06011_1977

地域地質研究報告
５万分の１図幅

秋田（6） 第 11 号

# 秋田 地域の地質

秋田大学 藤岡一男
[ 地質調査所 ] 地質部 大沢穠
秋田大学 高安泰助
石油資源開発 K.K. 池辺穣

昭和 52 年

地質調査所

    目次

    まえがき
    I.	地形
    II.	地質
    II.1	研究史
    II.2	地質概説
    II.3	地質構造
    II.3.1	概説
    II.3.2	褶曲
    II.3.3	断層
    II.4	太平山花崗岩類
    II.5	萩形層
    II.6	大倉又層
    II.7	砂子渕層
    II.8	女川層
    II.9	愛染玄武岩
    II.10	馬場目粗粒玄武岩
    II.11	仁別第三紀花崗岩
    II.12	船川層
    II.13	爼山火山岩類
    II.14	湯ノ沢流紋岩
    II.15	天徳寺層
    II.16	羽黒山石英安山岩
    II.17	笹岡層
    II.18	高岡層
    II.19	潟西層
    II.20	段丘堆積物
    II.21	砂丘堆積物
    II.22	冲積層
    III.	応用地質
    III.1	土崎沖油田
    III.2	黒川油田
    III.3	八橋油田
    III.4	道川油田・濁川油田および旭川油田
    III.5	金照寺油田・仁井田油田および新秋田油田
    文献

    Abstract

地域地質研究報告 （昭和 51 年稿）
５万分の１図幅

秋田（6） 第 11 号

# 秋田 地域の地質

## まえがき

秋田地域の地質研究報告書は 阿竹宗彦・ 吾妻穰・ 福本正和・ 保泉忠夫・ 本多清・ 細井弘・ 井上寛生・ 石井基裕・ 岩佐三郎・ 金容義・ 小林好昭・ 小松誠顕・ 黒坂秀雄・ 鯨岡明・ 松岡寛・ 宮崎悎・ 中川洋・ 尾田太良・ 大橋貞彦・ 太田保・ 笹岡健・ 佐藤英太郎・ 鈴木勝王・ 竹中弘・ 鵜飼光男・ 吉田義孝（ABC 順）の諸氏および筆者らの未公表資料を使用し， 短期間（80 日）の野外調査を行ない， 主として大沢がとりまとめた。 本報告の内容に不備な点があるとすれば， 大沢の責任に帰すべきものである。

秋田地域の調査研究にあたって， 直接に協力していただいた 秋田大学 鉱山学部 鉱山地質学教室の 的場保望 助教授および柴田金三郎 技官に深甚の謝意を表する。 資料提供に加え貴重な助言および協力をいただいた 秋田県 鉱務課長の上田良一氏， 石油資源開発株式会社 調査役の鬼塚貞氏， 同社 総合課長の荒木直也氏， 帝国石油株式会社 常務取締役の荒川洋一氏， 同社 探鉱部次長の玉木貴裕氏および 秋田大学 鉱山学部 地下資源開発研究施設の井上武 教授に感謝の意を表する。

## I. 地形

秋田地域の地形 [ 以下の [注] 参照 ] は， 山地（Ⅰ)・丘陵地（Ⅱ）・台地（Ⅲ）と低地および砂丘地（Ⅳ）の４種類の地形地域と 第 1 図に示すように 17 地形区に分けられる（第 2 図）。

[注]
  地質以外については横山・水野・堀田（1966）によった。

### 第 1 図 秋田地域の地形区分（横山・水野・堀田， 1966）

[ 第 1 図に示されている秋田地域の地形区 ]
  Ia : 仁別 にべつ 山地
  Ⅱa : 上新城 かみしんじょう 丘陵, Ⅱb : 羽黒山丘陵, Ⅱc : 和田丘陵, Ⅱd : 高清水 たかしみず 丘陵
  Ⅲa : 手形山 てがたやま 台地, Ⅲb : 千秋 せんしゅう 公園台地, Ⅲc : 御所野 ごしょの 台地
  Ⅳa : 馬踏川 ばふみがわ 低地, Ⅳb : 新城川 しんじょうがわ 低地, Ⅳc : 旭川 あさひかわ 低地, Ⅳd : 太平川 たいへいがわ 低地, Ⅳe : 秋田低地,
  Ⅳf : 天王 てんのう 砂丘地, Ⅳg : 土崎 つちざき 砂丘地, Ⅳh : 勝平山 かつひらやま 砂丘地,
  Ⅳi : 海岸低地

### 第 2 図 秋田地域の切峰面図（横山・水野・堀田， 1966）

[ 第 2 図の注意書き ]
  秋田地域の西端 [ ← 南西端 or 北西端 ? ] を基準にして 1 km の方眼をひき, その中の最高点を 20 m ごとの等高線でつらねたものである。

山地は本地域の北東部に分布し， 仁別 にべつ 山地と呼ばれる。 急峻な壮年期地形を示し， 斜面はほとんど森林におおわれている。 本地域内における最高点は 682 m であって， 仁別山地内にあり， この延長は順次高度を増し， 東隣の [ 大平山図幅 ] 地域内の 太平山 たいへいざん （1,171 m）につづいている。 また本山地内では起伏量が大きい（300 m / km2）。 この山地の谷密度は 20～30 / km2 で， 後述の丘陵地より非常に少ない。 仁別山地の地質は 主として 萩形 はぎなり 層・ 大倉又 おおくらまた 層および 砂子渕 すなこぶち 層に属する塩基性～酸性の火山岩類と， 女川 おんながわ 層および 船川 ふなかわ 層と同時期の 爼山 まないたやま 火山岩類からなり， 萩形層から船川層までの泥岩などの堆積岩をともなっている。 また， ごくわずかであるが， 基盤岩類を構成する花崗閃緑岩および仁別第三紀花崗岩がみられる。

丘陵地は本地域の北西部から南東部に広く分布している。 定高性を持つがあまり平坦面を持たない 標高 60～200 m のかなり開析を受けた老年期地形を示している。 丘陵地は北方より南方に順次 高度を減じている。 本地域の北西部の 上新城 かみしんじょう 丘陵では標高は 200 m を示すが， 南東部の和田丘陵においては最高で 110 m しかない。 また， これと対応して谷密度をみると， 和田丘陵では 60 / km2 以上が広い地域を占めるのに対して， 上新城丘陵においては 30～50 / km2 が大部分を占めている。 起伏量については， 北西部で 100～150 / km2 であるが， 南東部では 50～100 / km2 と小さくなっている。 丘陵地の地質は， 前述の山地とことなり， 女川層・船川層・ 天徳寺 てんとくじ 層および 笹岡 ささおか 層に属する泥岩・シルト岩・砂岩などの堆積岩類を主とし， 愛染 あいぜん 玄武岩・羽黒山石英安山岩などの火山岩類を少量ともなっている。 これらの丘陵地内には現河川ぞいに数段の段丘が発達している。

台地は本地域ではわずか分布する。 手形山 てがたやま 台地・ 千秋 せんしゅう 公園台地および 御所野 ごしょの 台地がみられるのみである。 標高はいずれも 40 m 前後であって， その表面は平坦である。 礫・砂および泥からなる 潟西 かたにし 層および段丘堆積物からなる。

低地は， 前述の丘陵地を切って流れる 馬踏川 ばふみがわ ・ 旭川 あさひかわ ・ 太平川 たいへいがわ などの谷底平野と， 丘陵地と海岸砂丘とにはさまれた南北に細長い三角州状の冲積低地である。 この冲積低地はほとんど勾配がないため， 本地域南部ではかって 雄物川 おものがわ および太平川が相当乱流していたらしく， 各所に旧河道がみられる。 砂丘地は本地域西部に海岸線と平行に幅 2～4 km にわたって分布している。 ほとんど全部が現世の風成砂が潟西層などの上をうすくおおった被覆砂丘である。 砂丘の高さはほとんどが 50 m 以下である。 また砂丘砂の厚さは 5 m 前後， 最大で 30 m である。

## II. 地質

### II.1 研究史

秋田地域の地質は秋田油田の探鉱開発に関連して明治初年より調査されているが， 本格的には 1902 年（明治 35 年）に秋田石油調査会が設立されてからである。 翌年， 伊木（1903）による羽後国 南秋田油田 南部が公表され， 初めて本地域の地質層序および地質構造が解明されてきた。 その後， 小田（1917）の秋田県 五城目油田 南部， 小田（1921）の秋田県 亀田油田， 村山（1924）の秋田県 和田油田など， 地質調査所による油田地質調査が秋田油田全域で行なわれた。 上床（1930）によって当時の知識による秋田油田の地質が総括され， 公式に層序および地層名が提唱された。 また， 大村（1930）によって第 1 表に示すような層序区分がなされた。 女川層から船川層にまたがる火山噴出物は新緑色凝灰岩と称して， 女川層より下位の緑色凝灰岩と区別している。

### 第 1 表 秋田油田 南部油田の地質層序（大村一蔵， 1930）

  時代 | 層序・岩質・層厚
  第三紀 | 鮮新世 | 鷹巣統 | 砂・礫・粘土 石炭 | 500 m
  由利統 | 笹岡層 | 頁岩質砂岩 砂質頁岩 | 500～700 m
  天徳寺層 |  | 砂質頁岩 | 550～700 m
  桂根相 | 砂岩 頁岩 互層
  中新世 | 男鹿島統 | 船川層 |  | 黒色頁岩 | 700 m
  新緑色 凝灰岩
  女川層 | 珪質頁岩 | 400 m
  | 砂岩・礫岩 | 100 m
  院内統 | 緑色凝灰岩 | 1,000 m 以上

西方の日本海大陸棚油田が注目されるようになったのは 1951 年に岩佐徳三郎による日本海沿岸の海底地質調査にはじまる。 1955 年（昭和 30 年）に石油資源開発株式会社が設立され， [ 本図幅の南隣の羽後 和田の南隣の本荘図幅地域内の ] 芦川 あしがわ の沖で海底地質調査をアクアラング潜水によって行なった。 次いで重力探鉱と地震探鉱が行なわれ， 1958 年（昭和 33 年）には [ 本図幅の南隣の羽後 和田図幅地域内の ] 道川 みちかわ の沖において白竜号による日本最初の沖合試掘が実施された。

秋田地域の地質調査は当初は地質調査所によって始められたが， 石油会社が引続きながい間繰返し調査して全域にわたって概要をつかめるようになった。 石井（1958）が 本地域および南隣の羽後和田地域の層序を第 2 表に示すようにまとめた。 さらに， 井上・荒川（1958）が秋田油田の業績を総括紹介した。 和田盆地の総括的調査は池辺・岩佐・福本・小松（1956）によって実施され， 本地域南西部から南隣の羽後和田地域にわたる由利丘陵の地質は 岩佐・鵜飼・吉田・黒坂（1957）によって総合された。 そのほかの石油会社の社内報告の業績をとりまとめて， 池辺（1962）が第 3 表のように総括した。 昭和 33 年， 土崎沖（海底）油田が発見された。 なお， 井上（1960）によって 秋田油田地域における含油第三系およびグリーンタフについて 火成層序学の立場からまとめられた。

### 第 2 表 北部 由利の第三系層序（石井基裕， 1953）

### 第 3 表 秋田油田に発達する地層の時階区分（池辺穣， 1962）

  時代 | 時階 | 標準層序
  階名 | 記号 | 男鹿半島 | 秋田市周辺
  第四紀 | 潟西階 | Ⅸ | 潟西層 | 寺内層
  第三紀 | 鮮新世 ～ 中新世 | 鮪川階 | Ⅷ | 鮪川層 | 鮪川層
  笹岡階 | Ⅶ | 脇本層 | （上部） | 笹岡層
  天徳寺階 | Ⅵ | （Ⅵ U） | （中下部） | 天徳寺層 | （上部）
  （Ⅵ L） | 北浦層 | 桂根層 |  | （下部）
  船川階 | Ⅴ | （Ⅴ U） | 船川層 | 船川層 | （上部）
  （Ⅴ L） | （下部）
  女川階 | Ⅳ | 女川層 | 女川層
  西黒沢階 | Ⅲ | 西黒沢層 | 鵜養層（Ⅲ U）
  砂子渕層（Ⅲ S）
  台島階 | Ⅱ | 台島層 | 大倉又層
  門前階 | Ⅰ | 門前層 赤島層 | 萩形層 大又層
  先第三紀 | 基盤 | 花崗岩類 | 花崗岩類

1970 年（昭和 45 年）より秋田県による油・ガス探鉱が着手され， 堀川 ほりかわ ・ 新城川 しんじょうがわ ・ 向浜 むかいはま などで最深 3,500 m に達する試掘が行なわれた。 帝国石油株式会社と石油資源開発株式会社によってもそれぞれ試掘が進められており， また， 日本海大陸棚油田の探鉱も活発に実施されている。

### II.2 地質概説

秋田地域は東北 裏日本 緑色凝灰岩地域に属し， 秋田油田地域の新第三系の層序の模式地である。 本地域の地質は先第三系の基盤岩類と， 緑色凝灰岩地域に特有の新第三系およびこれを被覆する第四系とからなる。 本地域の地質を総括して第 4 表に， また， 本地域付近の地質略図を第 3 図に示す。 北隣の 五城目 ごじょうめ 地域（長谷・平山（1970）; 三梨ほか（1963））および南隣の 羽後 和田 うご わだ 地域（藤岡・大沢・池辺， 1976）について５万分の１地質図幅が出版されている。

### 第 4 表 地質総括表

  時代 | 層序 | 模式図 | 岩質 | 化石 | 火成活動 | 備考
  …

### 第 3 図 秋田地域付近の地質略図

[ 第 3 図の注意書き ]
  [ 第 3 図は ] 大沢・平山・斎藤（1960）， 沓沢ほか（1966）， 金（1969）， 長谷・平山（1970）， 藤岡・大沢・池辺（1976）などから編集した。

#### [ 地質図の凡例 ]

  第四紀 | 現世 |  | 冲積層 |  | a |  | 泥・砂および礫
  砂丘堆積物 | sd | 砂
  更新世 | 段丘堆積物 | td | 泥・砂および礫
  潟西層 | Ka | 礫・砂および泥
  高岡層 | Td | 砂 （礫および泥炭を伴う）
  t4 | 酸性凝灰岩
  新第三紀 | 鮮新世 | 笹岡層 | Ss | 砂岩 （シルト岩を伴う）
  Sc | 礫岩および砂岩
  t3 | 酸性凝灰岩
  羽黒山石英安山岩 | Da | （紫蘇輝石普通輝石） 黒雲母角閃石石英安山岩凝灰角礫岩・ 火山角礫岩・ 火山礫凝灰岩など
  天徳寺層 | 天徳寺相 | Ts | シルト岩
  t2 | 酸性凝灰岩
  互層相 | Ta | 砂岩・シルト岩および酸性凝灰岩
  桂根相 | Tk | 砂岩および礫岩 （酸性凝灰岩およびシルト岩を伴う）
  中新世 | 後期 | 湯ノ沢流紋岩 | R2 | 黒雲母流紋岩熔岩
  俎山火山岩類 | An | （角閃石または橄欖石） 紫蘇輝石普通輝石安山岩凝灰角礫岩・ 火山角礫岩および火山礫凝灰岩 （熔岩および集塊岩を伴う）
  船川層 | Fm | 暗灰色泥岩 （凝灰質砂岩および酸性凝灰岩を伴う）
  t1 | 酸性凝灰岩
  仁別第三紀花崗岩 | Qp | 石英斑岩・石英安山岩など
  Gp | 花崗斑岩など
  馬場目粗粒玄武岩 | Do | 橄欖石粗粒玄武岩
  愛染玄武岩 | Bt | 玄武岩火山砕屑岩
  Bl | 橄欖石玄武岩熔岩および橄欖石普通輝石玄武岩熔岩 （普通輝石玄武岩熔岩およびそれらの火山砕屑岩を伴う）
  女川層 | Om | 硬質泥岩 （酸性凝灰岩および凝灰質砂岩を伴う）
  中期 | 砂子渕層 | Sb | 玄武岩熔岩・集塊岩・火山角礫岩・凝灰角礫岩・ 火山凝灰岩および凝灰岩 （泥岩を伴う）
  Sm | 泥岩
  | R1 | 流紋岩
  大倉又層 | Od | 輝石石英安山岩火山礫凝灰岩・ 凝灰岩および凝灰角礫岩 （熔岩・砂岩および泥岩を伴う）
  前期 | 萩形層 | 最上部 | H4 | 玄武岩質安山岩熔岩およびその集塊岩 （凝灰角礫岩・泥岩などを伴う）
  上部 および 中部 | H3 | 輝石安山岩・ その凝灰角礫岩および変質安山岩火山礫凝灰岩 （泥岩・砂岩・礫岩などを伴う）
  下部 | H2 | 変質安山岩熔岩・ その火山砕屑岩・泥岩・砂岩および礫岩
  最下部 | H1 | 変質安山岩熔岩・変質玄武岩熔岩・ それらの火山砕屑岩・礫岩・砂岩および泥岩
  白亜紀 | 大平山花崗岩類 | Gr | 角閃石黒雲母花崗閃緑岩

太平山 たいへいざん 花崗岩類 [ Gr ] は本地域北東縁部にわずかに分布し， 主として中粒～粗粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩からなる。

新第三系 [ 以下の [注] 参照 ] は， 下位から 萩形 はぎなり 層・ 大倉又 おおくらまた 層・ 砂子渕 すなこぶち 層・ 女川 おんながわ 層・ 愛染 あいぜん 玄武岩・ 船川 ふなかわ 層・ 爼山 まないたやま 火山岩類・ 湯ノ沢 ゆのさわ 流紋岩・ 天徳寺 てんとくじ 層・ 羽黒山 はぐろやま 石英安山岩および 笹岡 ささおか 層に分けられる。 前３者 [ = 萩形・大倉又・砂子渕層 ] はいわゆる「緑色凝灰岩」であって， それ以外は含油第三系および同時期の火山岩類である。

[注]
  鮮新世と更新世との境界については暫定的にいままでの区分を採用し， 笹岡層までを鮮新世とした。 船川層についても鮮新世とする説があるが， 本報告書では暫定的に船川層までを中新世とし， 天徳寺層および笹岡層を新世とした。

萩形層は新第三系の最下位を占めて本地域の北東部に分布し， 中性の火山岩類を主とし， 堆積岩類を伴っている。 層厚は 400～1,000 m である。 第 4 表に示したように， 岩質によって最下部・下部・中部・上部および最上部 [ の５つの部分 ] に細分される [ 以下の [注] 参照 ] 。 最下部・下部および中部は変質安山岩熔岩と同質の火山砕屑岩を主とし， 泥岩・砂岩および礫岩， ときに玄武岩熔岩と同質の火山砕屑岩を， またわずかに亜炭を挟んでいる。 上部は輝石安山岩熔岩および同質凝灰角礫岩から， 最上部は泥岩を挟む玄武岩質安山岩熔岩・集塊岩などからなる。 本地域内では化石は発見されていないが， 北東隣の 阿仁合 あにあい 地域内の萩形層の下半部の泥岩から阿仁合型植物化石を多産する。 本層は秋田県 男鹿半島の 門前 もんぜん 層群に対比される。

[注]
  地質図の凡例では萩形層は最下部 [ H1 ] , 下部 [ H2 ] , 上部および中部 [ H3 ] , 最上部 [ H4 ] の４つに細分されている。

大倉又層 [ Od ] は萩形層を不整合に被覆し， 本地域の北東部にわずかに露出していて， 酸性の火山岩類を主とし堆積岩類を伴っている。 層厚は 60～100 m である。 輝石石英安山岩火山礫凝灰岩・凝灰岩および凝灰角礫岩からなり， 同質熔岩， ときに砂岩および泥岩を挟んでいる。 萩形層中の火山岩は， 一般的にみて， きたならしい濃緑色を示し， いちじるしく変質されているのに対し， 本層中の火山岩はきれいな緑色～淡緑色を示し， 変質の程度が一段と弱い。 本地域内では化石は発見されていないが， 北東隣の阿仁合地域内の本層から海棲貝化石および台島型植物化石を産する。 本層は秋田県 男鹿半島の台島層に対比される。

砂子渕層 [ Sm and Sb ] は大倉又層を不整合に被覆し， 本地域の北東部に分布し， 主として塩基性の火山岩類からなり， 堆積岩類を伴っている。 層厚は 200～600 m で， 地表部では 200～500 m， 秋田平野地下では， 試掘井のデータによれば 500 m 以上である。 玄武岩熔岩・同質の集塊岩・火山角礫岩・凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩および凝灰岩を主とし [ Sb ] ， 泥岩 [ Sm ] を挟む。 自破砕熔岩および枕状熔岩がみられる。 本地域西半部の秋田平野の地下では主として泥岩からなる。 浮遊性有孔虫および底棲有孔虫を産し， 東隣の太平山地域および 北東隣の阿仁合地域内の本層および同相当層中から海棲貝化石および漂移植物化石を産する。 本層は秋田県 男鹿半島の西黒沢層に対比される。

女川層 [ Om ] は砂子渕層を整合に被覆し， 本地域の北東部に分布し， 主として硬質泥岩からなり， 酸性凝灰岩， ときに凝灰質砂岩を挟む。 層厚は 400～800 m で， 本地域の東半部では 400～500 m である。 これに対し， 試掘井のデータによれば， 西半部では 500～800 m である。 本層中の化石は Sagarites chitanii MAKIYAMA， 魚鱗， 放散虫および珪藻が多い。 西黒沢層に比べ有孔虫が少ない。

愛染玄武岩 [ Bl and Bt ] は女川層の堆積時に噴出したもので， 本地域の中北部に分布する。 玉葱状構造を示し， ときに自破砕熔岩をなす玄武岩熔岩を主とし [ Bl ] ， 同質の火山砕屑岩 [ Bt ] を伴っている。 代表的岩石は橄欖石玄武岩および橄欖石普通輝石玄武岩で， ほかに普通輝石玄武岩が認められる。

仁別 にべつ 第三紀花崗岩 [ Gp and Qp ] は女川層の堆積時に迸入したものであって， 本地域の北東端にわずかに分布する。 主として花崗斑岩 [ Gp ] からなる。 基盤岩類および新第三系に顕著な接触変成作用を与え， 接触変成域を作っている。 外側から緑泥岩・緑れん石・方解石帯， 緑泥石・緑れん石・アクチノ閃石帯， および黒雲母・アクチノ閃石帯が区別される。

船川層 [ t1 and Fm ] は女川層を整合に被覆し， 本地域中部および東部に分布し， 主として暗灰色泥岩からなり， 酸性凝灰岩 [ t1 ] ， ときに凝灰質砂岩を挟んでいる。 層厚は 400～1,300 m で， 東半部では 400～600 m である。 これに対し， 試掘井のデータによれば， 西半部では 500～900 m， ときに 1,300 m 以上に達する。 本層中の化石は Sagarites chitanii MAKIYAMA を含み， 放散虫および珪藻は女川層に較べて少ないが， 有孔虫化石は多くなる。 Martinottiella - Cyclammina zone で代表される。

爼山火山岩類 [ An ] は女川層およぴ船川層の堆積時に噴出したもので， 本地域の北東部に分布している。 安山岩凝灰角礫岩・同質の火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 同質の熔岩および集塊岩をともなっている。 代表的岩石は角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩と紫蘇輝石普通輝石安山岩であって， 次いで橄欖石紫蘇輝石普通輝石安山岩が認められる。

湯ノ沢流紋岩 [ R2 ] は船川層の堆積時に噴出したもので， 本地域の中部にわずかに分布していて， 黒雲母流紋岩熔岩からなる。

天徳寺層は船川層を整合（一部不整合）に被覆し， 本地域全域に広く分布している。 主としてシルト岩からなり， 砂岩・酸性凝灰岩および礫岩を挟んでいる。 本地域の南半部では， 岩質により， 下部から砂岩および礫岩を主とする 桂根 かつらね 相 [ Tk ] ， シルト岩・砂岩と酸性凝灰岩からなる互層相 [ Ta ] ， およびシルト岩を主とする天徳寺相 [ t2 and Ts ] からなる。 層厚は 400～1,500 m で， 東半部では 400～500 m であるが西方に行くに従い厚くなる。 試掘井のデータによれば， 西半部では 500～1,000 m， ときに 1,400 m 以上に達する。 本層中には Sagarites chitanii MAKIYAMA および頻海性の貝化石を含み， 全般的に有孔虫化石を多産する。

羽黒山石英安山岩 [ Da ] は天徳寺層の堆積時に噴出したもので， 本地域の中部に点々と分布している。 石英安山岩凝灰角礫岩・同質の火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 熔岩および安山岩火山砕屑岩をともなっている。 代表的岩石は（紫蘇輝石普通輝石）黒雲母角閃右石英安山岩であって， 次いで紫蘇輝石普通輝石角閃石安山岩である。

笹岡層 [ t3, Sc, Ss ] は天徳寺層を整合（一部不整合）に被覆し， 本地域全域に広く分布している。 砂岩を主とし， 局地的にシルト岩が優勢となる。 酸性凝灰岩 [ t3 ] を挟み， 基底部と下部に礫岩が発達している。 層厚は 200～500 m である。 本層中には， いわゆる「 大桑 おんま ・ 万願寺 まんがんじ 動物化石群」といわれる貝化石を多産する。 底棲石灰質有孔虫化石に富み， 底棲砂質有孔虫化石はみとめられない。

第四系は， 下位から 高岡 たかおか 層・ 潟西 かたにし 層・段丘堆積物・砂丘堆積物および冲積層に分けられる。

高岡層 [ t4, Td ] は笹岡層を不整合に被覆し， 本地域の南東部に分布し， 砂岩を主とし， 酸性凝灰岩 [ t4 ] ・礫および泥炭を挟んでいる。 層厚は 30～100 m である。 試掘井のデータによれば， 本地域の西半部の地下にもわずかに分布する。 本層は湖成堆積物と考えられ， 秋田県 男鹿半島の 鮪川 しびかわ 層に対比される.

潟西層 [ Ka ] は天徳寺層・笹岡層および高岡層を不整合に被覆し， 本地域の中部以西に分布する。 礫・砂および泥からなり， ときに泥炭を挟む。 層厚は 40～80 m である。

段丘堆積物 [ td ] は主な河川および丘陵の上に， 冲積層 [ a ] は本地域の西半部に広く分布し， 両者とも泥・砂および礫からなる。 砂丘堆積物 [ sd ] は日本海沿岸沿い巾 2～4 km に分布し， 砂からなる。

次に， 隣接地域のデータを加えて， 秋田地域の構造発達史について考察する [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域では新第三系の最下位の 大又 おおまた 層を欠き， 萩形層から始まっている。

[注]
  秋田地域全体， もしくは より広域にわたる地域の構造発達史について， 北村（1959)・池辺（1963)・藤岡（1963）などの論文が発表されている。

中新世の初期， すなわち萩形層の堆積時には膨大な量の安山岩（一部は玄武岩）の噴出があった。 熔岩と同質 火山砕屑岩からなり， 火山活動は数回の休止時があって， その時には泥岩・砂岩・礫岩など正規の砕屑岩を堆積した。 萩形期の前半には亜炭を挟有する砕屑岩を堆積した。 気候が比較的温冷であったことは阿仁合型 植物化石によって示される。

中新世の中期の大倉又層の堆積時には酸性火山岩類の噴出がみられた。 石英安山岩火山砕屑岩からなり， ときに熔岩がみられる。 火山活動の休止時には砂岩・泥岩などを堆積した。 台島型 植物化石の植物組成からみて， 大倉又期は萩形期より気候が暖かくなり， 同時に温暖な海洋の影響が強くなった。 換言すれば， 地域的な沈降と それによる温暖な海水の侵入を見たことである。 それまで陸域であったところも地域的沈降が始まった。

次の砂子渕層の堆積時には玄武岩の膨大な量の噴出があった。 熔岩と同質 火山砕屑岩からなる。 数回の火山活動の休止時には泥岩を堆積した。 この泥岩に含まれる浮遊性有孔虫によって男鹿半島の西黒沢層に対比される。 底棲有孔虫群は陸棚外縁 - 漸深海（outer shelf - upper bathyal）の環境を示す。 本地域外の北東方の内陸盆地の地域では熔岩円頂丘をなす流紋岩が多数噴出し， これに関係して黒鉱の鉱床を形成した。 これに対し， 本地域内の東半部では泥岩を挟む玄武岩がみられ， 西半部では大部分が泥岩のみで， 火山活動がごく弱い [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  秋田県全体の西黒沢階の岩相について， 樋口・荒木・高橋・藤岡（1972）によって総括されている。 また， 藤岡・高安・的場（1973）によって秋田油田西黒沢階について新知見が述べられている。

中新世 後期の女川層は数 100 m の厚さに達する広域斉一岩相の硬質泥岩からなる。 還元的な停滞水域環境で石油母層の堆積をもたらした。 この時期の海は寒流系の内海で， 古日本湾（浅野・高柳（1966）; 藤岡（1972））と呼ばれる。 女川階には西黒沢階に比べて堆積盆がはっきりあらわれ， 規模が大きくなり， 堆積盆の沈降が著しくなった。 堆積盆と堆積盆との間には， 沈降量が小さいために堆積物の薄い微沈降地域あるいは微沈降帯が出来た。 ここでは， 堆積盆の沈降運動に対して相対的には隆起するような作用をしている。 堆積盆の方向は西黒沢期のものよりも N - S 性に近づいている。 秋田地域内についてみると， 本地域の北東端部の萩形層・大倉又層・砂子渕層などからなる 現在は転倒層をなす地区は上述の微沈降帯にあたり， 女川層の堆積物はごく薄かったと考えられる。 本地域内の西端部付近の地区は， 一つの堆積盆の中心近くであったと考えられる。 この堆積盆は周縁部から中心部に向って 400 m から 800 m へと厚さを増している。 女川層の堆積時には 愛染玄武岩および 爼山火山岩類と呼ばれる玄武岩と膨大な量の安山岩が堆積盆の周縁部近くで噴出した。 これらの火山活動は本地域の北半部に分布が限られ， 数回の休止時があって， その時には硬質泥岩の薄層を堆積した。 相対的に隆起するような作用をした本地域の北東部では， 花崗斑岩を主とする仁別第三紀花崗岩が迸入した。

次の船川層は最大層厚が 1,300 m 以上に達する広域斉一岩相の暗灰色泥岩からなる。 脱珪質で酸性凝灰岩が多くなる。 少なくとも船川層の下部では生物相と環境が女川層より引続き， 大きな変化がない。 しかし， 上部になると東方で粗粒化し， 砂質となり， 石灰質有孔虫が増えている。 著者の一人の池辺（1962）が述べているように， 女川期は最大の海侵の時期であり， 船川期は最大の沈降の時期である。 女川層と船川層の岩相はわずかな漸移相を挟むのみで非常に顕著に変っている。 船川階から引続いて沈降量が大きく， 層厚 1,000 m を超える堆積盆が数地区でみられる。 一方， これら堆積盆と堆積盆との間には微沈降帯がみられる。 秋田地域内についてみると， 上述の本地域の北東端部の地区は著しく隆起し， この地区では船川層の堆積がほとんどなかったと者えられる。 本地域内の北西部付近の地区は一つの堆積盆の中心部であったと考えられる。 この堆積盆は周縁部から中心部に向って 400 m から 1,300 m へと厚くなる。 周縁部では礫岩が堆積している。 船川層の上部は地域毎の分化現象がよくあらわれる。 船川層の堆積時には， 爼山火山岩類および湯ノ沢流紋岩と呼ばれる膨大な量の安山岩と少量の流紋岩が 堆積盆の周縁部近くで噴出した。 これら火山活動の数回の休止時には暗灰色泥岩を堆積し， その分布は本地域の北半部に限られている。

鮮新世の天徳寺層は最大層厚が 1,500 m に達し， シルト岩を主とする。 堆積盆全体の大きさは船川階より小さくなる。 天徳寺階には層相の変化および生物相の変化が著しくなり， 地域差を生じ分化現象が起った。 本地域の南半部では砂岩および礫岩を主とする桂根相が堆積した。 このような異常堆積は出羽変動の主動期を示すものである。 天徳寺層基底で不整合現象を示す。 油田内の各地でみられる堆積盆の分化はこの時期に始まる。 古日本湾が南方で東支那海に通じ， 津軽海峡を通じて太平洋につらなるようになって， 暖流系の浮遊性有孔虫化石や貝化石が含まれるようになった。 天徳寺階の中頃以後にはシルト岩の安定堆積が拡がり， 造構運動も休止したとみられる。 本地域内の含油第三系の中でみられる褶曲および断層形成は， 船川層堆積の初期頃から胚芽したと考えられる。 しかし， 本地域の造山運動は船川階の後期に始まり， 天徳寺階の初期を主動期とし， 次いで数回の後続的造構運動を繰返して， 潟西階の前に終ったもので， 出羽変動 （大村（1935）; 藤岡（1968））と呼ばれている。 秋田地域内の東端部では層厚 200 m 内外の主として砂岩と礫岩を堆積し， 堆積盆の周縁部に位置していることをよく示している。 東から西に行くに従い厚くなる。 本地域内の北西端部では 1,400 m 以上の厚さになり， 堆積盆のほぼ中心部にあたる。 天徳寺層の堆積時には， 羽里山石英安山岩と呼ばれる石英安山岩が堆積盆の周縁部近くに噴出した。 この火山活動の数回の休止時にはシルト岩を堆積している。

天徳寺層の堆積後に造構運動があり， 一部地域では陸化し， 新らしい海侵があった。 天徳寺層と笹岡層とはときに不整合を示す。 砂岩のようなやや粗粒の砕屑岩からなる笹岡層の堆積盆は 天徳寺層の堆積盆より小さくなり， 中心部の厚さも最大 500 m と薄くなる。 笹岡層の堆積後に軽微な造構運動があって， 陸水化した堆積盆に淡水成と考えられる高岡層が堆積した。 高岡層は砂岩を主とし， 軽微な変形を受けている。 これは出羽変動の終末時の造構運動によるものである。 潟西層は下位層と不整合で， 水平層をなす。 潟西層はヴルム氷期における内陸湖盆の堆積である。 この湖盆は， 秋田平野を中心として南北方向に延びている。 氷期が終って縄文早期の海侵があった。 その時期には現在の海面より高く， 海水はより深く侵入し， その海岸線に季節風による砂丘を生じた。 それから， 昇降運動を繰返しながら， 砂丘が生長し， 平地も拡げられた。

秋田地域の火山岩には玄武岩から流紋岩にいたる各種の岩石がある。 第 4 表に示したように， 玄武岩および粗粒玄武岩は砂子渕層， 次いで女川層の堆積時に多い。 安山岩は萩形層と女川・船川の両層の堆積時に多く， 石英安山岩および流紋岩は大倉又層と天徳寺層の堆積時にみられる。 秋田地域および周りの地域の火山岩の検鏡の結果， 次の傾向がみられる。 すなわち， 比較的初期にはピジョン輝石質岩系の岩石が， 比較的後期には紫蘇輝石質岩系の岩石が噴出している（大沢， 1963・1968)。

### II.3 地質構造

#### II.3.1 概説

秋田地域は東北裏日本 秋田油田に属し， 油田集油構造に関連して古くから地質構造の調査研究が行なわれている。 本地域の油田構造運動は船川階の後期に始まり， 天徳寺階の初期を主動期とし， 次いで数回の後続的造構運動を繰返して潟西階の前に終ったもので， 出羽変動 （大村（1935）; 藤岡（1968））と呼ばれている。 出羽変動による褶曲と断層は南北方向を軸とする地層の変位・変形である。 この変動が造陸と造盆の分化運動， すなわち隆起と沈降の相反する運動を生じ， その境界には衝上断層を生じている。 これらの運動の中には， 主動期で終った構造と長期にわたって活動したとみられる構造がある（第 4～15 図）。

### 第 4 図 秋田地域の地質構造

### 第 5 図 秋田地域の走向線図

### 第 6 図 秋田地域の地下深度 500 m における地質構造

### 第 7 図 秋田地域の地下深度 500 m における走向線図

### 第 8 図 秋田地域の地下深度 1,000 m における地質構造

### 第 9 図 秋田地域の地下深度 1,000 m における走向線図

### 第 10 図 秋田地域の地下深度 1,500 m における地質構造

### 第 11 図 秋田地域の地下深度 1,500 m における地質構造

### 第 12 図 秋田地域の地下深度 2,500 m における地質構造

### 第 13 図 堀川 AK-1 試掘井付近の地質断面図（石油資源開発会社の資料（1972）を簡略化し, 一部加筆した）

### 第 14 図 新城川 AK-1 試掘井付近の地質断面図（石油資源開発会社の資料（1967）を簡略化し, 一部加筆した）

### 第 15 図 向浜 AK-1 試掘井付近の地質断面図（石油資源開発会社の資料（1971）を簡略化し, 一部加筆した）

#### II.3.2 褶曲

秋田地域の褶曲構造は全域におよんでおり， いわゆる「油田褶曲方向」（N - S 性）を示している。 地表もしくは地下浅部で緩傾斜の褶曲も地下深部では急傾斜を示すことが多く， さらに数回の造構運動による構造差があり， 試掘井のデータなくしては真の褶曲構造の特徴を論ずることは出来ない。 本地域の主要な褶曲は西から東にむかって， 土崎 つちざき 沖 おき 背斜・ 豊川 とよかわ 背斜・ 黒川 くろかわ 背斜・ 八橋 やばせ 背斜・ 五城目 ごじょうめ 向斜・ 道川 みちかわ 濁川 にごりかわ 背斜・ 旭川 あさひかわ 背斜・ 金照寺 きんしょうじ 背斜・ 仁井田 にいだ 背斜・ 愛染 あいぜん 背斜・ 北手 きたて 背斜および 和田 わだ 向斜である．

土崎沖背斜 : 土崎沖油田を極隆部とし， 天徳寺層を軸中心部に露出する N 5～15°E を示す N - S 性の背斜構造である。 北方に次第に沈降し， 旧雄物川の河口付近より北方では背斜構造がはっきりしなくなる。 極隆部の両翼の傾斜は地下浅部で 10～20°の緩傾斜であるが， 深部になるに従い急傾斜となり， 地下深度 1,500 m 付近では 30～45°となる。 土崎 SK-1D 試掘井のデータによれば， 極隆部の北方約 6 km 付近の地表近くでは緩傾斜であるにもかかわらず， 地下深部に行くに従い急傾斜となり， 地下深度 1,500 m 付近の東翼では 80°内外の急傾斜となる。 一部では地層が逆転している。

豊川背斜 : 土崎沖背斜の北方延長部にあたり， 本地域内では南方に次第に沈降する N - S 性の背斜構造であり， 北隣の五城目地域内の豊川油田を極隆部とする。

黒川背斜 : [ 本図幅地域の北端の ] 黒川油田を極隆部とし， 船川層を軸心部に露出する N 10～25°E を示す N - S 方向を軸とする背斜構造である。 極隆部は北隣の五城目地域内にあって， 東翼は 15～20°の緩傾斜を， 西翼は 40～50°の比較的急な傾斜を示す。 本地域内では両翼とも 10～20°であって， 南方に次第に沈降していて， 小友 おとも 付近より南では背斜構造がはっきりしなくなる。

八橋 やばせ 背斜 : 黒川背斜の南方延長部にあたる。 両背斜の境界付近約 3 km の間は大局的にみて西に 10°内外の緩傾斜を示し， 背斜構造がはっきりしない。 八橋背斜は八橋油田を極隆部とし， 天徳寺層を軸中心に有する N 5～15°E を示す N - S 性の背斜構造である。 極隆部はこまかくみると数個所で認められ， 西翼は 15～25°， 東翼は 10～20°の傾斜を示す。 試掘井のデ－タによれば， 地下深部に行くに従い急傾斜となる。 八橋油田の北部では， 地下深度 500～1,000 m 付近は西翼 30～40°， 東翼 20～30°の傾斜を， 1,000～1,500 m 付近は西翼 40～50°， 東翼 25～30°の傾斜を示し， 常に東翼より西翼が急傾斜である。 [ 八橋油田の ] 中部および南部では， 地下深度 500～1,000 m 付近は西翼 40～45°， 東翼 35～45°の傾斜を， 1,000～1,500 m 付近は西翼 45～50°， 東翼 40～45°の傾斜を示し， 西翼がより急傾斜である。 なお， 地下深度 2,000 m 付近から軸心部は砂子渕層となり， 西翼の推定傾斜は 50°内外である。 八橋油田の地下深部では， 詳細にみると， N - S 性断層および この断層を切る SE - SW 性・NW - SE 性の断層によって複雑な地質構造をなす。

五城目向斜 : 北隣の五城目地域から 本地域の北部にいたる延長 20 km の N - S 方向を軸とする大向斜構造である。 本地域内では笹岡層を軸心部に露出し， 走向 N 15～40°E を示す。 翼部の傾斜は 15～30°， まれに 50°以上である。 南方に行くに従いはっきりしなくなり， ついには走向 N 20～60°W， 傾斜約 10°SW の単斜構造に移りかわる。

道川濁川背斜および旭川背斜 : 道川油田・濁川油田および旭川油田を極隆部とし， 船川層を軸心部に有する。 N 0～15°E を示す N - S 性の背斜構造である。 北方および南方に次第に沈降する。 極隆部付近の両翼の傾斜は 20～35°である。

金照寺背斜および仁井田背斜 : 前述の背斜 [ = 道川濁川背斜および旭川背斜 ] のほぼ南方延長部にあたる。 N - S 性の背斜構造である。 試掘井のデ－タが少ないので深部の構造についてはよくわからない。

愛染背斜 : 愛染玄武岩の露出する地区を極隆部とし， 女川層・愛染玄武岩・船川層などを軸心部に有する。 N 0～30°E を示す N - S 性の背斜構造である。 南方に次第に沈降し， ついに消失する。 愛染背斜の両翼の傾斜は 15～35°である。 極隆部付近では３つの背斜軸がみられ， 複背斜構造を示している。

北手背斜 : 南隣の羽後 和田地域の 川添 かわぞえ 背斜の北方延長部にあたり， 両背斜を合せると延長 30 km 以上の大背斜構造である。 北手背斜は背斜軸に起伏があり， 極隆部が数カ所で認められる。 背斜軸の心部は爼山火山岩類・天徳寺層および羽黒山石英安山岩である。 両翼の傾斜は 5～20°であって， 北から南に行くに従いゆるくなる。

和田向斜 : 笹岡層および高岡層を軸心部に露出し， N 0～30°W を示す N - S 性の大向斜構造であって， 延長 20 km 以上である。 向斜軸は北部ではほぼ NS であるが， 南部に行くに従い東にふれ， 本地域南東端部では N 30°W がある。 軸心部付近の両翼は 5～10°のごくゆるい傾斜を示す。

#### II.3.3 断層

秋田地域の断層は大きく２つに分けられる。 一つは褶曲に伴った N - S の断層であり， あと一つは 太平山 たいへいざん の山塊の隆起に伴なって生成されたとみられる 胴切 - 斜交性の NE - SW 方向の断層である。 前者の代表的なものは 北由利 きたゆり （衝上）断層群と 愛染 あいぜん 断層である。 後者は 太平山 たいへいざん 斜走断層群である。 このほか， 地質図に記入しなかったが， N - S 性・NE - SW 性・NW - SE 性および E - W 性の小断層がある。

北由利（衝上）断層群 : 南隣の羽後 和田地域の西部の由利丘陵の日本海沿いに ほぼ NS 方向に走る数条の東から西へ衛上性の平行した断層があり， 過褶曲と関連して地質構造を複雑にしている。 地層転位の見掛落差は 1,000 m 以上である。 なお， 本断層群を境として天徳寺層の岩相および層厚が急に変化していて， 本断層群の生成は天徳寺層の堆積時から始まったことをよく示している。 北由利（衝上）断層群の衝上面が低角度であることから， 上盤側と下盤側との探鉱は別途となり， 油田開発を困難にしている。 本断層群は本地域内の地下に伏在していて， 北隣の五城目地域の西部に伸びている（第 4・6・8・10・12 図）。 なお， 地下浅所では明瞭でないが， 地下深所でははっきりしてくる。 第四系に全体が被覆されていて試掘井のデータのみによらなければならぬため はっきりしない点が多い。 しかし， 次の諸点が推定される。

1. 本地域では地層転位の見掛の落差は， 南隣の羽後 和田地域ほどでなく， 少ない。
2. 本地域の北西部の本断層群が通ると推定される地区付近を境として， 船川層， 特に天徳寺層の層厚が西にむかって厚くなる。 すなわち， 以東では船川層 600 m 以下， 天徳寺層 800 m 以下であるのに対し， 以西では船川層 600～1,000 m， 最大層厚 1,300 m， 天徳寺層 800～1,200 m， 最大層厚 1,500 m となる。

愛染断層 : 本地域の中北部にみられる背斜構造と向斜構造の間に生じた N 20～30°E を示す N - S 性の断層であって， NNW - SSE の小断層に切られる。 北部では爼山火山岩類と船川層を切る。 中部および南部では本断層の西側は女川層および愛染玄武岩からなり， 愛染背斜構造を示し， 東側は船川層・爼山火山岩類・天徳寺層および羽黒山石英安山岩からなり， 向斜構造に示す。 本断層は東側落ちの正断層と推定されるが， 試掘井のデータがないため， はっきりしない（第 16 図）。

### 第 16 図 [ 羽黒山の西北西方 3.5 km の ] 愛染の東方の林道でみられる女川層上部と船川層との間の愛染断層

太平山斜走断層群 : 本地域の北東部の 萩形層・大倉又層・砂子渕層・女川層および船川層からなる地区では 走向 N 10～60°W で， 60～90°SW の急傾斜を示し， 多くの場所で 70～80°NE を示し， 地層が転倒している（第 17 図）。 この転倒した単斜構造を胴切にする斜走断層がみられる。 太平山斜走断層群は N 5～35°E の走向を示し， 急傾斜と推定される。 上述した地区はほかの地区と非常に異なる地質構造を示している。

### 第 17 図 [ 羽黒山の東北東方 3 km 弱の ] 木曽石 きそいし の東方の 金山滝 かなやまだき にいたる道路でみられる女川層上部の転倒層

### II.4 太平山 たいへいざん 花崗岩類 [ Gr ]

本岩類は本地域の北東縁部にわずかに分布していて， 加納ほか（1966）による Ⅱa の 主花崗岩 [ ← 主花崗閃緑岩 ? ] からなる（第 5 表）。

### 第 5 表 大平山 複合プルトンの岩相分類（加納ほか, 1966）

  時代 | 時期 | 主要岩相 | 対比
  先第三紀 | I | 最古期深成変成岩類 Ⅰa : 縞状片麻岩, 黒雲母片岩および角閃岩類 Ⅰb : 片麻状花崗閃緑岩 | 古期 阿武隈深成変成岩類 （黒田, 1963）
  Ⅱ | 主迸入岩類 Ⅱa : 主花崗閃緑岩 Ⅱb : はんれい岩～石英閃緑岩 Ⅱc : ピンク花崗岩 | 新期 阿武隈迸入岩類 （島津, 1964）
  第三紀 | Ⅲ | 新期迸入岩類 グラノファイアおよび 周縁地区の「第三紀花崗岩」類 | 第三紀花崗岩類 （折本, 1965）

加納ほか（1966）によれば， 太平山 複合プルトン（命名 : 加納ほか（1966））の主要部を占める Ⅱa は 中粒～粗粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩を主とし， 全体として均質である。 鏡下では等粒の粒状であるが， 流理構造が野外でよく認められ， またシュリーレンを普遍的に含む。 シュリーレンの形状は一般にレンズ状であるが， 岩体の中央部では球状に近いものが多い。 これに反し， 岩体の周縁部では著しく伸長したレンズ状ないし線状をなす。

### II.5 萩形 はぎなり 層 [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  本多清の秋田大学 卒業論文（1972）を参照した。 ただし， 萩形層・大倉又層および砂子渕層については， 井上（1960）および沓沢ほか（1966）によって詳述されている。

命名 : 井上 武・藤岡一男・高安泰助（1956）

萩形層は本地域の新第三系の最下位を占めて本地域の北東部に分布する。 主として中性の火山岩類および堆積岩からなる。

模式地 : 秋田県 北秋田郡 上小阿仁 かみこあに 村 萩形付近。 本地域内では秋田市 木曽石 きそいし [ ← 羽黒山の東北東方 3 km 弱 ] の東方の 矢櫃沢 やびつざわ 一帯でよくみられる。

層厚 : 400～1,000 m

萩形層は岩質により下位から， 最下部・下部・中部・上部および最上部に分けられ， これら各部間には時間的間隙および構造的差異を示す不整合は認められない。

#### II.5.1 萩形層の最下部 [ H1 ]

萩形層の最下部は基盤岩類を被覆して分布し， 一部では基盤岩類と断層で接している。 変質安山岩および堆積岩を主とする。

層厚 : 200～450 m

岩相 : 変質安山岩熔岩・同質 火山砕屑岩・礫岩・砂岩および泥岩からなる。 ときに， 変質玄武岩熔岩および同質 火山砕屑岩が認められる。 これらの火山岩はいちじるしく変質されていて， 有色鉱物は緑泥岩・緑簾石・炭酸塩鉱物などに完全に置換されている。 矢櫃沢付近では変質安山岩熔岩と同質 火山砕屑岩からなり， 中部に厚さ 5 m 内外の泥岩を挟んでいる。 東隣の太平山地域内の 丸舞川 まるまいがわ 流域では， 下位より下部礫岩層・凝灰質礫岩層・凝灰質砂岩層・上部礫岩層および変質安山岩からなる。 下部礫岩層には最大層厚数 m に達する亜炭を挟在している。

層位関係および化石 : 基盤岩類を不整合に被覆する。 化石は発見されていない。

#### II.5.2 萩形層の下部 [ H2 ]

萩形層の下部は萩形層の最下部を被覆し， 変質安山岩および酸性凝灰岩を主とする。

層厚 : 200～500 m

岩相 : 変質安山岩熔岩・同質 火山砕屑岩・酸性凝灰岩・泥岩・砂岩および礫岩からなる。 これらの火山岩は萩形層の最下部と同じく， いちじるしく変質されている。 矢櫃沢付近では下部は酸性凝灰岩（層厚 5～30 m）， 中部および上部は変質安山岩火山砕屑岩・泥岩・砂岩・礫岩などの互層からなる。 泥岩は暗灰色，硬質であって， 層厚 40 m 以上に達する。 礫岩は萩形層の最下部に比し少ない。 東隣の太平山地域内の木暮沢 [ 読み方不明 ; こぐれざわ ? ] 付近では上記の泥岩は薄く， 厚さ 15 m 内外である。 丸舞川流域では， 下位より酸性凝灰岩層・ 礫岩層・ 酸性凝灰角礫岩層・ 凝灰質礫岩層・ 石英安山岩熔結凝灰岩層および礫岩砂岩層からなる。

層位関係および化石 : 萩形層の最下部とは整合であって， 化石は発見されていない。

#### II.5.3 萩形層の中部 [ H3 ; 萩形層の上部と同じ ]

萩形層の中部は萩形層の下部を被覆し， 主として変質安山岩からなる。

層厚 : 10～400 m

岩相 : 変質安山岩火山砕屑岩を主とし， 同質 熔岩・泥岩・砂岩および礫岩を挟んでいる。 これらの火山岩は萩形層の最下部と同じく いちじるしく変質されている。 原岩はおそらく紫蘇輝石普通輝石安山岩と普通輝石安山岩と考えられる。 矢櫃沢付近では変質安山岩火山礫凝灰岩からなり， 上部に砂質凝灰岩（厚さ 30 m 内外）がみられる。 上記の火山礫凝灰岩中に厚さ 5～10 m の泥岩および砂岩を挟んでいる。 東隣の太平山地域内の木暮沢付近でも上記の火山礫凝灰岩からなり， 上部に厚さ 45 m 内外の泥岩および砂岩がある。

層位関係 : 萩形層下部とは整合である。

化石 : 本多清（1979， MS）によれば， 東隣の太平山地域内の木暮沢および丸舞川流域の萩形層の中部の最上部で 次の貝化石を産する（鑑定 : 増田孝一郎）。

  Shichiheia cf. etchuensis HATAI ＆ NISHIYAMA
  Crassatellites suyamensis OINOMIKADO
  Anadara sp.
  Ostrea sp.
  Paliollum peckhami GABB

丸舞川の萩形層の中部で亜炭および植物化石を産するが， 鑑定しうる植物化石は未だ発見されていない。

#### II.5.4 萩形層の上部 [ H3 ; 萩形層の中部と同じ ]

萩形層の上部は萩形層の下部および中部を被覆し， 萩形層の中部とは一部が同時異相であって， 一部は中部をおおっている。 輝石安山岩を主とする。

層厚 : 0～200 m

岩相 : 輝石安山岩熔岩および同質 凝灰角礫岩からなる。 有色鉱物は緑泥石・緑簾石・炭酸塩鉱物などに置換され， 普通輝石以外は確認されないが， 外形からみて紫蘇輝石がみとめられる。 原岩はおそらく紫蘇輝石普通輝石安山岩と一部は普通輝石安山岩であろう。

層位関係および化石 : 萩形層の下部および中部とは整合である。 化石は発見されていない。

#### II.5.5 萩形層の最上部 [ H4 ]

萩形層の最上部は萩形層の中部および上部を被覆し， 玄武岩質安山岩を主とする。

層厚 : 100～250 m

岩相 : 玄武岩質安山岩熔岩および同質 集塊岩を主とし， 同質 凝灰角礫岩・泥岩などを挟んでいる。 これら火山岩は変質され， 緑泥石・緑簾石・炭酸塩鉱物などの２次的鉱物を生じ， また杏仁状構造がみられる。 集塊岩は紡錘形～不規則な形の長径 0.1～0.2 m， 比較的大きさのそろった火山弾を有する。 東隣の太平山地域内の木暮沢流域では玄武岩質安山岩集塊岩からなり， 下部に同質 熔岩を， 上部に泥岩と凝灰岩の互層を挟んでいる。

層位関係および化石 : 萩形層の中部および上部とは整合である。 化石は発見されていない。

### II.6 大倉又 おおくらまた 層 [ Od ; 以下の [注] 参照 ]

[注]
  本多清の秋田大学 卒業論文（1972）を参照した。

命名 : 井上武・藤岡一男・高安泰助（1956）

大倉又層は萩形層を被覆して， 本地域の北東部にわずかに露出している。 主として酸性の火山岩類および堆積岩からなる。

模式地 : 秋田県 五城目町 太平山の北方の 大倉又沢 おおくらまたざわ 付近で， 本地域内ではわずかに分布しているにすぎない。

層厚 : 60～400 m（本地域内では 60～100 m）

岩相 : 輝石石英安山岩火山砕屑岩を主とし， 同質 熔岩， ときに砂岩および泥岩を挟んでいる。 これらの火山岩は変質され， 緑泥石・緑簾石・炭酸塩鉱物などの２次的鉱物を生じている。 斑晶として確認される有色鉱物は大きさ 0.2～0.7 mm， 小型， 少量の普通輝石のみである。 井上武（1960）によれば， 北東隣の阿仁合地域の南西部の中ノ又沢にて角閃石斑晶を認めている。 変質されているため明瞭でないが， おそらく少量の紫蘇輝石斑晶を有すると考えられる。 大倉又層中の火山岩はきれいな緑色～淡緑色を示し， 変質の程度が一段と弱い。 これに対して， 萩形層中の火山岩は一般的にみて きたならしい濃緑色を示し， いちじるしく変質されている。 東隣の太平山地域内の丸舞川流域では， 下位より石英安山岩凝灰角礫岩・ 火山礫凝灰岩層・ 軽石火山礫凝灰岩層・ 細粒凝灰岩層および軽石火山礫凝灰岩層からなる。 [ 東隣の太平山地域内の ] 無知志沢 むちしざわ 付近では石英安山岩火山礫凝灰岩層（層厚約 70 m）からなり， 上記の細粒凝灰岩層を欠いでいる。

層位関係 : 萩形層とは不整合である。

化石 : 化石は発見されていない。

### II.7 砂子渕 すなこぶち 層 [ Sm, Sb ]

命名 : 井上武・藤岡一男・高安泰助（1956）

砂子渕層は大倉又層を被覆して， 本地域の北東部に分布する。 主として塩基性の火山岩類からなる。

模式地 : [ 本図幅の東隣の大平山図幅地域内の ] 秋田県 河辺郡 河辺町 砂子渕付近。 本地域内では秋田市 仁別 にべつ [ ← 羽黒山の北東方 5 km 弱 ] の東方の道路沿いでよくみられる。

分布および層厚 : 仁別の東方の 砥沢 とざわ から木曽石の東方の金山滝の南東方にいたる地区に分布する。 試掘井のデ－タによれば， 本地域内の西半部の秋田平野の 地下深度 2,000～4,000 m に潜在していることが確認されている。 また， 本地域内東半部の南部の秋田市々街地の南東方の下北手 [ ← 羽黒山の南南西方 6 km ] および上北手 [ ← 下北手の南方 1.5 km ] では， 地下深度 1,000～1,500 m に潜在している。 層厚は 200～600 m である。 上記の地表に露出している地区のうち北部（仁別の東方）では 400～500 m， 南部（木曽石の東方）では 200～300 m である。 秋田平野の地下では 500 m 以上， 下北手および上北手の地下では 300 m 以上である。

### 第 18 図 仁別の東方の道路沿いでみられる砂子渕層の枕状熔岩

### 第 19 図 仁別の東方の砂子渕層の玄武岩凝灰角礫岩

岩相 : 玄武岩熔岩・同質の集塊岩・火山角礫岩・凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩および凝灰岩 [ Sb ] を主とし， 泥岩 [ Sm ? ] を挟んでいる。 玄武岩熔岩は黒色～暗緑青色～暗青灰色， 中粒， 緻密， 堅硬で光沢のない汚感を呈する。 しばしば玉葱状構造および杏仁状構造を示す。 また， 自破砕熔岩および枕状熔岩がみられる（第 18 図）。 枕状熔岩は だ円体またはそれに近い丸みを帯びた団塊の集合からなる。 この枕状の団塊の大きさは 40～100 cm で， 中心部に放射状の節理がある。 また変質されていて， スピライトと呼ばれている。 玄武岩火山砕屑岩は暗緑青色～暗青灰色， 火山弾・火山岩塊および火山礫を多量に有し， 一般に角礫と基質との境は明瞭である（第 19 図）。 杏仁状構造を示す火山弾の外形は紡錘形， 棒状， 皿状， 不規則塊状などを示している。 泥岩は 暗灰色～灰色， 硬質， 板状層理を有し， 上記の火山砕屑岩中に薄層として挟まれている。 地質図には比較的厚いもののみを [ Sm として ] 記入し， 薄いものは省略した。 試掘井のデ－タによれば， 秋田平野の地下や下北手および上北手の地下では， 地表に露出している地区とことなり， 泥岩などの堆積岩を主とし， 玄武岩と泥岩との割目は 1 : 3 である。 代表的な火山岩塊を境下でみると次の通りである。

普通輝石玄武岩（木曽石の東方 2 km の金山滝）
  斑晶 : 斜長石・普通輝石・橄欖石（?）
    斜長石は大きさ 0.2～ 1.0 mm， 比較的少量， 小型であって， 虫喰状構造を示す。 炭酸塩鉱物・緑泥石などに完全に置換された 大きさ 0.3～0.8 mm の普通輝石および橄欖石（?）が認められる。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・ガラス・鉄鉱
    塡間状組織を示す。

層位関係 : 下位の大倉又層とは不整合である。

化石 : 本地域内では主として塩基性の火山岩類からなるのでほとんど化石を産しないが， 東隣の太平山地域内の本層中の泥岩中から 貝化石および西黒沢階の特徴種である有孔虫化石を産する。 筆者の１人の池辺（1962）によれば， 鵜養 うやしない 層 [ 以下の [注1] 参照 ] の砂質泥岩中から Patinopecten kimurai (YOKOYAMA)， Cultellus izumoensis YOKOYAMA， Cardita siogamensis NOMURA， Nuculana cf. confusa (HANLEY)， Dentalium sp. などの貝化石を産する。 また， Pullenia bulloides (d'ORBIGNY)， Sphaeroidina sp.， Globigerina sp.， Globoratalia cf. fohsi CUSHMAN et ELLISOR などの有孔虫化石を多産する [ 以下の [注2] 参照 ] 。

[注1]
  砂子渕層中の堆積岩からなる岩相について 鵜養（ うなしない [ ← うやしない ? ] 層・鵜養 泥岩相などと呼ばれている。
[注2]
  西黒沢層および同層以上の各層について有孔虫による細かい分帯が行なわれていて， Matsunaga（1963）および米谷ほか（1972）に詳述されている。 また， 有孔虫古生態学の基礎となる現世の有孔虫については 的場・中川（1972）によってまとめられている。

[ 流紋岩（R1）について ]
  本報告書には 地質図の凡例で「大倉又層」と「砂子渕層」の間に挟まれている 「流紋岩（R1）」の記載がない。 図幅地域の北東部において （大倉又層よりも古い）萩形層（H1）と 砂子渕層（Sb）を区切る断層の H1 の側に２カ所の R1 の領域が示されている。 さらに, それらの西方の Sb の「内部」にも１カ所の R1 の領域がある。 つまり R1 は Sb よりも新しいが, そのようなことに関する記載が本報告書にはない。

### II.8 女川 おんながわ 層 [ Om ; 以下の [注] 参照 ]

[注]
  藤岡（1959・1973）によって 模式地である男鹿半島の女川層・船川層などについて詳述されている。

命名 : 古くは男鹿半島に模式的に発達する珪質頁岩に対して大橋良一（1918， MS）・外山四郎（1925）が「女川珪質頁岩層」， 大橋良一（1930）が「女川珪質頁岩」と呼んだ。 また， 千谷好之助（1930）によって女川層と命名された。

女川層は砂子渕層を覆して， 本地域の北東部に分布している。 主として硬質泥岩からなる。

模式地 : 秋田県 男鹿半島の南岸の女川付近一帯。 本地域内では秋田市 木曽石の東方の新道路沿いでよくみられる。

分布および層厚 : [ 羽黒山の北北西方 6 km の 小又 おまた の東北方 500 m の ] 上新城 上小又 かみおまた の東方から [ 羽黒山の西北西方 3 km 強の ] 愛染の東方にいたる地区および [ 羽黒山の北東方 5 km 弱の ] 仁別 にべつ から [ 仁別の南南東方 4 km 弱の ] 金山滝の西方をへて [ 本図幅の東隣の大平山図幅地域内の ] 小黒沢 こぐろさわ 川の上流にいたる地区に分布する。 試掘井のデータによれば， 本地域内の西半部の秋田平野の地下深度 1,500～3,500 m に潜在している。 層厚は 400～800 m である。 上記の地表に露出している地区では 400～500 m であるが， 秋田平野の地下では 500～800 m である。 女川層の最大の層厚は [ 本図幅の南東方の ] 横手市付近であって， 800 m 以上に達する（第 20 図）。

### 第 20 図 秋田地域付近の女川層の等層厚線図（池辺， 1962）

### 第 21 図 [ 本図幅の東隣の大平山図幅地域内の ] 小黒沢 こぐろさわ 川の上流の女川層の急傾斜する硬質泥岩

岩相 : 女川層は主として硬質泥岩からなり， 全域にわたって酸性凝灰岩を挟む（第 21 図）。 大小の泥灰岩（石灰質～苦灰質）の団塊を有する。 ときに砂岩を挟み， 硬質泥岩との互層をなす。 本層の上部はいわゆる「硬（女川岩相）軟（船川岩相）互層」をなす。

硬質泥岩は珪質で， 非常に明瞭な板状層理を有し， 凝灰質砂岩および酸性凝灰岩を挟む。 この板状層理は数 cm 単位で頻繁に繰り返す白黒の縞状構造による。 黒色部は暗灰色～帯褐灰色の緻密， 竪硬な泥岩および珪質の頁岩からなる。 珪質の頁岩は非常に微細な葉理を示し， ときに無葉理の 燧石 ひうちいし [ = 珪質ノジュール（団塊） ] レンズを挟む。 白色部は黒色部に較べてやや粗粒で， やはり微細な葉理を有し， 風化が進むと灰白色を示し， やや凝灰質である。 白黒の両帯は風化部では非常に対照的な色調を示す。 板状あるいは角片状の破片に砕けやすく， 割れ口は貝殻状断口を示す。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 厚さは数～50 m で， 数層準に挟まれている。 本地域外の東隣の太平山地域内の 皿見内 さらみない [ ← 図幅地域中央やや南部を流れる 大平川 たいへいがわ の上流の沿岸 ] では４層の厚い酸性軽石凝灰岩がみられ， 合計 100 m 以上に達している。 [ 羽黒山の南東方 4 km の ] 寺庭 てらにわ の北東方では， 中上部に 50 m 内外の厚い凝灰岩がみられる。 [ 羽黒山の東北東方 3 km 弱の ] 木曽石の東方では上部に 5 m 内外の凝灰岩， 中部に凝灰岩と硬質泥岩との互層が観察される。 砂岩は暗青色～暗灰色， 細粒～中粒， 凝灰質である。 硬質泥岩と互層をなし， ２～３層準に挟まれる。 寺庭の北東方では下部で， 木曽石の東方では上部で観察される。 女川層の上部の船川層との漸移帯には， 大型， 球状， 苦灰質の泥灰岩の団塊（径 0.2～1.0 m）を含んでいることが多い。

本地域内の女川層堆積時には， 別項で述べる愛染玄武岩類・爼山火山岩類などを構成する各種の火山岩類が噴出している。

層位関係 : 下位の砂子渕層と整合である。

化石 : 女川層中の化石は大型のものが乏しく， 肉眼的にまれに Paliollum peckhami (GABB) が含まれ， 普通に Sagarites chitanii MAKIYAMA および魚鱗が含まれている。 まれに， 泥灰岩中に鯨と覚しき骨化石が認められる。 微化石では珪質殻をもつ放散虫および珪藻が多い。 放散虫（中世古， 1959）は Larnacantha ? polyacantha 群集に属し， L. ? polycantha CAMPBELL et CLARK， L. ? elliptica NAKASEKO， Spongodiscus　spp. が個体数として多いが， 種類は少ないようである。 珪藻も個体数は多い。 Coscinodiscus yabei KANAYA， C. endoi KANAYA， Stephanogonia hanzawae KANAYA， Denticula hustedtii SIMONSEN et KANAYA そのほかを含んでいる。

有孔虫化石は貧困であって， 次の砂質有孔虫を含む（鑑定 : 的場保望）。

  Haplophragmoides renzi ASANO
  H. spp.
  Cyclammina cancellata BRADY
  C. pusilla BRADY
  C. spp.
  Martinottiella communis (d'ORBIGNY)
  Spirosigmoilinella compressa MATSUNAGA
  Bathysiphon spp.

このほか， まれに石灰質底棲有孔虫 Globulimina auriculata (BAILEY)， Uvigerina sp. などを含んでいる。 浮遊性有孔虫も Globigerina pachyderma そのほかの数種が認められる。 これらの化石からみて， 還元的な停滞深海域でつめたい海水に支配されているものと推測される。

### II.9 愛染 あいぜん 玄武岩 [ Bl, Bt ]

命名 : 井上武（1960）

愛染玄武岩は女川層と同時期に活動したもので， 本地域の中北部に分布し， 主として玄武岩熔岩 [ Bl ] からなる。

模式地 : [ 羽黒山の西北西方 3 km 強の ] 秋田市 上新城 愛染の東方付近

層厚 : 女川層中に挟まれ， 0～200 m

### 第 22 図 湯ノ里川の不動滝 [ ← 愛染の北北東方 2 km ] の東方の愛染玄武岩の柱状節理

岩相 : 玄武岩熔岩 [ Bl ] を主とし， 同質の火山角礫岩・凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩および凝灰岩 [ Bt ] をともなっている。 玄武岩熔岩は黒色～暗青灰色， 粗粒～中粒， ほぼ等粒状， 緻密， 堅硬で， 柱状節理を示す（第 22 図）。 風化するとしばしば玉葱状構造を呈し， またときに自破砕熔岩となる。 一部に不規則な杏仁状構造があり， 鉄サポナイト・緑泥石・炭酸塩鉱物などに充填されている。 代表的岩石は橄欖石玄武岩および橄欖石普通輝石玄武岩であって， ほかに普通輝石玄武岩がみとめられる。 同質の火山砕屑岩は暗青色～暗灰色， 火山岩塊および火山礫を多量に有し， 一般に角礫と基質との境は明瞭である。 細粒火山砕岩はときに明瞭な層理を示す。 これら火山砕屑岩は北部に多く， 中部から南部はほとんど熔岩からなる。 火山砕屑岩のなかには炭酸塩鉱物を多量に有するものがある。 笹岡（1974， MS） [ 以下の [注] 参照 ] によれば， 次の通りである。

  1) 層状砕屑岩質炭酸塩岩（ [ 不動滝の西北西方 1.5 km の ] 湯里の東方）
    微粒の方解石を多量に有する。
  2) 炭酸塩類充填玄武岩質火山礫岩（ [ 不動滝の北東方 2 km の ] 小又川 こまたがわ ）
    0.2～2 cm の火山礫の間隙を白色の炭酸塩鉱物が充填し， 小又川の北側では 25 %， 羽衣沢 [ 位置不明 ] では 30 % である。 炭酸塩鉱物は方解石と苦灰石であって， 他形で数 mm の結晶である。
  3) 含自形苦灰石玄武岩質凝灰岩（湯里の東方）
    苦灰石の自形結晶を有し， 岩石全体の 65 % を占める。
  4) 苦灰岩質泥灰岩（湯里 [ の東南東方の ] 不動滝の南方）
    微晶質苦灰石を多量に有する。

[注]
  笹岡健の秋田大学 卒業論文（1975）を参照した。

代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。

橄欖石普通輝石玄武岩（上新城 愛染の東方 0.5 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・普通輝石・橄欖石
    斜長石は曹灰長石に属し， 大きさ 0.4～3.0 mm， 清澄， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 普通輝石は大きさ 0.4～2.5 mm， 大型， 双晶を示し， 新鮮である。 橄欖石は大きさ 0.4～1.5 mm， 鉄サポナイト・緑泥石などに完全に置換されている。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・橄欖石・ガラス・鉄鉱
    間粒状～塡間状組織を示し， 0.1～0.3 mm の長柱状の斜長石， 0.1 mm 内外の単斜輝石・橄欖石などからなる。

橄欖石玄武岩（上新城 湯ノ里の東方 1.5 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・橄欖石
    斜長石は曹灰長石に属し， 大きさ 0.5～1.5 mm， 少量， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 橄欖石は大きさ 0.4～1.6 mm， 鉄サポナイトに置換されている。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・ガラス・鉄鉱
    間粒状～塡間状組織を示し， 0.1～0.3 mm の長柱状の斜長石， 0.1 mm 内外の単斜輝石などからなる。

普通輝石玄武岩（上新城 愛染の東方 0.4 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・普通輝石
    斜長石は曹灰長石に属し， 大きさ 0.4～2.5 mm， 清澄， 多量， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 普通輝石は大きさ 0.3～1.0 mm， ときに双晶を示し， 新鮮である。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・ガラス・鉄鉱
    間粒状～塡間状組織を示し， 0.1～0.3 mm の長柱状の斜長石， 0.1～0.2 mm の単斜輝石などからなる。

### II.10 馬場目 ばばのめ 粗粒玄武岩 [ Do ]

命名 : 井上武（1960）

馬場目粗粒玄武岩は女川層と同時期に活動したもので， 本地域の東端部にわずかに分布している。 砂子渕層および女川層を貴ぬく岩脈（一部岩床）であって， 岩体の大きさは幅 1～50 m， 長さ数 100 m 以下である。 不規則な形体をなし， 大部分では岩脈， 一部では岩床をなし， ときにはいくつかの枝を出している。 [ 本図幅地域の北東隅の北方の ] 本地域外の馬場目川の上流（1 / 50,000 地形図の「五城目」および「阿仁合」内）では 最大幅 2 km 以上， 長さ 5 km 以上の大岩体がみられる。 地質図には２・３の代表的なもののみを記入し， 小岩体はほとんど省略した。 代表的な岩石を鏡下でみると次の通りである。

橄欖石粗粒玄武岩（仁別の東方 2 km の道路沿いの地点）
  斑晶 : 橄欖石
    橄欖石は大きさ 1.0～2.0 mm， 少量， 鉄サポナイトに変質して仮像をなす。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・橄欖石・鉄鉱
    オフ ィティック組織を示し， 斜長石は曹灰長石に属し， 大きさ 0.2～1.3 mm である。 単斜輝石は大きさ 0.2～1.6 mm で， 多数の長柱状の斜長石を取り込んでいて， 新鮮である。 橄欖石は大きさ 0.2～1.0 mm， 鉄サポナイトなどに完全に置換されている。

### II.11 仁別 にべつ 第三紀花崗岩 [ Gp, Qp ]

命名 : 金容義（1969）

仁別第三紀花崗岩は本地域の北東部にごくわずかに分布しているのみで, 本岩の大部分は東隣の太平山地域内に露出している。 金（1969）によれば次の通りである。 以下は金（1969）の論文から要約し引用したものである（第 23 図および第 6 表）。

  仁別第三紀花崗岩は太平山 複合プルトンが西方に突出した部分に位置し， 大局的にみて， 基盤深成岩類とそのまわりの新第三系が東西南北に交錯した断層， または破砕帯で接する部分に貫入したものである。 基盤深成岩類と本岩とは多くの場合に断層または破砕帯をへだてて接し， 直接 貫入関係が観察されることはまれである（大杉沢 [ ← 仁別の東方 3.5 km（本図幅の東隣の大平山図幅地域内） ] ）。 しかし， 両者の区別は野外で比較的容易である。 基盤岩類は一般に再結晶作用を受け， 粗粒かつ等粒状で片状構造が発達するのに対して， 本岩は斑状かつ塊状で片理を欠き， 貫入関係で基盤岩類に接する場合には細粒急冷相が発達する。 本岩 [ Gp ? ] は東西 4 km， 南北 4 km のほぼ円形をなす岩株状の岩体である [ 第 23 図 ] 。 本岩体の主要部は灰白色～白色の斑状完晶質岩からなる。 岩質的には花崗斑岩， トロニエム斑岩， あるいは花崗閃緑斑岩と称すべきものが含まれているが， 中でも圧倒的に多いのはカリ長石に富み（最も多いもので 30 %）， 優白質（色指数 = 3～10）の花崗斑岩 [ Gp ] である。 そのほか， 角閃石または黒雲母に富んだ（色指数 = 20～30）微石英閃緑岩が局所的に分布する。 代表的な花崗斑岩の主要構成鉱物は， 多い順に斜長石・石英・カリ長石・黒雲母および黄鉄鉱で， 斜長石は An 26～28， 外殻部は An 7～17 の累帯構造を示す。 岩体の東部から北部にかけて急冷周縁相をなす優白質グラノフアイアは， 構成鉱物は上述の花崗斑岩と同じであるが， 石英と曹長石の文象組織で特徴づけられる。 本岩の化学成分は第 6 表の通りである。 これまで知られている第三紀花崗岩類では最もアルカリに富んだ岩系である。

  仁別第三紀花崗岩はそれをとりまく基盤岩類および新第三系に顕著な接触変成作用を与え， 接触変成域を作っている。 外側から緑泥石・緑れん石・方解石帯， 緑泥石・緑れん石・アクチノ閃石帯および黒雲母アクチノ閃石帯が区別され， 接触部に近いところでは褐色普通角閃石ができている。 さらに， 局部的にはざくろ石を生じている。 アクチノ閃石がはじめて出現するまでの変成域の幅は岩体の西南部で最も広く， 1.4 km におよぶが， その他では数 10 cm 程度である。

### 第 23 図 旭川 [ ← 東から仁別に流れ込む ] の上流の地質略図（金（1969）より簡略化）

### 第 6 表 仁別第三紀花崗岩の化学組成（金， 1969）

  試料 | 微石英閃緑岩 （67100201） | 花崗班岩 （67100202） | 花崗班岩 （67100204） | グラノファイア （67200204）
  SiO2 | 59.66 | 68.85 | 69.19 | 73.39
  Ti2O2 | 0.81 | 0.13 | 0.19 | 0.04
  Al2O3 | 17.27 | 14.86 | 15.80 | 15.12
  Fe2O3 | 3.30 | 1.41 | 1.01 | 0.56
  FeO | 3.32 | 1.91 | 1.08 | 0.72
  MnO | 0.21 | 0.08 | 0.02 | 0.11
  MgO | 2.92 | 1.33 | 1.42 | 0.91
  CaO | 5.41 | 3.13 | 2.32 | 1.14
  Na2O | 4.30 | 3.45 | 4.70 | 3.80
  K2O | 1.62 | 2.62 | 3.20 | 3.50
  H2O (+) | 1.33 | 0.59 | 0.94 | 0.22
  H2O (-) | 0.35 | 0.39 | 0.56 | 0.04
  P2O5 | 0.08 | 0.05 | 0.08 | 0.08
  Total | 100.58 | 99.80 | 100.51 | 99.63
  Q | 12.73 | 24.19 | 22.78 | 34.47
  Or | 9.54 | 15.73 | 19.09 | 20.70
  Ab | 36.52 | 38.12 | 40.21 | 32.16
  An | 23.59 | 12.92 | 10.66 | 4.76
  C | - | - | 0.72 | 3.39
  wo | 1.05 | 0.82 | - | -
  en | 7.37 | 3.33 | 3.53 | 2.31
  fs | 2.40 | 2.13 | 0.80 | 0.92
  mt | 4.92 | 2.11 | 1.40 | 0.94
  il | 1.54 | 0.30 | 0.47 | -
  ap | 0.34 | 0.35 | 0.34 | 0.34
  Total | 100.00 | 100.00 | 100.00 | 100.00

[ 第 6 表に関する注意書き ]
  試料の産地 : 秋田市 仁別 [ の東方 5 km の ] 軽井沢 [ ← 本図幅の東隣の大平山図幅地域内 ]
  分析者 : 平野次男

なお， [ 仁別の北北東方の ] 砥沢 とざわ と 仁別沢 にべつざわ との間の地区に石英斑岩および石英安山岩からなる小岩体 [ Qp ] が２・３カ所に露出している。 これらの岩石は仁別第三紀花崗岩と同時期に迸入したと考えられ， 周縁部にあたると考えられる。 仁別第三紀花崗岩は女川層の堆積時に迸入したものと考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  第三紀花崗岩については大沢（1968）で詳述されている。

### II.12 船川 ふなかわ 層 [ t1, Fm ]

命名 : 男鹿半島で大橋良一（1918， MS）・外山四郎（1925）が「船川黒色頁岩層」と呼んだ。 その後， 千谷好之助（1930）によって船川層と命名された。

船川層は女川層を被覆して， 本地域の中部および東部に分布する。 主として暗灰色泥岩からなる。 船川層は女川層と同様に秋田油田 第三系の代表的地層である。 船川層を構成するものはいわゆる「黒色頁岩（Black Shale)」， 女川層のものは「硬質頁岩（Hard Shale)」と呼ばれている。

模式地 : 秋田県 男鹿半島の南岸の船川付近一帯。 本地域内では秋田市 道川 [ ← 羽黒山の北西方 4 km ] 付近でよく見られる。

分布および層厚 : 船川層は上新城 白山川 [ 図幅地域北端の龍馬山の西方 1 km ] から道川をへて手形山 [ ← 羽黒山の南西方 4 km ] にいたる比較的広い地区， 仁別から金山滝の西方をへて小黒沢川中流にいたる地区および 本地域内北端部の [ 豊川背斜付近の ] 浦山などに分布している。 試掘井のデータによれば， 本地域内西半部の秋田平野の地下探度 1,000～3,000 m に潜在している。 層厚は 400～1,300 mである。 上記の地表に露出している地区では 400～600 m であり， 秋田平野の地下では 500～900 m である。 本地域内北西部では特に厚く， 堀川 AK-1 試掘井のデ－タによれば， 層厚は 1,300 m 以上に達する。 船川層の最大の層厚は本地域外の大曲市の西方から和田盆地付近であって， 1,600 m である（第 24 図）。

### 第 24 図 秋田地域付近の船川層の等層厚線図（池辺， 1962）

### 第 25 図 愛染の西方の船川層の暗灰色泥岩

### 第 26 図 木曽石の東方の船川層の暗灰色泥岩

岩相 : 船川層は主として暗灰色泥岩 [ Fm ] からなり， 酸性凝灰岩 [ t1 ] およびところにより凝灰質砂岩を挟んでいる（第 25 図および第 26 図）。 暗灰色泥岩は塊状， 無層理で， 粘土質ないしシルト質である。 新鮮な部分は黒色～暗灰色であるが， 風化すると灰白色～黄白色となり， 5～10 cm の不規則な塊状， または 2～3 cm のもろい小角片に割れる。 その露出面は硫黄状粉末におおわれていることがある。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱で軽石質， ときに砂質である。 厚さは 10～40 m で， 薄いものまで含めると 10 数層準に挟まれている。 本地域内の黒沢 [ ← 羽黒山の南東方 5 km ] から東隣の太平山地域の 皿見内 さらみない にかけて酸性凝灰岩が 5 層準に挟まれている。 第 13 図および第 14 図に示した堀川 AK-1・新城川 AK-1 などの試掘井のデータによれば， 厚さ 3～50 m で， 10 数層準に挟まれ， 本層の上半部に特に多い。 最上部付近では酸性凝灰岩中に暗灰色泥岩を挟み， この泥岩をも含めて算定すると 100 m 以上 [ 以下の [注] 参照 ] に達することがある。 船川層の下部では大型， 球状の泥灰岩の団塊を含んでいる。

[注]
  かつて「 上部 じょうぶ 七座 ななくら 凝灰岩」と呼ばれたもので， 本報告書では船川層中に含めた。

本地域内の船川層の堆積時には 別項で述べる爼山火山岩類を構成する各種の火山岩類が噴出している。

層位関係 : 下位の女川層と整合である。 女川層とは漸移関係を示し， 女川層の上部の硬軟互層をへて脱珪し， 船川層の暗灰色泥岩となる。

化石 : 大型化石に乏しく， 軟体動物化石では Glycymeris sp.， Miyagipecten cf. matsumoriensis MASUDA および Astarte borealis SCHUMACHER（ [ 羽黒山の北方 6 km の ] 小又川大滝の西方）を認めたにすぎない。 海綿の Sagarites chitanii MAKIYAMA は比較的普通に含まれている。 放散虫や珪藻化石は女川層にくらべると少ないが， これに反して有孔虫化石は多くなる。 船川層は有孔虫では Martinottiella - Cyclammina zone で代表され， さらに下部は Spirosigmoilinella compressa zonule， 上部は Globobulimina auriculata - Martinottiella communis - Cyclammina japonica zonule とに区別される。 日本海大陸棚では３分して， 上部が Haplophragmoides subgrobosum - Uvigerina akitaensis zonule， 中部が Cyclammina japonica - Martinottiella communis zonule， そして下部が Spirosigomilinella compressa zonule とされているところがある。 本地域でも砂質有孔虫 Spirosigomilinella compressa MATSUNAGA を本層下部から，Martinottiella communis (d'ORBIGNY) を本層全般から産出する。 本地域北部の小又川流域の大滝 [ = 小又川大滝 ] の西方の礫岩・砂岩および泥岩の互層中の泥岩から石灰質有孔虫を多産し， 本地域のみの特異な堆積環境を示している（第 7 表）。

### 第 7 表 小又川大滝の西方の船川層の有孔虫（鑑定 : 的場保望）

  Hopkinsina wakimotoensis ASANO Angulogerina kokozuraensis ASANO Epistominella pulchella HUSEZIMA ＆ MARUHASI Valvulineria sadonica ASANO Melonis pompilioides (FICHTEL ＆ MOLL) Casidulina japonica ASANO ＆ NAKAMURA C. subglobosa BRADY C. sublimbata ASANO ＆ NAKAMURA C. cf. depressa ASANO ＆ NAKAMURA Uvigerina yabei ASANO Bolivina cf. cochei CUSHMAN ＆ ADAMS Cibicides lobatulus (WALKER ＆ JACOB) C. cf. aknerianus (d'ORBIGNY) Rosalina isabelleana (d'ORBIGNY) Pullenia quinqueloba (REUSS) Oolina melo d'ORBIGNY Fissurina sp. Elphidium sp. Orbulina universa d'ORBIGNY Globigerina spp.

### II.13 爼山 まないたやま 火山岩類 [ An ]

命名 : 井上武・藤岡一男・高安泰助（1956）

爼山火山岩類は砂子渕層を被覆して， 女川層および船川層と同時期に活動したもので， 本地域の北東部に分布している。 安山岩火山砕屑岩を主とし， 同質 熔岩をともなっている。 第 4 図・第 6 図および第 8 図に示したごとく， 本地域北端部では本岩類に属する比較的細粒の火山砕屑岩が 試錐井のデ－タによってしられているが， 秋田平野では全然認められていない。 本岩類の分布範囲は北半部に限られ最大で東西 15 km × 南北 8 km（本地域内のみ）である。

模式地 : 秋田市の北東方の俎山 [ ← 本図幅の北隣の五城目図幅地域内 ] 付近。 本地域内では秋田市 上新城 小又川の中流から上流付近でよくみられる。

層厚 : 0～800 m

### 第 27 図 小又川の上流の大滝 [ = 小又川大滝 ] にいたる道路に露出する爼山火山岩類

岩相 : 安山岩凝灰角礫岩・同質の火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 同質の熔岩および集塊岩をともなっている（第 27 図）。 本岩類の下部では 女川層に属する硬質泥岩（酸性凝灰岩をともなう）からなる 厚さ数～30 m の地層を挟んでいる。 また， 中部および上部では 船川層に属する暗灰色泥岩（酸性凝灰岩および凝灰質砂岩をともなう）からなる 厚さ数～50 m の地層を２層以上挟んでいる。 これらの安山岩火山砕屑岩は拳大（ときに牛頭大）の暗灰色， 斑状， ガラス， 新鮮な火山岩塊およびときに火山弾を火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 一般に角礫と基質との境は明瞭である。 細粒火山砕屑岩を挟有するところでは明瞭な層理を示す。 安山岩熔岩は暗灰色， 斑状， ガラス質， 新鮮で， 自破砕熔岩となっていることがある。 厚さ数 m～20 m でごく少ない。 本岩類の代表的岩石は角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩と紫蘇輝石普通輝石安山岩であって， 次いで橄欖石紫蘇輝石普通輝石安山岩， ごくわずかであるが（紫蘇輝石）普通輝石角閃石安山岩がある。 代表的な火山岩塊を鏡下でみると次の通りである。

紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅴd）（女川層の下部， 旭川上流の仁別の東方 0.8 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石
    斜長 石は中性長石～曹灰長石に属し， 大きさ 0.3～2.0 mm， 清澄， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 普通輝石は大きさ 0.2～1.8 mm， 双晶を示し， 新鮮である。 紫蘇輝石は大きさ 0.2～1.2 mm， 普通輝石にくらべて少量で， 多色性を示し， 新鮮である。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・斜方輝石・ガラス・鉄鉱
    ガラス基流晶質組織を示す。

上記の岩石の化学成分は次の通りである（分析者 : 倉沢一）。

  SiO2 | 55.26
  TiO2 | 0.75
  Al2O3 | 18.22
  Fe2O3 | 2.65
  FeO | 4.43
  MnO | 0.18
  MgO | 4.00
  CaO | 7.66
  Na2O | 3.37
  K2O | 1.45
  P2O5 | 0.16
  H2O (+) | 0.16
  H2O (-) | 0.92
  Total | 99.92

橄欖石紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅴc）（船川層の上部， 小又川中流大滝 [ 以下の [注] 参照 ] の南西方 0.6 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・橄欖石
    斜長石は曹灰長石（An 52～57）に属し， 大きさ 0.3～2.5 mm， 多量， 清澄， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 普通輝石は大きさ 0.3～3.5 mm， 双晶を示し， 多量で新鮮である。 紫蘇輝石は大きさ 0.3～0.8 mm， 橄欖石は大きさ 0.3～2.0 mm， 両者とも完全に炭酸塩鉱物・緑泥石などに置換されている。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・ガラス・鉄鉱
    毛氈状～ガラス基流晶質組織を示す。

[注]
  以前に「小又川流域の大滝」を「小又川大滝」と記載したが, ここでは「小又川中流大滝」になっている。 地質図を見る限り小又川の付近には「大滝」は１つしかないが, もしかしたら２つあって, それらを「小又川大滝」と「小又川中流大滝」のように区別すべきなのかもしれない。

角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅵd）（船川層の上部， 小又川中流大滝の西方 0.1 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・角閃石
    斜長石は中性長石～曹灰長石に属し， 大きさ 0.3～1.2 mm， 小型， 清澄， 累帯構造， ときに虫喰状構造を示す。 普通輝石および紫蘇輝石は大きさ 0.2～0.9 mm， 小型， ほぼ同量で， 新鮮である。 角閃石は淡緑褐色， 大きさ 0.2～2.0 mm， ときに 2.0 mm 以上に達する。 輝石とほぼ同量であって， 新鮮である。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・斜方輝石・ガラス・鉄鉱
    ガラス基流晶質組織を示す。

角閃石含有紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅵd）（船川層の上部， 旭川の中流の 上台 かみだい [ ← 羽黒山の北東方 4 km ] の南西方 0.3 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・角閃石
    斜長石は中性長石～曹灰長石に属し， 大きさ 0.3～1.2 mm， 多量， 小型， 清澄， 累帯構造を示す。 普通輝石は大きさ 0.2～0.8 mm， 小型， 多量である。 紫蘇輝石は大きさ 0.2～0.6 mm， 小型， 少量である。 角閃石は淡褐緑色， 大きさ 1.0 mm， 少量でときに欠くことがある。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・斜方輝石（少量）・ガラス・鉄鉱
    ガラス基流晶質組織を示す。

### II.14 湯ノ沢 ゆのさわ 流紋岩 [ R2 ]

新命名 : 藤岡一男・大沢穣・高安泰助・池辺穰（1976）

湯ノ沢流紋岩は船川層と同時期に活動したもので， 本地域の中部にわずかに分布している。 試錐井のデータによれば， 本岩は濁川油田および旭川油田の地下深度それぞれ 100～150 m， 200～350 m に潜在している。

模式地 : 秋田市 湯ノ沢 [ ← 羽黒山の西南西方 3 km ] 付近である。

層厚 : 80～200 m

岩相 : 本岩は黒雲母流紋岩熔岩からなる。 熔岩は帯褐灰色～灰白色で， 斜長石・石英および黒雲母の斑晶を点在している。 一つの岩体内でこれらの斑晶量の増減が著しく， しかも大型から小型のものまで変化する。 一般的にみて， 石英は斜長石に比較して少ない。 しばしば真珠岩の部分が認められる。 岩体の周縁部は不規則な節理もしくは割目を有し， おそらく海底に噴出したと考えられる。 本岩の代表的な熔岩を鏡下でみると， 次の通りである。

黒雲母流紋岩（旭川の下流の 添川 そえがわ [ ← 湯ノ沢の北西方 500 m ] 付近）
  斑晶 : 斜長石・石英・黒雲母
    斜長石は大きさ 0.3～1.0 mm， 清澄， 新鮮である。 石英は 0.2～1.3 mm， 清澄， 融食形を示す。 黒雲母は褐色， 大きさ 0.2～0.5 mm で多色性がいちじるしい。
  石基 :
    微晶質～隠微晶質組織を示す。

### II.15 天徳寺 てんとくじ 層 [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  天徳寺層および笹岡層の標式地付近の層序・地質構造・化石などについて 高安（1961・1964）および藤岡・高安・的場・佐々木（1969）に詳述されている。

命名 : 大村一蔵（1926）。 そのご， 渡辺久吉（1932）によって「天徳寺灰色頁岩」， 大塚弥之助（1936）により「天徳寺砂質頁岩層」と呼ばれた。

天徳寺層は船川層を被覆して， 本地域の北西部から南東部にかけて広く分布している。 主としてシルト岩からなる。 女川層と船川層が広域斉一相を呈するのにくらべ， 本層はその堆積相が極めて変化にとんでいる。 本地域内の南半部には砂岩を特徴とする 桂根 かつらね 相 [ Tk ] と呼ばれる異常堆積相が本層の下部に局地的に発達し， シルト岩を主体とする天徳寺相（シルト岩相 [ Ts ; 以下の [注1] 参照 ] ）と著しい対照を示す。 大村（1926）によれば [ 以下の [注2] 参照 ] ， 秋田油田を構成する新第三系の上部層・中部層および下部層に分け， 中部層について次のように述べている。

  中部層は砂質頁岩を主体として， 下部に砂岩の著しく発達することあるを特徴とせるものである。 本層は地方に拠り相の変化が相当顕著なるも， 大体に於て上下の両部に分かわたれ得る。 上部は主として淡青灰色の砂質頁岩にして上方は更に粗粒となり， 頁岩質砂岩に推移し， 遂に上部層となる。 下部は比較的細粒， 灰色にして処に依ては濃灰色を帯び黒色頁岩に類似するものもある。 余は上部を笹岡層， 下部を天徳寺層と命名して居る。 此の外に笹岡層の上部が頁岩質砂岩となり， 笋介 たけのこがい [ ← 暖海に生息する巻貝 ? ] 等の貝化石を含み特徴ある岩層となれることあり， 余は此の部分に対し 豆腐岩 とうふいわ 層の名を付して居る。 此の名は道川油田付近に在る丘の名に拠ったものである。 中部層に於て最も特徴ある変化は， 其の中部以下に場所に由り砂岩の著しく発達し， 越後油田に於ける 椎谷 しいや 層と同様に砂岩， 頁岩の互層を成す層系を構成せることである。 余は此の砂岩の発達せる層系を桂根層と命名している。 此の桂根層は減滅頗る急激にして …

[注1]
  シルト岩を主とする岩相について， シルト岩相と呼ばれる場合もある。
[注2]
  本地域内に天徳寺層および笹岡層の命名地があるので， 命名者の大村一蔵による記述を特に引用した。

模式地 : 秋田市 天徳寺 [ ← 羽黒山の西南西方 6 km 弱 ] 付近。

分布および層厚 : 天徳寺層は本地域の北西部の下新城 小友 おとも [ ← 羽黒山の北西方 8 km ] の北方から上新城 白山 しらやま [ ← 羽黒山の北北西方 6.5 km ] をへて模式地の天徳寺 [ ← 羽黒山の西南西方 5.5 km ] 付近にいたる地区と， 南東部の 金照寺 きんしょうじ [ ← 羽黒山の南南西方 8 km ] ・ 下北手 しもきたて および 上北手 かみきたて [ ← 羽黒山の南方 6 km および 7.5 km ] から， その北方の羽黒山・藤倉 [ ← 羽黒山の北東方 3 km ] 一帯をへて， 東端部の 皿見内 さらみない [ ← 図幅地域中央やや南部を流れる大平川の上流の沿岸（本図幅の東隣の大平山図幅地域内） ] にいたる地区などに分布している。 試掘井のデータによれば， 本地域内西半部の秋田平野の地下探度 500～2,000 m に潜在していて， 大局的にみて西方に行くに従い深くなる。 層厚は 400～1,500 m である。 上記の地表に露出している地区では [ 層厚は ] 400～500 m である。 秋田平野の地下では 500～1,000 m である。 本地域内北西部では特に厚く， 堀川 AK-1 試掘井デ－タによれば， 層厚は 1,400 m 以上に達する。 現在までに試掘井によって確認された天徳寺層の最大層厚は 秋田・羽後和田および本荘地域の日本海沿岸沿いからその沖の地区において 1,500 m 内外であった（第 28 図および第 29 図）。

### 第 28 図 秋田地域付近の天徳寺層の下部の等層厚線図（池辺, 1962）

### 第 29 図 秋田地域付近の天徳寺層の上部の等層厚線図（池辺, 1962）

岩相 : 天徳寺層は主としてシルト岩からなるが， 本地域の南半部では岩質により， 下部は砂岩および礫岩を主とする桂根相， 次いでシルト岩・砂岩および酸性凝灰岩からなる互層相となり， 上部はシルト岩を主とする天徳寺相となる（第 30 図および第 31 図）。

### 第 30 図 水口 みのくち [ ← 天徳寺の西方 1 km ] の東方の天徳寺層の桂根層 [ ← 桂根相 ? ]

### 第 31 図 金照寺山 [ 標高 56.1 m ] の北方の富士山 [ ← 明田富士（標高 35 m）? ] でみられる天徳寺層の乱堆積をなす桂根相

#### 1) 桂根 かつらね 相（桂根層 [ 以下の [注] 参照 ] ） [ Tk ]

[注]
  桂根層は秋田油田全域からみると分布がかぎられ局地的であるので， 桂根相と呼ぶことにした。

命名 : 上床国夫（1922）・大村一蔵（1928）。 そのご， 渡辺久吉（1932）により「桂根互層」， 村山賢一（1933）によって「桂根（砂岩および頁岩）層」と呼ばれた。

桂根相は天徳寺の北方・金照寺・木曽石の東方・皿見内の北西方などに分布し， 砂岩および礫岩を主とし， ところにより酸性凝灰岩の厚層を挟んでいる。 層厚は 0～250 m である。 桂根相は下位の船川層から急変的に堆積物が変わる。 基底は乱堆積をなす含礫粗粒砂岩ないし礫岩で， 下位層を不整合におおっている。 下位層から由来する大小の礫を不規則に含み， 極めて分級淘汰の悪い乱堆積をなし， 斜層理を示す。 深海ないし半深海の海底に堆積したものとみられる。

#### 2) 互層相 [ Ta ]

互層相は 千秋 せんしゅう 公園 [ ← 国鉄 秋田駅の北西方 ] ・ 手形 てがた [ ← 国鉄 秋田駅の東方 ] の北東方などに分布し， 粗粒～中粒の砂岩と暗灰色のシルト岩との互層からなり， 桂根相と天徳寺相との漸移部にあたる。 層厚は 0～100 m であって， 互層相を 缺き [ ← 欠き ] ， 桂根相を天徳寺相が整合におおっていることが多い。

#### 3) 天徳寺 てんとくじ 相 [ t2, Ts ]

天徳寺層の大部分は天徳寺相からなり， 本相はシルト岩 [ Ts ] を主とし， 酸性凝灰岩 [ t2 ] を挟んでいる。 シルト岩は青灰色～暗灰色， 塊状で， 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。 本地域東部の木曽石の東方～皿見内の北西方の一帯では砂質でやや粗粒堆積物となる。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 厚さは数 10 cm～3 m で， 船川層中のもの [ t1 ] に比較して一般に薄く， かつ少ない。 層厚は 200～1,500 m である。 秋田地域の東縁部では 200 m であるのに対し， 西方に行くに従い次第に厚さを増し， 北由利衝上断層群のとおる付近（第 8 図， 第 10 図および第 12 図）から急に厚くなり， 北西部では 1,500 m 内外となる。

層位関係 : 下位の船川層と多くの場合に整合であるが， 桂根相のみられるところでは不整合関係をなし， 基底礫岩がみられる。

化石 : 船川層に比較して全般的に化石が多くなり， 肉眼的にもよく識別される。 軟体動物化石としては， 桂根相の砂岩および礫岩中に頻海性の貝化石がしばしば含まれる（第 8 表）。 海綿化石の Sagarites chitanii MAKIYAMA は本層の下部に産するが， 上部ではまったく認められない。 このほか， ウニの Linthia nipponica YOSHIWARA が含まれる。

### 第 8 表 天徳寺層の貝化石（産地 : 木曽石付近）

  Acila gottchei (BÖHM) A. minuta MAKIYAMA Nuculana pernula (MÜLLER) Portlandia cf. japonica (ADMS et REEVE) Chlamys cosibensis (YOKOYAMA) Macoma praetexta (v. MARTENS) Pandora pulchella YOKOYAMA Cryptonatica tugaruana (NOMURA et HATAI) Fusitoriton oregonensis (REDFIELD) Fulgoraria prevostiana (CROSSE)

有孔虫化石は一般に多い。 桂根相中のものは PF - NF 帯として扱われ， 砂岩および礫岩中のものは殻が著しく破損または磨耗している。 泥質な岩石には砂質～石灰質有孔虫が正常な状態で含まれている。 浮遊性有孔虫は一般的な Gbobigerina pachyderma (EHRENBERG)， G. bulloides d'ORBIGNY などのほかに 暖流系の Globorotalia inflate group および Orbulina universa group が出現し， 示準化石として使われる。 底棲砂質有孔虫は天徳寺層の桂根相および天徳寺相の下部に含まれ， 船川層に続いて同様な堆積環境を示すが， 石灰質有孔虫が多くなる。 日本海岸地域では， 本層の上部の天徳寺相にもしばしば砂質有孔虫が含まれる。 底棲石灰質有孔虫は種類も個体数も多くなる。 有孔虫による天徳寺層の分帯が次のように試みられる。

本地域の東部から南隣の羽後和田地域にいたる和田盆地における天徳寺層の有孔虫分帯は 次の通りである。

  上部 :
    "Cassidulina kashiwazakiensis" - Uvigerina akitaensis zone
  下部 :
    Uvigerina subperegrina - Bulimina pyrula zonule
    Bulimina pyrula - Martinottiella communis zonule
    NF-PF zonule

下部では砂質の Martinottiella communis のほかに M. nodulosa， Haplophragmoides が含まれ， 石灰質の Bolivineta quadrilatera および Dentalina などが共産する。 上部では砂質有孔虫が消滅し， 深海～半深海の Angulogerina kokozuraensis， Epistominella pulchella， Cassidulina norcrossi， C. subglobosa など， 次いで浅海の Elphidium subarcticum， Buccela inusitata などが特徴的となる。 最上部では上位の笹岡層と同様な組成である。

本地域の西部から南隣の羽後和田地域西部にいたる日本海沿岸地域の天徳寺層の有孔虫分帯は 次の通りである。

  上部 :
    "Cassidulina kashiwazakiensis" - Uvigerina akitaensis zonule
    特徴種
      "Cassidulina kashiwazakiensis"（C．norcrossi）と Uvigerina akitaensis（以上が最も普遍的で多産）， Angulogerina kokuzuraensis， Epistominellapulchella， Cibicides pseudoungerianus， Oridorsalis umbonatus など．
  下部 :
    Globobulimina auriculata - Haplophragmoides cf. emaciatum zonule
    特徴種
      Haplophragmoides cf. emaciatum， Globobulimina auriculata， Uvigerina yabei， U. akitaensis（以上が最も普遍的）， Epistominella pulchella, "Cassidulina kashiwazakiensis"（C．norcrossi）， Oridorsalis umbonatus， Bolivineta quadrilatera， Miliammina echigoensis， Martinottiella communis， Cyclammina cancellata など

天徳寺層の有孔虫化石は第 9 表に示す。

### 第 9 表 天徳寺層の有孔虫化石（鑑定 : 的場保望）

  …

### II.16 羽黒山 はぐろやま 石英安山岩 [ Da ]

新命名 : 藤岡一男・大沢穠・高安泰助・池辺穰 [ 1977 ]

羽黒山石英安山岩は天徳寺層と同時期に活動したもので， 本地域の中部に点々と分布している。 石英安山岩火山破屑岩を主とする。

模式地 : 秋田市 羽黒山付近

層厚 : 天徳寺層中に挟まれ， 総計の厚さ 0～250 m

### 第 32 図 金照寺山付近の羽黒山石英安山岩に属する石英安山岩火山角礫岩

岩相 : 石英安山岩凝灰角礫岩・同質の火山角礫岩および火山礫灰岩を主とし， 同質の熔岩・安山岩火山岩砕屑岩などをともなっている（第 32 図）。 これら火山砕屑岩は指頭大～１拳大（ときに牛頭大）の灰色・灰白色・帯赤紫色など， 斑状， 粗粒， 新鮮な火山岩塊および火山礫を有する。 角閃石斑晶を多量に有し， 目立っている。 本岩の代表的岩石は（紫蘇輝石普通輝石）黒雲母角閃石石英安山岩であって， 次いで紫蘇輝石普通輝石角閃石安山岩で， ごくわずかに角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩である。 代表的な火山岩塊を鏡下でみると次の通りである。

黒雲母角閃石石英安山岩（旭川の中流の松原の北北東方 1.0 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・角閃石・黒雲母・石英（ときに欠く）
    斜長石は中性長石に属し， 大きさ 0.3～3.5 mm， 大型， 清澄， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 角閃石は淡赤褐色， 大きさ 0.3～3.0 mm， 大型， 多量である。 黒雲母は褐色， 大きさ 0.3～1.0 mm， 少量である。 ごくまれに小型の石英が認められる。
  石基 :
    ガラス基流晶質～微晶質組織を示す。

紫蘇輝石普通輝石黒雲母含有角閃石石英安山岩（ 上湯里川 [ ← 湯ノ里川 ? ] 上流の不動滝 [ ← 羽黒山の北北西方 4.5 km ] の東方 2.0 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・角閃石・黒雲母・普通輝石・紫蘇輝石
    斜長石は中性長石に属し， 大きさ 0.3～3.0 mm， 清澄， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 角閃石は淡緑褐色， 大きさ 0.2～2.5 mm， 大型， 多量である。 黒雲母は褐色， 大きさ 0.2～0.8 mm， 小型， ごく少量である。 輝石は大きさ 0.2～0.5 mm， 小型，ごく少量である。
  石基 :
    微晶質～ガラス基流晶質組織を示す。

紫蘇輝石普通輝石角閃石安山石（Ⅵd)（木曽石の東方 0.7 km の地点）
  斑晶 : 斜長石・角閃石・普通輝石・紫蘇輝石・鉄鉱
    斜長石は中性長石に属し， 大きさ 0.3～2.0 mm， 清澄， 累帯構造および虫喰状構造を示す。 角閃石は淡緑褐色， 大きさ 0.2～2.0 mm， 大型， 多量である。 普通輝石は大きさ 0.2～0.8 mm， 小型， 新鮮である。 紫蘇輝石は大きさ 0.2～0.4 mm， 小型， 少量である。
  石基 : 斜長石・単斜輝石・斜方輝石（少量)・ガラス・鉄鉱
    ガラス基流晶質組織を示し， 有色鉱物は少量である。

### II.17 笹岡 ささおか 層 [ t3, Sc, Ss ]

命名 : 大村一蔵（1928）。 そのご， 渡辺久吉（1932）によって「笹岡砂質頁岩」と呼ばれた。 本層は藤岡一男・高安泰助・的場保望・佐々木詔雄（1969）によって再定義された。

笹岡層は天徳寺層を被覆して， 本地域の北西部および南東部に広く分布している。 主として砂岩からなる。

模式地 : 秋田市 笹岡 [ ← 羽黒山の西方 5.5 km ] 付近。

分布および層厚 : 笹岡層は本地域北西部の下新城 一帯の地区と， 南東部の北手およびその東方一帯の地区に分布している。 試掘井のデータによれば， 本地域西部の日本海沿岸一帯の地下深度 100～500 m に潜在していて， 大局的にみて西方に行くに従い深くなる。 層厚は 200～500 m である。 上記の地表に露出している地区では 200～400 m であり， 日本海沿岸一帯の地下では 300～500 m であって， やや厚い。 笹岡層の最大層厚は秋田市西方数 km の日本海の地下で 800 m 以上に達する（第 33 図）。

### 第 33 図 秋田地域付近の笹岡層の等層厚線図（池辺, 1962）

岩相 : 笹岡層は砂岩を主とし， 局地的にシルト岩が優勢となる [ Ss ] （ [ 後述する「III.4 道川油田・濁川油田および旭川油田」の項で示されている ] 第 41 図 [ ← この柱状図には笹岡層がない ] ）。 本層の基底部もしくは下部では礫岩を挟む [ Sc ? ] 。 酸性凝灰岩 [ t3 ] の薄層を数層挟んでいる。 砂岩は暗灰色～青灰色， 細粒～中粒， 軟弱， しばしば斜層理を示す。 凝灰質， シルト質なものもある。 シルト岩は青灰色～灰色， 塊状， 軟弱， 砂質なものが多い。 礫岩は下位層から由来する大小の礫を有し， 分級淘汰悪く， 軟弱である。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 厚さは数 10 cm～3 m である。 本地域北西部の下新城の一帯の地区の笹岡層は下部では砂質シルト岩を主とするが， 中部から次第に粗粒となり， 細粒～中粒の砂岩となる。 この砂岩からなる部分を豆腐岩層（大村一蔵， 1928）と呼ばれた（第 34 図）。 この地区ではごくまれに基底礫岩を有するが， 一般に 缺いている [ ← 欠いている ] 。 本地域南東部の北手およびその東方一帯の地区の笹岡層は， 地質図に示したように北部および北東部では基底礫岩を有するが， 西部では酸性凝灰岩を基底部に有し， 天徳寺層との境界となる。 和田向斜の西翼部ではシルト岩を主とし， 砂岩は上部のみに認められる。 これに反し， 東翼部では砂岩を主とし， シルト岩を挟んでいる。 このように和田向斜の両翼でいちじるしい岩相変化がみられる。

### 第 34 図 笹岡の北西でみられる笹岡層の上部のいわゆる豆腐岩層

層位関係 : 下新城 一帯の地区では下位の天徳寺層と一部整合， 一部不整合である。 また， 北手およびその東方一帯の地区では， 西部では整合， 北部および東部では基底礫岩を有し， 不整合である。 試掘井のデ－タによれば， 本地域西部の日本海沿岸一帯では， 第 6 図および第 7 図にわかるように， 明瞭な不整合関係を示している。

化石 : 天徳寺層以下の各層に普通にみられた 海綿 Sagarites chitanii MAKIYAMA および底棲砂質有孔虫化石はみとめられない。 本層中には普遍的に貝化石を多産し， いわゆる「 大桑 おんま ・ 万願寺 まんがんじ 動物化石群」（大塚， 1939）といわれる裏日本鮮新世の代表的な化石種を含む。 本層の砂岩中からはよく産出するが， 特に多産する２地域について第 10 表および第 11 表に示した。 また， 本層は底棲石灰質有孔虫化石に富んでいる。 主なものを第 12 表に示す。 有孔虫組成は天徳寺層とほぼ同様である。

### 第 10 表 下新城 堰場 せきば ・ [ 上新城 ] 中 なか および [ 下新城 ] 上谷地 うわやち [ ← これら３地点はいずれも羽黒山の西北西方 8 km 内外にある ] の笹岡層の大型化石

  …

### 第 11 表 黒沢 [ ← 羽黒山の南東方 5 km ] から 下皿見内 しもさらみない [ ← 本図幅の東隣の太平山地域内 ] 間の道路切割の笹岡層の大型化石

  …

### 第 12 表 笹岡層の有孔虫化石（鑑定 : 的場保望）

  …

### II.18 高岡 たかおか 層 [ t4, Td ]

命名 : 河井興三（1950）によって「高岡砂岩」と呼ばれた。 そのご， 藤岡一男・狩野豊太郎（1966）により「高岡砂岩」の最上部について高岡層と命名された。

高岡層は笹岡層を被覆して本地域の南東端に分布し， 主として砂岩からなる。

模式地 : 秋田県 河辺郡 河辺町 高岡 [ ← 本図幅の南東隅 ] 付近。

層厚 : 30～100 m

層相 : 弱凝固の細粒～中粒の砂岩からなり， 基底部に層厚 5 m 内外の礫がみられ， 粗悪の泥炭をともなう [ Td ] 。 灰白色～白色の軟弱な酸性凝灰岩 [ t4 ] を挟んでいる。

層位関係および化石 : 下位の笹岡層の侵食面をほぼ水平に近い緩傾斜でおおい， 不整合関係を示す。 未だ化石は確認されていない。 湖成堆積物と考えられる。 岩質および下位層との関係などからみて， 男鹿半島の 鮪川 しびかわ 層に対比される。

### II.19 潟西 かたにし 層 [ Ka ]

命名 : 大橋良一（1930）

潟西層は新第三系を不整合に被覆して， 本地域の中部から西部にかけて点々と分布している。 礫・砂および泥からなる。

模式地 : 秋田県 男鹿半島 潟西台地付近。 本地域内では秋田市 寺内 [ ← 羽黒山の西南西方 8.5 km ] の護国神社の南西方の国道沿いの崖でよくみられる。

層厚 : 40～80 m

層相 : 礫・砂および泥からなる。 下部は礫と砂に富み， 上部は砂および泥からなる淡水成層である。 比較的よく淘汰され水平層理を示す。 飯岡山 [ ← 羽黒山の西北西方 8.5 km ] および雄物川の河口では局地的に泥炭を挟み， 全般的に炭質物を含む（第 35 図）。 やや炭化した木片・枝・堅果・種子などの化石が多い。 凝固度がすこぶる弱い。

### 第 35 図 [ 飯岡山の西方 1.5 km の ] 上飯島の 西方 [ ← 東方 ? ] でみられる潟西層

層位関係および化石 : 天徳寺層および笹岡層を不整合におおっている。 未だ化石は確認されていない。

### II.20 段丘堆積物 [ td ]

段丘堆積物は [ 図幅地域北東方から中央に流れる ] 旭川をはじめとする主な河川沿い一帯および丘陵の上に分布していて， 泥・砂および礫からなる。 丘陵上の段丘は開析され連続性に乏しい。 新城川・旭川・矢櫃川および太平川に沿って段丘がよく発達し保存されている。 段丘堆積物の厚さは 10 m 以内であって， ときに 15 m 以上に達する。 地形上からみて， 少なくとも 4～5 面の段丘に分けられる。

### II.21 砂丘堆積物 [ sd ]

日本海沿岸に沿って飛砂が海岸丘陵および平野をおおい， 東北につらなっている。 東へ 2～3 km 侵入し， 最高 80 m の高さまで達している。 この飛砂は北西の季節風により海岸から長い年月をかけて少しづつ陸内に運ばれたもので， 粒径（0.25～10.00 mm で 0.25～0.50 mm が約 95 %）および 比重（1.085～1.298 で 1.1 台が最も多い）がほぼ一定している。 下位の地形を埋めているので厚さは不定であるが， 平均 5 m 内外， 最大で 30 m である。

### II.22 冲積層 [ a ]

秋田平野および新城川・旭川・太平川などの河川流域に冲積層が堆積し， 泥・砂および礫からなる。 表層が泥の多いところと砂の多いところとがある。 表層に泥の多いところは 谷内佐渡 やないさど [ ← 羽黒山の南南西方 4.5 km ] ・ 広面 ひろおもて [ ← 羽黒山の南南西方 6 km ] および秋田平野中央帯である。 これはかつて湖水状をなして水が停滞した場所のようである。 秋田平野中央帯にはかつて北流する大河道があって， 土崎の東方で西に曲って日本海へ通じていたが， 縄文時代になって海進があり， [ 土崎の北東～東の ] 飯島～ 将軍野 しょうぐんの に砂丘を生じ， 河流が堰止められて潟ないし淡水湖ができ， 海岸丘陵が南の位置で開析され旧雄物川の新排水路ができて， 湖は低平湿地化したものと考証される [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  藤岡・狩野（1966）および狩野（1968）で詳しく述べられている。

## III. 応用地質

秋田地域は東北裏日本緑色凝灰岩地域に属し， 秋田油田の中心地であるので， 八橋 やばせ 油田・ 土崎 つちざき 沖 おき 油田など多数の油田が知られている。 これらの油田の産出層序は主として女川層および船川層， ときに天徳寺層である [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  近野（1964）は秋田平野部の油田の鉱床生成時期について述べている。

本地域内では 仁別 にべつ の北方などで２・３個所の鉱化作用を受けた地区があるが， 秋田市の水源地である点などから開発されていない。 秋田県北部の内陸盆地地域では西黒沢階の熔岩円頂丘をなす流紋岩が多数噴出し， これに関係して黒鉱鉱床を形成している。 しかし， 本地域内では同じ西黒沢階の地層があるが， 酸性火山岩を欠き， 玄武岩を主としているので， 黒鉱鉱床の発見される見込が薄い。

秋田地域では秋田温泉がある [ 以下の [注] 参照 ] 。 秋田温泉は秋田市 外旭川 そとあさひかわ 濁川 にごりがわ にあって， 秋田駅の北約 3.5 km の地点で， 市営バスの便がある。 大正のはじめ油井として掘った時の湧水を利用していた。 最近， 付近で新しく掘り， 秋田温泉は天然ガスを少し含んでいる。

[注]
  佐原（1910）による

### III.1 土崎 沖 つちざき おき 油田

本油田 [ 以下の [注] 参照 ] は [ 図幅地域南端の日本海に面した ] 秋田市 浜田の西方， 雄物川放水路の南西方の沖合， [ 雄物川放水路の南岸にある ] 新屋海岸より約 2 km に位置している。 石油資源開発株式会社は発足と同時に日本海周辺の大陸棚の探鉱に着手し． 昭和 31 年から 32 年にかけて秋田県などの沿岸一帯に海上地震探鉱を実施した。 この結果． 各所で数多くの有望な背斜構造を発見した。 昭和 33 年の土崎 SK-1D 号井， 同 34 年の秋田沖のスパーカー [ sparker ≒ 電気スパーク放電で生じた衝撃波を用いる音波探査 ] の結果などを総合し土崎沖での試掘が計画され， 同年 8月 に 1,500 m の予定深度で 女川層までの探鉱を目的とした土崎沖 SK-1 号井が開坑された。 同井は 1,201.5 m に達したところで台風に災いされ， 白竜号の移動などがあり， 深度 707 m より SK-1a 号井を枝掘して深度 1,453.3 m に達し， 女川層の中部まで探鉱した。 八橋油田の Ⅶ， Ⅷ 層に相当する箇所で良好な油徴を認めた。 全深度を通じ最も良好な含油層と考えられた Ⅱ 層のテストを行ない， 日産原油 33.5 kl， ガス 1,500 m3 の成績を収めた。 翌 35 年 5 月から再び SK-1 号井基地で SK-2D， 3D 号井を傾斜掘りし， 上記の基地の南約 500 m の地点で SK-4， 5D， 6D 号井を堀さくし， いずれも Ⅱ 層の仕上げを行なった。 昭和 37 年 4 月からは， SK-1a 号井で認められた女川層中の貯留岩の探鉱を行なうため， SK-1 号井の基地の北東約 350 m に SK-11， 11aD 号井を掘さくし， 後者は Ⅹ 層， ⅩⅢ 層の２層同時仕上げを行ない成功した。

[注]
  鵜飼（1973）による。

### 第 36 図 土崎沖油田の標準柱状図（鵜飼, 1973）

### 第 37 図 土崎沖油田の地質断面（鵜飼, 1973）

### 第 38 図 土崎沖油田の地下構造図（鵜飼, 1973）

本油田の海域は水深 15 m で， 海底には 2～3 m の砂泥があり， その下には天徳寺層がみられる。 西黒沢層の上部までの層序は第 36 図に示すとおりである。 地質構造は ほぼ南北に延びるややゆるい東急西緩型の背斜で， 北東 - 南西方向に走る数本の胴切断層で切られている。 この断層はいくつものブロックに分け， 原油の産出にも影響を与えているようである（第 37 図および第 38 図）。 下部天徳寺層中には３枚の貯留岩層が認められ， Ⅰ 層および Ⅱ 層は凝灰質砂岩からなり， 東方に薄化し， より凝灰質となり， 貯留岩の性質は悪くなる。 また， 南方では細粒化している。 Ⅲ 層および女川層の Ⅹ 層・ⅩⅢ 層はともに凝灰岩からなる。 女川層中の２層は異常高圧層である。

本油田の本格的な生産は， 昭和 35 年 10 月に A ジャケットから新屋間の海底パイプライン完成と同時に始まり， 翌 36 年には A・B ジャケット間のパイプラインが完成し， 生産量が増大した。 生産のピークは昭和 37 年（原油約 40,000 kl）に現われており， 以後減退を続け， 同 46 年の生産量は原油 2,000 kl となっている。

### III.2 黒川 くろかわ 油田

本油田 [ 以下の [注] 参照 ] は秋田市の北方， 北隣の五城目地域の南端部に位置し， 一部が本地域内に伸びている。 本油田は 1912 年 9 月に綱式第１号井により掘られ， 356 m で堀止み， 初日産 4 kl を得た。 以後多数掘られ， 1915 年の年産油量は約 156,000 klとなり， 最隆盛期を示した。 本油田はほぼ完全なドーム構造を示し， 東翼の傾斜は 15～18°， 西翼の傾斜は約 45°である。 油田は東西性断層により２分され， ドームの長さは南北約 2.2 km， 幅約 0.8 km である。 含油層は女川層および船川層の凝灰岩である。

[注]
  井上・荒川（1958）による。

### III.3 八橋 やばせ 油田

本油田 [ 以下の [注] 参照 ] は秋田市 旧市内と土崎港町との中間位置を幅 500 m， 延長約 10 km の細長い形をして南北に伸びている。 本油田の沿革については「日本鉱産誌 Ⅴb」で詳述されているので参照されたい。 ここでは年次別探鉱・開発史の記述にとどめ， 主として昭和 30 年以降について述べる。 露頭探査期（明治時代）・ 試掘物理探鉱期（明治 43 年～昭和 7 年）・ 洪積層油層開発期（昭和 8～9 年）・ 第三紀層浅層開発期（昭和 10～15 年）・ 第三紀層深層開発期（昭和 16 年以降）および 二次回収期（昭和 26 年以降）の６期に分けられる。

[注]
  井上・荒川（1958）による。 北秋田油田および西浜田油田については本項に含めた。 なお， 桂根層を桂根相とかきあらためた。

昭和 13 年（1938 年）のロータリー式大型掘さく機の導入による 八橋油田 Ⅴ 層以下の探鉱・開発は， 第２次世界大戦をはさんで， 昭和 24 年には深層の開発に方位掘さく（傾斜掘り）方式が利用されるようになり， 一段と開発のスピートが増した。 昭和 30 年の時点では八橋地区以北（八橋・高野・外旭川地区）の Ⅶ・Ⅷ・Ⅸ・Ⅹ・Ⅻ 層の開発により， それらの各油層の発達状況が確認され， 採掘段階に入っていた。 昭和 30 年には八橋油田の深度 2,000 m 以下の探鉱を目的として， 高野地区において高野 Ⅰ13 号井が計画され， 翌 31 年 3 月に深度 3,131 m で掘止めされた。 その結果， 八橋油田の Ⅶ 層以下に， 深度 1,900 m および 2,200 m 付近にそれぞれ 50 m 程度の油層が発見された。 さらに深度 2,500 m 以下にも油層となりうる凝灰岩が確認された。 このように， 八橋地区以北の深層が採掘されていくのにつれ開発の重点は南に向けられてきた。 昭和 30 年 5 月， 雄物川地区の構造極隆部に計画された雄物川 73 号井によって， 探度 1,220 m で Ⅷa 層が発見された。 引き続いて雄物川 74 号井で Ⅶc 層， 同 75 号井で Ⅸ 層が発見され， 本地区の深層の有望性が確認された。 引き続いて同年 11 月に， さらに南方に位置する新屋地区において新屋 7 号井が堀さくされ， Ⅸ 層の仕上げに成功した。 その後， 順調に進み， 昭和 35 年 1 月に新屋 65 号井の仕上げに成功し， 初日産 107 kl の巨井が生れた。 八橋油田の最南部の浜田地区において昭和 28 年頃より探鉱され， 桂根相の最上部でガス層が確認されていた。 昭和 31 年， 浜田構造の極隆部に掘さくされた浜田 14 号井は深度 1,500 m で Ⅶ 層をつかみ， 産油をみた。 浜田構造の西方に並走する西浜田構造が推定され， 掘さくの結果， 桂根相で油田が発見された。 北秋田地区は本油田の北方延長部に位置し， 昭和 32 年以降に探鉱が進められた。 試掘の結果， 探鉱対象層は八橋深層（女川層準）に限られることが明らかになった。 八橋油田の最盛期は昭和 30～35 年頃であって， 最高年産約 300,000 kl を示した。

本油田を構成する地層は， 下部より女川層・船川層・天徳寺層および笹岡層である。 女川層は本油田の最深井の高野 R.113 号井によれば， 1,100 m から 1,900 m までは硬質泥岩からなるが， 1,250 m 以下はほとんど凝灰岩ばかりであり， 八橋深部油層を形成している。 1,900 m から 2,400 m までは玄武岩火山砕層岩を主とする砂子渕層である。 それ以下は掘止めまで 鵜養 うやしない 泥岩相の厚層を挟む砂子渕層からなる。 深度 2,980 m 付近から Cibides sp.， Gyoidina sp.， Globigerinidae Globoratalia sp. などの有孔虫化石を多産し， 男鹿半島の西黒沢層に対比される。 船川層は暗灰色泥岩を主体とし， 凝灰岩を挾む。 油田の南部で厚く層厚 700 m， 北部で薄く層厚 400 m である。 したがって， 女川層以下の油層では 北部地区の高野・外旭川などのほうが構造的に上昇して良油層をつくっている。 天徳寺層は油田地域の北部では天徳寺相のシルト岩を主とするが， 南部では砂岩の発達がよく， 桂根相になる。 桂根相は新屋・雄物川・八橋地区に発達がよく， 良油層となっている。 層厚は約 200 m である。 桂根相の下位にくる船川層の最上部の白色軽石凝灰岩は八橋凝灰岩と呼ばれ， 層厚 10～30 m である。 笹岡層は砂質シルト岩およびシルト岩からなり， 層厚約 150 m である。

[ 八橋油田は ] 北々東 - 南々西の方向をもつ南北 8 km， 東西 200～800 m の背斜構造 [ = 八橋背斜 ] をなしている。 北方延長は黒川背斜に続くものと考えられ， 南方延長は新屋をへて雄物川放水路の南にある浜田背斜に続くように思われる。 一般に西翼が急（50～60°）， 東翼が緩（25～35°）の非対称構造をなし， 油水境界面は西が上り， 東が下る特徴がある。 八橋背斜は [ 将軍野 しょうぐんの の南東方 1 km の付近の ? ] 高野地区の南部で 北西 - 南東性の逆断層により八橋地区と明瞭に分けられていると考えられる。 この断層から南では背斜軸が大きく西にふれ， [ 八橋の南方 1.5 km の川尻の付近の ? ] 雄物川地区でふたたび北々東 - 南南西の一般傾向にもどっている。 しかし， [ 雄物川の南岸の ] 新屋地区ではまた西方にずつとより， [ 日本海に近い ] 浜田構造の西翼に入ってゆくように考えられる。 八橋， 雄物川， 新屋の探採掘井の対比によれば， この地区の深部は 外旭川～高野に比べて大変傾斜した狭い構造をなしている（第 39 図および第 40 図）。

### 第 39 図 八橋油田の地質断面図（井上・荒川, 1958）

### 第 40 図 八橋油田の地下構造図（Ⅶ 層上限）（井上・荒川, 1958）

石油鉱床は桂根相中の砂岩および女川層中の凝灰岩中に胚胎するものが主体をなす。 油層を地区別に示すと第 13 表の通りである。 このうち Ⅰ～Ⅳ 層は八橋地区と雄物川地区に発達し， 最も優秀なのは Ⅲ 層であり， 桂根相の砂岩が良油層となっている。 その探度は 200 m 前後である。 Ⅳ 層は八橋凝灰岩と呼ばれる軽石凝灰岩の上部が油層となっていて， 深度は 350 m 前後である。 船川層中では b， Ⅴ および Ⅵ の各層が薄い凝灰岩中に油層を形成しているが， たいしたものはない。 Ⅶ 層は船川層基底に発達する酸性凝灰岩で， 深度 900～1,100 m 間にあり， 主として高野地区で稼行された。 Ⅷ 層以下は女川層中の凝灰岩が油層となったもので， 八橋油田の主要層をなし， 油田全域によく発達している。 Ⅷ 層以下の油層の全層厚は約 310 m で， それぞれ数枚に細分されている。 下部層ほど出油面積が狭くなってゆく。 浅層では 雄物川地区が構造的に上っているためと砂岩が発達しているために 開発の対象にされているが， 深層では高野～外旭川が隆起しているのでこの地区が出油量が多く， 開発の主体となっている。 八橋， 雄物川， 新屋は構造が非常に急であり， 出油面積が少なく， 油水面も西翼がはなはだしく傾動して上っていて， 構造と出油区域が一致しないので困難である。

### 第 13 表 八橋油田における地区別の層序および油層（井上・荒川, 1958）

  地区 | 層序 | 油層
  地層名 | 深度 | 層厚 | 新油層名 | 発見年月日 | 平均深度 | 油層層厚 | 地層名 | 油槽岩 | 空隙率 | 浸透率
  …

[ 第 13 表の地層名に関する注意書き ]
  桂根層は桂根相にほぼあたる。

### III.4 道川 みちかわ 油田・ 濁川 にごりがわ 油田および 旭川 あさひかわ 油田

上記の３油田 [ 以下の [注] 参照 ] は秋田市の北方 2～8 kmの 地域に南北につらなる油田である。 北より道川油田・濁川油田および旭川油田と呼ばれ， 交通の便がよい。

[注]
  井上・荒川（1958）による。

道川油田は 1909 年（明治 42 年）頃より矢島専造により上総掘２坑の試掘が行われた。 1912～13 年（大正 1～2 年）頃より秋田鉱油（株）が開発に当り， 1916～17 年（大正 5～6 年）には生産 2,000 kl に達した。 1919 年（大正 8 年）に宝田石油（株）に合併され， 1921 年（大正 10 年）には本油田の最盛時を現出し， 年産 24,000 kl を示した。

濁川油田は 1873 年（明治 6 年）より 1901 年（明治 34 年）まで数人の人々により手掘 20 坑， 綱掘 12 坑が掘られ， いずれも多少の出油をみた。 1908 年に日本石油（株）が本油田の開発にのり出し， 本格的な開発が始められた。 1923 年（大正 12 年）に新油層が発見され， 1926 年（昭和元年）には年産 11,000 kl を産した。

旭川油田は 1876 年（明治 9 年）より 1897 年まで５坑の手堀と２坑の上総掘とを行ない， 秋田市における石油事業の先駆となった。 その後の 1902 年（明治 35 年）に秋田石油調査会が生れ， 旭川で初めて綱掘を行ない， 2 号井で出油に成功した。 1908 年（明治 41 年）に日本石油（株）が本格的開発に乗り出した。 1913 年（大正 2 年）には本油田で最初のロータリー式掘さくが始まり， 1,377 m という当時としては記録的な深堀井が掘られた。 その後の約 10 年間は開発の主力は黒川油田にふりむけられ， 本油田では掘さくが中止された。 1929 年（昭和 4 年）には本油田の主要産油層である第２層が開発され， 最盛期を現出した。 この年に年産 18,600 kl を示した。

その後， 日本石油（株）と宝田石油（株）とが合併し， ３油田とも日本石油（株）が経営に当った。

上記の３油田は地質構造としては同一のものである。 全体として北部の道川が最も隆起し， 南に沈降しつつ濁川および旭川でそれぞれ一つのカルミネーション [ culmination = 最高点 or 頂点 ] を形成している。 道川油田の地表には船川層の暗灰色泥岩が分布し， 約 200 m 前後の地下深度で女川層の硬質泥岩となる。 石油鉱床は女川層の上部の凝灰岩中に胚胎するものを主とし， 船川層の凝灰岩中にもわずかに集積している。 濁川油田および旭川油田も地質層序は道川油田と変らないが， 両油田とも船川層の下部に流紋岩が発達して良油層を形成していることが特徴である。 流紋岩は濁川油田では深度約 100～150 m で， 厚さ約 70 m であって， 背斜構造の頂部から東翼にかけて発達している。 旭川油田では深度 200 m 前後でこの流紋岩に達し， その厚さは 150 m であるが， 産油するのはその上部の約 20 m の限られた部分である。 この流紋岩は西翼では急激に尖滅する。 部分的には玄武岩質 [ 以下の [注] 参照 ] のものがあり， これは道川油田の主要油層となっているが， 濁川油田ではわずかに油徴， ガス徴を認めるに過ぎない（第 41 図・第 42 図・第 43 図・第 44 図および第 45 図）。

[注]
  筆者らの愛染玄武岩に属するものと考えられる。

### 第 41 図 道川油田・濁川油田および旭川油田の模式柱状図

### 第 42 図 道川油田・濁川油田および旭川油田の地質断面図

### 第 43 図 濁川油田における流紋岩の地下構造図

### 第 44 図 道川油田および濁川油田の地下構造図（井上・荒川, 1958）

### 第 45 図 旭川油田の地下構造図（井上・荒川, 1958）

道川油田は両翼ともに傾斜 25°内外の対称背斜をなして南北に延びている。 南方に向って徐々に沈降し， 濁川油田とは落差 60 m 以上の胴切断層をもって接している。 濁川油田は北部が隆起して南に向って沈降し， 旭川油田に続いている。 産油量の多いのは北部のブロックで， 流紋岩が良油層となっている。 旭川油田は上記の濁川油田の背斜が南部に向って沈降し， ふたたび隆起したところに発達した部分にあたり， 幅の広いドーム構造を示している。 これは船川層の下部から中部に存する流紋岩岩床に影響されているのかも知れない。 この背斜の南部は， 洪積層に被覆されてよくわからないが， 秋田市中央まで延びていると考えられる。

道川油田の主要油層は， 女川層の上部に発達する浅黄色凝灰岩の上部および この上の硬質泥岩の破砕帯である。 旭川油田では上部より Ⅰ 層， Ⅱ 層および Ⅲ 層が数えられる。 Ⅰ 層はこの油田の中央部に発達する厚さ約 10 m の凝灰質岩で四方に尖滅する。 Ⅱ 層は旭川油田の南東部に発達する流紋岩およびその凝灰岩の上部の約 10 m の間で， 濁川油田とともに主要油層を形成している。 Ⅲ 層は旭川構造の西翼部に発達する凝灰岩層で， Ⅱ 層よりやや下位に相当する。 Ⅲ 層は Ⅱ 層の発見されるまで盛んに開発された。

### III.5 金照寺 きんしょうじ 油田・ 仁井田 にいだ 油田および 新秋田 しんあきた 油田

金照寺油田 [ 以下の [注] 参照 ] は秋田市 楢山 ならやま 地内で， 交通はすこぶる便利である。 本油田は 1924 年（大正 13 年）C 式 1 号井により深度 691～711 m 間にて成功し， 初日産約 3 kl を得たので， 以後は 1927 年までに 11 坑を堀さくした。 最多日産を示したのは R.2 号井の約 11 kl であった。

[注]
  井上・荒川（1958）による。

本油田は南方の仁井田油田と同系列のものと考えられ， 旭川油田は西側に消えている。 本油田は金照寺背斜にあり， 同背斜の東翼には背斜軸にほぼ平行な断層がある。 本油田の油層は 船川層および女川層の凝灰岩（八橋油田の Ⅶ 層と Ⅷ 層に相当する）である。 地下深度 50～550 m まで船川層， 以深は女川層と考えられる。 本油田の総産油量は 5,250 kl である。

仁井田油田 [ 以下の [注] 参照 ] は秋田市 [ ← 国鉄 秋田駅 ] の南方約 4 km， 旧 河辺都 仁井田村に位置している。 1936 年（昭和 11 年）に日本石油（株）により始められ， 1938 年に R.3 号井により油をみた。 1940 年（昭和 15 年）は本油田の最盛期で， 生産量 5,044 kl を示した。

[注]
  井上・荒川（1958）による。

本油田は金照寺背斜の南部延長にあたり， 坑井の対比によると， 層序は次の通りである。 深度 0～20 m は冲積層， 20～400 m は天徳寺層 桂根相， 400～900 m は船川層， 以深は女川層である。 八橋油田の Ⅶ 層相当層付近が採油層となっている。 油層は女川層の上部の凝灰岩および凝灰質砂岩である。 金照寺背斜は両翼ともに約 30°の傾斜を示す対称背斜で， 東翼部を断層が切っている。

新秋田油田は秋田駅の西方約 1 km の市街地にあり， 女川層中の油層について最近になって探鉱された。

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QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000

Akita (6) No. 11

# GEOLOGY OF THE
AKITA
DISTRICT

By Kazuo HUZIOKA, Atsushi ŌZAWA, Taisuke TAKAYASU and Yutaka IKEBE (Written in 1976)

## Abstract

### Table 1

  Geological Age | Stratigraphy | Main rock facies | Remarks
  Quaternary | Recent | Alluvial deposits | Dune sand | Mud, sand and gravel | Sand |
  Pleistocene | Terrace deposits | Mud, sand and gravel
  Katanishi Formation (40 to 80 m thick) | Gravel, sand and mud
  Takaoka Formation (30 to 100 m thick) | Sandstone (with acid tuff, gravel and peat)
  Neogene | Pliocene | Sasaoka Formation (200 to 500 m thick) | Sandstone (with silstone, acid tuff and conglomerate)
  Tentoku-ji Formation (300 to 1,500 m thick) |  | Siltstone (with sandstone, acid tuff and conglomerate) |
  Hagro-yama Dacites | Dacite, tuff breccia, volcanic breccia, laplii tuff, etc.
  Miocene | Funakawa Formation (400 to 1,300 m thick) |  | Dark gray mudstone (with tuffaceous mudstone and acid tuff) |
  | Manaita- yama Volcanic Rocks |  | Andesite tuff breccia, volcanic breccia, lapilli tuff, etc.
  Yuno-sawa Rhyolites | Rhyolite lava
  Onna-gawa Formation (400 to 800 m thick) |  | Hard mudstone (with acid tuff and tuffaceous sandstone) |  | Intrusion of the Nibetsu Tertiary Granites
  Aizen Basalts | Basalt lava and its pyroclastics
  Sunako-buchi Formation (200 to 600 m thick) | Basalt lava, agglomerate, volcanic breccia, tuff breccia, lapilli tuff and tuff (with mudstone) |
  Ōkura-mata Formation (60 to 100 m thick) | Dacite lapilli tuff and tuff breccia (with tuff, sandstone and mudstone)
  Haginari Formation (400 to 1,000 m thick) | Andecite lava and pyroclastics (with mudstone, sandstone, conglomerate, etc.)
  Pre-Neogene | Taihei-zan Granites | Hornblende - biotite granodiorite

#### [ Legend on the geological map ]

  Quaternary | Recent |  | Alluvial deposits |  | a |  | Mud, sand and gravel
  Dune sand | sd | Sand
  Pleistocene | Terrace deposits | td | Mud, sand and gravel
  Katanishi Formation | Ka | Gravel, sand and mud
  Takaoka Formation | Td | Sandstone (with gravel and peat)
  t4 | Acid tuff
  Neogene | Pliocene | Sasaoka Formation | Ss | Sandstone (with siltstone)
  Sc | Conglomerate and sandstone
  t3 | Acid tuff
  Hagro-yama Dacites | Da | (hypersthene - augite -) biotite - hornblende dacite tuff breccia, volcanic breccia, lapilli tuff, etc.
  Tentoku-ji Formation | Tentoku-ji Facies | Ts | Siltstone
  t2 | Acid tuff
  Alternation Facies | Ta | Sandstone, siltstone and acid tuff
  Katsurane Facies | Tk | Sandstone and conglomerate (with acid tuff and siltstone)
  Miocene | Late | Yuno-sawa Rhyolites | R2 | Biotite rhyolite lava
  Manaita-yama Volcanic Rocks | An | (Hornblende or olivine -) hypersthene - augite andesite tuff breccia, volcanic breccia and lapilli tuff (with lava and agglomerate)
  Funakawa Formation | Fm | Dark grey mudstone (with tuffaceous sandstone and acid tuff)
  t1 | Acid tuff
  Nibetsu Tertiary Granites | Qp | Quartz porphyry, dacite, etc.
  Gp | Granite porphyry, etc.
  Baba-no-me Dolerites | Do | Olivine dolerite
  Aizen Basalts | Bt | Basalt pyroclastics
  Bl | Olivine basalt lava and olivine - augite basalt lava (with augite basalt lava and their pyroclastics)
  Onna-gawa Formation | Om | Hard mudstone (with acid tuff and tuffaceous sandstone)
  Middle | Sunako-buchi Formation | Sb | Basalt lava, agglomerate, volcanic breccia, tuff breccia, lapilli tuff and tuff (with mudstone)
  Sm | Mudstone
  | R1 | Rhyolite
  Ōkura-mata Formation | Od | Pyroxene dacite lapilli tuff, tuff and tuff breccia (with lava, sandstone and mudstone)
  Early | Haginari Formation | Upper-most part | H4 | Basaltic andesite lava and its agglomerate (with tuff breccia, mudstone, etc.)
  Upper part and Middle part | H3 | Pyroxene andesite lava, its tuff breccia and altered andesite lapilli tuff (with mudstone, sandstone, conglomerate, etc.)
  Lower part | H2 | Aletred andesite lava, its pyroclastics, mudstone, sandstone and conglomerate
  Lower-most part | H1 | Altered andesite lava, altered basalt lava, their pyroclastics, conglomerate, sandstone and mudstone
  Cretaceous | Taihei-zan Granites | Gr | Hornblende - biotite granodiorite

### Pre-Neogene

The Pre-Neogene rocks which are exposed in the north eastern part of the mapped area are a part of the Taihei-zan Granites. The Taihei-zan Granites in the area are composed mainly of hornblende - biotite granodiorite.

### Neogene

The Neogene rocks are divided stratigraphically into seven formations, that is, Haginari, Ōkura-mata, Sunako-buchi, Onna-gawa, Funakawa, Tentoku-ji and Sasaoka Formations. The Neogene is characterized by volcanic rocks and sedimentary rocks and is 3,000 to 5,000 m in total thickness. The Haginari, Ōkura-mata and Sunako-buchi Formations are composed mainly of volcanic rocks. On the other hand, the Onna-gawa and Funakawa Formations consist mainly of mudstone, and the Tentoku-ji and Sasaoka Formations are composed mainly of siltstone or sandstone.

#### Haginari Formation

The Haginari Formation, the lower-most part of the Neogene in the mapped area, is distributed in the eastern part of the mapped area. This formation consists mainly of andesite lava and pyroclastics which are intercalated with mudstone, sandstone and conglomerate. Almost all these volcanics show greenish purple colour owing to alteration such as chloritization, epidotization, carbonatization, etc.

#### Ōkura-mata Formation

The Ōkura-mata Formation unconformably overlies the Haginari Formation, and is very narrowly distributed in the eastern part of the mapped area. This Formation consists mainly of dacite lapilli tuff and tuff-breccia with tuff, sandstone and mudstone.

#### Sunako-buchi Formation

The Sunako-buchi Formation unconformably overlies the Ōkura-mata Formation, and is distributed in the eastern part of the mapped area. This formation consists mainly of basalt lava, agglomerate, volcanic breccia, tuff breccia, lapilli tuff and tuff, and intercalates mudstone.

#### Onna-gawa Formation

The Onna-gawa Formation conformably overlies the Sunako-buchi Formation, and is sporadically distributed in the mapped area. This formation is formed mainly of hard mudstone which is intercalated with acid tuff and tuffaceous sandstone. This formation in the eastern half part is 400 to 500 m in thickness. On the other hand, this formation is 500 to 800 m thick in the western half part.

#### Aizen Basalts

The Aizen Basalts occurred during the deposition of the Onna-gawa Formation, and are composed mainy of basalt lava and pyroclastics.

#### Nibetsu Tertiary Granites

The Nibetsu Tertiary Granites intruded at the time of the deposition of the Onna-gawa Formation, and are formed mainly of granite porphyry, etc.

#### Funakawa Formation

The Funakawa Formation conformably overlies the Onna-gawa Formation, and is widely distributed in the mapped area. This Formation is formed mainly of dark grey mudstone which is intercalated with tuffaceous sandstone and acid tuff. This Formation is 400 to 600 m thick in the eastern half part. On the other hand, this formation in the western half part is 500 to 1,300 m in thickness.

#### Manaita-yama Volcanic Rocks

The Manaita-yama Volcanic Rocks erupted at the time of the deposition of the Onna-gawa and Funakawa Formations, and are widely distributed the north-eastern part of the mapped area. These rocks are comosed mainly of pyroxene andesite tuff breccia, volcanic breccia and lapilli tuff with lava and agglomerate.

#### Yuno-sawa Rhyolites

The Yuno-sawa Rhyolites erupted during the deposition of the Funakawa Formation, and are formed of biotite rhyolites.

#### Tentoku-ji Formation

The Tentokuji Formation conformably（partly unconformably）overlies the Funakawa Formation, and is most widely distributed in the mapped area. This Formation consists mainly of siltstone with sandstone, acid tuff and conglomerate. This formation in the eastern half part is 400 to 500 m in thickness. On the other hand, this formation is 500 to 1,500 m thick in the western half part. This formation is divided by rock facies into the Katsurane, Alternation and Tentokuji Facies, and the lithofacies of each part is as folllows.

Katsurane Facies（0 to 250 m thick) : Sandstone and conglomerate with acid tuff and shows deformed and disrupted bedding.

Alternation Facies（0 to 100 m thick) : Alternation of sandstone and siltstone.

Tentokuji Facies（200 to 1,400 m thick) : Siltstone with acid tuff.

#### Haguro-yama Dacites

The Haguro-yama Dacites occurred at the time of the deposition of the Tentokuji Formation and are composed mainly of dacite tuff breccia, volcanic breccia, lapilli tuff, etc.

#### Sasaoka Formation

The Sasaoka Formation unconformably（partly conformably）overlies the Tentokuji Formation, and is widely distributed in the mapped area. This formation consists mainly of sandstone which is intercalated with siltstone, acid tuff and conglomerate.

#### Geologic structuredure

The distribution of the Neogene rocks is controlled by so-called "Oil-field Structure" in North-eastern Honshu whose trend stretches from north to south.

The southern part of the area along the sea of Japan is characterized by the intense folds and reverse faults parallel to the folding axis with a general trend of N - S direction. The Kita-yuri Thrust Faults along the seashore are a great fault（more than 30 km in elongation) which strikes N. 0ﾟ to 10ﾟ E. and dips 45ﾟ to 80ﾟ E. In the vicinity of the Kita-yuri Thrust Faults, the Onna-gawa, Funakawa and Tentoku-ji Formations generally form the overturned folds at some places. Also, the middle part of the eastern marginal area forms the overturned strata which strike N. 10ﾟ to 50ﾟ W. and dip 70ﾟ to 85ﾟ E.

The mapped area except the above-stated parts is characterized by the gentle folds and faults parallel to trend of axes of the folds. The Tsuchizaki-oki, Yabase, Michi-kawa, Aizen and Kitate Anticlines are alined from west to east in the mapped area. Their anticlines form a gentle structure which strikes N. 0ﾟ to 20ﾟ E. and dips 10ﾟ to 45ﾟ E. or W. The Wada Syncline of the eastern part, more than 14 km in elongatlon, shows a very gentle structure which strikes N. 10ﾟ to 30ﾟ W. and dips 5ﾟ ± E. or W.

### Quaternary

The Quaternary is divided stratigraphically into five deposits, that is, Takaoka and Katanishi Formations, terrace deposits, dune sand and alluvial deposits which are unconformable each other, in ascending Order.

The Takaoka Formation unconformably overlies the Sasaoka Formation, and is narrowly distributed in the south-eastern part of the mapped area. This Formation consists mainly of sandstone with acid tuff which is intercalated with gravel and peat at the basal part.

The Katanishi Formation unconformably overlies the Takaoka Formation, and is sporadically distrubuted in the western half part or the mapped area. This formation consists of gravel, sand and mud with peat.

The terrace deposits are sporadically distributed in the mapped area, and consist of mud, sand and gravel.

The dune sand is distributed along the Sea of Japan, and consists of sand.

The alluvial deposits are verv widely distributed in the western half part of the mapped area, and consist of mud, sand and gravel.

### ECONOMIC GEOLOGY

#### Oil and natural gas

The most valuable underground resources in the mapped area are oil and natural gas, and their fields are named Tsuchizaki-oki, Yabase, Michi-kawa, Nigori-kawa, Asahi-kawa, Kinshō-gi, Niita, etc. The well-known Tsuchizaki-oki and Yabase Oil Fields are working now, but they have been almost exploited out. The Onna-gawa, Funakawa and Tentoku-ji Formations are economically important as oil-bearing sediments. Some of oil seepages are recognized on the axes of the anticlinal structures.

    昭和 52 年 2 月 15 日 印刷
    昭和 52 年 2 月 21 日 発行
    著作権所有 工業技術院 地質調査所

    (C) 1977, Geological Survey of Japan