06003_1970

地域地質研究報告
５万分の１図幅

秋田（6） 第 3 号

# 五城目 ごじょうめ 地域の地質

応用地質部 長谷紘和
地質部 平山次郎

昭和 45 年

地質調査所

    目次

    I. 地形
    II. 地質
    II.1 概説
    II.2 新第三系
    II.2.1 火成岩
    II.2.2 小谷沢層
    II.2.3 小阿仁層
    II.2.4 爼山火山岩類
    II.2.5 女川層
    II.2.6 船川層
    II.2.7 森山火山岩類
    II.2.8 天徳寺層
    II.2.9 笹岡層
    II.2.10 鮪川層
    II.3 第四系
    II.3.1 潟西層
    II.3.2 段丘堆積物および砂丘
    II.3.3 冲積層
    III. 応用地質
    III.1 概説
    III.2 石油および可燃性天然ガス
    III.3 温泉および鉱泉
    III.4 パーライト
    III.5 石材および砂
    III.6 炻器粘土
    文献

    Abstract

地域地質研究報告
５万分の１図幅 （昭和 44 年稿）

秋田（6） 第 3 号

# 五城目 ごじょうめ 地域の地質

五城目図幅の作成は昭和 40 年から昭和 43 年にかけて実施された。 野外調査の延日数は 225 日である。

野外調査にあたっては， 五城目町役場から調査上の種々の便宜をうけた。 地質図幅の作成にあたって， 五城目 [ 図幅地域の ] 南部地域は 昭和 38 年に出版された「日本油田・ガス田図 5 五城目南部」に負うところが多く， また図幅地域の北西部は伊田一善氏による未公表地質図に負うところが多い。 層序については三梨昴技官， 貝化石の同定については大山桂技官， 温泉については中村久由技官に現地において種々の教示を受けた。 小谷沢 こやのさわ 層の化石の同定については水野篤行技官をわずらわした。 さらに秋田大学鉱山学部の藤岡一男教授・井上武教授・高安泰助助教授， 秋田県庁の狩野豊太郎産業労働部長， 石油開発公団 秋田鉱業所の木下浩二所長， 藤原昭探鉱課長ならびに帝国石油 秋田鉱業所の諸氏に種々の御便宜， 御教示を受けた。

また松野久也技官・大沢穠技官から討論， 助言を受けた。

## I. 地形

本調査地域は， 東北地方の北部， 日本海側に位置し， 大部分は八郎潟 [ 以下の [注] 参照 ] に， 南の一部は日本海に面する。 地域内西縁に位置する八郎潟は， 昭和 32 年から開始された干拓工事の完成によって， 現在では一部の承水路， 調整池などの水面部を残して， 干拓地（八郎潟干拓地）となり， 水田として利用されている。

[注]
  とくに混乱するおそれのない場合を除いて， 八郎潟干拓地を八郎潟と呼ぶ。

### 第 1 図 切峰面図

本地域の地形は地質および地質構造に規制され， 地形的特徴は南北方向に連続性をもっている。 地域内では， 東方 内陸部に向かって相対的に高度を増し， さらに火山岩の分布する地域は， 泥岩の分布する地域に較べて相対的に高い。 本地域の切峯面図を示すと第 1 図のとおりである。 本地域の地形区は， 大きく以下の３地区に分けられる。

  八郎潟周辺低地
  丘陵地域（標高はほぼ 200 m 以下）
  山地（標高はほぼ 200 m 以上）

本地域内における最高点は標高 721.8 m の 爼山 まないたやま [ ← 図幅地域南東隅やや内側 ] である。 河川としては小規模なものが多いが， これらのうち 馬場目川 ばばめがわ が主要河川であり， 地域内南東縁付近を北流し， 中央部にいたって西に方向を転じ， 五城目町付近で 富津内川 ふつないがわ を併せて八郎潟に注いでいる。

八郎潟周辺低地 は， さらに (1) 砂丘， (2) 冲積平野および (3) 八郎潟干拓地に細分される。

(1) 砂丘は本地域の南西端の 天王 てんのう 町に発達する。

この砂丘は北西 - 南東方向の砂丘列群と砂丘間の低地列群とからなる。 砂丘列の内縁は大清水で国道 7 号線（羽州街道）沿いに露出するが， さらに南にのびて域外の秋田市内の 追分 おいわけ ・ 土崎 つちざき に連なる。

砂丘列群はまれに標高 20 m を超えるが大部分が 20 m 以下の波状地形をなす。 砂丘列の砂質地はぶどう・なしなどの果樹園として利用されているところが多く， 砂丘間低地は水田として利用される。

(2) 冲積平野は主として馬場目川および八郎潟の埋積作用によって形成されたものである。 五城目町付近で丘陵部を流過した馬場目川は平野部を西流して八郎潟に注ぐが， 河口には三角州平野が形成されている。 平野部において， 馬場目川は過去に幾たびも河道を変更しており， 空中写真によれば， 区画整理の済んでいない水田地域では旧河道が保存されている状況がよくわかる。 小池 [ ← 森山の西方 1.5 km ] を経て 夜叉袋 やしゃふくろ [ ← 小池の西方 1.5 km ] にいたる旧河道は馬場目川の旧水路と考えられる。 一日市 ひといち [ ← 夜叉袋の南方 2 km ] には河跡湖がみられる。 また干拓以前の八郎潟の旧湖岸線に沿う幅約 500 m の地域は， とくに暗い写頁階調を示している。

この [ 暗い写頁階調の ] 部分は旧湖汀線の退却を示すもので（狩野豊太郎， 1965）， とくに含水量の多い土質からなっているものと考えられる。 一方 馬場目川などの河口付近における自然堤防は明るい写真階調を示し， 砂質に富む地質であることが推察できる（第 2 図）。 本地域内の河川はいずれも小規模ですべて八郎潟に流入する（第 1 表）。

### 第 2 図 馬場目川の下流の旧河道と八郎潟の後退を示す低湿地域（斜線の部分）。 1948 年 5 月撮影の空中写真に基づく

### 第 1 表 図幅地域内の河川（農林省 八郎潟干拓事務所の塚本元技官・他による）

  河川名 | 流域面積（ha） | 流路延長（km）
  馬場目川 | 211,532 | 28.5
  井川 [ ← 図幅地域南北中央付近 ] | 41,972 | 15.0
  豊川 [ ← 井川の南方 5 km ] | 25,600 | 15.0
  馬踏川 [ ← 豊川の西方 2 km ] | 35,203 | 12.3
  鯉川川 [ ← 図幅地域北端 ] | 13,994 | 4.4

馬場目川はこのうち最大で， 富津内川， 内川川 うちかわがわ [ ← 五城目の西方 2 km の 小倉 おくら 温泉附近で北方から富津内川に合流 ] はその支流である。 河川の規模が小さいために冲積平野・谷底平野の発達は貧弱であり堆積物も厚くない。 坑井資料によれば， 飯塚 SK1 号井 [ ← 飯塚は井川の南方 2 km ; 国道 7 号線の東側 ] で冲積層の厚さは 21 m と算定されている。

(3) 八郎潟干拓地は昭和 32 年以来， 農林省による干拓工事によって様相を全く変えた。 干拓の以前には 22,173 ha の湖水面積をもつわが国第２位の湖であったが（第 3 図）， 昭和 39 年までに 17,176 ha が干拓され， 現在では湖の中央部は八郎潟中央干拓地となり， 旧湖水面は承水路や調整池としてわずかに残されているにすぎない。

### 第 3 図 干拓以前の八郎潟の湖底地形図。 八郎潟の研究（1965）による

丘陵地域 : 標高 200 m 以下の丘陵からなり， 主として油田第三系および第四紀の潟西層の分布する地域であって， 後述する地質構造区分の 西側の褶曲地域と中央の向斜地域および東側の褶曲地域の一部に相当する。 地形は良く開析され水系は樹枝状を示す。 また河川に沿っては小規模ながら河岸段丘が発達し， 五城目町の東部および井川に沿っては段丘面と段丘堆積物が卓越して観察される。 一方 [ 図幅地域南部の ] 豊川や馬踏川においては段丘はほとんど発達しない。 低位丘陵地域において， 森山（325.4 m）・ 高岳 たかおか 山（221.4 m）・ 湯越 ゆこし 山（206 m）などの [ 図幅地域北方で ] 突出した山体はすべて噴出岩からなる。 湯越山の流紋岩熔岩は五城目町 富田 とみた [ ← 五城目の東方 3 km ] から 湯ノ又 ゆのまた [ ← 湯越山の南方 1.5 km ; 富田の北東方 3 km ] にかけて地形的にも周囲に較べ標高が高く容易に追跡できる。

山地 : 爼 まないた 山を中心とする， 主として安山岩質熔岩・火山砕屑岩・凝灰岩などの岩質からなり， 本図幅地域内ではもっとも急峻な地形を示す。 山塊を開析する河谷は随所に滝または急流を形成している。 これらの火山岩類は爼山付近を中心に南北方向に分布するが， とくに馬場目川以北ではその東端は断層によって境され山稜をなして細く北にのびる。

この部分は地形的に山稜をなすばかりでなく， 地質構造の上からも爼山の隆起地域の背斜部に相当している。 東端を境する断層は 北口 きたぐち 付近でもっとも見掛の落差が大きく， これを北口断層と名付ける。 この断層は形成の時期はかなり若いものと考えられ， 地形上からもケルンコル [ 断層鞍部 ] ・ケルンバット [ 断層崖の前面の小丘陵 ] が配列し断層地形を示す。

爼山火山岩類を横断して西流する馬場目川および同支流の富津内川は それぞれ横断部で水峡隘 [ ≒ 狭い水路 ] を形 成し， 川底に堆積物は見られない。 断層を境にして東側にはふたたび第三系の堆積岩が繰り返して分布するが， 地形的には標高 200 m を超えるところが多く， 隆起量は大きい。

その他のこの地域内の興味深い地形に図幅地域最東端，馬場目川上流の 蛇喰 じやばみ 付近に拡がるゆるい波状地形がある。 ここでは周囲の急峻な地形と比較して小範囲に 標高 180～200 m のなだらかな丘陵が展開するが， この地形中に直径約 100 m のほぼ真円に近い凹地がある（第 4 図）。

### 第 4 図 蛇喰の東方の異常地形（凹地）

周囲の地質は女川層下部および小阿仁層上部の頁岩および粗粒玄武岩からなる。

[ 蛇喰の東方の ] 凹地には一面に葦が生い茂っており， 樹径最大 20 cm ほどの杉， 松および細い落葉樹が点在する。 しかし， この凹地に流入する沢はない。 この凹地は地元の人に「親爺」の名で呼ばれており， 付近にはこれよりもさらに小さい凹地があってそれぞれ「高ヤツ」， 「低ヤツ」と呼ばれている。 これらの地形は周囲の地形からみて衝突火口（impact crater）を想起させる。

## II. 地質

### II.1 概説

本図幅地域に分布する地層は主として， 新第三紀中新世～鮮新世にかけてのもので， 硬質頁岩・黒色泥岩・灰色泥岩などからなる「油田第三系」の堆積岩と， 「爼山火山岩類」として総称される安山岩類の熔岩および火山砕屑岩とからなる。 爼山火山岩類の背斜部には石英閃緑岩の迸入がみられる。 その他， 第四紀の湖成堆積物・段丘堆積物・砂丘砂および冲積堆積物が分布する（第 2 表）。

### 第 2 表 地質総括表

  絶対年代 × 106 yr EVERDEN・他（1964） | 時代 | 層序 （地質調査） | 岩相 | 泥質 | 主要化石 | 構造運動
  模式図 | 岩質
  …

地域西側の一端を占める八郎潟は干拓事業によって干陸化した。

油田第三系の分布はいわゆる「油田構造」に支配され， ほぼ南北方向の褶曲軸・断層によって同方向に細長い帯状の分布を示している。

本地域に分布する地層の名称は秋田油田一帯に広く用いられているものをそのまま使用し，模式地については地域内で別に定めた。

層序 : 地層は下位から 小谷沢 こやのさわ 層および 小阿仁 こあに 層・ 女川 おんながわ 層・船川層・ 天徳寺 てんとくじ 層・笹岡層・ 鮪川 しびかわ 層・ 潟西 かたにし 層・段丘礫層および砂丘砂・冲積層に分けられる。

小谷沢層は小阿仁層とともに本地域新第三系の最下位層で， 地域北西部の背斜心部に不規則ドーム状に分布する。 本層の下限は不明であるが露出部の層厚は 250 m 以上に達する。 その他， 火山岩にとりこまれた形で小範囲に分布がみられる。 岩質は凝灰岩・凝灰質礫岩・砂岩・泥岩および頁岩からなり， 最上部には石灰質凝灰岩および同質頁岩が介在する。 この中から化石を産出する。 小谷沢層は温暖浅海性の大型有孔虫 Miogypsina を含む化石種を産出し， 男鹿半島の西黒沢層に対比される。

小阿仁層は地域東端， 馬場目川の上流部にわずかに分布する。 本層は東隣の阿仁合図幅地域に主として分布し， 砂子淵 すなこぶち 層として知られる地層の一部に当たる。 本地域内では粗粒玄武岩・硬質頁岩を主体とする岩質を示す。

女川層は上位にのる船川層とともに本地域における含油第三系の主要部をなす。 地域北西部では小谷沢層を覆って海縁石を散在する砂岩を挾有する。 層理面の良く発達した硬質～珪質頁岩からなり凝灰岩層を多数挾有するが， 凝灰岩の発達には地域差が認められる。

また爼山火山岩類に近接した地域では [ 女川層の ] 層内に火山砕屑岩が頻繁に挾有される。 さらに地域東部ではしばしば粗粒玄武岩が貫入し， その多くは岩床状に層理面に平行するが， 荷背 にぜ ノ峠 [ ← 図幅地域の南北中央・東端から西方に 4 km ; 恋地 こいじ の西方 1.5 km ] で観察されるように脈岩状に貫入することもある。 本層中に化石の産出は少なく貧化石帯となっている。 苦灰質の団塊中に時々 魚鱗・魚骨等の化石が認められる。 本層は一部を除き広い範囲にわたって層厚 250～300 m を有するが， 爼山火山岩類に近接した地域では層厚が小で（水沢 [ ← 荷背ノ峠の西南方 1 km ] における層厚は 150 mにすぎない）， 全く堆積物を欠く地域もある。 爼山火山岩類の火成活動の時期は女川階に入って活発となり， 中期に至って活動の最盛期を迎えたものと考えられる。 爼山地域の東側に分布する玄武岩は沈降盆の縁辺相を示すものと推察される。

船川層は女川層を整合に覆って堆積する泥岩で， 本地域ではもっとも広く分布する。 女川階に引き続く船川階の堆積物で沈降盆が発達し厚い泥岩層が堆積した。 泥岩は黒色～灰黒色の塊状泥岩で， 俗に「黒色頁岩（black shale）」と呼称されているが， 層理面は発達しない。 本層の層厚は地域中央部で 670～700 m， 東部で 730 m と算定される。 地域的に多少の差はあるが， ほぼ 670～730 m の層厚を有することは 本地域全域に引続き沈降盆が発達したことが推察される。 しかし， 本層中には凝灰岩層や乱堆積層が発達し， 本層中部には貝化石を含む礫岩層が介在するなど， 必ずしも安定した堆積環境下にあったとはいえない。

[ 船川層の ] 乱堆積層は「表層地すべり型」の海底地すべりによるものと結論される。 船川層の基底から乱堆積層準までは [ 地域によらず ? ] ほぼ等しい層厚を有するが， 乱堆積層準から天徳寺層との境界までの層厚には明らかに差異があり， 乱堆積層が厚い部分では逆に乱堆積後の [ 船川層の ] 堆積量が少ないことは注目に値する。

本層 [ = 船川層 ] 中の凝灰岩層のなかには木炭片を伴うものがあり， 供給源が陸域であったことを暗示している。 爼山火山岩類に接した地域では本層の発達は薄く爼山火山岩類の上に直接のる。 本層の乱堆積層中の粗粒部および本層中部の礫岩・含凝泥岩中から 貝化石などの大型化石を産出する。

天徳寺層は船川層を整合に覆う。 岩質は青灰色のシルト岩が主体である。 凝灰岩は一般に細粒で薄層のものが多い。 本層中から貝化石を産出する。 [ 天徳寺層の堆積と同時期に行われた ? ] 湯越山の火成活動に伴う熔岩・火山砕層岩層の層準は 岩相からみても一つの堆積環境の変換期に相当するものと考えられる。 層厚は 430～460 m に達する。

笹岡層は砂質シルト岩～シルト質砂岩を主体とし， 間に砂岩・礫岩・凝灰岩をはさむ。 粗粒層の発達は本層下部と上部に顕著であって中部は比較的細粒層からなる。 本層には粗 - 細 - 粗の堆積小輪廻が観察される。 地表では下位の天徳寺層とは整合関係にあるが， 八郎潟周辺地域の坑井資料によれば， 本層の基底部には著しい不整合が存在することが知られている（池辺穣・岩佐三郎， 1963）。

本層 [ = 笹岡層 ] 中からは多くの貝化石を産出する。 層厚は 510～740 m にわたり地域による堆積量の差がめだってきている。

鮪川層は本地域では中央向斜地域の向斜軸部にわずかに分布するに過ぎない。 斜交葉理の発達した細粒～粗粒砂層からなる。

潟西層は油田第三系の地層を傾斜不整合に覆う。 しかしながら， 鮪川層との関係は本地域では分布が距たっていて不明である。 本層は主として中粒～細粒砂層・礫層からなり層厚は 50 m 以上である。 層理面はほぼ水平で， わずかに西に傾斜し， 油田構造の支配は受けていない。 本層中の化石は， わずかにシジミ貝がまれに産出するのみである。 本層は湖成層と考えられている（藤岡一男， 1965）。

地質構造 : 本地域における地層は南北帯状の構造支配を受け構造に調和した分布を示す。 しかし， 地域的特徴によって， 次の４構造区に細分することができる。 すなわち， (1) 西側褶曲地域， (2) 中央向斜地域， (3) 爼山隆起地域， (4) 東側褶曲地域である（第 5 図）。

### 第 5 図 地質構造区

西側褶曲地域および爼山隆起地域は相対的隆起地域に相当し， 中央向斜地域と東側褶曲地域は相対的沈降地域に相当する（第 6 図）。

### 第 6 図 地質構造図

[ 男鹿半島の ] 西黒沢層相当の小谷沢層が分布する西側褶曲地域では明らかに２系統の構造が発達する。 １つは地域全般に共通する N - S 性の褶曲ならびに断層系である。 他の１つは NW - SE 性の褶曲ならびに断層系である。 琴丘 ことおか 町 鯉川付近 [ ← 図幅地域北端の八郎潟沿岸付近 ] では N - S 性の断層が NW - SE 性の断層および褶曲軸を切る形で発達している （N - S 性の断層から派生して NW - SE 方向を示すと考えられるものは N - S 性の系に含める）。 しかし一方， 小倉 [ ← 小倉温泉の北方 2 km ] の西方では N - S 性の褶曲軸が NW - SE 方向の褶曲構造によってたわめられているのが観察される （この地域は女川層の硬質頁岩を主とする岩相で， 層理面の良く発達した頁岩中に発達する波長の短かい褶曲の観察に基づく）。

以上２つの事実から， N - S 性の構造軸と NW - SE 性の構造軸とは同時期に形成され， 共役の関係にあるということができる。

八郎潟周辺の空中磁気調査結果にみられる全磁力・鉛直２次微分図は 基盤の構造が鯉川付近で NW - SE 方向の規制を受けていることを暗示するものであろう （第 7 図）。

### 第 7 図 八郎潟地区 空中磁気図（全磁力・鉛直２次微分， S = 2 km）。 地質調査所の小川克郎技官ら（1967）による

女川層の硬質頁岩は明瞭な厚板状の層理面を示すが， 微小褶曲が著しく， 褶曲の波長も小さいものでは 10 数 m 級のものが普遍的に観察される。 なかでも西側褶曲地域および爼山周辺部の 恋地 こいぢ 付近では地層のうねりはとくに発達が著しい。

女川層中の微小褶曲は上位の船川層以降の地層と比較して頻度が高いのみならず， 下位の小谷沢層の砂質部と比較してもむしろ頻繁に観察される。 地表面では硬い岩質（珪質）を示す頁岩が， 地下ではむしろ可塑性に富んだ物質として振舞ったものと推察される。

船川層は女川層と比較して褶曲軸の波長は長く， 断層の発達もそれほど顕著ではない。 しかし， 本層中には乱堆積など地層堆積時における異常が観察されることは注目に値する。 天徳寺層以降の構造は上位層ほど単純な構造を示す。 潟西層はいわゆる「油田構造」の支配を明確に受けてはいないが， 地盤運動は第四紀に入ってからも継続し， ほぼ南北方向を示していることがうかがわれる（第 8 図）。

### 第 8 図 八郎潟周辺の水準点変化（狩野豊太郎（1968）による）

本地域に発達する断層のうちで 北口 きたぐち [ ← 図幅地域北東隅から南南西方 4 km ] 付近で見かけ上 最大の落差を持つ北口断層は爼山隆起地域の東縁を限る。 露頭での観察によれば その断層面は高角度で西に傾斜する逆断層である。

爼山隆起地域の西縁に沿った豊川上流では， 地層は堆積盆の基盤を構成する爼山火山岩類にオフラップ [ off-lap ; 海退に伴う堆積様式 ] しており， この地域では時代が新しくなるにつれて堆積盆が西へと移動したことが推定される。

### II.2 新第三系

#### II.2.1 火成岩

本図幅地域の中南部の井川上流の爼山山塊西部には， 爼山火山岩類の変朽安山岩および同質の凝灰角礫岩に接して 石英閃緑岩の貫入岩体がみられる。 本岩体は船川層および天徳寺層とは一部 断層で接する。 また古井内 [ ← 図幅地域の東西中央・南端から北方 2 km ] の東方の大沢橋では両層が石英閃緑岩上に直接のる。 これらの関係から本岩体の貫入時期は爼山火山活動以後， 女川階中期～後期であるといえる。

岩質は肉眼ではやや緑色を帯び暗灰色細粒岩が主体を占めるが， 部分的には斑晶がやや大きく， 完晶～半完晶質で石英安山岩～石英 ? 岩質のこともある。 鏡下では長石中に石英の微粒が多数含有され文象組織を示す。 角閃石は繊維状の細粒組織を示す。 斑晶の大きいものは 0.8～1.2 mm である。 石英粒はほぼ丸味を帯び直径 0.5 mm 程度である。 斜長石の累帯構造は著しくない。 副成分鉱物として磁鉄鉱が生成し， 菱形～不規則粒状を示す。

[注]
  ここに記されている火成岩は後述する「II.2.4 俎山火山岩類」の火山岩類とは別物か ?

#### II.2.2 小谷沢 こやのさわ 層 [ Ky ]

小谷沢層（命名 : 藤岡一男・井上武， 1957） [ 以下の [注] 参照 ] は本図幅地域の最下位の地層で下限は不明である。 地域内では凝灰岩・凝灰質頁岩・頁岩が主であるが， 北隣の「森岳」図幅地域の馬ノ松 [ 位置不明 ] から神馬沢にかけては馬ノ松火山岩を伴う。 本層中の石灰質凝灰岩および泥岩中からは貝化石・有孔虫化石・植物化石が産出する。 とくに暖流系大型有孔虫 Miogypsina の産出が知られており（井上武， 1957）， 男鹿半島の西黒沢層に対比されている。

[注]
  地層名の命名および原記載は地層名辞典を参照することをもって原典に代えた。 以下同じ。

模式地 : 山本郡 琴丘町 小谷沢部落周辺 [ ← 図幅地域北端・八郎潟の東方 3 km ]

分布および層厚 : 本層は主として五城目町 山根 [ ← 五城目の北方 2 km ] の北方から琴丘町 鯉川を経て小谷沢にいたる地域に発達し， ほぼ NNW - SSE 方向にのびる背斜軸の中心部に分布する。 この地域の本層は小褶曲が発達し， また小規模のドーム構造・盆状構造が発達する。 本層の下限は露出せず不明であるが， この背斜部での層厚は 250 m 以上に達する。 その他， 本層相当層は分布範囲は狭いが， 図幅地域北西端の鯉川川に沿う地域に， 冲積層下に伏在する NW 方向の背斜軸を取りまいて分布する。 また筑紫岳 [ ← 八郎潟の東部承水路の三倉鼻の東方 500 m ] の東麓および高岳山の東部の白木沢 [ ← 高岳山と森山の間 ] では火山岩にとりこまれ， ルーフペンダントとなっている。 白木沢堰堤の南端では層厚が 108 m をこえる。 ここでは地層が逆転している。 地質柱状図は第 9 図のとおりである。

### 第 9 図 白木沢における小谷沢層柱状図。 括弧 "()" 内は cm [ 単位の層厚 ] を示す

岩相 : 本層は主として帯緑色の凝灰岩および凝灰質砂岩・礫岩・砂岩・頁岩からなる。 山根の北方の小倉の西部奥および小谷沢の背斜軸部では， 淡黄緑色～青緑色を示す細粒～中粗の凝灰質砂岩が卓越し， 本層露出部の下位から上位につれて細粒の泥岩・凝灰質泥岩が優勢となる。 凝灰質岩のなかには石灰質の部分があり， 貝化石のほか大型有孔虫・砂質有孔虫および放散虫化石を産出する。

石灰質凝灰岩は本層の最上部層準に発達する。

筑紫岳の東麓に露出する本層は青緑色の凝灰質礫岩である。 高岳山の東部の白木沢では， 黄灰色ないしは暗赤褐色の礫岩・砂岩，および泥岩からなり， 上部には凝灰岩が発達する。

層位関係 : 本層と下位層との関係は本地域では確かめられない。 上限は女川層に整合に覆われるものと推定される。 本層上部は石灰質凝灰岩を挾有する凝灰岩と頁岩が互層する。

頁岩中にはやや粒子の粗い物質が混入する。

本層中の頁岩は女川層の典型的な硬質頁岩にくらべて硬度が小さいので， 両層の境界はこの点に注目して定めたものである。 本層の最上部に石灰質の部分があるところでは， 上位層との境界はこの石灰質凝灰岩の上限におくが， 一般にはある幅をもって漸移する。 図幅地域の東端の馬場目川の上流部に小範囲に分布する小阿仁層とは 同時異相の関係にある。

化石 : 本層中から二枚貝化石・有孔虫化石・植物化石を産出する。 とくに石灰質凝灰岩中から暖流系のひん海棲大型有孔虫 Miogypsina が発見， 報告されており， 本層の対比に貴重な資料を与えている。 小谷沢部落付近に発達する帯黄灰色の泥岩は 斜交葉理状～鱗片状の割れ方を示す特徴的なものであり， 非常に多くの植物破片を含むが， 保存は悪い。 白木沢に分布する本層中の砂質泥岩中から２枚貝化石 Palliolum peckami を産出する。 鯉川川に沿う本層中の凝灰質砂質頁岩中には Cyclammina が産出する。

石灰質凝灰岩と泥岩から産出する化石は第 3 表のとおりである。

### 第 3 表 小谷沢層 産出化石（藤岡一男・高安泰助， 1965）

  微化石 Miogypsima kotoi HANZAWA Globigerina cf. bulloides d'ORBIGNY Sigmoilina sp. Spirosigmoilinella compressa MATSUNAGA Martinottiella bradyana tarukiensis (ASANO) Haplophragmoides sp. Bathysiphon sp. Pullenia sp. Discorbis sp. Uvigerina sp. 大型化石 Propeamussium tateiwai KANEHARA P. sp. Astarte sp. Protohaca sp. Adamnestia sp. Fusitriton sp. Dentalium yokoyamai MAKIYAMA Echinoidea sp.

### 第 10 図 小谷沢層分布地域周辺の地質構造図。
本図は伊田一善による未公表資料に負うところが多い。 等層厚線間隔は地層傾斜の程度を示すもので， 原則として傾斜の余割（cosecant）に比例してとってある．

地質構造 : 小谷沢層分布地域付近の地質構造を示すと第 10 図のとおりである。 この地域の構造の特徴は小規模のドーム構造・盆状構造が発達することである。 これらの構造はすべて N - S 性の走向断層および これから派生し胴切性断層に転化したと考えられる断層系によって切られている。

小谷沢層は分布地域によって岩相が大きく変化することから， 本層中のドーム構造・盆状構造は 小谷沢層堆積以前の下位層の原地形を反映したものと考えられる。

#### II.2.3 小阿仁 こあに 層 [ Ka ]

小阿仁層（命名 : 斎藤正次・大沢穠， 1956）

本層は主として本図幅地域の東隣の「 阿仁合 あにあい 」図幅地域中に発達する地層で， 本調査地域内では馬場目川の上流に小範囲に露出するだけである。 「阿仁合」図幅を調査した斎藤らによれば， 本層は台島階の堆積物である阿仁合層と同時異相の関係にある。

模式地 : 東隣の「阿仁合図幅」地域中の小阿仁村地内

本地域では分布が限られている。

分布および層厚 : 地域内では露出が限られ本層上部が観察されるに過ぎない。 北ノ又 [ ← 図幅地域東端・南北中央よりやや南方 ; 蛇喰 じゃばみ の南東方 500 m ] の南方に NNW - SSE にのびる背斜軸の中心部に分布する。 女川層との境界は 本図幅地域内では 厚い粗粒玄武岩岩床の層準に規定するのが合理的と考えられる。 層厚は不明。

岩相 : 完晶質～半完晶質の填間構造を示す緑黒色の粗粒玄武岩が 岩床状に硬質～珪質頁岩の層理面に貫入している。 また緑褐黒色のスピライト質玄武岩の熔岩および同質火山砕屑岩も介在する。

粗粒玄武岩およびスピライト質玄武岩には ともに方解石・珪酸鉱物・沸石などの杏仁構造がよく発達するが， 野外では著しい汚感を与えるスピライト質玄武岩と粗粒玄武岩との識別は容易である。

層位関係 : 本層と同層準にあると考えられる小谷沢層は Miogypsina などの特徴的な有孔虫化石を産し， 西黒沢層と対比されるが， 本層は小谷沢層とは岩相を全く異にし， 化石は砂質種の Cyclammina を産出するだけで， 本地域では時代を決定するに足る化石群集の産出はない。 玄武岩質岩の多いことは地向斜の縁辺相を示すものと考えられる。 本層は秋田の 太平山 たいへいざん [ ← 本図幅の南東隣の大平山図幅地域内 ] 周辺で広く呼びならされている 砂子淵 すなごぶち 層と同層準にある。

#### II.2.4 爼山 まないたやま 火山岩類

本地域内の最高標高地の爼山（721.8 m）を中心に， 主として安山岩・玄武岩質安山岩からなる多量の熔岩および火山砕屑岩が分布し， 南北帯状に連続する。 また地域内では油田の坑井資料によって同質の火山岩類の存在が広く知られる。 これらの火山岩類は一括して， 爼山火山岩類と呼ばれる。

かつては馬場目川に沿った 荷背 にぜ ノ峠付近の火山砕屑岩に対して， 荷背式火山岩または荷背凝灰岩の名称が与えられ， 女川層より下位の火山活動の産物と考えられたこともあったが， 樹下惺（1949）によって女川期のものであることが明らかにされ， さらに井上武・藤岡一男・高安泰助（1956）らによっても同様の結論が得られた。 筆者らの図幅調査の結果からも同様の見解に達した。 爼山火山岩類の火成活動は女川中期から船川中期にかけて行なわれたものと考えられる。

模式地 : 爼山火山岩類が分布する地域は， 一般に露出には恵まれている。 油田第三系との関連は井川の上流の大台 [ ← 俎山の西方 4 km ] の東方および 馬場目川 [ ← これは「富津内川」の間違い ? ] の上流の落合の西方でよく観察できる。

#### 分布および岩相

#### [ A. ] 普通輝石紫蘇輝石ガラス質安山岩および同質火山砕屑岩（M4～M5）

爼山火山岩類のうちではもっとも広い分布面積を占め層位的に下位に相当する。 岩質は黒紫色を示す光沢のあるガラス質安山岩で肉眼で多くの斑晶が認められる。 珪酸塩鉱物・蛋白石・沸石などの杏仁状構造が発達し， 風化面では粗粒玄武岩と区別のつかないことが多い。 鏡下では， 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石， および鉄鉱が普遍的に識別観察される。 紫蘇輝石は普通輝石に較べ斑晶が少ないが大きく 0.8～1 mm に達する。 また普通輝石はよく双晶を示す。 石基はガラス質であるが長石類の針状結晶が発達し填間組織を示す。

#### [ B. ] 変朽安山岩および同質火山砕屑岩（Mp）

地域南部に分布し 白山 しらやま 川沿いに好露出が見られる（第 11 図）。 全体にプロピライト化作用を受けて変質し， 鮮やかな青緑色～緑青色を示す。 おもに安山岩質の凝灰角礫岩が変質したもので， ところどころ褐色～紫褐色の角礫が混入する。 変朽安山岩を側方に追跡すると弱変質帯となり M4～M5 に移化するところから 原岩は爼山火山岩類と同時期のものと推定される。 ごく普遍的に黄鉄鉱の鉱染を受けている。 鏡下では斜長石は比較的よく自形を保っているが， 角閃石・輝石はほとんど原形をとどめない。 多くの鉄鉱が球状に生成する。

### 第 11 図 変朽安山岩および同火山砕屑岩。 白山川沿いの林道に好露頭が見られる

#### [ C. ] 変質輝石玄武岩質安山岩類（M2～M3）

爼山火山活動の後期に噴出した熔岩・集塊岩， および火山砕屑岩である。 肉眼では黒色～緑黒色を示す。 一般に風化が進んでおり， もろい感じを与える。 杏仁状構造が発達し， その多くは風化で空洞となっている。 鏡下では， 斑晶は斜長石・輝石・角閃石・磁鉄鉱， および珪酸塩鉱物の球顆からなる。 球顆は 0.4～0.6 cm の直径をもつものから 1 cm 以上のものまで広範囲であり， 毛状晶子が発達する。 石基は平行ニコル下で緑黒色を示し， 填間組織～ピロタクシチック組織を示す。

#### [ D. ] 普通輝石含有角閃石石英安山岩質火山砕屑岩（M1）

女川層中に挾有される火山砕屑岩で荷背ノ峠付近， 富津内川沿いの落合付近で県道に沿って良く露頭が観察される。 青灰色軽石凝灰岩～凝灰角礫岩からなる。

#### [ E. ] 粗粒玄武岩（D0）

岩床状， あるいは岩脈状に貫入する。 新鮮な部分では肉眼でもよく帯緑黒色のドレライト組織が観察されるが， 風化すると爼山火山岩類のガラス質安山岩と区別しにくい。 風化面は玉ねぎ状の剥離を示す。

[注]
  地質図上の爼山火山岩類の凡例として示されているもののうち 以下の岩体（地層）についての説明がない。
    An : 普通輝石紫蘇輝石安山岩（脈岩類）
    Da : 普通輝石含有角閃石石英安山岩（脈岩類）
    Md : 細粒黒雲母角閃石石英閃緑岩
    MR : 角閃石含有流紋岩および同質火山砕屑岩

#### II.2.5 女川 おんながわ 層 [ Oa, Oh, do, Ot2, Ot3, Ot ]

女川層（命名 : 古くは男鹿半島に模式的に発達する珪質頁岩層に対して， 大橋良一（1918， MS）， 外山四郎（1925）が「女川珪質頁岩層」とよんだ。 その後， 千谷好之助（1930）， 矢部長克・畑井小虎（1941）， 藤岡一男（1949）らによって再定義されている）

本層は 上位の船川層とともに 秋田油田地域における油田第三系の代表的地向斜堆積物である。 本地域において下位の小谷沢層との関係は明らかではないが， 整合に重なるものと推定される。 他方， 小阿仁層との関係は整合で一連の堆積環境を示す。 上位の船川層とは整合で漸移する。 本地域外北方の能代 [ 図幅 ] 地域 [ ← 本図幅の北隣の森岳図幅地域の北隣 ] では本層の上限は顕著に発達する凝灰岩層 --「下部 七座 ななくら 凝灰岩」-- の基底においている。 本地域においてはこれに相当する凝灰岩の発達はみられない。 本層は黒色～褐黒色の珪質～硬質頁岩が主体をなし， 凝灰岩・粗粒玄武岩・安山岩質火山砕屑物を挾有する。 頁岩は厚さ数 cm の厚板状をなし， 特徴的な岩質を示す。 本地域においては褶曲軸に沿って広く分布し， 一般に貧化石相を示す。 海綿， Makiyama chitanii MAKIYAMA， 有孔虫化石， 魚鱗等を産する。

模式地 : 秋田県 男鹿市 大字 船川港 字 台島～同市 女川間の海岸

本地域では本層下部は琴丘町 鯉川川の流域および馬場目川の上流地域に， 中部および上部は五城目町 浅見内 [ ← 湯越山の北方 500 m ] の東方の地域によく発達する。

分布および層厚 : 本層は西側褶曲地域， 中央向斜地域， 爼山隆起地域および東側褶曲地域の全域にわたって広く分布する。 最下部から下部にかけては 西側褶曲地域において下位の小谷沢層をとり巻くような形で鯉川川沿い， 大場 [ ← 湯越山の北西方 2.5 km ] の西方， 小倉 [ ← 小倉温泉の北方 2 km ] の西方に分布する。 鯉川川沿いには比較的よく露出するが， 他ではよくない。 他方， 東側褶曲地域にあたる馬場目川の上流でも本層最下部が露出する。 この地域では厚さ数 10 m に及ぶ [ 地質図の凡例で記号 do とした ? ] 粗粒玄武岩岩床が数枚介在し， さらに厚い酸性～中性凝灰岩・凝灰角礫岩をはさむため層厚を増している。

本層の下部から中部の一部は爼山火山岩類と指交する。 この層準は北口断層によって再び繰り返し， 東側褶曲地域内にも分布する。

本層中部から上部にかけての層準は 中央向斜地域の東縁部に南北方向に帯状に配列する。 本調査地域の南部では本層の分布が狭く， 大久保 [ ← 八郎潟調整池の最南部の南東方 1 km ] 周辺の国道 7 号線（羽州街道）沿いや元木 [ ← 大久保の東南東方 500 m ] 付近に小範囲に露出するだけである。

層厚は 湯ノ又 ゆのまた [ ← 湯越山の南方 1.5 km ] の東方で 300 m， 脇村 [ ← 小倉温泉の東方 3 km ; 富津内川の北岸 ] で 250～260 m， 水沢 [ ← 俎山の北北東方 5 km ; 馬場目川の南岸 ] で 150 m と算定される。 これらの層厚算定地域では下限はいずれも爼山火山岩類によって境されている。

岩相 : 本層は 主として図 [ 第 12 図 ] にみられるような， 厚板状で層理面の発達した均質な硬質頁岩～珪質頁岩からなる（第 12 図）。 単層の厚さは 5～20 cm であることが多いが， 凝灰質のものは比較的厚い。

### 第 12 図 典型的な女川層の厚板状硬質頁岩（富津内川の中流， 脇村付近）

[ 女川層の硬質頁岩の ] 新鮮な部分は黒灰色～黒褐色を呈し， とくに珪質のものはフリント [ flint ; 燧石 ] 状を示し割れ口は貝殻状断口を示す。 風化の程度の低いものは褐紫色を示すが風化が進むと淡灰白色となり， マッチ箱大の直方体状に砕ける。 本層中にはしばしば泥灰質の団塊をはさみ， 魚鱗化石を含むことがある。 本層上部の泥岩は層理が不明瞭で紡錐状～鱗片状細片に割れる性質がある。 これは船川層の塊状泥岩への漸移相である。 本層の層理面はしばしば微小褶曲を呈し， 西側褶曲地域および爼山隆起地域の東側ではとくに顕著である。 凝灰岩は本層中にごく普遍的に介在する。 とくに馬場目川の上流では 層厚 50 m をこえる凝灰岩・凝灰角礫岩が発達するが， 走向方向では急激に薄化する。 粗粒玄武岩は岩床状， あるいは岩脈として貫入し， 荷背ノ峠から東側の爼山隆起地域東緑部ではとくに著しい。

[注]
  上記の岩相の地質図上の凡例の記号は以下の通り ?
    Oa : 硬軟互層（ここでは既述なし）および漸移層
    Oh : 硬質頁岩
    do : 粗粒玄武岩（ここでは既述なし）
    Ot2, Ot3 : 凝灰岩鍵層（ここでは既述なし ?）
    Ot : 緑色細粒凝灰岩および火山礫凝灰岩（ここではどちらも既述なし ?）

下部 :
1) 小谷沢付近の女川層最下部は， 淡青緑色を呈する海緑石を含む砂岩および泥質砂岩からなる。 鯉川における本層下部は硬質頁岩と凝灰質頁岩とが互層し硬軟２相を示す。

一般に本層下部の頁岩は粒度が比較的粗く， 硬さは典型的な硬質頁岩に較べると軟かい。 頁岩中には長径 1 m をこえるレンズ状の苦灰質泥灰岩が見られる。

2) 馬場目川の上流地域では下位の小阿仁層から引続く一連の堆積相を示している。

頁岩は本層に共通の細粒均質な硬質～珪質頁岩で， 一部は弱い熱変質を受けて黒紫色を呈する。 本層最下位の頁岩には層理が不明瞭で比較的軟かい泥岩の層準があり， 一部には鱗片状に砕け易いものを含む。 頁岩中には大型遍平な苦灰質泥灰岩が含まれる（第 13 図）。

### 第 13 図 女川層中にひんぱんに挾有される苦灰質泥灰岩レンズの一例 （馬場目川の上流の蛇喰付近）

玄武岩熔岩は層理に平行に挾有される。 最大層厚部では 50 m に達し， 馬場目川の両岸では急崖を形成して露出する（第 14 図）。 色は緑黒色・青緑黒色・褐緑色等を示し， 部分的には板状～六角柱状の節理がみられる。 玄武岩はほとんどが完晶質～半完晶質の粗粒玄武岩であって， ち密で硬く， 方解石・沸石， および蛋白石などからなる杏仁状球顆を多量に含み， 小豆大～親指大のものが多い。

### 第 14 図 女川層下部の粗粒玄武岩（馬場目川の上流）

凝灰岩は馬場目川の支沢によく露出し， 最も厚い部分は 50 m に達する。 安山岩質～石英安山岩質で， 色は青緑色～灰白色を示し， 珪長質の優白部は部分的に粘土化し， 滑らかでソープ状を示す。 全体に軽石に富み， 火山礫凝灰岩～凝灰角礫岩も普遍的である。 厚層の凝灰岩は下位層の一部を削って堆積したもので軽石流堆積物である。 凝灰岩の多くは級化成層する。 馬場目川の上流地域では 小阿仁層との境界付近に３層準にわたって凝灰岩が卓越する。 これらを下位から Ot1， Ot2， Ot3 とし， その特徴を示すと第 4 表のようである。 Ot3 より上位層にかけては爼山火山岩類の活動最盛期に相当し， おびただしい火山砕屑物を挾有する層準となる（第 15 図）。 馬場目川の上流地域における頁岩層の厚さは 小阿仁層の上限から爼山火山岩類の層準まで 130～150 m と算定される。 他方， 前述のように， 爼山火山岩類から上位の頁岩層の厚さは 250～300 m であることから， 爼山火山岩類の火成活動の最盛期は女川初期～中期であると結論される。

### 第 4 表 爼山火山岩類分布地域東部における女川層下部に発達する凝灰岩厚層

  凝灰岩の記号 → | Ot1 [ ← Ot ? ] | Ot2 | Ot3
  層厚 | 10 m ± | 50 m | 30 m
  色 | 灰白色 | 青灰色～灰色 | 青緑色～灰色
  相対的な硬さ | やわらかい | やわらかい, 一部ソープ状 | かたい
  岩相 | 頁岩角礫を含む 軽石火山礫凝灰岩～ 細粒凝灰岩 | 頁岩層を挟有する 軽石凝灰角礫岩～ 細粒凝灰岩 | 安山岩・変質安山岩の 角礫～亜円礫を含む 軽石凝灰角礫岩～ 火山礫凝灰岩
  主として火山礫凝灰岩からなる
  層理面 | 細粒部に 平行葉理が発達する | 層理面明瞭 頁岩と互層状をなす | 不明瞭～塊状

### 第 15 図 女川層下部の柱状図（馬場目川の上流の落合・蛇喰地域）

中部 : 典型的な硬質～珪質頁岩によって特徴づけられ， 凝灰岩の夾みはあまり見られない。 しかし， 爼山火山岩体に近い東側褶曲地域では凝灰岩の発達が著しく， 凝灰岩および凝灰質頁岩のいわゆる硬軟互層からなっている（第 16 図）。

### 第 16 図 女川層上部のいわゆる硬軟互層（五城目町 森山の北方）

上部 : 中央向斜地域および東側褶曲地域によく露頭が観察される。 紡錐状～鱗片状にわれる頁岩で， 上位の船川層への漸移層を示す。 西側褶曲地域の国道 7 号線（羽州街道）沿いにも小露出がみられるが， ここでは凝灰岩と頁岩との互層で， ローカルな火成活動を反映している。

地質構造 : 本層全体を通して良好な板状の層理面を示す頁岩も走向・傾斜の変化は激しい。 西側褶曲地域では波長， 振幅の小さい褶曲が平行配列するが， 一般には小規模の褶曲が多く波長 10 数 m 以内のものも普遍的である。 断層付近ではしばしば逆転傾斜がみられる。

堆積現象 : 山根 [ ← 五城目の北方 2 km ] の西方の小沢に沿った露頭郡では次に述べるような興味深い堆積現象が観察される。

1) 凝灰岩の下位の硬質頁岩の一部が上位の凝灰岩により直角状に削り取られている。 露頭面で視察する限りでは 頁岩はブロックとして凝灰岩中にとりこまれたものではなく， 凝灰岩の堆積時にはすでに頁岩の固結化が進んでいたもので， 女川層の硬質～珪質頁岩の固結化の時間を示す一つの資料であろう。 しかしこのような現象は一般的ではなく， 前に述べたように washout がふつうである。 凝灰岩の厚さは露頭部で最大 1 m であって， 下位層への削剥営力が非常に大きかったとは考えられない（第 17 図）。

### 第 17 図 a. 女川層硬質頁岩を直角状に削剥した凝灰岩

### 第 17 図 b. 第 17 図 a の拡大図（五城目町 山根 [ ← 五城目の北方 2 km ] ～白木沢 [ ← 高岳山と森山の間 ] 間）

2) 本層中にはしばしば石英粒に富んだ軽石質凝灰砂岩が挾有される。 山根の西方で見られる露頭では層理面に斜交する plastic dyke が観察される （第 18 図）。

### 第 18 図 a. 女川層の硬質頁岩中に発達するプラスティックダイク（凝灰砂） （五城目町 山根～白木沢間）

### 第 18 図 b. プラスティックダイクの標式的スケッチ

層位関係 : 本層の基底は小谷沢付近で下位の小谷沢層に対し， 海緑石を散点的に含有する砂岩または泥岩をもって覆う。 下位層との関係は整合と考えられる。 馬場目川の上流地域では， 下位の小阿仁層と本層との関係は整合で一連の堆積環境下にあったと考えられる。

本層と爼山火山岩類との関係は， 地域北部では本層中部と指交関係にあり， これらの関係は滝ノ下 [ ← 湯越山の北北東方 2.5 km ] の東方， 湯ノ又 [ ← 湯越山の南方 1.5 km ] の東方などでよく観察できる。 馬場目川の上流地域では Ot3 凝灰岩として記載した層準の上位に著しい火山砕屑物を挾有し， 本層中～下部の堆積時が火成活動の最盛期である。 他方， 地域南部の井内 [ ← 俎山の西北西方 6 km ] の東方では本層上部の漸移相と爼山火山岩類の火山砕屑岩が指交する。 以上から， 爼山火山岩類の火成活動は本層堆積初期に始まり， 中期にその最盛期をむかえ， 以後は女川階を通して引つづき火成活動があったと考えられる。

本層と上位の船川層とは整合で漸移関係にある。

化石 : 本層は貧化石層である。 苦灰質泥灰岩のなかからわずかに， 魚鱗・魚骨・うになどを産する。

#### II.2.6 船川 ふなかわ 層 [ Feg, Fe, F, Tf, 波線 ]

船川層（命名 : 大橋良一（1918， MS）によって命名され外山四郎（1925）が紹介した。 その後， 千谷好之助（1930）， 大村一蔵（1930）， 矢部長克・畑井小虎（1941）， 藤岡一男（1949）によって定義されている）

本層は女川層と同様， 秋田 油田第三系の代表的地層で， 俗に「黒色頁岩（black shale）」と呼ばれる黒色～灰黒色泥岩からなる。 女川層の最上部の漸移相上に整合に重なる一連の堆積物であるが， 両層の岩相は著しく異なる。 本地域では爼山隆起地域を除いて広く分布する。 泥岩中にはごく普遍的に凝灰岩の夾みが見られる。 船川階には引続き地向斜が発達したが， 地層は必ずしも安定した堆積条件下にあったとは考えられない。 褶曲軸は女川層と比較して波長が長く， 微小褶曲は発達しない。

本層中の凝灰岩の夾みから容易に走向・傾斜を測定することができ， それによれば走向・傾斜はきわめて安定している。 層厚の測定はこれら凝灰岩層を手がかりにした。 本層中の凝灰岩の厚いものは海底流堆積物と考えられ， 部分的にこの層準が乱堆積現象を示している。 東側の褶曲地域に分布する本層中には厚い軽石質凝灰砂岩層が発達する。 この砂岩層は走向方向には数 km 以上の連続性を持つが， 傾斜方向に対しては連続性に乏しく， 爼山隆起地域をこえて数 km 距たった西側の中央向斜地域には発達が悪い。

本調査では 湯越山流紋岩 の噴出時期をもって本層堆積の最後期とした。 同流紋岩は地域外の南方， 秋田市 浦山 [ ← 本図幅の南端付近の大清水と黒川の中間位置付近の南方 1 km ] まで追跡できる。 爼山隆起地域で本層は爼山火山岩類にアバットしながら薄層化する。

[注]
  本説明書には「湯越山流紋岩」 （YR ; 地質図の凡例の説明は「 角閃石含有凝灰岩および同質火山砕屑岩・一部パーライト） を記載している「独立した章」がない （後述する「III.3 温泉および鉱泉」に若干の記載あり）。

本層中には Makiyama chitanii MAKIYAMA を普遍的に産出し， 高樋 たかどよ [ ← 図幅地域東部の北口断層の東方の 滑多羅 なめたら 温泉の東南方 500 m ; 富津内川の河岸 ] 付近ではこれが密集して産出する。 本層中の乱堆債相を示す部分および礫質の部分からは貝など大型化石を産出する。

模式地 : 男鹿半島の船川 [ ← 本図幅の西隣の船川図幅地域内の船川港付近 ] を中心とする南岸地域である。 本地域内の模式地としては上下の地層との関係がよくわかり， 比較的露出に恵まれる湯ノ又 [ ← 湯越山の南方 1.5 km ] ・浅見内 [ ← 湯越山の北方 500 m ] 周辺の沢付近があげられる（ [ 巻末袋入りの別紙に示した ] 第 19 図）。

### 第 19 図 a. 小川口 おがわぐち 川 [ ← 湯越山の南東方 1.5 km ] における船川層の地質柱状図（船川層 670 m）

### 第 19 図 b. 日野沢 [ ← 小川口川の南方 1 km ; 湯ノ又の南東方 1 km ] における柱状図（船川層 580 m）

分布および層厚 : 東側褶曲地域では北口断層によって地層が再びくり返されて広く分布するが， その南端は馬場目川付近で， その南には分布しない。 中央向斜地域では向斜軸をとり巻いて広く分布する。 とくに浅見内の北方から東にかけては地層の傾斜がゆるく分布が拡がる。 西側褶曲地域では， 五城目町南方・飯塚南方， および豊川油田周辺に分布する。

層厚は東側褶曲地域の 川堤 かわつつみ [ ← 滑多羅 なめたら 温泉の北東方 1 km ] で 730 m 以上に達する。 中央向斜地域の黒坪 [ ← 井川の東方 2.5 km ] ～五反沢 [ ← 黒坪の東方 3 km ] で 700 m， 小川口 おがわぐち 川 [ ← 湯越山の南東方 1.5 km ] で 670 m， 乱堆積層の顕著に発達する日野沢では 580 m と層厚が小である。 坑井資料によれば八郎潟東縁の飯塚 [ ← 井川の南方 2 km ] の SK-1 号井では 八郎潟地域の笹岡階基底の不整合により船川層下部が見られるだけで， その層厚は 90 m， [ 飯塚の南南西方 3 km の ] 大久保の西方の SK-10 号井で 100 m にすぎない。

岩相 : 本層全体の主体を占める泥岩 [ F ] は塊状無層理でシルト岩ないし粘土岩に属する。 新鮮な部分は黒色～黒灰色を示す。 硬度はあまり大ではない。 風化すると黄白色～黄灰白色となり 5～7 cm の不規則な塊状， または 2～3 cm の細片状にわれる（第 20 図）。 この泥岩中には普遍的に凝灰岩層 [ Tf ? ] が挾有され， 塊状泥岩部 [ F ] だけの層厚が 60 m をこえることはまれである。

### 第 20 図 細片に割れる船川層の黒色泥岩（白色部は凝灰岩の夾み）（五城目町 内川 うちかわ [ ← 小倉で富津内川に北方から合流する内川川沿いの地域 ] の [ 東方の ] 日野沢）

凝灰岩 [ Tf ? ] は安山岩～石英安山岩質のものが多く， 一部に流紋岩質のものもある。 色は緑灰色， 青灰色～灰白色， 白色を示す。 優白色部は礫質ないし細粒の軽石からなる。 粒度は凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩から細粒凝灰岩・泥質凝灰岩まで多岐にわたる。 凝灰岩の連続状態は悪く， 厚さ数 cm 以下の層では一露頭内で側方に尖滅することもある。 こうした凝灰岩の様相と塊状泥岩とから判断して 堆積時における運搬営力が弱かったことがわかる。 凝灰岩のあるものは基底部に炭化した木片を含み， 最大のものは長さ 10 cm をこえる。 これは凝灰岩の一部が陸域から供給されたことを示している。 泥岩中には乱堆積が観察される。

湯越山が噴出源と考えられる流紋岩 ののびは， 南方の 苗代沢 なしろざわ [ ← 豊川の東北東方 1 km ] で一部が灰白色の真珠構造をもつパ－ライトになっている。

[注]
  本説明書には「湯越山流紋岩」 （YR ; 地質図の凡例の説明は「 角閃石含有凝灰岩および同質火山砕屑岩・一部パーライト） を記載している「独立した章」がない （後述する「III.3 温泉および鉱泉」に若干の記載あり）。

東側褶曲地域の岩相の特徴として厚い凝灰砂岩が介在することがあげられる。 とくに地域内北東端の小阿仁村地内では発達が著しく， 層厚 50 m をこえる部分がある。 この地域では地層の傾斜がゆるく， 本層は沢の部分に繰り返し露出する。 凝灰砂岩は新鮮な部分では灰白色～灰色を示し軽石に富んでいる。 風化すると黄橙色を示し， 平行葉理に沿って板状に割れる。 割れた部分には多量の炭化した植物細片が観察される。 地域の最北東端の北口川の上流では本層の層準が削剥され， 薄層化している。 ここでは上位の泥岩は粗粒の砂質泥岩となり， 礫岩や含礫泥岩がみられる。 礫岩・含礫泥岩中には貝化石を産出する。 この地域では堆積途中に堆積環境の変化があり， 同時侵食が行なわれたものであろう。 同一層準にあたる北村 [ ← 滑多羅 なめたら 温泉の南方 1 km ] の県道脇， 橋の下の含礫泥岩中にも保存不良の貝化石が採取された。 ここでは凝灰砂岩の発達はよくない。

東傾褶曲地域で良好な鍵層となっている本層下部の凝灰岩 [ Tf ? ] および礫岩層 [ Feg ? ] は数ヵ所で確認された（第 21 図）。

### 第 21 図 船川層の下部に発達する凝灰岩および礫岩の側方変化 （位置 Loc. については第 6 図参照）

乱堆積層 [ ← 地質図上に「波線」で示されている ] : 本層中には２層準に亘って乱堆積層がみられる。 乱堆積層の露頭は大場 [ ← 図幅地域北端から 1 km・東西中央やや東 ; 湯越山の北北西方 3 km ] 付近でもっともよく観察できる（第 22 図）。 浅見内から大場に至る道路沿いの崖では上限， 下限ともに明らかでないが， 下から 6 m の岩質は石英粒に富んだ軽石質粗粒砂岩～細礫岩が主体で， この中に流紋岩質の凝灰角礫岩が多く含まれる。 その上位 3 m は粗粒砂岩中に凝灰岩・泥岩偽礫が多数とり込まれている。 さらに上位 4 m は 泥岩および極端に変形した雲状～流状の凝灰質物質からなる地層がある（第 23 図）。

### 第 22 図 船川層中に発達する乱堆積層（五城目町 浅見内～大場付近， 県道沿いの露頭）。
露頭全体が乱堆積層である。 巨礫状突出部は石英砂岩の団塊状固結部である

### 第 23 図 乱堆積層中の流状を示す凝灰質物質

### 第 24 図 乱堆積層の模式柱状図（ [ その ] 2 ; スランプした凝灰岩単層の集合）

大場の県道沿いの露頭から北北東にわずか 300 m の距離にあたる沢の斜面の露頭では， 乱堆積層はその上部が露出するに過ぎない。 ここでは含礫泥岩の上位に厚さ 20 cm を超える凝灰岩が発達する。 それは 10～20 cm の単層の集合からなり， 各単層はスランプ構造を示すことが多い（第 24 図）。 乱堆積層中には頻度は少ないが小断層が観察される。 それらは転位の小さい破断裂カ性のものである。 ここに乱堆積層の性質を要約すると， 以下のことなどがあげられる。

1. 含礫泥岩およびその上位に流状～雲状の凝灰質物質に富む地層がある。
2. スランプ構造が発達する。
3. 固結断層は発達しない。
4. 石英粒に富む軽石質砂岩および凝灰岩が主体である。

乱堆積の形態は海底地すべり堆積物で， 表層地すべり型に属する（三梨ら， 1964）。

層位関係 : 本層は下位の女川層および上位の天徳寺層とは整合関係にある。 黒色泥岩相によって代表されるように， 本層は一般には静穏な堆積環境を示す。 しかし八郎潟の坑井資料では船川階中期に不整合が確認されている。 本地域の地表調査全体を通じても船川階の中期には堆積変化が想定され， 層位学的観点からみて， 船川階 - 天徳寺階の境界よりも意義が深いのではなかろうか。

他方， 女川階を通して火成活動のあった爼山火山岩類はほとんど活動を停止し， 岩体の一部は陸域となった。 豊川の上流では爼山火山岩類と本層の泥岩が直接接する露頭が観察されるが， ここでは花崗閃緑岩の基盤上に安山岩質熔岩の巨礫～岩塊がのり， その間を同質の火山礫がうめている。 さらに粘土状の黒紫褐色を示す細粒泥岩が上にのっている。 この泥岩は厚さ 8～10 m で一部は粗粒で安山岩質のものである。 粘土質泥岩はほとんど淘汰作用の行なわれなかった海浜～浅海地域のものと見なされる。

基盤の石英閃緑岩上にのる安山岩の巨礫には生痕， すなわち無数の穿孔貝による穴が観察される（第 25 図）。

### 第 25 図 基盤の石英閃緑岩上にのる安山岩巨礫の表面に見られる生痕（矢印）。 豊川の上流

この地域の標高は 180～200 m であって， 現在の海水準を基準にすればこの値が相対的な隆起量を示すものである。

爼山隆起地域の火成活動は本層堆積末期には終止し陸域化した。

地域北半の中央向斜地域東翼では， 上位の乱堆積層堆積後の堆積物の供給にははっきりした地域差がある。 すなわち， 上に述べた乱堆積層から本層最上部の流紋岩および同質凝灰岩の層準まで， 乱堆積層の厚い部分では上位の地層は薄く（日野沢）， 乱堆積層が薄くほとんど正常堆積を示す地域（小川口川や家ノ沢 [ ← 湯越山の東北東方 1 km ] ）では厚いことが判明した。 この事実は 乱堆積層の形成後に地域によって堆積差異がでてきたことを示しており興味深い。 この堆積差異が以後強調されて小規模の沈降盆を規制する要因となりうるものか， あるいはその差が次第に小さくなっていくものかは 本地域では不明で今後に残された問題である。

化石 : 本層中の大型化石は産出がまれである。 滝ノ下 [ ← 図幅地域北端・東西中央やや東 ; 湯越山の北東方 2.5 km ] の北方の乱堆積層， [ 北口断層沿いの ] 北口川の北方の礫岩および含磯泥岩部， および富津内川沿い北村 [ ← 滑多羅温泉の南方 1 km ] の含礫泥岩中から貝化石を産出する。 北口川の北方のものを除いて保存は悪い。 小型化石は本層中に Makiyama chitanii MAKIYAMA をごく普遍的に産出する。 また有孔虫化石も産出する。

### 第 5 表 浅見内 [ の北東方 ] ， 滝ノ下の北方 [ の化石 ] （鑑定 : 大山桂）

  Neverita kiritaniana (YOKOYAMA) Natica sp. Tectonatica sp. Turritella sp. Chlamys crssivenia (YOKOYAMA) Patinopecten paraplebejus (NOMURA ＆ HATAI) Compsomayax sp. Pandora sp. Balanus sp. 海獣の骨 ウニ（Refnlaria）破片

### 第 6 表 地域北東端の北口川の上流， 不動滝の北方の礫岩および含礫泥岩部から産出した化石（鑑定 : 大山桂）

  Neverita kiritaniana (YOKOYAMA) Pecten sp. Patinopecten sp. Clinocardium sp. Mercenaria sp. Compsomyax sp. Anisocorbula sp. Thracia sp. 正形ウニ

#### II.2.7 森山 もりやま 火山岩類 [ MrDa, MrR ]

本地域北西にほぼ NW - SE の方向性を持って分布する火山噴出岩をいう。 森山（325.4 m）， 高岳 たかおか 山（221.4 m）など地形的に高所を形成する。

#### [ A. ] 普通輝石含有黒雲母・角閃石石英安山著（MrDa）

森山火山岩類の主体を占める岩石で斑晶は一般に大きい。 長石・角閃石の斑晶は最大 1 cm をこえる。 石英安山岩は露頭面では淡灰緑色～灰褐色を示す。 斑晶の角閃石は変質して褐色を示すことが多い。 鏡下では角閃石・黒雲母のオパサイト化が著しく， 普通輝石や磁鉄鉱が生成する。 石英・斜長石には融触縁が認められる。 石基は石英粒に富み潜晶質で斑状組織を示す。

#### [ B. ] 流紋岩（MrR）

筑紫岳の東方に分布し， 森山火山岩の石英安山岩を貫く。 白色でやや灰色を帯び珪長岩質である。

#### II.2.8 天徳寺 てんとくじ 層 [ Teg, T1, T2 ]

天徳寺層（命名 : 大村一蔵， 1928）

本層は一般に青灰色～緑灰色を示す泥岩からなり， 一般に「灰色泥岩」の名で呼ばれている。 下位の船川層の上部の泥岩と本層の下部のそれとは区別が困難である。 本地域では， 湯越山流紋岩 体の噴出に伴う同熔岩， 凝灰角礫岩および凝灰岩の層準を本層の最上部とした。 この凝灰角礫岩および凝灰岩は， 中央向斜地域の西部では 南方の [ 本図幅地域外の ] 秋田市 浦山までよく追跡できる良好な鍵層となっているが， 向斜の東翼ではその発達が貧弱である。 爼山隆起地域の西縁に沿って露出する本層は粗粒部をはさむ。 本層中に挾在する凝灰岩は発達が貧弱である。

[注]
  本説明書には「湯越山流紋岩」 （YR ; 地質図の凡例の説明は「 角閃石含有凝灰岩および同質火山砕屑岩・一部パーライト） を記載している「独立した章」がない （後述する「III.3 温泉および鉱泉」に若干の記載あり）。

模式地 : 秋田市 [ 泉三嶽根 いずみみたけね の ] 天徳寺の西側付近 [ ← 本図幅の南隣の秋田図幅地域内 ]

本地域では五城目町 富田 [ ← 五城目の東方 3 km ] ， 寺沢 [ ← 五城目の南方 4.5 km ] の向斜の東翼に模式的に発達する。

分布および層厚 : 本層の分布は中央向斜地域に限られる。 さらに北部は五城目町 湯ノ又付近で向斜軸を取り巻いており， それより北には分布しない。 飯田川町 大堤 [ ← 飯塚の南東方 2 km ] 付近では地層の傾斜がゆるく， 褶曲によって繰り返す結果広く分布する。 この地域は空中磁気探査の結果からみると高い異常を示す地域であり（第 7 図参照）， 地表調査の結果からは明らかではないが， 火山岩の貫入， あるいは爼山火山岩類が地下に分布することが想定される。 層厚は模式地の富田， 寺沢で 430 m と算定される。 爼山隆起地域の西縁では層厚が薄く地層もうねっており， [ 五城目の南東方 5 km の ] 蓬内台 よもぎないだい ～水沢 [ ← 荷背ノ峠の西南方 1 km ] で 270 m である。

岩相 : 本層の主体は青灰色～緑灰色の塊状泥岩からなり， 風化すると不規則な塊状に割れ， 船川層のように細片化しない。 本地域での模式地では下位から上位にかけて， 砂質泥岩～シルト質泥岩～砂質泥岩～泥質砂岩の小輪廻 (cyclothem) がみられる。 地域南部の爼山隆起地域西緑に沿った地域では， 本層の岩相は地域北部に較べて粗粒部が優勢で， 本層の上部は砂岩・礫岩・含礫泥岩などの粗粒相を示す。 礫はよく水磨された円礫で小礫が多い。

層位関係 : 本層は下位の船川層および上位の笹岡層とは整合関係にある。 本層中の凝灰岩のはさみは相対的に少なく， 粒度も細かいことから， 本層堆積の時期が火成活動の面で静穏期にあったといえる。 模式地の柱状図（ [ 巻末袋入りの別紙に示した ] 第 26 図）から判断すると， 本層は船川層の堆積末期の堆積環境のわずかな変化 -- 泥岩の粒度が粗くなる -- に引続き堆積した一連の安定堆積相を示している。 上位の笹岡層との境界も漸移的であるが， 堆積物の粒度があらくなる層準を規定した。 地域南部で笹岡層との境界部には砂質泥岩とともに， 砂層・礫層・含礫泥岩・貝砂層をはさむ。 これらの礫は火山岩源のものでもよく円磨され， 爼山火山岩類の火成活動はなかったと考えられる。

### 第 26 図 富岡， 寺沢向斜の東翼の柱状図

化石 : 本層中の化石は次表のとおりである。

### 第 7 表 天徳寺層産出 貝化石（鑑定 : 大山桂）

  黒川付近 Fulgoraria prevostina (CROSSE) Neptunea sp. Tectonatica janthostomoides KURODA et HABE Nuculana rabai (KURODA) Acila nakajimai OTUKA A. gottschei (BOHM) Limopsis tokaiensis YOKOYAMA 日野沢 Cadulus sp. Cormula sp. Plicifusus sp. Tectonatica sp. Nuculana sp. Limopsis sp. Macoma sp. Rectiplanes sp.

### 第 8 表 有孔虫化石（鑑定 : 藤岡一男ら， 1965）

  天徳寺層下部 Haplophragmoides cf. subglobosum (SAR) H. evoluta NATLAND Cyclammina japonica ASANO C. pusilla BRADY Eggerealla sp. Martinottiella communis (d'ORBIGNY) Nonion pompilioides (FICHTEL et MOLL) N. nicobarense CUSHMAN Bolivinita quadri latera (SCHWAGER) Uvigerina akitaensis ASANO U. canariensis d'ORBIGNY Valvulineria sadonica ASANO Angulogerina kokozuraensis ASANO 天徳寺層下部 Quinqueloculina seminulum (LINNAEUS) Dentalina setanaensis ASANO Elphidium subgromulosum ASANO Angulogerina kokozuraensis ASANO Angulogerina hughesi (GALLOWAY et WISSLER) Uvigerina akitaensis ASANO U. peregrina derupta TODD Bolivina robusta BRADY Eponides umbonatus (REUSS) Epistominella pullchella HUSEZIMA et MARUHASHI Cassidulina japonica ASANO et NAKAMURA C. yabei ASANO et NAKAMURA C. kasiwazakiensis HUSEZIMA et MARUHASHI C. subglobosa BRADY Glovigerina borealis BRADY G. inclata d'ORBIGNY Globigerinoides trilova (REUSS) G. cyclostoma (GALLOWAY et WISSLER)

#### II.2.9 笹岡 ささおか 層 [ Seg, Ssd, S1, S2, In ]

笹岡層（命名 : 大村一蔵， 1928）

本層は主として砂質シルト岩～シルト質砂岩など比較的粗粒な泥岩からなり， 他に砂岩・礫岩・凝灰岩が挾有される。 本層の下部と上部は砂岩が優勢で， 中部では泥岩が有勢である。 爼山隆起地域に近い本層中には礫岩層が発達する。 とくに本層の下部には礫岩の発達が著しく， 一部は下位の天徳寺層と指交関係にあるものと考えられる。 本地域内において地表では下位の天徳寺層に整合に重なる。 しかしながら， 八郎潟周辺地域の坑井資料によれば笹岡層基底に顕著な不整合が認められており， 八郎潟地域が先笹岡期にはもっとも造構的隆起地域であったことが知られている （池辺穣・岩佐三郎， 1963）。

本層中からは普遍的に大型貝化石を産出し， Turritella, Acila, Macoma, Mya 等が貝層をなして密集することがある（ [ 巻末袋入りの別紙に示した ] 第 27 図）。

### 第 27 図 門前 [ ← 五城目の南東方 4 km ; 蓬内台の北方 500 m ] ， 馬場目川の北岸の柱状図（笹岡層）

模式地 : 秋田市の北方の笹岡～下谷地 [ 位置不明 ] 間 [ ← 本図幅の南隣の秋田図幅地域内 ]

本地域では広く本層が分布するが， 下位層との関係は五城目町 富田， 寺沢， 上位層との関係は蓬内台付近で良く観察される（第 26 図参照）。

分布および層厚 : 本地域においては中央向斜地域に広く分布する。 地域北部では向斜軸を巻いて露出し， 湯ノ又より北には分布しないが， 南部では雁行配列する褶曲軸によって地層が繰り返し広い分布が見られる。

爼山隆起地域に近い本層中には地域的な地層のうねりが見られる。 爼山火山岩類との境界は断層で境されている。

層厚は寺沢 [ ← 五城目の南方 4.5 km ] で 400 m， 黒坪～五反沢 [ ← 黒坪の東方 3 km ] で 510 m， 蓬内沢～水沢で 740 m である。

岩相 : 本層の泥岩は淡青灰色～緑青色を示し， 細粒部は天徳寺層の泥岩と類似する。 しかし一般には天徳寺層と較べて粗粒で， 砂質シルト岩およびシルト質砂岩からなる。 塊状で風化面はカベ状にうすくはげる（第 28 図）。

### 第 28 図 笹岡層の「カベ状」風化面を示す砂質シルト岩（五城目町富田， 寺沢）

泥岩中には 箒 ほうき のハケ状の葉理が観察されるが， これらは２次的堆積によるものと考えられ， 泥質砂岩中に顕著で， 従来知られている斜交葉理とは異なる。 この葉理をここでは仮に「ほうき砂」と呼ぶ（第 29 図）。 爼山隆起地域に近接した地域では粗粒相が顕著である。 本層中にはごく普遍的に貝化石が介在する。

### 第 29 図 笹岡層の泥岩中に頻繁にみられる不規則葉理「ほうき砂」

本層の下部は 爼山隆起地域に近い南部域外の「秋田」図幅地域内の沢でよく露頭がみられ， 貝砂～中礫まじり貝砂層を含めて５枚の礫岩層が観察され， 最も厚いものは 14 m に達する。

本層の中部は下位に比較して泥岩相が卓越する。 泥岩にはひんぱんに「ほうき砂」が含有される。

本層の上部は再び粗粒物質が多く， 富津内川沿いの五城目街道に沿った露頭では 厚さ 17 m をこえる砂層が発達する（ [ 巻末袋入りの別紙に示した ] 第 30 図）。 砂層は中粒～粗粒砂からなり， 凝灰質で親指大の軽石を多量に含む。 砂層は固結せず， 貝化石の破片を多量に含んでいる。

### 第 30 図 富津内川 県道沿いの柱状図（笹岡層）

本層中の凝灰岩は細粒でシルト径かそれ以下のものが多く泥質である。 そして厚さも 1 m をこえるものは少ないが， 良好な鍵層として追跡できる。 地質図幅中に In として表現されている鍵層は， 三梨ら（1962）によって五城目町の南部で広く追跡されたものである。 この鍵層は井内付近で厚さ 45～60 cm の灰白色シルト径の凝灰岩で， 下底に特徴的な粗粒の黄褐色を示す軽石凝灰岩をレンズ状にはさむ。 本層には粗粒 - 細粒 - 粗粒の堆積小輪廻（cyclothem）が存在する。

層位関係 : 本地域の地表調査では本層は下位の天徳寺層を整合に覆い， 上位の鮪川層には不整合に覆われる。 他方， 八郎潟周辺地域の坑井資料および地震探鉱の記録によれば， 笹岡層基底に構造差をもつ顕著な不整合が存在することが知られている（池辺穣ら， 1963）。

化石 : 本層中には普遍的に貝化石を産出し， 砂質部にはとくに多産する。 保存状態は比較的良好である。 それらは下表のとおりである。

### 第 9 表 馬場目川の中流の門前, 町村の河岸の貝化石（鑑定 : 大山桂）

  Cancellaria sp. Fulgoraria (Psephaea) sp. Suavodrillia dec;ovos (v. MARTENS) Tectonatica sp. Trophonopsis uyemurai (YOKOYAMA) Turritella saishuensis YOKOYAMA Acila nakazimai OTUKA Anadara amicula (YOKOYAMA) Glycymeris minochiensis var. (SOWERBY) Clinocardium fastosum (YOKOYAMA) Protothaca adamsi (REEVE) Macoma calcarea GMELIN

### 第 10 表 井内 小菅沢 [ 位置不明 ; 井内 小菅生沢 こすごうざわ ? ] の貝化石（鑑定 : 大山桂）

  Chlamys coshibensis (YOKOYAMA) Patinopecten kurosawaensis (YOKOYAMA) Lucinoma acutilineatum (CONRAD) Serripes sp. Macoma calcarea GMELIN Mya japonica JAY

#### II.2.10 鮪川 しびかわ 層 [ Sb ]

鮪川層（命名 : 大橋良一（1918，MS）; 外山四郎（1925）紹介 ; その他， 千谷好之助（1930）; 村山賢一（1934）; 矢部長克・畑井小虎（1941）等により命名と再定義がなされた）

本地域においては中央向斜地域の向斜心部をなして， 馬場目川沿い， 蓬内沢付近にわずかに分布する。 層厚は 40 m がみられるが， 上限は不明である。

岩相 : 主として砂岩層からなり， 下位の笹岡層とはやや岩質を異にする。 蓬内沢では鉄サビ色の淘汰の悪い粗粒～細粒の砂岩からなっている。 とくに本層の基底部には水磨された円形， あるいは扁平形をした頁岩の小礫～中礫が混入し礫岩層を形成することもある。 砂岩層中にはしばしば礫が混入し， また斜交葉理がみられる。

層位関係 : 本層の基底の砂礫岩中には 黒色の腐蝕土壌が 10 cm の厚さで介在していることからみて， 本層は下位の笹岡層とは不整合の関係にあるものと推定される。 また， 本層はこの地域におけるいわゆる油田構造を示す最上部層である。 上位の潟西層との関係は露頭を欠き不明である。

化石 : 本層中から化石は産出しないが， 本層の上部の淘汰の悪い砂礫層中には多くの生痕が観察される。

### II.3 第四系

#### II.3.1 潟西 かたにし 層 [ K ]

潟西層（命名 : 大橋良一， 1930）

本地域では調査地域の西半に分布が限定され， 主として中粒～細粒砂および礫からなり， 間にシルト・草炭層をはさむ。 本層は 褶曲した鮪川層以下の地層をほぼ水平に覆い， 微弱な波状を示しながらゆるく西に傾斜する。 藤岡（1965）はこのゆるい構造を新しい造構運動として認めた。 本地域の北部では 20～40 m の侵食段丘平坦面を示し， 段丘崖に沿って露出する。 植物化石を産するほか， まれにシジミ貝化石がみいだされる。

模式地 : 域外の南秋田郡 琴浜村 宮沢 野石 [ ← 本図幅の北西隣の羽後浜田図幅地域内 ; 宮沢と野石は隣接した２つの部落名 ? ] 付近の台地が模式地とされている。 本地域では西側の八郎潟湖岸一帯で鯉川付近に好露出がある。

分布および層厚 : 本層は地域の西半部に新第三系の地層を覆ってほぼ水平に分布する。 [ 図幅地域北端・八郎潟東部承水路の東方の ] 鯉川付近ではゆるい台地状地形を形成し， その西端が国道 7 号線（羽州街道）に沿って露出する。 森山火山岩類と直接接するところでは傾斜は急である。 [ 図幅地域の南北中央の ] 黒坪以南では地層はほぼ水平か， ゆるく波状にうねる。 本層の分布は地形高度に左右され， 五城目の南方にかけては丘陵の頂部を形成して広く分布する。 その高度は主として標高 80 m 以下の地域であるが， 高いところでは標高 120 m にも分布がみられる。 本層は湖成堆積物からなり， この推定湖盆は潟西湖と呼ばれている（藤岡一男， 1965）。 本層の層厚は地表では最大約 50 m が算定され， 八郎潟の坑井資料によれば 120 m に達する。

岩相 : 基底部に厚さ 1～2 m の礫層が発達する。 礫の大きさは拳大～親指大が主で， 円礫あるいは水磨された扁平礫からなる。 女川層と接しているところでは 女川層から由来した扁平ないし亜角礫状の頁岩礫を伴う。 鯉川の国道沿いの露頭での観察では礫は頁岩礫で細礫～拳大で， また中粒～粗粒砂の中にもひんぱんに含まれて含礫砂層を形成する（第 31 図）。 砂層中の礫岩はインプリケーションを示し， それは水流が東から西に流れたことを示している。 偽層が発達し斜交葉理が観察され， その形態は板状である。 斜交葉理を示す部分には紫褐色を示す砂鉄層が含まれ， 厚さは 30～40 cm である。 砂層中にはしばしば生痕が観察される。 泥層は炭質物に富み， 厚さ 30 cm および 15 cm の草炭層を２枚をはさむ。

### 第 31 図 潟西層（琴丘町鯉川 ; 国道 7 号線（奥羽街道）沿いの露頭）

黒坪 [ ← 井川の東方 2.5 km ] 付近には塊状中粒砂層が発達し採砂場に良く露出する。 本層の砂層中には面なし小断層が観察される（第 32 図）。

### 第 32 図 潟西層中に観察される面なし小断層（五城目町 黒坪）

層位関係 : 本地域では下位の笹岡層以下を明瞭な傾斜不整合で覆う。 鮪川層との関係は分布地域が異なるために不明であるが, 域外西方の八郎潟の西岸では鮪川層を不整合に覆うことが知られている。 本層中の良く淘汰された中粒砂層の存在は wave base がかなり深かったことを示すものであろう。

化石 : 飯塚の東から Corbicula japonica PRIME の産出が知られている。 他に鯉川の国道沿いの露頭から Corbicula sp. が得られた。 しかし， 貝化石はきわめてまれで， 次表に示すような植物化石を産する。

### 第 11 表 潟西層中の植物化石（鑑定 : 藤岡一男， 1965）

  Trapa manshurica FLEROV. var. T. bispinosa FLEROV. Juglans ailanthipolia CARR. Fagus crenata BLUME Styrax obassia SIEB. et ZUCC. Manyanthes trifoliata LINN. Cryptomeria japonica (LINN.) Larix leptolepis SIEB. et ZUCC. Thujopsis dolabrata (LINN.)

#### II.3.2 段丘堆積物 [ tl, tm, th ] および砂丘 [ d ]

段丘 : 本地域の段丘は大別して３段に分けられる。 段丘は礫・砂・粘土などの堆積物からなる堆積段丘と， 鯉川川～国道 7 号線にかけて分布する潟西層を削剥した侵食段丘とからなる。

低位段丘（Tl）はこのうちもっとも広い分布を見せる。 鯉川川沿い， 井川に沿った八田大倉付近に広く分布する。 高さ 10～20 m の段丘面を形成する。

中位段丘（Tm）は五城目の 東方 [ ← これは「東南方」? ] の 坊村 ぼうむら 付近， 井川の中流の井内部落付近に分布する。 標高 20～60 m の段丘面をつくる。 さらに何段かの段丘面に細分できる可能性があるが， 分布面積が狭く明らかではない。

高位段丘（Th）は標高 100 m をこえ， 爼山隆起地域では標高 180 m に段丘堆積物がみられる。 しかし， いずれも分布範囲が狭い。

砂丘 [ d ] : 地域南部に分布が限られるが， 隣接する船川図幅および秋田図幅地域にかけて弧状に長く分布し， 本地域内では弧の一部をなして NNW - SSE の方向にのびる。 日本海側から陸地に向かって 9～10 列の砂丘列が識別されるが， 大きく分ければ， 日本海側から沿海砂丘列群・中央砂丘列群・内陸砂丘列群に分けられる。

内陸砂丘列群は海岸線から 3.5～4 km 内陸部にあり， 大清水 [ ← 図幅地域南端・国道 7 号線（羽州街道）沿い ] から新関 [ ← 大清水の北北西方 3 km ; 八郎潟調整池の南端付近 ] を経て， 途中中断するが 羽立 はだち [ ← 図幅地域西端 ] に連なる砂丘である。 この内陸砂丘列群は４列の砂丘列からなる。 砂丘砂の堆積はうすく， 厚さ 2～3 m 以内が普通であるが， 大郷守 おおごもり [ ← 大清水の北北西方 1.5 km ] では 10 m をこえる。 国道 7 号線の東側および大清水小学校前の露頭では 下から火山灰質褐色土・砂丘砂・火山灰質黒色土・砂丘砂の順に重なり， 下に砂丘の基盤となる潟西層および笹岡層が露出する。 このうち火山灰質黒色土は厚さ 30 cm 前後で縄文や弥生式土器が含まれている。 砂丘は果樹園および畑作地として利用される。

中央砂丘列群は 4～5 列の砂丘列群が発達する。 標高ばほぼ 10 m をこえ， すべて砂丘砂からなり， 基盤は露出しない。 砂丘は鉄道および道路の路盤として利用されたり， 果樹園や畑地となっている。

沿海砂丘列群は日本海に沿った2列の砂丘列群である。 幅は 500～600 m である。 下出戸 しもでと [ ← 大清水の西方 3 km ] では中央砂丘列群と接合する。

#### II.3.3 冲積層 [ a ]

本地域内を流過し八郎潟に注ぐ馬場目川・井川・ 馬踏川 ばふみがわ [ ← 八郎潟調整池の南端に河口を持つ ] ， 他の小河川によって形成された河成冲積層と， 八郎潟の縁辺に沿って分布する湖成冲積層および沢筋を埋める谷底堆積物がある。 八郎潟地域は干拓によって干陸化し， 旧湖成堆積物の泥・砂・礫などとともに多くの貝殻がみられる。 湖成堆積物の厚いところは 70 m をこえる。 八郎潟における冲積層の下限は Ostrea bed [ = 牡蠣の層 ] の底と考えられている（狩野豊太郎， 1968）。

## III. 応用地質

### III.1 概説

本地域で大きな稼行価値をもつものは石油および天然ガスである。 地域南部に位置する油田として豊川油田・黒川油田・浦山油田 [ ← 浦山油田は本図幅の南隣の秋田図幅地域内 ? ] がある。 最盛時において黒川油田で年産 10 万キロリットル， 豊川油田で年産 4 万キロリットル， 浦山油田で年産 5 千キロリットルの産油をみたが， 現在これらの油田は全く老化し生産の主力はガスに移っている。 南北方向にのびる背斜部に油徴がみられるところがあるが， 貯油槽の規模としては小さいこと， 粗粒層の発達が悪いこと， 火山岩がかなり浅所まで貫入していること， などで， 油田の開発にあたって大きな期待は持てない。 地域の西側に拡がる旧八郎潟地域の地下には背斜構造が想定されており， この地域の探鉱が期待されている。 その他の地下資源としては温泉・鉱泉・石材・砂・パーライト・炻器粘土がある。 災害に関しては馬場目川上流の 恋地 こいぢ の南方の流紋岩 [ MR ? ] の貫入岩体が地すべりを生じている。 また， 船川層の塊状泥岩 [ F ] が安定角を越えるような地形のところでは崩壊が生じているが， その規模はいずれも小さい。

### III.2 石油および可燃性天然ガス

[ 以下の記載は ] 木下浩二（1965）の資料による。

#### [ III.2.1 ] 黒川油田（中央鉱業株式会社）

位置および交通 : 黒川油田は本地域南部の秋田市 黒川にあり， 奥羽線 大久保駅の東方 7 km の比高約 100 m の丘陵地帯にある。

地質 : 付近一帯は砂質泥岩～泥岩からなり船川層・天徳寺層からなる。 含油層は女川層・船川層中の凝灰岩層である。 地表では顕著な凝灰岩層は露出していない。

構造 : 南北方向に長いドーム構造を示し， 東翼の傾斜はゆるく 15～18°， 西翼は約 45°を示す。 構造ののびは南北へ 2,200 m， 幅は 800 m で東西性の断層が構造を切っている（第 33 図）。

### 第 33 図 黒川油田の地下構造図

油層 : 深浅の２油層群に分けられ， 浅油層群は構造頂部で海面下約 130 m， 深油層群は同様海面下約 310 m である。 船川層の黒色泥岩中に挾有される凝灰岩がおもな油層と考えられている。

原油・水の性状 : 原油の性状は表のとおりである（第 12 表）。 油田水の性状についての完全分析はない。 HCO3 は 1 リットルあたり 最大 3619.5 mg（C20 号井）から最小 439.2 mg（R40 号井）， Cl は 1 リットルあたり 最大 16685.0 mg（R40 号井）から最小 4082.5 mg（C17 号井）にわたっている。

### 第 12 表 黒川油田の原油の性状表（日本鉱産誌 V-6 より）

  比重 | 色相 | 粘度 | 引火点 ℃ | 発火点 ℃ | 分溜試験（初溜 130 ℃）
  反射 | 透視 | 30 ℃ | 40 ℃ | 50 ℃ | 揮発油 ～215 ℃ | 灯油 ～275 ℃ | 軽油 ～300 ℃ | 重油 ～
  0.941 | 暗黒 | 暗黒 | 476.1 | 274.2 | 178.8 | 47 | 88 | 18.4 | 20.4 | 28.0 | 32.2

産油・産ガス量 : 黒川油田の産油量は最盛時には年産 10 万キロリットルに達したが， 現在は全くおとろえている。 一坑井の最大産油量は R5 号井の 8 万キロリットル， 本油田の総産油量は約 115 万 8 千キロリットルである。 ガスは溶解ガス型に属するものと考えられ， 採掘初期には廃棄していた。 最近は [ 本図幅の南隣の秋田図幅地域内の秋田市 八橋の ] 八橋 やばせ 油田のガスの減少をおぎなって産量が増加している。 今後もガスに期待がもたれている（第 13 表）。

### 第 13 表 黒川油田・豊川油田の産油・産ガス量（秋田県鉱山誌より引用 ; 昭和 42 年の豊川油田の産油・産ガス量については 豊川油田（東北石油）の資料を使用）

  油田別 → 年別 ↓ | 黒川 | 豊川
  原油 （kl） | ガス （km3） | 浦山 | 豊川 | ガス （km3）
  原油 （kl） | 原油 （kl）
  …

#### [ III.2.2 ] 豊川油田・浦山油田（東北石油株式会社）

位置および交通 : 豊川油田は地域南西端， 南秋田郡 豊川村にあり， 浦山油田は同地内で豊川油田に雁行並列しその東側にある。 この２つの油田は黒川油田の西方約 4 km に位置する。 付近の地質は船川層の塊状泥岩である。

油田付近において地表露頭では凝灰岩の発達は乏しい。 構造は油田の延長約 3,000 m， 幅約 1,600 m の楕円形ドーム状背斜構造で主背斜が豊川構造， 副背斜が浦山構造である。 豊川背斜の西側に発達する断層は東落ちで断層面の傾斜は非常にゆるい。 南北性および東西性の断層が見られる（第 34 図）。

### 第 34 図 a. 豊川油田の地下構造図

### 第 34 図 b. 豊川油田の地質断面図

主断層の西側の厚い凝灰岩から採油している。 原油の性状を表示すれば第 14 表のとおりである。 豊川・浦山両油田の原油はアスファルト基である。 原油の比重は他とくらべて大で， 背斜構造の頂部付近で大きくなる。 原油のガスクロマト分析によれば地表水の影響が大であるという。

### 第 14 表 豊川油田・浦山油田の原油性状表（日本鉱産誌 V-6 より）

  原油種別 | 比重 | 色相 | 粘度 | 引火点 ℃ | 発火点 ℃ | 分溜試験 %
  反射 | 透視 | 30 ℃ | 40 ℃ | 50 ℃ | 揮発油 ～215 ℃ | 灯油 ～275 ℃ | 軽油 ～300 ℃ | 重油 ～
  浦山油田 | 0.9423 | 暗黒 | 暗黒 | 48.6 | 27.0 | 17.1 | 64.0 | 87.0 | 3.0 | 14.5 | 9.0 | 72.0
  豊川油田 | 0.9768 | 黒色 | 黒色 | 655.4 | 286.6 | 141.1 | 113 | 174 | なし | 13.5 | 4.5 | 81.5

油田水の性状については各坑井の完全分析の資料はない。 HCO3 最大量を示す坑井は R82 号井で 13969.0 mg / l で， その坑井の Cl は 5964.0 mg / l である。 HCO3 の最小量を示す坑井は R18 号井で 305.0 mg / l， その Cl 含有量は 10295.0 mg / l である。 この坑井はまた Cl 量の最大量を示す。 Cl 量の最小量は R2 号井で 2698.0 mg / l， その HCO3 の含有量は 1195.6 mg / l である。

産油・産ガス量については前出の第 13 表のとおりである。

### III.3 温泉および鉱泉

本地域の温泉および鉱泉は石油かん水を源としたものが主である。

湯の越 ゆのこし 温泉 : 五城目町の北東 5 kmに位置する流紋岩熔岩ドーム麓部で 流紋岩の破砕構造を示す部分にボーリングして温泉水を得ている。 流紋岩を 20 数 m 掘り， 泉温は 28 ℃ である。 昭和 40 年度， 地質調査所で試錐が行なわれ， この時は深度 49.3 m で 26 ℃ の温泉が自噴した。 この坑井の地質柱状図は第 35 図のとおりである。

### 第 35 図 a. 試錐地点の見取図

### 第 35 図 b. 試錐の柱状図

当地域の地質および地質構造 : 付近に分布する地層は塊状泥岩で凝灰岩のはさみをもつ。 泥岩は船川層と天徳寺層である。 船川階の最終期に湯越山流紋岩 [ YR ] の火成活動があり， ドーム・熔岩流および火山砕屑流が形成された。 付近には小規模ながら背斜軸と向斜軸が発達する。

小倉 おくら 温泉 : 五城目町の東方 3 km， 湯ノ又の 西方 1 km [ ← これは「西南方 2 km」の間違い ? ] に位置する。 この付近は女川層の硬質板状頁岩が小褶曲をくり返しながら分布している地域で， 頁岩の割れ目を通って滲出してくる油田かん水を沸かして使用している。 泉源では炭酸臭を有し乳白色の沈殿物がみられる。

雀舘 すずめだて 温泉 : 五城目町の南方 1 km に位置する。 冲積層を通して湧出する冷泉（単純泉）を沸かして使用している。

滑多羅 なめたら 温泉 : 上小阿仁 かみこあに 村 高樋 たかどよ に位置し， 五城目町から [ 上小阿仁村 ] 沖田面 おきたおもて を経て 米内沢 よないざわ 町 米内沢にいたる県道に面している [ ← 沖田面と米内沢はどちらも本図幅の北東隣の米内沢図幅地域内 ] 。 船川層中の泥岩中から滲出する H2S 臭を有する冷泉である。

保呂瀬 ほろせ 温泉 : 馬場目川の中流の保呂瀬沢 [ ← 恋地の南西方 1 km ] の入口に位置する。 五城目町からは杉沢 [ ← 図幅地域東端・南北中央付近 ] 行のバスの便がある。 泉源は保呂瀬沢を南方上流へ約 1 km 入ったところにある。 付近は女川層の板状硬質頁岩および爼山火山の火山砕屑岩が指交状に介在している。 泉水は頁岩の割れ目を通って滲出しており， 滲出量は少ない。 H2S 臭を有し， 油田かん水性のものと思われる。

その他， 滝ノ下 [ ← 図幅地域北端・東西中央やや東 ; 湯越山の北東方 2.5 km ] の上流地域および馬場目川の上流の恋地付近に 炭酸臭を有し 乳白色の沈殿物および黄白色の固結物を伴う鉱泉水の湧出が認められる（地質図参照）。

### III.4 パーライト [ perlite ; ガラス質火山岩 ]

[ 以下の記載は ] 岡野武雄（1966）の資料による

五城目町 字 富田 [ ← 五城目の東方 2.5 km ] 付近 : 船川層の最上部を占める流紋岩および同質凝灰岩に伴ってパーライトが産出する。 品質は， 2， 3 の試料の焼成試験によるとかさ比重 0.8～1.15， 色は帯褐白色を示す。

南秋田郡 昭和町 苗代沢 [ ← 豊川の東北東方 1 km ] 付近 : 船川層の最上部を占める流紋岩で， 富田付近のものとは同一層準に位置する。 この流紋岩に伴って均質灰白色のパーライト岩体が存在する。 岩体は褶曲によってほぼ東西の走向をもち， 北に 13°で傾斜するレンズ状岩体をなし， 走向延長 60 m， 厚さ 40 m 程度である。 パーライトの良質鉱石部の焼成試験によると焼成後のかさ比重 0.4～0.5 を示す。

### III.5 石材および砂

石材 : 地域北部の五城目町の北部から湖岸にかけて分布する， 角閃石の大型斑晶を有する森山噴出岩類の石英安山岩を石材として利用している。

その大部分は砕石として利用され， 八郎潟干拓事業の護岸工事用石材等として盛んに採掘された。 筑紫岳はすでにその山頂まで採掘が進み， その山容を変えつつある（第 36 図）。

### 第 36 図 筑紫岳の石材採掘現場（昭和 43 年現在で山体の過半が削りとられている）

その他， 同種の岩石は三倉鼻・森山の山麓および五城目の入口などで採掘されている。

他方， 浅見内の湯越山の流紋岩熔岩も砕石として利用されている。 この熔岩は割れ目に富み， また多孔質の部分がある。

砂 : 五城目町 黒坪 [ ← 井川の東方 2.5 km ] 付近の第四紀潟西層中の中粒～細粒砂を掘さくして使用している。 砂丘砂も利用されているが， いずれも小規模である。

### III.6 炻器 せっき [ stoneware ] 粘土

五城目町の北東に分布する冲積粘土は， カオリン鉱物を主体とする炻器粘土にくらべて吸水量がやや大きく， X 線粉末線の結果などからモンモリロナイトを含有することが確かめられている （本田朔郎， 1959）。 炻器粘土として価値がある。 この種のものは古くから利用され， 破片が段丘中から出土し， 史蹟文化財に指定された。

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QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000

Akita（6） No. 3

# GEOLOGY OF THE
GOJŌME
DISTRICT

By Hirokazu HASE ＆ Jiro HIRAYAMA (Written in 1969)

## Abstract

The Gojōme sheet comprises an area from lat. 39°50' to 40°00' N. and from long. 140°00' to 140°15' E. and lies in the central portion of Akita prefecture, Northeastern Honsyu, Japan. In the west, the area is bordered by the shoreline of the Hachirogata lake where has reclaimed, and partly by that of the Japan Sea. The central town in this area is Gojōme-machi, where is located about 25 km north of Akita-Shi.

The rocks cropped out in the area are mainly oil bearing sedimentary rocks and volcanic ones of the Neogene Tertiary. The distribution of the sedimentary rocks are controlled by so-called "Oil-field Stucture" in the district of Northeastern Honshu whose trend stretches north to south. Apparent thickness of the Tertiary system attains totally more than 2,400 m in the area. These are named in ascending order : the Koyano-sawa, the Koani, the Onna-gawa, the Funa-kawa, the Tentoku-ji, the Sasaoka and the Shibi-kawa fomation. The Quaternary system including the Kata-nishi fomation, Terrace deposits and alluvium overlies unconformably the Tertiary system.

Generally speaking, these series of the Neogene formations are the product of geosynclinal subsidence and they are mainly composed of siliceous shale, massive mudstone, siltstone, sandy mudstone, sandstone and many intercalations of tuff layers. A summerized stratigraphic sequence of the rocks is shown in the Table 1. The European chronological subdivision and absolute time scale are also given in the table after K. Chinzei's trial.

### Table 1

  Absolute age × 106 y EVERDEN et al. (1964) | Age | Stratigraphy | Main rock-facies | Remarks
  …

### IGNEOUS ROCK

Within the area of Manaita-yama volcanics complex, a mass of quartz diorite intrusion crops out. The western rim is bordered partly by fault and the rest is abutted by Tertiary sediments. The age of the igneous intrusion is considered between the time of early to middle Onna-gawa stage.

### NEOGENE TERTIARY

#### [ 1. ] Miocene

#### Koyano-sawa formation

The Koyano-sawa formation is overlain conformably by the Onna-gawa formation and lower limit is not known. The name is given after type locality, Koyano-sawa at the northernmost area of the sheet. It is distributed in the limited area along the anticlinal axes or cores of dome structures, and is composed of shale, tuffaceous shale, sandstone and conglomerate. Poor outcrops of the formation pleclude precise observation of the formation. Total thickness of the formation is presumably more than 250 m. From the calcareous layers in the formation, the occurrence of the fossil foraminifera Miogypsina kotoi HANZAWA was reported and the formation is correlated to the Miocene Nishi-kuro-sawa formation which is the type formation in the standard subdivision of the Neogene Tertiary in the Japan Sea coast area of the Northeastern Japan.

#### Koani formation

The Koani formation crops out only in the eastern-most portion of the area and is overlain by the Onna-gawa formation. The formation is mainly consists of hard-shale with abundant deal of layers of spilitic basalt and its pyroclastics. Also dolerite sheets with maximum thickness attains over 50 m are often observed.

The formation was firstly named and described by M. SAITO and A. OSAWA (1956) in its type locality in the Aniai sheet map area east to this area. Based upon its stratigraphic relation with the overlying Onna-gawa formation and palaeontological evidence, it is considered that the formation is contemporaneous heteropic facies to the above-mentioned Koyano-sawa formation. The Koani formation is the northern extension of popularly known Sunakobuchi formation nearby Akita-shi. Much amount of basic volcanic rocks in the formation suggests marginal facies of the geosyncline.

#### Manaita-yama volcanics complex

Centering around the highest peak of the area, Manaita-yama (721.8 m), Miocene volcanics complex crops out forming anticlinal and topographic height with north-south trend. From the cores of borings for oil exploitation, this volcanics complex is recognized to be distributed widely beneath the sedimentary oil bearing formation through the area. The volcanic activities range over middle Onna-gawa stage to middle Funa-kawa stage. Volcanic rocks are rhyolite, dacite, andesite, basaltic andesite with large number of amigudules, and propyrite.

#### Onna-gawa formation

The Onna-gawa formation conformably underlies the Funa-kawa formation and both formations are important as oil-bearing horizons in the area. The Onna-gawa formation croups out along the north-south trend folding axes and counts maximum thickness more than 300 m. It is characterized by well stratified siliceous hard-shale intercalated with many layers of tuff. Many minor foldings are observed locally in the area.

Two structual fault and folding systems of north-south and northwest-southeast trend develop cutting each other conjugately.

The occurrence of fossils are poor in number. Marine fossil remains such as fish scales and fish bones are found mainly in dolomitic nodules of the formation. In addition to those, some foraminiferid fossils have been reported.

#### Funa-kawa formation

The Funa-kawa formation crops out widely over whole area except the volcanic rocks area. The rock facies are massive non-stratified black colored mudstone with considerable number of tuff layers or tuffaceous ones. It shows that the formation is the products of the subsidence under stagnant marine condition in geosynclinal region. However, it can be observed remarkable slumped beds within the formation which may be formed by the submarine mudflow triggered by volcanic activities.

According to the results at carefully surveyed area, Yu-no-mata to Asami-nai, north of Gojōme-machi, the slumped bed may have affected the minor differentiation of the sedimentary basin. Namely, at the area, the thicker the slumped bed is, the thinner the deposits of the sediments above the slumped horizon become, and vice versa, though there are not so apparent differences in the thickness from the top of the Onna-gawa formation to the base of slumped bed.

In the type locality, along Kokawa-guchi-gawa, total thickness of the formation attains 670 m.

Foraminiferid fossils have been reported through the formation. However, megafossils are only found quite locally in the lenticular, coarser bed or pebbly mudstone and they are rare in number.

#### Mori-yama volcanics

The Mori-yama volcanics crop out protruding on the coastal low land in the northern-most portion of the area. The name of the volcanics was given after beautiful mount "Mori-yama (325.4 m)". Rocks are mainly biotite-hornblende dacite and minor intrusion mass of rhyolite is observed.

#### [ 2. ] Miocene - Pliocene

#### Tentoku-ji formation

The Tentoku-ji formation mainly consists of grey mudstone, and intercalated with tuff layers of comparatively fine grained. There are no fundamental differences in rock facies between the formation and the Funa-kawa formation except only slight differences in color and grain size of the mudstone.

The lowest boundary of the formation is asigned to the top of the Yu-no-koshi-yama rhyolite lava flow and its pyrocrastic layer which forms efficient key bed in the area.

East of the Gojōme syncline, particularly along the Manaita-yama volcanics complex area, the formation is intercalated with many sandstone and conglomerate and interfingers with the lower part of the Sasaoka formation.

Scarce number of mega-fossils such as molluscan remains are found in the formation, though foraminiferid fossils or monoaxial sponge fossil Makiyama chitanii MAKIYAMA are generally yielded.

Toal thickness of the formation varies from 270 m to 430 m at the measured routes.

#### [ 3. ] Pliocene

#### Sasaoka formation

The Sasaoka formation overlies the Tentoku-ji formation. As a whole, the lowermost part of the formation is composed of coarser sediments compared with that of the lowerlying Tentokuji formation. In the eastern flank of the Gojōme syncline, 3 - 4 layers of conglomerate are observed at the bottom of the formation. According to the data obtained from oil wells in the Hachiro-gata reclaimed land, remarkable unconformity is known. That is, the Sasaoka formation overlies directly on the Funa-kawa formation lacking the Tentoku-ji formation and some occasion, more than half of the Funa-kawa formation is eroded out. The Sasaoka formation comprises siltstone, sandy siltstone, silty sandstone, sandstone and intercalations of round granule-pebble size conglomerate. Tuff layers in the formation are fine grained and not so thick, generally less than 1 m, some of these are persistent and tracable as good key beds.

Abundant molluscan fossil remains are found particularly in sand and silty sand facies. Total thickness of the formation attains maximum 740 m at Yomoginai-zawa to Mizu-sawa route and 400 m at Tera-sawa.

#### Shibi-kawa formation

The Shibi-kawa formation forms the uppermost part of the series of the geosynclinal sediments in the area and is distributed along the axis of the Gojōme syncline near Yomoginai-dai. Only its basal part can be recognized in the area. The formation is well known by its abundant molluscan fossils at the type locality, Shibi-kawa in Oga peninsula about 20 km west of the area. No fossil remains are found but many "Leben Spulen" in the sand bed in this area. The formation is mainly composed of medium to coarse grained loose sand. It is distinguished from the the uppermost part of the Sasaoka formation based upon the difference in color of the rocks and the existence of some basal gravel beds of the formation.

Stratigraphic relationship between these two formations may be unconformity with basal gravel bed. Thickness of the formation is more than 40 m.

### QUATERNARY

#### Kata-nishi formation

The Kata-nishi formation overlies almost horizontally the folded Tertiary sediments. The formation consists mainly of medium to fine grained sand and gravel with silt and peat layers as intercalations. The formation is distributed along the eastern periphery of this area opposite to Hachirogata reclaimed land. Topographically, the distribution area forms low hilly land less than 80 m above the sea level.

Some genera of plant remains such as Trapa, Juglans, Fagus, Styrax, Menyanthes, Criptomcria, Lxrix and Thujopsis are reported from the formation.

No animal fossil remains have been found except Corbiculid fossils. The formation is deposited under the lake condition of brackish to fresh water.

#### Terrace deposits

Terraces in this area are classified into three groups, the upper, the middle and the lower terrace in terms of their altitude above the sea level and surface topographic features. The lower and the middle terraces are comparatively dominant, but the upper terrace is almost eroded out. These are composed of gravel, sand and clay.

#### Sand dune

Southwestern corner of the sheet map is covered with dune sand. Nine to ten rows of sand dunes stretching northwest to southeast direction are developed. From the Japan Sea side to inland, they reduce the thickness of sand covers and their topographic height.

#### Alluvium

Several rivers flow in the Hachiro-gata and form fluviatiatile plain along their courses. The alluvium is mostly composed of sand, gravel and clay.

### ECONOMIC GEOLOGY

#### Oil and gas

The most valuable underground resources in this area is oil and natural gas. Well known Toyo-kawa (includes Ura-yama) and Kuro-kawa oil field are working today, but they have been almost exploited out. Some of oil seepages are recognized on the anticlinal axis at Bo-mura out of the oil fields, but prospecting for oil here have been unsuccessfully carried out. The Hachiro-gata reclaimed land is expected for future exploitation, where some anticlinal structures are assumed beneath the lake deposits.

#### Miscellany

Besides oil and gas, a hot-spring, mineral springs, building stone and sand, pearlite and stoneware clay are notable as natural resources in the area. Among them, Dacite of the Mori-yama volcanics is extensively excavated as building stone and crushed stone at some places.

    昭和 45 年 12 月 18 日 印刷
    昭和 45 年 12 月 25 日 発行
    著作権所有 工業技術院 地質調査所

    (C) 1970，Geological Survey of Japan