地域地質研究報告
５万分の１図幅
秋田（6） 第 12 号
地質調査所 地質部 大沢穠
秋田大学（昭和 54 年度 地質調査所 併任） 加納博
秋田大学（昭和 54 年度 地質調査所 併任） 丸山孝彦
地質調査所 地質部 土谷信之
秋田大学 伊藤雅之
地質調査所 地質部 平山次郎
秋田大学 品田正一
昭和 56 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 II.1 研究史 II.2 地質概説 II.3 地質構造 III. 太平山深成変成岩類 III.1 最古期深成変成岩類 III.1.1 変成岩類 III.1.2 片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 III.2 主迸入岩類 III.2.1 角閃石斑れい岩 III.2.2 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 III.2.3 黒雲母花崗岩 III.3 構造と迸入形態 III.4 化学組成 IV. 第三系 IV.1 大又層 IV.2 萩形層 IV.3 大倉又層 IV.4 砂子渕層 IV.5 女川層 IV.6 仁別花崗岩類 IV.7 馬場目ドレライト IV.8 筑紫森流紋岩 IV.9 船川層 IV.10 岨谷峡安山岩 IV.11 天徳寺層 IV.12 笹岡層 V. 第四系 V.1 高岡層 V.2 段丘堆積物 V.3 沖積層 VI. 応用地質 VI.1 亀山盛鉱山 VI.2 秋田ベントナイト鉱山 VI.3 石材 文献 Abstract 図版
付図の目次 第 1 図 太平山図幅地域の地形区分図 第 2 図 太平山図幅地域の切峯面図 第 3 図 剣岳より太平山山頂をのぞむ 第 4 図 太平山複合プルトン地質断面図 第 5 図 東北地方油田地域の地殻変動一覧図 第 6 図 太平山南縁部の模式柱状図 第 7 図 太平山図幅地域の地質総括図 第 8 図 太平山図幅地域付近の地質図 第 9 図 太平山図幅地城付近の地質構造 第 10 図 秋田油田地域の地質断面図 第 11 図 朝日又川流域及び藤四郎森一帯の変成岩の分布図 第 12 図 太平山深成変成岩類及び仁別花崗岩類のノルム Q - Ab - Or 図 第 13 図 太平山深成変成岩類及び仁別花岡岩類の D.I. 化学成分変化図 第 14 図 河辺町鵜養北東方採石場でみられる大倉又層の安山岩溶結凝灰岩 第 15 図 太平山図幅地域付近の女川層の等層厚線図 第 16 図 河辺町三内川・丸舞川分岐点付近の道路でみられる女川層の硬質泥岩 第 17 図 第 16 図と同じ地点の女川層の酸性凝灰岩のクローズアップ 第 18 図 太平山図幅地域付近の船川層の等層厚線図 第 19 図 皿見内沢ルートの珪藻化石及び三内川ルートの有孔虫化石採集地点 第 20 図 河辺町岨谷峡付近の女川層及び船川層を貫く岨谷峡安山岩 第 21 図 太平山図幅地域付近の天徳寺層下部の等層厚線図 第 22 図 太平山図幅地域付近の天徳寺層上部の等層厚線図 第 23 図 天徳寺層のシルト岩中の生痕 第 24 図 太平山図幅地域付近の笹岡層の等層厚線図 第 25 図 雄物川下流及び岩見川沿岸の段丘面分布図 第 26 図 亀山盛鉱山及びその南西方付近の鉱脈型鉱床分布図 第 27 図 秋田ベントナイト鉱床の露頭分布図
付表の目次 第 1 表 太平山複合プルトンの岩相分類 第 2 表 秋田油田に発達する地層の時階区分 第 3 表 変成鉱物の化学組成 第 4 表 太平山深成変成岩類及び仁別花崗岩類の化学組成 第 5 表 砂子渕層中の軟体動物化石 第 6 表 秋田市小黒沢の軟体動物化石 第 7 表 砂子渕層中の軟体動物化石 第 8 表 秋田市太平川不動滝下流 0.7 km の地点の化石 第 9 表 砂子渕層鵜養泥岩部層中の有孔虫化石 第 10 表 船川層上部中の軟体動物化石（Ⅰ） 第 11 表 船川層上部中の軟体動物化石（Ⅱ） 第 12 表 船川層中の有孔虫化石 第 13 表 皿見内沢ルートの珪藻化石 第 14 表 三内川ルートの有孔虫化石 第 15 表 天徳寺層中の軟体動物化石 第 16 表 秋田市黒沢～下皿見内間道路切割の笹岡層の大型化石 第 17 表 笹岡層中の有孔虫化石
図版の目次 第 Ⅰ 図版 1. 黒雲母片岩の顕微鏡写真 2. 黒雲母片岩の顕微鏡写真 第 Ⅱ 図版 1. 珪質片岩の顕微鏡写真 2. 角閃岩の顕微鏡写真 第 Ⅲ 図版 1. 角閃岩の顕微鏡写真 2. 角閃岩の顕微鏡写真 第 Ⅳ 図版 1. 角閃石黒雲母花崗閃緑岩の顕微鏡写真 2. トーナル岩の顕微鏡写真 第 Ⅴ 図版 1. 角閃石斑れい岩の顕微鏡写真 2. 角閃石黒雲母花崗閃緑岩の顕微鏡写真 第 Ⅵ 図版 1. 角閃石黒雲母花崗閃緑岩の顕微鏡写真 2. 黒雲母花崗岩の顕微鏡写真 第 Ⅶ 図版 1. 萩形層の変質輝石安山岩の顕微鏡写真 2. 大倉又層下半部の黒雲母流紋岩溶結凝灰岩の顕微鏡写真 第 Ⅷ 図版 1. 大倉又層上半部の輝石安山岩の顕微鏡写真 2. 大倉又層上半部の溶結凝灰岩の顕微鏡写真 第 Ⅸ 図版 1. 砂子渕層のかんらん石玄武岩の顕微鏡写真 2. 砂子渕層の無斑晶状安山岩質玄武岩の顕微鏡写真 第 Ⅹ 図版 1. 馬場目ドレライトのかんらん石ドレライトの顕微鏡写真 2. 筑紫森流紋岩の黒雲母流紋岩の顕微鏡写真 第 Ⅺ 図版 1. 筑紫森流紋岩の黒雲母流紋岩の顕微鏡写翼 2. 岨谷峡安山岩の輝石安山岩の顕微鏡写真
地域地質研究報告
（昭和 55 年稿）
５万分の１図幅
秋田（6） 第 12 号
太平山地域の地質調査は 昭和 54 年度 特定地質図幅の研究として行われたもので， 大沢が主として第三系を， 加納と丸山が主として太平山深成変成岩類を担当し， ほかの著者がこれに協力した。 全体のとりまとめは大沢が行い， 太平山深成変成岩類については 加納の従来からの研究が利用されている。
本図幅地域の調査研究にあたって， 資料の提供に加え 貴重な助言及び教示をいただいた 石油資源開発株式会社の池辺穣 常務取締役・ 秋田大学 鉱山学部 鉱山地質学教室の高安泰助 教授・ 同学部 地下資源開発研究施設の大口健志 講師に 特に感謝する次第である。 石油資源開発株式会社の未発表資料（秋葉（1973）; 池辺ほか（1956）; 松岡（1956））及び, 秋田大学 鉱山学部 鉱山地質学教室の未発表資料（馬場（1975）; 橋本（1973）; 本多（1972）; 片山（1975・1978）; 金（1966・1968）; 水落（1979）; 尾田（1968）; 佐野（1974））を参照もしくは使用した。 なお， [ 地質調査所 ] 所内の一色直記 技官から流紋岩の顕微鏡下の記載について御教示をいただいた。 また， 岩石の顕微鏡写真については [ 同所の ] 正井義郎 技官をわずらわした。
大平山図幅地域は 山地（Ⅰ）・丘陵地（Ⅱ）及び 低地（Ⅲ）に分けられる （第 1 図 及び 第 2 図）。
山地 [ Ⅰ ] は 本図幅地域の 南西部をのぞく大部分の地区をしめ， 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。 本図幅地域内における最高点は [ 図幅地域の北端・東西中央やや東の ] 白子森 （1,179 m）であって， 1,000 m をこす高地は 本図幅地域の北部 及び 東部に多く， [ 図幅地域の北西隅からやや東の ] 馬場目岳 （1,037 m）・ [ 図幅地域の北西部の ] 太平山（1,171 m ; 第 3 図）・ [ 図幅地域の北東部の ] 番鳥森 (1,030 m）などである。 山地では 起伏量が大きく， 300 m / km2 もしくは それ以上である。 谷密度は 20～30 / km2 で， 後述の丘陵地より非常に少ない。 山地を構成する地質は 主として 太平山 深成変成岩類と 大又 層・ 萩形 層・ 大倉又 層 及び 砂子渕 層に属する塩基性～酸性の火山岩類からなり， 仁別 花崗岩類が迸入している。 本図幅地域の北東半部は, 大又層もしくは萩形層にわずかに被覆される太平山 深成変成岩類からなり， 特に急峻であり 谷密度が少ない。 ここでは SW もしくは SWW 方向に流れる [ 岩見川 の上流の ] 三内川 ・ 岩見杉沢川 ・ 大又川 [ 以下の [注] 参照 ] などの河川がみられ， 地質図上に表現しなかったが 断層谷と考えられる。 第三紀層は 南西方向に傾斜し， 南西方向に向って より上位の地層が分布している。 これと調和的に 山稜は 南西方向に向って次第に低くなる。
丘陵地（Ⅱ）は本図幅地域南西部をしめ， 定高性を持っている。 平坦面を有することが多い標高 60～300 m のかなり開析を受けた老年期地形を示している。 山地とは対照的に 起伏量が少なく, 50～150 m / km2 である。 また， 谷密度が大きく 40～60 / km2 で, ときにそれ以上である。 丘陵地の地質は 主として 女川 層・船川層・天徳寺層・笹岡層 及び 高岡層に属する堆積岩類からなる。 所々に これらを貫ぬく [ 岨谷峡 安山岩などの ] 火山岩類がみられ， ここでは局所的に急峻な地形をなし, 遠くからよくわかる。
低山（地） [ Ⅲ ] は 前述の丘陵地を切って流れる岩見川などの谷底平野である。
太平山図幅地域は 東北地方 緑色凝灰岩地域に属し， 本図幅地域の地質は 白亜紀 及び それ以前の太平山 深成変成岩類と, 緑色凝灰岩地域に特有の第三系 及び これを被覆する第四系からなる。
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太平山 深成変成岩類 及び 第三紀花崗岩類について 始めて本格的な調査研究を行ったのは, KANO et al．(1964）及び 加納ほか（1966）である。 加納ほか（1966）は「太平山複合プルトン」と呼び， 第 1 表のように岩相分類を行った。 太平山岩体の主体をなす Ⅱ 期の主花崗閃緑岩は ドーム状（Schlieren dome）であるが， 深部では 下つぼみの「しずく」状岩体であろう。 各々の岩体は 長径が 5～6 km の大きさの 2～3 の副ドームに分化している（第 4 図）。 太平山岩体は 岩体の周縁を断層 又は 剪裂帯で切られる。 多くの場合に 断層または剪裂帯が岩体の縁辺から遠くない位置に形成されていることや， 岩体の形が比較的まとまっていて（しずく状）, かつ, 単位岩体のディメンジョンも小規模であること（6～10 km）などから考えて， 現在の露出範囲から そう広く ひろがっていないとおもわれる。 緑色凝灰岩地域に露出する基盤花崗岩類については， グリーンタフ研究者の側から 主として基盤の配列の方向性とか， 基盤の構造運動とグリーンタフ火成活動や 含油第三系堆積盆地の分化との関係 などについて議論が集中されていたが， あらたに 加納ほかによって 岩石学的見地から研究された。
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太平山図幅地域の第三系層序について， 河井（1949）は 下位から 丸舞川 層（台島～西黒沢階）・ 小出沢 層（女川階）・ 東 層・ 十三岱 層・… のごとく区分し， とくに女川期に噴出した「 上三内 凝灰岩」の積成機構を考察した。 その後， 秋田油田地域における含油第三系 及び グリーンタフの火成層序学的研究が, 井上（1960）によって 広域にわたって行われた。 ほぼ同じ頃， 池辺（1962）によって第 2 表のように総括された。 なお， 池辺（1962）は 第 5 図に示したような 東北地方の油田地域の地殻変動について総括した。
門前階， 台島階 及び 西黒沢階の各前期の造構造運動は, 地向斜的堆積盆地を形成するまでの はげしい火成活動を伴う地向斜生成期の運動であり， この時期の火砕岩類が いわゆる「グリーンタフ」と呼ばれているものの主体をなしている。 船川階の後期（ⅤU 亜階）から後の断続的な造構運動は 堆積盆地を縮少する基盤上昇運動で， 褶曲構造の形成をもたらしたものである。 背斜褶曲は 船川階の後期からはじまり， つぎつぎに背斜が生まれ， 断続的な運動により成長して 鮪川階末に完成した。 積成盆の沈降量は 女川階～船川階に最大を示し， 船川階の後期から急激に減少した。 堆積区は 西黒沢階の末期に最も広がり， 船川階以後は 次第にせばめられ， 鮪川階の末にほとんど陸化した。 なお， 池辺（1962）によれば, 東北地方の含油第三系の堆積盆地は次の３つの段階に大きく分けられる。 すなわち， [ 1 ] 門前階～西黒沢階の前期を地向斜 生成期， [ 2 ] 西黒沢階の後期～船川階の中期を地向斜 積成期， [ 3 ] 船川階の後期～鮪川階を地向斜 解体期とみることができる。
沓沢ほか（1966）は 太平山の南縁部の新第三系の層序と構造について述べている。 この論文は 沓沢が長期間の精度の高い地質研究を行った結果をまとめたもので， 各層を詳細に細分している（第 6 図）。 特に， グリーンタフ活動様式と堆積作用や剪裂帯形成の相互関係について, すぐれた内容が示されている。
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太平山図幅地域は 東北地方 緑色凝灰岩地域に属し， 本図幅地域の地質は 白亜紀 及び それ以前の太平山深成変成岩類と, 緑色凝灰岩地域に特有の第三系 及び これを被覆する第四系からなる。 本図幅地域の地質を総括して第 7 図に， また， 本図幅地域付近の地質図と地質構造の図を第 8・9 図に示す。
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太平山 深成変成岩類 [ M1・M2・Gd1・Gb・Gd2・Gr ] は 本図幅地域の北東半部に広く分布していて， 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] ・片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] 及び 黒雲母花崗岩 [ Gr ] を主とし， 変成岩類 [ M = M1 and M2 ] を伴っている。 本岩類は 上述 [ = 第 1 表 ] の岩石の相互関係から 最古期深成変成岩類（Ⅰ 期） と 主迸入岩類（Ⅱ 期） とに分けられ， 後者 [ = 主迸入岩類 ] は 後期白亜紀である。
最古期深成変成岩類 [ M1・M2・Gd1 ] は 本図幅地域の北東半部に分布していて， 変成岩類 [ M = M1 and M2 ] 及び 片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] からなる。 このうちの変成岩類は 主として本図幅地域の南東に分布していて， 黒雲母片岩・角閃岩などからなり， 捕獲岩状をなして花崗閃緑岩 [ Gd1 and Gd2 ] の中に含まれている。 変成岩類の 分布の幅 [ = 隣接する露出地の間の距離 ? ] は [ 大平山の南方 5 km 内外の ] 丸舞川 と [ 白小森の東方 2.5 km 内外の ] 真角沢 の間で [ 南西 - 北東方向に ] 10 km， [ 図幅地域中央付近の ] 岩見杉沢川の 下流 [ ← 中流 ? ] と [ 図幅地域の西部の ] 朝日又川の上流の間で [ 東西方向に ] 8 km [ ← 6 km ? ] である。 おそらく， 地下深部に 少なくとも幅 8 km [ ← 6 km ? ] 以上の角閃岩相の広域変成帯が潜在していると推定される。 片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] は 本図幅地域の北東半部に ほぼ２列に並んで分布していて [ ← 本図幅の中央部やや北西のものと 北東半部のもの ? ] ， 種々の大きさで 捕獲岩状をなす変成岩類を含んでいる。 本岩 [ Gd1 ? ] は 変成岩類の中にリパリ迸入状（注入片麻岩状）を示したり， それらとミグマタイト質 又はアグマタイト質の漸移相をもつこともある。
主迸入岩類 [ Gb・Gd2・Gr ] は 本図幅地域の北東半部に広く分布していて， 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] ・黒雲母花崗岩 [ Gr ] 及び 角閃石斑れい岩 [ Gb ] からなる。 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] は 太平山深成変成岩類の大部分を占めている。 本岩 [ Gd2 ] と上述の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] との関係は [ 図幅地域の南東隅付近の ] 朝日又沢で一見 漸移的であるが, 本岩 [ = Gd2 ] の中にとりこまれ， 後者 [ = Gd1 ] が同化されて パリンプセスト [ palimpsest（重ね書き） ] 構造がよく認められる。 黒雲母花崗岩 [ Gr ] は 本図幅地域北東半部に点々と分布していて， ピンク花崗岩（KANO et al.（1964）; 加納ほか（1966））と呼ばれている [ 第 1 表参照 ] 。 本岩は 上述の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] （Ⅰ 期）及び 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] （Ⅱ 期）の中に貫入している。 角閃石斑れい岩 [ Gb ] は 本図幅地域の北東端部にわずかに分布していて， 前述の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] の中の捕獲岩としてみられる。 KANO et al.（1964）及び 加納ほか（1966）は [ 角閃石斑れい岩（Gb）を ] Ⅱ 期の塩基性異相 [ = 第 1 表の「はんれい岩～石英閃緑岩」? ] と推定している。
第三系は 下位から 大又 層・ 萩形 層・ 大倉又 層・ 砂子渕 層・ 女川 層・ 筑紫森 流紋岩・ 船川 層・ 岨谷峡 安山岩・ 天徳寺 層 及び 笹岡 層に分けられる。 前４者 [ = 大又層・萩形層・大倉又層・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 及び 同時期の火山岩類である。
大又層 [ Oa ] は 第三系の最下位を占めて 本図幅地域の北西部に分布し， 酸性～塩基性の火山岩類を主とする。 層厚は 300～700 m である。 主として変質輝石安山岩溶岩 及び 同質の火砕岩からなり， 変質玄武岩溶岩・デイサイト溶岩 及び 同質の火砕岩を伴う。 ごくまれに 正規堆積岩をはさむことがあるが， ほとんど火山岩類のみから構成されていて， 著しく変質作用を受けていることが 本層の特徴である。 本層からは 化石が発見されていない。 本層は 秋田県 男鹿半島の [ ゴジラ岩がある ] 潮瀬ノ岬 砂礫岩をのぞく 門前 層（藤岡， 1959）及び 西男鹿 層群（宮城， 1958）にほぼ対比される。
萩形層 [ Ha ] は 大又層 [ Oa ] を不整合に被覆し， 本図幅地域全域に点々と分布している。 主として 中性の火山岩類からなり， 正規堆積岩をはさんでいる。 層厚は 400～850 m である。 （変質）輝石安山岩溶岩 及び 同質の火砕岩を主とし， 泥岩・砂岩・礫岩 及び 酸性凝灰岩をはさんでいる。 一般的にみて， 大又層のものよりも やや変質度が弱い。 本層の模式地である [ 本図幅の ] 北隣の 阿仁合 図幅内の 上小阿仁 村 萩形 の西方付近の泥岩中から 阿仁合型植物化石を多産する。 本層は 秋田県 男鹿半島の広義の 台島 層（宮城， 1958）の下半部にほぼ対比される。
大倉又層 [ Or・Ow・Ov ] は 萩形層 [ Ha ] を整合に被覆し， 本図幅地域の中南部に分布していて， 主として 酸性～中性の火砕岩， 特に 溶結凝灰岩からなる。 層厚は 0～500 m である。 黒雲母流紋岩溶結凝灰岩 [ Ow ] ・ 安山岩溶結凝灰岩 及び 輝石安山岩溶岩 [ Ov ] を主とし， 凝灰岩～凝灰角礫岩・砂岩 及び 礫岩をはさんでいる。 本図幅内の本層からは 化石が発見されていない。 本層は 秋田県 男鹿半島の広義の台島層（宮城， 1958）の上半部にほぼ対比される。
砂子渕層 [ St・Sm・Sb・Sum ] は 大倉又層 [ Ow・Ov ] を整合（一部同時異相）に被覆し， 本図幅地域の南西半部に分布していて， 主として塩基性火山岩類からなる。 層厚は 300～1,400 m である。 玄武岩溶岩 及び 火砕岩 [ Sb ] を主とし， 酸性火砕岩・泥岩・砂岩及び礫岩をはさんでいる。 本図幅地域の南東端部では 酸性火砕岩 [ St ] を主とする。 本層の中から貝化石 及び 西黒沢階の特徴種である有孔虫化石を多産する。 本層は 秋田県 男鹿半島の広義の台島層（宮城， 1958）の上半部 及び 西黒沢層にほぼ対比される。
女川層 [ Om・Ot ] は 砂子渕層 [ St・Sb・Sum ] を整合に被覆し， 本図幅地域の南西部に分布していて， 主として硬質泥岩 [ Om ] からなり， 酸性火砕岩 及び 砂岩をはさんでいる。 層厚は 300～600 m である。 本層の中から Sagarites chitanii MAKIYAMA， 魚鱗， 放散虫 及び 珪藻を産するが， 西黒沢階に比べて 有孔虫が少ない。
仁別 花崗岩類 [ Gp ] は 本図幅地域の北西部 及び 南東部に分布し， 女川層の堆積時に迸入したと考えられる。 花崗斑岩・トロニエム斑岩・花崗閃緑斑岩・石英斑岩・文象斑岩などからなる。
馬場目 ドレライト [ Do ] は 本図幅地域の西部に分布し， 女川層の堆積時に迸入したもので， 岩脈 及び 岩床をなす。
筑紫森 流紋岩 [ Ry ] は 女川層の堆積時に噴出したものであって， 本図幅地域の中西部に分布し， 黒雲母流紋岩溶岩からなる。
船川層 [ Ft・t1・Fm・t2・Fs ] は 女川層 [ Om ] を整合に被覆し， 本図幅地域の南西部に分布し， 主として 暗灰色泥岩 [ Fm・Fs ] からなる。 層厚は 600～1,300 m である。 本層の上半部は シルト岩 [ Fs ] が多く， 岩相からみると 天徳寺層のもの [ Ts ] と酷似する。 本層中の化石は Sagarites chitanii MAKIYAMA を含み， 放散虫 及び 珪藻が 女川層 [ Om ] にくらべて少ない。 有孔虫化石が 多くなる。 Martinottiella - Cyclammina zone で代表される。
岨谷峡 安山岩 [ An ] は 船川層の下部 [ Ft・Fm ] の堆積時に活動したもので， 本図幅地域の南西部に分布し， 輝石安山岩溶岩からなる。 女川層 [ Om ] 及び 船川層の下部 [ Ft ? ] を岩脈 及び 迸入岩床をなして貫ぬいている。
天徳寺層 [ t3・Ts ] は 船川層 [ Fs ? ] を整合（一部不整合）に被覆し， 本図幅地域の南西部に分布している。 主として シルト岩からなる。 層厚は 200～500 m である。 本層中には Sagarites chitanii MAKIYAMA 及び 頻海性の貝化石を含み， 全般的に 有孔虫化石を多産する。
笹岡層 [ t4・Ss ] は 天徳寺層 [ Ts ] を整合（一部不整合）に被覆し， 本図幅地域の南西部に分布し， 主として砂岩からなる。 層厚は 200～400 m である。 本層中には いわゆる「 大桑 - 万願寺 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 層・段丘堆積物 及び 沖積層に分けられる。
高岡層 [ Td ] は 笹岡層 [ Ss ] を不整合に被覆し， 本図幅地域の南西端部にわずかに分布し， 主として砂岩からなる。 層厚は 30～100 m である。 本層は 湖成堆積物と考えられ， 秋田県 男鹿半島の 鮪川 層に対比させる。
段丘堆積物 [ td ] 及び 沖積層 [ a ] は 主な河川沿い 及び 丘陵の上に分布し， 両者とも礫・泥 及び 砂からなる。
次に 隣接図幅地域のデータを加えて， 太平山図幅地域の第三紀～第四紀の地史について考察する [ 以下の [注] 参照 ] 。
漸新世～中新世初期， すなわち 大又層 [ Oa ] の堆積時には, 多量の変質輝石安山岩（いわゆる「プロピライト」）溶岩 及び 同質の火砕岩の噴出があった。 火山活動は 休止することなく行われ， ほとんど正規堆積岩の堆積がなかった。 この間に 変質玄武岩溶岩・デイサイト溶岩 及び 同質の火砕岩も少量噴出した。 [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅地域を合わせてみると, 火山活動の中心部では 厚さ 600～800 m の厚い堆積が行われたが， 中心部から周縁部に行くにしたがい 薄くなり, 600～300 m であって， 流紋岩溶岩や溶結凝灰岩を噴出しており， 遂には認められなくなる。 青森県の南部から岩手県の西部・秋田県の全域をへて, 山形県の北部にいたる広域についてみると， 大又層に対比される地層について， 青森・秋田の両県境地域では 藤倉川層（層厚 300～800 m ; 大沢（1963））， 秋田県 男鹿半島では, 西男鹿層群 もしくは 潮瀬ノ岬砂礫岩をのぞく門前層群（層厚 1,000 m 内外 ; 半沢（1954）; 宮城（1958）; 藤岡（1959））， 秋田県の南部から秋田・山形の県境地域では 湯ノ沢川層（層厚 100～500 m ; 大沢ほか（1979））と呼ばれている。 これらの各層全体の大きな特徴は 正規の堆積岩がごく少ないか もしくは 欠いていて， 変質安山岩を主とし， 変質玄武岩・デイサイト 及び 流紋岩を伴い， 溶結凝灰岩をはさむ火山岩類のみから構成されていること， 及び， いまだ 化石が発見されていないことである。 また， 第三系の基盤をなす花崗岩類か もしくは 先第三系堆積岩類の分布している地域に [ 化石の産地は ? ] 限られる。 地質調査所・金属鉱業事業団などの深部試掘井データによれば， これらの各層 及び 層群は， 現在地表に露出している地区からはなれると 地下にほとんど分布せず， より上位の地層が直接 第三系の基盤をなす上記の岩類を不整合に被覆している。 青森県の南部から山形県の北部にいたる広域な地域内に 少なくとも 10 地区に分布し， 試掘井のデータから確認された部分を含めると, その地区毎の大きさは 堆定分布面積が 400～1,200 km2である。 堆定分布地区の長軸方向は多くの場合に N 0～60°W である。 [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅全域・北東隣の 森吉山 図幅地域の西部 及び 本図幅地域の 大又層の推定分布面積は 1,000～1,200 km2である。 大又層の堆積盆の規模は 幅 25～30 km， 長さ 35～45 km で， 長軸方向は NNW - SSE であったと推定される。
次の萩形層 [ Ha ] （広義の台島階の下半部）の堆積時には, 厚さ 400～850 m に達する多量の（変質）輝石安山岩溶岩 及び 同質火砕岩が噴出した。 これらの溶岩などは 浅い海底に流れ込み 堆積した。 本層の堆積時の前半の火山活動の休止時には 泥岩の薄層が堆積し， その中から阿仁合型植物化石を産する。 [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅地域では（変質）玄武岩溶岩 及び 同質火砕岩が噴出し， つづいて泥岩・砂岩・礫岩などの厚層が堆積し， その中から阿仁合型植物化石を多産する。 本層の堆積時の後半で， 本図幅地域内 及び 阿仁合図幅地域の西半部では, 上述の（変質）輝石安山岩溶岩 及び 同質火砕岩がひきつづき噴出したのに対し， 阿仁合図幅地域の東半部では 火砕岩と砂岩・礫岩・泥岩などが堆積した。 本図幅地域・ [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅地域・ 北東隣の森吉山図幅地域の西半部・ 東隣の田沢湖図幅地域の西半部・ 南隣の 刈和野 図幅地域の北東部 及び 南東隣の 角館 図幅地域の北西部の広域地域についてみると， 前述の大又層の堆積時よりも 堆積盆の規模が大きくなる。 上述の広域地域の南部 及び 南東部では， 太平山深成変成岩類が 大又層を欠いて 直接 萩形層に被覆されている。 [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅地域の東半部 及び 北東の隣森吉山図幅地域の西部では, 上述したように（変質）玄武岩， つづいて泥岩・砂岩・火砕岩・礫岩などが堆積したのに対し， ほかの大部分のところでは（変質）安山岩を主とする火山岩類が堆積していた。
次の大倉又層 及び 砂子渕層（広義の台島階の上半部～西黒沢階）の堆積時には， 厚さ 600～1,400 m に達する 多量の玄武岩溶岩と同質 火砕岩 [ Sb ] 及び 輝石安山岩溶岩・流紋岩～安山岩溶結凝灰岩 [ Ow・Ov ] などを噴出した。
大倉又層 及び 砂子渕層の下部の堆積時には 各種の火山岩類を堆積した。 本図幅地域の西部では， 多量の玄武岩溶岩・ （変質）輝石玄武岩質安山岩溶岩 及び これらの火砕岩の噴出があった。 火山活動の休止時には 泥岩の薄層が堆積した。 海棲貝化石 及び 台島型植物化石を多産する。 これに対し， 本図幅地域の南東部では， 初めに黒雲母流紋岩溶結凝灰岩・凝灰岩～凝灰角礫岩などを， つづいて輝石安山岩溶岩・溶結凝灰岩・凝灰岩～凝灰角礫岩などを浅海域～陸域で噴出し， 砂岩・礫岩などの正規堆積岩類の薄層を堆積した。 [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅域 及び 南隣の刈和野地域を合せてみると， 大局的にみて 西半部では 玄武岩溶岩 及び 同質の火砕岩を， 東半部では 火砕岩・砂岩などを， 特に 本図幅の南東部から [ 本図幅の ] 南隣の刈和野図幅 [ 地域 ] の北東部にかけて， 多量の溶結凝灰岩を噴出した。
砂子渕層の上部（西黒沢階） [ 以下の [注1] 参照 ] の堆積時には 多量の玄武岩溶岩 及び 同質火砕岩を噴出した。 火山活動の休止時には 泥岩・砂岩などの薄層を堆積し， 海棲貝化石を多産する。 こまかくみると， 本図幅地域の南東方に行くにしたがい 玄武岩溶岩 及び 同質火砕岩が少なくなり， 酸性火砕岩・泥岩・砂岩などが多くなり， ついには後者を主とするようになる。 砂子渕層の上部の堆積時について [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域・ 南西隣の羽後和田図幅地域・ 北隣の阿仁合図幅地域・ 本図幅地域 及び 南隣の刈和野地域の広域地域においてみると， 次のようである。 深部試掘井のデータによれば， 日本海沿岸沿いの秋田図幅地域の西部 及び 羽後和田地域の西部と中部では, 層厚 500 m 以上の泥岩を主とする厚層を堆積した [ 以下の [注2] 参照 ] 。 この泥岩に含まれる浮遊性有孔虫で 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）の環境を示している。 ここでは 酸性凝灰岩 及び 玄武岩凝灰岩を薄層としてはさんでいるのみであるが， 東方 もしくは 北東方に行くに従い 火砕岩が多くなる。 秋田図幅地域の東端部・ 阿仁合図幅地域の西部 及び 本図幅地域の西半部では, 層厚 500～900 m の玄武岩溶岩 及び 同質火砕岩を主とする厚層を堆積した。 このように 地区によって大きく岩相が変化する。 さらに東方に行くと 酸性火山岩類が多くなる。 すなわち， 阿仁合図幅の東半部・ 本図幅の東半部 及び 刈和野図幅の北東部では, 流紋岩溶岩・デイサイト溶岩 及び 同質火砕岩で特徴づけられ， 玄武岩火砕岩・砂岩・泥岩などを堆積してしいる。
以上の砂子渕層までが いわゆる「緑色凝灰岩」であって， 以下の女川層からが 含油第三系となる。 太平山深成変成岩類は， 萩形層（広義の台島階の下半部）の堆積時には, ほぼ完全に同層の堆積物におおわれたと考えられる。 その後， 大倉又層 及び 砂子渕層の下部（広義の台島階の上半部）の堆積時に, 極く一部の地区で相対的に隆起し， 侵食地を形成したと考えられる。 本岩類 [ = 太平山深成変成岩類 ] は 円礫として礫岩の中に含まれている。 砂子渕層の上部（西黒沢階）の堆積時に さらにやや広い地区で相対的に隆起した。 [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅の東部の阿仁地区と 本図幅地域の南西半部とは分かれ， 少なくとも本図幅地域の北東半部の大部分は 海面上に隆起し， 侵食地を形成したと考えられる。 石和田ほか（1977）によれば， 第 10 図でわかるように， 秋田油田地域の含油第三系の堆積盆の規模は, 日本海の海岸線から西方に約 40 km で堆積盆の周縁部となる。 堆積盆の最大沈降部 すなわち 中心部は 日本海の海岸線から西方に約 20 km のところにあり， 非対称堆積盆であったと考えられる。
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 [ Om ] 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））と呼ばれている。 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， 堆積物の薄い微沈降地域あるいは微沈降帯ができた。 ここでは 堆積盆の沈降運動に対して 相対的に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。 太平山図幅地域内についてみると 層厚 300～600 m であって， 南東方に行くにしたがい薄くなる。 馬場目ドレライト [ Do ] 及び 筑紫森流紋岩 [ Ry ] と呼ばれるドレライトと黒雲母流紋岩が 迸入もしくは噴出している。 女川層の堆積時には 本図幅地域の南西半部の相対的に沈降する作用と， 北東半部の相対的に隆起する作用が よりはっきりしてきた。 この境付近に沿って 花崗斑岩を主とする仁別花崗岩類 [ Gp ] などの いわゆる「第三紀花崗岩類」が迸入した。
次の船川層は 最大層厚 1,300 m 以上に達する広域斉一岩相の暗灰色泥岩 [ Fm・Fs ] からなる。 脱珪質で酸性凝灰岩 [ Ft ? ] 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。 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 わずかな漸移相をはさむのみで， 非常に顕著にかわっている。 女川階から引続いて [ 船川階も ] 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沈降量が小さいため， 堆積物の薄い微沈降帯がみられる。 太平山図幅内についてみると 南西部に堆積盆の一つの中心部がみられ， 最大層厚 1,200 m に達する。 この堆積盆の周縁部に近いところでは 礫岩が堆積している。 輝石安山岩溶岩からなる岨谷峡安山岩 [ An ] が 船川層の下部の堆積時に貫入している。 船川層の上部の堆積時に, 深層型異常堆積層（Decollement-type slump deposits）がみられる。 これは， この時期に太平山深成変成岩類を主とする太平山山塊が本格的に隆起したため生じた, 海底の急斜面にそって発生した高密度の堆積物重力流によって生じた斜面堆積物と推定される。
次の鮮新世の天徳寺層 [ Ts ] は 最大層厚 1,500 m に達し， シルト岩を主とする。 太平山山塊が広域にわたって陸化し， 堆積盆全体の大きさは 船川階よりも小さくなる。 天徳寺階には 層相の変化 及び 生物相の変化が著しくなり， 地域差を生じて 分化現象が起った。 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広がり， 造構運動も休止したとみられる。 秋田油田地域内の含油第三系中でみられる褶曲 及び 断層の形成は, 船川層の堆積の初期頃から胚芽したと考えられる。 しかし， 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 数回の後続的な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。 天徳寺層は 太平山図幅地域では層厚 200～500 m である。 [ 本図幅地域の ] 中西端部では 砂岩と礫岩が堆積し， 堆積盆の周縁部に位置していることをよく示している。 [ 天徳寺層（Ts）は ] 南西方に行くにしたがい厚くなり， シルト岩を主とするようになる。
天徳寺層の堆積後に造構運動があり， 一部の地区で陸化し， 新しい海侵があった。 天徳寺層 [ Ts ] と笹岡層 [ Ss ] 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。 本図幅地域の南西端部付近に 一つの積積盆の中心部があった。 池辺（1962）によれば 最大沈降部は 秋田市の西方数 km の日本海の地下で， 堆積盆の中心線は ほぼ南北に延び， 中心部では 層厚 800 m 以上であった。 笹岡層の堆積後に軽微な造構運動があって， 陸化した堆積盆に淡水成と考えられる高岡層 [ Td ] 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 本図幅地域内に分布していないが， [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域内に点々と分布している。 潟西層は 下位層と不整合で， 水平層をなす。 潟西階は 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 南北方向に延びている。 その後， 昇降運動を繰返しながら 段丘堆積物 [td ] 及び 沖積層 [ a ] が堆積した。
太平山図幅地域は 東北地方 緑色凝灰岩地域に属し， 本図幅地域の第三系は 色々の時期に形成された断層 及び 褶曲が重なりあって， 現在みられるような複雑な地質構造になっている（第 9 図）。 これらのうち １番古い断層 及び 断裂帯は [ 図幅地域の北西部の ] 大又層の形成に関係したものであり， １番新しいものは 出羽変動（大村（1935）; 藤岡（1968））によるものである。 太平山深成変成岩類は 広義の台島階の上半部の堆積時から相対的に隆起し始め， 西黒沢階の堆積時から女川階の堆積前までの構造運動で さらに隆起し， 本図幅地域の北東部の大部分で 後背地を形成していたと考えられる。 後述する断層群は この頃から始まり， 出羽変動によって完成したと考えられる。
太平山図幅地域の第三系は， 南西半部では 大局的にみて 走向 N 10～70°W， 傾斜 5～30°SW の同斜構造をなし， 上位の地層ほど緩傾斜となっている。 なお， 本図幅地域の西部の大又層・ 萩形層・ 砂子渕層・ 女川層 及び 船川層は ところにより 40～60°の傾斜をなし， ときに 60～90°の急傾斜を示す。 特に 本図幅地域の西端部では 80～85°NE を示し， 地層が転倒している。 地質図に表現しなかったが， ここでは おそらく 急傾斜の褶曲をなすと考えられる。 本図幅地域の南部の協和町 船岡 [ ← 図幅地域の南端・東西中央 ] 付近で わずかに褶曲構造がみとめられる。
太平山図幅地域の断層は 太平山山塊の隆起に伴って形成されたとみられる断層である。 その代表的なものは 三内川断層群・鵜養断層・太平川断層群 及び 前岳断層である。
三内川 断層群 : 太平山の山頂の北東方約 1.3 km の地点から, 河辺町 丸舞川の上流の北又沢と南又沢の分岐点付近・ 三内川・ 筑紫森 [ 392 m ] の西方約 0.6 km の地点・ 岩見杉沢川の中流付近・ 鵜養 の北東方約 3.0 km の大又川の下流・ 釜渕森 [ 552.5 m ] の北東方約 0.9 km の 小又川 の中流・ 協和町 オソ沢の上流の 洞峯 [ 560 m ] 付近などをへて 淀川 の上流の八右ェ門沢付近にいたる， 北西 - 南東性方向の延長約 20 km の大断層群である。 本断層群の北東側は 太平山変成深成岩類からなり， 南西側は 大又層・萩形層・大倉又層 及び 砂子渕層からなる。 本断層群は 東西性・北東 - 南西性 及び 南北性の多数の副次的な断層によって切られ， 少しづつ こまかくずらされている。 本断層群は ほぼ垂直 もしくは それに近い（70～80°）を示す正断層であって， 本断層群付近の第三系が 特に急傾斜になることは少ない。 本断層群の見掛上の落差は 100～500 m であって， 丸舞川の上流付近で 500 m 以上である。
鵜養 断層 : 三内川断層群から分岐した北西 - 南東性方向の断層である。 河辺町 岩見杉沢川の中流付近から鵜養の東方約 1.0 km 地点・ 協和町 庄内の東方約 1.5 km 地点などをへて， [ 本図幅の ] 南隣の刈和野図幅地域内にいたる 延長 9.0 km 以上の正断層である。 ほぼ垂直に近い（70～85°）傾斜を示し， 落差は小さい。
太平川 断層群 : [ 図幅地域の西端・南北中央付近の ] 秋田市 皿見内 の北東方約 2.0 km の地点から 鶏鳴滝 の北方・ 太平川 不動滝の西方・ 剣岳 [ 1,054 m ] の南東方約 0.6 km の地点をへて 太平山の山頂の北東方にいたる, 延長約 8.5 km の断層群であって， 鶏鳴滝の西方から 鶴が岳 [ 1,002 m ] の西方にのびる 延長約 2.5 km の小断層を分岐している。 本断層群は 北東 - 南西性方向を示し， ほぼ垂直に近い（75～85°）傾斜をなす正断層である。
前岳 断層 : 秋田市 前岳 [ 774 m ] 及び 中岳 [ 952 m ] 付近をとおる 延長約 3.3 km の西北西 - 東南東性方向を示す逆断層である。 見掛上の落差は 300～500 m であって， 本断層の北北東側は 太平山変成深成岩類 [ Gd2 ] からなり， 南南西側は 大又層 [ Oa ] 及び 萩形層 [ Ha ] からなる。 南南西側に分布する大又層から船川層にいたる第三系は 地層が転倒していて， 転倒していない場所でも 多くのところで 60°以上の急傾斜を示す。
活断層 : 東北地方グリーンタフ地域の第三系及び第四系の地質構造は, 油田褶曲方向（N - S 方向）と NW - SE 方向とに大きく支配されている。 NW - SE 方向は 中新世の中期までが主動期で，以 後は副次的となる。 これに対し， 油田褶曲方向は 初めは副次的で， 中新世の後期から主動期となり， 以後は 現在に及んでいる。 従って 活断層の大部分は 油田褶曲方向 すなわち 南北性を示すことが多い。 本図幅地域外であるが， 活断層として 脊梁山脈地域の東西を画する [ 本図幅の南東方の ] 千屋 ・ 川舟 断層系 及び [ 本図幅の ] 南西隣の羽後和田図幅地域内の 中張 断層（藤岡ほか， 1976）などがみとめられる。 本図幅地域の地質構造は 上述の NW - SE 方向に大きく支配されており， この構造は 鮮新世以後はごく副次的となり， 更新世には及んでいないと考えられる。 従って， 本図幅地域内には 確実な証拠をもつ活断層の存在は確認されなかった。
太平山深成変成岩類 : KANO et al.（1964）及び 加納ほか（1966）による太平山複合プルトンから [ 第 1 表の ] Ⅲ 期の第三紀花崗岩をのぞいた Ⅰ 期 及び Ⅱ 期のものについて新しく命名した。
太平山深成変成岩類は 本図幅地域の北東半部に広く分布していて， 角閃石黒雲母花崗閃緑岩・ 片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 及び 黒雲母花崗岩を主とし， 変成岩類を伴っている。 本岩類は 上述の岩石の相互関係から, 最古期深成変成岩類（Ⅰ 期）と主迸入岩類（Ⅱ 期）とに分けられる。 河野・植田（1966）によって， 主迸入岩類に属する 角閃石黒雲母花崗閃緑岩について 88～89 × 106 年 の K - Ar 年代が測定され， 白亜紀のチューロン期（Turonian）， すなわち 後期白亜紀であることを示している。 最古期深成変成岩類の時代は 主迸入岩類より古いこと以外は 今の段階ではわからない。
最古期深成変成岩類 : KANO et al.（1964）及び 加納ほか（1966）が命名。
最古期深成変成岩類は 本図幅地域の北東半部に分布していて， 変成岩類 及び 片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩からなる。
変成岩類 [ M = M1 and M2 ] は 主として本図幅地域の南東部に点々と分布していて， 黒雲母片岩 [ M2 ] ・角閃岩 [ M1 ] などからなり， 捕獲岩状をなして含まれている（第 11 図）。
標式地 : 河辺町の大又川の支流の朝日又川の上流の南又沢付近 及び 藤四郎森 一帯。
分布 及び 産状 : [ 第 1 表の太平山複合プルトンの ] Ⅰ 期の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] の中の変成岩類は 河辺町の大又川の支流の朝日又川の上流に分布している。 また， 第 Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] の中のものは 大又川の南東方の藤四郎森 [ 904.9 m ] 一帯の比較的高所・ [ 藤四郎森の西～北西方 7～4.5 km の ] 岩見杉沢川の中流 及び 上流・ [ 藤四郎森の西北西方 8 km の ] 三内川の支流の深渕沢の入口 及び 中流・ [ 藤四郎森の南東方 3 km の ] 協和町の 淀川 の支流の荒木沢の上流・ [ 図幅地域の北東隅から西方 6 km の ] 阿仁町の 真角沢 の支流に分布している。 さらに， [ 図幅地域の北西隅から南東方 11 km の ] 河辺町の 丸舞川 の支流の南又沢の下流では （角閃石）黒雲母片岩 [ M2 ] が 黒雲母花崗岩 [ = 第 1 表の Ⅱ 期のピンク花崗岩 ; Gr ] の中に分布している。 これらのうち [ 第 11 図に示した ] 藤四郎森 及び 朝日又川の上流の捕獲変成岩類は 規模が大きい。
片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] は 変成岩類の片理に調和的に迸入するが， 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] 及び 黒雲母花崗岩 [ Gr ] は 非調和的で， 変成岩類の片理を脈状に切り， あるいは 角礫状に変成岩類をとりこんでいる。 前者の [ 変成岩類の片理を脈状に切っている ] 場合には， 迸入された角閃岩が脈壁にそって再結晶により粗粒化する現象がみられる。
岩相 : 変成岩類は 原岩によって 泥質岩起源変成岩類と 塩基性または石灰質岩起源に分けられる。 そのうち 丸舞川・三内川・岩見杉沢川には, ときに 微褶曲構造の発達した縞状細粒黒雲母片岩（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版の 1）が卓越する。 いっぽう， 藤四郎森付近の黒雲母片岩は縞状構造があまり明瞭でないものが多く， 粗粒のざくろ石（最大 2 mm）を含むのが特徴である（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版の 2）。
泥質岩起源変成岩の一般的な鉱物組合せは 石英 - 灰曹長石 - 黒雲母 - 菫青石 - 白雲母で， ざくろ石もかなり普遍的に産出し， 菫青石 - ざくろ石の共存も珍しくない。
朝日又川の上流と真角沢の上流には 角閃石黒雲母片岩 [ M2 ] が発達する [ 以下の [注] 参照 ] 。 紅柱石その他のアルミノ珪酸塩鉱物は 産出しない。
塩基性ないし石灰質岩起源の変成岩では角閃岩類 [ M1 ] が主で， 朝日又川の上流， 藤四郎森， 岩見杉沢川の下流， 深渕沢の中流， 真角沢で泥質岩源の変成岩と互層をなして産出する。 主な鉱物組合せは 黒雲母 - 角閃石 - 斜長石， 黒雲母 - 透輝石 - 角閃石 - 斜長石， 透輝石 - 角閃石 - 斜長石で， 透輝石は 一般に 層状またはレンズ状をなして産出する。 黒雲母は薄いフィルム状をなし， 比較的粗粒の結晶が濃集する（ [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版の 2 及び 第 Ⅲ 図版の 1・2）。
やや特殊な岩相として， 杉沢川の上流部の粗粒角閃岩 [ M1 ] の中に 脈状またはレンズ状をなして, 石灰質ざくろ石 - 緑れん石 - 透輝石スカルンが局部的に発達する。 また， 杉沢川の下流部には 透輝石とマンガンざくろ石を含む珪質片岩（83102A ; [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版の 1）が塩基性変成岩類中にはさまって産出する。
主な変成鉱物の代表的な化学組成を第 3 表に示す。
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太平山深成変成岩類の中の変成岩類の捕獲岩体は点在的に分布し， 上述の鉱物組合せからみて 角閃岩相に属する。 しかも， 太平山深成変成岩類の分布の中心部に近い藤四郎森 及び 朝日又川の上流では， 南西端部にあたる丸舞川 及び 岩見杉沢川下流部のものに比べて, どちらかといえば変成度が高い傾向が認められる。 例えば 塩基性変成岩類の中の角閃石を比較した場合， 丸舞川の青緑色角閃石（No. 61603B）が細粒アクチノ閃石質であるのに対し， 岩見杉沢川の上流の緑色角閃石（No. 50601B）及び 朝日又川の熊沢の褐色角閃石（No. 90603）は 高アルカリ または 高チタン， 高 AlⅥ， そして より低シリカで特徴づけられる。
変成岩類の 分布の幅 [ = 隣接する露出地の距離 ? ] は 丸舞川と真角沢の間で 10 km， 岩見杉沢川の下流と朝日又川の上流の間で 8 km である。 おそらく， 地下深部に 少なくとも幅 8 km 以上の角閃岩相の広域変成帯が潜在していると推定される。
本岩は 本図幅地域の [ 北西半部と ] 北東半部にほぼ２列に並んで分布している。 本岩は 変成岩類を種々の大きさで 捕獲岩状をなして含んでいる。 なお， 本岩は 変成岩類の中にリパリ迸入状（注入片麻岩状）を示したり， それらとミグマタイト質 又は アグマタイト質の漸移相をもつこともある。
標式地 : 河辺町の三内川の上流の大滝 [ ← 図幅地域の北東隅から南西方 7 km ] 付近一帯。
分布 : [ 大平山の北西方の ] 秋田市の 旭川 の東方から [ 図幅地域の中央やや北西の ] 河辺町の丸舞川の支流の南又沢沿い一帯と， [ 図幅地域の北東部の ] 阿仁町 真角沢から [ 図幅地域の北東隅から南西方 7 km の ] 河辺町の三内川の上流の大滝・ [ 番鳥森の南方の ] 大又川の支流の丹波沢をへて [ 藤四郎森の北東方の ] 朝日又川の上流にいたる一帯に分布している。 前者の岩体 [ = 西側の岩体 ] は 1.3 × 10 km で， 後者の岩体 [ = 東側の岩体 ] は やや大きく 2.5 × 16 kmであって， 両者とも北北西 - 南南東方向を示す。
岩相 : 角閃石黒雲母花崗閃緑岩を主としているが， 岩相変化に富み， 石英閃緑岩から アダメロ岩 [ = 石英モンゾニ岩（quartz monzonite） ] まである。 特に 丸舞川の支流の南又沢には優黒質な岩相が卓越する。 [ 第 1 表の Ⅰ 期の岩石である ] 本岩は Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] の片麻状構造が良く発達した部分に酷似しているが， 中粒～細粒の岩相を特徴とすることで識別できる。
旭川の東方から南又沢沿い一帯にいたる [ 西側の ] 岩体は その片麻状構造が岩体の延びの方向とほぼ一致し， 南北方向を示す。 岩相変化に富み， 中粒～細粒の石英閃緑岩・トーナル岩・花崗閃緑岩 及び アダメロ岩からなり， これらの間に貫入関係は認められない。 ときに 片麻状構造が褶曲構造をおもわせるようなうねりを示す。 [ 三内川の支流の ] 深渕沢では 変成岩類の捕獲岩を多量に有し， 片麻状構造が北西 - 南東方向を示し， 全体の伸びの方向と斜交する。
河辺町の大滝から朝日又川の上流一帯にいたる [ 東側の ] 岩体は 上述の岩体と異なり， 岩相変化に乏しい中粒～細粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩が卓越する。 片麻状構造は 岩体の延びの方向にほぼ一致し， 北北西 - 南南東方向を示す。
代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
主迸入岩類 : KANO et al.（1964）及び 加納ほか（1966）が命名。
主迸入岩類は 本図幅地域の北東半部に広く分布していて， 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] ・黒雲母花崗岩 [ Gr ] 及び 角閃石斑れい岩 [ Gb ] からなる。
本岩は 本図幅地域の北東端部にわずかに分布している。 [ 図幅地域の北東隅から西方 6 km の ] 真角沢で 前述の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] が本岩中に迸入している [ ← 地質図上では 確認できない ] 。
模式地 : [ 本図幅の ] 東隣の田沢湖図幅地域内の河辺町 大又川の田沢スーパー林道沿い。
分布 : [ 図幅地域の北東隅から西方 4 km 弱の ] 阿仁町の桧山沢の南東方に小岩体として分布している。 ほかに， [ その西方 2 km の ] 阿仁町の真角沢や [ 図幅地域の北西隅から東方 8 km の ] 上小阿仁村の大旭又沢で 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] の中の捕獲岩としてみられる。 KANO et al.（1964）及び 加納ほか（1966）は [ 第 1 表に示した大平山複合プルトンの ] Ⅱ 期の塩基性異相 [ = Ⅱb. はんれい岩～石英閃緑岩 ] と推定している。
岩相 : 粗粒・優黒質（有色鉱物量が 40～60 %）で， 角閃石が有色鉱物のほとんどを占める。 この角閃石は しばしば定方位配列し， 線構造として観察される。
本図幅地域外のものであるが， 代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
本岩は 本図幅地域の北東半部に広く分布し， 太平山 深成変成岩類の大部分を占める。 本岩と 上述の [ 第 1 表に示した第 Ⅰ 期の岩石である ] 片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] との関係は [ 図幅地域の南東隅付近の ] 朝日又沢で 一見 漸移的であるが， 本岩 [ = Gd2 ] の中にとりこまれ, 後者 [ = Gd1 ] が同化されて パリンプセスト構造がよく認められる。
模式地 : 河辺町 大又川の田沢スーパー林道沿い一帯．
分布 : 本図幅地域の北東半部全域に広く分布している。
岩相 : 粗粒～中粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩を主とする。 全体として均質であるが， 三内川の上流では 石英モンゾニ岩質 [ = アダメロ岩質 ] となる。 上小阿仁村の大旭又沢の上流の本岩中には, 自形～半自形の淡紅色のカリ長石の巨晶（大きさは平均 2 cm）が点在する。
本岩は 顕微鏡下では等粒状であるが， 野外では流理構造がよく認められ， 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， 岩体の内部では球状をなすものが多く， 岩体の周縁部では 著しく伸長したレンズ状～紡錘状をなす。
代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
本岩は 本図幅地域の北東半部に点々と分布していて, ピンク花崗岩 （KANO et al.（1964）及び 加納ほか（1966））と呼ばれている。 本岩は [ 図幅地域の中央やや西の丸舞川の支流の ] 南又沢 及び [ 藤四郎森の南方 2 km 内外の ] 小又川の上流で Ⅰ 期の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] 及び Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] の中に貫入している。
模式地 : 河辺町 丸舞川の支流の南又沢の下流
分布 : [ 大平山の北北西方の ] 秋田市 旭川の最上流付近・ 河辺町 南又沢の下流付近・ 小又川の上流付近・ [ 図幅地域の南東隅付近の ] 協和町 淀川の上流付近 及び [ 図幅地域の北東隅付近の ] 阿仁町 小岱倉沢 [ 読み方不明 ; こたいくらさわ ? ] 付近に点々と分布している。
岩相 : 中粒～粗粒の優白質で， 40 %, ときには それ以上のカリ長石（主として微斜長石）を有し， 淡紅色～紅色を示すことが特徴である。 有色鉱物は 黒雲母で， まれに角閃石を有する。 有色鉱物は モードで最大 5 % である。 南又沢の下流 及び 小又川の上流では Ⅰ 期の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] 及び Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] の中に貫入している。 地質図では省略したが， 第三紀層との接触部付近では 輝緑岩 及び 石英斑岩に貫かれていて， また ミロナイト化されている。
代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
太平山深成変成岩類を構成するもののうちで Ⅰ 期の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] 及び Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] は 片麻状 及び 片状構造による面構造と 鉱物の定方位配列による線構造が よく発達する。 これらのうちで Ⅰ 期の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩は, Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩の壁岩をなして 東西に２列に分れて分布するが， いずれも 南北性 ないし 北北西 - 南南東の片麻状構造をもつ。
一方， 複合プルトンの主体をなす Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] では 上記の鉱物による面構造や線構造以外に, レンズ状ないし紡錘状シュリーレンの配列による面構造や線構造が発達している。 鉱物によるものでも シュリーレンによるものでも， 同一の露頭では 平行な構造をもつ。 Ⅰ 期の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] の構造とは異なり， これらの構造要素は 後述するように 迸入時の構造を反映した, 初生的な流理構造を反映するものと思われる。 地質図には これらの構造要素の代表的なものを示し， それらによる岩体の構造を推定した。
[ 地質図に示した流理構造の空間分布は ] KANO et al.（1964）が発表したものに若干データを追加しているものの， 本質的な構造パターンの差異は認められない。 すなわち， [ 図幅地域の北東隅から南西方 10 km 弱の点を中心とする ] 岩見杉沢川の最上流から三内川の一支流である 下院瀬沢 の最上流部にかけて， また， 三内川下流域を中心とし その他 4～5 の副中心を伴う複合ドーム状岩体で， CLOOS（1928）に従えば "Schlieren dome" と "Dome of flow line" の複合型式に相当する。 [ 本図幅地域の ] 北西側の大旭又沢では， [ 白子森の北西方の ] 大蓋沢 付近（ [ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅）を中心とする漏戸状構造の一部がみられる。
加納ほか（1966）は 内部構造と岩相変化の間には次のような関係を示した。
太平山深成変成岩類を構成する Ⅰ 期の片麻状角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd1 ] から 4 個， Ⅱ 期の角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gd2 ] から 4 個， Ⅱ 期の角閃石斑れい岩 [ Gb ] から 5 個， Ⅱ 期の黒雲母花崗岩 [ Gr ] から 5 個， [ 後述する第三系の迸入岩の ] 仁別花崗岩類 [ Gp ] から 2 個を分析し， その結果を第 4 表に示した。 この表には 金（1969）によって報告された 仁別花崗岩類からの 4 個も加えて示した [ ← 第 4 表には 1～24 の番号を付けた, 4 + 4 + 5 + 5 + 2 + 4 = 24 試料の化学組成の分析値が示されている ] 。
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本岩体の化学組成を 横軸に分化指数 D.I.（Normative Q + Or + Ab）をとり， 縦軸に各酸化物をとってプロットしたものが第 13 図である。 Ⅰ・Ⅱ 期の間には大きな差がなく 全体としてスムーズな変化曲線にのる。 Ⅲ 期 [ = 第三紀 ] のものは Ⅰ・Ⅱ 期のものに比べて SiO2 にやや乏しく， Al2O3・Fe2O3・全 FeO・Na2O に富む傾向にある。
第 13 図には 日本産の花崗岩の平均組成（ARAMAKI et al.， 1972）を [ D.I. 値によらない ] 実線で示したが， 太平山複合プルトンのものは FeO・K2O に乏しく Na2O・CaO に富む。
Fe2O3 / FeO 比は図表類に示してないが， 一般に 第三紀に迸入したものは この比が高く， Ⅰ・Ⅱ 期のものは低い傾向がある。 このことは 金谷・石原（1969）によって指摘された。 東北日本のグリーンタフ地域の第三紀花崗岩類の帯磁率が高い傾向と一致する。
大又層 : 井上（1950）によって大又累層と呼ばれ， 斉藤・大沢（1956）が大又層と称した。
大又層は 本図幅地域の第三系の最下位を占めて， 本図幅地域の北西部に分布している。 主として酸性～塩基性の火山岩類からなる。
模式地 : [ 本図幅の北隣の阿仁合図幅地域内の ] 秋田県 阿仁町 阿仁川（旧 大又川）支流の鳥坂川の一帯で， 本図幅地域内では太平山から馬場目岳にいたる山稜でみられる。
分布 及び 層厚 : 馬場目岳 [ 1,037.4 m ] から赤倉岳 [ 1,093.1 m ] ・笹森 [ 1,040 m ] をへて 太平山 [ 1,170.4 m ] にいたる山稜， 太平山から [ その東北東方の ] 御衣森 [ 1,000 m ] をへて 白子森 [ 1,179.1 m ] にいたる山稜 及び [ 大平山の南西方の ] 中岳 [ 951.7 m ] と前岳 [ 774 m ] の山頂付近に分布している。 層厚は 300～700 m である。
岩相 : 変質輝石安山岩溶岩 及び 同質火砕岩を主とし， 変質玄武岩溶岩・デイサイト溶岩 及び 同質火砕岩を伴う。 ごくまれに 泥岩・砂岩・礫岩などの正規堆積岩をはさむことがある。 ほとんど火山岩類のみから構成されていて， 著しく変質作用を受けていることが 本層の特徴である。 変質輝石安山岩溶岩 及び 変質玄武岩溶岩は 緑青色～暗青灰色， 斑状～やや斑状， 緻密， 堅硬であって， ときに自破砕溶岩となる。 火砕岩は 凝灰角礫岩・火山角礫岩 及び 火山礫凝灰岩を主とする。 濃緑色～緑色， 堅硬であって， 拳大（ときに 牛頭大）の本質火山岩塊 及び 大豆大の本質火山礫を有し， 火山岩塊 及び 火山礫と基質とは非常によく膠結され， 両者の境は 変質のため 不鮮明になっていることが多い。 これら火砕岩は 層理が不明瞭であるが， ときに淘汰を受けて わずかに層理を示す。 これら火砕岩が 本層の大部分を構成している。 デイサイト溶岩は 暗灰色～灰色， 斑状， 堅硬であって， 石英斑晶が目立っている。 ときに 角閃石斑晶が認められる。 同質火砕岩は 緑色～淡緑色， 角礫と基質とは比較的よく膠結されている。 これらの酸性火山岩類はごく少量であって， 本層の中部から上部でみられる。
代表的な火砕岩中の火山岩塊を鏡下でみると 次の通りである。
層位関係 及び 化石 : 本層の最下部に ところにより 基底礫岩を有し， 太平山深成変成岩類 [ Gd1・Gd2・Gr ] を不整合に被覆している。 化石は発見されていない。
萩形層 : 井上ほか（1956）が命名。
萩形層は 大又層 [ Oa ] を被覆して 本図幅地域全域に点々と分布している。 主として中性の火山岩類からなり， 正規堆積岩をはさんでいる。
模式地 : [ 本図幅の北隣の阿仁合図幅地域内の ] 秋田県 北秋田郡 上小阿仁村 萩形の西方付近で， 本図幅地域内では [ 前岳・中岳の南方の ] 秋田市 寺庭の北東方の小黒沢 一帯 及び [ 大平山の南南東方の ] 河辺町 岩見三内 丸舞川の上流の 篭滝沢 ・ 鬼子沢 の合流点付近一帯でよくみられる。
分布 及び 層厚 : [ 前岳・中岳の南方の ] 秋田市 木曽石の東方の 矢櫃沢 から小黒沢にいたる流域一帯， [ 大平山の南南東方の ] 秋田市 太平川の上流から河辺町 鬼子沢にいたる流域一帯， [ 図幅地域の中央やや南西付近の ] 河辺町 岩見三内の 三内峡 [ = 現在の岩見ダムの貯留池 ] から 鵜養 の北東方の大又川いたる流域一帯， [ 図幅地域の南東隅付近の ] 協和町 庄内 の東方の淀川の上流の流域一帯 及び [ 図幅地域の東端・南北中央やや南の ] 河辺町 丹波森 [ 1,030.6 m ] からその南方の郡界一帯に分布している。 層厚は 400～850 m である。 矢櫃沢から小黒沢にいたる流域一帯で最も厚く， 層厚 700～850 m である。 太平川の上流から鬼子沢にいたる流域一帯ではやや薄く， 層厚 400～700 m である。 河辺町 三内峡から大又川にいたる流域一帯 及び 協和町の淀川の上流の流域一帯では, 断層によって複雑に切られているのではっきりしないが， 層厚 400～600 m 以上と推定される。 なお， 河辺町 丹波森からその南方の郡界一帯では, 上位の地層が分布していないので 層厚は はっきりしない。
岩相 : （変質）輝石安山岩溶岩 及び 同質火砕岩を主とし， 泥岩・砂岩・礫岩・玄武岩溶岩 及び 酸性凝灰岩をはさんでいる。 （変質）輝石安山岩溶岩は 緑青色～暗青灰色， 斑状～やや斑状， 緻密， 堅硬であって， ときに自破砕溶岩となる。 大又層のものと区別が困難であるが， 一般的にみて やや変質度が弱い。 火砕岩は 凝灰角礫岩・火山角礫岩・火山礫凝灰岩 及び 凝灰岩を主とする。 濃緑色～緑色， 堅硬であって， 拳大（ときに牛頭大）の本質火山岩塊 及び 大豆大の本質火山礫を有し， 火山岩塊 及び 火山礫と基質とは非常によく膠結され， 両者の境は 変質のため不鮮明になっていることが多い。 大又層のものと酷似しているが， 角礫と基質との膠結度がやや落ちる傾向がある。 これら火砕岩は 層理が明瞭でないことがあるが， しばしば淘汰を受けて層理を示す。 正規堆積岩と互層する場合には 明瞭な層理を示している。 泥岩は 暗灰色， 硬質なものが多く， 層理が明瞭であって 凝灰質 もしくは 砂質なものがある。 厚さ 5～20 m で， ときに 40 m [ 以下の [注] 参照 ] 以上に達する。 砂岩は 暗灰色， 細粒～中粒， 緻密， 堅硬であって， よく層理を示し， 凝灰質もしくは泥質のものがある。 礫岩は 淘汰が悪く 乱堆積を示し， 下位層 及び 本層の火山岩類から由来した大小様々な半円礫～角礫を有し， 礫とその充填物との膠結度は 一般的にみてよい。 （変質）輝石安山岩火砕岩と区別が困難な 中間的なものが多い。 正規堆積岩の中に 石炭の薄層をはさんでいる。
代表的な火山岩塊を鏡下でみると 次の通りである。
上記の岩石の化学組成は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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上記の岩石の化学組成は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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層位関係 : 太平山深成変成岩類 [ Gd1・Gd2・Gr ] 及び 下位の大又層 [ Oa ] を不整合に被覆する。 本層の最下部に 太平山深成変成岩類に属する岩石の円礫を有する礫岩がみられることがある。
化石 : 本層の下部の泥岩の中から植物化石の破片を産する。 本層の岩相 及び 層序からみて， おそらく 阿仁合型植物化石であろう。
大倉又層 : 井上ほか（1956）が命名。
大倉又層は 萩形層 [ Ha ] を被覆して， 本図幅地域の中南部に分布している。 主として酸性～中性の火山岩類， 特に 溶結凝灰岩からなる。
模式地 : [ 本図幅の北隣の阿仁合図幅地域内の ] 秋田県 五城目町の馬場目川の上流の大倉又沢付近で， 本図幅地域では河辺町 鵜養の北東方の大又川沿い一帯でよくみられる。
分布 及び 層厚 : 河辺町 丸舞川の上流の北ノ又沢から砂子渕の東方・ 岩見杉沢川の中流・ 鵜養の北東方の大又川沿い・ 協和町のオソ沢や淀川沿いなどをへて [ 図幅地域の南東隅から西方 6 km の ] 宮田又沢川沿いにいたる地区に分布している。 なお， ごく小面積の露頭であるので 地質図から省略したが， 本図幅地域の西部の萩形層 [ Ha ] と砂子渕層 [ Sb ? ] との境付近に点々と分布する。 層厚は 10～500 m である。 [ 図幅地域の北西部の ] 秋田市の小黒沢 [ ← 地質図では大倉又層を確認できない ; 図幅地域の北西隅の Or（流紋岩熔岩 及び その火砕岩）か ? ] ・河辺町の [ 丸舞川の上流の ] 北ノ又沢・砂子渕の東方などでは ごく薄く 10～50 m である。 南東方に行くに従い急に厚くなり， 鵜養の北東方から淀川沿いにいたるところでは 層厚は 300～500 m である。
岩相 : 大倉又層は 岩質により 流紋岩火砕岩 [ Ow ] を主とする 下半部 と 安山岩火砕岩 [ Ov ] を主とする 上半部 とに分けられる。
下半部は 黒雲母流紋岩溶結凝灰岩 [ Ow ] を主とし， 火山礫凝灰岩・凝灰岩 及び 凝灰角礫岩を， ときに 砂岩 及び 礫岩をはさんでいる。 溶結凝灰岩は 紫褐灰色～帯褐灰色～灰色， 堅硬～やや堅硬， 溶結の程度の著しいものから ごく弱いものまである。 扁平な本質レンズ 及び 石質破片を含む。 大型の石英 及び 黒雲母を有するが， しばしば ごく少ないか 欠くことがある。 凝灰岩～凝灰角礫岩は 緑色～淡緑色～灰色， やや軟弱， 火山礫， ときに火山岩塊を有し， 軽石質であり， 砂岩をはさみ， 一般に 層理が明瞭である。 砂岩は 暗灰色， 細粒～粗粒， やや軟弱， 凝灰質である。 礫岩は 淘汰が悪く 乱堆積を示し， 下位の各層から由来した大小様々な円礫～半円礫（径 2～15 cm）を有し， 礫とその充填物との膠結度がよくない。 充填物は 凝灰質～やや砂質である。
本図幅地域の北西端部に 流紋岩溶岩 [ Or ] がみとめられ， 本層に属するものであろう。
代表的な溶結凝灰岩を鏡下でみると 次の通りである。
上記の岩石の化学組成は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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上半部は 輝石安山岩溶岩 及び 同質溶結凝灰岩 [ Ov ] を主とし， 凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・火山角礫岩 及び 凝灰岩を， ときに 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩・砂岩 及び 礫岩をはさんでいる。 溶岩は 濃緑色～緑青色～暗灰色， 緻密， 堅硬， 斑状～やや斑状， ときに無斑晶質に近いものがあり， ときに自破砕溶岩となる。 溶結凝灰岩は 溶岩と同色， 堅硬， 溶結の程度の著しいものから ごく弱いものまである。 扁平な本質レンズ（厚さ 0.2～1.2 cm， 長さ 1.0～10 cm， 最大大きさは 2 × 15 cm）及び 石質破片を多数含んでいる（第 14 図 ; [ 巻末の ] 第 Ⅶ 図版の 2）。 凝灰岩～火山角礫岩は 濃緑色―緑色―暗灰色， 拳大（ときに牛頭大）の火山岩塊を 火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 角礫と基質とは よく膠結されていることと 比較的膠結されていないこととがある。 これらの火砕岩は 層理が明瞭でないことがあるが， しばしば淘汰を受けて層理を示す。 砂岩 及び 礫岩は 下半部のものと同じである。
代表的な岩石を鏡下でみると次の通りである。
上記の岩石の化学組成は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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層位関係 及び 化石 : 下位の萩形層 [ Ha ] との関係は 整合と考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 本図幅の ] 北隣の阿仁合図幅地域内の本層中から台島型植物化石を産するが， 本図幅地域内では いまだ 化石が発見されていない。
砂子渕層 : 井上ほか（1956）が命名。
砂子渕層は 萩形層 [ Ha ] 及び 大倉又層 [ Or・Ow・Ov ] を被覆して， 本図幅地域の南西半部に分布している。 主として塩基性の火山岩類からなる。
模式地 : 本図幅地域内の秋田県 河辺郡 河辺町 砂子渕付近一帯である。
分布 及び 層厚 : [ 前岳・中岳の南方の ] 秋田市 木曽石の東方の矢櫃沢から小黒沢・ 太平川・ 河辺町 丸舞川・ 砂子渕・ 岩見杉沢川の中流・ 鵜養などをへて， 協和町の淀川流域にいたる地区に分布している。 層厚は 300～1,400 m である。 矢櫃沢から小黒沢にいたる流域一帯が最も厚く， 層厚 1,000～1,400 m である。 南東方に行くに従い 薄くなり， 太平川から砂子渕の南東方にいたる付近一帯では 600～800 m である。 さらに南東方に行くと さらに薄くなり， 岩相も変化する。 鵜養から淀川流域にいたる付近一帯では 300～600 m である。
岩相 : 砂子渕層は 前述したように 塩基性の火山岩類を主としているが， 本図幅地域の南部では 岩相が変化する。 岩質により 玄武岩溶岩 及び 同質火砕岩 [ Sb ] を主とする 主部 ， 酸性火砕岩を主とする 庄内 凝灰岩 部層 [ St ] 及び 泥岩を主とする 鵜養 泥岩 部層 [ Sum ] とに分けられる。
主部は 玄武岩溶岩・ 同質の集塊岩・ 火山角礫岩・ 凝灰角礫岩・ 火山礫凝灰岩 及び 凝灰岩を主とし， 泥岩・砂岩・礫岩 及び 酸性凝灰岩をはさんでいる [ ← これは 地質図の凡例 Sb ] 。
玄武岩溶岩は 黒色～暗緑青色～暗青灰色， 緻密， 堅硬で 光沢のない汚感を示す。 しばしば 玉葱状構造 及び 杏仁状構造を示す。 また， 自破砕溶岩 及び 枕状溶岩がみられる。 枕状溶岩は 楕円体 または それに近い丸みを帯びた団塊の集合からなる。 この枕状の団塊は 大きさ 0.3～1.0 m で， 中心から放射状の節理が発達している。 また， 変質していてスピライトと呼ばれている。 溶岩は数枚みとめられ， 厚さは 5～10 数 m であって， 本図幅地域西部に多く， 南東方に行くに従い少なくなり， 模式地の砂子渕では 大部分が玄武岩火砕岩からなる。 玄武岩火砕岩は 暗緑青色～暗青灰色， 火山弾・火山岩塊 及び 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り， 両者の膠結度はよくない。 一般的にみて 層理が明瞭である。 しばしば 杏仁状構造を示す火山弾の外形は, 紡錘形・棒状・皿状・球状・不規則形状などを示している。 [ 大平山の南西～南方の ] 矢櫃沢から太平川にいたる流域一帯の 主部の下半部は, 井上（1960）によって砂子渕層以外の地層名で記載された部分であって， 模式地のものより変質されていて， 岩質からみても 玄武岩と安山岩との定義の境界付近のものがあり， 安山岩質玄武岩 もしくは 玄武岩質安山岩と称すべきものがある。
泥岩は 暗灰色～灰色， 緻密， 堅硬， ときに塊状， 板状層理を有することが多く， 凝灰質や砂質で， 上述の火砕岩中にはさまれている。 厚さ 5～15 m で， ときに 30 m 以上に達する。 砂岩は 暗灰色， 細粒～粗粒， やや軟弱， 凝灰質， ときに礫質であって 米粒大～大豆大の円礫を有する。 礫岩は 淘汰が悪く 乱堆積を示し， 下位の各層から由来した大小様々な円礫～半円礫（径 2～20 cm， ときにそれ以上）を有し， 礫と その充填物との膠結度は一般的にみてよくない。 砂岩と礫岩は 上述の火砕岩中に薄層としてはさまれ， 連続性に乏しい。 地質図には 比較的厚く かつ 連続性がみられる泥岩のみを記入し [ ← これが 地質図の凡例の Sm ? ] ， 薄いもの [ ← 比較的薄く 連続していない泥岩 ? ] は 省略した [ ← 地質図の凡例の Sb の泥岩とした ? ] 。
代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
上記の岩石の化学組成は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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上記の岩石の化学組成は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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庄内凝灰岩 部層 : 沓沢ほか（1966）が命名。
庄内凝灰岩 部層は 主部 [ Sm・Sb ] の下部 及び 中部と同時異相であって， 本図幅地域の南東部に分布し， 主として酸性火砕岩からなる。
模式地は 協和町 庄内沢付近一帯であって， 河辺町 鵜養の東方から庄内沢・宮田又沢川をへて, 淀川の上流の大倉沢の北西方にいたる地区に分布している。 層厚は 0～300 m であって， 鵜養付近で 0 m であって， 鵜養の東方では 100 m 内外となり， 南東方に向って次第に厚くなり， 宮田又沢川から大倉沢の北西方にいたるところでは 100～300 m である。
本部層は酸性火山礫凝灰岩 及び 凝灰岩を主とし， 泥岩・砂岩・玄武岩火山礫凝灰岩・凝灰岩 及び， ときに礫岩をはさんでいる。 酸性火砕岩は 緑色～淡緑色～灰白色， やや軟弱， 火山礫を有し， 軽石質である。 正規堆積岩 及び 玄武岩火砕岩の薄層をはさみ， 互層をなし， 一般に 層理が明瞭である。
鵜養泥岩 部層 : 河井（1949）によって鵜養泥岩と呼ばれ， 沓沢ほか（1966）が鵜養泥岩 部層と命名した。
鵜養泥岩 部層は 主部 [ Sm・Sb ] の上部と同時異相であって， 本図幅地域の中南部に分布し， 主として泥岩からなる。
模式地は 河辺町 岩見三内 鵜養付近一帯であって， 河辺町 岩見三内の 仙翁台 [ ← 図幅地域の南西隅から北東方 10 km 弱 ] 付近から小出沢・鵜養などをへて， 協和町 庄内の南東方にいたる地区に分布している。 層厚は 0～200 m であって， 砂子渕付近で 0 m であって， 南東方に向って次第に厚くなり， 小出沢・鵜養・庄内の南東方では 50～200 m である。
本部層は 泥岩を主とし， 玄武岩火砕岩， ときに酸性凝灰岩をはさんでいる。 泥岩は 暗灰色～灰色， 塊状， ときに硬質である。 玄武岩火砕岩， ときに酸性凝灰岩と互層をなし， 明瞭な層理を示す。 硬質な泥岩は 肉眼的にみて 女川層の硬質泥岩 [ Om ] と区別が困難であるが， 本層のものからは 西黒沢階を示す有孔虫化石を産する。
層位関係 : 下位の萩形層 [ Ha ] 及び 大倉又層 [ Or・Ow・Ov ] を整合に被覆する。
化石 : 砂子渕層の中からは 海棲貝化石や 西黒沢階の特徴種である有孔虫化石を多産する [ 以下の [注] 参照 ] 。 第 6 表の化石は 秋田地域の地質（５万分の１図幅 ; 藤岡ほか（1977））で 萩形層 [ Ha ] の中のものとして引用したが， 砂子渕層の中のものであることがわかったので 訂正する。 第 8 表の Operculina は 馬場ほか（1979）によって発見された。 このこと 及び 岩相から， 従来は 萩形層 及び 大倉又層とされていたものの一部は 西黒沢階に属することが判明した （第 5～9 表）。
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女川層 : 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（1918 ; MS）・外山（1925）が「女川珪質頁岩層」， 大橋（1930）が「女川珪質頁岩」と呼んだ。 また， 千谷（1930）によって 女川層と命名された。
女川層は 砂子渕層 [ Sb・Sum ] を被覆して， 本図幅地域の南西部に分布している。 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で， 本図幅地域内では 河辺町 岩見三内の小出沢沿いの道路に 非常によく露出している。
分布 及び 層厚 : [ 図幅地域の西端・南北中央付近の ] 秋田市 皿見内沢 の上流から 河辺町 野田 [ ← 図幅地域の南西隅から北北東方 8 km 弱 ] の北方の太平川流域一帯・小出沢沿い・鵜養などをへて， [ 図幅地域の南端・東西中央やや東の ] 協和町 船岡・庄内一帯に分布している。 層厚は 300～600 m である。 皿見内沢から太平川流域一帯では 層厚は 500～600 m [ 以下の [注] 参照 ] で厚いが， 南東方に薄くなり， 小出沢沿い一帯から船岡・庄内一帯では 300～500 m である。 池辺（1962）によれば， 女川層の最大層厚は [ 本図幅の南南南東隣の横手図幅地域内の ] 横手市付近であって， 800 m 以上に達する（第 15 図）。
岩相 : 女川層は 前述したように 硬質泥岩を主としているが， 本図幅地域の南西部に酸性火砕岩の厚層がみられる。 岩質により 硬質泥岩を主とする主部 及び 酸性火砕岩からなる 上三内 凝灰岩 部層 とに分けられる。
主部は 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はさむ [ 以下の [注] 参照 ] 。 大小の泥灰岩（石灰質～苦灰質）の団塊を有する。 ときに 砂岩をはさみ， 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 （第 16・17 図）。
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 及び 酸性凝灰岩をはさむ。 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。 その黒色部は 暗灰色～帯褐灰色の緻密・堅硬な泥岩 及び 珪質の頁岩からなる。 珪質の頁岩は 非常に微細な葉理を有し， ときに無葉理の燧石レンズをはさむ。 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 cm～30 m で， 数層準にはさまれる。 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す。 女川層のなか， 特に 同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， ときに 2.0 m 以上）を含んでいることが多い。
上三内凝灰岩 部層 : 新命名。 河井（1949）によって 上三内凝灰岩と呼ばれた。
上三内凝灰岩 部層は 主部の中部と同時異相であって， 本図幅地域の南西部に分布し， 主として酸性火砕岩からなる。 模式地は 河辺町 岩見三内 上三内付近一帯であって， 層厚は 0～200 m， ところにより 300 m 以上に達する。
本部層は 黒雲母流紋岩凝灰岩・火山礫凝灰岩 及び 凝灰角礫岩からなる。 これら火砕岩は 灰白色～白色， 軟弱， 著しく軽石質であって， ペントナイト化している。 後述する筑紫森流紋岩 [ Ry ] の活動にともなって 流出した, 同質 [ = 流紋岩質 ? ] の火砕岩である。
層位関係 : 下位の砂子渕層 [ Sb・Sum ] と整合である。
化石 : 本層から 魚鱗・魚骨， Sagarites chitanii MAKIYAMA， 珪藻 及び 沓沢（1966）によれば 次のような有孔虫化石を産する。
仁別花崗岩類 [ 以下の [注] 参照 ] は 本図幅地域の北西部 及び 南東部に分布し， 花崗斑岩・トロニエム斑岩・花崗閃緑斑岩・石英斑岩・文象斑岩などからなる。 北西部に分布する岩体については， 金（1969）によって詳しく研究されている。 南東部に分布するものは， 小規模岩体として 太平山深成変成岩類 [ Gd2（及び Gr ?） ] ・萩形層 [ Ha ] 及び 大倉又層 [ Ov ] の中に貫入している。
金（1969）によれば [ 本図幅地域の北西部に分布する ] 仁別花崗岩類について 次の通りである。
[ 本図幅地域の ] 南東部に分布する小規模岩体は 石英斑岩 及び 文象斑岩からなる。 太平山深成変成岩類 [ Gd2（及び Gr ?） ] を貫くものは ほとんど石英斑岩であって， 岩脈状をなすものが多い。 協和町の淀川の上流に分布するものは， 石英と長石の微文象組織によって特徴づけられた 塊状の角閃石含有黒雲母文象斑岩である。
本岩の迸入時期について， 本図幅地域内では 太平山深成変成岩類 [ Gd2（及び Gr ?） ] ・ 大又層 [ Oa ] ・萩形層 [ Ha ] 及び 大倉又層 [ Ov ] の各岩層を貫いていることのほか 時期を決定する証拠がない。 しかしながら， [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域の北東部の 砥沢 と仁別沢との間の地区で 石英斑岩の小岩体が 女川層 [ Om・Ot ] の堆積時の 爼山 火山岩類を貫いている。 なお， [ 本図幅の ] 北西隣の五城目図幅地域の南東部の 井川 村 大台 の東方で天徳寺層 [ Ts ] の下部の中に 石英閃緑岩が円礫として取り込まれている。 このことから， １時期に迸入したものであるならば 女川層の堆積時に迸入したと考えられる。
馬場目ドレライト : 井上（1960）が命名。
馬場目ドレライトは 女川層 [ Om・Ot ] の堆積時に活動したもので， 本図幅地域の西部に点々と分布している。 女川層を貫く岩脈 及び 岩床であって， 岩体の大きさは 厚さ 1～150 m， ときに 200 m 以上， 長さ 100～1,500 m， ときに 2,000 m 以上に達する。 地質図では簡略化したが， 不規則な形状をなし， ときにはいくつかの枝を出している。 模式地の馬場目川の上流（ [ 本図幅の ] 北西隣の五城目図幅 及び 北隣の阿仁合図幅地域内）では, 最大厚 1.0 km 以上， 長さ 8 km 以上の大岩体がみられる。 本岩には かんらん石ドレライト・ 普通輝石かんらん石ドレライト 及び 普通輝石ドレライトがある。
代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
上記の岩石の化学組織は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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筑紫森流紋岩 : 新命名。
筑紫森流紋岩は 女川層 [ Om・Ot ] の堆積時に噴出したもので， 本図幅地域の中南部に分布している。 筑紫森 [ 392 m ] を構成するものは 砂子渕層 [ Sb ] を貫く岩脈であって， 岩体の大きさは 幅 0.1～0.2 km， 長さ 0.4 km 前後である。 岩谷山 [ 365.8 m ] を構成するものは 同じく砂子渕層 [ Sb ] を貫いて噴出した溶岩円頂丘からなり， 岩体の大きさは 径 0.3～0.5 km である。 [ 岩谷山の西方 1.5 km 弱の ] 御倉岩 [ 246 m ] 及び [ 岩谷山の南方 1.5 km 弱の ] 二ッ森 [ 305.7 m ] を構成するものは 女川層 [ Om・Ot ] を貫いて噴出した細長い溶岩円頂丘からなり， 岩体の大きさは 幅 0.3～0.5 km， 長さ 2.8 km 程度である。
筑紫森流紋岩の模式地は 河辺町 岩見三内の筑紫森の山頂近くの崖である。 本岩は 帯褐灰色～灰白色， 石英 及び 黒雲母の斑晶が特に目立つ。 すばらしい柱状節理 及び 板状節理を示す [ ← 国指定の天然記念物 ] 。
本岩の代表的な岩石を鏡下でみると次の通りである。
上記の岩石の化学組織は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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上記の岩石の化学組織は次の通りである（分析 : 東京石炭鉱物研究所）。
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船川層 : 男鹿半島で大橋（1918 ; MS）・外山（1925）が「船川黒色頁岩層」と呼んだ。 その後， 千谷（1930）によって船川層と命名された。
船川層は 女川層 [ Om ] を被覆して， 本図幅地域の南西部に分布する。 主として暗灰色泥岩 [ Ft・Fm・Fs ? ] 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）」， 女川層を構成するものは いわゆる「硬質頁岩（Hard shale）」と呼ばれている [ 以下の [注] 参照 ] 。
模式地 : 秋田県 男鹿半島の南岸の船川付近一帯で， 本図幅地域内では [ 図幅地域の西端・南北中央やや南の ] 秋田市 皿見内沢 の下流， [ 図幅地域の南端・東西中央やや西の ] 協和町の 七袋 の北東方の 小黒川 などでよくみられる。
分布 及び 層厚 : 秋田市 皿見内付近から [ 御倉岩の南南西方 1 km 強の ] 河辺町 岩見三内 上三内一帯・ 福山 [ 位置不明 ] ・ [ 岨谷峡の西南西方 500 m の ] 新川 などをへて 協和町 七袋の西方 及び 小黒川流域一帯に分布している。 層厚は 600～1,300 m である。 皿見内付近は 600～800 m， 南東方に行くに従い やや厚くなり， 岩見三内一帯では 700～1,000 m となる。 協和町 七袋の西方 及び 小黒川流域一帯では さらに厚くなり 1,000～1,300 m である。 池辺（1962）によれば， 船川層の最大層厚は [ 本図幅の南南隣の大曲図幅地域内の ] 大曲の西方付近であって， 1,500 m 内外である（第 18 図）。
岩相 : 船川層は 主として暗灰色泥岩からなるが， 岩相から下部と上部 [ 以下の [注] 参照 ] に分けることができる。 下部 は 暗灰色泥岩を主とし， 酸性凝灰岩・砂質凝灰岩 及び ところにより砂岩をはさんでいる。 上部 は シルト岩 及び 暗灰色泥岩を主とし， 礫岩・酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩をはさんでいる。
下部は 主として暗灰色泥岩からなり， 酸性凝灰岩・砂質凝灰岩 及び ところにより 砂岩をはさんでいる [ ← これは Fm ? ] 。
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 硫黄状の粉末に覆われていることが多い。
酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩 [ t1 ] は 灰白色～白色， 軟弱で軽石質， ときに砂質である。 厚さは 数 10 cm～40 m で， 薄いものまで含めると 10 層準以上に はさまれている。 薄いものは 地質図から省略した。
協和町の小黒川の流域一帯では 酸性凝灰岩の中に暗灰色泥岩をはさみ 互層をなす [ ← これが Ft ? ] 。 この泥岩を含めて算定すると 150 m 以上に達する。 この凝灰岩は 秋田県の北部の 七座 凝灰岩層 [ 以下の [注] 参照 ] （高橋ほか， 1939）に対比される。 船川層の下部では 大型で球状の泥灰岩の団塊を含んでいる。
上部は シルト岩 及び 暗灰色泥岩を主とし， 礫岩・酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩をはさんでいる [ Fs ] 。 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， 細片化しない。 いたるところに生痕がみられる。 暗灰色泥岩は 本層の下部のものと同じである。 礫岩は 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。 酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩 [ t2 ] は 灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 2～3 層はさまれていて， 厚さは 数 10 cm～2 m である。
本図幅地域内の船川層の下部の堆積時には， 次項で述べる 岨谷峡 安山岩 [ An ] が貫入している。
層位関係 : 下位の女川層 [ Om ] と整合である。 女川層 [ の主部（Om）の硬質泥岩 ] とは 漸移関係を示し， 女川層の上部の 硬軟互層 [ = 硬（女川岩相）軟（船川岩相）互層 ] をへて 脱珪し， 船川層の暗灰色泥岩となる。 その境には 厚い酸性凝灰岩がある 。
化石 : 船川層の上部から軟体動物化石（第 10・11 表）を産する。 海綿の Sagarites chitanii MAKIYAMA が比較的普通に含まれる。 放散虫や珪藻化石は 女川層にくらべて少ないが， これに反して 有孔虫化石が多くなる。 本層は 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（第 12 表）。 なお， 第 19 図， 第 13 表 及び 第 14 表に 皿内川と三内川ルートの詳細な化石に関するデータを示す。
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Haplophragmoides cf. subglobosum (SARS)
H. evoluta NATLAND H. renzi ASANO Cyclamina japonica ASANO C. pussilla BRADY Spirosigmoilinella compressa MATSUNAGA Martinottiella communis (d'ORBIGNY) Robulus sp. Nonion pompilioides (FICHTEL et MOLL) Angulogerina kokozuraensis ASANO Epistominella sp. Cassidulina japonica ASANO et NAKAMURA Cibicides sp. Globigerina bolealis BRADY G. cf. bulloides d'ORBIGNY |
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岨谷峡安山岩 : 沓沢ほか（1966）によって岨谷安山岩と呼ばれた。
岨谷峡安山岩は船川層 [ Ft・Fm・Fs ] の堆積時に活動したものであって， 本図幅地域の南西部に分布している。 本安山岩は女川層 [ Om ] と船川層の下部 [ Ft（及び Fm ?） ] を岩派 及び 迸入岩床をなして貫入している。
模式地は 河辺町 岩見三内 新川の北東方の岨谷峡であって， よく露出している。 岨谷峡付近の岩体の大きさは 約 1.5 × 4.0 km である。 岨谷峡安山岩は 輝石安山岩溶岩からなる。 溶岩は 晴青灰色～暗灰色， 緻密， 堅硬， 斑状であって， すばらしい柱状節理 及び 板状節理を示す（第 20 図）。
代表的な溶岩を鏡下でみると次の通りである。
天徳寺層 : 大村（1926）が命名。 その後， 渡辺（1932）によって「天徳寺灰色頁岩」， 大塚（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 [ Fs ] を被覆して， 本図幅地域の南西部に分布している。 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示するのにくらべ， 本層は その堆積相が 地域的変化にとんでいる。
模式地 : [ 本図幅の西隣の秋田図幅地域内の ] 秋田市 天徳寺付近で， 本図幅地域内では [ 南西隅から東北東方 5 km 内外の ] 河辺町 神内川 の流域一帯でよくみられる。
分布 及び 層厚 : 秋田市 皿見内付近から 河辺町 岩見三内の南方付近をへて 神内川の流域一帯にいたる, 本図幅地域の南西部に分布している。 層厚は 200～500 m である。 皿見内付近では 200～300 m であるが， 南東方に行くに従い 次第に厚くなり， 岩見三内付近では 250～400 m である。 神内川の流域一帯では 500 m 以上である。 天徳寺層の最大層厚は 1,500 m 内外であって， [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域・ 南西隣の羽後和田図幅地域 及び その南隣の本荘図幅地域の 日本海沿岸沿いから その沖の地区一帯である（第 21・22 図）。
岩相 : 天徳寺層は シルト岩を主とし， 砂岩・酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩をはさんでいる [ Ts ] 。 上部に行くに従い 砂岩が多くなる。 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。 いたるところで 生痕がみられる（第 23 図）。 砂岩は 暗灰色～青灰色， 細粒～中粒， 軟弱， しばしば斜層理を示し， 上位に行くに従い 多くなり， 笹岡層の中のもの [ Ss ] と区別できなくなる。 酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩 [ t3 ] は 灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 1～2 層はさまれていて， 厚さは 数 10 cm～2 m である [ ← シルト岩に挟まれている酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩のうち 分厚いものが t3 ? ] 。 ほかに 礫岩の薄層をはさんでいる。
層位関係 : 下位の船川層 [ Fs ] を整合（一部不整合）に被覆する。
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 頻海性の貝化石がしばしば含まれる（
第 13 表
[
← 第 15 表
]
）
[
以下の [注] 参照
]
。
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。
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有孔虫化石は 一般に多い（ 第 14 表 [ 以下の [注] 参照 ] ）。 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 inflata group 及び Orbulina universa group が出現し， 示準化石として使われる。 底棲 砂質有孔虫は本層の下部に含まれ， 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。
本図幅地域から [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域・ 南西隣の羽後和田図幅地域・ 南隣の刈和野図幅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， 藤岡ほか（1976）によれば 次の通りである。
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 及び 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， Buccella 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。
笹岡層 : 大村（1928）が命名。 その後， 渡辺（1932）によって「笹岡砂質頁岩」と呼ばれた。 本層は 藤岡ほか（1969）によって再定義された。
笹岡層は 天徳寺層 [ Ts ] を被覆して 本図幅地域の南西部に分布していて， 主として砂岩からなる。
模式地 : [ 本図幅の西隣の秋田図幅地域内の ] 秋田市 笹岡付近で， 本図幅地域内では [ 図幅地域の南西隅から東方 3 km の ] 河辺町の 神内川 の下流の 奥出 付近でみられる。
分布 及び 層厚 : 秋田市 皿見内の南方から [ 秋田市 ] 貝ノ沢 ・河辺町 曽場 などをへて [ 河辺町 ] 奥出 にいたる 本図幅地域の南西部に分布している。 層厚は 200～400 m である。 池辺（1962）によれば， 笹岡層の最大層厚は 秋田市の西方 数 km の日本海の地下で 800 m 以上に達する [ 第 24 図 ] 。
岩相 : 笹岡層 [ Ss ] は 砂岩を主とし， シルト岩・酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩をはさむ。 ところにより， 本層の基底部 もしくは 下部に礫岩をはさんでいる。 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。 凝灰質やシルト質なものもある。 シルト岩は 青灰色～暗灰色， 塊状， 軟弱， 砂質なものが多い。 本図幅地域内では [ シルト岩は ] 砂岩にくらべて ごく少ない。 主として 本層の下半部に薄層としてはさまれる。 酸性凝灰岩 及び 砂質疑灰岩は 灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， 砂質のものが多い。 3～4 層が はさまれていて， 厚さは 数 10 cm～2 m である [ ← これらの 酸性凝灰岩 及び 砂質凝灰岩のうち 分厚いものが t4 ? ] 。 礫岩は 下位層から由来した大小の礫を有し， 分級・淘汰が悪く， 軟弱である。 本図幅地域の西端部の皿見内の南方から [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域の東部にいたる 本層の基底部 及び 下部にみとめられる。
層位関係 : 下位の天徳寺層 [ Ts ] を整合（一部不整合）に被覆する。 両層の境界付近は 漸移することが多い。 試掘井のデータによれば， [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域の西部の日本海沿岸一帯では 明瞭な不整合関係を示す（藤岡ほか， 1977）。
化石 : 天徳寺層 [ Ts ] 以下の各層によくみられる海綿 Sagarites chitanii MAKIYAMA 及び 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 ・ 万願寺 動物化石群」（大塚， 1939）といわれる裏日本の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。 第 16 表に示した地点は [ 本図幅の ] 西隣の秋田図幅地域の東端部に位置しているが， 多産する代表的産地であるので 特に記した。 なお， 笹岡層は 底棲石灰質有孔虫化石に富んでいる。 主なものを第 17 表に示す。 有孔虫組成は 天徳寺層とほぼ同様である。
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高岡層 : 河井（1950）によって「高岡砂岩」と呼ばれた。 その後， 藤岡・狩野（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 [ Ss ] を被覆して 本図幅地域の南西端部にわずかに分布し， 主として砂岩からなる。
模式地 : [ 本図幅地域の南西隅の ] 秋田県 河辺郡 河辺町 高岡付近。
分布 及び 層厚 : 上述の高岡付近とその北方の丘陵にわずかに分布している。 層厚は 30～100 m である。
岩相 : 弱凝固の細粒～中粒の砂岩からなり， 基底部に層厚 5 m 内外の礫がみられる。 粗悪の泥炭を伴い， 灰白色～白色の軟弱な酸性凝灰岩 及び 砂質疑灰岩をはさんでいる。
層位関係 及び 化石 : 下位の笹岡層 [ Ss ] の浸食面をほぼ水平に近い緩傾斜で覆い， 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 及び 下位層との関係などからみて， 男鹿半島の 鮪川 層に対比される。
段丘堆積物は 岩見川をはじめとする主な河川沿い一帯 及び 丘陵の上に分布していて， 礫・泥 及び 砂からなる。
内藤（1965）によれば， 本図幅地域内の岩見川 及び 同川の支流沿い一帯の段丘は次の４面が識別される（第 25 図）。
高位段丘 Ⅱ は [ 図幅地域の南西隅のわずかに南方の ] 大張野 の東から岩見三内の東にかけて 高度 90～160 m である。 表面から 2 m 位は 褐色粘土で， その下に 最大径 40～50 cm の礫からなる礫層がある。 段丘堆積物は あまり厚くなく， 10 m 前後と考えられる。
上野台 段丘 Ⅰ は 大張野で 高度が 65～80 m ある。 表層の 1～2 m の粘土質の部分を除くと 最大径 30 cm 前後の礫からなる礫層である。 礫層の厚さは 5 m 程度である。
上野台 段丘 Ⅱ は 大張野で 上野台段丘 [ ← 上野台段丘 Ⅰ ? ] との比高が 10 m 前後である。 段丘堆積物の岩相は 上野台段丘 Ⅰ とほぼ同様で， 最大礫径が大張野の北部で 45 cm， 岩見三内より上流で 60 cm 以上である。 厚さは 大張野の北部で 13～14 m とやや厚くなる。 しかし， 厚い礫層の下部は [ 本図幅地域には露出していない ] 椿台 面に当る可能性が大きい。
赤平 段丘 は 沖積地との比高は 岩見三内で 13 m， [ 図幅地域の南西隅から北東方 3 km の ] 曽場 で 6 m， [ 図幅地域の南西隅の ] 赤平の南で比高を失う。 段丘堆積物の 厚さ 6 m 以下の礫層で， 上部に若干 細粒物をのせる。 最大礫径は 岩見三内で 60 cm 強， 曽場で 45 cm で 現河床とほぼ変りない。
沖積層は 岩見川をはじめとする主な河川沿いに分布していて， 礫・泥 及び 砂からなる。 試掘井のデータによれば 厚さは 20～30 m である。
太平山図幅地域は 東北地方 緑色凝灰岩地域に属し， 地質は主として 太平山深成変成岩類と それを被覆する第三系からなる。 本図幅地域内の金属 及び 非金属鉱床としては， 亀山盛鉱山 及び 秋田べントナイト鉱山があるのみである。 秋田県北部の内陸盆地地域と同じく， 本図幅内にも 西黒沢階の地層が広く分布しているが， 玄武岩を主とし， 同階 [ = 西黒沢階 ] の溶岩円頂丘をなす流紋岩がなく， 貧弱な酸性火砕岩がみられるのみであるので， 黒鉱鉱床の発見される見込が薄い。 また， 本図幅地域の含油第三系は南西方向に傾斜する同斜構造をなし， 目立った背斜構造がみられず， 未だ油田が発見されていない。 萩形層 [ Ha ] の中に石炭の薄層をはさんでいて， [ 大平山の南方 2 km 内外の ] 河辺町 丸舞川の上流の 篭滝沢 の入口付近のものが かって小規模に採掘されたが， 詳しいことは不明である。 なお， 2～3 のところで 採石されている。
亀山盛 鉱山は 本図幅地域の南東端部の 協和町 庄内の東方 約 8.0 km 付近の淀川の上流の大倉沢沿いに位置し， 交通の便がよくない。 昭和 54 年現在， 休山中である。
本鉱山付近の地質は 萩形層 [ Ha ] の変質 輝石安山岩溶岩と同質 火砕岩からなり， 仁別花崗岩類に属する石英斑岩 [ Gp ] に貫ぬかれている。 松隈ほか（1975）及び 肥田ほか（1956）によれば， 仁別花崗岩類の貫入後に その境界に沿って胚胎された鉱脈型鉱床であって， 亀山盛𨫤は 走向延長が 約 1,000 m， 𨫤幅が 0.6 m である。 鉱石は 黄銅鉱・方鉛鉱 及び 閃亜鉛鉱を主とし， ほかに 白鉛鉱・赤銅鉱・緑鉛鉱・青鉛鉱 及び 硫酸亜鉛鉱がみられる。 第 26 図に示したように， 本鉱山の鉱脈型鉱床の Champion vein の走向方向は 北 45°東であって， 南西方に行くに従い 東西性となる。
秋田ベントナイト鉱山は 本図幅地域の西部の河辺町 岩見三内の北方 約 3.5 km 付近の 内沢 [ 読み方不明 ; 北方から流下し 上三内で三内川に合流する ] の上流に位置し， 交通の便がよくない。 昭和 55 年現在， 休山中である。
本鉱山付近の地質は 女川層に属する上三内凝灰岩 部層 [ Ot ] からなる。 井上（1949）によれば， 東西約 0.8 km， 南北 0.1～0.2 km の範囲にわたってベントナイト化した地帯がみとめられる。 この地帯内で 点々とベントナイト鉱床が発見されている（第 27 図）。 次に 主な露頭について述べる。 サカサマ沢露頭のベントナイトは 北 50°西の方向へ約 30 m みとめられ， 幅 2～3 m であって 良質であるが， 採掘条件は 良好とは言えない。 [ 大倉沢の下流の ] 大 露頭のベントナイトは 南北 約 50 m， 幅 30～40 m である。 本露頭は 広範囲に良質なべントナイトが連続している。 [ 大倉沢の上流の ] しぼり出し露頭のものは 最優秀品であるが， 露天掘りで採掘しうる量が少ない。 しかし， 断層面に沿い破砕帯が深部まで発達し ベントナイト化しているので， 坑道掘りにすれば 相当量の採掘が可能であろう。
本図幅地域内には 河辺町 丸舞川の上流付近・ 河辺町 岨谷峡の入口付近・ 河辺町 鵜養の北東方付近 及び 協和町 船岡の猫の沢の南西方付近に石切場がある。 丸舞川の上流のものは 太平山深成変成岩類に属する黒雲母花崗岩 [ Gr ] であって， 砂子渕の東方のダム [ = 砂子渕の北東方 1.5 km 強の「岩見ダム」? ] を建設した時に採石された。 昭和 54 年現在， 休業中である。 岨谷峡の入口付近の地質は 女川層 [ Om ] 及び 船川層の下部 [ Ft ] と それらを貫ぬく岨谷峡安山岩 [ An ] に属する輝石安山岩溶岩からなる。 このうちの輝石安山岩溶岩の部分を採石していて， 昭和 54 年現在も 稼行中である。 猫の沢の南西方付近は 上述の岨谷峡の入口付近と同じ地質で， 同じく輝石安山岩溶岩の部分を採石していて， 昭和 54 年現在も稼行中である。 鵜養の北東方付近のものは 大倉又層に属する安山岩溶結凝灰岩 [ Ov ] であって， 昭和 54 年現在も稼行中である。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Akita (6) No. 12
By Atsushi ŌZAWA, Hiroshi KANŌ, Takahiko MARUYAMA, Nobuyuki TSUCHIYA, Masayuki ITŌ, Jirō HIRAYAMA and Shōichi SHINADA (Written in 1980)
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The Pre-Tertiary rocks which are exposed in the northeastern half part of the area are named as the Taiheizan Plutono-metamorphic Rocks. The Taiheizan Plutono-metamorphic Rocks are divided into two rocks, that is, Oldest plutono-metamorphic rocks and Main intrusive rocks. The Oldest plutono-metamorphic rocks are made up of amphibolite, biotite schist, gneissose hornblende - biotite granodiorite, etc. The gneissose hornblende - biotite granodiorite is exposed in two belts running in the north-north-west to south-south-east direction. The Main intrusive rocks are composed of hornblende - biotite granodiorite and biotite granite with hornblende gabbro. The hornblende - biotite granodiorite had been dated as 88～89 million years old by K - Ar method.
The Tertiary rocks which are exposed in the southwestern half part of the area, 3,000 to 4,500 m in total thickness, are divided stratigraphically into eight formations, that is, Ōmata, Haginari, Ōkuramata, Sunakobuchi, Onnagawa, Funakawa, Tentokuji and Sasaoka Formation. The Ōmata, Haginari, Ōkuramata and Sunakobuchi Formations are composed mainly of volcanic rocks. Because of their characteristic color, they are commonly called "Green Tuff". On the other hand, the Onnagawa, Funakawa, Tentoknji and Sasaoka Formations consist mainly of sedimentary rocks.
The Ōmata Formation, the lower-most part of the Tertiary, is distributed in the north-western part of the area. This formation consists mainly of altered pyroxene andesite lava and pyroclastic rock with altered basalt lava, dacite lava, etc. Almost all these volcanic rocks show dark greenish to purple color owing to alteration such as chloritization, carbonatization and epidotization.
The Haginari Formation unconformably overlies the Ōmata Formation, and is distributed in the western and south-eastern part of the area. This formation consists mainly of (altered) pyroxene andesite and pyroclastic rock with mudstone, sandstone, conglomerate and acid tuff.
The Ōkuramata Formation conformably overlies the Haginari Formation, and is distributed in the central southern part of the area. This formation is formed mainly of rhyolite welded tuff, pyroxene andesite lava and andesite welded tuff with sandstone, conglomerate, etc.
The Sunakobuchi Formation conformably overlies the Haginari and Ōkuramata Formations, and is distributed in the south-western half part of the area. This formation consists mainly of basalt lava pyroclastic rock with acid pyroclastic rock, mudstone, sandstone and conglomerate, and yields mollascan fossils, etc.
The Onnagawa Formation conformably overlies the Sunakobuchi Formation, and is distributed in the south-western part of the area. This formation consists mainly of hard mudstone which is intercalated with acid tuff and sandstome. The Nibetsu Granites intruded at the time of deposition of the Onnagawa Formation, and are formed mainly of granite porphyry, trondhjemite porphyry, granodiorite porphyry, quartz porphyry, granophyre, etc. The Tsukushimori rhyolite which occured during the deposition of this formation is composed of biotite rhyolite.
The Funakawa Formation conformably overlies the Onnagawa Formation, and is distributed in the south-western part of the ares. This formation is made up mainly of dark gray mudstone with siltstone, acid tuff, sandstone, etc. The Sōyakyō Andesite which erupted at the time of the deposition of the Funakawa Formation is composed of pyroxene andesite lava.
The Tentokuji Formation conformably (partly unconformably) overlies the Funakawa Formation, and is distributed in the south-western part of the area. This formation consists mainly of siltstone which is intercalated with sandstone, acid tuff, etc.
The Sasaoka Formation conformably (partly unconformably) overlies the Tentokuji Formation, and is distributed in the south-western part of the area. This formation is made up mainly of sandstone with acid tuff, siltstone and conglomerate, and yields the Onma - Manganjian Fauna including Turritella saishuensis, Yoldia notabilis, Acila insignis, Glycymeris yessoenis, and so on.
The Tertiary formations form gentle homo-clinal structure, which has strikes of N. 10°to 70°W. and dips of 5°to 30°SW, locally more than 30°. In the vicinity of the marginal part of the Taiheizan Plutono-metamorphic Rocks, the Onnagawa and Funakawa Formations show the overturned structure which dip 55°to 85°N.
The Quaternary is divided stratigraphically into three, that is, Takaoka Formation, terrace deposits and alluvium in ascending order, which are unconformable relation each other. The Takaoka Formations unconformably overlies the Sasaoka Formation, and is narrowly distributed in the south-western part of the area. This formation consists mainly of sandstone with gravel, peat and acid tuff. The terrace deposits are sporadically distributed in the area, and consist of mud, sand and gravel. The alluvium is distributed south-western part and along rivers, and is made up of mud, sand and gravel.
昭和 56 年 1 月 6 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1981，Geological Survey of Japan