化石及び地質時代

本図幅地域内では，化石の産出報告はない．栃木コンプレックスは，Kamata（1996）が定義した葛生コンプレックスのうちユニット1（鎌田，2000）にほぼ相当する．鎌田（2000）によれば，抽出した放散虫化石の検討から，チャートは三畳紀のラディニアン期～ジュラ紀のバトニアン期，珪質泥岩はジュラ紀のバジョシアン期～カロビアン期，砂岩泥岩互層の黒色泥岩はバトニアン期～カロビアン期，更にシルト質泥岩はカロビアン期～オクスフォーディアン期とされている．これらは，各岩相の堆積時期を示している．通常，付加複合体の形成時期は，下部のチャートから上部の泥岩・砂岩に至るシークェンスのうち，泥岩または砂岩から産出する化石の指示時代に基づいて推定される．このことから，栃木コンプレックスの形成時期は，オクスフォーディアン期ないしそれ以降の時代とみなされる．

地層名

酒井（1986）命名．本報告の茗荷沢層は従来の定義よりも広く，従来「半蔵山安山岩」（阿久津，1960）と累層区分されていた安山岩類を含む．また，これまで地層名の定義のなかった本図幅北西端部（今市扇状地地域）の新第三系の地層についても，岩相及び岩質が共通することから本報告では茗荷沢層に区分する．

高橋・吉川（2008）は，より広域的に層序を総括する観点に基づき，茗荷沢層を風見山田層に含めている．本報告の茗荷沢層に含まれる岩相は多様で，一部は風見山田層とも共通するが，主体をなす岩相は異なっており，その形成環境も変化に富む．また，本報告では今市扇状地地域の新第三系の一部を新たに茗荷沢層と考えているが，この岩相は風見山田層には含まれない．宇都宮図幅地域はその範囲が従来の茗荷沢層の分布域にほぼ限定されることもあり，本報告では茗荷沢層という区分を踏襲する．なお，地質年代の情報が乏しいため正確なことはわからないが，風見山田層の岩相が陸成火山岩類に限定され，同様の岩相が本報告の茗荷沢層にも含まれることから，茗荷沢層の形成年代が風見山田層よりも長期に及んでいる可能性がある．

模式地

酒井（1986）は模式地を指定していない．本報告では従来の茗荷沢層よりも解釈を拡大しているので，地層名の由来となった茗荷沢ではなく，半蔵山周辺を模式地と指定する．

分布及び層厚

茗荷沢層は大谷地域及び今市扇状地地域に分布する．大谷地域の本層は，模式地に指定した半蔵山付近から南西へ弧状に連続し，茗荷沢，赤川ダム，菊沢丘陵へと連なる．また，第四系の中に孤立している鹿沼市茂呂山には普通角閃石デイサイトが分布している．茂呂山のデイサイト岩体と他の地層との関係は分からないが，岩相及び岩質が共通することから茗荷沢層に含めた．層厚は半蔵山付近で最大約160m，茗荷沢付近で約145m，赤川ダム南方で約65m，菊沢丘陵で約50mで，北部地域ほど厚い．ただし，局所的な層厚の変化が大きいことがあり，例えば半蔵山北西斜面や栗谷沢ダム付近では，本層と下位の後期白亜紀―古第三紀火成岩類との不整合面の高度変化が大きい．今市扇状地地域の茗荷沢層は，本図幅地域を越えて北西方に連続している．日光市中猪倉での層厚は190m以上である．

層序関係

本層は，後期白亜紀―古第三紀火成岩類及び足尾帯の中・古生界を不整合に覆って本図幅地域西部での新第三系の基底をなしている．上述のように，局所的な不整合面の高度変化が大きく，本層堆積以前に存在した地形が起伏に富んでいたことを示唆する．

岩相

茗荷沢層は角礫岩，礫岩及び砂岩（Mb），輝石安山岩溶岩，火砕岩及び貫入岩（Ma），礫岩，角礫岩及び砂岩（Mc），普通角閃石デイサイト溶岩及び貫入岩（Md），デイサイト凝灰岩・火山礫凝灰岩，凝灰質砂岩及び泥岩（Mt）の5岩相からなる．主体をなす岩相は分布地域によって異なるが，これは本層が起伏に富む古地形を埋積するように堆積したこと，複数認められる火山岩の噴出中心付近で溶岩及び火砕岩が厚く累積する一方，側方へ薄くなることが主な理由と考えられる．地質図では岩相を基準として凡例を区分したが，主体となる岩相及び火山岩の岩質を基準にすると，茗荷沢層は大きく下部・中部・上部に分けることができる（第5.2図）．中部にデイサイトの火成活動に伴う火山岩・火砕岩類が広く認められ，これを鍵層として下位には安山岩類を伴う礫岩・砂岩・角礫岩が，上位には安山岩類がある．従来の半蔵山安山岩は本層の上部に相当する．

茗荷沢層下部は角礫岩，礫岩及び砂岩（Mb）と，輝石安山岩溶岩，火砕岩及び貫入岩（Ma）からなる．半蔵山周辺から栗谷沢ダム周辺，茗荷沢から赤川ダムを経て福岡町に至るまで連続して分布しているほか，その南方延長にあたる菊沢丘陵東斜面にも分布している．また，今市扇状地地域でも広く分布している．

基底部には角礫岩が見られることが多いが，側方への連続性は不良で，礫種構成や円磨度などの特徴は地域ごとに異なる．半蔵山周辺の角礫岩は，ほとんど後期白亜紀―古第三紀火成岩類を起源とする単源角礫岩で，通常は塊状無構造である（第5.3図）．ときに数m大の岩塊を含む．一方，栗谷沢ダム北方及び北西方では，チャート礫からなる単源角礫岩が分布している（第5.4図）．礫径は25cm以下で，通常は基質支持，一部礫支持である．場所により細粒砂岩の亜角―亜円礫を含むこともあるが，多くの場所では礫種はチャートのみからなる．この岩石は非常に硬く，また礫を切る節理が発達しており，見かけはジュラ系栃木コンプレックスの地層とほとんど変わりがない．ただし，その分布は尾根部に限られ，後期白亜紀―古第三紀火成岩類の構造と斜交してこれを覆っている．したがって，本報告では新第三系の最下部として茗荷沢層に含めた．

礫岩は，半蔵山周辺では角礫岩から漸移して20m程度の厚さで認められるが，茗荷沢から赤川ダム，福岡町にかけての丘陵地と菊沢丘陵では広く分布し，厚さ50m以上に及ぶ．ただし，この地域の茗荷沢層は露出状況が悪く，菊沢丘陵のように露頭がほとんどない地域もある．また，この地域の礫岩は風化してクサリ礫化した部分が多く，従来は段丘礫層とされてきた．しかし，本図幅の調査において，比較的風化の弱い露頭では礫岩は十分膠結しているのが確認できた．また，露出状況から推定される基盤のジュラ系栃木コンプレックスとの不整合面が，東におよそ6～10°で傾斜しており，その構造は他地域の茗荷沢層の構造とも調和的である．したがって，本報告ではこれらの礫岩は茗荷沢層のものと認定した．礫岩は一般に基質支持で，比較的円磨の良い中―大礫を多く含む（第5.5図）．まれに砂岩及び角礫岩を挟有する．礫種は後背地の地質を反映して地域によって異なるが，一般に本層基底部では後期白亜紀―古第三紀火成岩類の火砕岩，ジュラ系栃木コンプレックスのチャート，砂岩を主体とし，新第三系以降の新期の地層の礫を含まない．本層下部の中でも中―上位層準の礫岩では新第三系の礫を含むようになり，茗荷沢西方では，ときに1.5mを越えるような大型の安山岩の円礫も含まれている．また，宇都宮市福岡町膳棚付近では，礫種に安山岩及び安山岩溶結凝灰岩を含み，基質も安山岩質である特徴がある．

砂岩は，一般に礫岩から漸移してその上位に位置しており，半蔵山北東部では茗荷沢層下部の主体をなす．ほぼ塊状で，散点的に円礫を含んでおり，淘汰は一般に良くない．

輝石安山岩溶岩，火砕岩及び貫入岩は，主に栗谷沢ダム周辺，古賀志山南方の桑木沢，そして鹿沼市西久保の丘陵に分布している．このうち，栗谷沢ダム周辺での分布が最も厚く，火山礫凝灰岩及び塊状溶岩からなる．後述する茗荷沢層上部の安山岩（半蔵山）より変質はやや弱い．火山礫凝灰岩の一部には，細粒な火山灰成分を欠き，粒子が円磨されているものがあり，それらは再堆積物と考えられる．上位は塊状の礫岩及び砂岩が覆っている．

桑木沢にみられる安山岩火山岩類は，安山岩火山礫凝灰岩，安山岩質の礫岩及び極細粒砂岩，デイサイト・安山岩凝灰岩，そして産状不明の無斑晶安山岩からなる．露頭が限られており，他の岩相との関係は観察できない．しかし，上述したように東方に位置する膳棚の礫岩に安山岩類の礫が多量に含まれていることから，上位を礫岩に覆われていると判断される．

西久保の安山岩類は，塊状安山岩が丘陵北側斜面に露出しているのが確認できた．ただし，周辺の地層との関係は確認できず，詳しい産状は不明である．転石に安山岩質の凝灰質極細粒砂岩が認められたが，塊状安山岩は発泡が悪く，石基の結晶が粗粒であること，周辺の栃木コンプレックス分布域に安山岩の貫入岩が見られないことから，丘陵頂部にのみ分布する安山岩質の砕屑岩とそこに貫入するシルと判断した．

茗荷沢層中部は普通角閃石デイサイト（Md）と同質の火砕岩（Mt）からなる．大谷地域では雨乞山の山体をなす普通角閃石デイサイトを中心に，北は半蔵山北部，南は多気山西部まで分布している．また，上述のように鹿沼市茂呂山に分布する普通角閃石デイサイトも，本報告では茗荷沢層に含めた．今市扇状地地域では，本図幅地域北西端部に普通角閃石デイサイトが広く分布するほか，デイサイト火砕岩が数箇所に点在して分布している．

雨乞山の山体をなす普通角閃石デイサイトは溶岩及び貫入岩の産状をなし，一部には柱状節理が発達している．斑晶に石英，斜長石，普通角閃石，単斜輝石を含むが，有色鉱物は変質が進んでいる．石基は一般に隠微晶質であるが（第5.6図A），微晶質で半深成岩の産状を示すこともある（第5.6図B）．宇都宮市新里町栗谷北方における本デイサイト分布北端部は，側方（北方）へ急激に薄くなる形態をなしていることから，茗荷沢層の下部の地層を貫く溶岩潜頂丘をなしていると考えられる．鞍掛山東方では，茗荷沢層下部の安山岩類の見かけ下位に本デイサイトの露頭があるが，周囲の地層との関係は観察できず，これも貫入相と解釈した．一方，分布の南端では後述するように火砕岩に移化している．したがって，全体としては北方から南方に向かって斜め方向に貫入・流出したものと推定される．雨乞山の西部では，本デイサイトを貫く安山岩のシルがあるが，厚さが数m程度と薄いため地質図には示さなかった．この安山岩には冷却に伴う柱状節理が発達しているため，下位層準の安山岩のブロックとは考えにくく，茗荷沢層上部に相当する安山岩または大谷層の安山岩・デイサイトの貫入相である可能性が大きい．

茂呂山の普通角閃石デイサイトは，塊状で，粗粒な斑晶に富んでいる．本デイサイト岩体には火山角礫岩などの他の岩相は確認できず，石基をなす結晶も粗粒であるが，不定形の気泡が見られ，溶岩ドームの中心相または浅所貫入相と考えられる．

日光市猪倉西部に分布する普通角閃石デイサイトは，更に北西方へ連続して，一連のやや大きな岩体をなしている．一般に灰褐色，緑褐色を呈し，塊状で，一部には柱状節理が発達している．猪倉城址のある山に分布する本デイサイトは斑晶量が多く，石基も完晶質に近い．同様の粗粒相は北西隣「日光」図幅地域にも広く認められ，本地域のデイサイトの主体をなしている．一方，本図幅地域北西端部には，苦鉄質鉱物に乏しく，石基もガラス質であるデイサイトが分布している．ただし，火山角礫岩などの明瞭な噴出相は確認できなかった．したがって，これらのデイサイト岩体は削剥されて山体内部の中心相が露出した大規模な溶岩ドーム（群）か，浅所貫入相と推定される．場所によっては変質がやや進んでおり，北西隣「日光」図幅地域の城山では黄鉄鉱が生成している箇所もある．

デイサイト火砕岩は凝灰岩・火山礫凝灰岩からなり，凝灰質砂岩・泥岩を伴う．半蔵山北東から茗荷沢，多気山西方にかけてほぼ連続して分布するほか，今市扇状地地域では宇都宮市石那田町と日光市猪倉に点在して分布している．茗荷沢層中部の中でも一般に下位層準ほど凝灰岩・火山礫凝灰岩が優勢で，上位層準ほど凝灰質砂岩・泥岩が主体となる．最上位は成層した凝灰質砂岩からなる．デイサイト凝灰岩・火山礫凝灰岩は，一見大谷層の火山礫凝灰岩と似ているが，石英結晶片を含まず，また軽石の発泡が良くない点で他の地層の珪長質火砕岩とは異なる．数cm大以下の円礫を含むこともある．一般に塊状で，細粒火山灰成分に乏しい．雨乞山の普通角閃石デイサイト溶岩の近傍では，火山礫凝灰岩は結晶片に富み，構成粒子は円磨度が低いうえ発泡が悪いため，溶岩の破砕によって生産された堆積物と考えられる．上部層準では数10cm～数m単位の成層構造をなし（第5.7図），しばしば凝灰質砂岩と互層している（第5.8図）．池ノ鳥屋東方の尾根に孤立して分布する火山礫凝灰岩には，トラフ型の斜交層理が認められ，その古流向はほぼ北から南の向きである．凝灰質砂岩は塊状またはほぼ平行な成層構造を呈し，淘汰はやや良い．成層構造を示す場合には成層単位は約15～50cmで，プラナー型斜交層理が見られることもある．凝灰質シルト岩は日光市猪倉からその西方に広く分布するが，本図幅地域では大貫鉱山の東側に新第三紀斑状細粒花崗岩・流紋岩のルーフペンダントとして分布するのみである．灰白色や淡黄褐色を呈し，一般には塊状無構造のことが多いが，大貫鉱山の露頭では不明瞭ながらほぼ平行な成層構造が見られる．

茗荷沢層上部は半蔵山の山体をなしている輝石安山岩溶岩及び火砕岩からなる．この溶岩及び火砕岩は，従来「半蔵山安山岩」（阿久津，1960）と累層区分されていた．しかし，茗荷沢層下部層準には岩相・岩質の共通する安山岩類が挟在している．また，「半蔵山安山岩」はごく短期間に噴出したと考えられる岩相を示し，更にその地質構造も茗荷沢層と共通している．したがって，本報告では「半蔵山安山岩」という累層区分は使わず，茗荷沢層の安山岩類に含める．

茗荷沢層上部の安山岩火山岩類は，輝石安山岩の溶岩，火山礫凝灰岩及び少量の貫入岩からなる．新里町栗谷北方の林道露頭では，最下部に火山礫凝灰岩があり，塊状の凝灰質細粒砂岩を整合に覆っている（第5.8図）．火山礫凝灰岩はやや発泡した岩片（スコリア）を主体とし，細粒火山灰を欠いている．その厚さは約5mと薄い．火山礫凝灰岩の上位は厚い安山岩溶岩が卓越する．溶岩は露頭では一般に均質塊状で，暗緑灰色から暗青灰色を呈し，風見山田層や茗荷沢層下部の安山岩溶岩に比べて変質が更に進んでいる．一部に柱状及び板状節理が認められるが（第5.9図），火山角礫岩は少なく，個々のフローユニットを判別することは難しい．また，この溶岩は間に休止期を示すような火砕岩や堆積岩は挟在せず，溶岩がごく短期間に噴出し，半蔵山の山体を形成したものと推定できる．塊状の安山岩を主とし，フローユニットの厚さも大きいと考えられるが，半蔵山周辺以外に分布しないため火山体の原地形は不明である．鏡下での観察では斑晶に斜長石，単斜輝石，斜方輝石を含むが，輝石類は一般に変質が著しい．なお，本安山岩は半蔵山南東方の平野部にも連続しており，福田（1991）によれば新里町畑中東方の温泉ボーリングは深度625mで本安山岩に着岩している．

化石

茗荷沢層からは化石はほとんど産出しないが，茗荷沢に分布する本層下部の最上位層準の砂岩（Mtに相当；第5.2図）には海棲二枚貝（Chlamys?）の破片が含まれているのを確認した（第5.10図）．従来，海棲化石の産出報告がなかった茗荷沢層であるが，今回発見された貝化石は，茗荷沢層の一部が海成である可能性を示唆する．

地質年代

半蔵山の北斜面から採取された単斜輝石斜方輝石安山岩の全岩K-Ar年代測定結果は，15.3±0.2Ma（1σ）と報告されている（吉川，1998）．ただし，この安山岩は若干の変質を受けているために，年代が若返っている可能性がある（高橋・吉川，2008）．高橋・吉川（2008）は，本層の安山岩が後述の風見山田層及び日向層と対比されるとして，本層の年代を前期中新世末と考えている．

地層名

鈴木（1953）命名．鈴木（1953）は風見山田安山岩と呼んだが，現在では層（Formation）の単元に岩相名を使わないことが推奨されている（日本地質学会，2001）ので，本報告では風見山田層とする．

模式地

鈴木（1953）は模式地を指定していない．地層名の由来となった北隣「矢板」図幅地域内の塩谷町風見山田周辺には，現在では露頭が少ない．「矢板」図幅地域内の宇都宮市宮山田町周辺に比較的よく露出している．

分布及び層厚

「矢板」図幅地域に広く分布しているが，本図幅地域では北部の高松町及び笠松山周辺にややまとまって分布する他は，宇都宮丘陵中軸部に上位層に覆われて谷部に露出するにすぎない．層厚は本図幅地域内では約140m，「矢板」図幅地域の宮山田町付近では170m以上である．

層序関係

本図幅地域内では下限は見られない．本図幅地域のすぐ北側の冬室町付近（「矢板」図幅地域内）では下位のナガド坂層（酒井，1986）を整合に覆うほか，後期白亜紀―古第三紀火成岩類をアバット不整合に覆う．ただし，高橋・吉川（2008）は，更に北方の塩谷町玉生付近（「矢板」図幅地域内）でナガド坂層に相当する珪長質溶結凝灰岩が風見山田層に挟在しているとして，玉生溶結凝灰岩部層と命名している．

岩相

風見山田層は，主に輝石安山岩の溶岩からなり，同質の凝灰角礫岩，火山礫岩，凝灰質砂岩及びシルト岩を挟有する．溶岩に対して火砕岩及び砕屑岩は少なく，溶岩噴出を主体とする火山活動が活発であったことをうかがわせる．「矢板」図幅地域内の謡辻うとうつじ付近では最下部に変質の進んだ輝石安山岩火山礫凝灰岩を伴うことが多く，一部は溶結している．安山岩溶岩は新鮮なものは暗褐色ないし暗青灰色を呈し，ち密で硬い．1枚のフローユニットの厚さが数m程度のブロック溶岩であるが，塊状部は少なく，多くの部分が火山角礫岩になっている．これらにはクリンカーが残されていることがあるほか，「矢板」図幅地域内の高間木では溶岩が下位の溶岩を赤色に変色させているのが観察されることから，陸上に噴出した溶岩である．溶岩の塊状部にはしばしば板状節理が発達する．斑晶には斜長石，単斜輝石，斜方輝石，不透明鉱物を含むが（第5.11図），斑晶の量及び粒度は地域ないしフローユニットによって異なる．本層は一般に変質を受けており，しばしばカルセドニーの脈が認められる．

高橋（1989）は，未公表データとして鹿沼・宇都宮地域の火山岩の岩石学的な特徴を報告している．それによれば，宇都宮地域の笠松層とされる火山岩（高橋（1989）の図3中のSiO₂量から判断して安山岩）はTiO₂に富むソレアイト系列火山岩類に属し，一部にアイスランダイトを伴う．笠松層という地層名は不明であるが，宇都宮市北部の笠松山に分布するのが風見山田層の安山岩であることから，この特徴は風見山田層のことであると考えられる．アイスランダイトは，ソレアイト岩系の安山岩の中でも，特にFeO/MgO比の大きなものをさし，カルクアルカリ安山岩に比べてAl₂O₃に乏しく，一般には主として海洋島に産する．

地層名

栃木県（1977）命名．

模式地

栃木県（1977）では模式地の指定はない．

分布及び層厚

日向ひなた層は西隣「鹿沼」図幅地域の丘陵地に広く分布する地層であるが，本図幅地域では西縁部の鹿沼市下武子町の黒川河岸付近にわずかに露出するに過ぎない．層厚は，「鹿沼」図幅地域では200m以上と推定されているが（高橋，2008），本図幅地域の地表で認められるのは数m程度である．

層序関係

本図幅地域では第四系に不整合に覆われる．「鹿沼」図幅地域では新第三系の最下部に相当し，上位を樅山もみやま層に覆われる．

岩相

「鹿沼」図幅地域の日向層は，玄武岩及び安山岩溶岩・火砕岩からなるが（栃木県，1977），本図幅地域で認められるのは塊状の玄武岩のみである．露頭のある場所は現在は西に黒川を望む住宅地であるが，1947年に撮影された空中写真を見ると小高い丘になっており，黒川の侵食に対して相対的に抵抗力の強い塊状の玄武岩が残丘をなしていたものと推定される．肉眼では斑晶鉱物は見られず，均質で，暗青褐色を呈する．ほぼ球形に近い気泡（～3mm）がまばらに含まれる．鏡下での観察では，ごく少量のガラスを含むものの，石基は完晶質に近い．周囲の地層との関係が観察できないので産状は不明であるが，上述のような特徴からは厚い溶岩流の塊状部か，浅所貫入岩と推定される．

地質年代

日向層の安山岩からは，16.8±2.1，17.3±2.0，15.6±2.2，15.3±2.4Ma（誤差は1σ）の全岩K-Ar年代が報告されている（吉川ほか，2001）．「鹿沼」図幅地域で日向層を覆う樅山層は，Blow（1969）のN.8帯に相当すると考えられており（高橋，2008），日向層はそれより古い．これらの年代及び岩相から判断して，日向層は風見山田層に対比され，前期中新世末に形成されたと考えられる．

地層名

阿久津（1953）命名．

模式地

宇都宮市横山町．

分布及び層厚

横山層は宇都宮丘陵中軸部に分布し，下位の風見山田層を不整合に覆っている．層厚は模式地付近で約50mである．

層序関係

下位の風見山田層を不整合に覆う．上位の大谷層との関係は，走向傾斜や分布から見て全体としては整合的と考えられる．しかし，模式地付近の両層の境界では大谷層の基底に礫岩が認められ，また地層の傾斜も大谷層の方が大きいなど，一部は非整合的である．

岩相

横山層は岩相から大きく下部と上部に分けられる．それぞれの層厚は，下部が約20m，上部が最大40m程度である．横山層下部は凝灰質砂岩・泥岩の互層からなり，風見山田層を覆う基底部には厚さ1～5mの礫岩がある．基底礫岩の礫径は最大1mに及び，礫種は風見山田層の礫のほかに後期白亜紀―古第三紀火成岩類の礫も含む．横山層下部の主体をなす凝灰質砂岩・泥岩互層は，単位層厚30～50cmで，凝灰質砂岩が青灰色，泥岩が灰白色を呈する．一般に明瞭な葉理は認められず，砂岩・泥岩の境界も漸移的である．まれにレンズ状に礫岩を挟有する．横山層上部はほぼ塊状の凝灰質泥岩からなり，淡灰色または白色で，全体的に風化が進み，顕著な玉葱状構造やスレーキングを示すことが多い（第5.12図）．

化石

松居ほか（1997）によれば，横山層からはChla-mys hatai Masuda and Akutsuが産する．また，阿久津（1953）によれば下部の凝灰質砂岩・泥岩互層から植物化石が産する．

地質年代

横山層からは地質時代決定に有効な化石は産出しない．また，放射年代も報告されていない．しかし，下位の風見山田層とは明確な不整合関係である一方，本層から海棲化石を産する報告があり，上位の海成層（大谷層―大曽層）と構造がほぼ同様であることから，これら海成層と一連に中期中新世前期に形成された地層と考えられる．

地層名

太田（1949）命名．上述のように本報告の大谷層は，太田（1949）の命名した従来の大谷層に加え，阿久津（1953）の定義した宇都宮丘陵地域の長岡層及び山本層も含む．

模式地

太田（1949）は模式地を指定していない．本報告では，大谷町にある大谷資料館周辺を模式地と指定する．また，宇都宮丘陵地域での模式的な層序は，瓦谷かわらや町の田川沿いに見られるので，これを副模式地と指定する．

分布及び層厚

宇都宮市大谷町周辺から北方の徳次郎町付近までの丘陵地に連続して分布するほか，宇都宮丘陵の大部分を占めている．大谷層の層厚は，大谷地域では全体として約600mに及び，宇都宮丘陵地域では長岡町付近で最大約370mである．

層序関係

大谷地域では下位の茗荷沢層を覆うが，直接の関係は観察できない．全体として茗荷沢層の構造とほぼ調和的に重なってはいるが，茗荷沢層以下の地層よりも大谷層の方が傾斜が緩い傾向がある．半蔵山南東では，大谷層基底部に茗荷沢層上部の安山岩の巨礫が含まれており（第5.13図），分布形態から判断して半蔵山の山体をなす茗荷沢層の安山岩に大谷層の火砕岩類がアバットしている．宇都宮丘陵地域では下位の横山層を整合に覆うが，横山層の項で述べたように構造のやや非調和な場合がある．このように，大谷層と下位層との間には，ある程度の時間間隙がある可能性もある．宇都宮市上横倉町から高松町周辺では，大谷層基底の厚い礫岩が風見山田層を不整合に覆う．

岩相

大谷層は，主にデイサイト―流紋岩質の火山礫凝灰岩・凝灰岩，凝灰質砂岩・シルト岩，溶岩及び貫入岩からなり，普通角閃石輝石安山岩・デイサイトの貫入岩を伴う．以下では，地域ごとに岩相の特徴を示す．

大谷地域の大谷層は，流紋岩火山礫凝灰岩・凝灰岩，凝灰質砂岩・シルト岩からなる．大谷地域の大谷層では，中位層準に連続の良い凝灰質砂岩が見られ，吉川（1998）はこの砂岩の上限を基準に大谷層を下部と上部に分けている．下部層準では主に流紋岩火山礫凝灰岩・凝灰岩，凝灰質砂岩の互層からなり，ときに礫岩を挟有する．上部には石材「大谷石」として採掘されてきた厚い軽石火山礫凝灰岩がある．

半蔵山南東斜面で下位の茗荷沢層を覆う大谷層基底部には，最大径1.5mの安山岩礫を含む凝灰質礫岩が発達し，その上位に火山礫凝灰岩・凝灰岩が累重している（第5.13図）．各岩相の層厚は通常は5～10m程度で，火山礫凝灰岩の基底部には礫岩を伴うことがある．大谷層下部の軽石火山礫凝灰岩は，軽石が著しく扁平につぶれているのが特徴で，大型の軽石では長径10cm以上になる．単位層厚数10cmの火山礫凝灰岩・凝灰岩が累重していることもある（第5.14図）．また，雲雀鳥屋ひばりがとや周辺の大谷層下部には，よく円磨された安山岩礫に富む礫岩がしばしば挟在する．

大谷地域の大谷層下部の最上位に挟在する凝灰質砂岩は，多気山たげさん東部から雲雀鳥屋東斜面に分布している．灰褐色ないし淡褐色を呈し，10～30cm単位の成層構造をなす．この凝灰質砂岩には海棲貝化石が産するほか（太田，1949；中村，1948），植物化石片が含まれている．

大谷地域の大谷層上部は主に厚い流紋岩塊状軽石火山礫凝灰岩からなり，石材「大谷石」として大量に採掘されてきた．地下採掘場で採掘された岩石のように新鮮な場合は灰緑色を呈するが，地表の露頭では一般に風化して灰白色を呈する．この軽石火山礫凝灰岩にもやや扁平な軽石（石材で通称「ミソ」と呼ばれる）が多量に含まれているが，大谷層下部の軽石火山礫凝灰岩ほど著しく扁平ではなく，一般により大型である．露頭では風化して空洞になった産状を示す（第5.15図）．また，ときに数cm大の流紋岩質火山岩岩片を含む．

男抱山には大谷層下部を貫いた流紋岩が分布している．これは斑晶に石英，斜長石のほか変質した輝石を含み，著しい流理が見られる．同様の流紋岩は大谷町の南部の戸室山南西端にも分布している．多気山及び雲雀鳥屋では，山体の高所に普通角閃石輝石安山岩・デイサイトが分布する．塊状で，青灰緑色，青緑褐色を呈し，やや変質が進んでいる．周囲の地層との直接の境界は観察できないが，多気山東麓では近接する大谷層の火山礫凝灰岩・凝灰岩が貫入による変形のため50°以上の急傾斜を示す．また，しばしば粗い柱状節理が発達し，不定形の気泡を含んでいることから，貫入岩と推定される．斑晶に斜長石，石英，単斜輝石，不透明鉱物，斜方輝石を含み，入江（1957）の分析ではSiO₂＝61.10%で，安山岩に分類される．なお，多気山東方付近でのボーリングの結果によると，深度約100mで安山岩に着岩しており，多気山で地表に露出する安山岩が地下に連続しているものと考えられている（中村ほか，1981）．

宇都宮丘陵地域の大谷層は流紋岩火山礫凝灰岩・凝灰岩，凝灰角礫岩，凝灰質砂岩・シルト岩，流紋岩溶岩及び礫岩からなる．下位の風見山田層を不整合に，また上述のように横山層を整合（一部非整合的）に覆って宇都宮丘陵に広く分布している．

宇都宮市上横倉町から高松町周辺には，大谷層基底部に層厚40m以上の礫岩・凝灰角礫岩が発達している．礫径は5～25cm大で，基底部では最大3mに達し，円磨度は亜角―亜円程度を示す．基質を構成するのは淡青灰色を呈する火山礫凝灰岩で，2cm大以下の軽石片が含まれている．礫種は不整合面直上ではジュラ系栃木コンプレックスのチャート及び砂岩，後期白亜紀―古第三紀火成岩類の斑状細粒花崗岩，風見山田層の安山岩，流紋岩であるが，上位になるに従い流紋岩礫が卓越し，礫岩から凝灰角礫岩へと漸移する．本凝灰角礫岩には一般に礫及び軽石片の配列による成層構造が見られるが，高松町ではほぼ平行成層を示すのに対し，上横倉町ではトラフ型の斜交成層が発達する（第5.16図）．高松町でも一部ではプラナー型の斜交成層が見られる．

宇都宮丘陵地域の大谷層の主体である凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩及び凝灰岩は，上方細粒化する一連の堆積ユニット（層厚数～数10m）をなし，この堆積ユニットの間に凝灰質砂岩，シルト岩，礫岩が最大数mの厚さで挟在する産状をなす．堆積ユニットは，下部が塊状の凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩，上部が成層構造を呈する火山礫凝灰岩・凝灰岩からなる．堆積下部の凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩は一般に軽石に富み，厚い塊状の軽石火山礫凝灰岩は各所で石材として採掘されてきた（「長岡石」など）．堆積ユニット基底部では石質岩塊が明瞭な正級化構造を示し，堆積ユニット下部では軽石が逆級化構造を示すことがある．armoured lapilliまたはblockを含むこともある．堆積ユニット上部の火山礫凝灰岩・凝灰岩は，10～数10cm単位の成層構造を呈し，トラフ型またはプラナー型の斜交葉理が観察されることがある．これらは岩相の側方変化が著しいほか，基底部では下位の地層を削り込んで堆積している様子が観察できる．このような特徴から，宇都宮丘陵地域の大谷層の火砕岩類にみられる堆積ユニットは，水中火砕流堆積物またはそれを起源とする火山砕屑タービダイトと考えられる（第5.17図）．

宇都宮丘陵地域の大谷層のうち，相対的な下部層準には塊状の凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩や凝灰岩が多く，砂岩・シルト岩は少ない．堆積ユニットの層厚はやや厚く，露頭単位ではその厚さを確認できないことも多い．これらの堆積ユニット間には成層した凝灰質砂岩・シルト岩が挟在することがあるが，その層厚は大きくなく，本質火砕岩の堆積速度が大きかったものと考えられる．一方，宇都宮丘陵地域の大谷層のうち，相対的な上部層準は凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩及び凝灰岩とともに，凝灰質砂岩・シルト岩が多くなり，堆積ユニットの層厚も小さくなる．凝灰質砂岩は一般に成層し，数mm大の細礫を含むことが多い．しばしばチャネル構造やスランプ層が認められる．宇都宮丘陵地域の大谷層全体を通じて，火山岩の岩質は流紋岩―デイサイト質でほぼ変わらないが，上部層準の火砕岩の一部ではまれに角閃石結晶片に富むことがある．

宇都宮丘陵地域の大谷層の流紋岩は，本図幅地域では北部の黒戸山及び兜山周辺に分布しており，北隣「矢板」図幅の高館山に分布する流紋岩へ連続している．本図幅地域内では流紋岩はガラス質で，斑晶に石英，斜長石と，細粒の黒雲母を含む黒雲母流紋岩である．その産状は塊状及び角礫岩状であることから，溶岩及び浅所貫入岩をなしているものとみられる．これら流紋岩は，他の岩相との境界を観察することはできないが，後期白亜紀―古第三紀火成岩類の直上に位置し，大谷層の凝灰岩に覆われていることから，相対的に最下部に近い層準に相当する．特に，本流紋岩体の東部には上述した大谷層基底の礫岩が分布しているが，そこに含まれる流紋岩は本流紋岩とほぼ同質である．また，礫岩の基質に多量の軽石片が含まれている．したがって，本流紋岩の火山噴火活動に伴い，東方及び南方にかけて厚い礫岩・凝灰角礫岩からなる火山扇状地が形成されたものと推定される．本流紋岩と同質の流紋岩岩塊は，南方に分布する大谷層の火砕岩類（礫岩を含む）にも多数含まれており，本流紋岩はこれらの一部の給源にもなったものと推定される．

宇都宮市横山町から瓦谷町にかけて宇都宮丘陵を横断する田川の河床には，連続して大谷層の露頭が現れている．このうち上流側の横山町付近では，主体となる岩相は軽石を主体とする凝灰角礫岩で，火山礫凝灰岩・凝灰岩を伴う．凝灰角礫岩は発泡の悪い軽石からなり，軽石はあまり円磨されていない（第5.18図）．また，真珠岩の岩塊や火山礫を含む．この産状は，発泡の悪い流紋岩溶岩が水底で破砕されてからの移動距離が短いことを示しており，溶岩相は見いだされていないが，この付近に大谷層火砕岩の噴出源のひとつがあったことを示唆する．

宇都宮市西の宮町から鶴田町に伸びる丘陵には，凝灰質砂岩，礫岩，凝灰岩及びシルト岩などが互層して分布する．しかし，この地域は露出が悪く，明確な層序関係や岩相変化の特徴は把握できていない．西の宮町に分布する一部の地層は，岩相が類似すること，海棲の貝化石を産することから大谷層上部に相当する．一方，南部の鶴田町付近からは浮遊性有孔虫化石が産し，大曽層に対比されている（林ほか，2004）．両層の境界は野外では確認できないため，地質図には地形の特徴から推定した境界を示した．

化石

男抱山北方の大谷層下部の凝灰岩中からは，魚類化石が産出している（中村ほか，1981）．また，下部の最上位には凝灰質砂岩が挟在するが，この砂岩は植物片化石に富むほか，浅海棲の貝化石を産する（太田，1949；中村，1948）．更に，大谷層上部の泥岩からは保存不良の小型二枚貝が産している（中村ほか，1981）．

宇都宮丘陵地域では，最上部層準の凝灰質砂岩，礫岩から海棲貝化石や珪化木が産する．布川ほか（2004）は本層からChlamys kaneharai, Vasticardium shiobaraense, Turritella tanaguraensis等の産出を報告し，やや沖合種を含むが，これを塩原動物群に対比した．林ほか（2004）は本層から28種の貝化石のほか，単体サンゴ，腕足類，正形ウニ，サメの歯などの産出を報告し，その中に含まれるNanaoclamys notoensis notoensisを重視して，中期中新世前期の茂庭型貝化石群に対比している．

地質年代

大谷層からはまれに有孔虫，放散虫等の微化石が産出し，布川ほか（2004）は有孔虫化石群集がBlow（1969）のN.10～12帯に相当するとしている．

大谷層の放射年代は，ほぼ最下部に相当する半蔵山南東麓の軽石火山礫凝灰岩から14.7±0.5Ma（吉川，2007），模式地付近の大谷町大谷寺西方の姿川河床に露出する軽石火山礫凝灰岩から12.9±0.6Ma（山田ほか，2004）のジルコンのフィッション・トラック年代が報告されている（誤差はいずれも1σ）．宇都宮丘陵地域では，長岡町百穴付近に露出する軽石火山礫凝灰岩から12.9±0.7Ma（山田ほか，2004），ほぼ最上部に相当する関堀町の田川沿いに露出する軽石火山礫凝灰岩から13.7±0.6Ma（吉川，2007）のジルコンのフィッション・トラック年代が報告されている．また，北隣「矢板」図幅地域内に位置する羽黒山山頂東側の黒雲母流紋岩から14.2±0.2Ma（吉川，1998）の全岩K-Ar年代が報告されている（誤差は1σ）．

このように，大谷層からは多くの年代報告があるものの，中には層序と矛盾するものも含まれている．後述するように，大谷層を覆う大曽層からはBlow（1969）のN.9帯（およそ15Maに相当）に属する浮遊性有孔虫化石が報告されており（青島，1985；林ほか，2004），大谷層の上限もこれに規制される．これらの年代から総合的に判断して，大谷層はN.9以前の中期中新世前期に形成されたものと考えられる．本図幅地域の新第三系の地質年代については，5.10節で詳しく述べる．

地層名

阿久津（1953）命名．

模式地

宇都宮市大曽の八幡山公園東斜面（阿久津，1953）．

分布及び層厚

大曽層は宇都宮市街北部の丘陵地に分布し，宇都宮丘陵地域の新第三系の最上位に相当する．また，現在の宇都宮市街地の地下にも伏在しており，野外調査時に聞いた話によればかつては宇都宮城址付近でも地表に露出していたらしいが，現在は観察できない．地表部分の層厚は，約60mである．

層序関係

下位の大谷層を整合に覆う．

岩相

大曽層は凝灰質―石灰質砂岩・シルト岩からなり，流紋岩凝灰岩・火山礫凝灰岩を挟有する．全体として上方細粒化する海進相を呈し，最下部は下位の大谷層の火山礫凝灰岩・凝灰岩から漸移する礫岩・粗粒砂岩があり，下部は主に凝灰質―石灰質砂岩，上部は主に凝灰質―石灰質シルト岩からなる（第5.19図）．

凝灰質―石灰質砂岩は灰褐色，灰緑色を呈し，黒雲母片を含むことがある．塊状または不明瞭な成層構造をなし，しばしば5～10cm大でほぼ球形のノジュールを含む．この凝灰質―石灰質砂岩は二枚貝，巻貝，植物片，サメの歯，ウニなどの化石を多産する．

凝灰質―石灰質シルト岩は，淡紫灰色，灰褐色を呈し，風化するとやや淡黄色を帯びた灰白色を呈するようになる．ほぼ塊状または不明瞭な成層構造を示し，黒雲母片を含むことがある．

流紋岩凝灰岩・火山礫凝灰岩は層厚1～5mで，大曽層全体では数層が挟在している．大曽層全体の中では主に中位層準に挟在するため，地質図ではこれを図示したが，上部にも数10cm程度の薄層が挟まれている．多くは凝灰岩で，ときに軽石片，まれに石質岩片を含む火山礫凝灰岩が見られる（第5.20図）．下部が火山礫凝灰岩から，上部が凝灰岩からなる正級化構造も観察される．一般に下限は明瞭で，下位層を削り込んでいるが，上限は不明瞭で，砂岩・シルト岩へと漸移している．貝化石片を含むこともあるほか，上部が生物擾乱を受けている凝灰岩も観察される．これらの特徴から，本層の凝灰岩・火山礫凝灰岩は重力流堆積物（火砕タービダイト）と推定される．

化石

大曽層は海棲貝化石や植物片化石に富むほか，ウニ，サメの歯，クジラの骨などを産している．また，内尾（1950a），青島（1985），林ほか（2004），布川ほか（2004）は本層から微化石（有孔虫など）を報告している．内尾（1950b）は大曽層から産した有孔虫化石について，かなり冷水型の種と判断し，また堆積環境を陸棚中部付近と考えている．なお，大曽層は宇都宮市街地の地下にも伏在しており，道路や下水道の工事などの際に化石の産出をみることがある．

上述のように宇都宮市鶴田町の丘陵に露出する砂岩からは浮遊性有孔虫が産し，大曽層に対比されている（林ほか，2004）．

地質年代

大曽層から産する浮遊性有孔虫化石は，Blow（1969）のN.9帯に属することが報告されている（青島，1985；林ほか，2004）．八幡山公園西側に露出する火山礫凝灰岩のジルコンのフィッション・トラック年代は，14・4±0.5Ma（1σ）である（吉川，2007）．したがって，大曽層は中期中新世前期に形成された地層と考えられる．

地層名

鈴木（1952）・鈴木・阿久津（1955）の境林層による．

模式地

栃木県矢板市境林の内川河岸（「矢板」図幅地域内）．地層の露出状況は，同県那須郡那珂川町柳林の箒川ほうきがわ右岸（「喜連川」図幅地域内）が最も良好．

分布

本図幅内では，本層相当の礫層が宇都宮市街地の北の長岡町に断片的に分布する（第6.1図の地点11；阿久津，1957；鈴木，2000）．このほか，宝積寺段丘南部の地下に本層相当層が厚く伏在することが，ボーリング掘削で確認されている（栃木県，1979；山元，2006b）．

層序関係

下位の新第三系を不整合に覆う．本層の上位には層厚10m以上の被覆風成堆積物が重なり（阿久津，1957；第6.3図），その下部（原著の戸祭ローム層）には後述する約36万年前の根元14テフラよりも更に古いテフラ群が含まれている（鈴木，2000）．

層厚

喜連川丘陵での層厚は最大約70m．地点11の長岡町での層厚は3～4mである．宝積寺段丘堆積物下に伏在する本層相当層（栃木県水理地質書のB・C層；栃木県，1979）の全てが，厳密に境林層に対比できるのかどうかは明らかではないが，B・C層の厚さは宝積寺段丘中央部の宇都宮市清原工業団地周辺で150mに達している（第6.4図）．

岩相

地点11の長岡町の本層は，岩片支持で砂質基質を持つ塊状円礫層からなる．礫の平均最大粒径（最大5個の平均）は37cmで，構成物は流紋岩や安山岩などの火山岩が主体である（第6.5図）．ほとんどの礫が著しい風化を被り，いわゆるクサリ礫になっている．

地点24のUT05孔（孔口の標高は109.9m）では，本層は深度18.88mから40.00mに出現し（第6.6図），主に礫・砂からなる（第6.1表）．基質の固結度はやや高く，コアは棒状となる部分が多い．礫層は塊状で，砂質基質を持っている．礫の最大粒径は4～8cmで，良く円磨されている．礫層間に挟まれる粗粒―中粒砂には平行層理やトラフ型斜交層理が発達している．礫種は安山岩・流紋岩などの火山岩が卓越するが，コアにおいても岩片が風化を被りクサリ礫となったものが特徴的に含まれる．

年代・対比

喜連川丘陵の本層上部に挟まれる天栄火砕流堆積物（GSJ 80568）から，0.94±0.20Maのジルコン・フィッショントラック年代が報告されている（「喜連川」図幅地域内；山元，2006a）．白河火砕流群全体の年代も考慮すると（山元，2006a），喜連川丘陵における本層の堆積時期は少なくとも1.5～0.9Maで，実際には前後に幅があるものと見られる．ただし，宇都宮図幅地域内では，本層から年代決定できる火砕物は見つかつていない．特に，宇都宮図幅南東部に伏在する相当層の上限の年代が，喜連川丘陵のものと一致するのか，より若い地層が含まれるのかどうか未解決のままである．

地層名

鈴木（2000）の上欠面による．鈴木（2000）は上欠面と飛山面に細分しているが，離水時期が大きく違わないので，両者を一つにまとめている．

模式地

栃木県宇都宮市下荒針町滝の姿川右岸（第6.7図；第6.1図の地点8）．

分布

本段丘は，宇都宮西方の姿川沿いに分布する面高度165～140mの段丘である．また，宇都宮東方の鬼怒川右岸で宝積寺段丘よりも比高が大きい飛山（段丘面高度約135m）も，構成物の層序から上欠段丘とほぼ同時期の段丘とされている（鈴木，2000）．

層序関係

下位層を不整合に覆うと見られるが，段丘堆積物の基底は露出していない．

層厚

本段丘面は，姿川沿いの沖積面に対して，30～35mの比高を持っている．姿川沿いでは堆積物の基底が露出しないので，段丘構成層の厚さは比高以上である．

岩相

模式地の地点8では，基底部に厚さ3.5mのやや基質が固結した塊状円礫層からなる段丘河川堆積物が露出する．礫は流紋岩・安山岩・火山礫凝灰岩の順で卓越し，最大粒径は20cmを越える．円礫層の淘汰は良く，礫の中間軸が流れに平行なbタイプインブリケーションの発達した典型的な河川流路堆積物で，トラフ型斜交層理を持った砂層を挟んでいる．一方，鈴木（2000）の記載した地点22の飛山における露頭については，護岸工事が施され，現在完全に被覆されている．鈴木の柱状図から判断すると，礫質河川堆積物の上面は，現鬼怒川の沖積面よりも僅かに高い程度であることが伺われる．

円礫層の上位には厚さ約30mの土壌化した風成堆積物が堆積しており，これが本段丘堆積物の大半を構成する．降下テフラ以外の風成堆積物は結晶片を含む褐色―黄褐色―茶褐色の淘汰の悪い粘土からなり，いわゆる褐色火山灰土と呼ばれるものからなる．円礫層の直上には細礫混じりで黒雲母結晶片の多い砂質部，間に70cm厚の褐色火山灰土を挟んでその上位には径1mm前後の黒雲母・石英結晶片に富んだ厚さ13cmの粗粒火山灰層がある．これらは大町Apmテフラ群に対比される根元14・根元13テフラである（鈴木，2000）．更に鈴木（2000）は地点8で根元14テフラの上位にある厚さ1.6mの粘土化した白色火山灰層を大田原火砕流堆積物の縁辺相に対比しているが，風化が激しく，これを洗浄した試料からは大田原火砕流を特徴付ける屈折率1.715～1.722の斜方輝石は検出できなかった．飯士真岡テフラ（Ij-MO）よりも上位の風成堆積物は地点9aと9bで観察できる（第6.8図）．

年代・対比

根元14・根元13テフラは，それぞれ36万年前・34万年前に噴出したものと考えられている（鈴木，2000）．従って，本段丘堆積物の河川堆積物は海洋酸素同位体ステージ10（MIS10）に離水したものと判断される（第6.2図）．

地層名

阿久津（1957）の宝積寺段丘，鈴木（2000）の宝積寺面による．ただし，本段丘は阿久津（1957）の示した宝積寺段丘のうちの北半分に相当し，南半分は宝木段丘に再編される（鈴木，2000）．

模式地

栃木県宇都宮市満美穴町（第6.1図の地点23）．

分布

本段丘は，鬼怒川左岸の宝積寺台地の大半を占める地形面で（第6.1図），面高度は最北端で約190m，最南端の真岡市内（「真岡」図幅地域内）で約70mまで低下する．

層序関係

宝積寺の鬼怒川鉄橋下（第6.1図の地点20）で新第三系を不整合に覆う．地点24のUT05孔では境林層を不整合に覆う．

層厚

鬼怒川鉄橋下（地点20）での本段丘河川堆積物の厚さは約4m（上面の高度は約132m），地点24のUT05孔での本段丘河川堆積物の厚さは約3.5mで，深度15.40～18.88m間に出現する（孔口の標高は109.9mで本段丘河川堆積物の上面高度は94.5m；第6.6図，第6.1表）．これらを覆う風成堆積物の厚さは，14～17mである．栃木県（1979）によると宇都宮市板戸町の清原北小学校（標高142m）では，深度20～26mまでが礫層で，以深は先第四系となる（本段丘河川堆積物の上面高度は約122m）．

岩相

模式地の地点23では鬼怒川沖積面の直ぐ脇の段丘崖基底部に，本段丘河川堆積物である固結度の低い塊状円礫層が露出する．礫の最大粒径は約15cmで，礫種は安山岩・流紋岩・砂岩・頁岩・チャートなど多様である．UT05コアでは最大粒径8cm以下の塊状円礫層と，平行層理を持った粗粒砂層から構成される（第6.1表）．段丘崖に本河川堆積物が露出するのはここから地点20までの区間で，他の場所ではさくら市上阿久津（地点19）のように本河川堆積物は沖積面下に没して地表に露出しない．

本段丘堆積物の被覆風成堆積物は，大部分が褐色火山灰土からなり，飯士真岡テフラ（Ij-MO）・鬼怒沼黒田原テフラ（Kn-KD）・榛名宮沢テフラ（Hr-MZ）の普通角閃石・斜方輝石・石英が特徴的に含まれる降下火砕物群をその下部に挟んでいる（第6.4図，第6.8図）．また，本段丘河川堆積物の直上の褐色火山灰土中には著しく粘土化した赤褐色のスコリア細粒火山礫が濃集している（第6.1表）．ただし，その給源は確定していない．

年代・対比

関東ローム研究グループ（1965）は本段丘を南関東の下末吉面に対比していた．しかしその後の被覆風成堆積物中のテフラ研究の進展（鈴木，1993）により，宝積寺面は最終間氷期よりも古いものであることが確実である（鈴木，2000）．飯士真岡テフラ（Ij-MO）・鬼怒沼黒田原テフラ（Kn-KD）・榛名宮沢テフラ（Hr-MZ）の噴出年代（後述）から判断すると，本段丘河川堆積物の離水時期は，MIS8の氷期となる（第6.2図）．

地層名

阿久津（1957）の今市―鹿沼段丘，鈴木（2000）の鹿沼面による．ただし，本段丘は阿久津（1957）の示した今市―鹿沼段丘のうちの南半分に相当し，北半分は下野しもつけ大沢段丘に再編される．

模式地

栃木県鹿沼市富岡の黒川支流，行川なめかわの左岸（第6.1図の地点4；「鹿沼」図幅地域内）．

分布

本段丘は，黒川と姿川の間にある地形面で（第6.1図），面高度は最北端の日光市明神（「日光」図幅地域内）で350mに達し，南端の壬生市内（「壬生」図幅地域内）では約80mにまで減少する．

層序関係

足尾帯のジュラ系や新第三系を不整合に覆う（第6.9図）．また，日光市明神（地点2）で行川岩屑なだれ堆積物（鈴木，1993）を侵食面で覆う（第6.10図）．

層厚

栃木県鹿沼市富岡（地点4）での段丘河川堆積物の厚さは15m．これよりも下流（宇都宮図幅地域内）では段丘河川堆積物の基底が露出しない．これらを覆う風成堆積物の厚さは10m前後である．栃木県（1979）によると鹿沼段丘の中央部での基盤深度は概ね40m前後で，例えばさつき町の鹿沼工業団地では深度38.5mで基盤に達し，深度12.5～38.5が砂礫層となっている．

岩相

最北端部の本段丘堆積物は（地点2），岩片支持で粗粒砂基質を持つ安山岩角礫からなる土石流堆積物と岩片混じりで連続性の悪い平行層理を持つ粗粒砂―細礫からなる高密度洪水流堆積物からなる．この堆積物の層厚は3.8mで，女峰赤薙火山の山体崩壊で形成された行川岩屑なだれ堆積物（鈴木，1993）を，侵食面を挟んで直接覆っている（第6.10図）．これよりも下流域では，下位の岩屑なだれ堆積物は消失し，土石流堆積物も淘汰がよくインブリケーションの発達した塊状円礫層からなる河川流路堆積物（第6.9図）に岩相変化する．土石流堆積物の基質はやや固結している．一方，円礫層の固結度は低い．円礫の平均最大粒径（最大5個の平均）は，上流の地点3では41cm，中流の地点4で38cm，下流の地点7で32cmと減少する．礫種は，安山岩・流紋岩のほか，砂岩・頁岩・チャートなどである．

本段丘堆積物の被覆風成堆積物は，大部分が褐色火山灰土からなり，赤城水沼第8テフラ（Ag-MzP8）・赤城水沼第9・10テフラ（Ag-MzP9・10）をその下部に挟んでいる（第6.8図）．地点2での本段丘河川堆積物の上位には，厚さ45cmの褐色火山灰土を挟んで，層厚8cmで淘汰の良い最大粒径1.2cm中の良く発泡した赤褐色スコリア層がある．また，地点3での本段丘河川堆積物の上位には，厚さ15cmの褐色火山灰土を挟んで，層厚12cmで最大粒径2mm中の暗灰色―赤褐色スコリア粗粒火山灰層がある．後者と同じものは地点6及び7でも確認できるが，地点4では同段丘河川堆積物の上位に見つからない．鈴木（1993）では前者が矢板テフラ，後者が行川テフラと呼ばれ，どちらも日光火山群起源とされている．

対比・年代

本段丘河川堆積物の離水前後に噴出した日光行川テフラ（Nk-NM）自体からは直接の年代は得られていない．しかし，栃木県那須塩原市東赤田の国際医療福祉病院（「塩原」図幅地域内）では，本テフラの下位に，厚さ45cmの褐色火山灰土を挟んで，MIS6の河床面の指標である飯綱上樽テフラ［鈴木（2001）；鈴木（1993）の那須野ヶ原テフラ］がある．従って，本段丘河川堆積物の離水時期もMIS6とみなせよう．鈴木（2000）も同様な層序関係の解釈から，本離水時期を15万年前頃としている．

地層名

新称．阿久津（1957）の示した今市―鹿沼段丘のうちの北半分に相当する．

模式地

栃木県日光市大室の大室ダム（第6.1図の地点1；「矢板」図幅地域内）．ただし，露頭は現在水没している．

分布

本段丘は，鬼怒川支流の大谷川と古賀志山・本山の間にある地形面で（第6.1図），面高度は最西端の日光市野口（「日光」図幅地域内）で470mに達し，東端の宇都宮市石那田町では225mにまで減少する．本図幅地域内には段丘の南縁部がわずかに分布するに過ぎない．

層序関係

下位層を不整合に覆うとみられるが，露頭では確認していない．

層厚

模式地（地点1）での本段丘河川堆積物の厚さは3m以上で，下限は確認できていない．これを覆う風成堆積物の厚さは10～12mである．栃木県（1979）によると，本段丘面下の砂礫層の層厚は25mとされている．

岩相

模式地（地点1）の本段丘河川堆積物は，固結度の低い，インブリケーションの発達した淘汰の良い塊状円礫層と平行層理を持つ礫混じり粗粒砂層からなる．礫は安山岩・流紋岩・火山礫凝灰岩などの火山岩が卓越し，砂岩・頁岩・チャートなど足尾帯のジュラ系由来のものを伴っている．最大粒径は20cmを越える．本図幅地域内では，河川堆積物の露頭を見いだすことができなかった．

本段丘河川堆積物の直上には，褐色火山灰土を挟まずに直接，層厚35cmで最大粒径2.3cmの淘汰の良い黄色軽石層からなる赤城第7テフラ（Ag-MzP7）が重なっている（第6.8図）．軽石はやや円磨され，粒径の違いが作る連続性の悪い平行層理を持っていること，河川堆積物上にのみ出現し周辺の同層準の風成堆積物中にはないことから，この堆積物は噴火直後に発生したラハールであると考えられる．

本段丘堆積物の被覆風成堆積物は，大部分が褐色火山灰土からなり，日光満美穴テフラ（Nk-MA）をその下部に挟んでいる（第6.8図）．一方，地表付近にはクロボク土の直下に男体今市テフラ（Nt-I）・男体七本桜テフラ（Nt-S）が厚く堆積しており，本段丘面のほぼ全体を覆っている．

対比・年代

本段丘河川堆積物の離水期に噴出したAg-MzP7は，福島県原町市塚原の海岸（「原町・大甕」図幅地域）において，MIS5.5の塚原層を覆う河成の小浜面（鈴木，1999）の直上に層厚2cmの結晶質粗粒火山灰として確認できる［第6.2表；安達太良岳テフラ（鈴木，1999）の19cm下位に相当］．すなわち，本図幅地域の下野大沢面と原町・大甕図幅地域の小浜面はMIS5.4のほぼ同時に離水しており，MIS5.5の最終間氷期最盛期に続く海面低下時に形成されたことになる．

地層名

鈴木（2000）の白沢面による．これは阿久津（1955）・貝塚（1957）の岡本段丘の北部に相当する．

模式地

栃木県宇都宮市中岡本奈坪台（第6.1図の地点16）．

分布

本段丘は，鬼怒川右岸の宇都宮市白沢町から平出町付近に分布する面高度160～140mの段丘と，左岸のさくら市勝山の面高度165mの段丘からなる．

層序関係

下位層を不整合に覆うとみられるが，露頭では確認していない．

層厚

宇都宮市白沢町（地点17）での段丘河川堆積物の厚さは5m以上で，下限は確認できていない．これを覆う風成堆積物の厚さは8～10mである．栃木県（1979）によると，白沢付近のボーリングでは地表より5mで礫層となり深度25mまで続き以深は先第四系となる．ただし，この礫層が全て本段丘堆積物に属するものかどうかは明らかではない．白沢・宝木・田原段丘堆積物の河川堆積物は，一連のフィルストラス段丘群をなしており，河川堆積物自体を離水時期の違いで厳密に区別することはできない．それゆえ，これら段丘を構成する河川堆積物は，地質断面図において低位段丘河川堆積物として一括している．

岩相

模式地（地点16）の本段丘河川堆積物は，固結度が低く淘汰の良い塊状円礫層と，これを覆う固結度のやや高いスコリア火山礫混じりの中粒―粗粒砂層（層厚80cm）が発達する（第6.8図）．円礫層は，安山岩・流紋岩・砂岩・頁岩・チャートの円礫からなり，インブリケーションの発達が良く，最大粒径は20cm以上である．中粒―粗粒砂層には，最大粒径5cm前後の安山岩や砂岩・頁岩円礫，もしくは粒径1～3cmの円磨された赤褐色スコリアの連続性の悪い薄層が挟まれ，平行層理をなしている．砂の構成粒子も安山岩が卓越するが，砂岩・頁岩起源の粒子も含まれている．砂粒子同士は膠着しており，バラバラにならない．鈴木（2000）は被覆風成堆積物の層序から，これを日光満美穴テフラ（Nk-MA）を形成した噴火に伴うラハール堆積物としている．

本段丘の被覆風成堆積物は，大部分が褐色火山灰土からなり，日光東赤田テフラ（Nk-HG）・赤城水沼第5テフラ（Ag-MzP5）をその下部に挟んでいる（第6.8図）．

対比・年代

本段丘河川堆積物の離水期に噴出した日光満美穴テフラ（Nk-MA）の直上には御岳第1テフラ（On-Pm1）があるので（鈴木，1993），白沢段丘の離水時期は約10万年前である（鈴木，2000）．

地層名

阿久津（1957）の宝木段丘による．ただし，阿久津（1957）の宝木段丘は本報告の白沢段丘を含んでおり，これを除いたものが本図幅の宝木段丘となる．

模式地

栃木県宇都宮市上横田町（第6.1図の地点12）．

分布

本段丘は，鬼怒川と姿川の間にある地形面で，中央を刻む田川の両岸に分かれて分布する．田川沿いの最上流部での面高度は220m，下流部の上三川かみのかわ町内（「壬生」図幅地域内）では70mまで低下する．また，姿川支流の武子たけし川沿いに鹿沼段丘よりも一段低い地形面を刻んでいる（第6.1図）．

層序関係

下位層を不整合に覆うとみられるが，露頭では確認していない．

層厚

鹿沼市武子（地点5）での本段丘河川堆積物の厚さは6m以上で，下限は確認できていない．これを覆う風成堆積物の厚さは4～6mである．一方，既存のボーリング資料によると鬼怒川右岸の宇都宮市平出工業団地では礫層の厚さ15m，深度22mで先第四系となり，宇都宮大学構内でも礫層の厚さ15m，深度19.5mで先第四系となる（栃木県，1979）．ただし，これらの礫層全てが本段丘堆積物の河川堆積物に対比できるかどうかは明らかではない．上述のように，白沢・宝木・田原段丘堆積物の河川堆積物は，地質断面図において低位段丘河川堆積物として一括している．一方，宇都宮市南部の下栗町以南では，基盤深度が急速に深くなり，宇都宮市下栗のボーリングでは深度40mまで砂礫層となり，基盤に到達していない（栃木県，1979）．これらの砂礫層全てが低位段丘河川堆積物に対比できるとは思われず，段丘下のB・C層と呼ばれる伏在砂礫層の実態はよく分かっていない．

岩相

本段丘河川堆積物は，固結度の低い，インブリケーションの発達した淘汰の良い塊状円礫層と平行層理を持つ中粒―粗粒砂層からなる．円礫層は，安山岩・流紋岩・砂岩・頁岩・チャートの円礫からなり，最大粒径は20cm以上である．

本段丘の被覆風成堆積物は，大部分が褐色火山灰土からなり，赤城水沼第2テフラ（Ag-MzP2）・赤城水沼第1テフラ（Ag-MzP1）・赤城鹿沼軽石（Ag-KP）などを挟んでいる（第6.8図）．赤城水沼第2テフラ（Ag-MzP2）は本段丘河川堆積物の直上に見られるが，場所によってはこれを欠く場所（地点15）もあり，離水時期に幅がある．

対比・年代

本段丘河川堆積物の離水期に噴出した赤城水沼第2テフラ（Ag-MzP2）の噴出年代から，離水時期は8～6万年前のMIS4である（鈴木，2000）．

地層名

阿久津（1955）の田原段丘による．

模式地

栃木県宇都宮市芦沼町（第6.1図の地点18；第6.12図）．

分布

本段丘は，鬼怒川右岸の上河内今里（「矢板」図幅地域内）から上三川町内（「壬生」図幅地域内）へと続く旧鬼怒川河道の地形面である（第6.1図）．最上流部での面高度は195m，下流部の上三川付近では65mまで低下する．同時期の地形面は，姿川沿いにも小規模ながら分布し（例えば地点10），高根沢町石末では最低位段丘に囲まれ島状に分布する．

層序関係

下位層を不整合に覆うとみられるが，露頭では確認していない．

層厚

宇都宮駅東口（地点13）の掘削ピットでの本段丘河川堆積物の厚さは2.5m以上で，下限は確認できていない（第6.13図）．これを覆う風成堆積物の厚さは，1.5～2.6mである．東北新幹線建設時の地質調査結果によると，宇都宮駅構内での基盤深度は9mと若干浅く，以北の路線沿いの基盤深度は概ね10～15mである（日本国有鉄道，1981）．ただし，これらの礫層全てが本段丘河川堆積物に対比できるかどうかは明らかではない．前述のように，白沢・宝木・田原段丘の河川堆積物は，地質断面図において低位段丘河川堆積物として一括している．一方，すでに宝木段丘の項で述べたように宇都宮市市街地以南では，急速に基盤深度が深くなり，宇都宮町屋板町では風成堆積物が2.5m，それより深度57mまでは砂礫層と粘土混じり砂礫層の互層となり，砂礫層下限に達していない（栃木県，1979）．これらの砂礫層全てが低位段丘河川堆積物に対比できるとは思われず，段丘下のB・C層と呼ばれる伏在砂礫層の実態はよく分かっていない．

岩相

本段丘河川堆積物は，固結度の低い，インブリケーションの発達した淘汰の良い塊状円礫層と平行層理やトラフ型斜交層理を持つ中粒―粗粒砂層からなる．円礫層は，流紋岩・安山岩・砂岩・頁岩・チャートの円礫からなり，最大粒径は15～25cmである．本段丘河川堆積物の最上部には，赤城鹿沼テフラに由来する軽石細礫や結晶片に富む中粒―粗粒砂層がしばしば確認できる（例えば，地点10，14，18）．

本段丘堆積物の被覆風成堆積物は，大部分が褐色火山灰土からなり，最上部にはクロボク土が重なる．本図幅地域の北半分の場所では，風成堆積物中に男体小川（Nt-OG）・浅間板鼻黄色テフラ（As-YP）・男体今市テフラ（Nt-I）・男体七本桜テフラ（Nt-S）を挟んでいる（第6.8図；地点15）．しかし，南半分の場所では火山灰土中に肉眼で検出できるテフラはない．

対比・年代

本段丘河川堆積物と男体小川（Nt-OG）の間には厚さ14～15cmの褐色火山灰土が挟まれるが，鈴木（2000）も指摘するようにこの中からAT由来の火山ガラスは鏡下でも検出されなかった．従って本段丘河川堆積物の離水時期は，男体小川（Nt-OG）が噴出した約2万年前よりは古いが，AT噴出の2.5万年前よりは新しい（鈴木，2000）．