11059_1972

地域地質研究報告
５万分の１図幅

京都（11） 第 59 号

# 浜松 地域の地質

地質部 礒見博
中東石油（もと地質部） 井上正昭

昭和 47 年

地質調査所

    目次

    I. 地形
    I.1 古生界山地
    I.2 第四系台地
    I.3 低位段丘
    I.4 海岸平野
    I.5 浜名湖
    II. 地質
    II.1 地質概説
    II.2 古生界
    II.3 緑色岩類
    II.4 第四系
    III. 応用地質
    III.1 地下水
    III.2 その他
    文献

    付図

    Abstract

地域地質研究報告
５万分の１図幅 （昭和 44 年稿）

京都（11） 第 59 号

# 浜松 地域の地質

本地域の地質調査は昭和 30 年 1 月から 3 月にわたって行なわれ， 礒見が北部の古生界を， 井上が南部の新生界を， それぞれ担当した。 また説明書における応用地質の地下水の項の執筆は， 本所 工業用水課の村下敏夫技官をわずらわせた。

西浜名地域の新生界については， 静岡大学の加藤芳郎氏から資料を得ることができた。 また， 野外調査に当たっては， 浜松市役所 企画課長の足立清氏から資料および調査上の便宜を与えられた。

当説明書の執筆の途中で筆者の一人の井上が所外に転出したため図幅の完成が遅れ， 10 年もの歳月をへた昭和 41 年にようやく地質図幅としてまとめ上げられた次第である。 その間に， 地質学の進歩は目ざましく， とくに第四系について多くの新事実が明らかにされた。 この意味において， 10 年も前の調査結果に基づく本地質図幅は不備な点も少なくないであろう。 しかし， 大幅な再調査も事情が許さないので， あえて， そのままの形で， 本図幅を公表する。 なお， 北部の古生界に関する調査結果については， すでに公表されており（礒見， 1958）， 当説明書の古生層の記事は， 主としてその論文に基づくものである。 また， 古生層中の緑色岩類については， 本所 地質部の猪木幸男技官から助言を得ることができた。

## I. 地形

本地域は静岡県西部に位置する。 北部の山地は赤石山地の南縁に当たり， その南の平坦な台地をへて 遠江 とおとうみ 灘 [ or 遠州灘 or 太平洋 ] に面している。 図幅中央にある浜名湖はこの台地を東西に分かっており， 東を 三方ヶ原 みかたがはら 台地， 西を 西浜名 にしはまな 丘稜地と呼ぶ。 台地とその南縁の海岸線との間には著しい砂丘が発達しており， いわゆる海岸平野を作っている。

### I.1 古生界 山地

北部の山地は古生界よりなり， 南から望むと台地と対称的に一段高く突出しているが， 概して低平であって， 標高は 200～400 m 前後にとどまる。 山頂はいずれも丸みをおび， 著しい起伏もなく， かなり長く続いて山稜を成している。 しかし開析はかなり進んで， 山間は広い谷によってへだてられ， いわゆる晩壮年期の山容を呈している。 この山地は北東方に延び， 高度を高めて赤石山地にいたっている。 谷の両側には第四系の砂礫層が発達し段丘をなしているが， それらも現在の河川の開析によって隔てられ， その間に広い冲積地を形成している。 北方山地の地形から， 一度 平坦化された面が上昇した後， 河川の侵食作用が行なわれ現在の地形が形成されたことが推定されるが， 谷を埋めている第四系と古生界との間の不整合面はいずれも現在の山肌の延長であり， また最も開析の進んだ 都田 みやこだ 川流域において第四系礫層の下に古生界を削った平坦な段丘面が認められることなどから， 本地域の第四系の堆積前にすでに現在の山地の地形が形成されていたことが推論できる。

本地域の古生層はチャート・粘板岩・砂岩・輝緑凝灰岩・石灰石などからなり， 各層は山地の南縁とほぼ同一な東北東方向に帯状に分布している。 都田川をへだてた南の三方ヶ原上に古生界の旧島が点在するが， その島列の方向も古生界の帯状分布の方向と一致している。

山地内に存在する各河川の主流はいずれも [ 本図幅の北隣の ] 「三河大野」図幅の南部山地の古生界の走りを直角に切って流れており， 当図幅内にはいって広い開析谷を作り， 一部は山地の南縁に沿って流れ浜名湖に流入している。 また 三ヶ日 みっかび 町 [ ← 猪鼻 いのはな 湖の北岸 ] の北に開けている谷は， 古生界中に存在する北北西方向の大きな構造線に沿って生じている。

### 図版 1 浜松市 三方ヶ原町付近の三方ヶ原台地より北方の古生層山地を望む

### 図版 2 大草 おおくさ 山 [ ← 図幅地域中央やや北 ; 引佐細江 いなさほそえ の南岸 ] より崎山半島 [ ← 引佐細江の南西岸 ] および三ヶ日町方面の古生層山地を望む

### 図版 3 [ 図幅地域北端・中央より東側の ] 引佐 いなさ 郡 引佐町の 磐城 いわき セメント [ ← 現 住友大阪セメント ] 伊井谷 いいのや 工場 採石場（右端）と古生層山地

### I.2 第四系 台地

静岡県 西部海岸沿いに東から 牧野原 まきのはら ・ 磐田原 いわたはら ・ 三方ヶ原 みかたがはら と呼ばれるほぼ同時代の第四紀層よりなる著しい平坦面を有する台地が存在しているが， それらと類似の性格をもった台地はさらに西に延び， 浜名湖を越えて渥美半島におよんでいる。 これらはそれぞれの堆積の場や構造運動の違いから， 岩相・台地の形・台地面の傾き・高度などを異にするが， いずれも， 上浅海 じょうせんかい [ ← 浅海部の上部（水深 0～30 m 程度 ? の浅海） ] ないし内湾の砂泥層上に， 沿岸流または河川の三角洲（扇状地）堆積物を戴いており， ほぼ同時代の一連した堆積作用の下に形成されたものと考えられる。

三方ヶ原は， 磐田原と同様に現在の天竜川に沿ってその西側に半扇状に分布し， 上面に著しい平坦面を有する。 台地面は北から南西方向に緩く傾いており， 北は [ 本図幅の北東隣の ] 「秋葉山」図幅 [ or 「天竜」図幅 ] 地域内の 二俣 ふたまた 町の西方において海抜高度 130 m 内外を示し， 南は高度 30 m 内外の海蝕崖を作って海岸平野または浜名湖に面している。 その平均傾度は 4.5 ‰（22 km に対して比高約 100 m 下る [ ← 100 / 22 ≒ 4.54 ] ）を示す。 これは磐田原の平均傾度 10.5 ‰（渡辺光， 1929）よりはるかに緩く， 現 天竜川の 1.4 ‰ より大きい。 これに対して， 浜名湖の西岸の西浜名地域においては， 三方ヶ原台地に較べて開析が進んでおり， 必ずしも平坦面は連続しない。 しかし 南部では南から北東方向に 4.5 ‰ （9 km で 77 m から 36 m に [ ← 77～36 / 9 = 8.5…～4.0 ] ）， 北部では北から南東方向にごく緩く（ 0.5 ‰ ; 3 km に 15 m 下る [ ← 15 / 3 = 5 ? ] ）傾いているために， この地域の平坦面 [ 以下の [注1] 参照 ] は， 知波田 ちばた 村 内浦 [ ← 浜名湖の西岸 ; 浜名湖の北東岸にも「内浦」がある ] 付近を通り， 東北東にわずかに傾く向斜軸をもつ半盆状を呈している。 北部の古生層山地の谷間に分布する台地の台地面は全般的に見て， 北に向って傾度 1.1 ‰ （4.5 km に 50 m の割合 [ ← 50 / 4.5 = 11.1… ? ] ）で上昇している。 これらの最高位の台地面は 成因的に三方ヶ原台地と同じ性質のものであることが 台地を形成する堆積物の岩相から推定され， 現在の台地面に見られる傾動， 撓曲は台地が形成された後の地殻運動によるものと思われる [ 以下の [注2] 参照 ] 。 台地の開析度は西浜名地域が最も進んでいるが， これは台地の傾度が強い上， 西浜名累層が主として削剥されやすい砂層または砂礫層からできているためである。

[注1]
  加藤芳朗（1956）は， 浜名湖の南西岸の地域に発達する第四系を西浜名累層と呼び, 同層の形成する [ 本図幅の西隣の豊橋図幅地域内に分布する ] 台地面を 天伯原 てんぱくばら 面と呼んだ。 また， その北方の [ 本図幅地域の西端・浜名湖の西岸付近の ] 岡崎， 新所 しんじょ 村に発達する台地面を 新所原 しんじょはら 面と呼び， 天伯原面より一段低い面として 両者の境界が新所原の南 - 新所村 岡崎の南 - 鷲津 わしず 町の南で交叉するとした。 しかし， 両者は比高 5～10 m で対するので時代的には大差ないものと見て， 新所原面の上段の面と天伯原面とはここでは同列に取扱った。 なぜならば， 比較的追跡の容易な新所原付近では区別できても， 図幅全域にわたって同様な精度で対比することが因難なためである。
[注2]
  後述するように， 図幅内の第四系台地の堆積相は， 三方ヶ原台地を中心とする地域と西浜名地域とに２大別される。 三方ヶ原台地の上部は三方ヶ原礫層に覆われているが， その下部は， 地域によってかなり異った岩相を示しており， 引佐 いなさ 層・ 曳馬 ひくま 層・ 佐浜 さはま 層・三ヶ日層に分けられるが， いずれも同時異相の関係にあり， 一括して浜松累層と呼ばれる。 これに対して西浜名地域では， おもに沿岸水の下の堆積物と思われる砂層が主体となっており， 西浜名累層と呼ばれている。 西浜名累層中には上下２枚の泥層が挾在しており， その中の１枚中には凝灰層が挾まれている。 この凝灰層は， 村櫛 むらくし 半島 [ ← 庄内半島 ? ; 浜名湖の中央東部の半島 ] をへて浜松累層中の凝灰層に対比される。

### I.3 低位 段丘

低位段丘は， 第四系台地の隆起後， 現在の主要河川に沿い， 上下２段にわたって発達する。 おもに見られるのは， 北東部の都田川流域， 三ヶ日町周辺， 下尾奈 しもおな [ ← 猪鼻湖の西岸 ] 周辺， 知波田村， 入出 いりで 村 [ ← 知波田村の南東方 ] ， 新所 しんじょ 村， 鷲津 わしづ 町， 三方ヶ原台地の天竜川沿いの縁辺部などである。 各段丘面の高度は台地面の傾斜にほぼ平行して変化している。 各開析谷内に発達する低位段丘面の高度を第 1～4 表に示す。 これらの地域に発達している各段丘は必ずしも同時の面とは限らないし， また細かくは各段ごとにいくらか局地的な 交又 [ ← 交叉 ? ] がみられる。

### 第 1 表 引佐町以東の都田川流域における各段丘面の高度（m）

  地域 → 段丘面 ↓ | 気賀 きが 町 | 金指 かなさし 町 | 一色 いっしき ・ 吉影 よしかげ | 中野 | 川山 かわやま
  低位段丘面（下） | 10 - | 10～15 | 10～20 | 20～30 | 30 +
  低位段丘面（上） | 10～15 | 15～20 | 30～40 | 35～40 | 40～50
  高位段丘面 | 30～40 | 50～60 | 60 | 70 | 80～90
  基盤下断面 |  |  |  | 40～50 | 60
  基盤山頂 |  |  | 100 - | 103 | 124

### 第 2 表 三ヶ日町周辺における各段丘面の高度（m）

  地域 → 段丘面 ↓ | 福長・ 平山 | 三ケ日町 | 大谷 | 野地・ 都築 [ ← 都筑 ? ] | 大崎 | 鵺代 ぬえしろ | 下尾奈 しもおな | 上尾奈 かみおな
  低位段丘面（下） | 10～25 | 7～10 | 15～20 | 7～10 | ? | 5～10 | 5 | ?
  低位段丘面（上） | 35～40 | 20 ± | 30～40 | 25 | 20 | 15～20 | 15 ± | 20
  高位段丘面 | 50～70 | 40 ± | 50～60 |  |  | 30～40 | 30 | 40～50

### 第 3 表 入出・知波田・新所村付近における各段丘面の高度（m）

  地域 → 段丘面 ↓ | 大知波 おおちば | 青平 あおびら | 太田川畔 | 笠子川畔 | 鷲津町 | 新居 あらい 町
  低位段丘面（下） | 10 | 5 | 10 | 5～10 | 5～10 | 10 -
  低位段丘面（上） | 25～30 | 20 | 20 + | 20 + | 20 | 20
  高位段丘面 | 50～55 | 35 | 30～35 | 30 + | 35 | 30～40

### 第 4 表 天竜川流域における段丘面の高度（m）

  地域 → 段丘面等 ↓ | 浜松市街 | 中沢町 | 島之郷 しまのごう | 谷口 | 下ノ谷 | 半田 | 八町谷 [ ← 八丁谷 ? ]
  天竜川扇状地 | 5 | 5～7.5 | 7.5 + | 9.0 | 9.7 | 10 + | 12.5
  低位段丘（上） |  | 15～20 | 25 | 25 | 30 | 30～35 | 40～50
  高位段丘面 | 30 ± * | 30 | 35～44 * | 40 | 45～50 | 55～60 | 65～70

[ 第 4 表の "*" に関する説明 ]
  浜松城跡は 41.9 m, 養蚕学校の東の台地は 44.4 m あり, いずれも例外的に高台として残っている。

### 図版 4 三方ヶ原の東縁部における中位段丘面上よりみた高位段丘面 （浜松市 東三方町 北藪 きたやぶ 付近 [ 位置不明 ] ）

### I.4 海岸 平野

三方ヶ原台地および西浜名台地は， ともに南縁はほぼ海岸線に平行な急崖をなしており， いわゆる海蝕崖を形成している。 かつその南には主として砂丘よりなる沿岸低地がみられる。 沿岸低地の幅は 東の天竜川沿いでは幅 5 km におよぶが， 西方に行くにつれて狭まり， 西浜名地域では 150 m になっている。 この現象は， 現 浜名湖口の砂嘴の発達状況からも推定されるように， 西方からの沿岸流の作用によるものと思われる（第 2 図）。 すなわち， 沿岸低地の幅は， 沿岸流が天竜川の河流によって沖合に方向を変えられる結果， 天竜川に近づくにつれて広くなっている。

### 第 2 図 浜名湖口の変遷図

[ 第 2 図に関する注意書き ]
  外海との境をなす浜名湖の「今切口」の最深部の移動状況
    大正 13 年より昭和 4 年まで : 80 度方向に 340 m
    昭和 4 年より昭和 24 年まで : 100 度方向に 450 m
    大正 13 年より昭和 24 年まで : 90 度方向に 750 m （一年平均の移動量は 30 m）

砂丘は沿岸低地の大半を占めて発達しているが， とくに三方ヶ原台地の南側では６列に及んでいる（加藤芳朗， 1957）。 砂丘列の中， 台地に近いものほど高度が高い。 たとえば 雄踏 ゆうとう 町 西脇 [ 位置不明 ] では約 20 m に及ぶものが見られるほか， 雄踏町の中心部にも 10 m 以上の砂丘が残っている。 そのほか， 高塚町 [ 位置不明 ; 佐鳴湖の南方 2 km ? ] の東海道線の南側には最高 5 m 位のゆるい砂丘が発達している。 これら砂丘列の間の低地には（旧河川の流れの名残を留めて）， 蓮池 [ 位置不明 ] や沼田池 [ ← 佐鳴湖の南東方 3 km ] などの砂丘列に平行に延びた溜池ができている。 砂丘列の最北端のものの中には， 台地の開析谷の出口をふさいでいるものがあり， 特に [ 佐鳴湖の南岸の ] 入野部落では河川をせきとめて 佐鳴湖 さなるこ を形成している。

天竜川扇状地は， 三方ヶ原台地とその東方の磬田原台地との間， 東西約 10 km， 南北約 23 km におよぶ広大なる地域を占めて発達している。 天竜川は， この扇状地の中央東寄りに綱の目状に流下して遠江灘にそそいでおり， その河口は三角洲を形成している。

### I.5 浜名湖

図幅の中央部の大半は浜名湖によって占められている。 浜名湖はその周囲約 126 km， 面積 72 km2， 水深は浅く， ほとんど 10 m 以下である。 水深は北部ほど深く， 湖水は， 今切ロと呼ばれる砂嘴によって 300 m 内外に狭められた湖口から， 遠江灘に開いている。 湖の中央には， 北部の古生層山地の走りとほぼ平行した 村櫛半島 [ ← 庄内半島 ? ] が， 北東から南西方向に突出している。 また北西部の猪鼻湖を形成している大崎も， 古生層山地とほぼ平行している。 湖の最深部は村櫛～大崎両半島の中間にあり， この方向も古生層山地の走りと一致する [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  加藤芳朗（1956）は浜松累層中に発達する斜交層理の方向を統計的に調査した結果， 古 天竜川の扇状地が 古生層山地の縁辺に沿って 北東から南西方向に発達したことを推定している。 また, 三方ヶ原台地の北西縁に沿って古生層の残丘が点在しており， その中に囲まれた内浦 [ ← 浜名湖の東岸の「内浦」 ] は比較的水深が深いことで有名であるが， これは興味のある現象である。

湖水はいわゆる汽水であって， 湖底における塩素量は 16～17 mg / l を示す高鹹水であるが， 表面水は 8～10 g / l の塩素量をもつ中鹹水である事が知られている（本島公司・牧真一， 1958）。 湖の南部には今切口からの海水の流入があるが， これに反して北部では， 都田川をはじめ数本の河川水の流入があり， 両者の消長による塩素量の変動がかなり大きい， 溶在酸素は 10 m 層において 7 月と 9 月にまったくなくなり， 夏季の停滞無酸素圈を作るとともに H2S の発生が認められている。

### 第 3 図 浜名湖の等水深線および底質図（本島公司・他（1958）原図 ; 軟体動物採集地点は土隆一（1957）， 有孔虫採集点は 石和田靖章（1958）による）

底質は湖の南部では砂質， 北部では泥質であるが， 泥質帯に属する村櫛の支湾では， その湾口部に相当する村櫛部落の沖合 1.7～1.8 km において， ボーリングの結果, 水深 1 m の所で， 表面はシルトであるにもかかわらず， 6 m まで砂， 以下 15 m まで礫の存在が認められている [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  村櫛村公民館において得た資料によれば， 同地点よりしゆんさく埋立した際に， 下記の軟体動物とともに鯨の骨を 2 個， 鹿骨を 1 個が産出している。
    Appollon (Biplex) perca (PERRY) , Caronia sauliae (REEVE), Tonna luteostoma (KüSTER), Strombus (Laebistrombus) japonicus REEVE., Asprella (Endemoconus) cf. sieboldi (REEVE), Fusitriton oregonensis (REDFIELD) var., Fusinus perpulexus (A. ADAMS), Dentalium hexagonum GOULD, Volsella nipponica OYAMA, Anomia lischkei DAUTZENBERG et FISCHER, Chlamys nipponicus KURODA, Serpulorbis sp.
  これらの貝類は浅い内湾性の貝と比較的深い上浅海の貝とが混合しており， その一部は湖底の洪積層からもたらされたものと推定される。
  また, 前記の鯨の骨 1 個は東京上野国立博物館に保存してある。

浜名湖に棲息する現生生物については， 土隆一（1957）の軟体動物， 石和田靖章（1958）の有孔虫の調査報告がある。

土は浜名湖の軟体動物の分布とその遺骸についての調査を行ない， 次のような３つの群集を認めている。

  1) Fulviocingula nipponica, Haloa rotundata, Brachidontes senhousia 群集
  2) Cylichnatys striatus, Anadara subcrenata 群集
  3) Umbonium moniliferum, Batillaria zonalis, Moerella juvenilis, Mya japonica 群集

1) の群集は陸水の影響のある都田川の河口部， 伊佐見 いさみ 支湾 [ ← 浜名湖の東側の 和地 わじ 村を最奥とする湾 ? ] にみられる。 この群集のうち Brachidontes の退骸はおびただしい数におよび， 付近の汀線に打上げている。 2) の群集は湾央の泥質部にみられる。 また 3) の群集は湖の南部の砂質底部に分布する。 以上の群集のほか Macoma incongrua (V. MARTENS) は全体にわたって分布している。 波部忠重（1956）によれば 日本の内湾にはほとんど例外なく Theora lubrica GOULD が棲息しており， その産出量によって内湾度を測定できると言われているが， にもかからず浜名湖においては 波部忠重によって弁天島の南東に数個体が認められているのみである。 この事実は 古 浜名湖時代の堆積物中に Theora lubrica GOULD, Anadara granosa (LINNÉ), Rhaeta yokohamensis PILSBLY などが多数産出していることと対称して 興味ある現象である（第 5 表）。

### 第 5 表 浜名湖産の現棲貝類の分布（土隆一（1957）原図）

  採集地点名 → | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 | A
  …

[ 第 5 表に関する注意書き ]
  数字は遺骸個体数, 括弧 "()" 内は生貝個体数
  採集地点 A の記号は, C : 普通, R : 稀, fr : 破片

石和田靖章（1958）は浜名湖産 有孔虫の調査を行ない， 沿岸亜相， 漸移相， 浜名湖固有相に分析し， 浜名湖固有相をさらに３分している。

沿海亜相は湖口部の今切付近（ [ 第 3 図の ] F7）にのみ見られるもので， Pseudononion japonicum ASANO, Elphidium subgranulosum ASANO, Rotalia beccarii (LINNE) var. A, よりなる。

漸移相は湖口部の北方に接する湖南端部（F6, 12）にみられ， そのおもな産出種は Reophax sp., Goesella iizukae TAKAYANAGI, Ammobaculites exiguus CUSHMAN et BRONNIMANN, Textularia sp, Rotalia beccarii var. A, Anomalina hamanakoensis lSHIWADA などである。 このほかに F6 点には直接外洋から流入したものと思われる Quinqueloculina costata d'ORBIGNY, Q. contorta (d'ORBIGNY), Q. seminula (LINNÉ), "Triloculina oblonga" (MONTAGU), T. trigonula (LAMARCK), Nonion boueanum (d'ORBIGNY), Pseudononion japonicum ASANO, Elphidium advenum (CUSHMAN), E. jenseni (CUSHMAN), Eolivina robusta BRADY, Planulina wuellerstorffi (SCHWAGER), Hanzawaia nipponica ASANO, Globigerina bulloides d'ORBIGNY, G. eggeri RHUMBLER などが見られる。

浜名湖固有相は以下の３亜相に分けられる。

  1) Haplophragmoides 亜相，
  2) Rotalia beccarii var. A 亜相，
  3) Haplophragmoides - Trochammina 亜相

1) の亜相は和地支湾 [ = 伊佐美支湾 ? ] にみられ（F8～11）， Haplophragmoides canariensis (d'ORBIGNY) を主とし Rotalia beccarii (LINNÉ) var. A, R. beccarii aomoriensis ASANO, Trochammina globigeriniformis (PARKER et JONES) などを伴う。 2) の亜相は停滞期無酸素層に覆われる湖北部の深部湖底に産し（F2, 3）， Rotalia beccarii (LINNÉ) var. A を主とし， Trochammina glogigeriniformis (PARKER et JONES), Haplophragmoides canariensis (d'ORBIGNY) を伴う。 3) の亜相は， Haplophragmoides cannariensis (d'ORBIGNY) を主とし Trochammina globigeriniformis (PARKER et JONES) を伴う湖南半部（F4, 5）の群集と， これに Millettella rotunda lSHIWADA を伴う 引佐細江 いなさほそえ 支湾奥（F1）の群集と Trochammina globigeriniformis (PARKER et JONES) を主とし Haplogragmoides cannariensis (d'ORBIGNY) を伴う引佐細江支湾央部（F4, 5）の群集とが， これに含まれる。 浜名湖固有相の群集は Rotolia beccarii group を除けば ほとんど砂質穀有孔虫類から構成されている。 また， 石和田はこれら群集型の分化と底質との間に相関関係はなく， 塩素量の変動がその要因になっていると推定しているが， 湖北部の黒色泥底部は酸化還元電位も低く， 有孔虫の数も灰色泥底部にくらべて少ないことを認めている（第 4 図）。

### 第 4 図 浜名湖の有孔虫相（石和田（1958）による）。
A : 沿海亜相, B : 漸移相, C1～C3 : 浜名湖固有相

[ 第 4 図の見出しの英語表記 ]
  Foraminifera facies in Lake Hamana-ko
    A : Open coast subfacies
    B : Transitional facies
    C : Hamana-ko proper subfacies
      C1 : Haplophragmoides subfacies
      C2 : Rotalia beccarii var. A subfacies
      C3 : Haplophragmoides - Trochammina subfacies

## II. 地質

### III.1 地質概説

本図幅地域の地質は， 大別して， 北部山地を形成する古生層と， これを不整合に覆い， その南方に台地状に展開する第四紀層とからなる。

古生層は， 北方の「三河大野」図幅地域内に広く分布する三波川帯 [ 白亜紀 ] ・御荷鉾帯 [ ジュラ紀 ] の延びおよびその北限を画する中央構造線に平方な， WSW - NEN の一般走向を示す [ 意味不明 ; WSW - NEN は屈曲した方向を示すことになる ] 。 「三波川・御荷鉾帯」に属する緑色岩類（御荷鉾緑色岩類）は， 本図幅の北西隅の小地域にわずかに現われ， 南に広く分布する古生層とは断層で接する。

当地域の古生層は， 砂岩・粘板岩・チャート・輝緑凝灰岩よりなるが， 全域を通じてチャートが多い。 大局的に見て， 砂岩は南部に多く， 北部に少ない。 この岩相上の差異によって， 北部の地層を井伊谷層 [ ← 砂岩が少ない ? ] ， 南部のものを都田層 [ ← 砂岩が多い ? ] とする。

これらの古生層は， 第四紀層または崖錐堆積物に覆われた低平な山地を形成しているために， 露出が悪く， かつ鍵層も少なく， 連続した層序断面を得にくいが， 井伊谷層に含まれる石灰岩中に紡錘虫化石を産し， これによって， 同層は下部二畳系の上部に対比される。 また， 同層と整合関係にある都田層は， 下部二畳系の下部あるいは中部二畳系とみられる [ ← 本図幅地域内では見掛け上は井伊野層が上部で都田層が下部だが, 地質時代の順序は逆かもしれない ? ] 。

なお， 井伊谷層の分布地域の中部にも， 御荷鉾緑色岩類に類似した緑色岩類（ 摩詞耶 まかや 緑色岩類）が分布する。

これら古生層山地の間を埋めて第四紀層の台地が存在する。 台地はその最上部には赤色のローム状の赤土層を 1～数 m 戴いているほか， 台地を削る開析谷中には低位の段丘礫層の発達が認められるが， 赤土層の直下には台地面を形成した三方ヶ原礫層と， これに局部的に不整合面で接する河口性～内湾性～沿岸水性の礫層・砂層・泥層よりなる 浜松累層および西浜名累層が存在する。

浜名湖を中心として湖の西岸から渥美半島にかけては， 沿岸水性のルーズな砂層を主体とし， この中に礫層や内湾性の泥層を挾在する西浜名累層が発達する。

これに反し， 湖の東側には， 上部に古 天竜川扇状地である三方ヶ原礫層を戴き， 下部に内湾性または河口性の泥層を主体とし， 地域によって砂層・礫層・泥層の互層に移化する浜松累層が発達する。 浜松累層は西から， 古生層山地を埋めた三ヶ日層， 古 浜名湖の中心と思われる泥層を主体とする佐浜（泥）層， 古 天竜川の三角洲砂礫層を主体とする 曳馬 ひくま （砂礫）層， 古 天竜川の三角洲の側背面の発散部に相当する砂・礫・泥互層よりなる 引佐 いなさ 層の４層に分けられる。 これら下位層と上位の三方ヶ原礫層との関係は本質的には上下関係にあり， ところどころに不整合面を認めることができるが， 堆積物の供給源である台地の東縁部に近づくにつれて， 泥層は漸次 砂礫層中に尖滅するなど， 随所に両層間に inter-finger 現象が認められる。 浜名湖を隔てた浜松累層と西浜名累層の関係は， 両層の中に挾在する酸性凝灰岩層によって， 対比することができる。

佐浜泥層中には内湾性の貝化石を多産することが知られているが， 泥層の中部に介在する礫層からは Palaeoloxodaon namadicus naumanni MAKIYAMA [ ← Palaeoloxodon namadicus naumanni MAKIYAMA ? ; ナウマンゾウ ] の骨および歯の化石が次々と発掘されていることは有名である。 これらの化石の内容から本図幅内の第四紀層は， 東方に隣接する磐田原・牧ノ原・ 有渡 うど 山 [ ← 静岡市にある「日本平」を山頂平坦地とする山 ] の第四紀層に対比され， その時代は更新世中期から後期に及ぶと推定される。

### 第 6 表 浜名湖周辺における地層区分

  地域 → 時代 ↓ | 西浜名地域 | 三ケ日地域 | 佐浜地域 | 浜松地域 | 引佐地域
  第四紀 | J3 | 段丘礫層（5 m ±）
  赤色ローム層（2 m ±）
  J2 ︙ J1 |
  新居層 （沿岸水性 砂・礫層 ; 80 m ±） | 三方ヶ原礫層（0～30 m +）
  三ケ日層 （強内湾性 泥・礫層 ; 20～30 m） |
  佐浜層 （中内湾性 泥層 ; 20～25 m） |
  曳馬層 （河口性 砂・礫層 ; 20～60 m） |
  引佐層 （強内湾性 砂・泥・礫層 ; 30～70 m）
  ↑ 西浜名塁層 | ↑ 浜松塁層
  古生代 | 井伊ノ谷層 [ ← 井伊谷層 ] （摩訶耶緑色岩類）
  都田層

### III.2 古生界

古生層は， 洪積層またはそれから移化する崖錐状堆積物に覆われた， 低平な山地を構成することから当然予測されるように， 露出が良くない。 古生層には適当な鍵層が少なく， また大きな谷は断層に基因するものであるため， 連続した層序断面は得られないが， 全般的にみて， チャートの多いことは当地域の古生層の特色といえる。 砂岩は， 北部には非常に少ないが， 南部では非常に多い。 反対に， 輝緑凝灰岩は北部に多く， 南部では非常に少ない。 これらのおもな岩相上の差異によって， 北部のものを井伊谷層， 南部のものを都田層とする。

これらの古生層は， 西南日本外帯の一般方向の ENE を一般走向とする。 一般走向に斜交する断層によって， 数個の地塊に分かれている。 [ 本図幅の北隣の ] 「三河大野」図幅内の都田川に沿った断層以西では， それらの境界線のおもなものは以下の通りである。

1. 三河大野図幅内の奥山 [ ← 栃窪の西北西方 3 km ] と当図幅内の 栃窪 とちくぼ と 金指 かねさし とを結ぶ線
2. 風越 かざこし 峠と 下気賀 しもきが とを結ぶ線
3. 三河大野図幅内の富岡 [ ← 平山の北方 3 km ] - 平山 - 三ヶ日を通る断層（三ヶ日断層）

これらによって分けられた地塊を， 東から， 以下の名前で呼ぶ。

  [ 境界線 1 以東 ] | : 都田 - 井伊谷地塊
  [ 境界線 1 と 2 の間 ] | : 蔚ヶ峰 [ ← 尉ヶ峰 じょうがみね ? ] 地塊
  [ 境界線 2 と 3 の間 ] | : 摩詞耶 まかや 地塊
  [ 境界線 3 以西 ] | : 平山地塊

#### II.2.1 井伊谷 いいのや 層 [ Il, Ic, Is, Iv ; 以下の [注] 参照 ]

[注]
  井伊谷層の岩相の記号の意味は以下の通り
    Il : チャート・粘板岩および砂岩
    Ic : チャートおよび粘板岩
    Is : 石灰岩
    Iv : 塩基性火山岩および凝灰岩

[ 本図幅の北隣の ] 「三河大野」図幅の南東部から引続いて， 「浜松」図幅地域内でも， 古生層地域の北半を占めて， 広く分布する。 三ヶ日断層以西のもの [ = 平山地塊 ] は， 東方の模式的なものとはやや岩相が異なる。

#### [ II.2.1.1 ] 模式的な井伊谷層

主体をなすものはチャートおよび粘板岩であるが， そのうちでもチャートがとくに優勢である。 砂岩は， ほとんどみられない。

このほか， 輝緑凝灰岩もかなり多い。 大きくみて， 東部では， 輝緑凝灰岩の優勢な部分は３帯をなしている。 輝緑凝灰岩は， 所によっては， 赤色・チョコレート色・緑色などの凝灰質粘板岩に移化する。 凝灰質粘板岩は， 輝緑凝灰岩が厚く発達する所では少なく， 輝緑凝灰岩層の上・下端や， 粘板岩・チャートに移化する部分に多くみられ， また， 井伊谷層のうちでも見掛けの下部， すなわち都田層に漸移する部分に多い傾向がある。 輝緑凝灰岩は， 伊井谷層の特色をなすものであって， 南方の都田層の分布地帯にはほとんどみられない。 例外的な場合として， 都田の南東方， 三方ヶ原台地の北縁に， 輝緑凝灰岩とチャートとの互層が分布する。 これは， ENE の一般走向を有し， この方向に国鉄 二俣線沿いに追跡すると， [ 本図幅の北東隣の ] 「秋葉山」図幅 [ ← 国土地理院の図幅名は「天竜」 ] の南西端の岩水寺の輝緑凝灰岩・石灰岩に富んだ井伊谷層につながることがわかる。 したがって， 三方ヶ原台地の縁の輝緑凝灰岩も井伊谷層のメンバーであり， 都田川を挾んでその北方の都田層とは走向断層で境されるものと結論される。

井伊谷層分布地域内の緑色岩類は， 野外で輝緑凝灰岩とは区別が困難である。 地質図で摩詞耶緑色岩類としたもののなかに， 井伊谷層に属する輝緑凝灰岩が含まれる可能性は充分にある。 しかし， その大部分は， 輝緑岩質岩石を主とし， 斑糲岩質を伴い， まれに蛇紋岩をも含んでおり， 御荷鉾緑色岩類に岩質が類似する。 したがって， これを摩詞耶緑色岩類として， 別に扱う。 ただし， 三ヶ日層以西の平山地塊の南部， 坂本 [ ← 本坂 ? ] から上尾奈に致る峠付近に露出するものは， 大部分が輝緑岩質であるが， 斑糲岩質の部分はみられない。 その内部には， 厚さ 10 m 位の粘板岩が挾まれている。 この輝緑岩を西に追跡すると， チャートと互層するようになり， 次いで消失する。 またこの輝緑岩体の付近には， 赤色の凝灰質頁岩の転石も少なくない。 この緑色岩体は古生層に属することは疑いの余地はないので， 摩詞耶緑色岩類に含めない。

一般傾向として， 輝緑凝灰岩は， 東部では著しいが， 西に次第に哀え， 三ヶ日断層以西ではとくに貧弱になるが， さらに西の「豊橋」図幅内ではふたたび顕著になるようである。 チャートのうちには， 細かく成層した正常の bedded chert のほかに， 石英粒の集合体とでもいえるような外観を呈するものが多く， このような場合には数多くの石英の細脈に不規則に貫ぬかれている。

石灰岩は， 輝緑凝灰岩に密接に伴って産する， 非常に固く， やや片状をなし， 結晶質である。 たいていは， 20～30 m 以下の厚さの小レンズで延長方向への連続性に乏しいが， 都田 - 井伊谷地塊の中部凝灰岩帯の西端にあたる栃窪付近のものは， 厚さ数 10 m 以上で， かなり連続性を有する。こ の中部凝灰岩帯は， 都田 - 井伊谷地塊において， もっとも石灰岩に富む。 すなわち， 北方の「三河大野」図幅地域内の井伊谷地塊において， 当帯が， 連続性のある厚い石灰岩を多数含むことが， 知られている。 しかし， 中部凝灰岩帯を西方に追って， 当図幅地域内の蔚ヶ峰地塊にはいると， 石灰岩は少なく， きわめて小さなレンズが２カ所でみられたにすぎない。 その西の摩詞耶地塊では， 只木 ただき [ ← 風越峠の西方 2 km ] 付近に多くの石灰岩レンズが集まっている。

#### [ II.2.1.2 ] 三ヶ日断層以西の井伊谷層

三ヶ日断層以西の平山地塊の北部にも， 広く井伊谷層に相当する地層が分布し， 東の地域と同様に輝緑凝灰岩を含む。 しかし， 輝緑凝灰岩の上下の地層には砂岩が少なくなく， この点で東の各地塊の模式的な井伊谷層とやや異なっている。

輝緑凝灰岩層は， 平山の北西約 2 km の山腹から中山峠 [ ← 図幅地域北西隅 ] にかけて連続し， 赤色凝灰質頁岩や赤色チャートなどの挾みを含めて， 厚さ 100 m 内外とみられ， 西方の「豊橋」図幅地域に続くものである。 この輝緑凝灰岩に伴って， 厚さ 20～30 m 位の石灰岩レンズが含まれる。 非常に化石に乏しいが， 平山の北西の２カ所から以下の化石を産した。

  Pseudofusulina sp. (cfr. vulgaris ?)
  Pseufofusulina sp.
  Schwagerina spp.

化石は非常に保存が悪く， 化石の個体数も少なく， 風化面で化石が認められても， 切断して薄片にすると化石が認められない場合がある。 したがって， 化石の同定は容易ではないが， 筆者の検討した限りでは， 上記のように Schwagerinid のみがみられ， Neoschwagerinid はまったく認められなかった。 したがって， この化石群は二畳紀を示すことは言うまでもないが， おそらく， 古期二畳紀の後期の Pseudofusulina vulgaris zone 位のものといえよう。

板築山 ほおずきやま [ ← 三ケ日町の市街の西南西方 2 km ] の西方にも， かなり連続する輝緑凝灰岩が２枚発達する。 そのほかの地域の輝緑凝灰岩は薄く， 連続性に乏しいようである。

砂岩に富む岩相は， ２帯に分かれて分布する。 一つは平山の北西に分布するもので， 当地塊の井伊谷層の， 見掛けの上部をしめる。 もう一つは， 板築山付近に見られるもので， 当地塊における井伊谷層の， 見掛けの下部をしめる。 いずれも， チャートと砂岩・粘板岩と輝緑凝灰岩とが共存する。 とくに， 板築山付近のものは， その岩相においても， 下位の都田層への漸移の状態においても， 東方の各地塊における井伊谷層の都田層への漸移部（井伊谷層の最下部）に， よく類する。 これから判断して， 板築山地域およびその北方に分布する地層は， 井伊谷層であると結論できる。 したがって， 当地塊の井伊谷層は， 砂岩に乏しい模式的な井伊谷層が， 西方に次第に砂岩の量を増した， 側方変化の異相を表わすものと考えられる。

なお， 比較的粗粒な砂岩で， 黒色粘板岩の小パッチ（長径 2～3 cm 以下）を多数含むものが， 平山付近にみとめられる。

#### II.2.2 都田 みやこだ 層 [ Mc, Ms, Ml ; 以下の [注] 参照 ]

[注]
  都田層の岩相の記号の意味は以下の通り
    Mc : チャート
    Ms : 砂岩および粘板岩
    Ml : 砂岩・粘板岩およびチャート

古生層地域の南半部を占め， 広く分布する。 その延長は， 北東方の 「三河大野」図幅内 [ ← 三河大野および秋葉山図幅内 ? ] では， 北流する都田川沿いに分布し， これに基づいて同図幅で始めて都田層の名が用いられた。

主体をなすのは砂岩とチャートおよび粘板岩であり， これらはほぼ等量に含まれる。

砂岩の優勢な部分とチャートの優勢な部分とは交互に重なり合っている。 このことは， 都田 - 井伊谷地塊の南端部に明瞭に観察される。 すなわち， 井伊谷層の下限とされるチャート層の下位に， 本層の上限をなす厚い砂岩を主とする地層がくる。 本地域の最南端部， 金指と都田との中間で南に突出する部分には， さらにその下位のチャートが現われる。 この付近では， 地層の傾斜が緩いので， チャートと砂岩とが， おのおの， 広い分布地域を占めるために， 両者が交互に累積する有様が明瞭にみられるのである。 しかし， 以西の地塊では， 地層の傾斜が急なため， おのおのの分布面積が狭く， かつ， チャート層 - 砂岩層の組合せが， 何らの個別的な特色ももたずに， 幾組も重なっている。 このこと， および チャートが横に岩相を変えてチャート・粘板岩互層ないし粘板岩に移化することのために， 都田層をチャートを主とする層と砂岩を主とする層とに細分することは， 一部についてしかできなかった。 しかし， 全体としてみると， （見掛けの）下位になるほど砂岩が多くなる傾向があって， とくに 蔚ヶ峰 [ ← 尉ヶ峯 じょうがみね ? ] 地塊の最南端・ 寸座 すんざ 南方の半島（崎山半島）や， その南の 館山寺 かんざんじ の近傍の 大草山 おおくさやま の北部に， 著しく砂岩が発達し， また三ヶ日断層以西でも， 瀬戸 [ ← 猪鼻湖の南岸 ] 付近から 宇津山 うつやま [ ← 瀬戸の南西方 2 km ; 松見ヶ浦の東岸 ] 付近にかけても著しい。 これらの一部の地域だけについて， 地質図上に砂岩を主とする部分 [ ← Ms ? ] を分けて示してあるのは， 上述の傾向を示すためのものでもあり， また古生層地域全体の構造の傾向を示すのにも便利であるからでもある。

赤色のいわゆる放散虫チャートは， 本層には一般に少ないが， 例外的なものとして， 館山寺によく発達している。

#### II.2.3 古生層の地質時代

先に述べたように， 井伊谷層は， そのなかの石灰岩レンズから産出する 紡錘虫化石 Pseudofusulina や Schwagerina の示すように， 下部二畳系上部に属する。

井伊谷層と都田層との層位関係については， 図幅地域内に関する限り， 見掛けのうえだけでいえば， 井伊谷層が上位を， 都田層が下位を占めるように思われる。 東方 [ ← 北東方 ] の「秋葉山」図幅や北方の「三河大野」図幅地域内でも， 同様に， 都田層が下位を占めるような構造の所が多いが， 「三河大野」図幅内では， 都田層の変成相と考えられる石神帯の結晶片岩が 井伊谷層の上に乗るような構造が知られている。 いずれにせよ， 井伊谷層と都田層との真の上下関係は断言できないが， 両層は整合に重なり合い， かつ漸移する。 したがって， 下部二畳系上部の井伊谷層から引続いた都田層は， 下部二畳系下部ないし中部二畳系に属するものとみられる。

#### II.2.4 古生層の構造

#### [ II.2.4.1 ] 褶曲構造

古生層の一般走向は， 西南日本外帯の方向性に一致して， ENE で， 傾斜も 50°N 内外のやや高角度のことが多い。 しかし， 都田 - 井伊谷地塊や摩訶耶地塊の一部では， 地層は 20°内外またはそれ以下の低角度で， 所によっては北方に， 所によっては南に傾き， 小きざみにうねりながら， 全体としては北に傾いた構造をなすものである。 このような構造も， その北方や南方では次第に 50°内外のやや高角度傾斜の構造に移り変わる。

低角度の傾斜をもつ緩い構造のみられる実例は， 摩訶耶地塊では， 三ヶ日の裏山から， その北東方の大谷の西の山麓にかけて分布する輝緑凝灰岩である。 この傾斜は一定でなく， 三ヶ日のすぐ北西では 30°以下で南に傾き， 地層の傾斜が地形の傾斜方向に一致するため， 厚さ数 10 m 以下にすぎない層が 200～300 m 以上の幅をもって露出している。 しかし， 北東方に地層を追って行くと傾斜は 20°N に変わる。 地層を地形図にプロットしてみると， 全体としては水平に近いような低角度で北に傾いていることがわかる。

もう一つの良い例は， 大谷の北部（「上」という部落 [ ←「上」の読み方不明 ] ）の北東の山腹にみられる。 すなわち， 輝緑凝灰岩や粘板岩の部分は凹んでおり， それを挾むチャートは突出した崖をなして水平に延々と分布する様が遠望される。

ここから北方に向かって尾根を越えた只木の部落から東北方向の風越峠に至る道路沿いに， 石灰岩が露出している。 この石灰岩の傾斜方向は一定していないが， 角度は常に 10～20°の低角度で， 大きくみると， 水平に近い分布をなしている。 只木付近には多くの石灰岩レンズがあるが， いずれも山腹の中腹以下に， 大部分は谷底に露出しており， これらは只木の谷の低地を占める輝緑凝灰岩のなかに含まれるものであり， 石灰岩のみならず， 輝緑凝灰岩層全体が非常に低角度の傾斜をなすことがわかる。

都田 - 井伊谷地塊北端部における都田層上部の砂岩や， その上に重なる井伊谷層下部のなす低角度構造は， 都田層の項に記したとおりである。 都田から北西方向に山を越えると， 井伊谷層下部の輝緑凝灰岩は北山腹にも南山腹にも現われ， 山頂部には輝緑凝灰岩の上にのってチャートが露出する。 さらに， この輝緑凝灰岩は， 峠の南西にも現われ， 南山腹や北山腹のものと一続きの層をなしている。 この付近でも， 低角度の傾斜の所では， 傾斜の方向は一定でない。 北方「三河大野」図幅地域にはいると， 北落ちでやや高角度の傾斜が優勢になる。 第 5 図および第 17 図に， 低角度傾斜の地域の断面を， 概念的に示す。

### 第 5 図 摩訶耶地塊の模式的断面。
sch : 輝緑凝灰岩, ch : チャート・粘板岩, ls : 石灰岩

### 第 17 図 都田 - 井伊谷地塊の模式的断面。
sch : 輝緑凝灰岩, ch : チャート・粘板岩, ss : 砂岩・粘板岩

#### [ II.2.4.2 ] 断層

図幅の北西隅にあたる三ケ日の北方では， 御荷鉾緑色岩類と古生層とは， 古生層の一般方向に平行な， 東北東 - 西南西の断層で境される。 この断層は， 三ヶ日付近を北西 - 南東に走る斜交断層（三ヶ日断層）によって切られ， 斜交断層の東側は， 西側に対して， 相対的に約 2 km だけ南方にずれる。 この走向断層 [ 以下の [注] 参照 ] は， 地形にも明瞭に表われている。

[注]
  しかし， 1) この断層以南の古生層分布地帯中にも， 御荷鉾緑色岩類と本質的に変わらない摩訶耶緑色岩類が分布すること， 2) 古生層の一部， とくに北部の井伊谷層がかなり「千枚岩化」していること， などからみて， 上記の走向断層は， 北方の結晶片岩地帯と 南方の非変成古生層地帯とを画然と分ける大構造線とは言いがたい。 後で述べるように， 「御荷鉾緑色岩類」の分布地帯の岩石と古生層分布地帯の岩石とは， 本質的には連続的とみなしうる。

三ヶ日断層は， 当地域の古生層の地質構造上， かなり大きな意義をもつ。 すなわち， 西側の平山地塊における井伊谷層の褶曲構造は， 東側の摩訶耶地塊における井伊谷層の褶曲構造とは， 著しく異なる。 前者は高角度の傾斜をもった褶曲構造をなし， 後者は傾角度の褶曲構造によって特徴づけられる。 このほか， 両地塊の地質の差異としては， 次の点も注目される。 すなわち， 摩訶耶地塊では， 緑色岩類（摩訶耶緑色岩類）が分布し， 井伊谷層の千枚岩化が著しいのに対し， 平山地塊では緑色岩類は発達せず， 井伊谷層の千枚岩化作用も弱い。 したがって， 三ヶ日断層は， 古生層および結晶片岩の褶曲構造の完成後の， それを切る， 地塊運動を起こした単純な斜交断層とは， 考えられない。 断層は， 褶曲運動の後にふたたび活動したことはほぼ確実であるが， 断層運動の始まりは， 古生層の褶曲形成および三波川・御荷鉾変成期の晩期であろう。 なお， 三ヶ日断層の露頭は， 平山の北西約 1.5 km， 才の神 さいのかみ [ 位置不明 ] において， 西方の井伊谷層と東方の御荷鉾緑色岩類とを分かつ断層として， 確認できる。

このほか， 古生層の一般走向に斜交する断層あるいは褶曲構造としては， 風越峠と下気賀を通る南北方向または北西 - 南東方向の線と， 栃窪と金指を結ぶ北西 - 南東方向の線がある。 両線とも， 断層であることを示す露頭はみとめられない， 風越峠 - 下気賀線は， 北部の風越峠付近においては， 両側における古生層の産状の違いにより， 断層の位置は明白に推定できるが， 南方延長は不明瞭となる。 おそらく， 南に向かって枝分かれするのであろう。 栃窪 - 金指線については， 断層のおもな部分の位置は十分に推定できるが， 北西延長（図幅の北端部における位置）は， 具体的に指示できない。 両線とも， それぞれ， 両側における古生層の岩質の違いとして把握されるだけでなく， 低角度褶曲地域と高角度褶曲地域との不連続部でもある。 これら両線による地層の水平的ずれは大きいとは考えられないが， 両線の発生は， 古生層の褶曲に関連して起こった可能性が高い。 なお， 北隣の「三河大野」図幅によると， 問題の両線は， 古生層分布の北限を限る走向断層を切っていないから， 三ヶ日断層（走向断層を明瞭に切る）よりも早期にでき上ったと考えられる。

#### II.2.5 古生層に見られる千枚岩化作用

古生層は， これを走向にそって東北東に追跡すると， 北方の「三河大野」図幅地域や北東方の「秋葉山」図幅地域では， 結晶片岩に移化することが， 明らかにされている。 当図幅地域内について見ると， 古生層のうちの， 軟い岩石， たとえば輝緑凝灰岩・粘板岩・石灰岩は， 一般に千枚岩状を呈する。 局部的には， 三波川帯の結晶片岩を思わせるほど， 片理の強く発達した岩石もある。 また， 古生層地帯北部（井伊谷層）のチャートも， しばしば石英粒が大きくなり， 再結晶の様相を示す。

大きくみて， 千枚岩化作用は， 北部になるほど強まる傾向がある。 この事実は， 当地域の古生層と， その北方の結晶片岩・緑色岩類とは， 単純な断層で境されているとはいえ， やはり， 当地域の古生層が 結晶片岩地帯（「三波川・御荷鉾帯」）と 非変成古生層地帯（秩父帯）との間の漸移帯（弱変成帯）にあたることを表わしている。

なお， 古生層の千枚岩化の著しい地域（三ヶ日断層以東の一部）に， 御荷鉾緑色岩類に類似した緑色岩類（摩訶耶緑色岩類）が古生層中に存在することも， 上記の「漸移帯」としての性格を裏書きする。

千枚岩化作用の程度は， 三ヶ日断層の以東と以西とにおいて， かなり差異がある。 西側の平山地塊では， 千枚岩化作用は弱い。

### II.3 緑色岩類 [ Gm : 御荷鉾 みかぶ および 摩訶耶 まかや 緑色岩類 ]

緑色岩類には， 古生層地帯の北側に広がるものと， 古生層地帯の内部のものとがある。 いずれも， 次のような岩種を含む複合岩体である。

#### 1) 輝緑岩質岩石

緑色岩類の大部分をしめる。 しばしば片理が発達し， 変質が著しい。 輝緑凝灰岩と区別し難い場合が多い。

#### 2) 班糲岩質岩石

輝緑岩質岩石のなかに， 局部的に発達する。 この種の岩石のなかには， 縞状を帯びて， 角閃岩状を呈するものもある。 輝緑岩質岩石と斑糲岩質岩石との関係は， 野外で確認できなかったが， 両者が移り変わるように見える所が多い。

#### 3) 蛇紋岩質岩石

断層にそって， あるいはそのすぐ近くに分布する。 長根 ながね [ ← 三ケ日町の市街の北北西方 2.5 km ] の北方（古生層の北限を画す断層にそう）， 中村 [ ← 大谷の東方 500 m ] の東方（風越峠 - 下気賀線にそう）， 栃窪の南方（栃窪 - 金指線にそう）などにみとめられる。 いずれも分布が狭い。

古生層地帯の北限をなす東北東 - 西南西方向の断層以南， すなわち， 本図幅の北西端に分布する緑色岩類は， 北隣の「三河大野」図幅地域に広く分布する大岩体の一部である。 本図幅でもこれを， 古生層地帯内部の緑色岩類と区別して， 御荷鉾緑色岩類として扱う。

古生層地帯内部に分布する緑色岩類， すなわち， 蔚ヶ峰 [ ← 尉ヶ峰 ? ] の北部の岩体， 摩訶耶より中村の北方にかけて分布するもの， 金指の北西方の岩体などを， 一括して， 摩訶耶緑色岩類とよぶ。

摩訶耶緑色岩類の岩質は， 御荷鉾緑色岩類と同じである。 一般に， 緑色岩類や古生層の輝緑凝灰岩は風化し易く， 露出が悪いため， 摩訶耶緑色岩類の産状や古生層との関係については， 不明の点が多い。

古生層の構造や性質と， 摩訶耶緑色岩類の産出とについては， 次のような大局的な関係がみとめられる。

1. 摩訶耶緑色岩類は， しばしば古生層の構造に順応した形態をとっている。 すなわち， 摩訶耶地塊にみられるように， 古生層が非常に緩く傾斜する所では， それにほぼ順応して， 緑色岩類の岩体も非常に緩く傾いた形をなしている。 一方， 蔚ヶ峰 [ ← 尉ヶ峰 ? ] 地塊や摩訶耶地塊にみられるように， 古生層が高角度の傾斜をなして， 帯状分布を示す所では， 緑色岩類もそれに平行に長く延びて分布する。
2. ただし， 緑色岩類が古生層の構造を切るような産状を示す所も， 局部的にはある。 たとえば， 摩訶耶地塊の， 大谷の北方へ， 輝緑岩の小岩体は， 中角度の傾斜を示す古生層（緑色岩や輝緑凝灰岩を含まない）を切る、 水平に近い小衝上断層にそった， 迸入体のような産状を示す。 この場合は， 古生層の褶曲後に， 断層に沿って迸入したものと考えられるが， 輝緑岩自体にもすべり面があるので， それが断層にそって引きずり上げられたとも， 考えられないわけではない。
3. 摩訶耶緑色岩類は， 古生層の千枚岩化の著しい地域だけに分布し， 千枚岩化の弱い， 三ヶ日断層以西には分布しない。

摩訶耶緑色岩類は， 岩質の一致からわかるように， 本質的には御荷鉾緑色岩類の一員であると結論される。

なお， 地質図に摩訶耶緑色岩類として塗色した部分のなかにも， 古生層の輝緑凝灰岩が混在する可能性がある。

### II.4 第四系

### 第 18 図 浜名湖周辺の第四系地域の区分図

#### [ 付図 第 6 図 「浜松」図幅の周辺の第４紀層の対比図 ]

#### [ 付図 第 8 図 「浜松」図幅の第４紀層露頭の位置図 ]

#### [ 付図 第 9 図 浜松図幅の第四紀層構造の断面図（断面の位置は第 8 図参照） ]

#### [ 付図 第 12 図 1 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 1 ]

#### [ 付図 第 12 図 2 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 2 ]

#### [ 付図 第 12 図 3 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 3 ]

#### [ 付図 第 12 図 4 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 4 ]

#### [ 付図 第 13 図 1 浜名湖北岸の三ヶ日町 - 引佐町 - 都田町間の第４系の柱状対比図 1 ]

#### [ 付図 第 13 図 2 浜名湖北岸の三ヶ日町 - 引佐町 - 都田町間の第４系の柱状対比図 2 ]

#### II.4.1 西浜名 にしはまな 累層 [ Nh ]

浜名湖の西岸の 入出 いりで 村・ 新所 しんじょ 村・ 鷲津 わしづ 町・ 新居 あらい 町以西から渥美半島にかけては， 沿岸水性のルーズな砂層を主体とし， これに 比較的よく円磨されたチャート・砂岩などの古期岩類の礫よりなる礫層を局部的に挾むほか， 同地域全域にわたって追跡できる青灰色のシルト質泥層を 1～2 枚を挾み， 浜名湖以東に発達する三方ヶ原礫層・浜松累層とは対称的な岩相を示す。 この含礫砂層に対して加藤（1956）は西浜名累層と命名した。 同層中に挾在される２枚の泥岩は， それぞれ上より鷲津泥岩， 新居泥岩と呼ばれるが， 鷲津泥岩は西浜名地域のほとんど全域にわたって追跡される。 これに対し新居泥岩は， 新居町付近に発達するが， 北西方向に向かい地下に沈下する。 鷲津泥岩中には， かなり明瞭な白色酸性火山灰よりなる凝灰岩薄層が介在しており， 岩相と併せて湖を隔てた [ 後述する浜松塁層の ] 佐浜泥層中の凝灰岩薄層に対比することができる。 西浜名累層の主体を成す砂層は， 成層した淡黄（褐）色 石英質 細～中粒砂よりなり， かなりの雲母粒を含むことなどから， おもに花崗岩質岩石からもたらされたものと思われる。 これら砂は通常は堆積面に平行な層理を示すことが多いが， 粗粒の砂および礫を含む場合には斜交層理を示す場合が多く， 随所で大小さまざまな斜交現象をみることができる。 礫層の礫は， 古生層の基盤に近い 知波田 ちばた 村・入出村の一部を除いては， よく円磨された古生層砂岩・珪岩・チャート・優白質花崗岩等， 古期岩類の礫よりなるが， 所によって斜交層理の著しい場合には角ばることがある。 三方ヶ原礫層に相当する最上部の礫層は， 加藤（1956）により 大倉戸 おおくらど 礫層 [ 以下の [注] 参照 ] と命名されており， いちおう礫優勢相を示すが， 三方ヶ原礫層の発達地域におけるような， 明瞭な礫層を示さない。 白須賀 しろすか [ 町 ] の南方の 潮見坂 しおみざか の付近では， 鷲津泥岩の上下にかなり大規模な斜層理をもった礫岩の挾みがあり， そのうち大きなものは， 厚さ約 8 m， 幅約 450 m に達する。 これら礫層は， 一定速度で流れている沿岩流の影響下に堆積した， 淘汰のよい細粒砂層の中に， 舌状に延びた流出河川の三角洲堆積物の周縁相と見なされる。 一方， 泥岩は北東方向に次第に発達を見せ， 鷲津町付近で最も厚く， 10 m 以上に達する。

[注]
  地質図幅では [ 大倉戸 おおくらど 礫層は ] 三方ヶ原礫層 [ Mg ] として [ 西浜名塁層とは ] 別に図示した。

### 図版　5 浜名郡 湖西町 元町 [ ← 潮見坂の東方 500 m ] 付近の西浜名累層の小礫交り砂層（ [ 付図 第 8 図で示している ] 地点 37w の南東）

### 図版 6 新居町 三ッ谷 みつや [ ← 新居町の北西方 1 km ] の国道の脇に見られる西浜名累層上部の砂礫層（ [ 付図 第 8 図で示している ] 地点 40y）

#### [ 付図 第 10 図 西浜名地域の海蝕崖の南縁における西浜名累層の岩相図 ]

#### [ 付図 第 11 図 西浜名地域における鷲津・新居泥層の関係 ]

[ 以上のような西浜名地域から浜名湖を隔てた ] 村櫛半島の先端部の西側では， かなり厚い細砂層が発達しており， 付近の浜松累層との間に漸移的関係が認められるほか， 雄踏町 山崎の西方でも， 西浜名累層タイプの砂層の発達の名残が認められる。

### 図版 7 浜名郡 雄踏町 山崎付近の浜松塁層の砂相部。 西浜名塁層との漸移部に相当し, 上部は礫層交り砂相, 下部はシルト交り細砂層よりなる（ [ 付図 第 8 図で示している ] 地点 07q）

この地域における海棲貝化石の産出は少なく， わずかに新所村の東方 海岸 [ ← 湖岸 ] において， 泥層中より Theola lubrica GOULD を， [ その南方の ] 本興寺 ほんこうじ の北西の東海道線沿いの粘土採取場において， 鷲津泥層中に挾まれた中粒砂岩中より， Venerupis variegata (SOWERBY), Rhaeta Yokohamensis PILSBRY, Umbonium sp., Striarca tenebrica (REEVE), Volsella nipponica OYAMA などの産出を見たのみである。 このほか鷲津町の周辺部では， 泥層またはその上位の泥質砂層中に砂管が認められるなど， 一般に北東に行くに従い全体として泥質な内湾型海況へ移化する傾向が認められる。 また， 同泥層中には所により Trapa macropoda MIKI などの植物化石を産することがある。

#### II.4.2 浜松 はままつ 累層 [ Hm ]

沿岸水性砂・礫層を主体とする西浜名累層の東側には， 同層から漸移し， 泥層を主体として， その中に内湾性貝化石群集を多産する古浜名湖中心部相当層と見られる， 佐浜 さはま 泥層が， 三方ヶ原台地の西半分にかけて分布する。 さらにその東側には， 隣接地域の磐田原礫層と同様に， 古 天竜川によって形成された大扇状地の西半に相当する， 礫層を主体とする 曳馬 ひくま 砂礫層が， 台地の東半にかけて分布している。 このほか古 浜名湖堆積盆地の縁辺部相当層として， 三方ヶ原台地の北崖から以北の古生界山地を埋めて， 砂・礫・泥互層よりなる 引佐 いなさ 層が， また三ヶ日町付近の古生界山地を埋めて， 三ヶ日層が発達している。 これらの地層はそれぞれ堆積環境に応じて岩相を異にしているが， いずれも 2，3 の鍵層によって連絡が可能であり， お互に同時異相の関係にある。

佐浜 さはま 泥層 : 本層は北西部の三ヶ日町周辺， 大崎半島， 村櫛半島の東半分， 南・北庄内村 [ ← 村櫛半島の中央・根本部 ] ， 雄踏町にかけて広く分布する， 泥層を主体とする岩相を示し， 含有する貝化石群集と併せ， 古 浜名湖堆積盆地の中心部に相当するものと推定される。 泥層は 堀江 [ ← 村櫛半島の西岸・ 館山寺 かんざんじ の南方 1 km ] ・ 白洲 しらす [ ← 村櫛半島の東岸 ] ・佐浜・ 古人見 こひとみ [ ← 佐浜の南西方 2 km ] 付近で最も厚く， 台地縁辺の急崖において， 平均 5～10 m の三方ヶ原礫層下において 20～30 m に及んでいる。 泥層はほとんど塊状の一見 均質な青灰色シルト質の泥よりなっており， 細かに観察すると層面に平行な粗粒物質の葉層理を認めうる。 これら泥層の中には， かなりの範囲にわたって追跡しうる， 白色軽石粒葉層， 白灰色または茶褐色 石英質細砂層， 細粒砂層， 礫層などが挾まれているほか， 内湾性貝化石を多産する。

白色軽石粒葉層は２層以上あるが， 広域に及ぶものは２層であって， 下から H-1 凝灰層 ， H-2 凝灰層 と呼称する。

H-1 凝灰層は [ 佐鳴湖 さなるこ の南岸の ? ] 西彦尾 にしひこお 神社 [ 位置不明 ; 佐鳴湖の南岸の 六所 ろくしょ 神社のことか ? ] の裏， [ 佐鳴湖の南西岸の ] 入野 いりの 村の東口の崖， 雄踏 ゆうとう 町の北方 [ 2.5 km の ] 古人見 こひとみ の南方の 500 m の崖にかけて点々と続いている。 古人見の南方の崖では， 軽石粒は厚さ 2～3 cm， 幅 10～20 cm のレンズ状をなしており， 間隔 5～20 cm の芋蔓状に連なっている。

一方， H-2 凝灰層は H-1 凝灰層の上約 5 m の層準に認められ， その産状は， 泥層中に 2～数 cm の葉層となっていることが多い。 このうち， [ 引佐細江の北方 2 km の ] 気賀 きが の市街地の南方の新谷， 油田 あぶらでん 付近のものはとくに厚層となっており， 軽石粒も 1 cm 内外に及んでいる。 顕微鏡下では， 有色鉱物として黒雲母・紫蘇輝石・酸化角閃石を含有しているほか， 斜長石（Oligoclase～Andesine）， 正長石の微斑晶を認めることができる。 この凝灰層 [ = H-2 凝灰岩 ] はかなり広域に追跡可能であり， 気賀町の南方から 北庄内村 - 伊佐見村 - 南庄内村 - 大崎半島 - 三ヶ日町周辺 - 新居町 - 鷲津町 - 白須賀町 にわたって分布している。 浜名湖を隔てた西浜名地域の凝灰層は， 黒雲母・紫蘇輝石・酸化角閃石を含有しており， 村櫛半島の先端部および雄踏町の西部に 西浜名累層タイプの砂層が発達して佐浜泥層に移化することと併せて， 明らかに浜松累層の H-2 凝灰層に対比できる。

これに対して， H-1 凝灰層は普通輝石・緑色角閃石・磁鉄鉱・斜長石（Oligoclase～Andesine）を含み， H-2 凝灰層とはいく分異った噴出物と見なし得る。

このほか， 層準の明かでない凝灰層は， 三ヶ日町 宇志 うし [ ← 三ケ日町の東方 1 km ] の粘土採取場， [ その南東方 2 km の天竜浜名湖鉄道の ] 都築駅 [ ← 都筑 つづき 駅 ? ] の東方， 金指町の東方の 出ガ谷 [ 読み方不明 ] の鉄道脇， 南庄内村の 宿芦寺 しゅくろじ [ or 宿蘆寺 しゅくろじ ] の付近， 伊佐見村の佐浜などに見られる。

伊佐見村 佐浜付近では， H-1 凝灰層の直上に約 5 mの砂質礫層 [ 以下の [注] 参照 ] が挾在されており， この中から 多数のナウマン象（Palaeoloxodon namadicu naumanni MAKIYAMA）の歯および骨の化石を 産している。 このほかナウマン象の遺骸は， [ 佐浜の南方の ] 神久呂 かくろ 村 神ヶ谷 [ ← 神谷 ? ] （門歯）， 伊佐見村 古人見（ 白歯 [ ← 臼歯 ? ] ）， 入野村 本所 矢田山の泥層中（門歯）， 都田町 祝田 ほうだ ， [ 本図幅の北隣の ] 「三河大野」図幅地域内の引佐郡 井伊谷村 谷下 やげ 石灰岩裂ヵ中（乳歯）などより産出が報ぜられている。 これらのうち谷下石灰岩中には旧象化石のほかに多くの動物化石を産しており， 上部 葛生 くずう 動物群に対比される（第 8 表）。

[注]
  本礫層は佐浜部落を中心として東西約 2km， 南北約 1 km の楕円型レンズ状に分布しており， 最大層厚は約 5 m である。 淡黄色 細～中粒砂質の中礫質礫層で， 古期砂岩礫（円密度 6～7, 50 %）， 白色珪岩礫（円磨度 5 ±, 20 %）， チャート礫（円磨度 5 ±, 10 %）， 花崗岩礫（円磨度 7, 少量）よりなる。
  また佐鳴湖南岸では H-1 凝灰層層準に成層した中礫礫層があり， 黄褐色のルーズな雲母を含んだ細～中粒砂中に， 砂岩礫（円磨度 8, 80 %）， 黒～白色チャート礫（円磨度 6, 10 %）， 花崗岩礫（円磨度 8, 5 %）， 珪岩礫（円磨度 6, 5 %）が挾まれ， 成層理を示す。

### 第 8 表 静岡県 引佐郡 井伊谷村 白岩 しらいわ [ ← 本図幅の北隣の三河大野図幅地域内 ] その他の地点から産出した背椎動物表（旧象化石を除く ; 長谷川善和の資料（1965）による）

  資料の採取位置 → | G | Y | S | T | M | U | K
  …

[ 第 8 表の資料の採取位置の説明 ]
  G : 岩水寺 がんすいじ （長谷川, 1955）， Y : 谷下 やげ [ ← 三河大野図幅地域内 ] ， S : 白岩 しらいわ [ ← 三河大野図幅地域内 ] ， T : 窪久保 [ 読み方および位置不明 ] ， M : 三ケ日（高井, 1962）， U : 豊橋市 牛川 うしかわ （高井, 1962）， K : 栃木県 葛生 くずう （鹿間, 1949）

### 第 7 表 浜松累層と西浜名累層から産出する貝化石表

  Molluscan | abbreviation
  …

[ 第 7 表に関する注意書き ]
  本図幅中の化石の略号はすべて本表の abbreviation の欄に記したもの

佐浜泥層中に含有される貝化石群（第 7 表）は, 一般に Theora lubrica GOULD - Raeta yokohamensis PILSBRY または Dosinia angulosa (PHILIPPI) - Anadara granosa (LINNÉ) を主体とする強内湾～中内湾性群集よりなるが， 層準および地域によって異った群集型を示すことがある。

#### 1) H-1 凝灰層下の化石群集（第 14 図）

#### [ 付図 第 14 図 浜松累層産 化石群集の分布（H-1 凝灰岩層下の化石群集） ]

図幅東南部 [ 神久呂 かみくろ 村付近 ] の 古人見 こひとみ ・大久保・ 神ガ谷 [ ← 神谷 ? ] ・佐鳴湖周辺以南の泥岩中に見られ， おもに Theora - Rhaeta 群集よりなり， これに Anadara granosa - Dosinia angulosa 群集が共存する。 西端の古人見の南方では Gryphoea gigas (THUNBERG) を， また東端部では Tritia festivus (POWYS) を伴っており， いずれも淡水の影響を反映している。

#### 2) H-2 凝灰層および H-1～H-2 凝灰層間の化石群集（第 15 図）

#### [ 付図 第 15 図 浜松累層産 化石群集の分布（H-2 凝灰岩層層準および H-1 と H-2 の間の化石群集） ]

この層準についても Theora - Rhaeta 群集および Dosinia angulosa - Anadara granosa 群集が主体であるが， H-1～H-2 凝灰層層準では， 金指町の東方・協和 [ ← 村櫛半島の南庄内村 ] ・平松 [ ← 村櫛半島の東岸 or 佐浜の北西方 1.5 km ] ・古人見・高畑 [ ← 古人見の南東方 1 km ] ・佐鳴湖東岸に Corbicula japonica PRIME または Gryphaea gigas (THUNBERG) を主体とする河口性群集が見られる。 また H-2 凝灰層層準では， 呉松 [ ← 大草山の東方 500 m ] ・堀江・村櫛にかけて Corbicula - Gryphaea - Tritia 群集が， 和地村 入江周辺には Barnea japonica 群集が， 佐浜周辺には Gryphaea - Tritia 群集が発達している。

#### 3) H-2 凝灰層上 5 m および 10 m 層準の化石群集（第 16 図）

#### [ 付図 第 16 図 浜松累層産 化石群集の分布（H-2 凝灰岩層上の 5 m および 10 m 層準の化石群集） ]

凝灰層上 5 m の層準では， 村櫛村の北部から堀江・呉松の南方にかけて Corbicula japonica 群集の発達がみられる。 また和地村周辺には Barnea japonica 群集が発達し， さらにその南東部には Dosinia - Anadara 群集が発達している。 また H-2 凝灰層上 10 m の層準では， 佐浜泥層と引佐層（との境界部付近）で， Trapa macropoda MIKI その他の植物化石を産する。

これら化石群はナウマン象を伴うことと併せて， 牧ヶ原の貝ノ沢砂泥層， および渥美半島の田原・二川累層と岩相・層序・化石ともによく似ており， ほぼ同時代のものと推定される。

### 図版 8 村櫛半島の東部における佐浜泥層と三方ヶ原礫層との局部不整合（ [ 付図 第 8 図で示している ] 地点 23m）

### 図版 9 浜名郡 庄内村 平松における佐浜泥層と その下部に発達する砂礫層およびその上部をおおう三方ヶ原礫層（地点 11a）

### 図版 10 浜松市 伊佐地町 大人見 おおひとみ の北東における佐浜泥層とその中に挾まれる H-2 凝灰層（地点 08R）

### 図版 11 大草山より見た 細江湖 [ ← 引佐細江 いなさほそえ ? ] と 気賀 きが 町近傍の古生層山地とその山裾に分布する第四系

引佐 いなさ 層 : 本層は古 浜名堆積盆の中心部である佐浜泥層の北東部， 都田川流域に発達する泥・砂・礫層の互層であって， 佐浜泥層とは， 金指町の南方の新田・宿名 [ 読み方不明 ] にかけて発達する H-2 凝灰層によって結ばれており， 北東方向に行くに従って岩相は全体的に粗粒化する傾向がみられる。 最下部の泥層は， 佐浜泥層タイプの微細な粗粒物質の葉層理を有する青灰色の塊状シルト質泥層であり， この中には， 金指町の東方の出ヶ谷において Batillaria multiformis (LISCHKE)（c）， Theora lubrica GOULD（c）， Tritia festivas (POWYS)（c～r）， Macoma tokyoensis MAKIYAMA（r）， Fulvia hungerfordi (SOWERBY)（r）などを， [ 金指の南東方 500 m の ] 石岡では Theora lubrica GOULD， Brachidontes senhausia BENSON を， また [ 都田の北東方 500 m の ] 横尾の西方では多数の植物破片とともに Theora lubrica GOULD， Rhaeta yokohamensis PILSBRY を産する。 これらは強内湾群集と河口性群集とが共存状態にあり， 共存する植物破片からも， 河川の流れの影響をかなり受けるような環境に堆積したものと推定される。 また同泥層は北東に行くに従い細砂質となり， 新木の坂 [ 位置不明 ; 横尾の東方 1 km の新木にある坂 ? ] 付近ではかなり厚層の黄褐色シルト質細粒砂層となっている。 この両者の境界部に相当する [ 金指の南東方 2 km の ] 瀬戸の付近では， 細砂層の上部に， 上半部約 25 cm が亜炭層となった泥層約 50 cm が挾在されている。

泥または砂層の上約 20 m は黄褐色 砂質中～大礫礫層 [ 以下の [注] 参照 ] よりなり， 局部的に細～中粒砂層を挾む。 最上部は主として泥質の細粒砂層よりなり， 局部的に成層した砂質礫層または斜交層理をもつ礫層を挾む。 金指町の南方の 祝田 ほうだ では この泥質細砂層より植物片とともに Cerithidea djadjariensis (K. MARTIN) を産する。 また同じく祝田の坂において， H-2 凝灰層上約 10 m 付近のシルト質細砂層中より， ナウマン象の門歯および臼歯が出土している。

[注]
  礫層は， 古期砂岩礫（円磨度 7～8, 50 %）， 珪岩礫（円磨度 5～6, 25 %）， 緑色岩類礫（円磨度 8, 10 %）， チャート礫（円磨度 5～6, 5 %）， 石英粗面岩礫（円磨度 6, 5 %）， 花崗岩礫（円磨度 9, 5 %）の大～中礫よりなり， 所により密集することがある。

引佐層は 金指町・気賀町の間を流れる井伊ノ谷川の流域の古生層開析谷を埋めて発達しているが， 谷の奥に行くにしたがって礫層は角礫質となり， 粘土質亜角礫礫層と砂質粘土層の互層をなす。 また 井伊ノ谷村 白岩～東久保（三河大野図幅内）にある 磐城セメント浜松工場の石灰採石場からは， ナウマン象の乳歯とともに多数の背椎動物， 両棲類の化石を産している（第 8 表参照）。

曳馬 ひくま 砂礫層 : 本層は現 浜松市街地を中心とし， 三方ヶ原台地の東縁部， 天竜川沿いに発達している。 古期岩類の亜円礫よりなる砂質礫層 [ 以下の [注1] 参照 ] よりなり， 佐浜泥層とは [ 佐鳴湖の南岸の ] 西彦尾 にしひこお 付近で， また引佐層とは [ 図幅地域東端・南北中央よりやや北の ] 積志 せきし 町 半田 はんだ 付近で漸移し， 同時累相の関係にある。 [ 佐鳴湖の東方の ] 西伊場 にしいば 学校裏～ 蜆塚 しじみづか ～佐鳴湖にかけて同層下部に 5～10 m の含礫細砂層を挾んでおり， これと上位に来る礫層との間は局部的な不整合関係を示す [ 以下の [注2] 参照 ] 。 礫層の中～上部には， 厚さ約 1～数 m の青灰色ないし褐色の泥層を挾んでおり， ほぼ地域全体にわたって追跡することができる。 しかし， 浜松市街地 [ 浜松駅の北西方 2 km の ] 浜松城跡付近では， 泥層は礫層中に尖滅し， wash out され， 同時礫として点々と同一層準に追跡される。 積志町 欠下 かけした の粘土採集場では， 泥層は局部的に厚層化しており， 佐浜泥層と似た岩層を示している。 この北方， 半田以北では， 泥層と砂層とが礫層とともに互層して， 引佐層類似の岩相を示す。 また [ 佐鳴湖の北岸の ] 富塚村 富塚周辺では， 泥層は 2～4 m の層厚を有し， Barnea japonica YOKOYAMA， Theora lubrica GOULD, Rhaeta yokohamensis PILSBRY， カニなどの化石を含有している。

[注1]
  本礫層の礫は， 主として古期砂岩礫（円磨度 6～7, 60～80 %）よりなり， これに花崗岩礫（円磨度 7～8, 10～20 %）および 珪岩またはチャート礫（円磨度 4～6, 10～20 %）が混っている。 5～10 m ごとに砂層をレンズ状に挾むことが多い。
[注2]
  土隆一（1961）はこの含礫細砂層と浜名湖の西岸から渥美半島にかけての砂層を対比し， 小笠階の堆積物としているが， 岩相・化石群集ともに小笠階を示す証拠はなく， 同砂層上の不整合現象は局地的なものと推定する。

### 図版 12 浜松市 東三方町 内野 うちの [ 位置不明 ] の西の崖に見られる 三方ヶ原礫層（上部）と浜松累層 曳馬砂礫層（上部に泥層約 1.8 m を挾む）

三ケ日 みっかび 層 : 本層は湖の北東部， 三ヶ日町周辺の開析谷中に分布する砂礫層および泥層よりなる地層であり， 基盤直上に当るため， 比較的岩相の変化が目立つ。 三ヶ日町の東側の丘陵地には 20 m 前後におよぶ青灰色シルト～微細粒砂質泥層の露出がみられ， この中に植物片とともに高師小僧とよばれる褐鉄鉱質 pipe が多数含まれているほか， sand pipe も見られる。

このうち， 中宇志 [ 位置不明 ; 宇志 うし は三ケ日町の東方 1 km ] の粘土採集場では， 水準上 18 m に白色凝灰層葉層を挾む。 この泥層の続きは， さらに大崎～崎山半島にかけて発達しており， この中には， [ 大崎半島の ] 先端の大崎， 基部の 蒔田 まきた の北西部， 野地駅 [ 位置不明 ; 野地 のじ は三ケ日町の南東方 2 km ] の東， 佐久米 さくめ [ ← 野地の東方 2 km ] の西方などに H-2 凝灰層相当の白色凝灰層を挾む。 大崎半島では泥層の中央部に 2～8 m の亜角礫質砂礫層 [ 以下の [注] 参照 ] を挾むが， 半島基部の 津々川戸 つつかわど の南の海蝕崖では， 同砂礫層が下位の砂質泥層を不整合に被う現象が観察される。 猪鼻湖を隔てた下尾奈付近および 知波多 [ 知波田 ちばた 村 ? ] 藤江付近にも， かなり厚層の泥層が発達するが， 古生層基盤に近いため， 砂礫層に変わり易い。 開析谷の奥に発達する礫層はいずれも亜角礫質の古期岩類よりなっている。 大崎半島の先端では， H-2 凝灰層の直下より Laternura flexuosa (REEVE), Venerupis variegata (SOWERBY), Aliodes sp., Dosinia angulosa (PHILIIPPI), Paphia undulata (BORN), Rhaeta yokohamersis PILSBRY, Theora lubrica GOULD, Macoma tokyoensis MAKIYAMA などを産するほか， 2， 3 の内湾性群集が見られるが， 量， 種数ともに佐浜地域におけるほど顕著でない。

[注]
  本礫層は， 円磨度 3～4 のチャート・珪岩礫 50～60 % と， 円磨度 6 ぐらいの砂岩または頁岩礫 20～30 % とからなり， 下位層をかなり不規則に覆う。

三方ケ原 みかたがはら 礫層 [ Mg ; 地質図上では 大倉戸 おおくらど 礫層も Mg ] : 本層は引佐層・曳馬層・佐浜泥層・三ヶ日層の上を広く覆う， 古期岩類円礫または亜角礫よりなる礫層であって， 下位層とは局部的に inter-finger， または不整合， あるいは整合関係にある。 礫層の上位には， 所によって異なるが厚さ約 1～2 m の赤色ローム質砂礫粘土層 [ 以下の [注1] 参照 ] が重なり， 最上部の平担面は， 天竜川が古生層山地より出た地点を中心として， 海岸に向かって放射状に緩やかに傾いた台地面を作成している。 三方ヶ原礫層の厚さは， 台地最北部で最も厚く 20 m 以上に及び， 南西方向に次第に厚さを減じ， 台地南縁では 5 m 前後となる。 これと平行して， 礫の大きさも， 北東部では大礫を主体とし， しばしば巨礫を混えるが， 南下するに従い細粒化し， 台地の南縁では中礫を主体とする砂質礫岩となる [ 以下の [注2] 参照 ] 。

[注1]
  この赤色ローム質粘土層は， 三方ヶ原台地およびその側面に位する中位段丘面上に存在しており， 熱示差分析の結果， 105°， 250°， 480°に吸熱反応を， 795°に発熱反応を示し， 全体として低温側に寄るが， 結晶度の低い加水ハロイサイトを主体とする。 この粘土層は酸性， かつ酸化性の下に堆積したものと推定される。

  三方ヶ原自衛隊航空基地付近の赤色ローム質粘土層の示差熱分析曲線 （分析 : 北崎梅香博士）

[注2]
  各地域の代表的な構成礫を示す。
  1. 引佐地域（西大山 [ ← 和地 わじ 村の北東方 2 km ] ， 層厚 8 m， 中～大礫 礫岩），
     古期砂岩 大礫（円磨度 8, 70 %）， チャート 大礫（円磨度 6～7, 10 %）， 結晶片岩 大礫（円磨度 6～7, 10 %）， 花崗岩 大礫（円磨度 8, 5 %）， 古生層礫岩および黒灰色凝灰質細砂岩（円磨度 6～8, 5 %），
     膠結物 : 赤褐色 シルト質砂。
  2. 三ヶ日地域（知波田村 藤江， 古生層砂岩・粘板岩直上， 中～大亜角礫 礫岩），
     古期砂岩 中礫（円磨度 3～4, 40 %）， 珪岩チャート 大～巨礫（円磨度 2～3, 40 %）， 粘板岩 中礫（円磨度 3～4, 20 %），
     膠結物 : 帯黄赤褐色 シルト質砂。
  3. 佐浜地域（伊目 [ ← 都田川の河口付近 ] の東方の 老ヶ谷 おいがや ， 層厚 15 m， 中～大礫 礫岩），
     古期砂岩 中～大礫（円磨度 6～8, 80 %）， 珪岩 中～大礫（円磨度 4～6, 10 %）， チャート 中～大礫（円磨度 4～6, 10 %）， 花崗岩 中～大礫（円磨度 8～9, 少量），
     膠結物 : 黄褐色 砂。

三方ヶ原礫層は扇状地上部の都田地域では下位層と整合関係を保っているが， 中心部である佐浜泥層や， 下流域であり沿岸水との接触部に相当する三方ヶ原台地南縁部の曳馬砂礫層， および古生層山地の背後部に相当する三ヶ日地域南部では， それぞれ下位層との間に inter-finger または不整合関係を示す [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  三方ヶ原礫層と下位層との関係は以下の通りである。
  1. 和知村 [ ← 和地村 ] 名古の付近の海岸沿いの崖において北東 15°の方向に， 幅約 80 m， 深さ約 20 m にわたって古河川状に佐浜泥層をえぐって， 礫層が堆積しており， さらにその南西側 190 m の地点から西にかけて， ほとんど同じ形で幅約 150 m にわたつて古河川状礫層の堆積がみられる。
  2. 村櫛村 村櫛の東方海岸において， 佐浜泥層を不整合に覆う砂礫層が存在しており， 小林国夫（1942）によって三方ヶ原礫層と佐浜泥層との局部的不整合として記載されたが， この砂礫層は横に追跡すると， 佐浜泥層の中に尖滅する。 その上位に来る厚さ約 10 m の礫層が三方ケ原礫層に相当するものと思われる。

### 図版 13 浜松市 有玉町 平， 三方ヶ原学園 [ ← 三方ヶ原の東方・ 欠下 かけした の西方 1 km ] の南方の三方ヶ原礫層（ [ 付図 第 8 図で示している ] 地点 13u）

#### II.4.3 第四系の地質構造

古生界山地に対し， 三方ヶ原台地はほぼ水平に近い緩い傾斜で接するが， 堆積物の供給源である天竜川扇状地の基部で最も高く， 海岸線に向かって緩い傾動を示している。 これに対して西浜名地域では， 駿河湾に面する海蝕崖で最も高く， 浜名湖中央部の 新所 しんじょ 村 [ ← 図幅地域西端よりやや東・南北中央やや南 ] の [ 浜名湖の ] 沖合で最凹部を形成するような盆地状を示しており， 現海岸線に沿ったかなりの上昇運動を認めることができる（第 1 図および第 7 図参照）。

#### [ 付図 第 1 図 「浜松」図幅の地形区分図 ]

#### [ 付図 第 7 図 「浜松累層・西浜名累層」中に挾在する凝灰層の分布図 ]

## III. 応用地質

### III.1 地下水

浜松市街地および浜名湖を中心とする冲積低地における被圧面地下水は， 水温・水質ともに地表水および自由面地下水よりも優れているために， 飲料用としてはもちろんのこと， 工業用として， また養魚用としても高度に利用されている。 被圧面地下水は， おもに三方ヶ原台地あるいは基盤山地における降雨の滲透によって供給されている。

### 第 19 図 浜松図幅の深井戸の位置図

### 第 20 図 地下水採取 深井戸の柱状図

被圧面井戸の深度は， 30～100 m までであるが， 一部 150～250 m に達し， 飲料用の井戸は 1.5～2 吋 [ = インチ ] 程度の小孔径のものが多く， また工業用井戸はおもに 12～14 吋 インチ 程度の大孔径のものが多い。

１井当りの揚水量は， 浜松市街地では工業用井戸で 2,000～3,000 m3 / 日程度を示しているが， 浜名湖畔では一般に小さく， 400～500 m3 / 日程度であり， 西方な程 １井当りの揚水量が小さくなっている。

鑿井 さくせい 地質断面によると， 三方ヶ原台地地下の浅層部には， 10 数 m の厚さの礫層があって， 主として直上の降雨によって涵養される自由面地下水をなしているが， 深度 100 m 付近には砂・粘土の互層があり， それまでの間には不規則な相変化を伴う粘土・砂礫の堆積層があって， このなかに被圧面地下水が形成されている。

冲積低地における帯水層は， 深度 40～60 m を境として上層と下層とでは異なった堆積物よりなる。 上層の堆積物は， 東部の浜松市付近では礫質であるが， 西部においては一般に砂質となる。 下層の堆積物は， 砂・粘土の互層よりなる。

浜松市街地における深度 250 m におよぶ井戸の資料によると， 深度 110 m までは礫層であり， 110～190 m までは砂・粘土の互層および砂質粘土， 190 m 以深では厚さ 1 m 程度の砂礫を数枚挾み， 全体としては幾分 礫質になっている。

浜名郡 可美 かみ 村 高塚 [ ← 佐鳴湖の南方 2 km ] 付近においては， 表層より深度 20～30 m までは一連の砂よりなり， 砂礫はその下位にあって深度 50～60 m まで連続するが， それ以深においては砂・粘土の互層よりなり， 110～115 m 付近から幾分 礫質となる。

また， 浜名郡 新居町， 鷲津町においては， 深度 80 m 程度までは砂礫と砂とからなり， それ以深では砂と粘土とよりなる地層となる。 一般に浜名湖畔における帯水層は， 深度 150 m までの間において大体 次の４層に分けることができる。

1. 地表より深度 30 m までの砂または砂礫
2. 深度 30～70 m 間の砂および砂礫
3. 深度 70～90 m 間の砂
4. 深度 100～150 m 間の砂および砂礫

このうち工業用水としては第 2 層， 養魚用水としては第 3 層が最も多く利用されている。

被圧面地下水のうち， 浜松市における 110 m 以浅の水温は 17 ℃ 台であるが， 200 m 以深では 18 ℃ に達する。 浜名湖畔における第 1 水層（自由面地下水）の平均水温は 20.8 ℃ を示すが， 第 2 水層は平均 18.7 ℃， 第 3 水層は 19.5 ℃， 第 4 水層は 20.9 ℃ と東部に比較して一般に高温となっている。

浜松市街地における被圧面地下水の水質は一般に良好で， cl [ ← 塩素 Cl ? ] は一般に 5 mg / L 以下であって， その他の化学成分も比較的少ない。 しかも浜名湖畔における養魚地帯では， 第 2， 第 4 水層は cl [ ← Cl ? ] が少ないが， 第 1， 第 3 帯水層は非常に多く， 2,000 mg / L に達する。 浜名湖畔における被圧面地下水は一般に還元性であって， CO， 可溶性有機物に富み， したがって溶存酸素がなく， HS を含み， その最大は 0.647 mg / L にも達する。

### III.2 その他

マンガン : マンガン鉱床は， 古生層のチャート中にときおり含まれている。 これらは， いずれもきわめて小さく， 稼行にたえるものは少ない。 調査当時は， 下気賀の南西南（黒姫鉱山）で小規模に採掘されていた。

粘土 : 粘土層には２種類あり， 非海成の風化して赤褐色化しやすいものと， 海成の青灰色含化石のものとがみられ， 前者は瓦や陶器の製造に利用され， 後者は水田の客土用として採取されている。 瓦用の粘土は， 三方ヶ原の東縁部から富塚町 [ ← 佐鳴湖の北東 1 km ? ] 周辺にかけ高度約 20 m の位置に発達するほか， 鷲津町の西南部や都田川周辺にも点々と見られる。

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## 付図

### 第 1 図 「浜松」図幅の地形区分図

### 第 6 図 「浜松」図幅の周辺の第４紀層の対比図

### 第 7 図 「浜松累層・西浜名累層」中に挾在する凝灰層の分布図

### 第 8 図 「浜松」図幅の第４紀層露頭の位置図

### 第 9 図 浜松図幅の第四紀層構造の断面図（断面の位置は第 8 図参照）

### 第 10 図 西浜名地域の海蝕崖の南縁における西浜名累層の岩相図

### 第 11 図 西浜名地域における鷲津・新居泥層の関係

### 第 12 図 1 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 1

### 第 12 図 2 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 2

### 第 12 図 3 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 3

### 第 12 図 4 三方ヶ原台地周辺の第４系の柱状対比図 4

### 第 13 図 1 浜名湖北岸の三ヶ日町 - 引佐町 - 都田町間の第４系の柱状対比図 1

### 第 13 図 2 浜名湖北岸の三ヶ日町 - 引佐町 - 都田町間の第４系の柱状対比図 2

### 第 14 図 浜松累層産 化石群集の分布（H-1 凝灰岩層下の化石群集）

### 第 15 図 浜松累層産 化石群集の分布（H-2 凝灰岩層層準および H-1 と H-2 の間の化石群集）

### 第 16 図 浜松累層産 化石群集の分布（H-2 凝灰岩層上の 5 m および 10 m 層準の化石群集）

QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000

Kyoto (11) No. 59

# GEOLOGY OF THE
HAMAMATSU
DISTRICT

By Hiroshi ISOMI ＆ Masaaki INOUE (Written in 1969)

## Abstract

The area of this sheet map is situated in the middle part of the region along the Pacific coast, Central Japan, and includes the Hamana Lake. The stratigraphic succession is summarized in table 1.

### Table 1 Stratigraphical Sequence in the Hamamatsu Sheet Map

  Area → Geol. Age ↓ | Nishi-hamana area | Mikkabi area | Sahama area | Hamamatsu area | Ina-sa area
  Quaternary | J3 | Terrace Gravel（5 m ±）
  Red Loam Bed（2 m ±）
  J2 ︙ J1 |
  Arai Member （Sand and gravel with mud ; 80 m ±） | Mikata-ga-hara Member
  Mikka-bi Member （Mud and gravel ; 20～30 m） | （Gravel and sand ;
  Sahama Member （Mud with gravel ; 20～25 m） | 0～30 m +）
  Hiki-uma Member （Gravel with sand ; 20～60 m） |
  Ina-sa Member （Gravel, sand and mud ; 30～70 m）
  ↑ Nishi-hamana F. | ↑ Hamamatsu Formation
  Paleozoic | Ii-no-ya Formation
  Miyako-da Formation

Geology of this sheet map consists of two main elements. The northern element is the low mountains composed of the Paleozoics and southern element is the flat topped plateau consisting of the Quaternary around the Hamana Lake.

### 1. Paleozoic System

Paleozoic rocks are the divided into the Ii-no-ya and Miyako-da Formations.

The Ii-no-ya Formation, which is exposed in the northern part of the Paleozoic terrain, consists mainly of chert, clayslate and basic volcanics and contains limestone lenses. The limestone yields Pseudofusulina and Schwagerina. These fusulinid fossils indicate the age of Early Permian.

The Miyako-da Formation, which forms the southern half of the Paleozoic area, consists of sandstone, clayslate and chert. The formation passes vertically into the Ii-no-ya Formation.

Both formations together are folded with the general trend of ENE - WSW. The inclinations of strata are low angle in the northern part while they are steep in the southern part.

### 2. Green Rocks

The "Mikabu Green Rock" which is one of the characteristic constituents of transitional zone from the Samba-gawa metamorphic zone to the non-metamorphosed Paleozoic zone, occupies a small area within the limit of the sheet map, and is composed of diabase, gabbro and serpentinite. The Mikabu Green Rock is separated from the Paleozoics on the south side by the fault.

The Makaya Green Rock bears a distinct similarity in the petrographic character to the Mikabu Green Rock, and occurs as large or small masses within the Paleozoic terrain. The Makaya Green Rock shows, broadly speaking, the attitude rather harmonic to the folded structure of the Paleozoics. However, it discordantly cuts the Paleozoics in some places.

### 3. Quaternary System

The Quaternary System is composed of the upper Pleistocene Mikata-ga-hara Member and the middle or upper Pleistocene Hamamatsu and Nishi-hamana Formations.

The Hamamatsu Formation comprises four members, namely, the Mikka-bi, Sahama, Hiki-uma and Ina-sa Members. They are discriminated by the lithofacies as well as the distribution area from each other. Of these members, the Sahama Member shows the central muddy inner-bay facies, 20～25 m in thickness, and the Hiki-uma Member shows the fluvial gravelly facies, 20～60 m in thickness, of the ancient Tenryu river. The Ina-sa and Mikka-bi Members show the transitional facies between two facies above-mentioned, and both are composed of alternation of the gravel, sand and mud beds and have the total thickness of 30～70 m.

Many inner-bay molluscan fossils and the elephantine fossils, Paleoloxodon namadicus naumanni (MAKIYAMA), are yielded from the muddily beds of the Sahama and Ina-sa Members.

The Nishi-hamana Formation is composed of the thick sand and gravel beds deposited by the shore current, and comprises two mud beds, the Washizu and Arai Muds. This formation, judging from the presence of the whity fine pumice tuff which is also contained in the Hamamatsu Formation, may be correlative with the Hamamatsu Formation.

The Mikata-ga-hara Member is the thick plateau gravelly bed that covers the Hamamatsu Formation all over the Mikata-ga-hara plateau. The relation between both strata is essentially continuous, though the local unconformity is sometimes observed. This member represents the fan deposits of the ancient Tenryu river in the upper Pleistocene. The red loamy bed which covers the Mikata-ga-hara plateau, consists mainly of the low crystalline hydrohalloisite of volcanic origin.

The terrace deposits form many smally terraces developing along the Tenryu, the Miyako-da, the Tsurigane, the Ota, the Kasago and other rivers.

The alluvium forms the alluvial plains widely developing along the Tenryu, the Miyako-da and other rivers. The several raws of the dunes develop along the recent sea shore line, especially in the east of the mouth of the Hamana Lake.

The Hamamatsu Formation is gently tilted from NE toward SW, while the Nishi-hamana Formation is tilted moderately from the shore side toward the north.

### 4. Economic Geology

The available underground resources are, besides the underground water, the manganese ore contained in the Paleozoic chert and the clay in the Pleistocene deposits.

    昭和 47 年 1 月 23 日 印刷
    昭和 47 年 1 月 28 日 発行
    著作権所有 工業技術院 地質調査所

    (C) 1972，Geological Survey of Japan