** Japan Railway Construction, Transport and Technology Agency
*** Faculty of Education Human Sciences, University of Yamanashi
+ Graduate School of Life and Environmental Sciences, University of Tsukuba
++ Graduate School of Science and Engineering, University of Toyama
（Written in 2009）
The Mitsumine Distract is located in the central part of the Kanto Mountains (Oku-chichibu Mountains), central Japan. The geology of the Mitsumine district is summarized in Figs. 1 and 2, containing the Jurassic Chichibu accretionary complex and Cretaceous marine-brackish water sediments (Sanchu Cretaceous System), Cretaceous Shimanto accretionary complex, Neogene plutonic rocks, and Miocene and Quaternary sediments. The Chichibu accretionary complex is composed of the Nakatsugawa and Urayama groups. The Shimanto accretionary complex comprises the Otaki, Ogochi and Kobotoke groups. The plutonic rocks composed of the Kofu Granodioritic Complex and Chichibu Tonalite intruded into the Shimanto and Chichibu accretionary complexes, respectively. The Chichibu accretionary complex is covered by the Middle Miocene sediments (Chichibu Bonchi Group) in the northeastern part of the district and Late Miocene sediments (Okaburi Formation) in the northwestern part of the district. The Quaternary comprises river terrace deposits, landslide deposits, tephras, valley bottom plain and present river bed deposits.
Fig. 1 Geological map of the Mitsumine district
Fig. 2 Geological summary of the Mitsumine district
Chichibu accretionary complex
The Jurassic Chichibu accretionary complex is divided into the Nakatsugawa and Urayama groups based on lithology, geological structure and low-grade metamorphic conditions and bounded by the Hakutai Fault. The Nakatsugawa Group is composed of sandstone. shale and mixed rock (mélange), with blocks of chert, limestone and basaltic rocks. The Nakatsugawa Group is subdivided into the Early to Middle Jurassic Ryokami Unit and Middle Jurassic Ogamata Unit. The Ryokami Unit is characterized by the repetition of mélange and sandstone subunits, while the Ogamata Unit is sandstone dominant unit with chert blocks. The Mikuniyama Thrust is developed between both units.
The Urayama Group is subdivided into the Kawanori, Unazawa, and Gozenyama units. The Kawanori Unit consists mainly of mélange with basalt and chert blocks. The Unazawa Unit is a sandstone dominant unit of the chert-clastic sequence. The Gozenyama Unit is characterized by mélange with huge limestone blocks. The geological age of the Kawanori and Unazawa units indicate Middle to Late Jurassic, while the age of the Gozenyama Unit is latest Jurassic to Early Cretaceous. The Urayama Group has been subjected to the greenschist facies metamorphism during 76-65 Ma (Hara and Hisada, 2005). The Urayama Group is in fault contact with the Shimanto accretionary complex along the Butsuzo Line.
Cretaceous marine-brackish water sediments (Sanchu Cretaceous System)
Cretaceous marine-brackish water sediments called the Sanchu Cretaceous System are distributed narrowly in the northeastern part of the district. In the district, the Ishido Formation is composed of conglomerate and sandstone, indicating marine sediments during late Huterivian to early Barremian. The Sebayashi Formation consists of sandstone and mudstone, characterized by brackish water sediments during Barremian to early Albian.
Shimanto accretionary complex
The Shimanto accretionary complex comprises the Otaki, Ogochi and Kobotoke groups. The Otaki Group outcrops within a narrow area along the Arakawa River and is in fault contact with the Ogochi Group south along the Oboragawa-Oyokesawa Fault. The Otaki Group is composed mainly of phyllite, sandstone and argillaceous melange-type rocks with blocks of chert, limestone, tuff, and basalt and is characterized by intensive deformation and metamorphism. The Otaki Group is subdivided into the Kawamata and Futase units. The Kawamata Unit is a phyllite and sandstone dominant unit. The Futase Unit is characterized by sandstone and mélange with chert, limestone, pale green siliceous phyllite, pale green tuff and basaltic rocks.
The Ogochi Group comprises five units from northeast to southwest, all of which are characterized by either a coherent turbidite unit (Wanakurasawa, Ichinosawa and Koreisan units) or an argillaceous mélange unit with blocks of chert, limestone and basaltic rocks (Kumotoriyama and Happyakudani units). All five formations are bounded by high-angle reverse faults and imbricated. The depositional ages of the Ogochi Group range from late Albian to Carnpanian, with ages younging oceanward.
Mineral assemblages of metabasalt from the Otaki and Ogochi groups indicate the greenschist facies metamorphism. On the basis of analyses of micro-thermometry of water-rich fluid inclusions, illite crystallinity and K-Ar ages of illite (Hara and Hisada, 2005, 2007), the metamorphism occurs at temperatures in excess of 300℃ and fluid pressures greater than 270 MPa during 76-65 Ma subsequent to thrusting of the Butsuzo Line.
The Kobotoke Group is found in a small area around Lake Hirose. The group is composed of pelitic and psammitic hornfels or migmatite, subjected to contact metamorphism associated with the Kofu Granodioritic Complex during Late Miocene time.
Middle Miocene sediments
The Chichibu Bonchi Group is exposed in the northeastern margin of the district, and unconformably overlies the Chichibu accretionary complex and Sanchu Cretaceous System along the western margin of the Miocene basin. The Chichibu Bonchi Group was deposited during the early Middle Miocene transgression. The group is divided into the Shirasu, Tomita and Oganomachi Formations in ascending order. The total thickness of the Chichibu Bonchi Group reaches 5,500m. The Shirasu Formation consists of conglomerate and sandstone. The Tomita Formation consists of mudstone and yields molluscan fossils. The Oganomachi Formation consists of an alternation of mudstone and sandstone or alternation of sandstone and conglomerate, characterized by a turbidite sequence.
Miocene Plutonic rocks
The plutonic rocks in the Mitsumine district are mostly Middle to Late Miocene granitoids with a small amount of gabbroic to dioritic rocks. These rocks are the Kofu Granodioritic Complex, Chichibu Tonalite and their satellitic stocks. The K-Ar age determination by Matsumoto et al. (2007) and this study indicate 9.7 to 8.9 Ma for the Kofu Granodioritic Complex and 6.5 to 5.3 for the Chichibu Tonalite including the satellitic stocks.
The Kofu Granodioritic Complex is characterized by mostly medium- to coarse-grained hornblende-biotite granodiorite to biotite-hornblende tonalite; marginal distribution of ilmenite-series granitoids; and two mafic parts within coarse-grained granodiorite.
The Chichibu Tonalite is characterized by mostly fine-grained biotite-hornblende tonalite; and marginal distribution of ilmenite-series granitoids. The ilmenite-series granitoids tend to be less differentiated compared with the Kofu Granodioritic Complex.
Late Miocene sediments
The Okaburi Formation is distributed at Okaburi along the Nakatugawa River, overlying unconformably on the Chichibu accretionary complex. The formation is composed of tuffaceous conglomerate, conglomerate and welded tuff, interpreted as burial sediments of volcanic collapsed basins (Adachi et al., 1999). The depositional age is estimated Late Miocene (6.8-6.2 Ma) from fission-track age of zircon of welded tuff and dacite dyke (Ishii and Araki, 1989)．
Quaternary sediments
The Quaternary comprises river terrace deposits, landslide deposits, tephras, valley bottom plain and present river bed deposits.
The river terrace deposits are narrowly distributed along the major rivers. They are divided into the Middle (latest Middle to early Late Pleistocene), Lower (late Late Pleistocene) and Lowermost (Holocene) Terrace Deposits. They mainly consist of boulder to cobble gravel beds.
Tephras overlying the Pleistocene terrace and landslide deposits, are distributed all over the area. Tephras comprise the Middle to Late Pleistocene Sayama, Hitsujiyama, Younger and Osato Loam Formations in ascending order and correlated with the Tama, Shimosueyoshi, Musashino and lower Tachikawa, middle to upper Tachikawa Loams, respectively. The Middle Terrace Deposits are overlain by the Hitsujiyama to Osato Loam Formations. The Lower Terrace Deposits are overlain by the Osato Loam Formation. Distributions of tephras are omitted in the geological map.
Valley bottom plain and present river bed deposits are narrowly distributed along the major rivers. They mainly consist of boulder to cobble gravels.
Economic and environmental geology
Two skarn deposits were known in the Mitsumine district since the 18th century, however both of them have been already exhausted. The Chichibu mine (Nakatsu deposits) produced magnetite and pyrite as main ore minerals, located at a branch of the Nakatsugawa River. The Myoho mine produced magnetite, pyrrhotite, pyrite and chalcopyrite, located at the Koarakawasawa Valley. The mineralization processes of the Chichibu and Myoho mines were caused by the intrusion of Chichibu Tonalite and satellitic stocks within a accretionary complex, respectively. Sandstones of the Chichibu accretionary complex and the Chichibu Bonchi Group are quarried at three sites in the district. Limestone quarries are operating around the Ochigawa River from the Chichibu accretionary complex (Gozenyama Unit). Two hot springs gush up along the Hakutai Fault.
Landslide deposits are composed of landslide blocks and colluvial deposits. They have mainly occurred on mountainsides along the Arakawa River and its many branches during Pleistocene to Holocene. Colluvial deposits are mainly distributed over the area underlain by the Otaki Group of the Shimanto accretionary complex.
中津川層群は，Ueno and Hisada (2006)に従い両神ユニットと大ガマタユニットに区分した．両ユニットとも，混在岩と砂岩からなり，チャート・石灰岩・玄武岩類を含む．一般に両神ユニットは，主に砂岩と混在岩からなるサブユニットの繰り返しが顕著で，大ガマタユニットは砂岩優勢でチャートを伴う特徴を持つ．地質年代は，両神ユニットは前期―中期ジュラ紀，大ガマタユニットは中期ジュラ紀とされる．なお両ユニットは三国山スラストによって境される．
奥秩父地方に分布する四万十帯付加コンプレックスは，藤本ほか（1950）によって大滝層群と命名された．Hara and Hisada (1998)は，奥多摩地方からの地層の連続性を加味し大滝層群の見直しを行い，従来定義されていた大滝層群の大部分を小河内層群に対比した．本報告ではHara and Hisada (1998)に従い，大滝層群を荒川流域に限られて分布し，強い片状構造を持つ地質体として扱う．なお大滝層群と小河内層群は大洞川―大除沢断層（新称）で接する．
大滝層群は，川又ユニットと二瀬ユニットからなる．川又ユニットは，主にシルト質な千枚岩及び片状砂岩よりなる．二瀬ユニットは，混在岩・千枚岩・片状砂岩・淡緑色珪質頁岩・凝灰質千枚岩・玄武岩類からなり，チャート・石灰岩を伴う．両ユニットとも，緑色片岩相の広域変成作用を受けており，化石の産出はなく堆積年代は不明である．大滝層群は，270～300℃及び140～190MPaの温度圧力条件で付加し，300℃及び270MPaを超える変成作用を約65～75Maに受けた．その後，約54～59Maに260±50℃を，約15Maに110℃を通過する様に冷却したと考えられている（原・久田，2005；原ほか，2007；Hara and Hisada, 2007）．
三峰地域の地質総括図を第2.3図に示す．ジュラ紀―白亜紀にかけては，東アジア大陸縁のプレート収束域にあって，海洋プレートの沈み込みによって，秩父帯・四万十帯付加コンプレックスが次々に形成された地域である．ジュラ紀には，イザナギプレートの沈み込みにより，秩父帯付加コンプレックスが形成された．なお中津川層群の混在岩及びスラストに発達するスリップセンスの解析から，付加コンプレックス形成当時のイザナギプレートの沈み込み方向は，N70°Wと求められている（Ueno and Hisada, 2006）．その後，イザナギプレートの移動方向が変化し，大陸縁に対し斜めに沈み込みを開始した（Engebretson et al., 1985 ； Maruyama, 1997）．この斜め沈み込み期は，付加コンプレックスの形成が休止する時期にほぼ一致する．またこの間，山中白亜系を含む前弧海盆堆積物が発達する（Ito and Matsukawa, 1997など）．また合わせて，左横ずれ断層による白亜系の再配置も発生したとされる（田代，1994，2000など）．後期白亜紀には，沈み込む海洋プレートが，イザナギプレートから太平洋プレートに変化した．これに先立ち，四万十帯白亜系付加コンプレックスの形成も始まった．またこの海洋プレートの変遷の際には，海嶺の沈み込みを伴ったことが知られている（君波・宮下，1992；Kiminami et al., 1994 ； Maruyama, 1997）．白亜紀最末期（76～65Ma）には，四万十帯大滝層群と小河内層群及び秩父帯浦山層群の一部が緑色片岩相に達する変成作用を受けた（原ほか，1998；原・久田，2005）．この変成作用は，四万十帯付加コンプレックスの付加直後に起こっており，三波川変成岩の上昇をもたらした海嶺沈み込み（Miyashita and Itaya, 2002 ； Maruyama, 1997）との関連性が指摘された（Hara and Kurihara, in press）．なお秩父帯と四万十帯付加コンプレックスが同じ変成作用を受けていることから，仏像線を介した秩父帯付加コンプレックスの四万十帯付加コンプレックスへの衝上は，変成作用以前のイベントである（Hara and Hisada, 2007）．この変成作用後，大滝層群は約59～54Maに260±50℃を，約15Maに110℃を通過する様に冷却したと考えられている（原ほか，2007）．
中期始新世―漸新世には，四万十帯古第三系付加コンプレックスの相模湖層群（酒井，1987）が発達する（本地域には分布しない）．その後，中期中新世初頭（17Ma頃）に始まった汎世界的な海水準の上昇により秩父盆地層群が堆積した．現在見られる関東山地内部での秩父盆地層群の孤立した分布は，関東山地が中新世以降に断層運動による地塊化を伴って差別的に隆起したことにより生じたものである．この断層運動は秩父盆地層群の堆積中に既に開始し，ハーフグラーベンを形成していたと考えられている（高橋，1992；高橋ほか，2006）．また秩父盆地層群の堆積直後の15Ma以降に，日本海の拡大によって，秩父盆地層群とその基盤である秩父帯・四万十帯付加コンプレックスは，47°時計回りに回転した（兵頭，1986: Hyodo and Niitsuma, 1986）．その後，後期中新世の9.7～8.9Maに甲府花崗閃緑岩体が四万十帯付加コンプレックスに，6.5～5.3Maに秩父トーナル岩が秩父帯付加コンプレックスに貫入した．また後期中新世には，火山性陥没盆地を埋める火砕岩の堆積物からなる王冠層が堆積した．その後関東地域周辺では，12Ma頃から伊豆弧の衝突が始まり，約5Maには丹沢地塊が衝突した．その結果，関東山地は更に45°時計回りに回転し，関東対曲構造が形成された（Hyodo and Niitsuma, 1986）．なお秩父トーナル岩における古地磁気の検討から，秩父トーナル岩は貫入以降回転運動を行っていないため，この屈曲構造形成後に貫入したとされた（Takahashi and Nomura, 1989）. Takahashi and Saito (1997)では，周辺地質体の古地磁気をまとめ，関東山地は12～6Maに約30°，5Ma以降に約10°時計回りに回転したとした．第四紀に入り，本地域東北部及び南西部にて，中位・低位・最低位段丘面がわずかに発達した．また山間部に，テフラ層や地すべり堆積物が形成された．
本地域北部の小森川流域，御岳山周辺及び荒川流域の猪鼻―強石にかけて分布する（第3.3図）．北隣の万場地域の薄川流域や，北西隣の十国峠地域の神流川上流域にも広く分布する．御巣鷹山スラストを介して野栗沢ユニットの下位に，三国山スラストを介し大ガマタユニットの上位に位置する（Ueno and Hisada, 2006）．また万場地域では，両神ユニットの上位に両神山チャートユニットが衝上する．本ユニットは，本地域の北東部にて，下部白亜系海成―汽水成堆積物（山中白亜系）と断層で接する．また東部では，中部中新統秩父盆地層群と不整合ないし断層関係にある．中津川流域では秩父トーナル岩の衛星岩体が本ユニットに貫入するとともに，上部中新統の王冠層が不整合で覆う．
砂岩（Rys）は，一般に細粒―中粒砕屑粒子からなる塊状砂岩ないし成層砂岩である．まれに平行葉理やグルーブキャストが見られる．しばしば頁岩を伴い砂岩頁岩互層となる（第3.5図a）．また砂岩頁岩互層はしばしば破断相を示す（第3.5図b）．砂岩には，礫岩が挟在することもある．礫岩は，径20cm以下の円―亜円礫からなり，礫種は石灰岩が多く，チャート・砂岩も認められる．石灰岩礫からはフズリナ化石を産することもある（Hisada et al., 1992）．鏡下では，砂岩は岩片を多く含み石質であり，石英・斜長石及び不透明鉱物や雲母片も含むことが観察される（第3.5図c）．頁岩は，定向配列をなす粘土鉱物と，シルト大の石英・長石・不透明鉱物からなる（第3.5図d）．また鱗片状劈開を形成する不連続な黒色不透明な筋が見られる．小森川中流域から御岳山付近に，見かけの層厚が最大1,000mに達する砂岩が分布する．また両神山から御岳山の尾根沿いには石灰岩岩体を伴う砂岩が，中津川林道―大山沢―入波沢ではチャート岩体を伴う砂岩が発達する．
チャート（Ryc）
チャート（Ryc）は，黒色―暗灰色ないし赤色で，塊状ないし層状チャートとして産する（第3.6図a）．一般にチャート単層の層厚は1～10cm，チャートに挟まる粘土岩の層厚は5mm以下である．鏡下では，隠微晶質―微晶質石英と若干の粘土鉱物からなり，シルト大の砕屑粒子は含まれないことが観察される（第3.6図b）．一般にチャートは，厚さ50～100mの岩体として見られ，中津峡や大山沢下流にかけては，厚さ1,000mに達するチャート岩体が分布する．ペルム紀・三畳紀・前期―中期ジュラ紀の放散虫化石を産する（Hisada et al., 1992など）．
関東山地には，秩父帯ジュラ系付加コンプレックスと断層で境された下部白亜系の浅海成―汽水成堆積物が分布する．この下部白亜系は，埼玉県秩父郡小鹿野町から長野県佐久郡佐久町まで，約2～4kmの幅を持ち，西北西―東南東方向へ約40kmにわたり帯状に分布する．この地帯は山中地溝帯と呼ばれ，アンモナイトなどの軟体動物化石を多産することから，古くから日本の代表的な下部白亜系の一つとして研究され，特に1880年代以降多くの層序学的・古生物学的研究が行われた（Yabe et al., 1926など）．この山中地溝帯に分布する下部白亜系を総称し，山中白亜系や山中層群と呼ばれることもある（松川・恒岡，1993；尾崎ほか，2002など）．ただし山中層群は，後述するテチス北方型動物群を産する地質体のみに限定した使用もある（Ichise，2008）．なお山中の名は，江戸時代に神流川上流域（群馬県多野郡旧上野村・中里村・万場村）に設けられた山中領や，この地方の「山中谷」という呼称に由来する（万場町誌編さん委員会，1994；榊原，1997）．
石堂層は，産出するアンモナイト化石などからオーテリビアン期後期―バレミアン期前期とされる（松本ほか，1982；Obata et al., 1976）．なお川村・指田（2004）では石堂層の上部より，バレミアン最末期―アプチアン期中期の放散虫化石を報告しているため，石堂層の地質年代はアプチアン期を含む可能性がある．
本地域を含めた奥秩父地方に分布する四万十帯付加コンプレックスは，藤本ほか（1950）によって大滝層群と命名された．藤本ほか（1950）は，大滝層群を栃本層・川又層・豆焼沢層・釣橋小屋層・古礼層に区分し，これらは基本的に北傾斜・北上位の同斜構造を形成するとした．そして二瀬ダム下流の玄武岩類より，緑色片岩相に相当する変成鉱物組み合わせを報告した．その後，渡部ほか（1958）によって，荒川・入川・滝川流域周辺にて，大滝層群は4つの地層（二瀬層・川又層・八百谷層・古礼山層）に区分された．また層理面と片理面の斜交性から川又地域を中心とした複背斜構造の存在が示された．更に八百谷層の鳥ノ巣石灰岩からサンゴや巻貝の化石の産出が報告された．藤本・鈴木（1969）は，大洞川上流域の数地点の鳥ノ巣石灰岩から，サンゴや層孔虫などの化石を報告し，更に南～南東方の奥多摩地域からの地層が同地域にも連続することを示唆した．この他，Ogawa et al. (1988)は，大滝層群で認められる変形構造が延性変形領域であること，また変成鉱物としてマグネシオリーベック閃石が産出することを指摘し，大滝層群は付加プリズムの深部に底づけされた地質体であるとした．Fabbri et al. (1990)は，剪断変形の解析により，変成した大滝層群は付加プリズム中に発達したバックスラストによって上昇したモデルを示した．これらの研究により大滝層群は，緑色片岩相相当の変成作用を受けた四万十帯付加コンプレックスとして特異性が指摘されていた．しかし，急峻な山岳地域に分布すること，変成作用を受け化石の産出が乏しいことから，これ以上の詳細な検討は行われないままでいた．また奥多摩地方の藤本（1949）によって命名された小河内層群との関係も不明であったため，大滝層群は小河内層群と一括して扱われることもあった（Ogawa et al., 1988，；尾崎ほか，2002など）．
その後，高橋・石井（1992）によって，これまでの見解と大きく異なる大滝層群の地質図及び地質構造が示された．高橋・石井（1992）によれば，大滝層群は4つのユニット（川又ユニット・二瀬ユニット・古礼山ユニット・和名倉山ユニット）に区分され，低角な断層を介して各ユニットが累重するとされた．そして奥多摩地方に分布する小河内層群とは，その付加された深度が異なると考えられた（Takahashi and Ishii, 1995 ； Takahashi, 1999, 2000）．しかし大滝層群と小河内層群との境界などについては言及しておらず，両層群の層序関係は不明のまま扱われていた．
その一方，奥多摩地方の小河内層群は，放散虫化石による地質年代の決定が進み，覆瓦構造や構造的下位に向かい若くなる極性が認められた（久田，1984；伊与田ほか，1984；Sashida et al., 1984 ； Iyota et al., 1994；酒井，1987）．小河内層群の北西延長は，本地域内の雲取山周辺まで分布することが知られている（久田，1984；酒井，1987）．渡部ほか（1958）は鳥ノ巣石灰岩を含む八百谷層が，小河内層群の鳥ノ巣石灰岩を含む地層と対比されることを示唆し，藤本・鈴木（1969）は奥多摩地方と本地域の地層の連続性を示した．Hara and Hisada（1998）は，これらの研究を加味した上で大滝層群の見直しを行い，従来定義されていた大滝層群の大部分が，基本的には北上位の地層から構成される覆瓦構造を示していることを見い出した．更に覆瓦構造を構成する地質体は，小河内層群の各地質体と岩相対比が可能であることを示した．これによって，従来大滝層群とされた本地域の四万十帯付加コンプレックスは，大滝層群と小河内層群からなるとした（第5.1図）．そして大滝層群は，荒川流域に限られて分布する地質体に限定し，大滝層群と小河内層群は断層関係で接するとした．なお大滝層群の分布域は異なるが，同様の構造が埼玉県地質図編纂委員会（1998）においても示唆されている．
Hara and Hisada（1998）によって新たに定義された大滝層群において，イライト結晶度による古地温度構造解析（原ほか，1998），イライトのK-Ar年代及びジルコンのフィッション・トラック年代による変成・冷却年代の検討（原・久田，2005；原ほか，2007），構造性鉱物脈の流体包有物解析（Hara and Hisada，2007）が行われた．これらの研究によると大滝層群は，270～300℃及び140～190MPaの温度圧力条件で付加し，300℃及び270MPaを超える変成作用を約76～65Ma（後期白亜紀）に受けた．その後，約59～54Ma（暁新世）に260±50℃を，約15Ma（中期中新世）に110℃の領域を通過する冷却過程が考えられた．更にその冷却速度は，3.6℃/Myrと見積もられた．
砂岩ないし淡緑色珪質頁岩や凝灰質頁岩を伴う混在岩（Knm）からなり，厚さ約50m以下の玄武岩類（Knb）及びチャート（Knc）の岩体を伴う．まれに石灰岩岩塊も伴う．惣小屋谷ではドレライトも認められる．玄武岩類及びチャートの岩体には，厚さ数m～数10mの石灰岩を伴うこともある．また奥多摩地方では，鳥ノ巣石灰岩を伴うことがある（Iyota et al., 1994）．
高橋・石井（1992）によれば，頁岩から後期白亜紀のコニアシアン期―サントニアン期の放散虫化石の産出が報告されている．本ユニットに対比される奥多摩地方の小袖層の頁岩からは，カンパニアン期を示す放散虫化石がIyota et al. (1994)によって報告されている．本報告では，本ユニットの時代をコニアシアン期―カンパニアン期とする．
砂岩は，細粒―粗粒で，一般に淘汰が悪い成層ないし塊状砂岩である（第5.15図a，b）．砂岩は頁岩を挟在し，砂岩優勢な砂岩頁岩互層となり，しばしば破断相を示す（第5.15図c）．また細粒の砂岩層がシルト岩ないし頁岩と互層し，平行葉理や級化構造が認められることがある（第5.15図d，e）．鏡下では，片理が発達し，基質には粘土鉱物の定向配列が認められるとともに，岩片と基質部の境界は不明瞭であることが多い（第5.15図f，g）．片理の発達は，一般に南へ向かい連続的に弱くなる（第5.15図h）．和名倉沢ユニット・市ノ沢ユニットは，中山層に対比され，長石質アレナイトないしワッケ（Iyota et al., 1994）で，カリ長石に富むことで特徴づけられる．その他のユニットの砂岩は，細粒～粗粒で，一般に淘汰が悪く石質である．
Wn：和名倉沢ユニット．sh：頁岩．sil.sh：珪質頁岩．ch：チャート．A-C：アルビアン後期−セノマニアン期．Hau-Apt：オーテリビアン期−アプチアン期．Con-San：コニアシアン期−サントニアン期．文献 *6：Takahashi and Ishii（1995）．産出地点は，第5.22図に示す．
久田（1984）によって，長沢谷の頁岩よりジュラ紀放散虫化石の報告がある．また市ノ沢の上流にて，転石の鳥ノ巣石灰岩から，六射サンゴ・層孔虫・石灰藻の化石が産する（藤本・鈴木，1969）．しかしこの転石は，雲取山ユニットないし八百谷ユニットからもたらされた可能性が高い．奥多摩地域では，Iyota et al. (1994)は本ユニット相当層を中山層に含めた．本報告においてもIyota et al. (1994)にしたがって，本ユニットの地質年代をアルビアン期後期―セノマニアン期とする（第5.23図）．
雲取山ユニット
久田（1984）により，雲取山の南尾根の頁岩から，ジュラ紀放散虫化石の報告がある．高橋・石井（1992）は，雲取山の北尾根の赤色チャートから，オーテリビアン期―アプチアン期前期を示す前期白亜紀放散虫化石を報告した．Iyota et al. (1994)は，奥多摩地方で，チャートからセノマニアン期，頁岩からチューロニアン期後期―カンパニアン期中期を示す放散虫化石を報告した．また鳥ノ巣石灰岩も報告した．
青岩谷の鳥ノ巣石灰岩から，西宮・山際（1971）及びNishimiya and Yamagiwa（1973）によって，Actinastrea(?) sp., Calamophyllia sp., Dimorphoseries tabayamensis, Enallhelia sp., Isastrea(?) sp., Stylina kantoensis, Stylina(?) sp., Thamnasteria huzimotoi, T. sp. aff. huzimotoi, T. sp. A., T. sp. B., Trocharea sp., Hexacoral gen. et sp. indet.の新種を含むサンゴ化石が報告されている．
惣小屋谷のチャートからは，小池ほか（1980）によって，Neogondolella sp., Anchignathodus sp.のペルム紀コノドント化石，Crypridodella mediocris, Epigondolella cf. primittia, Neohindeodella multihamata, N. spp., Neospathodus dieneri, Neogondolella bulgarica, N. excelsa, N. polygnathiformis,N. spp.の三畳紀コノドント化石が報告された．
また高橋・石井（1992）が報告した放散虫化石産出地点は，雲取山の産出地点を除き，そのほとんどが本ユニットに含まれる．高橋・石井（1992）によれば，チャートから三畳紀，中期―後期ジュラ紀の放散虫化石が，珪質頁岩から白亜紀のアルビアン期前期―セノマニアン期の放散虫化石が，頁岩から後期白亜紀のコニアシアン期―サントニアン期の放散虫化石が産出する．奥多摩地域では，Iyota et al. (1994)は本ユニットに対比される小袖層の頁岩よりカンパニアン期の放散虫化石を報告した．
小菅ユニットは，砂岩・頁岩・砂岩頁岩互層からなり，礫岩を伴う（Yagi，2000）．本ユニットの下部では頁岩と砂岩頁岩互層が，上部では礫質砂岩が優勢となる．南隣の丹波地域では，Takahashi and Ishii（1995）によって，頁岩からカンパニアン期後期の放散虫化石が報告されている．またYagi（2000）によって，頁岩よりチューロニアン期中期―コニアシアン期後期の放散虫化石が，淡緑色頁岩よりサントニアン期―カンパニアン期中期の放散虫化石が報告されている．したがって小菅層の地質年代は，チューロニアン期中期―カンパニアン期とされた（Yagi，2000）．
第5.24図 小仏層群の泥質及び砂質ホルンフェルス
層理面が保存されている．広瀬ダム湖畔．
第6章 付加コンプレックスの広域変成作用
（原英俊）
荒川流域の秩父帯付加コンプレックスの浦山層群と，四万十帯付加コンプレックスの大滝層群は，玄武岩類からアクチノ閃石・緑れん石・緑泥石などの変成鉱物が報告され，緑色片岩相の広域変成作用を受けていることが指摘されている（藤本ほか，1950）．本地域の付加コンプレックスが受けた変成作用について，藤本ほか（1950）以降では，Liyanage et al. (1989)による予察的な検討があるのみである．Liyanage et al. (1989)は，玄武岩類より，緑れん石・アクチノ閃石・普通輝石・Na-Ca角閃石・Na輝石・パンペリー石を報告した．その他，Ogawa et al. (1988)によって，本報告の大滝層群よりマグネシオリーベック閃石の産出が報告されている．原ほか（1998）は，イライト結晶度による古地温度構造解析を行い，本地域の変成作用は荒川流域流域の浦山層群・大滝層群で最も高く，その変成温度は少なくとも300℃以上であるとした．またこの変成作用は，南東へ向かい連続的に低下することを指摘した．そしてこの変成作用の時期については，イライトのK-Ar年代より，約76～65Maであるとした（原・久田，2005）．
本地域の変成した玄武岩より産出する変成鉱物を，第6.1図に示す．また主要な変成鉱物の薄片写真を第6.2図に示す．浦山層群と大滝層群とでは，変成鉱物組み合わせに明らかな違いは認められない．両層群ともに，アクチノ閃石＋緑れん石＋緑泥石が認められ，スフェンを伴う．またまれにパンペリー石＋緑泥石＋緑れん石の鉱物組み合わせも認められる．しかしアクチノ閃石とパンペリー石との共存は認められなかった．それぞれの鉱物組み合わせは，緑泥石を欠くことがあり，また変成鉱物として緑泥石のみしか認められないことも多い．これらの鉱物組み合わせは，両層群の受けた広域変成作用が，緑色片岩相（Fettes and Desmons, 2007）であることを示す．また小河内層群の玄武岩類でも同様の鉱物組み合わせが認められ，小河内層群も緑色片岩相相当の広域変成作用を受けている．
本地域の秩父盆地層群は全体として東へ急傾斜しており，これは秩父盆地全体の南東に開いた半盆状構造の南西翼部にあたる．井尻ほか（1950）はこの半盆状構造が，地層の堆積中に既に西方地域で隆起が始まっていたことに起因するとした．またYamaji and Takahashi（1988）はビトリナイト（輝炭）反射率から，秩父盆地層群堆積後に盆地西端部の隆起が生じたとした．更に高橋（1992）は小断層解析・ビトリナイト反射率などの研究結果を総合し，秩父盆地がハーフグラーベンとして形成されたことを明らかにした．
斜長石：分析結果をAn（灰長石）成分の頻度図として第8.7図に示す．累帯構造が著しく，An成分の広い変化幅（An10～An75）が認められ，An30付近とAn50付近が卓越する傾向がある．甲府花崗閃緑岩と暗色包有物とでは，ほぼ同様なAn成分変化幅を持つ．角閃石：分析結果をLeake et al. (1997)による図を用いて，第8.8図に示す．本地域の甲府花崗閃緑岩体に含まれる角閃石は，組成から，苦土普通角閃石（magnesiohornblende），鉄普通角閃石（ferrohornblende）であり，Shimizu（1986）による結果とほぼ同様である．暗色包有物中に含まれる角閃石は，甲府花崗閃緑岩中のものよりもSiに乏しい傾向が認められる．
帯磁率の測定は，Geofyzika Brno 社製 kappameter KT-5型帯磁率計を用い，フィールドでほぼすべての露頭で実施した．Ishihara（1979）は，kappameter KT-3型帯磁率計による帯磁率値とBison Model 3101による帯磁率値との間に良い相関性があることを報告した．本報告においても，富山大学大学院理工学研究部において，Agico社製KLY-3S Kappabridge帯磁率計及びBartington社製MS2K帯磁率計を用い，kappameter KT-5型の測定結果を点検し，後者の測定値に問題がないことを確認した．フィールドでは，帯磁率計の測定面が露頭面に密着するように当て，各露頭で10回測定し，その平均値を帯磁率値とした．帯磁率を測定した標本から研磨片を作成し，鉱石顕微鏡を用いて，磁鉄鉱の有無を調べた．本地域において，磁鉄鉱が観察された甲府花崗閃緑岩体標本（磁鉄鉱系花崗岩類）の帯磁率値の最小値は，22.0x10-3SIである．
橋本ほか（1954）は，ミグマタイト様岩石の存在とともに，甲府花崗閃緑岩体との接触部から数100mにわたって，ホルンフェルス中に黒雲母ができていることを述べた．石井（1961）は，入川支流の大荒川沢の岩株状トーナル岩周辺のホルンフェルスを調査し，トーナル岩との接触部側から，紫蘇輝石帯，菫青石帯，黒雲母帯という累帯配列があることを報告した．また，それぞれについて，以下のことを報告した．紫蘇輝石帯のホルンフェルスは，斜長石，石英，黒雲母，紫蘇輝石，角閃石のほか，少量のジルコン，アパタイト，磁鉄鉱などから構成される．トーナル岩との接触部から20～30cm以内では，斜長石は短柱状で，細粒閃緑岩様組織を示す．トーナル岩との接触部から2～3mの範囲では，斜長石は斑状で，モザイク組織と細粒閃緑岩様組織が混在する．菫青石帯のホルンフェルスは，斜長石，石英，カリ長石，黒雲母，菫青石のほか，少量のアパタイト，ジルコン，磁鉄鉱などから構成され，モザイク組織を示す．黒雲母帯のホルンフェルスは，石英，斜長石，黒雲母，緑れん石，方解石のほか，少量の磁鉄鉱，アパタイト，ジルコンなどから構成され，砂岩の組織を残している．Kato（1968）は，甲府花崗閃緑岩体周辺では，角閃岩相の紅柱石を生ずる亜相（都城，1965）相当のホルンフェルスが甲府花崗閃緑岩体との接触部から1km程度にわたって分布することを示した．Saito et al. (2006)は，接触部にホルンフェルス及びミグマタイト（メタテクサイト，ディアテクサイト，含菫青石トーナル岩）が産出することを報告した．本地域の雁坂峠に至る峠沢では，黒雲母ホルンフェルスとともにSaito et al. (2006)の記載によく似たミグマタイトが観察される．唐松尾山付近では，少なくとも約500mにわたって黒雲母ホルンフェルスが観察される．黒雲母ホルンフェルスは，0.02mm以下の石英，カリ長石，斜長石，黒雲母，緑泥石，白雲母，セリサイト，不透明鉱物などの集合体で，モザイク組織を持つ．しばしば菫青石斑状変晶が観察される．菫青石は，自形―半自形，径0.2～0.6mmで，一般にピナイト化している．さくろ石が観察されることもある．
角閃石：角閃石は，一般に，変質しており，特に，秩父鉱山大黒鉱床付近などでは，変質が顕著である．角閃石の化学組成をLeake et al. (1997)による図を用いて，第8.18図に示す．Mg値は0.5～0.7，Si値はほぼ6.7～7.7を示し，組成から，苦土普通角閃石（magnesiohornblende）及びアクチノ閃石（actinolite）である．秩父トーナル岩中の角閃石と中津峡の衛星岩体中の角閃石の化学組成とでは，明瞭な違いは見出せない．
神流川上流域では，山中白亜系及び蛇紋岩と秩父帯付加コンプレックス（乙父沢層）は，多数の高角度な断層によってスライス化し，これらは断層に境され複雑な分布を示す（第3.1図）．Ueno and Hisada（2006）は，これらの地質体と秩父帯付加コンプレックス（野栗沢ユニット）との境界断層を諏訪山断層と命名した．諏訪山断層の東延長は，山中白亜系と秩父帯付加コンプレックス（野栗沢ユニット及び両神ユニット）との境界断層になる．断層は，明瞭な地質境界として，群馬県多野郡上野村の天望山付近から本地域に含まれる小鹿野町押留付近まで東西に30km以上も追跡される．本地域では，断層を確認することはできなかったが，Ueno and Hisada（2006）に従い，山中白亜系と秩父帯付加コンプレックス（両神ユニット）との境界を諏訪山断層とする．なお諏訪山断層の東端は，中新統秩父盆地層群に覆われる．
大洞川―大除沢断層は，Hara and Hisada（1998）によって記載された四万十帯付加コンプレックスの大滝層群と小河内層群を境する断層である．本報告で，新たに大洞川―大除沢断層と命名し，仏像線を切り白泰断層まで達する断層と再定義する．両層群の岩相の相違により，大洞川・大除沢を始め，西は滝川・金山沢・真の沢で，東は荒川流域の神岡西方に追跡できる．なお大除沢での本断層の位置は，Hara and Hisada（1998）が示した位置より南に位置し，標高約1,300m付近とした．走向はN80°W～85°Eを示し，断層の東部ではやや北東に，西部では北西に振れる．傾斜は50～60°Nであるが，大洞川より東方では垂直から70°Sを示す．本断層の東端は白泰断層によって絶たれ，西端については不明である．本断層により大滝層群は，小河内層群の各ユニットによる覆瓦構造と大きく斜交し接する．
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