５万分の１地質図幅説明書
（青森 第 28 号）
通商産業技官 大沢穠
地質調査所
昭和 37 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.1.1 層序 II.1.2 地質構造 II.1.3 火成岩 II.2 先新第三系 II.3 藤倉川層 II.3.1 藤倉川層下部層 II.3.2 藤倉川層上部層 II.4 黒石沢層 II.5 湯口山層 II.6 栩内川層 II.7 相馬集塊岩層 II.8 貫入岩類 II.8.1 粗粒玄武岩および玄武岩 II.8.2 安山岩 II.8.3 流紋岩 II.9 松木平層 II.10 大秋層 II.11 七ツ滝花崗閃緑岩類 II.12 東目屋層 II.13 高野石英安山岩 II.14 岩木火山 II.14.1 古期成層火山 II.14.2 新期成層火山 II.14.3 寄生火山 II.14.4 中央火口丘 II.14.5 岩木火山砕屑岩 II.15 洪積層 II.15.1 弘前湖盆層 II.15.2 黄金山層 II.15.3 山田野層 II.15.4 段丘堆積層 II.16 冲積層 III. 応用地質 III.1 概説 III.2 銅・鉛・亜鉛・マンガン III.2.1 舟打鉱山 III.2.2 滝ノ沢鉱山 III.2.3 一野渡鉱山 III.2.4 久渡寺鉱山 III.3 硫黄 III.4 温泉 III.5 石材 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 36 年稿）
（青森 第 28 号）
弘前図幅の地質調査は， 津軽・北秋田地域の図幅調査の一部として行なったもので， 上記地域の共同調査者である角清愛技官， および平山次郎技官の北秋田地域の調査結果に負うところが大きい。 本図幅地域北部の岩木火山については， 東北大学 河野義礼教授から， またこの地方の新第三系に関しては， 東北大学 畑井小虎教授・加藤磐雄助教授， 秋田大学の藤岡一男教授・井上武教授， 弘前大学の酒井軍治郎教授・宮城一男助教授， およびとくに岩井武彦講師から種々の御教示を受けることができた。 化石の鑑定には， 本所の水野篤行技官および尾上亨技官を煩わした。 この調査を行なうに当っては， 日曹金属舟打鉱業所・尾富鉱業尾太鉱業所および関係市町村から， 種々の便宜を与えられた。
弘前図幅地域の地形は， 北部の岩木火山地域， 北東部の第四系からなる地域， 中部の上部新第三系からなる地域， 南部の中下部新第三系からなる地域と， 中南部および南東部の先新第三系からなる地域とに分けることができる（第 1 図）。
岩木火山は， 本図幅地域の北部から北隣の五所川原図幅地域の南部まで広く分布し， そのほゞ中央に， 分布面積に比較し， すこぶる小型（直径 1.1～1.4 km）のカルデラを有している。 外輪山は， 爆裂火口， 火口瀬などのため破壊され， わずかに北東壁をとどめているにすぎない。 そのなかの中央火口丘（海抜 1,625.2 m）は小さい円錐形の美しい山容を示している。 本火山には 10 ヵ所以上に達する爆裂火口跡がみられ， また裾野の発達がすこぶるよく， 小森山そのほかの流れ山（Flow mound）がみられる。 河川は， 外輪山から外側に向かって流れ， 火山特有の放射谷を形成している（第 2 図および第 3 図）。
北東部の第四系地域は， 弘前盆地の西部にあたり， 海抜 150 m 以下のいく段かの平坦面を有する緩やかな台地と， 現在の河川の水位と大差のない冲積原とからなっている。
中部の上部新第三系地域は， 海抜 300 m 以下の， 地形の緩やかな丘陵をなしている。 山地の起伏量は小さく， 谷密度が密であって， 複雑な地形を呈している。
南部の中下部新第三系地域は， 南方では海抜 500～700 m で， 北方にゆくに従い低くなり， 河川は北流し， 岩層も北に緩傾斜する単斜構造をなしている。 この地域は， 北方では中部の上部新第三系地域と大差ないが， 南方にゆくに従い， 山地の起伏量が大きく， 谷密度が粗となり， 河川の下刻作用も進み， 満壮年期の山形を呈するようになる。 この地域には火山岩熔岩とか， 花崗閃緑岩などの堅硬な岩石が処々に突出した地形を示している。
先新第三系地域は， 海抜 400～800 m で， 急峻な山岳地域をなし， 河川の下刻作用が著しく進み， 満壮年期の山形を呈している。
弘前図幅地域の地質は， 基盤をなす先新第三系と 東北裏日本緑色凝灰岩地域特有の新第三系および これらを被覆している第四紀の火山岩類， 洪積層および冲積層とからなる。 本図幅地域の地質を総括して第 1 表に示す。 なお， 本図幅地域付近の地質略図を第 4 図に示す。
先新第三系は， 図幅地域中南部および南東部に分布し， 主として粘板岩およびチャートからなり， 砂岩， 安山岩～玄武岩の細粒火山砕屑岩， 変質安山岩熔岩， および変質玄武岩熔岩を挾有している。 化石は発見されていないが， 岩相からみて古生代と考えられる。
新第三系は， 下位から藤倉川層・ 黒石沢層・ 湯口山層・ 栩内川 層・ 相馬集塊岩層・ 松木平 層・ 大秋 層・ 東目屋層および高野石英安山岩に分けられる。 前３者がいわゆる緑色凝灰岩類（西男鹿層群（もしくは門前層群）～西黒沢層）に， 後６者がいわゆる含油第三系（女川層およびそれより上位の各層）に相当する。
藤倉川層は新第三系の最下位を占めて図幅地域南部に分布し， 安山岩（一部玄武岩）熔岩， および安山岩火山礫凝灰岩を主とし， 変質した火山岩類のみから構成されている。
黒石沢層は藤倉川層を整合に被覆して， 図幅地域南部に分布している。 安山岩火山礫凝灰岩を主とし， 流紋岩熔岩・各種火山砕屑岩・泥岩および頁岩を挾有し， 貝化石・阿仁合型植物化石群， および台島型植物化石群を多産する。
湯口山層は黒石沢層を整合に被覆して， 図幅地域南部に分布し， 主として酸性火山礫凝灰岩・酸性凝灰岩および泥岩からなり， 局所的に安山岩火山礫凝灰岩を伴なう。 下位の藤倉川層および黒石沢層が 安山岩（一部玄武岩）の火山岩類を主体としているのに対し， 本層は酸性（一部安山岩）の火山岩類と， 泥岩を主とする堆積岩類とからなっている。
以上の緑色凝灰岩類の地域を地史的にみると， 弘前図幅地域では， 先新第三系が中部および南部地域に広く露出し， 漸新世末頃まで隆起帯として長期間侵蝕を蒙っていたが， 中新世初期頃から相対的沈降が始まった。 この沈降は図幅地域西部から次第に東部に拡がったと考えられ， こゝに著しい火山活動が起こり藤倉川層を累積した。 いまだ本格的海侵を蒙らず， おそらく陸上（一部浅海）で行なわれた。 この間， （輝石）橄欖石玄武岩（～安山岩）熔岩を， 次に（橄欖石）輝石安山岩熔岩を噴出した。 次いで本格的海侵を蒙り黒石沢層の堆積時に入った。 本層の層厚， 貝化石の産出状況からみて， 海侵は西部から東部に及び， 本層堆積の末期頃には全地域にわたり海成層を堆積した。 この間 西部～中部では輝石安山岩（一部玄武岩）火山礫凝灰岩を， 東部ではこのほかに流紋岩熔岩， および酸性火山礫凝灰岩を堆積もしくは噴出した。 次の湯口山層堆積時には， 南隣の太良鉱山図幅地域と合せ考えると， すでに隆起地帯と沈降地帯との分化のきざしが起こったらしい。 本図幅地域の黒石沢層と湯口山層との間の局部的異常堆積状況， 太良鉱山図幅地域西部でみられる黒石沢層と早口川層（湯口山層に対比される）との間の， 部分的不整合はこのことを示すものであろう。 弘前図幅および太良鉱山図幅の大部分の地域は， 湯口山層堆積時には一層海侵が進み， 海成層を堆積したが， 一部の地域（太良鉱山図幅地域東部）では熔結凝灰岩を堆積し， 陸上（一部浅海）に近い環境であったらしい。 この間， 弘前図幅地域西部では安山岩火山礫凝灰岩を， 中部から東部では流紋岩熔岩・酸性火山礫凝灰岩および酸性凝灰岩を堆積もしくは噴出した。
含油第三系の最下部層に相当する栩内川層は， 湯口山層を整合に被覆して， 図幅地域南部に分布し， 泥岩を主とし， 酸性凝灰岩および砂岩を挾有している。
相馬集塊岩層および大秋層は， 栩内川層を整合（一部不整合）に被覆し， 両者は同時異相であって， 図幅地域の中西部から中部に分布している。 相馬集塊岩層は， 安山岩集塊岩および安山岩凝灰角礫岩を主とし， 大秋層はおもに泥岩からなり， 酸性凝灰岩および砂岩を挾有している。
松木平層は前２者と同時異相と推定され， 図幅地域東部にわずかに分布し， 泥岩からなる。
含油第三系を地史的にみると次のようである。 栩内川層・相馬集塊岩層・大秋層および松木平層の堆積時期は 地向斜の沈降がもっとも進んだ時期であった。 上述した湯口山層の堆積時にはじまった沈降地帯と， 隆起地帯の分化は， この時期には決定的となったようで， 南隣の太良鉱山図幅地域とあわせて考えてみると， 津軽地域と北秋田地域とは分離し， 独立した発展過程をたどったようである。 このことは， 岩相， 火山活動， 地質構造などによくあらわれている。 本図幅地域の西部では酸性凝灰岩の堆積と輝石安山岩熔岩の貫入， 中部では 酸性凝灰岩の堆積と 輝石安山岩熔岩および（輝石）橄欖石粗粒玄武岩（～玄武岩）熔岩の貫入， 引きつづいて（角閃石）輝石安山岩類の大規模な噴出， 流紋岩熔岩の貫入， 酸性凝灰岩の堆積が行なわれた。
この時期の末期から， 次の東目屋層の堆積前までの間に， 本図幅地域南部に地背斜的造山運動が起こり， 石英閃緑岩～閃緑玢岩 [ 以下の [注] 参照 ] の貫入， 舟打鉱山を始めとする鉱脈型鉱床の生成が行なわれたと考えられる。
東目屋層は， より下位の新第三系の各層を不整合（一部整合）に被覆して， 図幅地域中部に分布している。 主としてシルト岩からなり， 砂岩， ときに酸性凝灰岩および礫岩を挾有している。 本層を不整合に被覆して高野石英安山岩が， 図幅地域中部にわずかに分布している。
第四系には岩木火山の噴出物， 洪積層および冲積層がある。 岩木火山は 主として（橄欖石)）紫蘇輝石普通輝石安山岩の熔岩および火山砕屑岩からなり， 中央に小型のカルデラを有する成層火山であって， 鳥海火山帯に属しており洪積世初期から現世に至るまで活動している。
弘前図幅地域における新第三系の地質構造は， 大局的にみて， 走向 E - W， N 傾斜の単斜構造の地層と， これを切る N -S 性の断層群によって特徴づけられている。 II.1.1 の項で述べたように， 相馬集塊岩層の堆積時頃から東目屋層の堆積前までの間に， 図幅地域の南部の地区は地背斜的隆起帯となり相対的隆起が起こり， 上述のような地質構造がほゞ完成されたと考えられる。
N - S 性の断層群の代表的なものには， 藤倉川にほゞ沿う断層群（藤倉川 - 白石沢断層帯）， 藍内 川 東方の断層群（大川目川断層帯）および大和沢川にほゞ沿う断層群があり， それらを境としてこの地域は西から東へ西目屋地域， 舟打鉱山地域， 久渡寺 山地域および千年地域の４地域と， 東目屋層からなる東目屋地域との計５地域に分けられる。 藤倉川 - 白石沢断層帯および大川目川断層帯には， 非常に多くの平行断層やそれから派生した大小さまざまの断層が存在している。
西目屋地域は， 走向 N 50～70°E， 傾斜 5～25°NW の単斜構造をなし， 七ツ滝南方の NE 方向に沈下する背斜軸を有する背斜構造の所では， 一部 SE 方向に傾斜している。 黒石沢層からなる地域では， 断層および小褶曲により， 同層準の岩層を繰り返しつつ， NNW 方向に行くに従い上位の岩層を露出している。
舟打鉱山地域は， 走向 N 40～60°W， 傾斜 20～30°NE の単斜構造をなし， 走向方向の向斜軸および背斜軸を有する褶曲や， 傾斜方向の断層が多数みとめられる。
久渡寺山地域は， 大局的には N に傾斜しているが， 栩内川上流 湯口山付近の N 方向に沈下する向斜軸を有する向斜構造， 久渡寺付近の NNW 方向に沈下する背斜軸を有する背斜構造， および栩内川西方の N - S 方向の褶曲構造などがみられる。
千年地域は， 走向 N 30～80°W， 傾斜 15～20°NE の単斜構造をなしている。
東目屋地域は， こまかい波状褶曲をなし， 20°以下の緩傾斜をなしている。
弘前図幅地域の火成岩には， 先新第三紀の火山岩， 新第三系を構成する火山岩・半深成岩および第四紀の火山岩がある。
先新第三紀の火山岩は， 著しく変質されており， 玄武岩質および安山岩質のものである。
新生代の火山岩には橄欖石玄武岩から黒雲母流紋岩まで， 半深成岩には粗粒玄武岩がある。 新第三系， とくに下部の藤倉川層および黒石沢層を構成する火山岩は， 変質が進み， 岩石種の決定が困難なものが多い。
次に本図幅地域の新生代の火成岩を総括して第 2 表に示す。 表中の括弧で囲んだ Ⅴd， Ⅲb→c などの記号は， 久野久 17) による鉄苦土鉱物組合せによる各種岩型を表わしている。
流紋岩および石英安山岩の活動は黒石沢層の堆積当時から始まり， 東目屋層の堆積後 高野石英安山岩の噴出当時まで続いている。
安山岩のうちでピジョン輝石質岩系のものは， 藤倉川層から栩内川層の時代に， 紫蘇輝石質岩系のものは， 相馬集塊岩層の時代から以後に主として噴出もしくは貫入している。 安山岩の火山砕屑岩は， 藤倉川層・黒石沢層・相馬集塊岩層および岩木火山の大部分を構成し， そのほかの各層中にも挾有されている。
玄武岩としてピジョン輝石質岩系のものが， 藤倉川層から栩内川層の時代に噴出ないし貫入しているが， 紫蘇輝石質岩系のものはほとんどみとめられなかった。 火山砕屑岩は少なく， 藤倉川層および黒石沢層中に比較的少量挾有されているのみである。
粗粒玄武岩は栩内川層および同層から下位の各層をすべて貫いているが， おそらく湯口山層および栩内川層の堆積時に貫入したものであろう。
以上のことから, ピジョン輝石質岩系は藤倉川層から栩内川層の時代に， 紫蘇輝石質岩系は相馬集塊岩層およびそれ以後の各岩層の時代に主として活動し， この間にはかなり著しい岩型の転換が認められるようである [ 以下の [注] 参照 ] 。
先新第三系は本図幅地域の基盤を構成し， 図幅地域の南縁部と南東隅とに露出している。
模式地 : 弘前市 一野渡 南方の秋田県境にいたる道路沿い
層厚 : 不明
構造 : 図幅地域の南縁部の先新第三系は大局的にみてやゝ W 寄りの N - S 方向の走向を示し， W もしくは E に 40～65°傾むき， 褶曲構造を示している。 南東隅の先新第三系は 多数の断層および褶曲により擾乱されていて地質構造が不明であるが， 主要な構造は南北性と考えられる。 尾神沢に沿う断層などはそのよい例である。
岩相 : 先新第三系は主として粘板岩およびチャートからなり， 砂岩・凝灰岩・火山礫凝灰岩・変質安山岩熔岩， および変質玄武岩熔岩を挾有している。 粘板岩は暗灰色～青灰色， 堅硬， 滑らかで， 脂感を呈する。 ときに片理を示し千枚岩となっている。 図幅南縁部の藍内川支流 西股川流域のものは， とくに片理構造が著しい。 粘板岩はチャート・砂岩・凝灰岩などの薄層を挾有し層理を示している。 チャートは褐灰色～灰白色， 緻密で， すこぶる堅硬である。 挾有物は少なく層理面は不明瞭である。 西股川西方の松倉山付近は， ほとんどチャートのみからなっている。 砂岩は暗灰色， 中粒， 一般にすこぶる堅硬で， しばしば粘板岩の破片を多量に含み， やゝ凝灰質である。 凝灰岩および火山礫凝灰岩は緑灰色， 堅硬で玄武岩質～安山岩質である。 変質安山岩熔岩および変質玄武岩熔岩は緑青色～暗青色， 緻密， 堅硬で， 著しく変質作用を受け， 斑晶， 石基ともに２次鉱物に置換されているが， 石基の組織などから原岩が推定される。
層位関係および化石 : 先新第三系は化石が発見されておらず， 新第三系に著しい斜交不整合関係で被覆されているということ以外， 地質時代については不明であるが， 岩相からみておそらく古生代（もしくは中生代 ?）と考えられる。
藤倉川層（新命名 : 大沢穠・角清愛・平山次郎）は 新第三系の最下位を占めて図幅地域の南部に広く分布している。 おもに安山岩火山礫凝灰岩および安山岩熔岩からなり， 著しく変質作用を蒙っている。 本層の模式地は図幅地域中南部 相馬村藤倉川流域である。 層厚は 600～800 m である。 本層は下部層および上部層に分けることができる。
模式地 : 相馬村藤倉川流域および西目屋村七ツ滝南方付近
層厚 : 300～600 m
構造 : 図幅地域南縁部付近において， 先新第三系を被覆して分布する。 七ツ滝南方では NE 方向に沈下する背斜軸を有する背斜構造をなし， NW 翼は走向 N 25～70°E で， 25～35°NW に傾斜している。 舟打鉱山南方 太鼓山付近ではほとんど水平に重なっている。 藤倉川流域では大局的にみて藤倉川にほゞ沿う断層を境として， 西側では W～NW 方向に 10～30°傾斜し， 東側では走向 N 30～50°W， 10～30°NE に傾斜している。 藤倉川流域 天狗森西方付近などでは， 褶曲構造をなし同一岩層を繰り返し露出している。
岩相 : 安山岩火山礫凝灰岩・安山岩熔岩および玄武岩熔岩を主とし， 安山岩凝灰岩・安山岩凝灰角礫岩， および玄武岩火山礫凝灰岩を挾有している。 本層の最下部には基底礫岩を有する。 本層は火山岩類のみからなるが, 南隣の太良鉱山図幅地域内の本層中には， まれに頁岩の薄層を挾有している。 安山岩火山礫凝灰岩は緑色～青緑色， 堅硬で， 火山礫～火山岩塊と基質とはよく膠結され分離することができない。 一般に無層理であるが， ときに淘汰を受けてわずかに層理を示す。 やゝ砂質なもの， 少ないが含礫質なもの， および細粒から粗粒なものまで色々の火山礫凝灰岩があり， 凝灰角礫岩および凝灰岩を挾有している。 安山岩熔岩は暗青色～青灰色， 緻密， 堅硬， 斑状で， 一般に柱状節理， ときに板状節理がよく発達し， 板状にわれ易いものが多い。 斑晶の量の増減がみられ， ときに斑状構造が著しく， 白色の斜長石の目立つものがある。 安山岩火山礫凝灰岩および安山岩凝灰岩を挾有し， 処々自破砕熔岩となっており， 厚さの膨縮が著しい。 玄武岩熔岩は暗青色～緑青色， 緻密， 堅硬で， 橄欖石斑晶を多量に点在していることがある。 節理がよく発達し板状にわれ易いものが多い。 玄武岩火山礫凝灰岩をわずかに挾有しており， 処々自破砕熔岩となっている。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O + | H2O - | Total |
| 55.79 | 1.26 | 16.89 | 4.36 | 4.59 | 0.26 | 3.29 | 7.08 | 3.14 | 0.64 | 0.20 | 1.82 | 0.55 | 99.37 |
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O + | H2O - | Total |
| 54.05 | 0.98 | 16.60 | 3.99 | 3.65 | 0.13 | 5.70 | 6.63 | 2.70 | 1.09 | 0.16 | 2.96 | 0.62 | 99.26 |
層位関係 : 著しい斜交不整合関係は藤倉川中流でよく観察され， チャート（ときに粘板岩）の小円礫を多数有する厚さ 5～15 m の基底礫岩が， 先新第三系を緩傾斜にて被覆している。
化石 : 本層には化石が非常に少なく， 保存不良の植物化石と炭質物をまれに産するのみである。
模式地 : 相馬村藤倉川流域付近
層厚 : 200～400 m
分布および構造 : 図幅地域南西隅付近から南縁部において， 下部層の北側に分布している。 大局的にみて走向 N 50～70°E， もしくは W， 傾斜 N に 20～30°である。
岩相 : 安山岩火山礫凝灰岩および安山岩熔岩を主とし， 安山岩凝灰岩・安山岩凝灰角礫岩および玄武岩熔岩を挾有する。 安山岩火山礫凝灰岩は緑色～青緑色， やゝ堅硬で， 火山礫～火山岩塊と基質とは比較的よく膠結されている。 一般に層理を示し， ときにやゝ砂質なもの， 少ないが含礫質なもの， および細粒から粗粒のものまで色々の火山礫凝灰岩があり， 凝灰角礫岩および凝灰岩を挾有している。 南西隅付近の湯ノ沢流域のものは， ほかの地域のものに較べ堅硬であって， 珪化作用をとくに著しく受けている。 安山岩熔岩および玄武岩熔岩は暗青色～青灰色， 緻密， 堅硬で， 節理がよく発達している。 安山岩凝灰角礫岩・安山岩火山礫凝灰岩および安山岩凝灰岩を挾有し， 処々自破砕熔岩となり， 安山岩凝灰角礫岩との識別困難である。 安山岩熔岩および安山岩凝灰角礫岩は， 図幅地域南西部に多い。 玄武岩火山礫凝灰岩をわずかに挾有しており， 処々自破砕熔岩となっている。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O + | H2O - | Total |
| 52.25 | 0.87 | 20.22 | 5.92 | 1.93 | 0.11 | 2.80 | 8.36 | 3.15 | 0.57 | 0.20 | 1.92 | 1.58 | 99.88 |
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O + | H2O - | Total |
| 49.61 | 0.77 | 15.31 | 5.69 | 2.35 | 0.10 | 6.62 | 8.07 | 2.87 | 2.01 | 0.19 | 3.12 | 0.83 | 97.54 |
層位関係 : 本層と下位の藤倉川層下部層との関係は， 藤倉川流域などで， 火山噴出物相互間の異常堆積状況を示しているけれども， おそらく整合であって時間的間隙や構造的差異はない。
化石 : 本層には化石が非常に少なく， 保存不良の植物化石と炭質物とをまれに産するのみである。
黒石沢層（命名 : 斉藤正次（1951） 9) ）は藤倉川層を被覆し， 図幅地域南部に広く分布する。 おもに安山岩の火山礫凝灰岩からなり， 泥岩・頁岩などの堆積岩を挾有し， 火山岩類は藤倉川層ほどではないが変質作用を蒙っている。
模式地 : 南隣の太良鉱山図幅地域西部の秋田県北秋田郡藤里村 黒石沢流域， および本図幅地域相馬村関ガ平南西方付近である。
層厚 : 150～450 m（藤倉川流域では， 240 m）
構造 : 図幅地域南西隅の砂子瀬付近に広く分布するものは， 大局的にみて N に 15～25°緩傾斜しているが， 小断層と褶曲により同層準の岩層を繰り返している。 中南部の舟打鉱山付近では走向 N 45～60°W， 傾斜 20～30°NE の単斜構造をなしている。 相馬村栩内川上流のものは N に 20～30°緩傾斜し， N 方向に沈下する向斜軸を有する向斜構造を示している。 弘前市一野渡南方では大和沢川にほゞ沿う断層を境として， 西部は上述の向斜の東翼を占め NW に 30°内外緩傾斜し， 東部では N に 25～30°緩傾斜し， 上述の断層や， そのほかの断層付近では乱されている。
岩相 : 安山岩火山礫凝灰岩を主とし， 流紋岩熔岩・ 安山岩凝灰岩・ 安山岩凝灰角礫岩・ 酸性火山礫凝灰岩・ 玄武岩火山礫凝灰岩・ 泥岩・ 砂岩・ 含礫火山礫凝灰岩および頁岩を挾有する。 安山岩火山礫凝灰岩は淡緑色～青緑色， ときに雑色を示し， やゝ堅硬， 火山礫～火山岩塊と基質とは比較的よく膠結されている。 軽石質なもの， 砂質なもの， 泥質なもの， 含礫質なもの， および細粒から粗粒のものまで色々の火山礫凝灰岩があり， 安山岩凝灰角礫岩・安山岩凝灰岩・泥岩・砂岩などを挾有し， これらが互層をなし， 層理をよく示す。 流紋岩熔岩は灰白色， 緻密， 堅硬， ときに有色鉱物を点在する。 弘前市一野渡南方のものは酸性火山礫凝灰岩を挾有し， 珪化作用を受け， この凝灰岩との識別困難なものが多い。 一部には岩脈のものもあると考えられる。 酸性火山礫凝灰岩は淡緑色， やゝ軟弱， 軽石質， ときに砂質であって， 一野渡 南方一帯に少量みられる。 玄武岩火山礫凝灰岩は濃青色～暗赤青色， やゝ軟弱で， 火山礫と基質とは比較的よく膠結されており， 西目屋村山神平付近などで少量みられ， 安山岩火山砕屑岩に挾有されている。 泥岩は暗灰色， 堅硬～やゝ堅硬， 塊状（ときに板状）， 凝灰質で， 数～数 10 m の薄層として介在するが， 少ない。 砂岩は暗灰色， 細粒～粗粒， やや堅硬， 凝灰質で， まれに小礫を有し， 薄層として介在するが少ない。 含礫火山礫凝灰岩は淡緑色～緑色， やゝ堅硬で， やゝ円味を帯びた火山礫を有し， 安山岩火山礫凝灰岩に移化する。 ときに火山礫や火山岩塊の円味を帯びた円礫を有し， 基質との膠結度が良く， 礫岩質のものがある。 このような含礫火山礫凝灰岩は処々に薄層として介在するが， 本層の最上部に多く， 舟打鉱山付近のものは貝化石を多量に有し， 約 4 km 以上連続している。 頁岩は暗灰色， 堅硬， 板状にわれ易く， まれに薄層として挾有されている。 舟打鉱山東方 鴫沢山南方の頁岩は厚さ 10～30 m で， 阿仁合型植物化石を多産し約 2 km連続する。 本図幅地域内には本層を貫く安山岩岩脈が多数みられるが， 熔岩流と確認できるものはない。 しかし南隣の太良鉱山図幅地域北西部 湯ノ沢流域で２， ３みられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
層位関係 : 下位の藤倉川層との関係は， 漸移整合と考えられる。 西目屋村 砂子瀬 南方では， 藤倉川層上部層とした輝石安山岩熔岩を主とする厚層が終わり， これを被覆している安山岩火山礫凝灰岩の出始める所 （貝および植物の化石を産する帯とほゞー致する) から上位を本層とした。 舟打鉱山付近では， 植物化石を産する泥岩および頁岩を挾有し始める所から上位を本層とした。
化石 : 本層からは， 下記の阿仁合型植物化石群， 台島型植物化石群および貝化石を多産する。 舟打鉱山付近において， 阿仁合型植物化石群は黒石沢層最下部の頁岩から， 台島型植物化石群は， 黒石沢層最下部から最上部までの数帯の泥岩から産する。 これを大局的にみると前者植物化石群がより下位にあるが， 両者の化石群を産する岩層間に不整合はみとめられないので， 本図幅地域では両者を同一の層（Formation）に属せしめた。
湯口山層（新命名 : 大沢穠）は黒石沢層を被覆しおおむねその北側に分布している。
模式地 : 相馬村栩内川上流湯口山付近
層厚 : 150～500 m
構造 : 大局的にみて北傾斜の単斜構造をなし， 地域南西縁の砂子瀬北東方付近では走向 N 40～70°E， 傾斜 15～25°NW， その東方の舟打鉱山付近では走向 N 45～70°W， 傾斜 15～30°NE， 湯口山付近では走向 N 40～80°W または E， 傾斜 20～30°NE または NW， 地域南東縁の一野渡付近では走向 N 30～80°E または W， 傾斜 15～30°NW または NE である。
岩相 : 酸性火山礫凝灰岩・酸性凝灰岩および泥岩を， 地区的には安山岩火山礫凝灰岩を主とし， 流紋岩熔岩・砂岩・安山岩凝灰岩および安山岩凝灰角礫岩を挾有する。 酸性火山礫凝灰岩および酸性凝灰岩は灰白色～淡緑色， 堅硬なものからやゝ軟弱なものまであり， 火山礫ときに軽石を多量に有し， 砂質なものや， やゝ泥質なものもある。 泥岩は暗灰色， 堅硬～やゝ堅硬， 塊状， やゝ凝灰質である。 安山岩火山礫凝灰岩は図幅地域南西部に主として分布し， 暗灰色～青灰色， 藤倉川層や黒石沢層のものに較べ変質されておらず， やゝ堅硬で， 火山礫～火山岩塊と基質との境は明瞭であって比較的膠結されていない。 砂質なもの， 泥質なもの， および細粒から粗粒のものまで色々の火山礫凝灰岩があり， 安山岩凝灰岩・安山岩凝灰角礫岩・砂岩および泥岩を挾有し， これらが互層をなし層理をよく示す。 流紋岩熔岩は灰白色， 一般に多孔質なものが多く， やゝ堅硬であり， 一部のものは貫入岩類の疑いがある。 砂岩は暗灰色， 細粒～粗粒， やゝ凝灰質で薄層として介在する。 代表的な安山岩火山砕屑岩中の角礫を鏡下でみると次の通りである。
層位関係 : 下位の黒石沢層との関係は一般には整合であるが， 局部的には不整合の疑いがもたれる。 しかし時間的間隙や構造的差異は少ないと考えられる。 舟打鉱山付近では， 貝化石（植物化石を伴なう）を多量に有する含礫火山礫凝灰岩が終わり， 泥岩の薄層を盛んに挾有し出すところから上位を本層とした。
化石 : 本層からはまれに貝化石を産するが保存不良である。
栩内川層（新命名 : 大沢穠）は湯口山層を被覆して図幅地域の南部に分布している。
模式地 : 相馬村栩内川中流付近
層厚 : 150～400 m
構造 : 栩内川中流付近ではほゞ N - S 方向の褶曲軸を有する褶曲構造を示しているが， ほかの地域では E - W 傾向の走向を示し， N に 15～30°傾斜する単斜構造をなして， 湯口山層を覆い， その北側に沿い， 同様地域を東西に亘って分布する。
岩相 : 泥岩を主とし酸性凝灰岩および砂岩， まれに硬質頁岩および礫岩を挾有する。 泥岩は暗灰色， 堅硬～やゝ堅硬， 塊状， やゝ凝灰質なものがあり， 硬質頁岩の薄層をときに挾有する。 酸性凝灰岩は灰白色， やゝ軟弱， 軽石を含有しときにほとんど軽石のみからなるものがある。 また火山礫を有し， 火山礫凝灰岩と呼ぶべきものもある。 砂岩は暗灰色， 細粒～粗粒， やゝ凝灰質であって薄層として介在する。 礫岩は西目屋村村市北方などで， まれに薄層として挾有されている。
層位関係 : 下位の湯口山層との関係は整合であって， 堅硬～やゝ堅硬な泥岩を主体とするところから上位を本層とした。
化石 : 本層中から Sagarites (Makiyama) Chitanii (MAKIYAMA) と鑑定困難な二枚貝および巻貝を産する。
相馬集塊岩層（新命名：大沢穠）は栩内川層を被覆して， 図幅地域中南部に分布している。
模式地 : 相馬村屏風岩付近
層厚 : 300～700 m
構造 : 大局的にみて走向 N 70～80°W， 傾斜 15～25°N の単斜構造をなしている。
岩相 : 安山岩集塊岩および安山岩凝灰角礫岩を主とし， 安山岩火山礫凝灰岩・安山岩凝灰岩・安山岩熔岩・酸性凝灰岩および流紋岩熔岩を挾有し， 流紋岩熔岩の岩脈に貫かれている。 安山岩集塊岩および安山岩凝灰角礫岩は， 拳大（ときに牛頭大）の暗灰色， 斑状， ガラス質の火山弾および火山岩塊を， 火山礫を含有する凝灰質物質が充塡するもので， 一般に角礫と基質との境は明瞭である。 細粒火山砕屑岩をしばしば挾有し， 明瞭な層理を示す（第 5 図）。 これら細粒火山砕屑岩は， 安山岩質であるが， まれに酸性のものがあり， 流紋岩熔岩を挾有したり， またはそれに貫入されたりしていることから， 本層の堆積当時， 酸性の火山活動のあったことが推定される。 安山岩熔岩も処々に介在し西目屋村田代南方神社の滝の所などでよくみられる。 相馬集塊岩層中にはときどき凝灰質砂岩および凝灰質泥岩の薄層が介在する。 相馬村沢田付近のものは， 比較的厚層で金谷太郎（1948， 未公刊論文）によれば， 貝化石を産出したとのことである。 代表的な火山弾， および火山岩塊を鏡下でみると次の通りである。
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O + | H2O - | Total |
| 57.85 | 0.88 | 17.16 | 3.29 | 3.96 | 0.09 | 2.78 | 7.07 | 3.07 | 1.92 | 0.26 | 1.55 | 0.19 | 100.07 |
層位関係 : 下位の栩内川層とは整合（一部不整合）である。 西目屋村田代 南西方の岩木川沿いで， この関係がよく観察され， こゝでは両者の構成岩相が漸移している。 栩内川付近では， 大局的な分布や地質構造からみて不整合の疑いがあるが， 不整合面は観察できなかった。 本層と大秋層との関係は同時異相であって， 本層が火山岩相であるのに対し大秋層は堆積岩相である。 この関係は西目屋村田代西方の沢でよく観察される（第 6 図）。
化石 : 西目屋村沢田付近から， かつて貝化石を産出したという。
貫入岩類には， 粗粒玄武岩・玄武岩・安山岩および流紋岩があり， 藤倉川層・黒石沢層・湯口山層・栩内川層および相馬集塊岩層を貫いている。
粗粒玄武岩および玄武岩は， 藤倉川層・黒石沢層・湯口山層および栩内川層を貫く岩脈（一部岩床）として， 図幅地域南部に多数みられる。 岩体の大きさは普通は幅 2～20 m， 長さ数 100 m 以下である。 不規則な形体をなし， 一部では岩脈， 一部では岩床をなし， ときに幾つかの枝を出している。 粗粒玄武岩の岩質は黒色～暗青色， 粗粒， ほゞ等粒状， 堅硬で， 方状の節理がよく発達し， 風化するとしばしば玉葱状構造を示している。 玄武岩は， 粗粒玄武岩に較べて少なく， 岩質は暗青色～青灰色， やゝ斑状， 緻密， 堅硬である。 代表的岩石は， 橄欖石および普通輝石を有する粗粒玄武岩（～玄武岩）であって， 鏡下でみると次のようである。
粗粒玄武岩および玄武岩の貫入時期は， 湯口山層および栩内川層の堆積時と考えられるが， ごく一部のものは藤倉川層下部層の堆積時にも貫入した疑いがある。 また， 粗粒玄武岩および玄武岩は， 断層の多い構造帯に多いようである。 例えば相馬村 藤倉川付近から， 東方の同村 藍内川付近に至る間の舟打鉱山， および同鉱山周縁地域に多い。
安山岩は藤倉川層・黒石沢層・湯口山層および栩内川層を貫く岩脈であって， 幅 2～数 10 m 以上である。 岩質は暗灰色～青灰色， 緻密， 堅硬で， 一般に斑状である。 節理がよく発達している。 本岩には藤倉川層中の安山岩熔岩と， 識別困難な程度に変質しているものから， 相馬集塊岩層中の安山岩熔岩程度しか変質されず新鮮なものまである。 代表的岩石を鏡下でみると次の通りである。 下記のものは岩質， 層位などからみて， おそらく栩内川層堆積時（相馬集塊岩層堆積時にも ?）のものであろう。
流紋岩には湯口山層・栩内川層および相馬集塊岩層を貫く岩脈をなすもの， 図幅地域北西部のニツ森（西隣の川原平図幅地域内）などを構成しているもの， および久渡寺山を構成しているものとがある。 久渡寺山のものは黒石沢層・湯口山層および栩内川層を貫く大きな貫入岩である。 岩質は灰白色～灰色， 緻密， 堅硬～やゝ堅硬であって斜長石斑晶を基質中に点在している。 代表的岩石を鏡下でみると次の通りである。
松木平層（命名 : 川村真一（1957） [ 以下の [注] 参照 ] ）は栩内川層を被覆して， 図幅地域南東端にわずかに分布している。
模式地 : 弘前市松木平南方
層厚 : 250 m 内外
構造 : 走向 N 50～80°W で， N または NE に緩傾斜している。
岩相 : 泥岩からなり， 泥岩は暗灰色， 風化すると帯黄色～帯禍黄色をおび， 凝灰質， 塊状， やゝ軽い。 層理を示し， やゝ硬質な頁岩を挾有する。
層位関係 : 下位の栩内川層とは整合であって， 泥岩の薄層の出始める所から上位を本層とした。 岩相および層位からみて， 相馬集塊岩層・大秋層などとの関係は同時異相と推定されるが， 確証はない。
化石 : 本層中から多量の Sagarites Makiyama Chitanii (MAKIYAMA) を産する。
大秋層（新命名 : 大沢穠）は栩内川層を被覆して， 図幅地域西部に分布している。
模式地 : 西目屋村大秋付近
層厚 : 250～600 m
構造 : 走向 N 20～70°W， 傾斜 E または NE の緩い単斜構造をなしている。
岩相 : 泥岩を主とし， 酸性凝灰岩および砂岩を挾有する。 泥岩は暗灰色， やゝ軟弱， 凝灰質， 層理明瞭でなく 挾有する他の薄層（とくに凝灰岩）によってのみ走向および傾斜を知ることができる。 凝灰岩は灰白色， 軟弱， 軽石質で数層挾有されている。 本層下位の凝灰岩， とくに田代西方の沢のものはすこぶる軟弱で， ほとんど軽石からなり， 偽層を示す。 砂岩は暗灰色， 軟弱， 粗粒～細粒， 凝灰質である。
層位関係 : 本層と栩内川層との関係はおそらく整合と考えられるが， 露出不良のため明瞭でない。 相馬集塊岩層の項で述べたように， これと本層とは同時異相の関係がある。
化石 : 本層中から Sagarites (Makiyama) Chitanii (MAKIYAMA) および貝化石を産する。
七ツ滝花崗閃緑岩類は， 図幅地域南西部の七ツ滝付近および その南西方の湯ノ沢支流滝ノ沢上流にわずかに分布している。 本花崗閃緑岩類は角閃石黒雲母花崗閃緑岩に属し， 全体として淡灰色を呈し， 比較的均質， 中粒， 堅硬であって， 常に大きさ 0.2～0.5 m のやゝ塩基性の岩石を捕獲している。 本岩類の代表的な岩石を鏡下でみると次のようである。
七ツ滝花崗閃緑岩類の貫入の地質時代については， 次の諸事実により新第三紀以前と考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
東目屋層（命名 : 金谷太郎（1950） 5) ）は新第三系の最上部を占め， 図幅地域中部に広く分布している。
模式地 : 西目屋村田代付近
層厚 : 100～200 m
構造 : 本層はこまかい波状褶曲をなし， あらゆる方向に緩傾斜している。
岩相 : シルト岩からなり， 砂岩， ときに酸性凝灰岩および礫岩を挾有する。 シルト岩は暗灰色， 軟弱， 凝灰質～砂岩であり， ほとんど無層理に近く， 走向および傾斜はシルト岩にはさまれている他の薄層によってのみ知られる。 砂岩は暗灰色， 軟弱， 粗粒～細粒， 凝灰質， ときに小円礫を含有し， シルト岩についで多い。 凝灰岩は灰白色， 軟弱， 軽石質で， 礫岩とともに薄層として介在する。 まれではあるが， 西目屋村田代 南方 岩木川岸には， 本層に属すると考えられる安山岩火山礫凝灰岩， および安山岩凝灰角礫岩がみられる。
層位関係 : 下位の大秋層および相馬集塊岩層とは不整合（一部整合）と考えられる。 例えば田代の西方の沢において， 大秋層を本層が不整合に被覆している（第 7 図）。 しかし， 相馬村参詣森付近では， 本層が相馬集塊岩層の最上部の安山岩凝灰角礫岩と指交（interfinger）関係を示している。
化石 : 本層中には多数の有孔虫， 貝化石， 珪藻類の遺片， 海綿の針骨などを産する。 本層から産する貝化石は次の通りである。
| （岩井武彦（1959） 27) による） | 採集地 | ||
| (1) | (2) | (3) | |
| Cocculina japonica DALL | 〇 | ||
| Turritella fortilirata SOWERBY | 〇 | ||
| T. fortilirata hakei KOTAKA | 〇 | ||
| T. saishuensis YOKOYAMA | 〇 | ||
| Epitonium angulatosimile OTUKA | 〇 | 〇 | |
| E. aomoriensis IWAI | 〇 | 〇 | |
| Bittum yokoyamai OTUKA | 〇 | 〇 | |
| Natica tugaruana NOMURA and HATAI | 〇 | ||
| N. severa GOULD | 〇 | ||
| Sinum oblongum yuguchiensis IWAI | 〇 | ||
| Neptunea arthritica hirosakiensis IWAI | 〇 | ||
| Beccunum yoroianum OZAKI | 〇 | ||
| B. sp. | 〇 | ||
| Cancellaria（?）sp. | 〇 | ||
| Admete lischkei (YOKOYAMA) | 〇 | ||
| Antiplanes contraria (YOKOYAMA) | 〇 | ||
| Leucosyrinx yonegafukuroensis IWAI | 〇 | ||
| Dentalium weinkauffi DUNKER | 〇 | 〇 | |
| Acila divaricata (HINDS) | 〇 | 〇 | |
| A. sp. | 〇 | ||
| Portlandia scapha hirosakiensis IWAI | 〇 | ||
| Anadara amicula (YOKOYAMA) | 〇 | ||
| Glycymeris nipponica (YOKOYAMA) | 〇 | 〇 | |
| G. yessoensis (SOWERBY) | 〇 | ||
| Limopsis tokaiensis YOKOYAMA | 〇 | 〇 | 〇 |
| L. sp. | 〇 | ||
| Propeamussium cf. intuscostatum (YOKOYAMA) | 〇 | ||
| Chlamys cosibensis (YOKOYAMA) | 〇 | 〇 | |
| Lima goliath SOWERBY | 〇 | ||
| Astarte alaskensis DALL | 〇 | 〇 | 〇 |
| A. borealis (SCHUMACHER) | 〇 | ||
| A. aomoriensis NOMURA and HATAI | 〇 | ||
| Venericardia ferruginea (CLESSIN) | 〇 | ||
| V. sp. | 〇 | ||
| Lucinoma cf. acutilineatum (CONRAD) | 〇 | ||
| Clinocardium californiense (DESHAYES) | 〇 | ||
| Macoma oinomikadoi OTUKA | 〇 | ||
| Solen krusensternii SCHRENCK | 〇 | ||
| Pholadomya kawadai OMORI | 〇 | ||
(3) の地点付近にて， このほかに Mytilus sp., Patinopecten kurosawaensis (YOKOYAMA)（本所 坂本亨技官鑑定）を採集した。
[ 以下は弘前市域の各所で採集した化石 ]
高野石英安山岩は， 東目屋層を不整合に被覆し， 図幅地域中部にわずかに分布している。 灰色～灰白色， 斑状， 多孔質の熔岩で， 石英斑晶を多量に点在している。 本岩は， 岩相および層位からみて おそらく鮮新世末（あるいは更新世初期 ?）に噴出したものであろう。 代表的岩石を鏡下でみると次のようである。
岩木火山はおもに安山岩類から構成されている。 噴出の時代については次の諸事実などからみて更新世初期から現世にわたると考えられる。 (1) 古期成層火山の安山岩火山礫凝灰岩が更新世の 黄金山 層中に挾有されている。 (2) 一番最近の噴火は， 百沢寺延喜によれば文久 3 年（1863）に山上の２ヵ所に起こった。 (3) 火山地形の開析程度。
岩木火山には ほゞ中央に直径約 1.1～1.4 km のカルデラのほか爆裂火口跡が 10 ヵ所以上あり， 直径 30～50 m のものが多い。 岩木火山の噴出物は下位から 古期成層火山・ 新期成層火山・ 寄生火山・ 中央火口丘および 岩木火山砕屑岩に分けられる。 岩石はすべて 紫蘇輝石質岩系に属する石英橄欖石角閃石含有紫蘇輝石普通輝石安山岩・ 紫蘇輝石普通輝石安山岩および橄欖石（含有）紫蘇輝石普通輝石安山岩である。
古期成層火山を構成する岩石は， 岩木火山の最下部を占めて侵蝕の進んだ谷に沿って分布し， おもに安山岩火山角礫岩・安山岩凝灰角礫岩および安山岩火山礫凝灰岩からなり， 安山岩熔岩を挾有している。 後述の新期成層火山の岩石との識別点は, (1) ほとんど火山砕屑岩から構成されている。 (2) やゝ変質され一般に成層せず橄欖石はみとめられないことなどである。 代表的な火山岩塊を鏡下でみると次の通りである。
新期成層火山を構成する岩石は， 岩木火山の本体を構成し， 山頂から中腹にいたる間に分布し， 安山岩熔岩を主とし安山岩凝灰角礫岩を挾有している。 熔岩は部分的に自破砕熔岩となっている。 岩石は青灰色～暗灰色， 緻密， 堅硬， 斑状である。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
寄生火山は岩木火山の南麓小森山を構成し， 安山岩熔岩からなり， 岩石は暗灰色～青灰色， 緻密， 堅硬， 斑状である。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
中央火口丘は岩木火山の山頂を構成し， 安山岩熔岩からなる。 岩石は青灰色～灰色， 堅硬， 斑状， 外来岩片および外来結晶を含有していることが多い。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
岩木火山砕屑岩は岩木火山の山麓に広く分布している。 その大部分は山頂や山腹などにみられる爆裂火口から裾野に流下したもので， 多数の流れ山を形成している。 本火山砕屑岩は， 新期成層火山を構成している火山岩類（少量であるが中央火口丘の熔岩も）の やゝ円味を帯びた牛頭大～指頭大の岩片を， ときに軽石を含有し， 所により量の増減が著しい。 これらの間を充填している凝灰質物質は， 分解してロームとなり黄褐赤色を呈している。 一般に無層理で分級されておらず， 旧地形の凹凸を一様に覆って堆積している。 岩木火山の山麓は露出不良であるため， 岩木火山砕屑岩と火山岩屑とを図上にて区別できず， また岩木火山砕屑岩そのものも， 洪積世のものから現世のものまであるが， 一応一色に塗色した。 なお， このほか 百沢からの登山道路に沿って厚さ 1.0 m 内外の軽石の薄層が堆積している。 岩木火山の安山岩類の化学成分は第 8 表のとおりである （河野義礼・青木謙一郎・門脇淳（1951））。
本層は， 下位から上位に向け弘前湖盆層・黄金山層・山田野層および段丘堆積層に分けられる。
弘前湖盆層（命名 : 酒井軍治郎（1960） 30) ）は， 洪積層の最下部を占めて図幅地域東部に分布しているが， 試錐によって確認されているのみで， 露出不良のため地表ではみとめられない。 本層は主として砂・礫・粘土および砂質粘土からなり， 地表下の深度 110～180 m および 180～250 m の２層準に泥炭層を挾有している。 この泥炭層中から， Menyanthes trifoliata LINNÉ を産するので， 洪積統に属すると考えられる。
黄金山層（命名 : 酒井軍治郎（1958） 30) ）は図幅地域東部に分布している。 本層の模式地は， 北隣の五所川原図幅地域南東部 弘前市黄金山付近であって， 下位から安山岩火山礫凝灰岩， 泥炭を有するシルト岩～粘土， 砂・礫・粘土の互層， 軽石～砂質凝灰岩の順序に重なっている。 黄金山付近では厚さ 100 m 以上に達するが， 南方の旧弘前市内の各地ではきわめて薄く東目屋層を不整合に被覆している。 本層の泥炭層中から， Menyanthes triofliata LINNÉ を産し， 洪積統に属すると考えられる。
前述の弘前湖盆層と本層との関係について， 弘前市内の地下水を詳細に研究した酒井軍治郎（1960） 30) は弘前盆地内にまず弘前湖盆層， そして多少の侵蝕期間を距てて黄金山層が堆積したと考えている。
山田野層は， 黄金山層を不整合に被覆し， 図幅地域中央部から東部に分布している。 中央部のものは薄層であるため地質図幅から省略してある。 本層の模式地は， 北隣の五所川原図幅地域内北西部 森田村 山田野であって， 軽石質～凝灰質， ときに小円礫を有する砂層を主とし， 礫・粘土・泥などを伴なっている。 この砂層中から腐朽した木片を多産する。 本図幅地域内の本層の厚さは 20 m 以下で， 普通数 m 内外である。
本層は主として砂および礫からなり， 粘土を伴なっている。 主要河川に沿う低位の段丘， またより一段と高い新第三系からなる台地上の段丘などがみられる。
本層は砂・礫および粘土からなり， 図幅地域北東部および主要河川に沿って発達している。
弘前図幅地域の南縁部には， 東北裏日本緑色凝灰岩地域特有の新第三系が分布しているので， この種の地域に特有の金属鉱床が多い。 第四紀 岩木火山の噴出物中には， 硫黄鉱床が知られており， また百沢温泉・岳温泉などがある。
舟打鉱山の沿革は明治 2 年頃， 相馬村の大黒屋万右衛門が現鉱山付近で光沢ある岩石を発見したのを始めとしている。 明治 39 年， 採掘権が設定され， 中村某などにより大正 4 年頃まで採掘された。 昭和 4 年 日本曹達株式会社が買収し， 昭和 9 年 11 月 開発に着手し， 逐次拡張し， 昭和 13 年以降生産を増大し， 重要鉱山に指定された。 昭和 31 年 日本曹達株式会社の鉱山部門が独立し， 日曹金属鉱山株式会社が設立され， 現在に至っている。 昭和 11 年以降の生産量は， 第 9 表の通りである。 鉱石は山元において優先浮游選鉱によって精鉱とされ， 鉛および亜鉛は， 日本曹達 会津工場に， 硫化鉱は， 高岡工場におのおの選鉱され， 銅鉱は， 大日本鉱業 発盛鉱業所に売鉱されている。
舟打鉱山は図幅地域中南部に位置し中津軽郡 相馬村に属する。 弘前駅から相馬村 山田までバスで 16 km， こゝから山元まで索道にて 4 km， またトラックで 7 km にて達する。
舟打鉱山付近の基盤は， 先新第三系で， これを被覆して 新第三紀の藤倉川層・黒石沢層・湯口山層・栩内川層および相馬集塊岩層が 相次いで整合に重なっている（第 8 図）。 先新第三系は主としてチャートからなり， 粘板岩の薄層を挾有する。 藤倉川層は層位的に下部層および上部層に分けられる。 下部層は主として 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩（ときに橄欖石を伴なう）・ 普通輝石橄欖石玄武岩質安山岩熔岩および 輝石安山岩火山礫凝灰岩（ときに橄欖石を伴なう）からなり， 輝石安山岩凝灰岩を挾有し， 最下位に基底礫岩（第 8 図の地域外）を有する。 層厚は 300～600 m である。 上部層は主として 輝石安山岩火山礫凝灰岩（ときに橄欖石を伴なう）からなり， 同質の凝灰岩・凝灰角礫岩および熔岩を挾有し， 層厚は 200～300 m である。 藤倉川流域では下部層と上部層との境は局部的異常堆積状況を示している。 黒石沢層は 輝石安山岩火山礫凝灰岩を主とし， 同質の凝灰岩・凝灰角礫岩・植物化石を豊富に産する泥岩および頁岩を挾有している。 本層の最上部には貝化石を多産する含礫火山礫凝灰岩が分布する。 層厚は 150～280 m である。 湯口山層は 酸性細粒火山砕屑岩・泥岩・輝石安山岩細粒火山砕屑岩を主とし， 砂岩を挾有している。 層厚は 150～200 m である。 栩内川層は 主として泥岩からなり酸性凝灰岩・輝石安山岩火山礫凝灰岩， ときに砂岩を挾有し， 層厚は 150～300 m である。 相馬集塊岩層は 栩内川層を整合（一部不整合）に被覆し， （角閃石含有）紫蘇輝石普通輝石安山岩集塊岩および同質の凝灰角礫岩からなる。 このほか 上記の各地層を貫く輝石安山岩および（普通輝石）橄欖石粗粒玄武岩～玄武岩があるが， おそらく 湯口山層および栩内川層の堆積時（相馬集塊岩層堆積時にも ?）に貫入したものであろう。
舟打鉱山付近の地質構造は大局的にみると， 走向 N 45～60°W， 傾斜 20～30°NE の単斜構造で特徴づけられ， 走向方向の褶曲軸を有する褶曲， 傾斜方向のもしくはこれにやゝ斜交する断層がみられる。 褶曲の代表的なものは藤倉川流域でよくみられる。 長沢に沿う断層およびこれに平行する走向 N 30～40°E のこれら断層群は， この地域の代表的なもので， 副次的な小断層および裂罅を多数派生している。
舟打鉱山の鉱床は， 断層もしくはこれに伴なう裂罅に沿って胚胎された鉱脈である。 現在まで稼行されたものは， 本坑鉱床および藍内鉱床の２鉱床であって， いずれも藤倉川層下部および上部の境付近に胚胎されている。 構成鉱物は閃亜鉛鉱・方鉛鉱・黄銅鉱および黄鉄鉱で， 方解石・重晶石および石英を伴なう。 藍内鉱床の晶洞中から本邦特産のいわゆる「三角式黄銅鉱」を産し， 本所の砂川一郎技官により研究された 10) 。
本坑鉱床は， 調査当時（昭和 33 年）廃坑となっていた。 本坑鉱床は， 第１鉱脈と第２鉱脈とがあって， 延長 100 m， 脈幅最大 3.0 m である。
藍内鉱床は， 調査当時採掘中であった。 藍内鉱床は， １号𨫤から４号𨫤まで数えられるが， もっとも優勢なものは３号𨫤である。 走向 N 60°E 内外， 傾斜 70°NW 内外， 走向延長 400 m， 傾斜延長 200 m であって， 鉱脈の膨縮著しく， 上下盤の粘土化作用が強い。
そのほか， 鉱区内の各所に同種の鉱脈の露頭が多数知られ， 藤倉川層・黒石沢層および湯口山層の各層を母岩としている。 鉱脈の走向は， 母岩の走向にほとんどのものが直交もしくは斜交している。
図幅地域南西端の西目屋村 砂子瀬南方に位置し， 弘前駅から砂子瀬までバスの便があり， こゝより南方約 3 km にある。 過去において盛んに稼行されたが， 1959 年現在 休山中であった。
付近の地質は， 藤倉川層の輝石安山岩熔岩および同質火山砕屑岩， 黒石沢層の輝石安山岩火山礫凝灰岩（泥岩を伴なう）と， 七ツ滝花崗閃緑岩類からなる。 大局的にみて北方に緩傾斜し， 藤倉川層・黒石沢層の順序に重なっている。
文献（青森県の地下資源（1954） 15) ）によれば， 鉱床は藤倉川層中に胚胎され， 脈状および鉱染鉱体をなし， 付近一帯に「焼け」がみられる。 鉱床は新成・角田・三枚・滝ノ沢前・新屋の５𨫤に分かたれ， 一般に走向 NNW， 傾斜 WSW で脈幅は 0.04～0.4 m である。 鉱石は黄銅鉱と黄鉄鉱を主とし， 閃亜鉛鉱と方鉛鉱を伴ない， 微量の金と銀を含有する。
図幅地域南東部の弘前市 一野渡 南西方に位置し， 弘前駅の南南西約 9 km にある。 1959 年現在 休山中であった。
付近の地質は粘板岩およびチャートからなる先新第三系と， これと断層で接する黒石沢層の凝灰岩および流紋岩熔岩からなる。 大局的にみて， 先新第三系は N 0～30°E または W に走り， E または W に急斜し， 黒石沢層は N 30°E 内外に走り， NW に緩傾斜している。
文献（青森県の地下資源（1954） 15) ）によれば， 先新第三系および黒石沢層の両者のなかに胚胎する鉱床で， ３条の鉱脈がほゞ平行している。 小檜葉 沢の凝灰岩中の鉱脈は， 走向 N 0～10°E， W に 70°傾斜する。 露頭では黄鉄鉱・黄銅鉱および藍銅鉱がみとめられる。 小檜葉沢の南東 250 m の金沢の先新第三紀層中の銅鉱脈は， 走向 N - S で急傾斜している。 脈幅は最大 10 数 cm に過ぎず， 鉱石はほとんど黄銅鉱からなり， 表面に藍銅鉱がみられる。 なお， 金沢の西方 250 m の苗代山中腹に旧坑がある。
図幅地域南東部の弘前市 久渡寺 北方に位置するマンガン鉱山である。 弘前駅の南南西約 7 km にある。 1959 年現在 休山中であった。
付近の地質は黒石沢層の凝灰岩と湯口山層の凝灰岩・砂岩および泥岩とからなり， こまかく波状褶曲をなしているが， 大局的には NNW 方向に沈下する背斜軸を有する背斜構造をしている。
文献（青森県の地下資源（1954） 15) ）によれば， 梨ノ木南南西 500 m のものは凝灰岩のベントナイト化したものが， 白， 赤または緑色などの縞をなすいわゆる「シャボンクイ」状をなす部分に， 数個の旧坑が見られる。 また梨ノ木南東 700 m にも旧坑がある。 久渡寺東方の数個の旧坑は崩落しているが， 互層する砂岩と凝灰岩との境界に沿って厚さ 0.3 m の鉱層を胚胎しているという。 品位悪く， 鉄分に富むもののようであり， 地表部に虎石が露出している。 鉱石は主として黒色酸化マンガン鉱である。
図幅地域北西端の岩木村湯ノ沢で硫黄が採取された。 弘前駅から岳温泉までバスの便があり， こゝから北方約 2 km にある山中である。
硫黄鉱は岩木山南西山腹の爆裂火口底に沈澱したもので， 現在は大部分採取されつくしている。 爆裂火口内の岩石は硫気ガスのため白色となり， 岩石裂罅に昇華硫黄を生じている。
このほか， 赤沢上流にも同様なものがみられるが， 稼行の対象として困難である。
岩木火山南麓に百沢温泉・岳温泉・湯段温泉などがある。 百沢・岳両温泉は酸性明礬泉であって， 前者は pH は 2.1， 泉温は 70 ℃， 後者は pH は 2.0， 泉温は約 60 ℃ である。 ともに弘前市から定期バスが通っている。 湯段温泉は弱食塩泉であって， pH は 6.2， 泉温は約 40 ℃ である。 そのほかに， 岩木温泉などがある。 すべて岩木火山の古期成層火山の安山岩火山砕屑岩， あるいは岩木火山砕屑岩中の割れ目に沿って湧出している。
図幅地域中央部の岩木村役場南方約 2 km の地点で， 通称「兼平石」としてかつて採石された。 兼平石は岩木火山の新期成層火山の紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩の火山岩屑であって， 暗灰色， 緻密， 堅硬， 斑状で， 板状節理の発達がよい。 敷石や橋石に使用された。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Aomori, No. 28
By ATSUSHI OZAWA (Written in 1961)
The mapped area is located in the southern part of the Aomori prefecture, Northeast Japan. Volcanics and sediments belonging to the Neogene, and Quaternary volcanics widely develop in this area. A summary of the stratigraphic sequence is given in the following table.
The pre-Neogene rocks are exposed in the southern part of the mapped area. They consist chiefly of clayslate and chert, associated with sandstone, tuff, altered andesite and altered basalt. Age of the rocks is assumed to be Paleozoic.
The Neogene Tertiary may be divided into so-called "Green Tuff" and "Oil Tertiary", as that of Northeast Japan. The former comprising the Fujikuragawa, Kuroishizawa and Yuguchiyama formations, is characterized by green-colored volcanic rocks and associated with a small amount of sediments, while the latter, consisting of the Tochinaigawa, Sōma agglomerate, Matsukitai, Tayaki and Higashimeya formations, is characterized by sedimentary rocks and intercalated with volcanic rocks.
The Fujikuragawa formation, the lowermost of the Neogene Tertiary in the mapped area, unconformably overlies the Pre-Neogene rocks in the southern part of the area. It consists chiefly of (olivine-) pyroxene andesite lava and its pyroclastics, associated with (pyroxene-) olivine basalt lava. The volcanic rocks have been generally more or less subjected to alterations such as propylitization and consequently changed to greenish in color.
The Kuroishizawa formation conformably overlies the Fujikuragawa formation in the southern part of the area. It consists chiefly of (olivine-) pyroxene andesite pyroclastics, associated with basalt pyroclastics, pyroxene andesite lava, rhyolite lava, mudstone, shale, sandstone and conglomerate. It contains such fossils as Glyptostrobus europaeus (BRONGN) HEER, Myrica (Comptonia) Naumanni (NATHORST), Ulmus longifolia UNGER, Carpinus subyedoensis KONNO, Cyclobalanopsis Inouei HUZIOKA, Zelkova Ungeri (ETTING.), Taxodium dubium (UNGER), Chlamys kaneharai (YOKOYAMA), Cryptopecten yanagawaensis (NOMURA et ZIMBO), Patinopecten kimurai (YOKOYAMA), Dosinia nomurai OTUKA, Dosinia kaneharai (YOKOYAMA), Clementia papyracea GRAY and Tapes (Siratoria) siratoriensis OTUKA. The volcanic rocks have been subjected to alterations similar to those of the Fujikura formation.
The Yuguchiyama formation conformably and partly unconformably overlies the Kuroishizawa formation in the southern part of the area. It consists chiefly of mudstone and acid fine-grained pyroclastics, associated with andesite pyroclastics, rhyolite lavas and sandstone.
The Tochinaigawa formation conformably overlies the Yuguchiyama formation in the southern part of the area. It consists chiefly of mudstone, associated with acid fine-grained pyroclastics, hard shale, rhyolite lava (intrusive body), pyroxene andesite lava (dyke) and (augite-) olivine dolerite (～basalt).
The Sōma agglomerate formation conformably (partly unconformably) overlies the Tochinaigawa formation in the central part of the area. It consists chiefly of (hornblende-) pyroxene andesite agglomerate and its tuff-breccia, associated with andesite lava, its fine-grained pyroclastics and acid tuff.
The Matsukitai formation conformably overlies the Tochinaigawa formation in the eastern part of the mapped area, and consists of black mudstone.
The Tayaki formation conformably overlies the Tochinaigawa formation in the western part of the area. It consists of mudstone, acid tuff and sandstone, and is correlated with the Sōma agglomerate formation.
The Higashimeya formation unconformably and partly conformably overlies the Tayaki formation and the Sōma agglomerate formation in the central part of the mapped area. It consists chiefly of siltstone, associated with sandstone, acid tuff and conglomerate. It contains such molluscan fossil as Turritella fortilirate Sowerby, Turritella saishuensis YOKOYAMA, Bittum yokoyamai OTUKA, Buccinum yoroianum OZAKI, Antiplanes contraria (YOKOYAMA), Anadara amicula (YOKOYAMA), Glycymeris yessoensis (SOWERBY), Chlamys cosibensis (YOKOYAMA), Astarte alaskensis DALL and Clinocardium californiense (DESHAYES).
Lavas of biotite dacite unconformably overlies the Higashimeya formation and is developed in small areas.
The Quaternary rocks comprise Iwaki volcano, the Diluvial deposits and the Alluvium.
Iwaki volcano occupies the northern part of the mapped area. It has an elliptical caldera 1.1 km and 1.4 km diameter. The somma is composed of (olivine-) hypersthene-augite andesite lava and its pyroclastics. The central cone consists of quartz-olivine-hornblende-bearing hypersthene-augite andesite lava.
The Tertiary strata distributed in the present area are characterized by a monoclinal structure with a general strike of E-W and by several groups of fault with about N-S trend. These groups are represented by the faults running nearly along the river Fujikura, river Ainai and the river Ōwazawa.
The Funauchi mine is active at present. It is of a fissure-filling vein type in andesite lapilli-tuff of the Fujikuragawa formation. Metallic minerals are sphalerite and galena with small amounts of chalcopyrite and pyrite.
Several metallic ore deposits, containing chalcopyrite, and manganese ores are found in the Fujikuragawa formation and Kuroishizawa formation. Most of them were worked in the past.
There are Dake and Hyakuzawa hot springs at the southern foot of volcano Iwaki. They belong to the acid alum spring, and are utilized to mineral baths.
昭和 37 年 10 月 15 日 印刷 昭和 37 年 10 月 20 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1962 Geological Survey of Japan