浅川や裾花川の流域には、凝灰岩層を挟む砂岩礫岩層が分布する。この地層を鈴木（1938）は猿丸(さるまる)砂岩蛮岩層と呼んだ。猿丸の名称は、長野市北西部に隣接する戸隠村猿丸に由来する。八木・八木（1958）は、猿丸層を下部と上部とに区分した。猿丸層は下位の荻久保砂質泥岩層に整合に重なる。模式地は長野市と戸隠村との境界の大沢で、このルートでは沢沿いや道路沿いに現在もよい露頭が連続し、地層見学の好ルートとなっている。

　猿丸層は、飯綱高原の外縁部をとりまくように帯状に分布する。分布域は、西の上犬飼から影山・上ヶ屋(あげや)・門沢・北郷・台ヶ窪・坂中峠と連続分布し、浅川上流域にもっとも広く分布する。層厚は浅川ルートで厚く約800m、猿丸ルートでは600mほどである。

　岩相は砂岩・礫岩を主体とし、軽石質の凝灰岩層を数多く挟んでいる（写真2－39・40）。西の猿丸ルートと東の浅川ルートでは岩相が異なっているが、岩相によって下部・中部・上部に三分することができる。下部層は塊状の細粒砂岩層・砂岩礫岩互層・礫層をはさむ砂層からなる。中部層は礫岩をはさむ中粒～粗粒砂岩と細粒砂岩との互層・砂質シルトからなる。上部層は厚い酸性凝灰岩層をはさむ礫岩層である。これらの地層には、上方粗粒化や上方細粒化などの傾向が繰りかえし認められ、全体的には上位に行くにつれて岩相は粗粒化する。酸性凝灰岩層は数多くはさまれるが、層厚10mを超えるものには下位からt1、t2、t3、t4と名前が付けられている（斎藤，1957）。本書では猿丸層を、t1凝灰岩層の下底からt4凝灰岩層の下底までに限定し、t4凝灰岩層より上位の地層を水内(みのち)層として区分した。t1凝灰岩は層厚14mの軽石質ガラス質凝灰岩、t2凝灰岩は層厚14mの軽石凝灰岩、t3凝灰岩は何層かの凝灰岩からなり、もっとも厚いガラス質凝灰岩は層厚約30m、t4凝灰岩は溶結凝灰岩で層厚25mである。これらは猿丸層の対比に有効な鍵(かぎ)層となっている。礫岩層はチャート・粘板岩・砂岩などの古期岩類や安山岩・ひん岩などからなる。古期岩類はいずれも北アルプス方面から運ばれてきたものである。

　砂岩層には、平行葉理(ようり)・各種のリップルマーク・各種の斜交葉理などの堆積(たいせき)構造やサンドパイプ（写真2－41）・生物擾乱(じょうらん)など、礫岩には偽礫(ぎれき)・含礫泥岩・含礫砂岩・不淘汰(とうた)礫岩など、泥岩には根痕(こん)や亜炭を挟むものなどさまざまな特徴をもつ岩相が発達する。これらの特徴に注目すると、地層の堆積環境を明らかにすることができる。堆積相の解析によると、荻久保－猿丸ルートの猿丸層の堆積環境は、下位から陸棚－沿岸、扇状地－三角州、陸棚－沿岸、鳥趾(し)状三角州、網状河川と変化し、しだいに陸化していったことが明らかにされ、浅川ルートにおいても同様の傾向が認められた。したがって、猿丸層は海退期の典型的な堆積物であることが証明された（渋谷・赤羽，1994）。

　猿丸層の年代は、酸性凝灰岩のフィッショントラック年代が測定され、t1の少し上位の凝灰岩が2.99Ma、t2凝灰岩が2.28Ma、t3凝灰岩が1.7Ma、t4凝灰岩が1.52Maの値が報告されている（鈴木・宮下，1985）。このことから猿丸層は、鮮新世の約300万年前から第四紀の150万年前までの150万年間に堆積した地層である。