地域地質研究報告
５万分の１図幅
青森（5） 第 53 号
応用地質部 角清愛
地質部 盛谷智之
昭和 48 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 研究史 II.2 地質概説 II.3 大又層 II.4 巻渕層 II.5 桐内層 II.6 小猿部川層 II.7 岩谷層 II.8 貫入火成岩類 II.9 藤琴川層 II.10 小比内沢層 II.11 前山川層 II.12 湯車層 II.13 森吉火山 II.14 段丘堆積層・崩積層および冲積層 III. 応用地質 III.1 銅鉱床 III.2 珪藻土 III.3 ゼオライト III.4 パーライト III.5 亜炭 III.6 石油 III.7 鉱泉 III.8 石材 III.9 地すべり 文献 Abstract 巻末図版
地域地質研究報告
５万分の１地質図幅
（昭和 47 年稿）
青森（5） 第 53 号
本地域の野外調査研究は昭和 35 年の 6 月から 10 月にかけ， 盛谷がその南部を約 90 日， 角がその北部を約 60 日を費して実施し， 続いて角が約 30 日間， 全地域の調整を行なって完了した。 引続いて室内研究を行ない， 昭和 37 年当時， この研究報告書の大半をまとめ終った。 しかし， 本地域の第三系， とくにいわゆるグリンタフ層の中に顕著な不整合現象が発見され， このため， すでに出版の終了していた北隣の 鷹巣 図幅および南隣の 阿仁合 図幅との調整が必要となった。 この頃， 時を同じくして， 学界においても東北内陸部における 西黒沢 ・ 女川 の境界問題が論議を呼んでいた。 その後， 周辺地域， とくに昭和 37 年から 41 年にわたって行なった 東方の 大館 ・ 大葛 両図幅地域の調査研究（未発表）が， 本図幅のまとめに大きく貢献した。 この過程において 本図幅地域の層序区分についても一応の結論に達することができた。 なお最近の資料については文献調査によってこれを補足してある。
野外調査研究当時には， 秋田大学の藤岡一男・井上武 両教授， 秋田県庁の狩野豊太郎・川尻茂三・上田良一の各氏， 石油資源開発株式会社の池辺穣氏， 古河鉱業株武会社の米林滋氏から御教示・御討論を頂いた。 とくに石油資源開発株式会社からは多くの社内資料の閲覧を許され， これが非常に参考になった。 採取した化石の鑑定は， 貝化石および植物化石についてそれぞれ水野篤行および尾上亨 両技官をわずらわした。 また森吉町・ 合川 町および 上小阿仁 村の役場当局からは調査上の便宜を与えられた。 以上の方々に対し厚く謝意を表する。
本地域は 出羽 丘陵の一部を占め， 北の 鷹巣 盆地と南の 大阿仁 ・ 大平山 山塊との中間に位置している。 このため地形は概してゆるやかであり， 地域南東縁にかかる [ 本図幅の南東隣の森吉山図幅地域内の ] 森吉山 山麓斜面の 700 m 地点を最高とし， 山地は一般に南東部で高く， 北西部に向って次第に高さを減じ， これらの山頂は大体 200～500 m の高さとなっている（第 1 図）。 また地域中央部のやや東寄りに南北に走る断層帯（阿仁川断層）があり， これに沿って岩脈・岩床などの貫入岩体が多く分布するため， 突出した特異な地形がしばしばみられる（第 3 図）。 地域南西部の 上小阿仁 村地域ではこれと異なり， 硬質頁岩・黒色泥岩からなり， ゆるい地層傾斜を反映してケスタ地形を示している。
主要河川は南高北低の全体的な地形に支配されて南から北に流れ， 中央部を 阿仁 川が， 西部を 小阿仁 川がそれぞれ貫流し， 北西縁でたがいに合して北隣りの鷹巣図幅地域内で 米代川 本流に注いでいる．
これらの河川に沿って河岸段丘と冲積地とがつくられている。 とくに地域北部の米内沢地方には広い河岸段丘が発達し 大野台 の平坦面を形成し， これは東から西に向って阿仁川の現河道の方へ階段的に低くなっている。
地域南東縁には森吉火山の外輪山の一部が分布し， 円錐形火山の地形がみられる（第 4 図）。
本地域の地質は 20 万分の１地質図幅「能代」の調査（中島， 1894）以来， 多くの調査研究がなされている。
中島は 本地域の地質を大きく第三紀層・洪積層・冲積層・輝石安山岩および石英粗面岩に分けた。 そして第三紀層と輝石安山岩とはともに第三紀 中新世のもので， たがいに上下の関係にあるのではなく， 岩相の側方変化によるものとした。 ここに輝石安山岩とされたものは 大又 層・ 巻渕 層・ 桐内 層の大部分， 岩谷 層の安山岩類および苦鉄質ないし中性の貫入岩であって， これらが第三紀堆積岩と側方に互に異相の関係にあることを当時すでに主張している。
1903 年， 大日方順造は震災予防調査会の委嘱を受けて森吉火山の調査を行なった。 大日方は上記の火山を調査するかたわら， その基盤第三系の調査を行なった。 調査地域は図幅地域南東部の 小又 川・ 小様 川および 大又 川流域である [ ← 大又川流域は本図幅地域の南方域外 ] 。 大日方は第三系を大きく森吉 第三紀層と 七座 第三紀層とに区分した． 両者はそれぞれほぼ中島（1894）の「輝石安山岩」および「第三紀層」に相当している。 しかし両者の関係については， 中島と異なり， 不整合関係にあるものとし， 時代はそれぞれ中新世および鮮新世前期と考えた。
1922 年， 千谷好之助は鷹巣油田の一部に属する本地域北西部の含油第三系の調査を行ない， その結果は秋田県 鷹巣油田地形および地質図（千谷， 1924）として出版されている。 これは本地域内における中縮尺（５万分の１程度）の最初の詳しい地質図である．
1950～1951 年に今泉力蔵・小高民夫は 石油開発促進委員会（PEAC）の委嘱を受けて 鷹巣・大館・米内沢地区のきわめて広範囲にわたる地質調査を行なった（今泉・小高， 1952）。 本図幅地域は南部を除いてほとんどがその中に含まれる。 今泉・小高は含油第三糸のみならず下位の火山岩類（いわゆるグリンタフ）を含む， 全層準にわたって層序区分を行なった。 これが本地域の最初の累層単位の区分である。
一方， 本地域の南方の阿仁合炭田においては， 1947 年以降， 藤岡一男・井上武によって層序の研究が行なわれ， 続いて 1953 年には 斉藤正次・大沢穠は同炭田を含む５万分の１地質図幅「 阿仁合 」の調査を行ない， 太平山 山地の基盤岩類から上位に向って， おもにいわゆるグリンタフ層の層序区分を行なった。
1954 年， 坂本亨・黒田和男・小野晃司は 今泉・小高（1952）の調査地域と阿仁合地域との中間にあたる図幅地域南部を調査し， 両地域の層序の関係について論じた（坂本ほか， 1955）。
1959 年， 藤岡一男・井上武は上記の両地域の層序関係について， まったく新しい見解を発表した。 これによれば， 今泉・小高（1952）の 奥見内沢 層および 舟木 層にあたる 小様 礫岩， 小舟木 泥岩および 桂瀬 凝灰岩はグリンタフ層そのものではなく， 女川 層下部の一異相であって， 阿仁合炭田地域のグリンタフ層を不整合におおうものであるとした。 この考えは， 精度こそ異なるが， 古く中島（1894）によって提供された， 火山岩類と堆積岩類との側方変化説の再現ともいうことができ， その後， 本地域を含む秋田県地方の層序研究に大きな影響を与えた。
筆者等は 1957 年以降， 共同研究者， 大沢穠・平山次郎とともに 青森県 弘前地方から本地域に至る 南北約 50 km にわたる地域の５万分の１地質図幅の調査を行ない， グリンタフ層を下位から 藤倉川 層， 黒石沢 層および 早口川 層に， 上位の堆積岩層を下位から 岩谷 層・ 藤琴川 層・ 小比内沢 層および 前山川 層に区分した （大沢， 1962 ; 角ほか， 1962 ; 平山・角， 1963）。 上記の地域のうち本図幅地域を除く地域では， 上記の累層はほぼ一連 整合に累重しているのであるが， 本図幅地域に入ると多くの層準に不整合関係がみられるようになる。 とくに注目されるのが本報告において述べる 桐内 層と 小猿部川 層との間の 明又 不整合である。 この不整合は 東隣の大葛図幅地内において 今泉・小高（1952）が 奥見内沢 層と 牛沢 層との間の不整合として記載しているもの， あるいは鷹巣図幅において 早口川層中部層が黒石沢・藤倉川両層をおおう不整合とされているものと同じものである。 藤岡・井上（1959）は本地域に広範囲にわたる不整合が存在することを予見しているが， これが今回実証されたことになる。 第 1 表にこれまでの各研究者による層序区分の関係を示す。
なお本地域の含油第三系については PEAC [ = 石油開発促進委員会 ] の調査以後， 帝国石油株式会社， 引続いて石油資源開発株式会社によって多くの調査研究が行なわれたが， その多くは公表されていない。
本図幅地域は東北日本グリンタフ地域に属し， 新第三紀以降に活発な火成活動・堆積作用が行なわれた所で， 地質も大部分が新第三紀の火成岩と堆積岩とから構成されている。 概して初期の中新世初期ないし中期の地層は火山岩が卓越しており， これらは一般に変質して緑色化し， いわゆる緑色凝灰岩（グリンタフ）となっている。 一方， 中新世後期から鮮新世にかけては火成活動がおとろえたため， この時期の地層は泥岩・砂岩・礫岩相が卓越し， その中からは石油を産し， いわゆる含油第三系を構成している。
グリンタフ地域の中を西から東へ， 日本海沿岸地域， 出羽丘陵， 山間盆地， 背梁山脈および北上川沿岸地域の５地域に構造区分した場合（北村， 1959）， 本図幅地域は出羽丘陵地域にあたると考えることができる。 すなわち出羽丘陵の北方延長の太平山山塊の北に位置し， 西には能代から秋田にかけての日本海沿岸の沈降盆をひかえ， 東は大館・花輪の山間盆地に連なっている。
図幅地域をさらにくわしくみると， 中央部を阿仁川あるいは小阿仁川が南北に貫流し， これに沿って沈降盆地が発達し， 東側および西側が隆起地帯となっている。 しかしこれらの小盆地を含めた本図幅地域全域が， 東および西の地域に比較して， 全体として， 隆起した地域となっており， これが出羽丘陵地域の延長部であるとみることもできる。
グリンタフ地向斜の中の隆起帯という出羽丘陵の特性を反映して， 本図幅地域の層序構造は複雑を極めている。 多くの層準でみられる不整合・追覆現象は， 隆起帯およびその縁辺部の現象としてとくに注目に値するものである。
本図幅地域の地質総括表を第 2 表に示す。
| 第四紀 | 現世 | 冲積層 | a | 礫・砂および粘土 | |
| 崩積層 | l | 礫・砂および粘土 | |||
| 更新世 |
段丘
堆積層 | 第７段 | t7 | 礫・砂および粘土 | |
| 第６段 | t6 | 礫・砂・粘土および軽石 | |||
| 第５段 | t5 | 礫・砂および粘土 | |||
| 第４段 | t4 | 礫・砂および粘土 | |||
| 第３段 | t3 | 礫・砂および粘土 | |||
| 第２段 | t2 | 礫・砂および粘土 | |||
| 第１段 | t1 | 礫・砂および粘土 | |||
| 森吉 火山 | MV | 火山岩屑 | |||
| 湯車 層 | Y | 砂岩・泥岩および礫岩（亜炭を伴う） | |||
| 新第三紀 | 鮮新世 | 前山川 層 | Msc | 砂岩・礫岩および泥岩（亜炭を伴う） | |
| Mt2 | 酸性軽石凝灰岩 | ||||
| Ms | 砂岩（無層理） | ||||
| Mr | アルカリ長石含有黒雲母流紋岩熔岩 | ||||
| Mt1 | 酸性軽石凝灰岩 | ||||
| Mc | 含礫酸性軽石凝灰岩 | ||||
| 中新世 | 小比内沢 層 | Bms | 砂岩・泥岩互層 | ||
|
Bm,
t | 泥岩（無層理・砂岩および凝灰岩（t）を伴う） | ||||
| 藤琴川 層 | Fs3 | 砂岩（無層理） | |||
|
Fms2,
t | 砂岩・黒色泥岩互層（軽石凝灰岩（t）を伴う） | ||||
| Ft | 酸性軽石凝灰岩 [ ← 「上部 七座 凝灰岩」 ] | ||||
|
Fm,
t / cg | 黒色泥岩（軽石凝灰岩（t）および礫岩（cg）を伴う） | ||||
| Fms1 | 砂岩・黒色泥岩互層 | ||||
| Fs2 | 砂岩 | ||||
| Fs1 | 石灰質黒色砂岩 | ||||
| Fa | 輝石安山岩熔岩および火山砕屑岩 | ||||
| Fd | 輝石安山岩岩脈 | ||||
| 貫入岩類 | Dr | 流紋岩および石英安山岩 | |||
| Di | 輝石玢岩・輝石安山岩など | ||||
| Do | 橄欖石粗粒玄武岩・橄欖石輝石粗粒玄武岩など | ||||
| G | 黒雲母角閃石花崗閃緑岩 | ||||
| 岩谷 層 | Wm | 硬質頁岩 | |||
| Wi | 珪藻質泥岩 | ||||
| Wa | 輝石安山岩熔岩および火山砕屑岩 | ||||
| Wd | 輝石安山岩岩脈 | ||||
| Wb | 橄欖石玄武岩熔岩および火山礫凝灰岩 | ||||
| Wt | 酸性細粒凝灰岩 | ||||
| 小猿部川 層 | 上部層 | Hm3 | 硬質頁岩（黒色泥岩および酸性軽石凝灰岩を伴う） | ||
| Hmt | 酸性軽石凝灰岩・硬質頁岩互層 | ||||
| Hb3 | 橄欖石輝石玄武岩火山砕屑岩 | ||||
| Ht3 | 酸性軽石凝灰岩 | ||||
| 下部層 | Hm2 | 黒色泥岩（硬質頁岩・砂岩および礫岩を伴う） | |||
| Hr | 黒雲母流紋岩熔岩 | ||||
| Hc | 異質岩塊を含む酸性凝灰角礫岩（部分的に礫岩質） | ||||
| Ht2 | 酸性軽石凝灰岩 | ||||
| 桐内 層 | 上部層 | Kb | 橄欖石玄武岩熔岩および火山砕屑岩 | ||
| Km | 頁岩 | ||||
| 下部層 | Ks | 砂岩および細礫岩（酸性凝灰岩を伴う） | |||
| Kt | 酸性軽石凝灰岩 | ||||
| Kba | 玄武岩質安山岩 | ||||
| 巻渕 層 | Kc | 礫岩（砂岩を伴う） | |||
| Ka | 輝石安山岩あるいは橄欖石玄武岩熔岩および火山砕屑岩 | ||||
| 大又 層 | Ol | アルカリ長石含有黒雲母流紋岩熔岩 | |||
| Or | 流紋岩凝灰岩 | ||||
| Orp | 安山岩火山礫凝灰岩（流紋岩火山岩礫を含む） | ||||
| Os | 安山岩火山礫凝灰岩 | ||||
層序 : 新第三系は下位から 大又 層・ 巻渕 層・ 桐内 層・ 小猿部川 層・ 岩谷 層・ 藤琴川 層・ 小比内沢 層および 前山川 層の８累層に分けられ， この上に 湯車 層・段丘堆積層・冲積層などの第四系が分布している。
大又層は新第三系最下部層で， おもに変質安山岩（いわゆるプロピライト）・変質流紋岩から成り， 砕屑岩はほとんど伴わない。 [ 本図幅の南隣の ] 阿仁合図幅地域内で本層は先新第三紀の花崗閃緑岩を不整合におおっている。 本層からは化石を産しないが， 陸成の巻渕層に整合的におおわれるところから， 本層も陸成層と推定される。 グリンタフ地向斜生成初期の激烈な陸上火山活動の産物とみられる。
巻渕層は大又層を整合におおい， 礫岩・安山岩類を主とする地層である。 変質度は大又層より弱く「プロピライト」といえるような変質岩は少ない。 礫岩中から植物化石を産し， 礫岩も陸成層特有の淘汰の悪いもので， 本層は陸成層と考えられる。 大又層の火山活動の余波がまだ残っている頃， この地域の沈降が始まり， 湖盆が生成し， この中へ本層が堆積したのであろう。 植物化石は阿仁合型植物群に属する。 この植物群は温帯性気候を指示し， 東北日本の中新統においては， その比較的初期に現われるもの（藤岡， 1963）で， 本層および下位の大又層は中新世の比較的早い時期に堆積したものとみられる。
桐内層は巻渕層を整合におおい， 下部は礫岩・砂岩・酸性凝灰岩， 上部は泥岩・玄武岩類からなる海成層である。 礫岩は巻渕層のそれと異り粒径も小さく， 淘汰も良好である。 この中から暖流系の浅海棲の貝化石を多産する。 巻渕層の時代に始まった沈降運動がさらに進み， 暖流の流れ込む海域となったのがこの時代である。 海侵はさらに進み， 泥岩が堆積するようになる。 これと併行して多量の玄武岩が噴出した。
小猿部川層は大又層， 桐内層および巻渕層を不整合におおい， 酸性火山岩類を主とし， これに黒色泥岩および硬質頁岩をともなっている。 酸性火山岩類は 大きく下位の異質岩塊を含む酸性凝灰角礫岩と上位の塊状軽石凝灰岩とに分けられ， 前者は 950 m 程度の厚さが予想されるにもかかわらず， 全体の淘汰はきわめて悪く海中の乱泥流の産物とみられる。 本層の時代になって激烈な酸性火山活動が起り， これにともなって火山構造性陥没地が生じ， この中へこの凝灰角礫岩は堆積したとみられる。 本層中部の砂岩・礫岩層からは暖流系と寒流系の両者の貝化石を産し， また泥岩からは暖流系の浮遊性有孔虫化石を産する。 桐内層の時代の暖かい海へ寒流の影響が現われ始めたことになる。 このような海況の変化， 不整合現象および活発な火山活動は， この時期に造構造運動があったことを示すものであろう。
岩谷層は小猿部川層を整合におおい硬質頁岩で特徴ずけられる海成層である。 この時期になると小猿部川層の時代までさかんだった火成活動はおとろえ， わずかに周辺の比内沢地域 [ ← 本図幅地域の南端付近・東西中央やや東 ] で小規模の塩基性火山活動が起っただけであった。
藤琴川層は岩谷層を整合におおい黒色泥岩で特徴ずけられる海成層である。 分布地域の東縁部では砂相が発達し， 浅海棲貝化石を産する。 またこの貝化石は寒流系のものであることを考え合せると， この頃までに， 東の方に隆起山脈が生成し， 小猿部川層の堆積時まで残っていた暖流の影響はまったくなくなったものとみられる。 火成活動は岩谷層と同様に少なく， 中性ないし酸性の火山活動が局地的にあったに過ぎない。 岩谷層から本層にかけての厚さは厚いところでは 1,950 m に達し， 著しい沈降量を示している．
小比内沢層は藤琴川層を軽微な不整合でおおい， 灰色シルト岩と砂岩シルト岩互層とで特徴ずけられる。 異常堆積現象が多いのも本層の特徴で， この時期には造構造運動が活発であったのであろう。 火山活動はほとんどなかったようで， 本図幅地域の第三系を通じて， 本層はもっとも火山物質にとぼしい。
前山川層は小比内沢層を整合（一部不整合）におおい， 砂岩・礫岩・泥岩で特徴ずけられる地層である。 分布地域の東部では岩谷層までを追覆し， ここにはまた流紋岩の活動もみられる。
小比内沢層は海棲貝化石を産すると同時に植物化石も産し， 前山川層に入ると植物の破片が多くなり， その上部では亜炭を伴う泥岩相が発達するようになる。 これは， 小比内沢層時代の造構造運動を契機として， 堆積盆地は次第に分化・縮少の一途をたどったことを示すものである。
第四系は鷹巣盆地および河川流域に分布する湖成層（湯車層）， 段丘堆積層および冲積層からなる。 湯草層は泥岩・砂岩・礫岩などからなり， 沼沢地性の植物化石を含む。 第三紀末期， 前山川層の時代に 半ば湖沼化した鷹巣盆地が第四紀に入って完全に閉じられたことを示している。 段丘堆積層は第１段段丘堆積層から第６段段丘堆積層まで６つに分けられる。 第１段段丘堆積層は湯車層をおおい， かつそれと密接に伴って分布している。
構造 : 本図幅地域の地質構造において 断層あるいは褶曲軸に示される最も顕著な方向は N-S 系であり， 続いて NE-SW 系および NW-SE 系がみられる。 E-W 系の構造線はみるべきものがない。
N-S 系構造線としては図幅地域中部を南北に走る阿仁川断層， その西方の 上惣内 断層， 折渡 背斜とその南方延長部の断層 [ ← 屋布 断層 ? ] ， および図幅地域西縁部にみられる 七座 背斜があげられる。 これらの構造線ないし構造帯は第三系の堆積当時から活動していたらしく， これら構造線の両側で堆積相が異なる例が多い。 たとえば小猿部川層は阿仁川断層， 岩谷層は上惣内断層， 藤琴川層は折渡背斜， 前山川層は上惣内断層のそれぞれ西側および東側で岩相にちがいがみられる。 いずれの場合も東側が西側よりも浅い堆積環境を示している。 このことは， 常に西側が東側よりも大きく沈降する傾向にあったことを示すものである。
NE-SW 系構造線の代表的なものは図幅地域南部の 屋布 断層である。 この断層は折渡背斜の延長にあたる断層に切られてずれを生じている。 断層の北西側の厚い小猿部川層は南東側で急に薄化し， 同時に砂相もみられるようになり， この頃に南東側が上昇したことを示している。 引続く岩谷層の時代には北西側に分布する硬質頁岩が南西側ではみられず， 安山岩類におきかわっているところをみると， この安山岩の活動は隆起地塊の上で起ったものとみられる．
NW-SE 系構造線は阿仁川断層あるいは上惣内断層の北方延長がその代表的なものである。 図幅地域北部では， 阿仁川が N-S 方向から NW-SE 系に方向を転ずるが， 南部では N-S 系であった上記の断層は ここでは阿仁川に平行するかのように NW-SE 系に方向を転ずる。 また阿仁川の NW-SE 方向の部分の南東延長上には 桂瀬 [ ← 倉ノ山の東南東方 4 km ] から 根森田 [ ← 源五郎岳の南西方 3 km ] にかけて断層が推定される。 小阿仁川と阿仁川との中間山地に分布する前山川層が NW-SE 方向に延びたゆるい向斜構造を示すこと， 第四紀に入って生成した鷹巣盆地の南縁が NW-SE 方向を示すこと， これらはすべてこの地域の NW-SE 系構造線と成因的に関連するものであろう。
上にのべた主要構造線は少数の変動期に生成したというよりも， 第三系の各累層堆積の全期間を通じて除々に生成し完成されたものかも知れない。 構造線の両側での岩相変化が大多数の地層において観察されることから， それは十分考えられる。 しかしそれにもかかわらず， 中でもとくに顕著な変動期があったことを認めないわけにはゆかない。 それは先小猿部川期および藤琴川層後期から小比内沢層の時期にかけての２つの時期である。
先小猿部川期の変動は小猿部川層基底の 明又 不整合， 阿仁川断層および屋布断層が 小猿部川層および岩谷層に及ぼした影響などによって推定されるもので， 図幅地域東部， とくに 屋布 [ ← 図幅地域南端・東西中央の 3 km 程度西方 ] の東方から小様川を経て阿仁前田に至る地域の隆起運動によって特徴ずけられる。 これらの隆起部は [ 本図幅の南隣の阿仁合図幅の南隣の太平山図幅地域内に位置する ] 太平山 山塊の北方延長部とみることもでき， 大きくは出羽丘陵の延長部とみることもできる。 かつて北村（1959）は東北地方の第三紀造山運動について論じ， 東北地方グリンタフ地域の地背斜化運動は奥羽脊梁山脈においては 女川 期， 出羽丘陵においては 船川 期に開始されたもので， 地背斜化運動が除々に西方に移動する傾向があることを明らかにした。 この観点からすれば， 先小猿部川期の隆起運動は船川期よりは古く， 女川期あるいはそれ以前の運動であるから， 本地域は出羽丘陵よりも奥羽脊梁山脈に近い性格をもっているとも考えられる。 おそらく北村の南北性の構造区分を修飾するようなこれと斜交する構造区分が， この地域に存在するのではなかろうか。 この事は本地域が， 南方の出羽丘陵のように， 明瞭な南北性丘陵を作っていないことを考え合せ， 今後の研究課題であろう．
次に小比内沢層時期の変動は 小比内沢層基底および前山川層基底の不整合によって示される。 小比内沢層は上下の累層に較べてとくに累常堆積構造を持っており， それが変動期の堆積物であることを物語っている。 この時期の変動は 図幅地域中部における西への傾動運動および 図幅地域北西部における七座背斜の隆起によって特徴ずけられる。 この変動期は 東北日本の油田地帯においてひろく認められる 船川階後期から天徳寺階にかけての出羽変動（藤岡， 1968）とよく対比されるものである．
火成活動 : 本図幅地域の新第三系は多量の火山岩を含み， また多くの火成岩体の貫入を受けている。 ことに下位の大又・巻渕・桐内および小猿部川の４層は， 砕屑岩に乏しく， 大半は火山岩からなっている。
大又層と巻渕層とは安山岩によって特徴ずけられ， 少量の玄武岩および流紋岩を伴う。 流紋岩中にはアルカリ長石が含まれ， 男鹿半島の 真山 （加納・高安， 1955）， 北海道の [ 積丹 半島の ] 茅沼 （根本， 1955）などの中新世初期のアノルソクレース流紋岩に対比できよう。 桐内層は 少量の酸性凝灰岩および玄武岩質安山岩を伴うほかは ほとんど大部分が玄武岩類によって特徴ずけられる。 玄武岩は無斑晶質の橄欖石玄武岩である。 この玄武岩には枕状熔岩で代表される海中熔岩が多く， また岩石学的性質の変異が小さく， 井上（1960）の 砂子淵 玄武岩に対比することができる。 小猿部川層に入ると流紋岩・石英安山岩の活動が盛んになり， 安山岩はまったくみられず， 玄武岩がわずかに伴われるのみとなる。 酸性岩類は その中に含まれる 黒雲母・角閃石・紫蘇輝石・普通輝石などの相対量あるいは 石英斑晶の量の変動が大きいので場所による岩石学的性質の変化は大きいとみられる。 現出状態は 熔岩・軽石凝灰岩のほかに 乱泥流堆積物とみられる異質岩片に富む礫岩質凝灰岩を伴うことを特徴とする。 これらの諸性質は 大館・花輪両地域における小坂凝灰岩部層（上田， 1965）によく類似している。
岩谷層は少量の玄武岩と安山岩とを伴う。 玄武岩は石基に斜方輝石を含むもので紫蘇輝石質岩系 [ 以下の [注] 参照 ] に属し， 桐内・小猿部川両層の玄武岩がピジオン輝石質岩系に属するのと対照的である。 このちがいは 北隣の鷹巣図幅地域（平山・角， 1963）および [ その北隣の ] 太良 鉱山図幅 [ ← 国土地理院の図幅名は「田代岳図幅」 ] 地域（角・大沢・平山， 1962）でも認められる。
藤琴川層は局地的に安山岩熔岩を伴う。 この安山岩は岩谷層のものと非常によく似た紫蘇輝石質岩系のものである。 藤琴川層の堆積時期には安山岩のほかに酸性火山岩の活動も激しかったようで， 全層にわたって酸性岩軽石層が挾まれている．
小比内沢層の時期には一旦 火山活動は休止し， 前山川層の時代にふたたび酸性岩の活動が始まった。 この時期の流紋岩にアルカリ長石が含まれる。 本文において述べるように， この流紋岩の時代ははっきりしないが， 少なくとも藤琴川層の上部から前山川層の下部までの層準にあたることは疑いない。 グリンタフ地域では， 西南日本を除いてはこの時期のアルカリ長石を含む流紋岩は知られていないので， この事実は注目に値する。
新第三系を貫いて 花崗閃緑岩・粗粒玄武岩・玢岩・安山岩・石英安山岩などが貫入している。 被貫入岩の時代からみて， これらは岩谷層の堆積時期までに貫入を終ったものと考えられる。
大又層は先新第三系を著しい斜交不整合でおおう， 新第三系最下部層で， おもに安山岩の熔岩および火山砕屑岩から成り， まれに砕屑岩を含むことのある累層である。 本図幅地域では本層の上部が分布するだけであるので， 岩相的にも本層を特徴ずける安山岩は比較的少なく， その代りに， 酸性凝灰岩・流紋岩が多く分布する．
分布および層厚 : 本図幅地内における大又層の分布はきわめて限られており， 地域中南部の 湯口内 [ ← 図幅地域南端の阿仁鉱山の西北西方 2.5 km ] 付近と， 地域北東隅に露出するに過ぎない。 湯口内付近でみられる本層上部の酸性火山岩に富む部分の厚さは少なくとも 500 m はある。 この下位の安山岩質の部分は下限がわからないので層厚は算定できない。 しかし北隣の鷹巣図幅地内では， 本層相当の藤倉川層の層厚が 1,400 m におよんでいるので， 本地域でもこれに近い層厚が予想される。
岩相 : 本層はおもに火山岩類からなり， 正常堆積岩はほとんど伴わない。 火山岩類は下部は安山岩質 [ Oa and Orp ] で， 上部は流紋岩質 [ Or and Ol ] である。
安山岩質の部分は 暗緑色または雑色を呈する安山岩火山礫凝灰岩ないし凝灰角礫岩を主とし， 一部安山岩の自破砕熔岩を伴う [ Oa ] 。 ただし図幅地域 南部 [ ← 南端 ] の屋布部落の西方では押しつぶされた軽石片から成る軽石凝灰岩が伴われることがあり， また安山岩火山礫凝灰岩の中に流理の著しい流紋岩岩塊が含まれることもある [ Orp ] 。 この流紋岩は本層上位の流紋岩と同質のものであることからみて， 阿仁合図幅（斉藤・大沢， 1956）における大又層中の 「変朽安山岩質および流紋岩質のものが混在する部分」に相当するのであろう。
流紋岩質の部分は流紋岩軽石凝灰岩（第 5 図）と流紋岩熔岩とからなる。 ただし， 一部， たとえば湯口内の北方の阿仁合線のトンネル付近には暗緑色の安山岩質の部分がある。 また比内沢の下流には厚さ約 70 cm の黒色泥岩が挾まれている。 流紋岩軽石凝灰岩 [ Or ] は緑色， 塊状で， やや堅硬で多量の黒雲母の結晶を含んでいる。 ときに細礫を含むことがあり， また細粒となって成層することがある。 流紋岩熔岩 [ Ol ] は節理がよく発達し， 上下に自破砕部がある。 赤褐色で流理があり， 黒雲母・長石の斑晶に富み， 紫褐色の細脈によって貫かれる。
巻渕層は大又層を整合におおい， おもに礫岩からなる陸成層で， 安山岩質火山砕ば岩類を伴い， 植物化石を産する。
分布および層厚 : 本層は図幅地域東南部の小又川および小様川流域に分布する。 岩相変化が著しいため， 精確な層厚はよくわからない。 しかし 600 m 程度の厚さはあるであろう。
岩相 : 本層は淘汰不良の礫岩 [ Kc ] と安山岩質火山砕屑岩 [ Ka ] とから成る。 礫岩は小様川に沿って最もよく露出する。 礫は安山岩や凝灰岩の中～大礫が多く， 基地は砂質あるいは泥質で淘汰はきわめて悪く， かつ異常堆積現象が多い（第 6・7 図）。 礫はしばしば酸化鉄の被膜によっておおわれる。 また炭質物を含むことが多い。 まれに数 m の厚さの砂岩層がはさまれることがある。 しかしその連続性は悪い。 安山岩質火山砕屑岩 [ Ka ] は小様川の南西山地から阿仁鉱山にかけて分布し， ガラス質安山岩の凝灰角礫岩・火山角礫岩・火山円礫岩などから成る。 凝灰角礫岩および火山角礫岩のような本質火山岩は比較的東部に多く， 火山円礫岩は西部に比較的多い。 両者はたがいと指交の関係にあるものと考えられる。
下位層との関係 : 大又層の上位で顕著な礫岩および砂岩を挾み始める所をもって巻渕層の下限とした。 この間の関係は整合とみられる。 湯口内の北東方の東に入る沢でこの関係がみられる。 ここでは大又層の流紋岩質凝灰岩の上に安山岩熔岩と火山砕屑岩がのるが， この上位の安山岩類は巻渕層特有の礫岩を挾有しており， 巻渕層に属するものと考えられる。
化石 : 本層からは第 3 表のような植物化石を産する。 尾上亨技官によればこの植物群は温帯種が多く， かつ暖帯種がないので， 台島型植物群よりは阿仁合型植物群に近いものである。
| 化石種 ↓ / 試料の産地 → | 1 | 2 |
| Metasequoia sp. | × | |
| Fagus sp. | × | |
| Juglans japonica TANAI | × | |
| Tilia protojaponica ENDO | × | |
| Tilia sp. | × | |
| Populus sp. | × | |
| Carpinus cfr. subcordata NATHORST | × | |
| Ulmus sp. | × |
本層は巻渕層を整合におおい， 下部層は礫岩・砂岩・酸性凝灰岩， 上部層は泥岩・玄武岩類からなる海成層である。
分布および層厚 : 本層は図幅地域東南部の源五郎岳を中心とする地域 すなわち小又川・ 浦志内沢 [ ← 源五郎岳の南西方 2 km ] ・大舟木沢 [ ← 源五郎岳の北方 2.5 km ] などの流域に分布する。 下部層の厚さは 150～200 m のほぼ一定した値を持っている。 上部層の厚さは 650 m に達するものと考えられる。
岩相 : 下部層 は砂岩および礫岩をもって特徴ずけられるが [ Ks ] ， 陸成の巻渕層と異なり， 淘汰が比較的良好で， 1～2 m の単位で成層する（第 8 図）。 また礫の大きさも小さく， ほとんど細礫であり， 中礫以上の礫は少ない。 下部層にはこのほか酸性凝灰岩 [ Kt ] ・玄武岩質安山岩熔岩 [ Kba ] および黒色泥岩が伴われる。 酸性凝灰層 [ Kt ] は本層全体にわたってしばしば薄層として挾まれるが， 図幅地域の中東部， [ 明又 の南方の ] 羽立 [ 読み方不明 ; はだち ? ] の南方では， 厚い軽石凝灰岩となっている。 しかしここでも軽石凝灰岩は砕屑物質をかなり含み， 上位の砂岩層に移化する。 黒色泥岩 [ ← Ks ? ] は小又川の根森田付近と浦志内沢中流とでみられ， 暗灰色， やや軟質で， 上部層の泥岩によく似ている。 玄武岩質安山岩 [ Kba ] は小様川の上流の 向林 の南方で薄い熔岩として挾まれている。
上部層 は大部分が玄武岩類で占められ， これに泥岩あるいは頁岩を挾む。 玄武岩類 [ Kb ] は火山砕屑岩と熔岩とからなる。 火山砕屑岩は 暗緑色あるいは暗褐色を呈する火山角礫岩・凝灰角礫岩・凝灰岩などである （第 9・10 図）。 熔岩は枕状熔岩が多いが自破砕熔岩もあり， また四十八滝の沢の上流でみられるように柱状節理の発達した熔岩もある（第 11 図）。 泥岩 [ ← Km ? ] は暗灰色でやや軟質で無層理のもの， 褐色で板状のもの， 灰色でやや硬質で板状のものなどがある。 岩石は一般に橄欖石玄武岩であるが， 一部， 四十八滝の沢の上流でみられるような塩基性安山岩もある。
下位屠との関係 : 巻渕層の上部において淘汰良好な砂岩層の出現し始める所をもって本層の下限とした。 この部分は漸移整合である（第 12 図）。
化石 : 本層からは第 4 表のような貝化石を産する。 水野篤行技官によれば これらの化石群集は 青森県 鯵が沢町の田野沢層産のものとよく類似した暖流系のものである。 このことから本層は西黒沢階のものと考えられる。
| 化石種 ↓ / 試料の産地 → | 1 | 2 | 3 |
| Dosinia kaneharai (YOKOYAMA) | × | ||
| Glycymeris cfr. vestitoides NOMURA | × | ||
| Cardita sp. | × | ||
| Pitar cfr. itoi MAKIYAMA | × | ||
| Fulgoraria sp. | × | ||
| Patino pecten murayamai (YOKOYAMA) | × | ||
| Placo pecten protomollitus (NOMURA) | × | ||
| Patino pecten yamasakii iwasakiensis (NOMURA) | × |
小猿部川層はおもに流紋岩ないし石英安山岩質の酸性火山岩類からなり， 堆積岩としては黒色泥岩および硬質頁岩を伴う。 泥岩の中からは海棲貝化石を産する。 本層は下位の桐内層， 巻渕層および大又層を著しい不整合関係でもっておおう。
本層は下部層と上部層とに分けられる。 両者は火山岩類に伴われる泥岩の岩質に顕著なちがいがあり， 下部層の泥岩には黒色， 軟質， 無層理のものが多く， 上部層の泥岩には灰色， やや硬質， 板状のものが多い。
分布および層厚 : 本層は図幅地域北東部の小猿部川流域に最も典型的に発達し， ここでは火山岩類が厚いため， 全体の層厚が最も厚くなっている。 分布はここから南西に伸び， 阿仁川の両岸地域を経て， [ 図幅地域南端の ] 屋布 部落付近に達している。 そして南西にゆくにしたがい火山岩類が薄くなり， 堆積岩が多くなるので， 全体の層厚も次第に薄くなる傾向にある。
小猿部川流域は火山岩類が多いので正確な層厚を決めることはむずかしい。 比較的単純な単斜構造を示している 大舟木沢から 品類川 の上流にかけての地域では下部層が約 550 m， 上部層が約 250 m で合計は約 800 m の厚さをもつものとみられる。 しかし この [ ← 大舟木沢の ] 北方約 4 km の 奥見内沢 では下部層だけで 950 m 程度（下位の異質凝灰角礫岩の約 800 m と 上位の泥岩の約 150 m を合わせたもの）が予想されるので， ここでは小猿部川層全体としては 1,200 m を超えるものとみられる。 一方， 約 800 m の層厚を示す大舟木沢から西にゆくと 西方約 2 km の小舟木沢では下部層の厚さはわずか 250 m 位となるので， 小猿部川層全体では 500 m 程度の厚さにとどまるものとみられる。 このような著しい層厚変化は 下部層の下部の異質岩塊を含む酸性凝灰角ぷ岩の膨縮がはげしいためで， それの堆積状態と関連して興味ある現象である。
阿仁川地域に入ると下部層は異質岩塊を含む酸性凝灰角礫岩はまったくなくなり， 小渕付近の薄い泥岩層だけで代表されるようになるので， 全体の層厚も薄くなる。 しかし， 阿仁川に沿う阿仁川断層と これに沿って分布する冲積層のために連続した関係をみることができないので， 層厚の算定はむずかしい。 ただし， 小様から [ 阿仁前田の南西方 1 km の ] 五味堀 にかけての地域で下部層の厚さが約 150 m， [ 阿仁前田の北西方 3 km の ] 上惣内 の沢に分布する上部層が少くとも 300 m はあるので 全体としては 450 m 程度の厚さはあるとみられる。
屋布付近では下部層が約 200 m， 上部層が約 250 m， 計 450 m の層厚がみられる。 しかしここでは最下 部は断層によって切られているので， 実際はこれよりもっと厚くなるとみられる。
以上に述べた分布と離れて図幅地域南東部の諸所にも小猿部川層の分布がみられる。 これらは巻渕層あるいは桐内層をおおい， おもに泥岩からなり一部に酸性凝灰岩がある。 これらは層序的には桐内層の上部層でもよいわけであるが， 周りの地域との関係， 岩相の類似などから小猿部川層に含めたものである。 たとえば， 小様川と阿仁川との中間の山地の山上に分布する泥岩層 [ ← Hm2 ? ] についていえば， もしこれが桐内層の上部層の泥岩であるとすれば， この下位には桐内層の下部層の砂岩層が欠失していることになり， 不整合関係が考えられる。 しかし， この層準にはその様な不整合関係はみられない。 一方， この場所の北方約 1 km の大久保山付近では 小猿部川層の泥岩が巻渕層を不整合におおい， この間に桐内層全部が欠失しているのである。 これらの理由から上記の地域の山上の泥岩は小猿部川層に含まれるものと解釈した。
もう一つの地域， 桐内沢の上流地域では貫入粗粒玄武岩 [ ← Do ? ] の上に泥岩 [ ← Hm2 ? ] ， その上に酸性凝灰岩 [ ← Ht3 ? ] が重なっている。 粗粒玄武岩の下位は桐内層上部層 [ ← Kb ? ] であるので， かりに泥岩を桐内層上部層としても， 前記地域とちがって， 泥岩の下位に不整合を考える必要はない。 しかし， 一方， 泥岩上位の凝灰岩は岩相上は小猿部川層上部層の凝灰岩に非常によく類似しているので， 桐内層に含めることには無理がある。 したがってここでは下位の泥岩層の上位， その中または下位に桐内層と小猿部川層との境界がなければならないことになる。 ここでは便宜上， 前記の小様・阿仁両川の中間山地の泥岩に対比して 小猿部川層の泥岩として扱うことにした。 なお， ここでの層厚は， 下位の泥岩が少くとも 70 m， 上位の凝灰岩が少くとも 100 m ある。 いずれにしても， この地域は今後の層序学的研究の必要なところである。
岩相 : 下部層 は岩相的に大きく２つに分けられる。 一つは比較的下位にある異質岩塊を含む酸性凝灰角礫岩層 [ Hc ] で， これには酸性凝灰岩 [ Ht2 ] および流紋岩熔岩 [ Hr ] が伴われる。 いま一つは比較的上位にある黒色泥岩層 [ Hm2 ] で， これには少量の砂岩・礫岩も伴われている。
異質岩塊を含む酸性凝灰角礫岩 [ Hc ] は一種の水中乱泥流堆積物と思われるもので（第 13 図）， 淘汰は非常に悪く層理は認められない。 含まれる岩塊は数 cm ないし数 10 cm， 時には数 m 以上に達する大きさで， 岩質的には安山岩・石英安山岩・泥岩， まれに花崗岩などである。 このうち石英安山岩のみは， 時に軽石質となり基質の軽石へ漸移するようにみられるので， 本質岩塊とみられ， 他は異質岩塊であろう。 この石英安山岩は石英の斑晶に富み， 斑晶の大きさは径が数 mm に達することもある。 岩塊をなす泥岩は灰黒色 無層理で時に成層し， 上述の黒色泥岩層の泥岩によく似ている。 泥岩岩塊の大きさが数 m 以上に達すると異質岩塊であるか， 単独の地層であるか区別がつかなくなる。 地質図上で [ 地域東端の 明又 の北方 3 km の ] 奥見内沢において， 凝灰角礫岩中の挾みとして表示された泥岩層があるが， これも巨大な異質岩塊かもしれない。 その理由は， 凝灰角礫岩中の泥岩ぷの量が次第に増加して この「泥岩層」に移化してゆくようにみえるからである。 もしこれが巨大な岩塊であるとすると その構造形態も一つの堆積構造に過ぎないことになる。 凝灰角礫岩の基質は細粒の軽石片と泥の微粉とがまじり合ったもので軽弱である。 このため露頭面では堅硬 な岩塊が大きく突出している。
酸性凝灰岩 [ Ht2 ] は軽石凝灰岩ないしは結晶凝灰岩で多くの石英粒を含む。 一般に無層理で， しばしば異質岩塊を含む。 異質岩塊の量が多くなると上に述べた異質岩塊を含む酸性凝灰角礫岩に移化する。
流紋岩熔岩 [ Hr ] は灰白色堅硬で， 石英斑晶を含み， 顕著な流理を持っている。
黒色泥岩層 [ Hm2 ] は無層理， 軟質の特徴的な黒色泥岩を主とする。 しかし局地的な岩相変化があり， 図幅地域 北部 [ ← 北東隅付近 ] の 坊川 から 品類 付近にかけては黄灰色 軟弱の頁岩となり， [ 小猿部川沿いの ] 大畑付近， 葛黒付近， 小船木沢などでは砂岩・礫岩を伴い， [ 図幅地域南端の ] 屋布 の東方の本泥岩の下部では黒色， 硬質の板状頁岩がみられる。
上部層 はおもに酸性凝灰岩 [ Ht3 および Hmt（酸性凝灰岩と硬質頁岩の互層） ] と硬質頁岩 [ Hm3 および Hmt（酸性凝灰岩と硬質頁岩の互層） ] とから成り， これに玄武岩質の火山砕屑岩 [ Hb3 ] を挾む。 酸性凝灰岩と硬質頁岩との割合は地域差が大きい。 図幅北東部地域ではほとんど酸性凝灰岩からなり， 中部地域では両者の互層で， 南西部地域ではほとんど硬質頁岩で酸性凝灰岩は単なるはさみとしてみられるに過ぎない。
酸性凝灰岩は無層理の軽石凝灰岩から層理のある凝灰岩を経て， 細粒凝灰岩に至るまで岩相変化がある。 地域東北部の小猿部川および品類川の流域および [ 地域南東部の ] 小又川下流の大久保山付近では無層理軽石凝灰岩が多く， 阿仁川の両岸付近では層理が顕著となり， さらに西方にゆくと粒度および厚さを減ずるようになる。 このような岩相変化は地域差だけでなく地層の上下とも関係があるようで， 一般に下位ほど粗粒凝灰岩が多い。 粗粒の軽石凝灰岩は部分的には軽石凝灰角礫岩となっており， ほとんど淘汰をうけてないようである。 しばしば硬質頁岩のレンズ状岩塊を含んでいる（第 14・15 図）。 新鮮な部分では「シラス」状で第四紀の陸上軽石流堆積物に似ている。 しかし一般に多少 続成変質を受けている。 多くの場合に基質はやや硬化し灰色となる一方， 軽石片は緑色粘土化し， 風化面ではそこが溶脱して多孔質の岩石となる。 緑色粘土化した軽石片はつぶれて層理のような構造を示すことがある。
硬質頁岩は灰色ないし灰白色でよく成層し， 板状である。 上位の岩谷層を構成する硬質頁岩に似ているが， それよりやや軟質で， しかも岩谷層でよくみられるような数 mm 単位のラミナがみられることは少ない。
玄武岩質火山砕屑岩 [ Hb3 ] は阿仁川流域の阿仁前田付近で酸性凝灰岩あるいは硬質頁岩に挾まれる。 その多くは暗緑色の火山礫凝灰岩ないし粗粒凝灰岩で， 炭酸塩鉱物の網状細脈に富む。 風化面ではよく崩れて 1 cm 以下の細かい岩片になる。 [ 阿仁前田の南方 2.5 km の ] 大久保山を構成するものは火山角礫岩である。 それは玄武岩塊とその間を埋める黄色を帯びた軽石片を含む凝灰質物質とからなる。
下位層との関係 : 小猿部川層は桐内層， 巻渕層あるいは大又層を著しい不整合でおおう． この関係がみられるのは， ① 大舟木沢の中流から東方 明又 にかけての地域， ② 阿仁前田の南方の大久保山付近および ③ 湯口内の西方の比内沢上流の３地域である。
明又付近では NW - SE 方向の走向を持って， ゆるく褶曲する（傾斜は 10～45°）桐内層の玄武岩類と頁岩とを ほぼ EW の走向をもつ小猿部川層の酸性凝灰岩がおおっている。 小猿部川層は無層理で走向は測定できないが， 大局的な分布から， 走向が EW 方向であることは疑いない。 また上記の上舟木から東に入る沢では 桐内層の頁岩の不規則な浸食面上に 小猿部川層の酸性凝灰岩が堆積したことを示す露頭が見られる。 また図幅地域北東隅では大又層が直接 小猿部川層によっておおわれる。
大久保山付近では 巻渕層の上に桐内層をまったく欠いて直接 小猿部川層の泥岩が直接のっている。 同様に図幅地域北東隅から東隣の大葛図幅地域内では 大又層相当層までも直接に小猿部川層によっておおわれる。
[ 大久保山の南西方 3 km の ] 比内沢の上流では大又層の流紋岩質凝灰岩の上に小猿部川層の硬質頁岩・砂岩層がのり， この間に巻渕および桐内両者が欠失している。
このように 小猿部川層基底の不整合は 図幅地域全域にわたり少くとも 20 km にわたって追跡されるのであり， 局地的な不整合とは考えられない。 これを 明又 不整合 と呼ぶこととする。
化石 : 本層からは第 5 表のような貝および腕足動物化石を産する。 水野篤行技官によれば， この化石群集は浅い海域に棲息するものであるにもかかわらず， 暖流系のもの（第 5 表の 1 および 2）と 寒流系のもの（第 5 表の 3）とに分けられる。 一方， 池辺（1962）は本層の泥岩から第 6 表のような有孔虫化石群集を報告している。 この中には西黒沢階の特徴種の有孔虫も含まれている。 これらを総合すれば本層は西黒沢階に属するものの， その比較的末期にあたるもので， 女川期への移行期に相当すると考えることもできる。
| 化石種 ↓ / 試料の産地 → | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 |
| Glycymeris cfr. vestitoides NOMURA | × | × | |||
| Cardilia uyenmurai OTUKA | × | ||||
| Barbatia sp. | × | ||||
| Paphia takadatensis (MATSUMOTO) | × | ||||
| Polinices sp. | × | ||||
| Patino pecten kimurai murayamai (YOKOYAMA) | × | ||||
| Portlandia (Megayoldia) cfr. thraciaeformis (STOPER) | × | ||||
| Arca sp. | × | ||||
| Volsella sp. | × | ||||
| Mytilus sp. | × | ||||
| Pinna sp. | × | ||||
| Chlamys kaneharai (YOKOYAMA) | × | ||||
| C. swifti (BERNARDI) | × | ||||
| C. sp. | × | × | |||
| Decato pecten sp. | × | ||||
| Ostrea (s. s.) sp. | × | ||||
| O. (Crassostrea) sp. | × | ||||
| Lucinoma sp. | × | × | |||
| Clinocardium sp. | × | ||||
| Nemocardium sp. | × | ||||
| Mya sp. | × | ||||
| Patella sp. | × | ||||
| Cellana sp. | × | ||||
| Terebratulina sp. | × | ||||
| Portlandia cfr. lischkei (SMITH) | × | ||||
| Brachiopoda sp. | × |
| 化石種 ↓ / 試料の産地 → | 1 | 2 |
| Eathysiphon sp. | × | × |
| Haplophragmoides renzi ASANO | × | |
| H. trullissatum (BRADY) | × | × |
| H. cf. erolutum NATLAND | × | × |
| Cyclammina japonica ASANO | × | |
| Martinottiella communis (d'ORBIGNY) | × | |
| Spirosigmoilinella compressa MATSUNAGA | × | |
| * Globigerina sp. | × | × |
| * Sphaeroidina sp. | × | |
| * Gyroidina orbicularis d'ORBIGNY | × | |
| Ammobaculites sp. | × |
岩谷層は小猿部川層を整合におおい， 板状の硬質頁岩によって特徴ずけられる地層で， 秋田油田地域における女川層にほぼ相当する。
分布および層厚 : 本層は図幅地域の中部を北東から南西に向って細長い分布を示している。 分布の北東部の桂瀬 [ ← 阿仁前田の北方 4 km ] ・ 寄延沢 [ ← 桂瀬の西方 2.5 km ] 付近では細粒凝灰岩 [ Wt ] ， 珪藻質泥岩 [ Wi ] など塊状岩が多いため層厚の算定がむずかしいが， 少くとも 450 m の厚さはあろう。 中央部の阿仁前田の西方では硬質頁岩 [ Wm ] だけの比較的単調な岩相で， 厚さは約 350 m である。 この硬質頁岩は南西に向うにしたがってやや厚さを増すようで， 長滝沢国有林地域 [ ← 図幅地域南端の 屋布 の北西方 2 km ] では約 500 m に達する模様である。
岩相 : 本層は硬質頁岩 [ Wm ] によって特徴ずけられる地層である。 しかし北東部の桂瀬・寄延沢地域では酸性の細粒凝灰岩 [ Wt ] や珪藻質泥岩 [ Wi ] が卓越する。 また南部地域の湯口内 [ ← 図幅地域南端の阿仁鉱山の西北西方 2.5 km ] 付近および 朦沢 [ ← 図幅地域南西隅付近 ] 付近では玄武岩質 [ Wb ] または 安山岩質 [ Wa ] の火山岩類が伴われる（第 16 図）。 安山岩類は [ 米内沢の南西方 3 km の ] 寄延沢地域でも大日岱 [ 読み方不明 ] 付近に少量みられる。 [ 図幅地域南端付近の ] 湯口内の西方で本層が大又層を不整合におおう地域では砂岩が発達している。
硬質頁岩 [ Wm ] は灰色ないし灰白色でよく成層し板状を呈する（第 17 図）。 小猿部川層の硬質頁岩よりはさらに硬質で， 数 mm 単位のラミナが発達することが多い。 本層上部では上位の藤琴川層を特徴ずける黒色泥岩の挾みがみられる。
酸性細粒凝灰岩 [ Wt ] は灰白色， 黄白色ないし白色で， 塊状で， 層理がみられることはまれである。 軽石片はまれで， 微細なガラス破片の集合から成っている。 しばしば珪藻を含んでいる。
珪藻質泥岩 [ Wi ] は新鮮な部分では暗灰色を呈するが風化面では黄白色を呈する。 軟質， 塊状で， 部分的に珪藻土として採掘されている。 珪藻質泥岩の中には硬質頁岩が挾まれること， および 藤琴川層基底の安山岩類が 硬質頁岩および珪藻質泥岩の両者を整合的におおう関係がみられることから， この両者は指交の関係にあるものと考えられる。
玄武岩 [ Wb ] ・安山岩類 [ Wa（熔岩および火山砕屑岩）and Wd（岩脈） ] は主として火山角礫岩から成り， これに熔岩および火山礫凝灰岩を伴う。
下位層との関係 : 下位の小猿部川層とは整合関係にある。
本層と小猿部川層との境界は小猿部川層の顕著な酸性凝灰岩がなくなり， 典型的な硬質頁岩層となる層準をもって定めてある。 ただし図幅地域北東部では本層の下部は細粒凝灰岩によって代表されているので， その下限が本層の下限である。
化石 : 本層の硬質頁岩中にはしばしば Makiyama chitanni (MAKIYAMA) が含まれる。 KANAYA（1959）は寄延沢の珪藻質泥岩から下記の 33 種の珪藻を同定し， これが男鹿半島の女川層のものと同じ群集に属することを明らかにしている。
ここに述べる貫入火成岩類とは 巻渕層・桐内層・小猿部川層および岩谷層を貫く火成岩類を指す。 ただし， 岩谷層あるいは藤琴川層中の噴出火山岩と明らかに関係ある岩脈類は このグループから除いてある。 岩質上， 花崗閃緑岩 [ G ] ・粗粒玄武岩 [ Do ] ・玢岩ないし安山岩 [ Di ] ， および石英安山岩ないし流紋岩 [ Dr ] に区分される。
花崗閃緑岩 [ G ] : 本岩は図幅地域中南部， 阿仁町 塚の岱 [ ← 図幅地域南端の阿仁鉱山の北方 2.5 km ] から南に入る釜の沢の上流に延長約 200 m にわたって露出する [ ← これは阿仁鉱山の北東方 500 m の「G」か ? ] 。 本岩と周囲の巻渕層の安山岩凝灰角礫岩 [ Ka ] との関係は以下に述べるようにはっきりとはわからない。 しかし花崗閃緑岩に接して大又層が分布しないことは， これが巻渕層を貫くとする考えに都合がよい。 ここでは新第三系（巻渕層）を貫くものとして扱うこととする。
釜の沢の露出地点は第 18 図に示すような関係になっている。 巻渕層と花崗閃緑岩との間には玢岩があり， 玢岩と巻渕層との関係は露出不良のため明らかでないが， 玢岩と花崗閃緑岩とは走向が東西， 北 40°傾斜の著しい剪裂面で接している。 この剪裂面は一見 貫入面のように見えるが， 急冷縁や接触変成鉱物は見当らない。 おそらく玢岩は花崗閃緑岩の周縁相であって， 真の貫入面は玢岩と巻渕層との間にあるのではなかろうか。
岩石は黒雲母角閃石花崗閃緑岩であるが， 場所によってはやや塩基性となり石英閃緑岩質となっている。 しばしば塩基性捕獲岩を含み， アプライト岩脈に貫かれる。
粗粒玄武岩 [ Do ] : 本岩は 図幅地域南東部 [ ← 図幅地域南東隅付近 ] の桐内沢付近で桐内層および小猿部川層を貫く 厚さ 100～400 m の巨大な貫入岩床が最も大きい。 続いて小又川の下流および阿仁前田付近の阿仁川に沿って， 幅 100～600 m， 延長 500～3,000 m の岩脈として現出する。 また [ 図幅地域南端の 屋布 の北西方 2 km の ] 長滝沢国有林地内では岩谷層を貫く小さい粗粒玄武岩の岩床が数多くみられる。 被貫入岩で最も若いのは岩谷層で， 藤琴川層は貫いていない。
玢岩ないし安山岩 [ Di ] : 阿仁前田の北方に径 1 km 程度の安山岩岩株が３つある（第 19 図）。 四十八滝の沢で桐内層あるいは小猿部川層を貫く関係がよく観察される。 岩体の大きい割りに結晶度は余り高くなく， 柱状節理もよく発達する。
以上の３岩体のほかに 浦田の南方の阿仁川岸および 湯口内の東方の山上 [ ← 阿仁鉱山のすぐ西 ? ] にも小さい安山岩の貫入体がみられる。
石英安山岩ないし流紋岩 [ Dr ] : [ 四十八滝の東方 1 km の ] 小舟木沢の上流で桐内層および小猿部川層を貫く径約 2 km の岩体が最も大きく， 続いて阿仁前田の北方， 巻渕付近， [ 巻渕の南南西方 2 km の ] 釜の沢の南方等に小岩体が分布している。 いずれも， 斜長石斑晶をもち石英斑晶に乏しい斜長流紋岩である。
藤琴川層は岩谷層を整合におおい， 塊状の黒色泥岩で特徴ずけられる地層で， 秋田油田地域の船川層にほぼ相当する。
分布および層厚 : 本層は図幅地域南西部に広く分布し， 一部は北西部の七座背斜の軸部に露出する。 層厚は地域南西部ではおおよそ 1,000 m 程度と推定される。 七座背斜の地域では地表でみられる層厚は約 550 m である。 しかし背斜軸部で掘削された 600～880 m 深の石油試掘井では， 黒色泥岩が続き孔底に 「下部七座凝灰岩」 [ 以下の [注] 参照 ] らしい凝灰岩が現われる。 このことを考慮すると， 地層の傾斜を考えてもこの地域の藤琴川層の厚さは少くとも 1,200 m には達するのである。
岩相 : 本層は黒色泥岩 [ ← Fm ? ] によって特徴ずけられる。 しかし最下部には安山岩を伴う砂相 [ ← Fd, Fa, Fs1, Fs2, Fms1 ? ] があり， 上位でも砂相 [ ← Fms2, Fs3 ? ] が卓越して来る。
最下部の砂相 [ ← Fs1 ? ] は 折渡 背斜の東側によく発達する。 基底部は大森山を中心とする安山岩類 [ ← Fa ? ] で， これは安山岩の熔岩と火山角礫岩とからなる。 岩石は輝石安山岩である。
安山岩の上位は凝灰角礫岩を経て次第に砂岩層に移化する。 砂岩層中にもなお安山岩の火山岩塊が含まれている。 砂岩層 [ ← Fs2 ? ] の下部は凝灰質であると同時に安山岩起源の砕ば物に富むため黒色を呈する [ ← Fs1 ? ] 。 砂岩層は一般に貝化石の破片を多量に含むのでやや石灰質である。 砂岩層の上位は細粒砂岩層． さらに砂岩・黒色泥岩互層 [ ← Fms1 ? ] を経て， 藤琴川層主部の黒色泥岩層 [ ← Fm ? ] に移化する。
黒色泥岩 [ Fm ] は新鮮な部分では青灰色ないし暗灰色を呈し， 風化面では灰色で黄色の粉末が付着し， 小さな破片にくずれるのが特徴である。 黒色泥岩中にはしばしば酸性凝灰岩 [ t ] の薄層が挾まれ， 鍵層として役立つ（第 20 図）。 その最も著しいものは最上部の 「上部七座凝灰岩」 である。 この凝灰岩は成層して板状をなす軽石凝灰岩 [ Ft ] である。 肉眼的に白色で， 軽石片は緑色粘土鉱物化して緑斑となる。 白色の部分は沸石化しており， やや固い。
藤琴川層上位の砂相 [ Fs3 ] は上部七座凝灰岩を界としてその上位に発達し， 下半部は黒色泥岩砂岩互層 [ Fms2 ] で， 上半分は塊状の砂岩層である。 黒色泥岩砂岩互層は数 m の単位で両者が互層する。 黒色泥岩は藤琴川層主部の黒色泥岩層に似ているが， わずかに粗粒で， 風化面における黄色粉末の量がやや少ないという違いがある。 砂岩は黄褐色を呈し中粒で， 砂岩自体は塊状である。 しばしば大きさ数 cm に達する軽石あるいはガラス片を含み凝灰質であるのが特徴である [ ← これが Fms2 に伴う軽石凝灰岩（t）? ] 。 またクロスラミナ， 偽礫， 層間褶曲などの異常堆積現象が多いのが特徴である。 上位に向って黒色泥岩の量が少くなり， ついに塊状砂岩層となる。 この砂岩は下位の互層をなす砂岩と同質のものである。
下位層との関係 : 北隣の鷹巣図幅地域内では 岩谷層の上位で顕著な黒色泥岩が挾在し始める層準を持って本層の下限と定めた。 しかし， 本図幅地域内では 硬質頁岩によって特徴ずけられる岩谷層と 黒色泥岩によって特徴ずけられる本層との間に砂岩相が発達しており， かつこの砂岩は黒色泥岩と互層をなすことがあるところから， 砂岩の基底を本層の基底と定めた。 砂岩層の基底は常に整合で， かつ明瞭である。 大森山付近には 砂岩層の下位にこれと一部が同時異相の関係にあるとみられる安山岩類がある。 この安山岩類の下位には岩谷層の珪藻質泥岩があり， 両者は前述のように整合関係にある。
| 化石種 ↓ / 試料の産地 → | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 |
| Turritella sp. | × | ||||||||
| Natica sp. | × | ||||||||
| Petunculus sp. | × | ||||||||
| Arca sp. | × | ||||||||
| Chalamys hataii MASUDA et AKUTSU | × | ||||||||
| C. sp. | × | ||||||||
| Limatula sp. | × | × | |||||||
| Lucinoma acutileartum (CONRAD) | × | × | |||||||
| Cyclammina sp. | × | ||||||||
| Nuculana sp. | × | ||||||||
| Makiyama chitanii (MAKIYAMA) | × | ||||||||
| Macoma sp. | × | ||||||||
| Patino pecten sp. | × |
化石 : 本層からは第 7 表のような化石を産する。 水野篤行技官によれはこの群集は寒流系のものであり， しかもこれらが浅海棲のものであることを考慮すれば後西黒沢階のもので， 船川階と考えて矛盾はない。 また， 井上（1960）は 本層下部の砂岩層（井上の折渡層）から次のような有孔虫化石を報告している。
小比内沢層は藤琴川層を不整合におおい， シルト岩およびシルト岩・砂岩互層で特徴ずけられ， 秋田油田地域の北浦層， 天徳寺層， 笹岡層などに相当する地層である。
分布および層厚 : 図幅地域北西部に盆状構造をなして分布する。 本層はゆるく波曲しているので正確な層厚を算定することはむずかしいが， 北西部で約 200 m， 西部および南東部で約 300 m あると推定される。
岩相 : 本層はシルト岩 [ ← Bm ? ] と砂岩シルト岩互層 [ ← Bms ? ] とによって特徴ずけられる。 おおむね前者が下位に， 後者が上位にあるが， 一部では指交の関係もあるかも知れない。
シルト岩は青灰色を呈し， 露頭では一見 塊状にみえるが， よくみるとわずかな粒度の差による層理があり， これが露頭面に凹凸を作るので， 遠望するとこの層理を認識し易い。 しばしばサンドパイプを含むことも特徴の一つである。 小比内沢層最下部の藤琴川層と接する部分には灰白色泥岩が発達しており， 両層の境界を認識するのに有効である。 時に中粒砂岩のレンズ状の挾みがあり， これが多くなると砂岩・シルト岩互層に移化する．
砂岩・シルト岩互層は一般に数 10 cm の単位で繰返し， 藤琴川層の互層が数 m の単位で練返すのとは著しく対照的である。 砂岩は黄褐色を呈し， 中粒で石英粒に富む。 単層が突然切れたり， 礫状となったりするような異常堆積現象がしばしばみられる。
下位層との関係 : 本層は藤琴川層を著しい不整合関係でおおう。 露頭規模においても， 第 21 図のように， 浸食凹凸面や基底礫岩がみられる。 また大局的にみても本層の基底は藤琴川層のいろいろの層準と接するので， 両層間の不整合関係は疑いない。
化石 : 本層のシルト岩中に次のような貝化石が含まれる。 しかし一つの産地における個体数はきわめて少ない。
Limatula は 西隣の森岳図幅地内の 高屋敷と八兵衛との中間地点の本層の互層の砂岩から産した（標本番号 YB 9）。 Turritella は雪田沢 [ ← 沖田面 の北北東方 4 km ] の下流の本層の互層部から産した（標本番号 YB 13）。
また， 雪田沢の上流の本層最下部の白色シルト岩中および 杉山田 [ 位置不明 ; 米内沢の南西方 5.5 km ] 付近の本層下部のシルト岩中に植物化石が含まれる。 しかし保存不良で鑑定は不可能である。
前山川層は砂岩， 礫岩から成り， 亜炭層を挾む地層である。 下位層とは整合あるいは不整合関係にあり， とくに分布地域の東部では岩谷層までを直接におおう [ 以下の [注] 参照 ] 。 本層は秋田油田地域における脇本層ないし 鮪川 層に対比されるかも知れない。
分布および層厚 : 図幅地域北西部に盆状構造をなして分布する。 厚さは小阿仁川の東方では約 450 m， 西方では約 300 m 程度と推定される。 米内沢の東方の不整合地域に分布する本層の最下部の礫岩 [ Mc ] ・凝灰岩層 [ Mt1 ] は最も厚い所では約 250 m の厚さがあるが， 西方に向って急速に薄化し， ついに尖滅する。
岩相 : 本層は下位から礫岩質凝灰岩層 [ Mc ] ， 凝灰岩層 [ Mt1 ] ， 砂岩層 [ Ms ] ， 凝灰岩層 [ Mt2 ] ， 礫岩・砂岩層 [ Msc ] の順に累重する。 また， 礫岩質凝灰岩層 [ Mc ] とその上位の凝灰岩層 [ Mt1 ] とに接して（おそらくそれらを貫ぬいて）流紋岩 [ Mr ] がある。
礫岩質凝灰岩層 [ Mc ] はよく円磨された数 cm 大の円礫を含む軽石質凝灰岩で， 軽石は白色で軟弱である。 ときに泥岩礫を含むが， これは小比内沢層の泥岩によく似ている。
下位の凝灰岩層 [ Mt1 ] は灰白色の軽石凝灰岩で外来礫を含まない。
砂岩層 [ Ms ] は黄褐色で中粒のよく淘汰された砂岩からなる。 砂岩は層理は余り明瞭でなく， 遠望してそれとわかる程度の層理があるに過ぎない。 しばしば軽石片を含み， まれに円礫を含む。
上位の凝灰岩層 [ Mt2 ] は下位の凝灰岩層 [ Mt1 ] と極めてよく類似した灰白色で無層理の軽石凝灰岩である。 しかし， 分布地域の北限の 三里 部落から東に入る道路際では砂質となりよく成層している。
礫岩・砂岩層 [ Msc ] は礫岩・砂岩・シルト岩などから成り， これらが互層し， あるいは不規則に入り混った乱堆積現象を示し， またクロスラミナを示すこともある。 しばしば亜炭層を挾む。 礫岩は径数 cm 程度の円礫と粗粒の砂とから成り， 固結度は低い。 砂岩はこの下位の砂岩層に似た無層理 中粒の砂岩である。 シルト岩は灰白色を呈し， ときに， 青緑色を帯びる。
流紋岩 [ Mr ] は東西約 1 km， 南北約 500 m の大きさの岩体をなし， [ 米内沢の南方 2 km の ] 倉ノ山を構成している。 岩体の中心部は灰白色 ちみつの固い流紋岩であるが， 周辺部はガラス質で多くの 球か が生じ崩れ易い岩相となり， 両者はやや急激に漸移している。 ガラス質の部分には岩体を取囲むように同心円の流理が発達し， また， これと直角の方向の放射状の柱状節理が発達し， この部分がこの流紋岩の急冷相であることを物語っている（第 22 図参照）。 ガラス質の部分はパーライトとして採掘されている。
下位層との関係 : 本層分布地域の西部では下位の小比内沢層と本層との関係は整合である。 この地域における両層の境界は 小比内沢層上部の砂岩シルト岩互層のシルト岩がなくなり 砂岩のみとなる所と定めてある。 この境界の上下の砂岩は岩相上区別はできないものである。
しかし， 分布地域の東部では様相が一変し， 著しい不整合関係を持って下位層と接するようになる。 すなわち本層の砂岩層と凝灰岩層とは藤琴川層下部を直接おおい， 最下部の礫岩質凝灰岩層は岩谷層を直接おおっている [ 以下の [注] 参照 ] 。流紋岩 [ Mr ] は周囲の第三紀層との関係が観察されないので， 産状も新旧関係も明らかでない。 ただ第 23 図に示す東興パーライト（株）のパーライト採掘所では 本岩と第１段段丘堆積層（t1）とほぼ垂直の面を持って接し， 段丘堆積層の礫岩の中に 流紋岩体から落下堆積したとみられるガラス質流紋岩の大塊が含まれている。 したがって， 本岩は第四紀のものでなく， 第三紀のものであろう。 分布の上から前山川層の凝灰岩層をもたらした火成活動に関連があるものと考えられる。
化石 : [ 三里 の南方 1 km の ] 三木田 の南東の県道際の本層 砂岩層 [ Ms ] から貝化石を， [ 三里の西北西方 1.5 km の ] 大内沢 の東方の砂岩層から植物化石を産する。 しかしいずれも保存不良で鑑定不可能である。
湯車層は泥岩・砂岩・礫岩・泥岩などから成る湖成層である。 みつがしわ， ひし， じゅんさいなどの沼沢地に生える植物化石を産する。 今泉・小高（1952）はこの沼沢地を「古 鷹巣湖」と呼んでいる。
分布および層厚 : 本層は岩相上， 第三系の最上位の前山川層， あるいは第四紀の段丘堆積層と類似しているため， 同定に困難を来たすことがある。 しかし， ほぼ確実に本層とみられるのは， 図幅地域中北部 [ ← 図幅地域北端・東西中央から東より ] の品類の西方および 米内沢の南方の倉ノ山周辺から [ その南南西方 2.5 km の ] 上惣内 にかけての地域である。 品類の西方地域は模式地の鷹巣図幅地内の湯車付近から追跡されるもので， 確実に湯車層である。 米内沢駅の東方の阿仁合線の線路沿いに [ 位置不明 ] 厚さ約 20 m の本層の発達がみられる。 ここは細粒で凝灰質で固結度の低い砂岩から成り， 前山川層上部に類似している。 この露頭がもし前山川層であるとすれば， 前山川層は主分布地域から東方に延びて分布し， そこで小猿部川層上部層をおおうことになる。 なお， 今泉・小高（1952）は米内沢町から西方， 李岱 ・ 三里 付近にかけて本層の分布を報告しているが， 今回の調査では確認されなかった。
層厚は品類付近， 倉の山付近および上惣内付近でそれぞれ 50 m， 10～20 m および 40 m 程度である。
岩相 : 本層は礫岩・砂岩および泥岩から成り， 泥炭を挾む。 礫岩と砂岩とは互いに互層したり， レンズ状の挾みとなる。 しばしばクロスラミナがあり， 凝灰質となることもある。 固結度は低く， 前山川層のものとよく似ている。 泥岩は褐色で板状のものと， 黒色で塊状のものとがある。 前者は前山川層のものと類似するが， 後者は非常に軟弱で， 腐泥質で， 前山川層にはみられないもので， むしろ段丘堆積層に伴われる泥層に類似している。 品類の西方の県道沿いでみられる本層の柱状図を第 24 図に示す。
下位層との関係 : 品類の小猿部川の岸， 上惣内の西方の滝および倉の山の北方で本層が第三系を不整合におおう関係が観察される。 前２者では小猿部川層を， 後者では前山川層をおおっている（第 25 図）。
化石 : 北隣の鷹巣図幅地内において Menyanthes trifoliata（みつがしわ）， Trapa（ひし）， Brasenia（じゅんさい）など沼沢地の環境を示すものを含む次の植物化石が報告されている。
森吉火山は外輪山， 中央火口丘および寄生火山から成る第四紀の複式火山である。 しかしその主体は南西方の森吉山図幅地域内にあって， 本図幅地域では外輪山の一部が南西隅地区にわずかに分布するに過ぎない。
外輪山は輝石安山岩の熔岩と火山砕屑岩とから成る成層火山であるが， 本図幅地域内では熔岩はみられず， 岩屑がみられるに過ぎない。
図幅地域北部の鷹巣盆地で６段のみごとな段丘が発達している。 現河床からの高さは高い方から低い方に向って， それぞれ約 80， 60， 50， 30， 15， 10 および 8 m で， この順にそれぞれ第１段， 第２段， 第３段， 第４段， 第５段および第６段段丘と呼ぶ。 これらの段丘は阿仁川および小阿仁川に沿って図幅地域南部まで追跡される。 現河床とこれら段丘群との高度の関係を第 26 図に示す。
これらの段丘はすべて 礫・砂・粘土などから成る段丘堆積物から構成されている（第 27 図）。 第１段段丘の堆積物のみは他の段丘の堆積物に比較して風化が激しく， しばしば礫の内部まで風化している。 これは第１段段丘堆積物は湯車層と密接に関連して分布していることと考え合せ， 比較的古い時代のものであるためかも知れない。
第５段段丘は地域北部の川井 [ ← 図幅地域北端・中央と西端の中間点 ] 付近と大畑 [ ← 図幅地域の北東隅からやや南西方 ] 付近とに分布が限られる。 またこの段丘の堆積物は大半が軽石凝灰岩から成っている。
崩積層は 地域東南部の根森田および 西南部の下五反沢における地すべりによって生成した岩屑で， 淘汰の悪い礫・砂および粘土から成る。
冲積層は阿仁川および小阿仁川に沿って分布する冲積平原を構成するもので， 礫・砂および粘土からなる。
本鉱山の鉱区の大部分は南隣の阿仁合図幅地域内にあり， 本図幅地内には一部が分布するだけである。 本図幅地内に分布する鉱区は真木地区の北半部と天鍎 [ 読み方不明 ; てんとつ ? ] 地区とである。
真木地区は小様川と阿仁川の中間山地から南方の阿仁合にかけての地域で， 過去に盛んに稼行されたが， その後永く廃坑となっていた。 しかし， 昭和 32 年， 中央𨫤が発見されて， ふたたび稼行が始まり， 調査当時（昭和 35 年）， 粗鉱月産は約 3,000 トンで本鉱山の産額の約 1 / 3 を占めていた。 中央𨫤の母岩は花崗閃緑岩で， 走向は N 80°W， 傾斜は垂直で， 走向延長は 420 m， 傾斜方向の延長は 260 m， 脈幅は40 cm， 品位は Cu 3 % である。
天鍎地区は小様川の下流の 塚の岱 部落の北東方の山地を占める。 ここでは昭和 10 年頃， 金を対象として約 1 年間稼行された。
本鉱山は図幅地域中東部の鷹巣町 上舟木 大舟木沢にある。 金・銀・銅・鉛および亜鉛を対象として， 調査当時， 10 名で稼行していた。 上舟木までは自動車道路があるが， ここから現場までは馬車による。
鉱床は桐内層の玄武岩（おそらく自破砕熔岩）中の鉱脈で， 走向は南北で， 傾斜はほぼ直立である。 鉱石鉱物として黄銅鉱・閃亜鉛鉱・方鉛鉱・黄鉄鉱などがあり， 脈石鉱物として石英・緑泥石・方解石などがある．
[ 倉ノ山の南東方 1 km の ] 森吉町 寄延沢 において， 珪藻土が小規模に採掘されている。
ここの採掘の歴史は古く， すでに藩政時代の末期に， これからコンロが造られていた。 明治年間には近郷の庄司氏が中心となって稼行し， 大館・能代・ 五城目 方面に移出していた。 大正 9 年に奥田信吾氏の手に移り， 昭和に入ってからは奥田安太郎氏も採掘を始め今日に至っている。
奥田信吾氏の採掘所は寄延沢部落のやや上流にあって， 露天掘あるいは坑道掘でブロックを切出し， 成形した後に約 800 ℃ で焼成し， 耐火レンガ， カマドなどを製造している。 調査当時は 4 名で操業中であった。 ここへは [ 寄延沢の東北東方 1.5 km の ] 浦田 部落から山を越えて小型トラックの道路が通じている。
奥田安太郎氏の採掘所は寄延沢部落のやや下流にあって， おもにコンロなどを製造している。 ここへは寄延部落から小型トラック道路が通じている。
珪藻土鉱床は岩谷層に属する珪藻質泥岩 [ Wi ] である。 原石は塊状で， 露頭面では黄白色を呈するが， 坑道掘によって切出したものは灰黒色を呈する。 化学成分・比重は第 8 表の通りである。 珪藻土は寄延沢の沢に沿って約 1.5 km にわたって分布するが， 沢の両側の山地は第四紀の礫層におおわれているので横の延長はよくわからない。 しかし岩谷層の地質構造から考えて， 礫層の下位にも珪藻土層はひろく分布するものと考えられる。
| 採掘所の所有者 | 奥田安太郎氏 | 奥田信吾氏 |
| SiO2 | 76.51 | 77.41 |
| Al2O3 | 1.97 | 2.97 |
| Fe2O3 | 1.40 | 0.77 |
| Ig. loss | 15.31 | 16.47 |
| Ap.G. [ カサ比重 ] | 0.60 | 0.58 |
図幅地域中部の [ 倉ノ山の東北東方 1.5 km の ] 大日岱 [ 読み方不明 ] から桂瀬を経て [ 桂瀬の東北東方 2 km の ] 揚ノ下 [ 読み方不明 ; ようのした ? ] に至る地域にゼオライト岩が分布し， 本格的開発が考慮されている。 この岩石は岩谷層下部の細粒凝灰岩 [ Wt ] が沸石岩化したものである。
本多（1969）によれば， 沸石としてクリノプチロル・沸石・モルデン沸石および方沸石が含まれる。 ゼオライト岩の塩基置換容量は クリノプチロル沸石岩・モルデン沸石岩あるいは両沸石を混有するものについて， 120～160 me / 100 gr の値を示す。 ただし方沸石を含むようになり， モルデン沸石 - 方沸石化岩では 56 me / 100 gr， 方沸石岩では 20 me / 100 gr となる。
森吉町 米内沢の南方の倉ノ山においてパーライトが採掘されている。 これが工業用原料としてはじめて採掘されたのは昭和 27 年頃である。 調査当時は 東興パーライト（株）と小野田セメント（株）によって採掘されており， 電気化学工業（株）も採掘準備中であった。 現地に到着するには倉ノ山の西部の小野田セメント採掘所へは米内沢から， 北東部の東興パーライト採掘所へは寄延部落から それぞれトラック道路が通じている。
鉱床は倉ノ山を構成する前山川層の下部の流紋岩体 [ Mr ] の周縁のガラス質の部分である。
阿仁町 小様部落の北方に亜炭の採掘跡がある。 昭和の初期に採掘されたといわれる。 坑口付近には巻渕層の軟質の炭質泥岩が露出しており， この中に炭層が挟在している。 この炭層が採掘の対象となったものであろう。
[ 大久保山の北方 1.5 km の小又川沿いの ] 森吉町 平里にも亜炭の旧坑がある。 ここは竪坑で， この中に走向 N 70°E， 傾斜 N 15°， 厚さ少くとも 3 m の亜炭層が露出している。 しかし， 水没しているため上下の地層の状態はわからない。
図幅地域北西部は鷹巣油田の南部にあたり， しばしば油徴がみられる。 石油の滲出のみられるのは 七座背斜の軸部に沿って露出する藤琴川層の黒色泥岩層 [ Fm ? ] である。 大正 12 年から昭和 2 年にかけて， 春慶沢で 4 本（深度 717 m， 608 m， 640 m および 88 m）， 増沢 [ 位置不明 ] で 1 本（深度 543 m）の試錐が行なわれた。 しかし， いずれも油徴・ガス徴のみで出油に至らなかった [ 以下の [注] 参照 ] 。
図幅地域中北部の阿仁街道から西へ約 500 m 入った所にある [ 位置不明 ] 。 ここから鉱泉水を県道際まで引き， ここで加熱し， 七日市温泉と称して浴用に利用している。
湧出地の地質は付近が土壌でおおわれているためよくわからないが， 高度， 転石などからみて湯車層の中から湧出しているとみられる。 昭和 31 年 8 月に秋田県衛生研究所で測定した結果によると， 温度 11 ℃， pH 6.3 で溶存成分は第 9 表の通りである。
| K+ | 1.098 |
| Na+ | 13.163 |
| Ca2+ | 8.100 |
| Mg2+ | 3.539 |
| Fe2+ + Fe3+ | 5.945 |
| Sl3+ | 0.558 |
| Cl- | 17.729 |
| SiO42- | 16.872 |
| HSO4- | 1.689 |
| HCO3- | 41.736 |
| HBO2 | 3.810 |
| H2SiO3 | 46.8 |
| CO2 | 38.113 |
| Total | 199.150 |
[ 李岱 の南南西方 1.5 km の ] 合川町 西根田の北西の小比内沢層 [ Bms ] から鉱泉が湧出しており， 秋田県アフタケア協会の保養所として利用されている。
[ 図幅地域北端・東端から西方に 5 km の ] 鷹巣町 中畑部落の崖下に鉱泉が湧出しており， 過去に浴用に利用されたといわれる。 鉱泉は小猿部川層の軽石凝灰岩 [ Ht3 ] とこれをおおう段丘堆積層との境界部から湧出している。
[ 図幅地域南端・東端から西方に 8 km の ] 阿仁町 湯口内部落の阿仁川の川底から鉱泉が湧出しているといわれる。 現場は阿仁川の西岸の石垣から約 3 m に隔った川底で， 異常高温を感じあるいは湯花が観察されることがあるという。 しかし調査当時はこれを確認することはできなかった。
阿仁前田の西方の 新屋布 で粗粒玄武岩の岩脈が間知石 [ = 規格石材 ] として切出されている。
桂瀬駅の西方の下羽立では安山岩の岩脈がバラス用として採石されている。 また， ここの対岸の四十八滝の南方でも安山岩の岩脈を対象とした採石場があるが， 現在は休止している。
図幅地域内の各所に地すべりがみられる。 このうち 森吉町 根森田の南方と 上小阿仁村 下五反沢の２つの地すべりはその規模がかなり大きく， 地質図上にその岩屑 [ ← 崩積層（l）? ] が図示してある。
根森田の地すべり（第 28・29 図参照）は 根森田の南方で小又川が南に迂回する所の南側にある。 地すべり地は幅約 400 m， 延長 1,700 m， 面積約 117 ha におよぶ。 この地すべりは江戸時代初期に発生したといわれ， その後は大正 8 年および昭和 26 年に著しい活動があった。 昭和 27 年以降は地すべり防止工事を施工中である。 この他すべりは巻渕層中におもに生じ， 地すべりによる崩成堆積物の風化・粘土化が著しい。 地すべり地の周囲は粗粒玄武岩の岩床・岩脈によって囲まれている。
五反沢の地すべり（第 30 図）は 小阿仁川と長滝沢の合流点の東側の山地斜面にある。 大正年間から滑動が始まり， 昭和 28 年頃にその動きが活発化したので昭和 34 年以降は防止工事を施工中である。 地すべりは藤琴川層の黒色泥岩 [ Fm ] の滑りによるもので， 黒色泥岩は岩質的に風化・崩壊し易い性質をもっている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Aomori（5） No. 53
By Kiyoshi SUMI and Tomoyuki MORITANI (Written in 1972)
The area surveyed is situated on the side of Sea of Japan in north-eastern Japan and occupies a part of "Green Tuff Region", an important tectonic province of Japan. Geologic history of the surveyed area coincides with that known throughout the Green Tuff Region.
In early Miocene, violent volcanism took place on land. Then the whole area was covered with warm sea water. Active submarine volcanism was continued during this time in middle Miocene. In late Miocene, as the volcanism became less active, sedimentary basins were formed. Siliceous shale and black shale were thickly deposited in the basins under the cold marine condition. In the end of Miocene the area experienced a crustal deformation and Miocene strata were folded or cut by faults. Finally the marine basin was disappeared. In Pliocene and Quaternary age, lacustrine or alluvial sediments were deposited and a subaerial volcano was formed.
It is noteworthy, however, that several stratigraphic unconformities were discovered in the surveyed area. They are found both in middle Miocene and the end of Miocene in age, and correspond historically to the appearance and disappearance of middle and late Miocene sedimentary basins, respectively.
A summary of the stratigraphic sequence is given in Table 1.
| Age | Formation | Thickness (m) |
| Quaternary | Alluvium | |
| Terrace deposit / Mori-yoshi Volcano | ||
| Yu-guruma Formation | [ 10 - 50 ? ] | |
| Pliocene | Mae-yama-gawa Formation | 300 - 450 |
| Miocene | Kobinai-zawa Formation | 200 - 300 |
| Fuji-koto-gawa Formation | 1000 - 1200 | |
| Iwaya Formation | 350 - 450 | |
| Osarube-gawa Formation | 250 - 1450 | |
| Kiri-nai Formation | 650 ± | |
| Maki-buchi Formation | 600 ± | |
| Omata Formation | 600 ± |
The Omata Formation is the oldest member of the Neogene strata in the mapped area. It consists of propylitized andesite and / or altered rhyolite lavas and pyroclastics. It covers unconformably pre-Neogene granodiorite on the southern outside of the surveyed area. It is assumed to be produced by the violent subaerial volcanism in the preceding stage of the subsidence of "Green Tuff geosyncline".
The Maki-buchi Formation covers conformably the Omata Formation and consists of andesite and basalt accompanied with coarse-grained sediments such as conglomerate or sandstone. The sediments are poorly sorted and yield the plant fossils indicating the cool climatic condition in early Miocene.
The Kiri-nai Formation covers conformably the Maki-buchi Formation and is composed of basalt, sandstone and conglomerate accompanied with acid tuff and mudstone. The sandstone and conglomerate are finer in grain size and sorted better than those of the Maki-buchi Formation. They yield molluscan fossils indicating shallow sea environment and warm sea water in middle Miocene. Pillow lavas of basalt are sometimes observed. The age of this formation can be correlated to the Nishi-kuro-sawa stage when the marine transgression of Miocene culminated in the Green Tuff Region.
The Osarube-gawa Formation covers unconformably Omata, Maki-buchi and Kiri-nai Formations and consists of acid volcanic rock, black mudstone and siliceous shale accompanied with small amounts of basalt, sandstone and conglomerate. The acid volcanic rocks are rhyolite lava, accidental tuff breccia or acid pumice-tuff. The accidental tuff breccia is very poorly sorted and is distributed only in the restricted area where it has about 1,000 m in thickness. Judging from those features, it is presumably a kind of turbidite deposited in submarine volcano-tectonic depression. The sediments yield molluscan and foraminiferal fossils indicating a warm sea condition. However, it is noteworthy that some molluscan fossils indicating a cool environment are also included in them.
The Iwaya Formation covers comformably the Osarube-gawa Formation and consists of siliceous shale intercalated with diatomaceous shale and basic volcanic breccia.
The Fuji-koto-gawa Formation covers conformably the Iwaya Formation and consists of black mudstone intercalated with sandstone, acid pumice tuff and andesite volcanic breccia. The sandstone includes molluscan fossils indicating shallow and cool environment.
The Kobinai-zawa Formation covers unconformably Fuji-koto-gawa Formation and is composed of the alternation of sandstone and siltstone. No volcanic materials are found in this formation. It yields rarely the fossils of marine mollusca and plant fragment.
The Mae-yama-gawa Formation covers conformably or unconformably the Kobinai-zawa Formation. And it overlaps partly on the Fuji-koto-gawa and Iwaya Formations. It consists of sandstone, conglomerate and mudstone accompanied with rhyolite lava and tuff. It yields large amounts of plant fragments and is intercalated with lignite seams. This formation was probably deposited in brackish or lacustrine environment.
The Yu-guruma Formation is a lacustrine formation deposited in Quaternary Taka-no-su Basin and consists of mudstone, sandstone and conglomerate. It includes the plant fossils indicating swampy environment.
Six terrace deposits and an alluvial deposit are distributed in the Taka-no-su Basin and along the Ani and Koani rivers. They are composed of gravel, sand and clay.
Faultings and foldings trending in N - S, NE - SW and NW - SE directions are remarkable in the surveyed area. N - S trending tectonic lines are most important amongst them. They give much influence on the rock facies of the Osarube, Iwaya, Fuji-koto-gawa and Mae-yama-gawa Formations. The rock facies on the eastern side of these lines are generally coarser in grain-size of sediments, thinner in thickness of strata and richer in volcanic materials than those on the western side. This contrast in the development of sedimentary features between the east and west sides of the tectonic lines in the most remarkable along Ani-gawa fault, Kamisōnai fault and Ori-watashi-anticline. These phenomena indicate that the eastern area was uplifting during the time of deposition of those formations and the depositional basins were gradually migrated westward.
Copper has been mined at the mountainous area northeast of Ani town where is a northern half of Ani mine. There are numerous chalcopyrite veins in granodiorite body which is widely distributed under the ground of the area. In 1960, about 3,000 tons of ore a month were produced. Ōfunagi mine was mining a chalcopyrite - sphalerite - galena vein in the basalt lava of the Kiri-nai Formation on small scale in 1960.
Petroleum indications are observed in black mudstone of the Fuji-koto-gawa Formation exposing in axial part of the Nana-kura anticline. Exploratory wells, however, could not catch oil reservoir.
Coal seams are intercalated in the Maki-buchi Formation. They were mined about fifty years ago on small scale.
Diatomaceous shale of the Iwaya Formation, perlitic rhyolite of the Mae-yama-gawa Formation and zeolitized tuff of the Iwaya Formation have been quarried for industrial materials.
Several mineral springs are utilized for medical purpose.
昭和 48 年 3 月 20 日 印刷 昭和 48 年 3 月 26 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1973，Geological Survey of Japan