06002_1959

５万分の１地質図幅説明書

# 戸賀・船川

（秋田 第 1 号・第 2 号）

秋田大学教授 藤岡一男

地質調査所

昭和 34 年

    目次

    I. 地形
    II. 地質
    II.1 概説
    II.2 基盤岩
    II.3 第三紀層
    II.3.1 門前層群
    II.3.2 台島層群
    II.3.3 船川層群
    II.3.4 鮪川層
    II.3.5 戸賀軽石層
    II.4 第四紀層
    II.4.1 潟西層
    II.4.2 段丘堆積物
    II.4.3 寒風山安山岩
    II.4.4 目潟火山抛出物
    II.4.5 冲積層
    II.5 対比
    II.6 地質構造
    III. 応用地質
    III.1 概説
    III.2 石油および石油系ガス
    III.3 可燃性天然ガス
    III.4 温泉
    III.5 その他
    参考文献

    Abstract

1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 33 年稿）

# 戸賀・船川

（秋田 第 1 号・第 2 号）

戸賀図幅および船川図幅は秋田県 男鹿 おが 半島の主要部（男鹿島）を占める。 両図幅の説明書を別々にするより， 一冊の説明書にまとめた方が便利であるので一括した。

男鹿半島の地質調査は昭和 17 年以来， 秋田大学において継続的に行なってきたが， このたび委囑により地質図幅としてまとめたものである。

調査者名は都合上 藤岡のみが記されているが， この調査は藤岡のほかに， 秋田大学の井上武教授および高安泰助教授の３者の共同によって行なわれたものである。

図幅および説明書作製にあたり， 石油資源開発株式会社・帝国石油株式会社および 秋田県からは貴重な調査資料の提供をうけた。 秋田大学鉱山学部 加納博助教授および本多朔郎講師， 東北大学の半沢正四郎教授・加藤磐雄助教授・北村信助手・小高民夫助手・金谷太郎助手， 岡山大学の杉山隆二教授ならびに弘前大学の宮城一男講師， 秋田県技師 狩野豊太郎， 石油資源開発株式会社秋田鉱業所探鉱課長 池辺穰および松岡寛・岩佐三郎の諸氏， その他のグリンタフ研究会の各位の御協力を賜わった。 記して謝意を表する。

男鹿半島の地質は秋田油田第三系の標式地として古くからよく調査， 研究されている。 その沿革を紹介する紙数を省いて巻末に文献をあげておいた。 最近男鹿半島第三系下部については， 宮城一男氏の数次にわたる研究の発表があり， さらにその上部については， 石油資源開発株式会社の細密な調査が行なわれ， 半島地質に関する知識が著しく高められてきた。

## I. 地形

男鹿半島は最近の地質時代には孤島であったものが， 南と北で砂洲により本土と連繫せられ， 本土との間の海峡は八郎潟と化し， これを抱いて陸繋する半島となったものと考えられている。

男鹿半島の地形区分は地質区分と一致する。 すなわち西部山地・中央丘陵地・寒風山地域および 潟西 かたにし 地域の４地域に区分される。 これを東西の断面で見れば西に高く漸次東へ低くなり， 寒風山の盛上りから急に東は低地となって八郎潟に移る。 半島周縁の海岸はほとんどすべて海崖をなし， 岩層の露出は素晴らしい。

### 第 1 図 男鹿半島水系

### 図版 1 西部山地北西端附近の段丘地形（入道崎から南を望む ; 段丘上に真山が見える）

### 図版 2 戸賀湾と二ノ目潟（八望台から西方を望む）

### 図版 3 一ノ目潟と寒風山（八望台から東を望む）

西部山地は いわゆる緑色凝灰岩（green tuff）といわれる 中新世中下部の主として火山噴出物からなる山地で， 北々西方向をとり分水嶺はほゞその中央を走る。 本山 ほんざん （716.1 m）を主峯とし， 北方へ急に低くなり 真山 しんざん （571 m）を経て野村川に達し， 海成段丘によってその北裾を切られる。 南東へは毛無山（673 m）を経て海面に向かって急斜する。 その斜面に数段の海成段丘面が残っている。 野村川以北は 200 m 高度以下の段丘が広く発達し台地状をなす。 この部分に戸賀湾および３つの目潟がほゞ東西にならぶ。 北側の海岸は急崖をなすが比較的単調である。 西側の海岸は数 100 m の急崖をなし豪壮な絶壁景を呈する。 海辺は小さい屈曲や岩礁にとみ特異な景勝をなすが， 戸賀湾以南では加茂以外に聚落も平地もない。 戸賀湾は半円状の湾入をなし漁港と避難港とをかね， その周辺に僅かの平地がつながり聚落が発達する。 南側の海岸は湾入や岬が多く岩礁が散在する。 西部山地東側は湯本 - 南平沢断層の断層線崖を境とし， 以東は漸次緩やかな斜面をもって中央丘陵地に連なる。

中央丘陵地は含油第三系の水成岩からなり数段の海成段丘が発達し， これが河谷によって細かく解析され低夷丘陵をなす。 毛無山 - 寒風山を結んでほゞ東西方向に分水嶺が走り南北の水系に２分する。 北流するおもな河川は野村川・賀茂川・相川・大増川・小増川および滝川がある。 このうち滝川は最大河川で， 本山に源を発し東流して滝川で大きく曲り北流する。 この流域には小規模な河成段丘が認められる。 南流する河川では比詰川が最大で， 北の滝川と対称的流路をとり， 丸森 まるもり 山附近に源を発し東流して仁井山に至り大きく南に曲り羽立で海に注ぐ。 南北両岸とも海崖をなし， 北岸は単調で海蝕による後退が著しく， 南岸は屈曲をなし小岩礁が散在する。

寒風山地域は含油第三系上部の水成岩の発達する低夷丘陵上に噴出した寒風火山と， 新しい時期における地塊隆起による回春地形によって中央丘陵域と異なる。 この境界は滝川 - 比詰川間で， この西は数段の段丘がよく残っているが以東にはほとんど段丘面が認められない。 寒風山（354.7 m）は新期火山で楯状円錐火山（コニトロイデ）に属し， 数回の熔岩流出が認められ， その噴火口も残っている。 最初の熔岩は第三系を広く覆うのみならず 40 m 段丘をも覆う。 水系は寒風山より放射状に発する。 海岸は南北両岸とも単調で連続的海崖をなすが海蝕による後退が著しい。

潟西地域は 五里合 いりあい 盆地以東においては潟西層からなる台地（海蝕段丘）が発達するが， 主として潟西冲積平地および八郎潟からなる。 台地の末端は崖をなして低地に移る。 南岸は砂丘がよく発達し， 船越水道が八郎潟と海とを通じている。 八郎潟岸には湿地が多い。

海岸段丘はよく発達し半島農牧業に重要である。 最高は本山 - 毛無山間鞍部 600 m 高度のものであるが， 高位段丘はほとんど崩れて堆積物や平坦面の残っている所は少ない。 西部山地を取り囲んで 200 m 以下の段丘が数段に発達し， 半島地形の一特徴をなしている。 段丘の発達を見ると， 西部山地の南側および東側に， 整然と一定の方向性をもって階段状に数列の発達をなす。 東側系列では 100 m 以下の段丘列は崩れているのに反し， 南側系列の段丘列は残在し， 各段丘列の堆積物もそれぞれ異なる。 東側と南側との段丘列が交会する船川・ 馬生目 ばしょうめ 附近では段丘面の発達が悪く， 寒風山地域および以東では段丘堆積がまれにしか認められない。 潟西地域の 40 m 平坦面は潟西層が削られた面である。 したがって半島の西部と東部とでは新しい地質時代の運動性格が異なるものとみられる。 海岸の侵蝕は全域を通じて著しく， その海蝕による岩石の奇観が西部山地周辺の名勝の要素をなしている。 北岸と南岸との大部分は岩礁があっても大体平磯であるが， 西岸は海面下 100 m まで急崖が続く。

火山は寒風山と目潟との２形態のものがある。 寒風山はコニトロイデで低い火山であるが， ほゞ６回の噴出を行なっているようである。 そのうち第１回の熔岩流がもっとも広く流れて広地域を占め， 後期の熔岩分布は中央部に限られ， 数個の噴出口が認められる。 熔岩末端から流出する地下水は半島の重要な水源であって， とくに北部の 滝ノ頭 たきのかしら の湧水は五里合盆地の灌漑用水として重要である。 頂上部の南斜面には構造土（Strukturböden） [ patterned ground ? ] の存在が知られている。 目潟は戸賀湾周辺に一ノ目潟（0.26 km2， 水面高度 88 m， 水深最大 42 m）・ニノ目潟（0.07 km2， 水面高度 40 m， 水深 11.8 m）および三ノ目潟（0.11 km2， 高度 45 m， 水深 3.1 m）があって， いずれもほゞ円形の池をなし， これをめぐる壁は急崖をなす。 目潟の抛出物は 40～240 m 段丘を覆って野村川に沿いその北側に分布する。 目潟はマール [ maar ] （Vulkan-Embryon）と称されているが Vulkan-Epigon とみるむきもある。 戸賀湾の形状は目潟と関連するように見えるが別個のものである。

## II. 地質

### II.1 概説

男鹿半島は秋田油田の西縁を代表する唯一の陸域であるのみならず， 羽越地向斜の西側基盤上の第三系を知るうえに重要で， 秋田油田第三系の標式地として， またいわゆる裏日本緑色凝灰岩地域第三系の標式地として重要視されている。 したがってこの地域の地質に関する文献も多く， 古くからよく調査研究されているところである。

### 第 1 表 地質総括表

男鹿半島の基盤は花崗岩類で西部山地の北西海岸に僅かに露出するにすぎない。 この基盤花崗岩類の時代はジルコン法で三畳紀であろうと推測されている。 これを貫ぬき， かつ覆う火山噴出物は中新世初期の赤島層で変質安山岩を主とする。 引き続いて入道崎石英安山岩類の活動があり， さらに潜岩熔岩類および加茂熔岩類の活動が続き， 最後に真山流紋岩類の活動があって西部山地が形成された。 これらはほとんど火山噴出物であるが， 門前層群には僅かに水成岩が挾まれ， それに植物化石を含み初期中新世と認められる。 この初期岩層は北部ではほゞ東西に近い走向をなし， 南部では南北走向をとる。 初期火山活動のうちもっとも多量の噴出物を提供した， 門前階の火山岩の多くは semi-alkalic である点が特徴である。 この初期岩層の周縁でその上に台島層および西黒沢層が引き続いて堆積した。 これらも顕著な火山活動を伴なうが， 三角洲堆積を経て外洋性暖流海成層に移り， 中期中新世を示す植物化石および海棲化石を多量に含む。 沈降過程に入り海進の行なわれた時代である。

後期中新世は羽越地向斜の展開期で含油第三系が厚く堆積した。 船川層群は地向斜堆積であって， その基底の女川層は西部山地では古期岩層にアバットする部分もあり， 西黒沢層には一部不整合的に重なる。 西部山地の東方では特有な珪質頁岩相をなして広域斉一相で拡がり， 堆積も厚くなる。 僅かに粗粒玄武岩の貫入活動をみるほか火成岩体に乏しい。 凝灰岩は船川層群の全体を通じてひんぱんに挾まれるが， 船川層以降火山岩体は認められない。 船川層群は珪質頁岩から暗色泥岩（船川層）を経て砂泥岩互層（北浦層）となり， 砂質泥岩ないし砂岩（脇本層）に移り， 時間的には後期中新世から初期鮮新世にわたり， 堆積の累重は厚さ 2,000 m に及ぶ。 これらは浅海性堆積で寒流支配から後に暖流の入る海況に変わっている。 女川層から北浦層までは石油を含む。 大型化石には乏しいが微小化石にとみ， とくに有孔虫化石によって層序を知ることができる。 船川層群は全体として一輪廻堆積であるが， 下部の女川層と船川層は継続的な安定堆積を示し， 上部の北浦層から異常堆積が見られ， 脇本層の基底とともに堆積の非継続性が多少認められ， 亜不整合現象を示すこともある。

半島の東部に発達する鮪川層は船川層群を傾斜不整合に覆い， 下部は凝灰質で夾亜炭層， 上部は海成砂岩層からなる。 鮪川層堆積前に船川層群の構造ができ石油鉱床が成立したとみられる。 鮪川層は海岸成砂相でその化石は寒流系である。 鮪川層も構造運動をうけているから鮪川層後潟西層以前の間隙が最後の造構期である。 しかし鮪川層の構造と船川層の構造とはしばしば一致しない。 半島西側の戸賀湾周辺の戸賀軽石層の時代は明確でないが， 鮪川階であろうかと推測している。 これが半島に見られる第三紀最後の火成活動を示すもので， 鮮新世末期（鮪川階）にあたる。

潟西層は 八郎潟周辺において鮪川層および船川層群の北浦層と脇本層とを不整合に覆い， ほとんど水平である。 これも海岸性の堆積で， 動植物化石より更新世と認められる。 段丘堆積物で最高位は 600 m 高度のものであるが， 明確なものは 240 m 以下の段丘である。 40 m 高位段丘の形成時， 西部山地では目潟火山の噴出， 相前後して寒風山の噴出があった。 西部山地の先台島階第三系の構造は以後の構造に先行する。 西部山地周辺の新期岩層の構造も， たとえば西黒沢盆状構造や野村背斜， 南岸の鵜ノ崎ドームや女川向斜などは基盤第三系の起伏に支配されているもののように， 湯本 - 南平沢断層以東の船川層群の構造とは性格を異にしている。 西部山地以東の構造は秋田油田型の構造で， 中央部においては北西走向， 東方傾斜の単斜構造から浜間口附近で褶曲構造にうつり， 男鹿中断層によって切られる。 断層以東は南北に近い走向の褶曲構造地域となる。

男鹿半島の応用地質では石油鉱床がもっとも重要で， 油田地質図として男鹿島および潟西図幅が発行され， 油田探鉱も活潑に行なわれている。 以下時代順に半島を構成する岩層について説明する。

### 第 2 図 男鹿半島西部山地北西端地質要図（宮城一男， 1956）

### II.2 基盤岩

#### 角閃石黑雲母アダメロ岩

基盤岩は 西部山地の北西端入道崎の南方の長手崎から赤島に至る間にある 鬼の蛸・権現岩および昆布浦の３ヵ所で僅かに露出するにすぎない。 これらはいずれも角閃石黒雲母アダメロ岩である。 赤島層や入道崎石英安山岩に捕獲されて， 門前層群の礫岩中に礫として， あるいは目潟噴出物のなかに種々の花崗岩や閃緑岩が認められているので， 男鹿半島の基盤は主として花崗岩ないし閃緑岩によって構成されているものとみられる。

角閃石黒雲母アダメロ岩はゼノリスが多くアプライトや玄武岩に貫ぬかれているが， 赤島層に不整合に覆われる。 肉眼的には中～粗粒， 斑状で， アルカリ長石のために淡紅色および淡緑色を呈する。 鏡下ではやゝ斑状の半自形粒状組織を示し， 石英・斜長石および黒雲母の間を細粒の石英およびアルカリ長石が充塡する。 絹雲母化が著しい。

  主成分 :
    石英（半自形あるいは他形， 0.5～2.8 mm）・アルカリ長石（半自形または他形， 0.5～2.0 mm， パーサイト構造を示し， 変質する）・斜長石(半自形から自形， 卓状または粒状， 1.0～4.0 mm， アルバイト - カールスバット双晶， 弱い累帯構造）・黒雲母（少量， 自形， 卓状， 0.5～3.0 mm， 緑泥石化）・角閃石（極少， 自形， 短柱状， 0.5～2.0 mm， 変質する）
  副成分 :
    褐簾石・燐灰石・ジルコン
  小貫入岩 :
    チタン輝石橄欖岩粗粒玄武岩（アルカリ岩）・黒雲母石英斑岩・変質安山岩

### II.3 第三紀層

男鹿半島に発達する第三紀層は次のような層序をなすものと認められる。 下部から

  門前層群（中新世初期）
    赤島層
    門前層
  台島層群（中新世中期）
    台島層
    西黒沢層
  船川層群（中新世後期～鮮新世初期）
    女 川 層
    船 川 層
    北 浦 層
    脇 本 層
  （鮮新世初期）
    鮪川層

#### II.3.1 門前層群

門前層群は男鹿半島第三系の最下部を代表し， 主として火山噴出物からなり， 西部山地に広く分布する。 火山活動の性質からこれを下位の赤島層と上位の門前層とに区別する。

#### 赤島 あかしま 層

赤島層を火成岩の性質よりさらに２分し， 下位の赤島熔岩類と上位の入道崎火成岩とに区別する。

赤島熔岩類 : 赤島熔岩類は基盤のアダメロ岩を不整合に覆い， 入道崎から赤島にかけて分布し， 輝石安山岩および両輝石安山岩の熔岩 ならびにこれらの集塊岩・凝灰角礫岩および礫質凝灰岩からなり， 著しく変質しプロピライト化していること， および花崗岩類のゼノリスや礫を多量に含むことが特徴である。 これらの岩層の走向（熔岩の流理方向も含めて）は東西方向に近く北方に緩傾斜する。

  変質両輝石安山岩は外観濃緑色を呈し， 大小の花崗岩のゼノリスを含む。 鏡下でも変質が著しいが， 斑晶として斜長石（0.4～1.2 mm， 自形， 柱状， カールスバット双晶およびアルバイト双晶， 弱い累帯構造， An 4～12， 2Vγ = 75～77°， 低温型， 絹雲母化， 緑泥石化が著しい）・紫蘇輝石（少量， 0.8 mm， 半自形～自形， 短柱状， Z’= 淡緑色， X = 淡褐色， 2Vα = 68～72°， 緑泥石化）・普通輝石（まれ， 0.6 mm， 自形， 短柱状， 淡褐色， 劈開明らか， c∧Z = 53°， 2Vγ = 65°， 一部炭酸塩化）， 石基は結晶質， 針状斜長石が多く， その間を緑泥石様鉱物粒および磁鉄鉱粒が塡め， 変質ガラスも少量含まれる。 trachytic 構造に似た pilotaxitic 構造を示す。 変質著しく石英・緑簾石・緑泥石・炭酸塩鉱物・絹雲母などが生じている。
  変質輝石安山岩は前者よりやゝ粗粒， 斑状で， 花崗岩の礫片や砕片が多い。 斑晶は斜長石（An 2～8， 低温型， 2Vγ = 77～89°）・輝石および紫蘇輝石（まったく緑泥石化， 絹雲母化）， 石基はまったく変質し microfelsitic 様構造を示す。 このほか花崗岩由来の石英・カリ長石・黒雲母などがゼノクリストとして多量に含まれる。
  角礫状変質輝石安山岩は淡紫色～緑灰色， 角礫状， 斑晶は斜長石・紫蘇輝石および普通輝石， 石基は hyalopilitic 構造（以上宮城一男・宇留野勝敏， 1956 による）。

赤島熔岩類のなかには礫やゼノリスが多い。 そのおもなるものは花崗岩類で， 附近に露出する基盤の角閃石黒雲母アダメロ岩を始め， 淡紅色黒雲母アダメロ岩（ゼノリスとしてもっとも多い）・角閃石花崗岩・ アプライト・ペグマタイトなどがあるほかに変質輝石安山岩が認められるので， 赤島熔岩類の噴出前の火山活動が偲ばれる。

花崗岩の円礫を多量に含む礫質凝灰岩は， 花崗岩のほかに多くの異質礫を含む。 これらの礫の大きさは径 1 m 以上のものがあり， ときに数 m 大のものがある。 なお本岩に伴なわれる凝灰岩にもごま粒～小豆大の異質礫が多く含まれ， 本質火山礫と区別される。

小貫入岩 : 基盤岩を貫ぬくものと同じである。

入道崎 にゅうどうざき 火成岩 : 入道崎火成岩は入道崎附近において， 基盤岩および赤島熔岩類を岩脈として貫ぬき， また熔岩として赤島熔岩類を覆う両輝石石英安山岩をいう。 赤島熔岩類に較べ変質度が低く， 少し酸性で， 花崗岩類その他の岩石の砕片状ゼノリス（径 3 m に達する大きさのものもある）が 非常に多いことが特徴である。 熔岩の流理方向は赤島熔岩と同じで， 時間的間隙は少ないものと認める。

  両輝石石英安山岩は暗紫色， 斑状， 斑晶の石英・斜長石および種々のゼノリスを含み， 不均質な外観を呈する。 斑晶は斜長石（多量， 0.6～2.6 mm， 自形， 柱状， アルバイト双晶多く， カールスバット双晶， ペルクリン双晶も認められる。 累帯構造を示し， An 43～50， 周縁は An 28～35， 高温型， 一部変質して炭酸塩鉱物・緑泥石・絹雲母を生ずる）・石英（斜長石に次いで多量， 0.6～2.6 mm， 自形， 粒状， 融蝕形を示し波動消光は認められない）・紫蘇輝石（やゝ少量， 0.4～2.6 mm， 自形または半自形， 劈開明らか， Z' = 淡緑， X' = 淡褐， 2Vα = 65°， 大部分緑泥石化）・普通輝石（少量， 0.4～1.0 mm， 自形， 短柱状， (100) 劈開明らか， c∧Z = 42～48°， 2Vγ = 47～54°）， 石基はガラス質流紋状で， そのなかに粒状石英・針状斜長石・粒状淡緑色輝石・磁鉄鉱・紫蘇輝石・燐灰石， その他緑簾石・緑泥石・炭酸塩鉱物などを生じている。 その他基盤岩由来のゼノクリストとして 石英・アルカリ長石・黒雲母などが認められる（宮城・宇留野， 1956）。

入道崎火成岩も赤島熔岩類と同様にゼノリスにとむが， 角礫状～細片状のものが多い。 基盤岩由来のもの （花崗岩類がおもで角閃石黒雲母アダメロ岩・淡紅色黒雲母アダメロ岩・閃緑岩など）， 赤島熔岩類由来のもの（変質両輝石安山岩・変質輝石安山岩）および 由来不明の角礫状角閃石安山岩・両輝石角閃石斑岩および赤島熔岩中にも ゼノリスとして認められた変質輝石安山岩がある。

#### 門前 もんぜん 層

門前層は西部山地に広く拡がり， 赤島熔岩類を覆い， 入道崎火成岩と断層で接し， 台島層および西黒沢層によって不整合に覆われる。 主として火山噴出物からなり， 礫岩・砂岩および泥岩が僅かに挾まれる。 火山活動に３種類が認められ， 最初の活動は粗面岩質（安山）岩， 次いで斑状安山岩， 最後にアノーソクレス流紋岩の噴出に終わっている。 赤島層の火山岩はカルクアルカリ岩であるが， 門前層の主体をなす初期と末期の火山岩はセミアルカリ岩である点が著しい特徴である。 本層には植物化石を含み， それによりこの時代は初期中新世と認められる。 無化石の赤島層との時代差はあまりないものと思う。

門前層は次のように４分することができる。 すなわち下位より

  1. 潜岩 くぐりいわ 熔岩類（宮城一男， 1956）: 粗面岩質（安山）岩類を主体とする。
  2. 加茂 かも 熔岩類 : 斑状安山岩を主体とする。
  3. 潮頼 しおせ ノ 岬 みさき 砂礫岩 : 礫岩・砂岩・泥岩からなり植物化石を含む。
  4. 真山流紋岩（藤岡一男・他， 1954）: アノーソクレス流紋岩を主体とする。

この期の火成活動は男鹿半島第三系でもっともはげしく， その堆積は西部山地を構成した。 西部山地の現在の方向は北々西 - 南々東に走るが， 堆積物の走向は西北西でむしろ東西方向に近く， その方向を軸として緩い波状構造をなし， それが断層によって地塊化している。

潜岩熔岩類 : 潜岩熔岩類というのほ宮城一男（1956）の命名で， 男鹿半島西部山地で戸賀 - 平沢以北の海岸を標式地とする。 赤島層の赤島熔岩類を覆い， 基盤岩と入道崎石英安山岩には断層で接し， 加茂安山岩類および真山流紋岩類に覆われる。 赤島熔岩類との関係は両者が接するところが少ないので， 野外観察では整合か不整合か判定しがたいが， 潜岩熔岩類下位には赤島熔岩類由来のゼノリスを多量に含むことが知られている。 主として変質粗面岩質（安山）岩およびリソイダイト型流紋岩からなる。

標式地では次のような各種岩石が N 50°E の走向， 30～40°S の傾斜で重なり， その厚さは約 250 m に達する。 すなわち下位より，

イ) 無斑晶変質粗面岩質（安山）岩
  肉眼的特性 : 茶褐色あるいは紫褐色， 細粒， 無斑晶， ゼノリスが多い。 顕微鏡的特性 : 微斑晶は斜長石（少量， 0.2～0.4 mm， ほとんど炭酸塩化， 緑泥石化）と角閃石（まれ， 0.4～0.6 mm， まったく緑泥石化）， 石基は微短冊状の曹長石が多量で， 間隙は少量の石英および多量の磁鉄鉱など， trachytic 構造を示す。 ゼノリスは花崗岩類および赤島熔岩類の変質輝石安山岩が多く， 基盤岩と赤島熔岩類を貫ぬくチタン輝石橄欖石粗粒玄武岩も含まれ， ゼノクリストとして石英が多く， カリ長石と黒雲母とが少ない。
ロ) 変質角閃石粗面岩質（安山）岩
  凝灰岩を伴ない， 厚さ 65 m。 肉眼的特性 : 青灰色， 斑状構造， 変質した長石や黒雲母や黒色柱状鉱物が多い。 顕微鏡的特性 : 斑晶は斜長石（少量， 0.5～2.0 mm， 自形， 柱状， アルバイト双晶多く， カールスバッドやペリクリン双晶を示すものもある。 曹長石化著しく， 炭酸塩鉱物・絹雲母および緑簾石が生じている）・カリ長石（比較的多量， 0.4～1.5 mm， 自形， 柱状， カールスバッド双晶， バベノ双晶が多く， mottled extinction を示し， micro-perthite 構造が発達する。 変質著しく緑簾石・炭酸塩鉱物・絹雲母・石英・磁鉄鉱などを生じている）・角閃石（多量， 0.4～3.0 mm， 自形， 長柱状， 変質著しくほとんどオパサイト化， 緑泥石化している）。 副成分として磁鉄鉱・チタン鉄鉱・燐灰石など。 石基は短冊状の曹長石が大部分， 間隙はオパサイト化した針状角閃石・磁鉄鉱などで埋められ， 少量の石英・変質ガラスなどもあり， trachytic 構造を示す。
ハ) 角礫状変質黒雲母粗面岩質(安山)岩
  下部は集塊岩・凝灰岩， 上部は角礫状熔岩流， 厚さ 40～50 m。 肉眼的特性 : 角礫状， 角礫の大きさは 3～10 cm， 青灰色または淡褐色， 斑晶構造明らか， 変質長石（1～3 mm）や黒色の柱状鉱物（≒ 2 mm）を含む。 一定方向の縞模様の流理構造を示す。 顕微鏡的特性 : 斑晶は斜長石とカリ長石（性質は変質角閃石粗面岩質（安山）岩と同じ）のほかに 黒雲母（比較的多く， 0.4～2.0 mm， 自形， 長柱状， 一部磁鉄鉱で交代されている）。 副成分として磁鉄鉱・燐灰石がある。 石基は短冊状の曹長石が大部分で針状黒雲母・角閃石・磁鉄鉱などで， trachytic 構造を示す。 集塊岩には， 異種礫はほとんど認められない。
ニ) リソイダイト型黒雲母流紋岩
  角礫凝灰岩を伴なう熔岩流， 厚さ約 35 m。 肉眼的特性 : 黒灰色でガラス質の部分と， 灰白色でやゝ結晶質の部分とが約 1～5 mm の単位で互層し， 美しい縞模様の流理構造を示す。 真珠構造が著しい部分もあり， 径 2～5 cm の spherulite が存する。 顕微鏡的特性 : 斑晶は斜長石（少量， 0.4～1.2 mm， 自形， 柱状， アルバイト双晶・ぺリクリン双晶を示し， また弱い累帯構造が認められる）・カリ長石(少量， 0.4～1.2 mm， 自形， 短柱状， カールスバッド双晶・バベノ双晶が多く， また mottled extinction や micro-perthite 構造を示すものもある） および黒雲母（まれ， 0.6 mm， 自形， 長柱状， まったく緑泥石化）。 副成分として磁鉄鉱や燐灰石を含む。 石基はガラス質と粒状石英の集合体で僅かに不透明鉱物や磁鉄鉱などが含まれる。
ホ) 曹長石巨晶含有両輝石橄欖石玄武岩
  下部は細粒， 中部は斑状の熔岩流， 上部は集塊岩質。 肉眼的特性 : 灰黒色， 顕著な斑状構造， とくに斜長石の斑晶は 3 cm に及ぶものもある。 amygdaloid の発達が著しく， これを緑泥石や方解石がうめる。 顕微鏡的特性 : 斑晶は斜長石（きわめて多量， 大きさは石基より漸移し， 0.4～7.8 mm， 自形， 柱状， 大部分はアルバイト双晶を示し， また弱い累帯構造を示すものもある。 一部は炭酸塩化， 緑泥石化する）・普通輝石（少量， 0.6～1.0 mm， 自形， 短柱状， 劈開明らか， 淡黄色）・紫蘇輝石（少量， 0.6～2.4 mm， 自～半自形， 柱状， 炭酸塩化）および橄欖石（少量， 0.5～1.0 mm， 自形， 粒状， まったく変質し蛇紋石・炭酸塩鉱物およびイジング石を生じている）。 石基は斜長石が多く， 間隙を緑泥石・磁鉄鉱などがうめ， inter-granular 構造を示す。
  集塊岩には異種礫は認められない。
ヘ) 石英黒雲母含有粗面岩質（安山）岩質角礫凝灰岩
  肉眼的特性 : 白色あるいは淡緑色， 褐色または灰黒色の角礫（2～5 mm）を多量に含み， また灰褐色の軽石（2～4 mm）や変質長石（1～2 mm）などが認められる。 顕微鏡的特性 : やゝ緑泥石化した不規則形のガラスが多く， 斑晶はいずれも半自形あるいは他形を示し， 破片状のものが多い。 斜長石・カリ長石などのほか石英および黒雲母が少しずつ含まれる。 角礫の種類は 変質粗面岩質（安山）岩・リソイダイト型流紋岩などの上記のものや， 玄武岩質安山岩・橄欖石玄武岩・ガラス質熔岩などが含まれる。
[注]
  以上の イ)～ヘ) の記載は宮城一男（1956）による ?

潜岩熔岩類は西部山地の北西部のほか， 南西部本山・毛無山・門前を結ぶ線以西， 白糸断層以南にも広く分布する。

潜岩熔岩類は数多くの岩脈によって貫ぬかれている。 そのおもなものは 黒雲母石英斑岩・ 変質黒雲母流紋岩・ 変質角閃石粗面岩質（安山）岩・ 普通輝石橄欖石玄武岩などである。 貫入の方向は東北東が圧倒的である。

### 第 2 表 潜岩熔岩類の化学成分（分析 : 宮城一男・柱敬）

岩石名 | 変質角閃石粗面岩質（安山）岩 | 無斑晶変質粗面岩質（安山）岩 | 変質角閃石粗面岩質（安山）岩 | 角礫状変質黒雲母粗面岩質(安山)岩
成分 ↓ / 産地 → | 塩戸 | 赤島 | 柵池 | 柵池
SiO2 | 56.82 | 59.77 | 62.49 | 69.64
Al2O3 | 17.12 | 16.28 | 15.78 | 15.25
Fe2O3 | 3.51 | 2.52 | 3.78 | 1.86
FeO | 3.21 | 3.41 | 1.16 | 1.06
MgO | 2.82 | 2.28 | 1.17 | 0.22
CaO | 4.91 | 3.68 | 3.35 | 0.63
Na2O | 4.01 | 4.06 | 4.10 | 5.35
K2O | 2.29 | 2.47 | 2.48 | 3.62
H2O (+) | 3.00 | 3.01 | 3.49 | 1.01
H2O (-) | 0.91 | 0.92 | 1.29 | 0.62
TiO2 | 0.97 | 0.89 | 0.46 | 0.13
P2O5 | 0.22 | 0.25 | 0.22 | 0.09
MnO | 0.09 | 0.10 | 0.12 | 0.05
Total | 99.88 | 99.64 | 99.89 | 99.53

加茂熔岩類 : 西部山地で戸賀から加茂附近にかけて， 北岸の 大明神 おおもつ 崎附近から真山 - 本山の東側にかけての中央部に分布し， 真山流紋岩に覆われる変質玄武岩 - 変質斑状輝石安山岩 - 石英安山岩類 およびこれらに伴なう集塊岩・凝灰角礫岩・凝灰岩は 潜岩熔岩類のように semi-alkalic でなく calc-alkalic である。 この火山岩類を総括して加茂熔岩類と呼ぶ。 厚さは 300 m 以上。

加茂熔岩類を構成する火山岩類は色々あるが， 変質斑状輝石安山岩と含沸石橄欖石玄武岩とがおもなるものである。

イ) 変質斑状輝石安山岩
  分布が広く， 色は暗色で赤 - 緑 - 黒味を帯び， 斜長石の斑晶が多数散在する。 一般に変質しているが新鮮なものもある。 斑晶は斜長石が多量で， An 40～60， アルバイト双晶をなし， 累帯構造を示すものも含まれ， 一部曹長石化する。 有色鉱物は輝石が普遍的であるがその量は著しく変化する。 大半は普通輝石で僅かに紫蘇輝石を伴なうものと， 普通輝石のみのものなどがある。 まれに紫蘇輝石の多色性の強いものもある。 有色鉱物はバスタイト化したものが認められる。 石基は hyalopilitic 構造をなすものが多く， 斜長石と輝石とを含む。 緑泥石化をうけたものが多く， 炭酸塩化， 珪化， 赤鉄鉱化などが見られ， オパサイト化した輝石が含まれる。 石基のガラスが不鮮明ながら結晶質となっているものなど変質は相当進んでいる。
ロ) 沸石橄欖石含有玄武岩
  亜斑状， 緑黒～緑灰， 黒褐～褐灰色を呈する。 斜長石・普通輝石および橄欖石が斑晶をなし， その量は少ない。 斜長石は An 50～80， 沸石化する揚合が多い。 ときに曹長石化， 緑泥石化する。 橄欖石はスケレトン状に， または周辺がオパサイト化（中心は緑泥石）するものもあるが， 新鮮なものはなく緑泥石化する。 石基は細い斜長石と輝石の小粒からなる。 一般に沸石化が著しく緑泥石化， 炭酸塩化および赤鉄鉱化が認められる。
ハ) 小貫入岩
  加茂熔岩類を貫ぬく貫入岩は多く， 次のような種類がある。 橄欖石玄武岩・橄欖石粗粒玄武岩・黒雲母流紋岩など。

潮瀨ノ岬砂礫岩 : 西部山地南岸潮瀬ノ岬附近・竜ケ島の沢（五社神社の上）および西岸立島附近において， 加茂熔岩類の上に重なる 角礫岩・角礫質凝灰岩および凝灰質砂・泥岩からなる層を 潮瀬ノ岬砂礫岩と呼ぶ（塩瀬崎礫岩・凝灰岩部層, 宮城一男（1958）は， 潮瀬ノ岬砂礫岩と舞台島礫岩を一緒にしたもの）。

### 図版 4 西部山地南岸潮瀨ノ岬（帆掛島から西を望む）

潮瀬ノ岬砂礫岩は厚さ約v60 mvで， 門前北方では， 加茂熔岩類の輝石安山岩を覆い， 潮瀬ノ岬では台島層の帆掛島石英安山岩に覆われる。 下部は角礫岩ないし角礫質凝灰岩で， やゝ層理を示す。 礫は胡桃大～蜜柑大を普通とするが， まれに巨礫を混える。 これらは主として亜角礫からなり， 黒雲母アダメロ岩および黒雲母角閃石花崗閃緑岩礫を主とする。 上方に円磨度を増し小礫が多くなり， 不規則に泥岩を挾む。 上部は板状の凝灰質砂・泥岩で部分的に含礫し， 泥岩は珪質のものもあるが剝理性にとみ， 植物化石を含む。 含まれる珪藻はまれであるが淡水棲である。 判明した植物化石の種数は少ないが， 台島植物群と異なり阿仁合型植物群の要素を含む。

潮瀬ノ岬砂礫岩と真山流紋岩類との直接関係は不明であるが， 真山流紋岩類を覆うものは， 段丘堆積物と目潟噴出物で， 潮瀬ノ岬砂礫岩は台島層に覆われる。 両者ともに加茂熔岩類を覆う。 潮瀬ノ岬砂礫岩の凝結物は酸性で， 黒雲母を含み， 真山流紋岩の性質に似る。 筆者らが台島層の一基底層と解釈している舞台島礫岩 （潮瀬ノ岬砂礫岩の下位の輝石安山岩とその下位の玄武岩を覆う） の礫には真山流紋岩礫が多量に混入している。 真山流紋岩は門前期最後の溢流によるものと考えられるが， 潮瀬ノ岬砂礫岩は， その活動と同時， または多少時間的に， 古い水成岩とみなすことが妥当であろう。 次に潮瀬ノ岬砂礫岩と舞台島礫岩との関係は， 野外では定められないが， 両者の接する加茂熔岩類の層準が異なること， 後者の礫は円礫を主とし， その礫種は潜岩 - 加茂 - 真山の各火山岩類を主体とし， 前者の礫は亜角礫を主とし， その礫種は花崗岩類がもっとも多量であり， 台島層の帆掛島石英安山岩に覆われること， さらに前者に含まれる植物化石は阿仁合型で， 台島層より古いものであるなどの点から， 両者は区別さるべきであるという見解をもっている。

植物化石 : 種数は少ないが阿仁合型植物群（下部中新世）に属する。

  Pinus sp.
  Metasequoia occidentalis (NEWB.) CHANEY
  Cfr. Tsuga diversifolia MAST.
  Picea Kanoi HUZIOKA
  P. ugoana HUZIOKA
  Carpinus subyedoensis KONNO
  Betula spp.

真山流紋岩類 : 西部山地の真山・本山附近， 加茂 - 塩戸間， 門前西方において， 潜岩熔岩類および加茂熔岩類を覆っている アノーソクレス流紋岩を含む流紋岩系を真山流紋岩類という。 一般に 下底は角礫質または凝灰質， 中部は厚い熔岩， 上部は凝灰集塊岩をなす。 流理状を示し緻密なものが多いが， 球顆状・角礫状・リソイダイト状・真珠岩状などの様相をなすものもある。 灰白， 淡黄， 淡青緑， 帯紫褐色など様々な色観を呈し， 全体としてほとんど変質していない。 厚さは 300 m 程度。

### 図版 5 加茂北方海岸の真山流紋岩

真山流紋岩類の岩石学的な一般的性質は次のようである （以下の記載は，加納・高安（1955）による）。

  斑晶は少量（10 % 以下）で， 斜長石と黒雲母は少量ながら肉眼で認められる。 石英はごく少量， そのほかアノーソクレス・ソーダ正長石および普通角閃石がある。 石基は一般に完晶質または潜晶質で， 前者の場合はおもに粒状の石英と短冊状のアノーソクレスからなり， 若干の不透明鉱物を伴なう。 これらの組成は一様でない。 すなわち真山頂上（黒雲母灰曹長石流紋岩）， 加茂の東（ソーダ正長石流紋岩）， 加茂の西（黒雲母アノーソクレス流紋岩および黒雲母灰曹長石流紋岩）， 加茂の北東（普通角閃石黒雲母中性長石石英安山岩）， 門前の北西（黒雲母灰曹長石流紋岩）などである。 このうちもっとも酸性でアルカリの多い， この岩系の最終分化相と考えられている黒雲母アノーソクレス灰曹長石流紋岩の組成は 第 3 表の通りである。

### 第 3 表 構成鉱物容積比

  斑晶 | 石基
  斜長石（An 15） | 5.9 % |
  アノーソクレス（Or 40） | 0.9 | アノーソクレス（Or 35） | 67.2 %
  石英 | 0.6 | 石英 | 23.0
  黒雲母 | 0.9 | オパーク鉱物 | 1.5
  計 | 8.3 | 計 | 91.7
  総計 = 100.0 %
  Or : Ab : An（mode）= 33 : 66 : 1（重量 %）
  Total femic = ca. 3 %

  斑晶 :
    斜長石は高温型の酸性斜長石（高温灰曹長石）で， 累帯構造を示す結晶において An 34 の核から周辺部は An 10 まで Ab 分を増している。 累帯構造を示さずわりあい均質なものでは An 14～16， アノーソクレス斑晶を含まないものでも An 20～25（累帯構造の中心核は An 40）， 普通角閃石を含む比較的塩基性のものでも An 33～35 にすぎない。 光学性は第 4 表の通りである（加茂の黒雲母アノーソクレス灰曹長石流紋岩）。
    アノーソクレスは 0.5～1.5 mm， 柱状または卓状， 自形， 無色透明で新鮮かつ均質， 劈開著しくなく， 双晶をつくるものも少なく， かすかな累帯構造を示す。 高温性斜長石（An 10～16）と共生し， 斜長石を包んで外套状累帯反応関係を示す場合が多い。 光学性は第 5 表の通り。
    ソーダ正長石は周辺相の一部に見られる（Or 60 くらい， 劈開著しい）。 その他黒雲母および普通角閃石が斑晶として広く少量存在する。
  石基 :
    石英とともに石基をつくるアノーソクレス（2Vx = 44～50°， X∧(001) on (010) = 9°±， Or 35 くらい， 短冊状または球顆状集合体）がある。

### 第 4 表

  | 屈折率 | 消光角 | 光軸角 2 Vx | An（%）
  γ | β | α | PM | M | P
  薄片 1 | 1.5393 | 1.5367 | 1.5327 | + 4 |  | + 4 | 53 | 10
  〃 2 |  | 1.5373 | 1.5333 |  | + 2 |  | 55 | 11
  〃 3 | 1.5432 | 1.5393 |  | ± 0 |  | + 4 | 57 1/2 | 16
  〃 4（核） | 1.5536 |  | 1.5458 | - 26 |  | + 2 | 84 | 35

### 第 5 表

  | 屈折率 | 光軸角 2 Vx | 消光角 X∧(001) on (010) | Or（%）
  γ | β | α
  加茂（黒雲母アノーソクレス灰曹長石流紋岩） | 1.530 | 1.529 | 1.523 | 45 | 9 ± | 40
  加茂（ソーダ正長石流紋岩） | 1.529 | 1.527 | 1.523 | 60 | 8 ± | 60

真山流紋岩類は潜岩熔岩類および加茂熔岩類を不整合に覆い， 分布も中央部を中心とした範囲にとゞまる。 この不整合はほとんど時間的間隙を示さぬものと解される。 真山流紋岩類は礫岩の礫として， 舞台島礫岩や西黒沢層基底礫岩に多くみいだされる。

#### II.3.2 台島 だいじま 層群

台島層群は 男鹿半島における中新世中期羽越地向斜の前駆的初期沈降過程における堆積物であって， 下位の門前層群を不整合に覆い， 上位の女川層によって一部分不整合の関係で覆われる。 本層群下部台島層は陸水成ないし三角洲成相を示し， 上部の西黒沢層は外洋完海成層をなす。 全域的に化石にとみ， 植物化石では台島型植物群（"Comptoniphyllum"， Naumanni‒Liquidambar formosana flora）， 動物化石では西黒沢動物化石群 （Miogypsina kotoi‒Operculina complanata japonica fauna）で特徴づけられる。 火成活動は門前層群のように著しくないが， 初期においては盛んで後期には衰える。 semi-alkalic な火成岩はなく calc-alkali 岩系の活動を示す。

西部山地とその周辺に分布する台島層群を上下の２層に分ける。 下から

  台島層
  西黒沢層

#### 台島層

台島層は西部山地南海岸の台島および潮瀬ノ岬間を標式地とする。 小浜 - 門前間において， 台島層の塊状の淡緑色凝灰岩は基底に輝石安山岩（加茂熔岩類）・ 粗面岩質安山岩（潜岩熔岩類）などの大小の礫を含んで， 門前層群の潮瀬ノ岬砂・礫岩を覆う。 基底 部をなす凝灰岩は輝石石英安山岩の熔岩流および集塊岩を伴ない， 通常角礫凝灰岩をなす。 これに 帆掛島 ほかけじま 石英安山岩（≒ 館山崎凝灰岩部層， 宮城一男， 1958）という名が与えられ， 台島層の主体をなす。 本層の厚さは 250 m 以上。

帆掛島石英安山岩は帆掛島・その西方の 62.4 m 三角点・小浜・山城沢上流・ 三ノ滝・館山崎・台島沢上流および丸森南西に分布し， その一部（小浜海岸・館山崎など）では熔結凝灰岩をなす。 往々巨大な珪化木を含む。 本岩の上部に層理の発達した砂岩 - 凝灰質泥岩と層理不良の三角洲性堆積物が発達する。 その一部に橄欖石玄武岩（台島玄武岩および 双六 すごろく 玄武岩）を伴なう。 椿 つばき の東部台島沢にかけての堆積物は礫岩・含礫砂岩・砂岩および泥岩からなり， 全体として偽層が発達し， 分級淘別が悪く， 礫に水酸化鉄皮膜を伴なうことから淡水の注入する動水域堆積物と見られ， その延長では泥岩がとくに発達し， 植物化石とともに海棲貝化石を含み， 全体として三角洲堆積と思われる。 植物化石を多量に含むが保存はよくない。 また粗悪薄質炭を挾む。 一方， 椿の西部から 双六 すごろく にかけては， ほとんど水平位の凝灰質泥岩が薄い凝灰岩を挾み， 局地的に薄炭層を伴ない， 植物化石を多量に含む。 よく成層し， 静水域の堆積物と認められる。 双六玄武岩は双六北方から山城沢・双六沢上流・三ノ滝・椿に分布し， 熔岩・火山角礫岩および角礫凝灰岩の不規則累積をなす。 台島玄武岩は台島沢中流で台島層上部に伴ない， 熔岩および火山角礫岩からなる。

台島層は西黒沢層および女川層によって覆われる。 門前の西および 舞台島 ぶたいじま などにおいて， 門前層群の潜岩熔岩類や加茂熔岩類を不整合に覆う礫岩（舞台島礫岩）は 胡桃～拳大の円礫からなり， 礫種は門前層群の各岩石および花崗岩から構成される。 この礫岩は礫岩のみで， その上に重なる層がないが台島層の基底相の１つを示すものと考えている。

### 図版 6 門前北方舞台島（舞台島礫岩が上部にのる）

火成活動は帆掛島石英安山岩によって示される著しい酸性火山岩活動から始まり， 次いで沈降による初期海進に伴なって 台島 - 双六玄武岩によって代表される塩基性火山岩活動に入り， さらに沈降を続けたものと見られる。

### 第 6 表 台島層の火山岩の化学成分（宮城一男， 1958）

岩石名 | 帆掛島石英安山岩 | 双六玄武岩 | 貫入岩
黒雲母両輝石真珠岩 | 両輝石橄欖石玄武岩
成分 ↓ / 産地 → | 帆掛島 | 館山崎 | 金ケ崎 | 双六大沢 | 館山崎 | 金ケ崎
SiO2 | 66.82 | 72.30 | 72.98 | 48.70 | 71.70 | 50.10
Al2O3 | 14.95 | 10.41 | 12.75 | 16.86 | 13.18 | 17.01
Fe2O3 | 3.79 | 4.54 | 2.61 | 9.85 | 2.39 | 7.62
FeO | 1.41 | 0.86 | 0.78 | 2.82 | 0.80 | 3.10
MgO | 1.57 | 1.76 | 0.34 | 4.35 | 1.26 | 4.95
CaO | 3.92 | 2.58 | 2.62 | 8.10 | 2.33 | 8.21
Na2O | 2.60 | 2.88 | 2.40 | 1.67 | 2.99 | 1.51
K2O | 2.07 | 2.59 | 2.94 | 0.60 | 2.78 | 0.62
H2O (+) | 0.76 | 0.70 | 0.96 | 1.64 | 0.86 | 1.12
H2O (-) | 0.36 | 1.03 | 0.24 | 3.26 | 1.02 | 2.31
TiO2 | 0.94 | 0.36 | 0.70 | 1.30 | 0.70 | 1.32
P2O5 | 0.15 | 0.09 | 0.27 | 0.21 | 0.18 | 0.92
MnO | 0.03 | 0.03 | 0.01 | 0.04 | 0.03 | 0.12
Total | 99.37 | 100.13 | 99.60 | 99.40 | 100.22 | 98.91

イ) 帆掛島石英安山岩（流紋石英安山岩）
  帯赤紫色， 黄褐色， 黄灰色などを呈する熔岩で， 自破砕状または火山角礫岩状を呈するところもある。 これに伴なう角礫凝灰岩は淡緑～緑灰～灰白色で塊状， 異質火山礫も含む。 その礫種は基盤由来の花崗岩礫もきわめてまれにあるほか， 門前層群の岩石片が多い。 レンズ状に緑色パッチの平行配列する熔結凝灰岩様相を示す部分もある。 肉眼的にも流理構造が著しい。 斑晶は斜長石（多量， 0.5～1.6 mm， 自形， 高温型， An 37～60 %， アルバイト・ペリクリン双晶が多く， 累帯構造顕著， 割れ目に赤鉄鉱が浸潤し， そのため赤味を帯びる）・石英（まれ， 自形， 融蝕形）・黒雲母（まれ， 小形， 自形， 柱状， オパサイト化）・緑色普通角閃石（まれ， 小形， 自形， 柱状， 2V (-)68°， c∧Z = 16°）・紫蘇輝石（少， 0.6～1.0 mm， 自～半自形， 柱状， 2V (-)50～60°， やゝ炭酸塩化）・普通輝石（少， 0.5～0.8 mm， 自形， 短柱状， 2V (+)56°， 劈開明らか）， その他磁鉄鉱および燐灰石。 石基は felsitic のものと， 流状構造を示すガラス質のものとがあり， 少量の斜長石・石英や斑晶に見られる有色鉱物などが認められる（分析は第 6 表）。
ロ) 双六玄武岩（橄欖石含有両輝石玄武岩）
  暗黒～緑黒～褐黒色。 subporphyritic， 斑晶は 斜長石（An 72～80 %）・紫蘇輝石（少）・普通輝石（少ないが紫蘇輝石より多い）・ 橄欖石（少， 周辺に輝石の微晶が集まり， 内部は鉄サポナイトに変化したものがある）。 石基は inter-granular， 斜長石と輝石からなり緑泥石を少量含む（分析は第 6 表）。
ハ) 台島玄武岩（橄欖石玄武岩）
  黒～緑黒色， 不規則にガス孔散在， ガス孔に緑泥石を伴なう。 幅の広い斜長石を主成分鉱物とする。 灰長石（An 80+）が緑色鉱物で著しく置換分解されている。 SiO2 = 46.21 % で， 有色鉱物は輝石（完全に緑色鉱物に置換）・橄欖石で， 緑色の２次鉱物は緑泥石と鉄サポナイトとである。
ニ) 小貫入岩
  潮瀬ノ岬および館山崎の粗粒玄武岩質普通輝石橄欖石玄武岩と， 金ケ崎半島東岸の同質両輝石橄欖石玄武岩および館山崎の黒雲母両輝石真珠岩とがある。 これらは女川階の貫入かと推測される（分析は第 6 表）。
ホ) 化石
  植物化石 :
    台島型植物群の標式， 中新世中期， 温暖気候を指示し， 沿海性組成を有する。
    おもなる種名
      Salvinia formosana HEER
      Glyptostrobus europaeus (BRONGN.) HEER
      Metasequoia occidentalis (NEWB.) CHANEY
      Myrica (Comptonia) Naumanni (NATHORST)
      Carya miocathayensis HU et CHANEY
      Pterocarya asymmetrosa KONNO
      Castanea angustifolia HUZIOKA
      Cyclobalanopis Inouei HUZIOKA
      Ulmus protoparvifolia HU et CHANEY
      Cfr. Kadsura japonica DUN
      Cinnamomum daijimaensis HUZIOKA
      Machilus Oishii HUZIOKA
      M. ugoana HUZIOKA
      Pittosporum Oishii HUZIOKA
      Liquidambar formosana HANCE
      Parrotia fagifolia (GÖPP.) HEER
      Cfr. Camellia sasanqua THUNB.
      Cfr. Dalbergia bella HEER
      Leguminosites daijimaensis HUZIOKA
      Ilex daijimaensis HUZIOKA
      I. Ohashii HUZIOKA
      I. ugoana HUZIOKA
      Ternstroemites daijimaensis HUZIOKA
      T. oguniensis HUZIOKA
      Marlea aequalifolia (GÖPP.) OISHI et HUZIOKA
      Myrtophyllum sp.
      Nyssa sp.
      Aralia Yabei MORITA
      Ligustrum ogajimaensis HUZIOKA
      Smilax trinervia MORITA
      S. minor MORITA
  海棲動物化石 :
    一般に保存がわるく属種名は鑑別できない。 有孔虫化石も検出できなかった。

#### 西黒沢層

西黒沢層は西部山地北岸西黒沢が標式地である。 こゝでは 大明神崎に発達する門前層加茂熔岩類に属する変質斑状輝石安山岩およびその集塊岩を， 基底礫岩をもって不整合に覆い， 女川層の含海緑石珪質頁岩に覆われる。 基底礫岩は巨礫を混える大小の円～亜円礫からなり， 一般に緑色を呈し， その大部分が 門前層群に属するほとんどすべての岩石， および台島層の流紋石英安山岩（rhyodacite）と玄武岩からなる。 上方に漸次砂岩を混え， 礫岩はレンズ状またはポケット状をなし， 砂岩は石灰質で海棲動物化石を多く含む。 とくに Operculina は密集して産する。 砂岩もレンズ状をなし， 偽層をなすこともあり， 砂管や砂球を含み， 炭質物や炭化植物を包蔵し上方に泥岩と互層をなす。 砂岩・泥岩ともに青灰色を呈する。 厚さは 20～60 m で， きわめて緩い波状構造を示す。

西黒沢層は入道崎沖の水島では巨礫岩をなす。 上真山・安全寺では門前層と断層で接し女川層に覆われる。 こゝでは下部は巨礫岩と砂岩で， 上部は礫岩を処々に挾む中～粗粒凝灰質（酸性）砂岩からなり， 海棲動物化石にとむ。 凝灰岩は北に漸次発達し， 加茂川上流では 集塊岩状（安山岩）や 凝灰岩（多量の斜長石と少量の石英とを含み vitro-clastic 構造をなす）が認められる。 安全寺 あんぜんじ 附近では集塊岩質礫・砂岩および硬質泥岩が乱堆積を示す部分もある。 滝川上流の三ノ滝奥では台島層に Operculina 砂岩がのる。 これより北方では砂礫相で化石も Operculina， Miogypsina を始め大型の瀕海棲動物化石が主であるが， 以南では泥相をなし， 台島附近で見られるように基底礫岩から上はほとんど泥岩からなり， よく成層し団球や Aphrocallistes を含むレンズ状砂岩を挾み， 化石も小型有孔虫を主とし貝化石は少ない。 凝灰岩も少なく， 層厚は約 150 m を算する。

### 図版 7 西黒沢・平沢海岸の西黒沢層（Operculina や Miogypsina を含む砂岩）

西黒沢層は上記の通り門前層および台島層を不整合に覆い， 全層海成であるが北部と南部とでは岩相を異にし化石内容も異なる。 ともに暖流系海棲動物化石を含み， 小型有孔虫が共通し， とくに浮遊性の Globorotalia の存在によって同時異相とみなすことができる。

西黒沢層の化石
  1) 北部（北岸西黒沢 - 北磯， 上真山附近）
    有孔虫化石約 17 種（西黒沢 - 北磯海岸および三ノ滝で採取 ; 鑑定 : 松岡寛）
      Operculina complanata (DEFR.) japonica HANZAWA
      Miogypsina kotoi HANZAWA
      Amphistegina lessoni D'ORBIGNY
      Nonion kidoharaense FUKUDA
      Rotalia tochigiensis UCHIO
      Hanzawaia nipponica ASANO
      Globorotalia cfr. fohsi CUSHMAN et ELLISOR，
      etc.
    大型化石（南平沢 - 北磯間海岸および上真山で採取 ; 鑑定 : 小高民夫）
      Mytilus cfr. crassitestata LISCHKE
      Chlamys kaneharai (YOKOYAMA)
      C. cfr. meisensis MAKIYAMA
      C. swiftii (BERNARDI)
      Patinopecten cfr. kagamianus (YOKOYAMA)
      P. paraplebejus NOMURA et HATAI
      P. kurosawaensis (YOKOYAMA)
      Placopecten cfr. akihoensis (MATSUMOTO)
      Venericardia cfr. orbica YOKOYAMA
      Lucinoma sp.
      Kaneharaia kaneharai (YOKOYAMA)
      Protothaca tateiwai MAKIYAMA
      Teredo sp.
      Chlorostoma sp.
      Dentalium sp.
      Balanus sp.
      Astricrypeus manni ambigenus NISIYAMA
      Echinolampas yoshiwarai de LORIOL
      Dendrophyllia sp.
      Calcareous algae
      Bryozoa，
      etc.
  2) 南部（台島附近）
    有孔虫約 40 種（鑑定 : 松岡寛）
      Nonion kidoharaense FUKUDA
      Rotalia tochigiensis UCHIO
      Hanzawaia nipponica ASANO
      Globorotalia cfr. fohsi CUSHMAN et ELLISOR，
      etc.
    大型化石（鑑定 : 小高民夫）
      小浜北方産地
        Neillonella sp.
        Limopsis sp.
        Chlamys sp.
        Venericardia cfr. ferruginea A. ADAMS
        Nemocardium sp.
        Cardium sp.
        Clinocardium cfr. californiense (DESHAYES)
        Leucoma sp.
        Macoma delta (YOKOYAMA)
        Tellina cfr. iridella MARTENS
        T. cfr. odosensis NOMURA et HATAI
        T. cfr. nitidula DUNKER
        Phos sp.,
        etc.
      椿北方産地
        Delectopecten ? sp.
        Limatula sp.
        Leucoma sp.
        Protothaca sp.
        Batillaria (Myochonia) sp.
        Cantharus sp.
        Flabellum transversale MOSLEY
        Terebratulina honshuensis NOMURA et HATAI，
        etc.
  植物化石 :
    松柏類毬果や広葉化石を含むが， 沿岸漂移物で台島植物群に近い属や種が認められる。

上記の各化石は日本的に普遍性のある属種を含み中新世中期を示す。

#### II.3.3 船川 ふなかわ 層群

羽越地向斜の本格的堆積物で全層厚 2,000 m を超える一輪廻堆積である。 巨視的には泥岩に始まり砂岩に終わるが， 初期は安定堆積で末期に近づくにつれて不安定堆積を示す。 女川層から北浦層にいたるまでの地層は， 秋田油田の含油第三系であってとくに重要である。 男鹿半島においては船川層群を通じて凝灰岩は多数挾在するが， 秋田油田東部やその他の地域におけるように， 火山岩体は少なくとも地表においては見当らない。 西部山地周辺の堆積相とそれより離れた地域の堆積相は異なり， 堆積物の厚さも周辺においては薄い。 岩相区分と有孔虫分帯および堆積の連続性から次のように分層する。 化石は寒流系でこの点台島層群の化石と著しく異なる。 大型化石が利用されうるのは北浦層と脇本層のみで， 有孔虫化石による分層が用いやすい。 船川層群は第 3 図に示すように， 半島の中央を東西に走る線で明瞭な岩相対立が認められる。

### 第 3 図 有孔虫化石層序（松岡寛・岩佐三郎）

船川層群は下位より

  1. 女川層
    硬質～珪質頁岩を主体とし， 有孔虫群は Haplophragmoides renzi - Bathysiphon sub-zonule
  2. 船川層
    暗色無層理泥岩を主体とし， 有孔虫群は Cyclammina japonica - Martinottiella bradyana tarukiensis zonule
  3. 北浦層
    泥岩と凝灰質砂岩との細互層からなる。
  4. 脇本層
    砂質泥岩・泥質砂岩および砂岩からなり， 貝化石にとむ。 有孔虫群は北浦層と脇本層とはともに Uvigerina akitaensis - Cassidulina kasiwazakiensis sub-zonule に属し， Globigerina inflata 帯より上を脇本層とする。 脇本層より鮮新世。

#### 女川 おんながわ 層

女川層の標式地は南岸の女川附近の海岸である。 台島部落の東方で西黒沢層を基底海緑石砂岩をもって覆い， 女川部落の北はずれで船川層に漸移する。 女川向斜と鵜ノ崎ドームのため緩斜をなして地層は繰り返えす。 特徴ある良層理均質の珪質～硬質泥岩からなり， いわゆる hard shale の呼称で親しまれている。 最下部には細縞状構造が特徴的に発達する。 下部では大型レンズ状白雲岩質泥灰岩を頻々と挾み， 上部では， 大型球状泥灰岩を挾む。 往々凝灰岩の薄層を挾み， 部分的には燧石質を呈する。 下部の海緑石砂岩の上位， やゝ砂質な泥岩には Thyasira, Nucula, Nuculana および Truncacila の貝化石をまれに産する。 泥岩からは Sagarites chitanii, 魚鱗および魚骨の化石を普遍的に産する。 まれに鯨骨・鮫歯を含み， 鏡下では珪藻や放散虫の化石にとむ。 有孔虫は Cyclammina や Bathysiphon が肉眼的に認められることがあるがむしろ少ない。 標式地の本層の厚さは 195 m。

本層は丸森附近においては西黒沢層のみならず台島層にアバットし， 基底に顕著な海緑石砂岩を有する。 下真山・安全寺附近の単斜構造では西黒沢層を基底海緑石砂岩で覆うが整合的で， 層厚も 300 m に近い。 北岸の平沢附近では縁辺相を呈し， 海緑石珪質泥岩をもって西黒沢層を覆い， 含軽石暗灰色の剝理性を示す珪藻質泥岩からなり軟質である。 全層の厚さもきわめて薄いもののようである。

女川層自体は火成岩を伴なわないが， 南岸の潮瀬ノ岬と帆掛島との間で台島層を貫ぬく粗粒玄武岩は女川階の活動であろう。 同様な粗粒玄武岩は北岸の西黒沢附近でも西黒沢層を貫ぬく。

大型化石は Thyasira， Nucula， Nuculana， Truncacila， 鯨骨， 鮫歯， 魚骨がまれに産するほか， 魚鱗， Sagarites chitanii MAKIYAMA， 小型有孔虫， 珪藻や放散虫などの微小化石も多く含まれる。 小型有孔虫として Haplophragmoides renzi ASANO， Cyclammina pusilla BRADY， Martinottiella bradyana tarukiensis (ASANO) ， Sigmoilina sp.， Bathysiphon sp. などを産するが， 船川層群中もっとも有孔虫の少ない層である。

#### 船川層

船川層の標式地は南岸船川を中心とし， 西は女川， 東は金川に至る海岸である。 この間, 南平沢断層によって若干のくい違いはあるが， 層厚約 820 m を算し， 主として暗灰色泥岩（黒色泥岩 black shale と呼ばれている）からなり往々凝灰岩を挨む。 女川層とは硬， 軟泥岩互層の形で漸移し， 厚薄の凝灰岩（酸性）を頻々と挾む。 この最下部の有孔虫群は Spirosigmoilinella compressa - Martinottiella bradyana tarukiensis assemblage を示す。 この上部は暗色無層理泥岩の厚層となり船川層の主要部をなすが， このなかに厚い凝灰岩（酸性）数枚を挾んで 泥岩と互層状をなす南平沢凝灰岩（厚さ約 65 m）を挾む。 この凝灰岩はほとんどガラス質でよく淘別され油砂嚢（oil pocket）を含む。 石油地質のうえからはきわめて重要な層で， 南平沢層（藤岡一男， 1950）の名を与えたが， こゝでは船川層のなかの member として扱っておく。 この中部に当る部分の有孔虫群は Haplophragmoides cfr. subglobosa - Massilina inaequalis assemblage を示す。 この上方は漸次泥岩に僅かの砂質を帯び， 凝灰岩の薄層をしばしば挾んで互層状を呈し， 層内褶曲を示すことがある。 上部の有孔虫群は Martinottiella communis - Uvigerina akitaensis assemblage を示す。 上部の凝灰岩にも含油する。

船川層も半島中央部を境として， 南と北とで岩相および地層の厚さが異なる。 すなわち中央部では層厚 600 m に減じ， 下部岩相も南平沢凝灰岩も漸次薄化し安全寺附近で消失する。 中部の黒色泥岩も北方へ漸次薄化するとともに砂質となり， 灰色泥岩（野村灰色泥岩）に移るが， これに反して上部の砂質泥岩は北方へ増大し， 挾在する凝灰岩も厚くかつ多くなる。 北部では全層厚 865 m となり， 女川層上の本層の約 50 m は暗灰色珪藻質泥岩で， おびただしい珪藻および放散虫殻を含む。 上半はやゝ砂質の灰色泥岩で頻々と凝灰岩を挾み互層状を呈する。 凝灰岩は層内褶曲をなすものがあり， 往々それに石油が含まれている。 南平沢凝灰岩が消失するのと交替的に， 層位上やや上位に安全寺凝灰岩（新称）が発達し， 北方へ厚化し南方に薄化消失する。 安全寺凝灰岩は西水口附近で厚さ 135 m， 安全寺と三森新田との間で消失する。 相川上流の下真山附近では， 上から 155 cm， 100 cm， 30 cm および 20 cm の４枚の中～細粒縞状凝灰岩が泥岩と互層し， 層内褶曲をなす。 南平沢凝灰岩と性質が似るが， 南平沢凝灰岩最下部の凝灰質砂岩は海緑石を多量に含む。 かつてこの両者を一連のものとして南平沢層の名で扱ったが， 今回は別々のものとしておく。

化石
  珪藻（産地 : 下真山・船川層下部 ; 鑑定 : 金谷太郎）
    Actinocyclus ellipticus GRUNOW var.
    A. sp.
    Actinoptychus senarius (EHR.) EHR.
    Cestodiscus sp.
    Cladogramma Jordani HANNA
    Coscinodiscus argus EHR.
    C. cfr. centrales EHR.
    C. curvatulus GRUNOW
    C. curvatulus var. minor (EHR.) GRUNOW
    C. elegans GREVILLE
    C. Endoi KANAYA
    C. exentricus EHR. var. fasciculatus HUSTEDT
    C. marginatus EHR.
    C. marginatus EHR. var.
    C. oculus iridis EHR. var. borealis (BAIL.) CLEVE
    C. owazawaensis KANAYA
    C. radiatus EHR.
    C. vetutissimus PANTOCSEK
    Denticulus lauta BAILEY
    D. tsugaruensis KANAYA
    Fragilaria spp.
    Grammatophora sp.
    Melosira sulcata (EHR.) KUETZING
    M. sol (EHR.) KUETZING
    Nitzschia sp.
    Periptera tetracladia EHR.
    Rhizosolenia spp.
    Stephanogonia hirosakiensis KANAYA
    S. obesa KANAYA
    Stephanopyris turris (GREV. et ARNOTT) RALF
    S. turris var. arctica GRUNOW
    S. turris var. intermedia GRUNOW
    Synedra cfr. affinis KUETZING
    Thalassiothric longissima CLEVE et GRUNOW
    Xanthiopyxis oblonga EHR.
    X. ovalis KANAYA
    X. spp

    Coscinodiscus marginatus EHR. が総個体数の半分以上を占めることが特徴的である。

  放散虫 :
    属種名は識別していないが， 全層を通じて産し， とくに北部の船川層には多い。
  有孔虫 :
    南方は嫌気性有孔虫にとみ， これに反し北方は有孔虫が全般的に少なく珪質有孔虫が多い（第 7 表参照）。
  その他 :
    Solemya sp. まれ， Sagarites chitanii MAKIYAMA は普遍的に含まれる。

### 第 7 表 （鑑定 : 松岡寛）。 ● : 多量, ○ : 中量

主要種 ↓ / 有孔虫分帯 → | Cyclammina japonica - Martinottiella bradyana tarukiensis Zonule
Spirosigmoilinella compressa - Martinottiella bradyana subzonule | Haplophragmoides cfr. subglobosa - Massilina inaequalis subzonule | Uvigerina akitaensis - Martinottiella communis subzonule
Bathysiphon sp. | ○ | ○ | ○
Bolivinita quadrilatera (SCHWAGER) |  |  | ●
Cassidulina kasiwazakiensis (HUSEZIMA et MARUHASHI) |  |  | ○
Cibicides pseudoungerianus (CUSHMAN) |  |  | ●
Cyclammina japonica ASANO | ● | ○ | ○
C. pusilla BRADY | ○ | ○ | ○
Eponides umbonatus (REUSS) |  |  | ●
Goesella sp. |  | ○ |
Haplophragmoides cfr. evoluta NATLAND |  | ● |
H. renzi ASANO | ○ | ● |
H. cfr. subglobosa (SAR) |  | ● | ●
Martinottiella bradyana tarukiensis (ASANO) | ● | ● |
M. communis (D'ORBIGNY) |  | ● | ●
Massilina inaequalis CUSHMAN |  | ● | ○
Spilosigmoilinella compressa MATSUNAGA | ● | ○ |
Uvigerina akitaensis ASANO |  |  | ○

#### 北浦 きたうら 層

北浦層の標式地は北岸の相川 - 浜間口間の海岸で， 帯緑暗灰色のやゝ砂質の泥岩と 中～細粒凝灰岩および凝灰質砂岩の泥岩がち細互層とからなる。 層厚は約 400 m， 北浦層の基底の相川砂岩（石油資源開発株式会社， 1957）は厚さ 1.2～1.5 m の中粒凝灰質砂岩で， 層内礫を含み（女川層由来の硬質頁岩礫がある）， 層内褶曲をなし， その基底面は軽微な凹凸面をなしており， 北岸から南岸まで追跡することができる。 北浦層下部（約 90 m）互層は 層内礫や current ripple-mark， pull-apart 構造を伴ない， 層内褶曲が著しく， 不安定堆積相を示す。 中部（約 200 m）は美麗な縞状のリズミカルな互層を呈し， 砂質岩は 1 m 以下（10 cm 以下が多い）， 泥岩は 3 m 以下（1 m 以下が多い）の周期的互層で， 大小の周期が認められる。 細砂岩と泥岩の葉片状構造をしばしば示し， 泥岩も一般に砂質をおびる。 上部（約 100 m）互層は 中～細粒（下底ではときに粗粒）凝灰質砂岩（厚さ 1 m 以上は少なく 10 cm 内外が多い）と 砂質泥岩（10 m 以下， 2～3 m の厚さが多い）の周期的互層で， 中部よりは砂・泥岩がともに厚くなる。 全層を通じて互層をなすが， 砂質岩は往々含油する。 泥岩中には Sagarites chitanii を普遍的に含み， 少量ながら Nuculana， Yoldia， Propeamussium などの貝化石が認められる。 有孔虫群は船川層上部と漸移相を示し， 全層が Uvigerina akitaensis-Cassidulina kasiwaza - kiensis subzonule に当る。

南岸および中央部においてもほとんど同じ層相をなすが， 漸次南に層厚を増し南岸では 470 m を算する。 北岸では浜間口向斜を潜って中間口背斜の心部をなして露出するが， 南岸では単斜構造をなす。

北浦層の凝灰岩は酸性であるが， 一般に水磨された砂を混じえ， 噴火源より遠い堆積と認められる。

化石
  Sagarites chitanii は泥岩に普通で Nuculana, Yoldia, Truncacila, Propeamussium, Macoma などが少量含まれる。
  有孔虫化石は多く， 主要なものは次の各種である（鑑定 : 松岡寛 ; ● : 多量, ○ : 少量）。

    Uvigerina akitaensis-Cassidulina kasiwazakiensis subzonule
    Angulogerina kokozuraensis ASANO | ●
    Bolivinita quadrilatera (SCHWAGER) | ●
    Bulimina pyrula D'ORBIGNY | ○
    Cassidulina japonica ASANO et NAKAMURA | ○
    C. kasiwazakiensis (HUSEZIMA et MARUHASHI) | ●
    C. subglobosa BRADY | ●
    C. sp. | ○
    Cibicides pseudoungerianus (CUSHMAN) | ●
    Ellipsonodosaria lepidura (SCHWAGER) | ○
    Elphidium hughesi foraminosum CUSHMAN | ○
    Epistominella pulchella Husezima et MARUHASHI | ○
    Eponides umbonatus (REUSS) | ●
    Gyroidina cfr. soldani D'ORBIGNY | ○
    Pseudononion japonicum ASANO | ○
    Pullenia apertula CUSHMAN | ○
    Uvigerina akitaensis ASANO | ●
    U. cfr. akitaensis ASANO | ●

#### 脇本 わきもと 層

脇本層の標式地は南岸の 生鼻 おいばな 崎附近の脇本 - 比詰間の海岸である。 全層厚 780 m， 下部は北浦層的互層状を残し， 青灰色砂質泥岩を主とし， しばしば細粒砂岩の薄層を挾む。 基底は白色の縞状泥質凝灰岩（60 cm）で， 炭質物を伴ない上方に砂質泥岩となる。 下部約 60 m は Globigerina inflata 帯で， 北岸まで延びる。 下部の砂岩は粗～細粒， 淘別不良で含礫し炭質物を混じえる。 中部は青灰色砂質泥岩を主とし， しばしば厚薄の砂岩を挾む。 結核（玄能石を包む）や貝化石を含む。 上部は青灰色細粒砂岩からなり， 細礫を含み， 殻を保存する貝化石を多量に含む。 全層を通じて有孔虫化石は多く， 北浦層と内容的には著しい変化はないが， その境界は黒潮系の Globigerina inflata 帯をもって北浦層と区別する。

南岸では 男鹿中 おがなか 断層のため一部繰り返すが単斜構造をなして東斜し， 脇本向斜で潜って脇本背斜心部で僅かに露われる。 北岸では浜間口向斜心として露われ， 中間口背斜の東翼で出現し， 男鹿中断層によって東の落側で脇本層の上部が露われるが， 鮪川層・潟西層および寒風山噴出物に覆われる。 申川 さるかわ 附近で申川断層の東側に申川背斜の心部で潟西層に覆われ， 海岸や谷底に露出する帯緑暗灰色の砂質泥岩は 本層（かつて申川層と呼ばれたこともある）に属する。 こゝでも白色凝灰岩および凝灰質砂岩の薄層を挾み， 団球結核を含む。 化石は少ない。

脇本層は鮪川層や潟西層に傾斜不整合で覆われるため全層は不明であるが， 南北岸を通じて 900 m に近い厚層を残している。 全般に不安定堆積をなし， 層中しばしば乱堆積を認める。 男鹿中油田でかつて採油した油槽は脇本層の中部および下部に当るが， 地表ではガス徴は認められるが油徴はない。 おそらく寒風山噴出の影響をうけて下位の北浦層から移動したものであろう。

化石
  大型化石 : （南岸に多く， 北岸や申川では少ない）
    Yoldia (Cnesterium) notabilis YOKOYAMA
    Arca boucardi JOUSSEAUME
    Pseudogrammatodon dalli (SMITH)
    Glycymeris vestita (DUNKER)
    G. yessoensis (SOWERBY)
    Limopsis tokaiensis YOKOYAMA
    Astarte borealis (SCHMACHER)
    A. hakodatensis YOKOYAMA
    Venericardia ferruginea (A. ADAMS)
    Calyptogaena pacifica DALL
    Clinocardium chikagawaense KOTAKA
    Mercenaria yokoyamai (MAKIYAMA)
    Spisula grayana (SCHRENCK)
    Bittium venustellum YOKOYAMA
    B. yokoyamai OTUKA
    Ceratostoma (Ocenebra) aduncum (SOWERBY)
    Admete murayamai (YOKOYAMA)
    Antiplanes contraria (YOKOYAMA)
    "Lora" dissoluta (YOKOYAMA)
    "L." ogurana YOKOYAMA,
    etc.
  有孔虫 :
    北浦層と同様 Uvigerina akitaensis - Cassidulina kasiwazakiensis subzonule に属するが， Globigerina inflata D'ORBIGNY が基底部 60 m に産し， 浮遊性有孔虫が黒潮に乗って来たことを示し， これより上位は寒流系の Globigerina borealis BRADY と交替する。 上部に浅海性有孔虫が増加し， かつ北岸の方が南岸より多少浅海性の傾向が認められる。 主要なものは第 8 表の各種である。

### 第 8 表 （鑑定 : 松岡寛）。 ● : 多量, ○ : 中量, × : 少量

主要種 ↓ / 有孔虫分帯 → | Uvigerina akitaensis - Cassidulina kasiwazakiensis Zonule
Globigerina inflata subzonule（基底部 60 m） | G. borealis subzonule
Angulogerina kokozuraensis ASANO | ● | ○
Cassidulina japonica ASANO et NAKAMURA | ● | ●
C. kasiwazakiensis HUSEZIMA et MARUHASHI | ● |
C. subglobosa BRADY | ● | ○
C. sublimbata ASANO et NAKAMURA | ○ | ●
C. yabei ASANO et MAKAMURA |  | ●
C. sp. | ● | ●
Cibicides aknerianus (D'ORBIGNY) | × |
C. pseudoungerianus (CUSHMAN) | ○ |
C. umgerianus (D'ORBIGNY) | ○ | ○
Dentalina spp. |  | ×
Discopulvinulina bradyi (CUSHMAN) |  | ×
Elphidium fax barbarense NICOL |  | ●
E. hunghesi foraminosum CUSHMAN | ○ | ●
E. jenseni (CUSHMAN) |  | ○
E. subgranulosum ASANO |  | ●
Elphidiella sp. |  | ●
Epistominella pulchella HUSEZIMA et MARUHASHI | ● | ●
Eponides frigidus calidus CASHMAN et COLE |  | ○
E. umbonalus (REUSS) | ● |
Globigerina borealis BRADY |  | ●
G. inflata D'ORBIGNY | ● |
Karreriella baccata japonica ASANO | ● | ×
Nonion subturgidum (CUSHMAN) | × | ○
Planulina wuellerstorfi (SCHWAGER) |  | ○
Polystomellina discorbinoides YABE et HANZAWA |  | ○
Pullenia apertula CUSHMAN | ● | ○
Pyrgo depressa (D'GRBIGNY) |  | ×
Quinqueloculina seminula (LINNAEUS) |  | ×
Robulus Iucidus (CUSHMAN) | × |
Uvigerina akitaensis ASANO | ● | ●
U. cfr. akitaensis ASANO | ● | ●
U. canariensis D'ORBIGNY | ○ | ○

#### II.3.4 鮪川 しびかわ 層

鮪川層の標式地は北岸の 安田 あんでん 西方の海岸である。 脇本層の青灰色細～中粒砂岩を鮪川層の黄白色凝灰質中粒砂岩が侵蝕面をもって覆うが， 基底礫岩は存在しない。 最下部は主として帯緑灰色の軽石薄層を挾む凝灰質粗粒砂岩であるが， 漸次上方に均質砂岩となり， 薄礫層・泥岩を挾むとともに３枚の亜炭を挾む。 最下位の亜炭は安定しないが， 中層は 80 cm， 上層は 60 cm の亜炭層をなし， 上層の上下の砂岩に貝化石を含む。 上部はおびただしく貝化石を含む中粒砂岩からなる。 潟西層は鮪川層の傾斜を切ってほとんど水平に覆い不整合をなす。 鮪川層の層厚は知られている範囲で約 130 m。

鮪川層は潟西層に隠されるが， 安田向斜や琴川背斜部に露出する。 中間口東方では厚さ約 10 cm の細礫岩を基底とし， 軽微な侵蝕面をもって脇本層を不整合に覆う。 南岸では北岸同様下部含亜炭凝灰質粗粒砂岩， 上部含貝化石粗～中粒砂岩からなる。 ここでも構造を呈し脇本背， 向斜に加わり， 東翼では細粒砂となり化石も少ない。 また八郎潟湖底に拡がっていることが湖上石油試掘で判明している。

化石
  大型化石 : 沿岸性， 掃寄せによる（産地 : 北岸の安田， 南岸の田谷沢）
    Yoldia (Cnesterium) johanni DALL
    Acila (Truncacila) insignis (GOULD)
    A. (T.) nakazimai OTUKA
    Glycymeris yessoensis (SOWERBY)
    Arca boucardi (JOUSSEAUME)
    Pseudogrammatodon dalli (SMITH)
    Pododesmus (Monia) macroschismas (DESHAYES)
    Anomia lischkei DAUTZENBERG et FISCHER
    Ostrea gigas THUMBERG
    Pecten (Notovola) albicans (SCHRŐTER)
    Patinopecten yessoensis JAY
    Chlamys swiftii (BERNARDI)
    C. farreri akazara KURODA
    Pandora (Kennerlia) pulchella YOKOYAMA
    Astarte borealis (SCHMACHER)
    Venericardia ferruginea (A. ADAMS)
    Lucinoma annulata (REEVE)
    Felaniella usutus (GOULD)
    Mercenaria stimpsoni (GOULD)
    Cadella lubricata (GOULD)
    Tellina (Peronidia) lutea venulosa SCHRENCK
    Macoma nasuta (CONRAD)
    Solen krusensternii SCHRENCK
    Spisula voyi (GABB)
    Siliqua pulchella DUNKER
    Panope japonica (A. ADAMS)
    Dentalium weinkauffii DUNKER
    Patelloidea pygmaea (DUNKER)
    Notoacmaea schrencki (LISCHKE)
    Puncturella nobilis (A. ADAMS)
    Macroschisma sinensis laevis YOKOYAMA
    Umbonium (Suchium) modiferum (LAMARCK)
    Homalopoma amussitata (GOULD)
    Turritella (Neohaustator) otukai KOTAKA
    T. (N.) nipponica nipponica YOKOYAMA
    T. (N.) andensis OTUKA
    Plesiocirsa chitaniana (YOKOYAMA)
    Tectonatica janthostomoides KURODA et HABE
    Neverita didyma (BOLTEN)
    Eunaticina papilla (GMELIN)
    Trophonopsis candelabrum (ADAMS et REEVE)
    Tritonalia adunca (SOWERBY)
    Siphonalia modificata (REEVE)
    S. fusoides (REEVE)
    Sealesia coreanica (SMITH)
    Fulgoraria (Psephaea) prevostiana (CROSSE)
    Clauus Jeffreysii SMITH
    "Lora" dissoluta YOKOYAMA
    Olivella fortunei (MARRATT) Hemithyris psittacea (GMELIN)
    Coptothyris adamsi (DEVIDSON)
    Echinarachnius laganolithinus NISIYAMA,
    etc.
  有孔虫 : おもなる種（全域にわたって）
    （下部）
      Cassidulina japonica ASANO et NAKAMURA
      C. yabei ASANO et NAKAMURA
      Elphidium subgranulosum ASANO
      E. yabei ASANO
      Gaudryina oga ASANO
      G. yabei ASANO
      Karreriella bradyi CUSHMAN
      Nonion scaphum (FICHTEL et MOLL)
      Uvigerina pygmaea D'ORBIGNY
    （上部）
      Elphidium advenum (CUSHMAN)
      E. crispum (LINNE)
      E. hanzawai ASANO
      Guttulina austriaca D'ORBIGNY
      Hauerina fragilissima (BRADY)
      Planulina wuellestorfi (SCHWAGER)
      Pseudopolymorphina okuwaensis CUSHMAN et OZAWA
      Quinqueloculina contorta D'ORBIGNY
      Q. polygona D'ORBIGNY
      Q. seminula (LINNAEUS)
      Q. vulgaris D'ORBIGNY
      Spiroloculina candaliculata D'ORBIGNY
      S. hadai THALMAN
      Textularia agglutinans D'ORBIGNY
      Uvigerina bifurcata ASANO
      U. pygmaea D'ORBIGNY
      U. yabei ASANO,
      etc.

これらの化石のうち下部を特徴づけるもの Turritella otukai， Nonion， Elphidium， Cassidulina などで， 上部は Turritella andensis， 有孔虫では Discorbis bradyi を主とし， Textularia， Quinqueloculina， Spiroloculia， Hauerina などからなり， 上部が下部に較べてやゝ暖海性になっている。

亜炭は肉眼的にみてほとんど水辺単子葉植物からなるようである。 花粉分析は試みてない。

時代は上部鮮新世である。

#### II.3.5 戸賀 とが 軽石層

戸賀湾の周辺のみに軽石および凝灰質泥岩からなる軟弱粗粒な地層が発達する。 本層は径 5 mm 内外のよく円磨された軽石を有する粗粒白色砂質部と， 灰白色凝灰質泥質部との両相が， 厚さ10 cm くらいの単位で整然たる互層をなし， ほゞ水平で湾に向かってきわめて軽微な傾斜をなす。 ときにかすかな層内褶曲や辷動が認められる。 安山岩などの異質角礫が含まれるが， 酸性岩（石英粗面岩）起源のものがもっとも多く， 石英・黒雲母も認められる。 SiO2 = 71 %。 化石は見当らない。

戸賀軽石層は門前層を覆い， 80 m 段丘堆積物および目潟噴出物に覆われる。 まったく孤立した分布を示し対比が困難であるが， 酸性の火山噴出物を多量に含む水成層という点で， 鮪川層の下部に近似である。 戸賀湾の形が楕円形で， それを取り巻いて堆積しているため， 一見戸賀湾が噴火口でその噴出物の観を呈するが（古い目潟）， いまのところ戸賀軽石層の源と戸賀湾との成因的関係は不明である。

### II.4 第四紀層

#### II.4.1 潟西 かたにし 層

潟西層は潟西一帯に分布する礫・砂・泥層に与えられた地層名である。 安田海岸では鮪川層をほとんど水平に切り， 基底は拳大以下のよく水磨された礫列ないし薄礫層， ときに貝殻の集まりからなり， 下部は含礫砂層， 中上部は中～粗粒砂からなる。 厚さは 40 m 未満。 基底の貝殻は下位の鮪川層が洗われて持来たされたもので， 礫と同じ意味をもつものと解される。

潟西では雲母片を含む含軽石凝灰質中粒砂からなり， ほゞ水平でよく成層し， ときに粘土や礫を挾み， また偽層をなすところもある。 しばしば炭化した草根を含む。 基底の不整合面にはよく水磨された円礫が発達する。 地層は微弱ながら傾斜し波状をなし， 40 m の高さで cut terrace を見るが， 寒風山北麓では 100 m 高度まで本層が認められる。 寒風山噴出物によって 40 m 高度まで覆われる。 西方には鮪川層・脇本層， さらに北浦層を覆って北岸の滝川下流の東縁まで分布する。 浜間口・牧野の海岸では， 北浦層を削って基底に北浦層の泥岩および砂岩塊を取りこみ， その上に掃寄せ状または列状に貝殻を含んだ砂層がほゞ水平に重なる。 貝は Glycymeris yessoensis (SOWERBY) がもっとも多く， Acila (Truncacila) insignis (GOULD)， Mercenaria stimpsoni (GOULD), Tellina (Peronidia) venulosa SCHRENCK， Saxidomus purpuratus SOWERBY などが含まれる。 砂層に泥層を挾む部分には植物の遺体が種々含まれている。 もっとも多いのは 菱の実（Trapa manshurica FLEROV）と 胡桃の実（Juglans Sieboldiana MAX. = J. manshurica MAX.）で， あすなろ（Thujopsis）・ぶな（Fagus crenata BLUME）などが含まれる。

有孔虫はほとんど含まれていない。

化石からみると寒流系， 温帯北部気候であり， 時代は更新世と認められる。

#### II.4.2 段丘堆積物

600 m 高度の海岸段丘から河岸の低位段丘に至るまで数多い段丘系列のなかで， 300 m 高度から 200 m 高度までの約６段の段丘の堆積と平坦面がよく保存されている。 段丘堆積物は礫・砂および泥からなるが， 各高度の段丘によってその堆積物に特色がある。 南岸の南平沢から丸森（237 m）にいたる間に６段の段丘列が発達する。 すなわち 40 m， 60 m， 115 m， 140 m， 160 m および 180 m の段丘のうち， 40 m 段丘がもっとも広く， 140 m 位および 115 m 位がこれに次ぐ。 115 m 段丘の堆積物は拳大～胡桃大程度の水磨球礫（山砂利）からなる特徴があり， その礫も基盤岩や西部山地の古い岩石に由来する。 ところがその上位の 140 m 段丘はよく淘別された細砂からなり， 60 m 段丘は砂と細土から， 40 m 段丘は直ぐ下位の船川層由来の円礫およびよく淘別された砂からなる。 このような高度別段丘堆積物の差異は北部では明瞭でない。

滝川・比詰川の線以東では段丘はほとんど発達しないが， 琴川の西方で 40 m 段丘が潟西層を覆って良淘別の細～中粒砂を堆積している。

#### II.4.3 寒風山 かんぷうざん 安山岩

寒風火山は 40 m 段丘および海蝕台地に噴出したコニトロイデ火山で， その噴出物はほとんど大部分が熔岩であるが， 潟西層を覆う軽石粘土層を最下部として， その上に順次４種類の熔岩流が流出し重なっている。 熔岩はいずれも両輝石安山岩であるが， 初期に噴出したものと比較的後期に噴出したものとでは， 多少岩質を異にする。 最初の噴出は火山の周縁， とくに南東および北西方の低平台地に分布し（脇本西方 117 m 高度に噴出物が残るから， かつては南岸まで分布していたかもしれない）， 橄欖石および普通角閃石の斑晶を含む紫蘇輝石普通輝石安山岩で， 寒風火山熔岩中もっとも塩基性である。 エジリンおよびエジリン輝石を含む捕獲岩（石川俊夫， 1949）はこの熔岩中にみいだされる。 中央の火口丘（円頂丘群）を構成して前記熔岩を覆うものは， 輝石の大型斑晶で特徴づけられる両輝石安山岩からなり， 橄欖石や普通角閃石を含まない。 初期熔岩に較べるとやゝ酸性といえる。 第３次， 第４次の噴出は火山の南西部を占める熔岩流からなるが， その噴出量は少なく小円頂丘をつくるか， あるいは単に熔岩を一方の低所に向かって流したにとゞまり， 山をつくることがなかった代わりに火口は完全にその形をとゞめている。 各噴出点は群をなし線状配列を示さない。

#### II.4.4 目潟 めがた 火山抛出物

一ノ目潟・ニノ目潟および三ノ目潟から抛出された火山岩塊と火山礫様物質は， 野村川に沿って それより北側に東は西水口および湯本附近まで， 西は加茂～塩戸分水嶺まで拡がって分布する。 40～240 m 段丘を覆うほか， 戸賀軽石層・船川層・西黒沢層・門前層などを覆う。 一ノ目潟周壁には加茂熔岩類と西黒沢層が露出して， その上に重なる厚さは 40～60 m である。 一ノ目潟東壁を破る火口瀬崖では抛出物は成層し東方に僅かに傾き， 水の作用をうけて流出堆積したと認められる。 ３目潟のうち一ノ目潟周辺の抛出物がもっとも内容にとむ。 抛出岩塊の大きいものは拳大から人頭大に及ぶが， その岩石の種類には本質的なものと異質的なものとある。 本質的と認められるものは 玄武岩火山礫・橄欖石団塊・普通角閃石団塊および石英安山岩質軽石である。 これらは玄武岩質岩漿中の岩漿分化の生成物で， 爆発の際に抛出されたものと考えられている。 異質的と見られるものは 目潟基盤をなす由来の知れた各種岩石破片のほか， 地表に露出を見ない花崗岩・閃緑岩・変輝緑岩・輝長岩などの岩片もある。 三ノ目潟には花崗岩片が少なく， 玄武岩塊の大きいものが多い。 ニノ目潟のものはよくわからない。

橄欖石団塊はほとんど橄欖石からなる塊で， その粒度は 1.6 mm 内外で， さらに普通輝石・尖晶石・古銅輝石などを含み， まれに角閃石や灰長石を有するものもある。 普通輝石団塊は普通輝石を主とし角閃石および橄欖石を含む。 玄武岩火山礫は暗黒色岩滓質で， 長石の大きな斑晶状結晶が多く， ときに橄欖石団塊・花崗岩などを捕獲し， また 石英・黒雲母および角閃石のゼノクリスト（斑晶の斜長石とともに基盤花崗岩由来）も 存在する。 これらは第 9 表に示すような化学成分を有する。

### 第 9 表 目潟火山本質抛出物の分析値（林宏， 1955）

  | 橄欖石団塊 | 普通輝石団塊 | 玄武岩火山礫
  SiO2 | 40.07 | 51.72 | 49.09
  Al2O3 | 8.41 | 6.13 | 22.45
  TiO2 | 0.15 | 0.59 | 0.60
  Fe2O3 | 1.01 | 3.20 | 2.59
  FeO | 6.29 | 5.02 | 4.78
  MnO | 0.09 | 0.09 | 0.13
  MgO | 39.65 | 11.36 | 6.00
  CaO | 3.57 | 16.06 | 7.90
  Na2O | 0.86 | 1.57 | 2.14
  K2O | 0.41 | 1.14 | 2.65
  H2O (+) | 0.19 | 1.89 | 1.68
  H2O (-) | 0.32 | 0.93 | 0.88
  P2O5 | tr. |  | 0.10
  Total | 101.02 | 99.70 | 100.99

火山岩塊に較べ火山礫様物質は遠隔地まで運ばれる。 径 2～3 mm の球形の岩石片からなり， それに混じって扁平状に磨かれた粗礫が含まれる。 これらは表面が褐色泥質物で包まれ容易にはがすことがでぎる。

#### II.4.5 冲積層

冲積層には砂丘砂と海成・湖成・河成層がある。 砂丘砂は脇本から海岸に沿って天王にいたる南岸の最前列砂丘が最高位 22 m に及び， 中細粒砂からなる。 内側の砂丘は崩れているが， 船越西方および北西（最高 10.2 m）に平行して砂丘が認められる。 北岸では安田以北の海岸に沿って， 脇本層や潟西層を覆って 30 m の高さまで細中粒砂からなる砂丘が認められ， そのなかに現生種と同じ海棲貝化石を含む。

海成冲積層は海岸に発達するが， 半島の海岸は一般に海崖をなし冲積層の堆積はきわめて少ない。 五里合盆地は砂丘砂により北方を閉ざされているがもっとも広い冲積原である。 湖成冲積層は八郎潟の縁辺に広く発達し， 砂泥からなり有機物にとみ， 褐鉄鉱の薄層を挾むところがある。 湖底堆積層の厚いところは数 10 m に及び， 主として泥と砂からなる。 河成冲積層は河川に沿って発達するが一般にその面積は少なく， 僅かに滝川と比詰川下流に見るべぎものがあるにすぎない。

### II.5 対比

男鹿半島は久しきにわたり多くの入々の調査研究が行なわれ， 第三系の層序についても色々変遷もあり意見の異なるところもある。 これらを第 10 表に一括して表示した。

### 第 10 表 男鹿半島層序対比表

  第 10 表の付記
    * 外山四郎（1925）， 中川層は脇本層に
    ** 藤岡・井上・高安・外（1954）， 戸賀輕石層は鮪川層と同層準に
    *** 同上 [ 藤岡・井上・高安・外（1954）] ， 入道崎火成岩は赤島層上部に

  [ 以下はこの章（II.5 対比）の最後に記されていた第 10 表に関連した補足事項 ]
    半沢正四郎（1954）および宮城一男（1958）はさらに次のように地層を細分した。
      半沢正四郎（1954）

        男鹿島層群 | 西黒沢層
        台島層
        双六層群 | 夾亜炭層
        真山石英安山岩
        帆掛島流紋岩
        小浜層
        門前礫岩
        西男鹿層群 | 玄武岩質安山岩
        安山岩
        緑色凝灰岩
        含互晶玄武岩
        流紋岩状酸性安山岩・同質角礫岩
        角閃石安山岩
        安山岩質凝灰岩
        角閃石変朽安山岩
        石英安山岩

      宮城一男（1958）

        台島層群 | 中山峠砂岩礫岩
        安山岩質玄武岩
        金ヶ崎凝灰岩
        小浜砂岩
        館山崎凝灰岩
        潮瀬崎礫岩・凝灰岩

現在問題となっている対比上もっとも重要な点は， 門前層群（半沢・宮城両氏の西男鹿層群）と台島層群（半沢氏の台島層と双六層群， 宮城氏の台島層群）との境界に対する見解の差異である。 この原因は潮瀬ノ岬礫岩・砂岩と舞台島礫岩とを同一とみなす見解 （藤岡ら（1954）の舞台島礫岩， 半沢氏の門前礫岩， 宮城氏の潮瀬崎礫岩・凝灰岩）と， 両者は異なり舞台島礫岩は台島層に， 潮瀬ノ岬礫岩・砂岩は門前層に属するとする今回の見解との相違による。 筆者の意見は台島層の項で述べてある。

### 第 11 表 秋田油田東西の対比表

男鹿半島の第三系は秋田油田の標式とされている。 秋田油田西側の第三系標式としては当然であるが， 秋田油田東側第三系とは相当性質を異にする。 地層名の対比は第 11 表のようであるが， 大きい両者間の差異は次の諸点である。

1) 西側では船川層群に凝灰岩の堆積はあるが火山噴出岩体は認められない。 これに反し東側ではこの時代は激しい火山噴出地で， 女川層に 杉沢酸性火山岩類・ 相染玄武岩・ 馬場目粗粒玄武岩（迸入）・ 女川層 - 船川層中部の俎山安山岩類・ 船川層下部および桂根層の流紋岩・ 桂根 - 天徳寺層の森山火山岩（両輝石安山岩）などがある。

2) 西側には金属鉱床が生成されていないが， 東側には浅熱水型鉱床がある。

3) 西側では船川層群後の構造不整合は鮪川層基底に認められ， 変動影響は北浦層基底以後認められる。 東側では船川層上部から構造不整合が認められ， 桂根層および笹岡層の基底にも現われている。

4) 西側では東側の豆腐岩層に相当する地層が欠け， 東側には西側の鮪川層が発達しない。

5) 東側の西黒沢層に相当する砂子淵玄武岩（spilitic basalt）は西側では認められない。

### II.6 地質構造

### 第 4 図 男鹿半島地質構造図

男鹿半島の地質構造は第 4 図に示すように， 中新世初・中期の主として火山噴出物からなる西部山地においては， 東北東 - 西南西走向（半島方向）をなし， 比較的大規模の波状構造をなす。 中新世中期の火山噴出物を多量に伴なう水成岩層（陸水成～海水成）は その周辺に下位層と不整合に堆積する。 これらの岩層は 湯本 ゆもと 断層 - 南平沢 みなみひらさわ 断層により， 含油第三系からなる中央以東の地層と境別される。 西部山地は 白糸 しらいと 断層・潮瀬断層・ 三ノ滝 さんノたき 断層を始め数多くの断層によって地塊に分けられる。 西部山地内およびその近辺において船川層群下部の女川層 - 船川層が弱い褶曲をなし， 北部では 野村 のむら 背斜， 南部では 女川 おんながわ 向斜および 鵜ノ崎 うノさき ドームを形成する。 これらは地下浅所に潜在する下部新第三系を核として成長した褶曲と認められる。 褶曲方向はほゞ南北ないし南北方向から東西方向に変移する。 したがって門前層群の褶曲構造とは異なり， 新期の造山期における生成と認められる。

中央部（湯本断層 - 南平沢断層以東男鹿中断層以西の含油第三系）では 構造区を境する前記湯本 - 南平沢断層と平行した走向で， 東方に緩斜する単斜構造から， 男鹿中断層に近い東辺において北部にのみ褶曲をなし， 浜間口 はままぐち 向斜と 中間口 なかまぐち 背斜とが形成されており， これらは南部に及んでいない。

東部（男鹿中断層以東の船川層群）は中央部と構造方向を異にし， ほゞ南北の走向で全域が褶曲する。 南部および北部の地表で確認された構造は， そのなかに第三系を貫ぬいて噴出した寒風山熔岩のため地表連絡を妨げられているが， 安田向斜と琴川背斜は男鹿中断層に断たれて南部に延びず， 五里合向斜は脇本向斜に， 申川背斜は脇本背斜にそれぞれ連絡するものと推測される。 申川断層は走向断層であるが， 南部延長は潟西層や寒風山噴出物に覆われて不明である。 八郎潟内およびその周辺の冲積層下の地質構造は， 従来実施された地震探鉱および重力探鉱によって推測される。 すなわち 払戸 ふつと ・ 潟端 がたばた 附近の払戸背斜および琴浜村沖の琴浜背斜， その間の向斜および申川背斜 - 脇本背斜と払戸背斜間の向斜が推定されている。 天王町の 二田 ふただ 附近にも重力高値の部分があるが， 地震探鉱では構造を認めるにいたっていない。

船川層群も鮪川層もともに褶曲しているが， 鮪川層は船川層群に傾斜不整合をなし， 従来実施された物理探鉱や試掘の結果からもこの不整合が認められている。 したがって鮪川層の構造はそのまゝ船川層群の構造と一致しない。 このことは船川層群後鮪川層前と， 鮪川層後とに主要造構期があったことを示し， 後の構造は前の構造に支配され反映されたと解釈される。 男鹿半島第三系の構造期は門前層群後台島層群前， 船川層群後鮪川層前および鮪川層後潟西層前の３期が区別される。 潟西層はおおむね水平に近く 5°以内の傾斜で波状をなしているが， これは褶曲か基盤運動によるものかわからない。

男鹿半島第三系の地史を通じてみると， 半島の中央をほゞ東西に走る軸を主とする基盤運動があったものと認められる。 すなわち第三紀における南北堆積差異， 中央部の堆積薄化， 第四紀における火山噴出， 段丘の配列および分水嶺の位置などがこの運動に支配された現象と解されるのである。

断層および構造に関する各説は省略する。

## III. 応用地質

### III.1 概説

東北地方できわめて普遍的に， 門前層群 - 台島層群および船川層群最下部の層準にわたって認められる浅熱水型金属鉱床は， 男鹿半島では認められない。 さらに阿仁合炭田や岩館炭田などの夾炭層に相当する門前層には石炭を挾まない。 僅かに台島層に薄質炭がレンズ状に挾まれるが稼行価値はない。 以上のように新第三系下部の岩層には有用鉱物は含まれていないが， 景勝としての観光対象としてはきわめてすぐれているとともに温泉には恵まれている。

応用地質の対象となる岩層は船川層群および第四紀層に属する岩層であって， 船川層群の石油はもっとも重要であり， 船川層群および以後の水成岩中の天然ガス， 船川層の珪藻質泥岩， 寒風山安山岩の石材， 冲積層の砂および漂砂鉱物をあげることができる。 概括してもっとも重要な鉱床は石油および天然ガス鉱床である。

### III.2 石油および石油系ガス

男鹿半島に男鹿島油田および潟西油田という油田名が地質調査所 油田図（1928， 1940）で使用され， 稼行油田として かつて男鹿中油田， 現在申川油田などの名称がある。 広い意味で男鹿半島は秋田油田に含められ， その西側を代表するものである。 半島では西部山地を基盤とし， 以東に含油層群が発達する。 そのうちで含油層として重要性をもつものは次の範囲である。 下位から，

女川層 : 油槽となるべきものは凝灰岩で， 未だ半島では確認されていないが， 八橋油田では女川層から採油しているから可能性がある。

船川層 : 油糟となるものは多数挾在する凝灰岩， とくに南平沢凝灰岩は油嚢を含み， 船川附近の浅掘で出油を見ている。 申川（図幅地域外）試掘 SK2 号で確認され， もっとも重要な油槽である。 安全寺凝灰岩および上部の互層状をなす凝灰岩もすべて対象となる。 たゞ南平沢凝灰岩を除いてその他の凝灰岩は一般に薄いうらみがある。

北浦層 : 基底の相川凝灰質砂岩を始め，全層を通じ互層をなす凝灰岩および凝灰質 砂岩が薄いけれども油槽となりうる。 露頭においてしばしば油砂の発達が認められる。 1958 年の申川試掘 SK2 号では含油が確認されている。

脇本層 : 最下部の互層状を呈する部分の凝灰質砂岩が油槽の可能性を有するのみである。 男鹿中油田でかつてこの層準から採油したが， 元来の油槽か， 下位油槽から移来して宿った２次油槽か不明である。 脇本背斜での試掘は北浦層中下部まで油徴が続いたというが， 地表では脇本層に油徴は認められない。

次に石油鉱床を形成する集油構造を見ると， 第一に挙げられるのは背斜構造である。 前章に掲げた背斜構造のうち， 石油鉱床形成の見込みに乏しいものは野村背斜（かつて綱式で試掘， 徴候はない）と鵜ノ崎ドーム（主要含油層は構造にあまり関係していない）で， その他はすべて石油鉱床生成の可能性がある。 すなわち，

1) 中間口背斜 :
  背斜心は脇本層でこの下位に期待される。 かつて上総掘で試掘したことがあるといわれるが資料が残っていない。 南は寒風山安山岩に没して不明， 北は海底に延びる。 浜間口沖の海上油徴はこの背斜に由来するものかも知れない。 背斜延長 250 m (+)。
2) 琴川背斜（男鹿中油田）:
  かつて採油し上総掘， 綱掘約 20 坑を算えたが現在は休止。 掘下深度は約 400 m で北浦層には達しなかったようである。 背斜心は脇本層で北に沈み南に昇るが， 北は潟西層下に， 南は寒風山安山岩下に没して不明。 北浦層以下に期待。 背斜延長は 300 m (+) 。
3) 申川背斜（申川油田）:
  石油資源開発株式会社の試掘 SK1 号および SK2 号ともに 申川背斜の北部（図幅地域外）で実施し， SK2 号で成功出油した。 北浦層から船川層下部までの油槽を確認した。 背斜の南延長（図幅地域内）にても出油の見込み。 さらに南への延長は潟西層および冲積層下に没して不明であるが， 脇本背斜に連絡するものと推測している。 女川層の石油はまだ確認されていない。 今後試掘および採油井が続けて掘られる。
4) 脇本背斜 :
  背斜心に脇本層が僅かに認められ， 東翼および軸延長は不明。 南方延長と推定される地点にかつて綱掘で試掘し， 北浦層中下部まで石油とガスの徴候が続いたといわれる。 構造試錐や物理探査により構造をよくつかんで試掘をする要がある。 北浦層以下に期待。
5) 琴浜背斜 :
  湖上地震探鉱および重力探鉱で推定。 琴浜村沖の湖上をほゞ南北に走り， シチボ岬沖が最高のカルミネーション [ culmination ? ] を示し， 北および南へ漸次沈降し， 南の延長が図幅地域内に延びる。 シチボ岬沖に昭和 33 年 8 月石油資源開発株式会社で試掘することになっている。
6) 払戸背斜 :
  これも物理探鉱で推定したもので， 潟端附近の湖上および水田に著しいガス徴があり， そのガスはメタンのほかプロパン・ブタンを含み， 石油鉱床由来のガスと考えられていた。 1939 年日本鉱業株式会社が綱式で 2 本， R 式で 1 本の試掘を行ない， 深度 610 m および 660 m で脇本層に入り， 北浦層に達しないで探鉱中絶のまゝとなっている。 脇本層ではガス徴を認めたのみである。 船川層に達するのは深度 1,000 m を超えると思われるから試掘による探査を要する。

琴浜 - 払戸系列以東については未だ探鉱がよく行なわれていないので不明であるが， 秋田油田積成盆地の中心部に当るので石油地質上今後調査と探油が必要である。

### III.3 可燃性天然ガス

石油と共存する天然ガスについては前章で述べたが， 本図幅地域内では石油鉱床に関係のない可燃性天然ガス鉱床が発達する。 脇本層・鮪川層・潟西層・冲積層（ことに八郎潟湖底堆積物）がその対象となる。

脇本層発達地域の地表に微弱なガス徴があることから， 遊離ガスないし水溶性ガスを含むものと考えられるが， 未だ試掘によって確認されていない。 一応期待し， とくに水溶性ガスを試掘する要がある。 鮪川層および潟西層も期待できるが確認されていない。 現在まで水溶性ガス鉱床が確認されているのは八郎潟堆積物のみである。 八郎潟の湖上および周辺に多くのガス徴が知られ， 船越では秋田県の試掘により成功し現在もガスを採取し利用している。 さらに八郎潟干拓のための湖底堆積物および地下水調査の試錐では， ほとんど全潟的に， 湖底堆積物中の層水にメタンを溶存していることを認めた。

#### ガス徴候の分布

船越小学校裏湖上（15 m×80 m の範囲に日産約 20 m3）， 船越駅附近， 潟端北西湖岸一帯（70 m×200 m の範囲に日産約 600 m3 噴出）， 小深見（民家の掘井戸）， その他附近に多数， 天王町二田。 このうち 船越小学校裏と潟端北西湖岸の ガスおよび秋田県試掘井のガス成分は第 12 表の通りである。

### 第 12 表 （船越はオルザツツ式， 潟端はマススペクトロメーターによる帝石秋田鉱業所試験室 分析）

  産地 ↓ / 成分 → | 比重 | CH4 | C2H6 | C3H8 | i- C4H10 n- C4H10 | CO2 | Ar | O2 | N2 | Total
  船越小学校裏湖上 |  | 90.1 |  |  |  | 0.5 |  | 0.8 | 8.6 | 100.0
  秋田県試掘船越 R1 号井 |  | 85.7 |  |  |  | 4.0 |  | 0.0 | 10.3 | 100.0
  潟端北西湖岸 1 | 0.585 | 93.7 | 0.16 | tr. | 0.07 | 0.2 | 0.1 | 1.0 | 4.8 | 100.03
  同 2 | 0.693 | 90.0 | 0.22 | 0.15 | 0.14 | 0.3 | 0.1 | 1.8 | 7.3 | 100.01
  同 3 | 0.580 | 94.0 | 0.03 | 0.04 |  | 0.0 | 0.1 | 0.6 | 5.2 | 99.97
  同 4 | 0.576 | 95.0 | 0.54 | 0.03 | tr. | 0.0 | 0.07 | 0.0 | 4.3 | 99.94
  同 5 | 0.593 | 91.2 | 0.47 | 0.04 |  | 0.0 | 0.1 | 0.6 | 7.6 | 100.01

船越の湖上ガスも試掘による深度 58～85 m 間のガスも CH4 - N2 - CO2 系であるが， 潟端のガスは C2H6， C3H8， i- & n- C4H10 を微量ながら含み CH4 を主成分としている。 これは 前章で述べたように 地下深所の石油鉱床に由来するガスを混入しているものと見られる。 秋田県船越試掘井は深度 10～90 m 間に２枚の含ガス層を発見し， 58～85 m 間の含礫砂層を仕上げ， その層水に溶けているガスを採取し, 初日産自噴量 44 m3（揚水量 156 m3， ガス・水比 = 1 : 3.5）， ガスリフトで日産 338 m3 であった。 この層水の性質は pH 7.1， RpH 7.9， HCO3- 294.7 mg / l， free CO2 119.8 mg / l， Cl- 2340.4 mg / l， NH4+（ある）， Fe++ 91.3 mg / l， KMnO4 cons. 44.9 mg / l， NO2- および NO3- ともになし， SO4-- なし。

船越試掘井で確認した潟底堆積物中の水溶性ガスは， 現湖底およびその周辺地下に広く拡がっているものと推測される。 ガス・水比は低いが浅いので利用しうるものと認める。 ガス鉱床については脇本層以新の堆積物について探鉱すべきである。

### III.4 温泉

湯本から大明神崎にかけて古くから温泉の湧出があり， その沈澱物である石灰華が約 10 m の厚さをなしている。 これらの温泉は炭酸ガスを伴ない多量の石灰分を溶解している。 現在３軒の温泉旅館がある。 温泉の性質は第 13 表に示す。

### 第 13 表 温本石山温泉分析表（佐原良太郎， 1950）

  泉温 |  | 55℃
  pH |  | 6.7
  ----
  Na+ |  | 1.1522
  K+ |  | 0.2324
  Ca++ |  | 0.2457
  Mg++ |  | 0.1228
  Fe++ |  | 0.0572
  Al+++ |  | 0.0276
  Mn++ |  | -
  NH4+ |  | tr.
  小計 |  | 1.8379
  ----
  Cl- |  | 2.6661
  SO4-- |  | 0.2828
  HCO3- |  | 0.1491
  I- |  | -
  小計 |  | 3.0980
  ----
  H2SiO3 |  | 0.1007
  CO2 |  | 0.1413
  H2S |  | -
  蒸発残渣 |  | 5.0366

戸賀湾の塩浜およびその南方海岸の金ガ崎に， 湯本とほゞ同性質の温泉が湧出しているが， あまり利用されていない現況である。 北岸の塩尻の野村背斜の石油試掘で湯が出たといわれ， 男鹿中油田の試掘でも多量の湯を噴出したといわれている。 安全寺には湯本断層から鉱泉が湧出している。 その他湯本断層に沿って湯が湧いていると称される場所は数箇所ある。

### III.5 その他

#### 珪藻質泥岩

真山附近の船川層最下部泥岩は著しく珪藻を含み， 珪藻土として採掘されている。

#### 寒風山安山岩の石材

寒風山安山岩は石材として羽立および脇本附近で採石され， 土木建築用に使用されている。

#### 冲積層の砂鉄および砂

北岸の安田 - 谷地間の浜砂から， かつて砂鉄が採掘されたことがある。 晶位低く量も少ない。 浜砂および砂丘は微粒砂を篩別によって除去して利用される。

## 参考文献

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EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000

# TOGA & FUNAKAWA

Akita, Nos. 1, 2

By KAZUO HUZIOKA (Written in 1958)

  The field survey and the laboratory work on this geological map were carried out by the cooperation of Prof. Takeshi Inoue and Assistant Prof. Taisuke Takayasu of Akita University, besides the writer.

## Abstract

### GEOLOGY

The mapped area covers the main part of the Oga peninsula in Akita prefecture, and represents the western side of the Akita oil field in wide sense. This area is composed mainly of the Tertiary volcanics and sediments. A summary of the stratigraphic sequence is enumerated in Table 1.

### Table 1 (f : formation)

#### 1. BASEMENT ROCK

Hornblende-biotite adamellite is narrowly exposed at the seashore near Nyūdōzaki, the northwest cape of the peninsula, and is covered by the Akashima lavas.

#### 2. NEOGENE TERTIARY

#### Monzen group

The group is early Miocene in age, and is divided into two formations, the lower or Akashima and the upper or Monzen.

Akashima formation : The lower part (Akashima lavas) : altered two-pyroxene andesite and pyroxene andesite (lava, agglomerate and tuff-breccia), dipping gently northwestwards. The upper part (Nyūdōzaki igneous rock) : hypersthene-augite dacite (lava and dyke). The formation is composed of volcanic products which contain xenolith and xenocryst of granitic rocks of the basement.

Monzen formation : The lowest part (Kuguriiwa lavas) : altered trachytic (andesitic) rocks (lava, agglomerate and tuff-breccia), lithoidite-type biotite rhyolite (lava and tuff-breccia) and labradorite-bearing hypersthene-augite-olivine basalt (lava and agglomerate). The lower part (Kamo lavas) : zeolite-bearing olivine basalt (lava, agglomerate and tuff-breccia) and altered porphyritic pyroxene andesite (lava, agglomerate and tuff-breccia). The middle part (Shiosenomisaki conglomerate and sandstone) : tuffaceous breccia and conglomerate which mainly consist of granitic rocks, tuffaceous sandstone and mudstone yielding fossil plants of the Aniai floral type. The uppermost part (Shinzan rhyolites) : biotite-anorthoclase-oligoclase rhyolite and its allied rhyolites (lava, agglomerate, tuff-breccia and tuff). This formation also consists of a large amount of volcanic products, and is distributed most widely in the western mountainland, forming wavy structure of ENE - WSW trend.

#### Daijima group

This group is rich in fossils, and has been considered as the middle Miocene. It is divided into two formations, the lower or Daijima and the upper or Nishikurosawa.

Daijima formation : Deltaic deposits of conglomerate, sandstone and mudstone, intercalated with pyroxene dacite (lava, tuff-breccia and tuff) at the lower and olivine basalt (lava and breccia) sporadically. This formation overlies unconformably the Monzen formation. The Daijima flora contained in the formation shows warm-temperate specific composition.

Nishikurosawa formation : Marine sediments of conglomerate, sandstone, mudstone and tuff, containing abundant fossils of foraminifera (Miogypsina kotoi, Operculina complanata japonica, etc.), molluscs, echinoids, bryozoa, etc. The formation overlaps unconformably the Daijima formation and Monzen formation.

#### Funakawa group

The later Miocene and the earlier Pliocene Funakawa group is represented by the Uetsu geosynclinal deposits and is economically important as oil-bearing sediments.

Onnagawa formation : Siliceous and hard shale, glauconite sandstone at the base, intercalated with many tuff layers and dolomitic marls. The formation abuts on the Nishikurosawa and Daijima formations.

Funakawa formation : Dark gray massive mudstone, intercalated with many tuff layers, of which the Minamihirasawa tuff and the Anzenji tuff are predominant. Poor in larger fossils, but very rich in smaller foraminifera characterized by the association of Cyclammina japonica - Martinottiella communis tarukiensis.

Kitaura formation : Alternation of gray mudstone and tuffaceous sandstone. The Aikawa sandstone of the base includes pebbles of the Onnagawa formation, and is an abnormal sediment. Abundant foraminifera and a few molluscs are yielded in the formation.

Wakimoto formation : The lower part is an alternation of bluish gray mudstone and tuffaceous fine-grained sandstone and the upper part is fine～medium-grained sandstone with sandy mudstone. The basal part (60 m in thickness) commonly contains Globigerina inflata. Fossil molluscs are frequently found in the uppermost granule-bearing sandstone.

Shibikawa formation : The upper Pliocene Shibikawa formation is deposited on the uneven surface of the Wakimoto formation with clino-unconformity. The lower part is lignite-bearing pumiceous sandstone and the upper part is fossiliferous sandstone. The Toga pumice beds around the Toga bay may be contemporaneous with the Shibikawa formation.

#### 3. QUATERNARY

Katanishi formation : Sand and gravel, containing marine shells and plant remains, overlap clino-unconformably the Wakimoto and Kitaura formations.

Terrace deposits : Gravel, sand and mud with peat

Kampū andesite : Hypersthene-augite andesite lava and volcanic detritus of volcano Kampū-zan

Megata ejecta : Volcanic ejecta from Ichinomegata, Ninomegata and Sannomegata

Alluvial deposits : Gravel, sand and mud

#### 4. Geologic structure

The Oga peninsula is divided into three structural units, the western mountainland, middle monoclinal area and eastern folded area. The western mountainland is composed mainly of volcanic products of early and middle Miocene age. Its original wavy structure shows ENE - WSW trend, but has been cut by many faults into blocks. The Yumoto fault and Minamihirasawa fault form the boundary of the western mountainland and the middle monoclinal area. In the middle area, the Funakawa group is developed with a monoclinal structure, dipping gently north-eastwards, and is slightly folded at the eastern marginal border, where the Oganaka fault runs in the trend of NW - SE. The area east of Oganaka fault is the folded area of Funakawa group and the Shibikawa formation, though its central part is covered by the Kampū-zan volcanics. Many anticlines and synclines are arranged in parallel in the trend of N - S.

### ECONOMIC GEOLOGY

#### Oil and natural gas

Excepting the western mountainland, the Oga peninsula belongs to the Akita oil field. Oil-bearing formations of the Funakawa group are the Onnagawa, Funakawa and Kitaura formations. Intercalated tuffs and tuffaceous sandstones in them are good reservoirs for oil and natural gas. Anticlinal structures, such as the Nakamaguchi, Kotokawa, Sarukawa, Wakimoto, Kotohama and Futto, may be promised as oil and natural gas traps. Of them, the shallow trap of the Kotokawa anticlinal structure was already worked. Very lately, the Japan Petroleum Exploration Company discovered some productive oil-traps at the Saru-kawa structure by test borings. Natural methane gas is dissolved in the connate water of bottom sediments of the lake Hachirōgata.

#### Hot spring

Yumoto, Shiohama and Kanagasaki hot springs are found in the western mountainland.

#### Diatomaceous mudstone

The lower part of the Funakawa formation at Shinzan area is very diatomaceous, and has been worked.

    昭和 34 年 11月 20 日 印刷
    昭和 34 年 11月 25 日 発行
    著作権所有 工業技術院 地質調査所