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大阪街化石研究会民特別号，
第 12 号，
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2001 年 12 月
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足尾帯葛生コンプレックスにおけるジュラ紀古世アンモナイトと
ジュラ紀中世放散虫化石の共存とその層序学的意義
鎌田祥仁*・溝部真一輔
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1974; コノドント団体研究グループ， 1974 など).従来，こ
はじめに
の三畳系離質石灰岩は，上位に累重する三畳系層状
足尾帯南東部に分布する葛生コンプレックス (Kamata，
チャート(アド山層)の基底礎岩と考えられ，ペルム紀-三
1996) は，ペルム系緑色岩類・中部ペルム系石灰岩の巨
畳紀境界の不整合を示すものとされてきたしかし醸質石灰
大な岩塊を含むことを特徴とする (Fig. 1). これらの緑色岩
岩と三畳系チャートの間にある珪質頁岩からは，指田ほか
類・石灰岩類は，鎌田(1 997) による構造層序ユニット
(1982) がジュラ紀放散虫化石を発見していることから，こ
細分のユニット 2 に相当する.このうち中部ペルム系石灰岩
の層序関係は，さらに詳しい再検討が必要である.これまで
の最上部には層厚数 m の三畳系鹿賀石灰岩，さらに層厚
に何度か検討されているものの，三畳系礎質石灰岩とジュラ
数 m の珪質頁岩が累重することが知られている(小池ほか，
系珪質頁岩の層序関係は十分に明らかにされていない.こ
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- 山口大学理学部地球科学教室
Department
うした観点から筆者らは，三畳系膜質石灰岩とジュラ系珪質
頁岩の層序関係について再検討を進めている.その過程で，
珪質頁岩中に蝶質石灰岩や石灰質砂岩が薄層として含ま
れること，さらにその中から放散虫化石とともにアンモナイト化
石が産出することが明らかになったので，その年代や意義に
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鎌周祥仁・溝部真一
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craticu1ifera などペルム紀中世中期~新世前期の紡錘虫
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化石の産出を報告している.
ペルム系ー三畳系の不整合関係は，始め小池ほか
(1970) や庄司・久保 (1970) により指摘された.その後
小池ほか (1974) は礎質石灰岩の基質部に三畳紀古世
(Spathian) .......三畳紀新世
(Carnian....... Norian) のコノ
ドント化石が混在することを示した.またペルム系石灰岩と三
畳系礎質石灰岩が形成する凹凸面を赤色および緑色の珪
質頁岩が覆うことが示されたほか，コノドント化石とともに放散
虫化石が含まれていることも指摘された.しかし当時はまだ
放散虫化石層序が確立されていなかったことから，その年代
を三畳紀とするにとどまっていた(小池ほか，
コノドント団体研究グループ，
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1974).
1970 , 1974:
その後，指田ほか
(1 982) が赤色および緑色の珪質頁岩から，ジュラ紀中世
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の放散虫化石を発見し，この不整合はペルム系とジュラ系が
接しているもので，三畳系は存在しないと主張した.
F砲.
葛生襲論鉱区の地質縄説
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組dgr羽田，tone.
放散虫化石およびアンモナイト化石を含む珪質頁岩および
石灰岩類は，栃木県安蘇(あそ}郡葛生町の吉津石灰工
業隻輪(みのわ)鉱区に露出する (Fig.
1,
2). 隻輸鉱区
では，東から西に向かって石灰岩，珪質頁岩，層状チャート
が分布し，北北東ー南南西から北ー南走向を呈して，西に傾
斜する.下位から (a) 中部ペルム系石灰岩(層厚 50m
以上)一 (b) 三畳系礎質石灰岩 (0.......3 m) ー (c) 灰
ついて報告する.
緑色および緑色珪質頁岩(約 20 m) ー (d) 石灰質砂岩・
研究史
磯質石灰岩を挟む瑳質頁岩一 (e) 黒色~灰色層状チャー
足尾帯葛生コンプレックスの中部ぺjレム系石灰岩について
ト (20 m 以上)の順に累重する.また石灰岩類および珪
は，これまでに多くの古生物学的・層序学的検討がなされ
質頁岩は鎌田(1 997) のユニット 2 に，層状チャートはユ
ている (Morikawa
andHoriguchi, 1956;Morikawa
andTakaoka, 1961;Igo,
1963 など).この層厚約 300
ニット 3 に相当し，その境界は明瞭なスラストで境される
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m の石灰岩層は，始め吉田(1 956 ， 1957) によって下部
この鉱区内の 349
ML (標高 349 m) および 359 ML
石灰岩・中部苦灰岩・上部石灰岩に区分され，後に藤本
(標高 359 m) ベンチで作成したスケッチマップおよび柱状
(1 961) ，羽鳥 (1965) によってそれぞれ山菅(やますげ)
図を Fig. 3 と Fig.4 にそれぞれ示す.ペルム系石灰岩
石灰岩部層・羽鶴(はねつる)苦灰岩部層・唐沢(からさ
(a) は灰白色で塊状，一般に紡錘虫化石を多く含んでい
わ)石灰岩部層と呼称された.含まれる紡錘虫化石は
る三畳系醸質石灰岩 (b) はペルム系石灰岩の上部にで
Parafusulina 帯に含まれる種が主で，その年代はペルム
きた凹凸面を埋めるように露出する.その層厚は著しく変化
紀中世前期の Artinskian を示すとされている(藤本，
し，
1961:IgoandIgo, 1977). IgoandIgo(1 977)
さらに，醸質石灰岩の石灰岩礎から ，
や Paradoxiella
は
Yabeinakanmerae
sp., Codonofusiellasp., Dunbarula
349ML
では厚さ約 1m で露出するが，
359ML
に
は見られない.この礎質石灰岩は一般に黒色もしくは黄褐色
の石灰質砂岩を基質として，灰白色石灰岩と黒色チャートの
角礎~亜円礎を含む.黒色チャートは紡錘虫化石を含むこと
sp. など Yabe加a 帯の紡錘虫化石を報告し，石灰岩層が
から，珪化した石灰岩と考えられる.珪質頁岩 (c) は灰緑
もともとはペルム紀新世まで堆積し，その後，浸食・再堆
色や暗緑色，赤色を皇し，厚さ数 cm で成層する.法函
積したことを示した.小林(1 979) も同様に石灰岩醸から
に幅 40 m で露出するが，層理面にほぼ平行する断層に
Dunbarulasuzukii, Yabeinaglobosa, Verbeekina
よって切られ，いくつかのブロックに分けられている.この珪質
足尾帯葛生におけるアンモナイトと敏散虫化石の共存
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ジュラ紀中世の放散虫化石およびジュラ紀古世のアンモナ
イト化石は 359 ML ベンチの西部，珪質頁岩と層状チャー
トの境界付近で，複数の断層に挟まれたプロック (d) から
得られたこのプロックは珪質頁岩・礎質石灰岩・石灰質
頁岩には，しばしば直径数 cm の膿質石灰岩の醸が散在
するように含まれている.また.
359ML
での最上部のプ
砂岩で構成され，そのうち瑳質頁岩からは放散虫が，礁質
石灰岩からアンモナイト化石が産出した
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ロック (d) では後述するように珪質頁岩中に石灰質砂岩・
ロック内部における，産出層準付近の住状図を Fig.5 に示
醸質石灰岩の薄層を挟み，アシモナイト化石を産出する.こ
す.下位から(1)灰縁色珪質頁岩(厚さ 50 cm) 一 (2)
のプロック (d) の珪質頁岩は下位(他のプロック)の珪質
石灰質砂岩 (4 cm) 一 (3) 膜質石灰岩(1 4 cm) 一 (4)
頁岩と，岩相・含む放散虫化石がよく類似する.層状チャー
黒色および緑色の含醸頁岩 (22 cm) 一 (5) 石灰質砂岩
ト (e) は灰色~黒色を呈し，最下部では灰緑色・黒色の
と礎岩の互層部 (50 cm 以上)の願で重なる.断層で画
珪質粘土岩の薄層を伴う.層状チャートは，五十川ほか
されたプロック内部では，各層とも側方に連続した層をなし
(1 998) や大高ほか(1 998) によって放散虫化石から，下
ている事から，プロック内部に限れば，整合に累重したと考
部三畳系~中部三畳系に対比されている.
えられる.
不整合で，凹凸面をもって援する.
(a) と (b) は
(b) と (c) は小断層
で接するところもあるが.一般に境界部が崖錐に覆われてい
ることが多く，詳細は不明である.
断層がある.
(c) と (d) の聞には小
(d) と (e) はスラストで境され.
(e) の最下
以下に各岩相を記載する.
(1)珪質頁岩:暗緑色や灰緑色で不明瞭な層理面を呈
し，鱗片状勢闘が発達する.鏡下では極細般の石英粒子
および粘土鉱物粒子を基質として，多量の放散虫殻と少量
足尾草野葛生におけるアンモナイトと放散虫化石の共存
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のシルトサイズの石英粒子を含んでいる.放散虫殻は基質
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と同じ粘土鉱物で充填されている.最上部は凝灰岩質で，
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漉緑色・暗緑色を呈して数 mm- 数 cm 角の石灰質な擦
を含む.
(2) 石灰質砂岩:石灰泥を基質として，ほとんどが細粒
~粗粒サイズの石灰岩片で構成される.わずかに同サイズ
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の石英粒子や micrite 岩片を含む.
(3) 醸質石灰岩:暗灰色~黒色の石灰質砂岩を基質と
する.離は灰白色および黒色を呈した石灰岩が多く.黒色
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程の角磯~亜門礁からなる.石灰岩片には
紡錘虫化石のほかに，海ユリや oeroid. oolite が含まれ，
また micrite 岩片や dolomite 岩片も観察される.黒色
チャートの多くは経数 cm の角礁で，紡錘虫化石を含むこ
とから珪化した石灰岩と考えられる.
(4) 含礎珪質頁岩:黒色および暗緑色で，努開面の発
達した瑳質頁岩の基質中に.
oebble-cobble
サイズの
石灰岩の亜円礁を散在的に含む.石灰岩離は灰色~暗灰
色が多く，明瞭な級化構造を示すものもある.嗣汰は著しく
悪い.
(5) 石灰質砂岩と穣岩の互層部:石灰質砂岩 (2) と礎
質石灰岩 (3) の互層からなる.しばしば級化構造を示し，
穣岩から砂岩への漸移も見られる.最上部には淘汰の悪い
有機質な黒色砂岩の薄層を伴う.
産出化石および年代首
F
i
g
.5 に示したように，アンモナイト産出層
準を挟んで 3 層準 (RYSK-Ol. 0
2
.04) から放散虫化石
を得ることができた (Table 1
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.2
)
. 3 層準から
放散虫化石:
得られた群集はいずれも .
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十
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++
正台uum maxwelliPessagno. などを含むことから臼Juma
echinatus 群集帯(八尾ほか.
1
9
8
2
.Matsuokae
tal
.
.
1994) もしくは Tricolocapsa plicarum 帯 (Matsuoka
andY
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.1
9
8
6
;Matsuoka.1995) の群集に比較される.
さらに T. tetragona や E. semifactum は Tricolocapsa
pjicarum 帯の上部に限って産出することことが報告されてい
る (Nagai
andM
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.1990;Matsuoka.1
9
9
5
)
.
よって，本群集は T. plicarum 帯の上部に相当し，放散
虫化石群が示す年代は
late
Bajocian - early
Bathonian と考えられる.
アンモナイト化石:アンモナイト化石は Fig.5 に示すよ
する.厚さ数 mm の葉理が発達し，この面に沿って剥離性
が見られる.アンモナイト化石はこの薬理面上に見られる.
アンモナイトについては，深田地質研究所の佐藤正先生
に鑑定して頂いた.得られた化石試料は螺環の一部の外形
で，保存された部分の大きさは 5X5cm 程である.頁岩
の層理面に平行に強く圧縮され偏平しているが，査んではい
ない.腹側には突出したキールがあり，肋は明瞭で，間隔
が広く鎌形に曲がっている.これらの特徴は Cleviceras
chrysanthemum(Yokoyama.1904) に近いことから，
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.1904)
うに，石灰質礎岩層の最下位層準に含まれる石灰質な頁岩
として，現在投稿中である .
礁から産出した.頁岩礁は黄褐色で，比較的偏平な形を呈
を含めた環太平洋に広く知られ，いずれも Lower
Cleviceras 属の産出は日本
鎌田祥仁・溝部真一
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Toarcian から報告されている.
日本においても Lower
らを含む母岩は付加作用を被っていることから，その層序・構
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造は複雑で，これまでに微化石と大型化石の層位関係が明
cum 帯--- D
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sheJianthoides 帯 (Sato and
確な報告例はほとんどない.今回筆者らは葛生地域におい
Toarcian に対比された Protogrammoceras
Westermann, 199 1)の重要な要素となっている.
考察
1. 徴化石と大型化石の年代の差
一般に大型化石は，放散虫化石を含むことが稀な砂岩・
て，アンモナイト化石の産出層準を挟んで，上下数 10 cm
の範囲内にある 3 層準から放散虫化石を得ることができた.
当初，これによって異なるタクサによる年代クロス・チェック
が期待されたが，既に述べたように本研究の検討セクション
では，放散虫化石とアンモナイト化石の示す年代が大きく異
頁岩などの粗粒砕屑岩から産出することが多く，西南日本の
なることが明かになった.前者は late B
ajocian-early
付加体では両者が共存する例は極めて少ない.また，これ
Bathonian，後者は early Toarcian を示し，その年代
1
9
7
足尾帯葛生におけるアンモナイトと敏散虫化石の共存
差はおおよそ 20 ffi.Y. にもなる.本研究の結果では各々の
研究グループ，
タクサが示す年代が異なるが
石灰岩の産状を再検討すると.それらは岩相から大きく2つの
これは後述する様にアンモ
タイプに分けられる.一つは石灰質な砂岩や泥岩を基質と
ナイト化石の再堆積によるものと推定できる.
検討セクションの珪質頁岩は
1974) に記載されている‘三畳系'蝶質
極細粒の石英粒子および
する醸岩で，三畳紀のコノドント化石が混在する.もう一方
粘土鉱物粒子を基質として多量の放散虫殻と，少量のシル
は，緑色および赤色の珪質頁岩を基質とした礎岩である
トサイズの石英粒子を含んでいる.この岩相的特徴は，近
(コノドント団体研究グループ，
年ジュラ紀付加体の研究から明かにされた半遠洋性のジュラ
者らの研究では，後者のタイプの膿岩を鶴察できなかった
1974, f
i
g
.6>.
今回の筆
系珪質頁岩に比較される.これに対し前述したように，石灰
が，これまでの記載に従うと，この様岩には石灰岩礁のほか
質砂岩は砂粒子サイズの石灰岩片で構成され，醸岩は，
に緑色岩類の諜が含まれ
基質と礎種が‘三畳系'礎質
淘汰の悪い角醸~亜門嘆からなる.砂岩や醸岩は明瞭な級
石灰岩とは大きく異なる.また基質の緑色および赤色珪質
化層理が認められ，薄く成層する.これらの特徴から，この
頁岩は，現在の知識からするとジュラ系と考えられる (Fig.
石灰質砂岩や礁質石灰岩は乱泥流または土石流堆積物と
6
-(
d
) ').今回，ジュラ紀古世アンモナイト化石の産出に
推定される.また，大型化石を産出した最上部のプロック
よって下部ジュラ系の離が
(d) だけでなく，ほかの層準の珪質頁岩にも醸質石灰岩が
動し，再堆積していることが明かになった (Fig. 6>. これは，
擦として含まれていることは，再堆積作用が断続的に起こっ
後背地にあったより古いジュラ系が浸食・運搬されたことを示
ていたことを示すと考えられる.
している.珪質頁岩を基質とする礎岩の堆積は，今回明ら
アンモナイト層準を挟む3 層準から産出する放散虫化石の
中部ジュラ系瑳質頁岩中に移
かになった再堆積作用と密接に関係すると考えられる.これら
群集構成はほぼ一様で，同一化石帯に比較されるととから，
の浸食・運搬は，もちろん三畳紀の再堆積作用とは区別す
検討セクションは珪質頁岩が堆積する半遠洋域の堆積場
る必要がある.今後は，その供給源や再堆積過程の解明
に砂質石灰岩・石灰岩礁を含む乱泥流または土石流の作
が重要である.
用によって，石灰岩類の礁が再堆積した結果，形成されたと
まとめ
考えられる.
1.葛生地域蓑輪鉱区に露出する中部ジュラ系珪質頁岩中
2
.
ジュラ紀古世アンモナイトの産出意義
に石灰質砂岩や醸岩が挟在することが明らかになった.
葛生地域築輪鉱区の層序をまとめると，下位から， (a) 中
2.
珪質頁岩からはジュラ紀中世の放散虫化石，整合に累
部ペルム系石灰岩一 (b) 三畳系離質石灰岩一 (c) ジユ
重する石灰質標岩の礁からは，ジュラ紀古世のアンモナイト
ラ系珪質頁岩ー (d) 石灰質砂岩・醸質石灰岩を挟む珪
化石 (CJeviceras
質頁岩ー (e) 三畳系層状チャートと累重する (Fig.
4, 6
)
.
(a) はペルム紀新世まで堆積が連続し，三畳紀になって削
剥・再堆積が行なわれた(IgO
andIgo, 1
9
7
7
>
. (b)
は
灰白色で塊状のペルム系石灰岩の凹凸面を埋積・付着す
cf
.chrysanthemum)
3. 放散虫化石は late
が得られた.
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アンモナイト化石は early Toarcian を示し，その年代が
異なる.
4.
薄く成層し般化層理が発達する石灰質砂岩，著しく淘
るように露出していることからも，前者を不整合に覆うことは明
汰の悪い諜岩などは，乱混流もしくは土石流によって運搬さ
かである.また，主に上部ペルム系の石灰岩礁を含み，基
れてきたものと推測され，アンモナイト化石と放散虫化石の年
質部には三畳紀古世 (S pathi
an) .......三畳紀新世
代差は，アンモナイト化石を含む醸の移動・再堆積によるも
(Norian) のコノドント化石が混在することから，ペルム系石
のと考えられる.
灰岩の削剥・再堆積は，この間に起きたと考えられる(小池
5. アンモナイトの産出から下部ジュラ系の存在が明かになり，
1
9
7
4
>
.
(b) および (c) は層厚が薄く，側方に著
さらにそれらが中部ジュラ系に再堆積していることが明かに
しく変化する.両者の関係を示す露出は少ないが，これまで
なった.これまでに三畳系に一括されていた諜質石灰岩のう
ほか，
の観察で，両者は小断層で接したり，ペルム系および三畳
ち，少なくとも珪質頁岩を基質とするものは中部ジユラ系と考
系石灰岩の凹凸面を埋めるように (c) が露出している.し
えられる.
かし詳細はまだよく分からず，今後さらに検討を行なう予定で
ある.
(d) の珪質頁岩は含まれる放散虫化石や岩相が類
似すること，
謝辞
(c) の珪質頁岩にも散在的ながら礎実石灰岩
の擦が含まれることから， (c) の珪質頁岩と一連のものと考え
られる.これについても今後さらに検討を行なう必要がある.
従来の報告(たとえば，小池ほか， 1974; コノドント団体
〆J
佐藤正先生(深田地質研究所)にはアンモナイト化石
の鑑定をしていただくと共に，粗稿を読んでいただき，貴重
なご意見を頂いた.調査の際に，吉湾石灰工業株式会社の
鎌悶祥仁・溝部真一
1
9
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博史氏には入山の許可をいただいき，いろいろと便宜を計っ
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ていただいた.また，猪郷久義〈筑波大学名誉教授) ，猪
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.
土津靖氏・椿徳弘氏，住友大阪セメント株式会社の平塚
郷久治(東京学芸大学地学教室長) ，指田勝男・安達修子
(筑波大学地球科学系)の諸先生方には現地で議論してい
ただいた.以上の方々に深く感謝の意を表する.
文献
コノドント団体研究グループ，
1974，本邦のニ畳系と三畳
系の境界におけるコノドントについてー唐沢地域における
鍋山層とアド山層の層序とフオーナー，地球科学， 28，
8
6
9
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1961 ,
藤本治義，
地質調査所
羽鳥晴文，
5万分のl地質図幅「栃木j 同説明書.
62p.
1965 ，足尾山地南東部の層位学的研究.地
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質雑，
五十川淳一・相田吉明・酒井豊三郎，
1998 ，栃木県葛
生町箕輪地区の層状チャートから産出する前期三畳紀
放散虫化石，大阪微化石会誌，特別号，
No.11 ，
81 ・
9
3
.
鎌田祥仁， 1997 ，足尾帯葛生地域におけるチャートー砕屑
103, 343-356.
小林文夫， 1979 ，栃木県葛生地域の鍋山石灰岩の岩相と
堆積環境について.地質雑，
小池敏夫・渡辺耕造・猪郷久治，
大高真由美・相田吉明・酒井豊三郎， 1998 ，足尾山地，
葛生町箕輪地区の中部三畳系層状チャート層の放散虫
化石層序，大阪微化石会誌，特別号，
No.11 ,
95幽
1
1
3
.
指田勝男・猪郷久治・猪郷久義・滝沢茂・久田健一郎・
柴田知則・塚田邦治・西村はるみ， 1982 ，関東地方
のジユラ系放徴虫化石について.大阪微化石研究会誌，
No.5 , 5
1
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特別号，
(1/2)， 81・ 108.
1996, Tect'On'Os回ltigraphy '
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Matsuoka, A. 岨d Yao, A., 1986, Anewlyp
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.Japtm , N.S., no.159, 587幽602.
85, 627-642.
1970 ，日本産三畳紀
コノドントによる新知見，地質雑，
76,
267・ 269.
小池敏夫・猪郷久義・猪郷久治・木下勤，
1974，栃木
県葛生地域の二畳系鍋山層とアド山層の不整合とその
地史学的意義，地質雑， 80, 293・306.
Matsuoka, A. , 1995 , J
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庄司カ偉・久保重明， 1970 ，栃木県葛地域に発達する古
生層の堆積学的研究，日本地質学会第 77 年学術大
会講演要旨，
柳本格，
p.81
.
1973 ，栃木県葛生地域の中・古生層の層序と
地質構造の再検討.地質雑，
八尾昭・松岡篤・中谷登代治，
79, 441-451
.
1982 ，西南日本トりア
ス紀・ジュラ紀放散虫化石群集.大阪微化石会誌，特
No.5 , 2
7
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Y'Ok'Oy佃1a， M., 1904, J
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(20), 1・ 17， Pl
.
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.
別号，
吉田三郎， 1956 ，栃木県安蘇郡葛生町付近の地質(1).
北海道地質要報，
吉田三郎，
32，ト9.
1957 ，栃木県安蘇郡葛生町付近の地質 (2).
北海道地質要報，
33, 1
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足尾帯葛生におけるアンモナイトと放散虫化石の共存
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01 , 5: RYSK・01). F
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.7, 8, 9, 10. TricolocapsaplicarumYao(7， 9， IO:RYSK・02， 8: RYSK・04). F
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:RYSK・04， 12:RYSK・01). F
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Eu，伊対diellum semifi酬mN郁iand Mizutani (RYSK・例). F
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.Euのグtidiellum 甲'.(RYSK・01). F
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.5, 6
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甲，.(RYSK・02). F
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.7, 8
.Pan，伽'ellium 叩.(RYSK-O l). Figs.9, 10, 11 , 1
2
.Archic，呼'-Sasp. (9, 10: RYSK-O l , 1
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:RYSK-02, 1
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:
RYSK・04). Figs.13 , 1
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.HsuummaxwelliPessa伊o (RYSK・01). F
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.Hsuum 叩. (RYSK・02). F
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:RYSK・01 ， 1
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:RYSK
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鎌田祥仁・溝部真一
足尾帯葛生におけるアンモナイトと敏散虫化石の共存
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