地域地質研究報告
５万分の１図幅
秋田（6） 第 28 号
[
地質調査所
]
地質部 大沢穠
秋田大学 高安泰助
石油資源開発 K.K. 池辺穣
秋田大学 藤岡一男
昭和 52 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 地質構造 II.3.1 概説 II.3.2 褶曲 II.3.3 断層 II.4 山内層 II.5 大築層 II.6 鹿ノ爪層 II.7 畑村層 II.8 須郷田層 II.9 権現山層 II.10 女川層 II.11 薬師山玄武岩 II.12 馬場目粗粒玄武岩 II.13 二タ又流紋岩 II.14 船川層 II.15 新山安山岩 II.16 天徳寺層 II.17 福山安山岩 II.18 長者屋布石英安山岩 II.19 笹岡層 II.20 西目層 II.21 段丘堆積物 II.22 砂丘堆積物 II.23 冲積層 III. 応用地質 III.1 石油 III.2 温泉および鉱泉 III.3 石材 文献 Abstract
図の目次 第 1 図 本荘地域の地形区分 第 2 図 本荘地域付近の地質略図 第 3 図 本荘地域付近の地質構造 第 4 図 秋田油田地域付近の地質断面図 第 5 図 秋田油田含油第三系の堆積盆の模式図 第 6 図 北由利 衝上断層群付近の地質断面図 第 7 図 小吉川 AK-1 試掘井付近の地質断面図 第 8 図 本荘市 日住山 南々西方の三角点 461.1 高地から西方を望む 第 9 図 本荘市 石沢川沿い鳥田目付近に見られる女川層および鳥田目断層群 第 10 図 本荘市 二ツ又林道より対する斜面に見られる女川層の褶曲構造 第 11 図 大内町 上川大内 小倉野沢付近でみられる須郷田層下部の斜層理 第 12 図 大内町 上川大内 楢渕 南方の芋川沿いでみられる須郷田層の基底礫岩 第 13 図 本荘地域付近の女川層の等層厚線図 第 14 図 大内町 上川大内 見岫 南の道路でみられる女川層の硬質泥岩 第 15 図 大内町 長根山付近でみられる女川層上部の硬軟互層 第 16 図 大内町 上川大内 岩野目沢 福沢付近の道路でみられる須郷田層と女川層の層位関係 第 17 図 大内町 及位 西方 芋川沿い道路でみられる薬師山玄武岩の属する玄武岩凝灰角礫岩 第 18 図 本荘地域付近の船川層の等層厚線図 第 19 図 大内町 及位 南方約 1.0 km の地点でみられる船川層の暗灰泥岩 第 20 図 本荘地域付近の天徳寺層下部の等層厚線図 第 21 図 本荘地域付近の天徳寺層上部の等層厚線図 第 22 図 本荘市 宮沢 北側の沢でみられる砂岩とシルト岩の互層からなる天徳寺層互層相 第 23 図 本荘地域付近の笹岡層の等層厚線図
表の目次 第 1 表 秋田油田南部油田地質層序 第 2 表 秋田県 本荘盆地 東部の新第三系層序区分 第 3 表 秋田油田に発達する地層の時階区分 第 4 表 地質総括表 第 5 表 畑村層中の植物化石 第 6 表 須郷田層の貝化石 第 7 表 須郷田層の植物化石 第 8 表 須郷田層中の植物化石 第 9 表 権現山層の有孔虫化石 第 10 表 船川層の有孔虫 第 11 表 天徳寺層中の貝化石 第 12 表 天徳寺層桂根相の有孔虫化石 第 13 表 天徳寺層互層相およびシルト岩相の有孔虫化石 第 14 表 笹岡層の軟体動物化石 第 15 表 笹岡層の底棲有孔虫
地域地質研究報告
（昭和 52 年稿）
５万分の１図幅
秋田（6） 第 28 号
本荘地域の地質研究報告書は 有川隆一・ 阿竹宗彦・ 吾妻穰・ 高野実・ 福本正和・ 藤岡展价・ 保泉忠夫・ 細井弘・ 井上寛生・ 石井基裕・ 伊東和夫・ 岩佐三郎・ 黒坂秀雄・ 鯨岡明・ 松岡寛・ 村田勇治郎・ 長坂満・ 岡本金一・ 佐野尚文・ 鈴木勝王・ 高橋清・ 高野修・ 田辺芳男・ 内山靖敏・ 鵜飼光男・ 吉田義孝（ABC 順）の諸氏および筆者らの未公表資料を使用し， 短期間（約 60 日）の野外調査を行ない， 主として大沢がとりまとめた。 本報告の内容に不備な点があるとすれば 大沢の責任に帰すべきものである。
本荘地域の調査研究にあたって， 直接に協力していただいた 秋田大学 鉱山学部 鉱山地質学教室の的場保望 助教授および 柴田金三郎 技官に深甚の謝意を表する。 資料提供に加え 貴重な助言および協力をいただいた 秋田大学 鉱山学部 地下資源開発研究施設の井上武 教授・同学部 大学院の伊藤雅之氏， 佐野尚文氏， 岡本金一氏， 秋田県 鉱務課長の上田良一氏， 帝國石油株式会社 常務取締役の荒川洋一氏， 石油資源開発株式会社 技術研究所長の鬼塚貞氏， 同社 総合課長の荒木直之氏および保坂哲夫氏に感謝の意を表する。
本荘地域の地形は 山地（I）， 丘陵地（台地を含む ; Ⅱ）と低地および砂丘地（Ⅲ）の３種類に分けられる（第 1 図）。
山地は本地域中部から東部にかけて分布する。 権現山 ・三角点 346 m 高地などからなる地区と薬師山・黒森山・ 笹森山 ・ 日住山 ・ 鬼倉山 などからなる地区とに分かれている。 両地区ともほぼ海抜 200 m 以上の高度を有し， 比較的急峻な晩壮年期地形を示し， 本地域内の最高点は鬼倉山の北方の三角点 614.2 m 高地である。 起伏量が大きく（150～250 m / km2）， 谷密度は 25～40 / km2 で， 後述の丘陵地などより少ない。 これら山地の地質は 権現山などからなる地区では権現山層からなり， 堆積岩類を主としていて， 後述の丘陵地などの特徴にやや近い。 笹森山などからなる地区では， 山内層・ 大築 層・ 鹿ノ爪 層・薬師山玄武岩・ 二タ又 流紋岩などの火山岩類を主とし， 堆積岩類の多い畑村層・ 須郷田 層・女川層などがわずかにみられる。 この地区の西側と丘陵地との境付近にはほぼ N - S 性の 島田目 断層群があって， この断層群は地形に明瞭にあらわれている。
丘陵地および台地は本地域の大部分を占め， 定高性を持っていて， ほぼ海抜 200 m 以下の高度を有し， 開析を受けた老年期地形を示している。 丘陵地では前述の山地にくらべて起伏量（50～150 m / km2）が少なく， また谷密度も 30～60 / km2 で大きい。 丘陵地および台地の地質は女川層・船川層・天徳寺層・笹岡層・ 西目 層などからなり， ほとんど堆積岩類からなる。 一部では畑村層・須郷田層などからなり， 堆積岩類を主とする。
低地は前述の丘陵地を切って流れる 衣川 [ ← 図幅地域北端付近 ] ・ 芋川 [ ← 権現山の南部を東西に流れ, 南西方で南流して子吉川に注ぐ ] ・ 子吉川 ・石沢川 [ ← 図幅地域南端付近 ; 子吉川に注ぐ ] などの谷底平野がほとんどである。 ほとんど勾配がないため， これら河川に沿って各所に旧河道がみられる。 砂丘地は本地域西部に海岸線から幅 0.5～3.0 kmにわたって分布している。 ほとんど全部が現世の風成砂が天徳寺層・笹岡層・西目層などを薄くおおった被覆砂丘である。 砂丘の高さはほとんど 80 m 以下で， 最高 121 m である。 砂丘砂の厚さは 5 m 前後， 最大で 30 m である。
本荘地域の地質は秋田油田の探鉱に関連して明治初期より調査されているが， 本格的には 1902 年（明治 35 年）に秋田石油調査会が設立されてから活動を始めた。 翌年， 本地域外であるが， 伊木（1903）による秋田油田南部が公表され， 初めて地質層序および地質構造がわかってきた。 そのご， 小田（1921）による秋田県 亀田油田， 千谷（1922）による秋田県 本荘油田， 村山（1928）による秋田県 和田油田など, 地質調査所による油田地質調査が本地域内で行なわれた。 上床（1930）によって当時の知識による秋田油田の地質が総括され， 公式に層序および地層名が提唱された。 また， 大村（1930）によって第 1 表に示すような層序区分がなされ， 女川層から船川層にまたがる火山噴出物は 新緑色凝灰岩と称して女川層より下位の緑色凝灰岩と区別された。
| 時代 | 層序・岩質・層厚 | ||||||
| 第三紀 | 鮮新世 | 鷹巣統 | 砂・礫・粘土・石炭 | 500 m | |||
| 由利統 | 笹岡層 |
頁岩質砂岩
砂質頁岩 | 500～700 m | ||||
| 天徳寺層 |
| 砂質頁岩 | 550～700 m | ||||
| 桂根相 |
砂岩
頁岩 互層 | ||||||
| 中新世 | 男鹿島統 | 船川層 |
| 黒色頁岩 | 700 m | ||
|
新緑色
凝灰岩 | |||||||
| 女川層 | 珪質頁岩 | 400 m | |||||
| 砂岩・礫岩 | 100 m | ||||||
| 院内統 | 緑色凝灰岩 | 1,000 m 以上 | |||||
1934 年（昭和 9 年）に 村山賢一による７万５千分の１「本荘」地質図および同説明書が出版されるにおよんで， 本地域全域にわたる地質層序， 地質構造， 火成括動などについて初めて解明された。 第三系の地質層序について， 下位より高瀬川凝灰岩（院内統）， 女川頁岩， 船川頁岩（以上 男鹿島統）， 細越頁岩， 桂根砂岩及び頁岩， 脇本砂質頁岩（以上 由利統）および 鮪川 砂岩（鷹巣統）に細分された。 また， 地質構造について， いわゆる「油田褶曲方向」（N - S 性）を示すことが 村山による地質図によく表現されている。 この時期には未だ緑色凝灰岩についての層序区分は行なわれなかったが， それより上位の含油第三系の地質層序区分は大局的にみて現在も採用されている。
そのご， 大塚（1936）は高瀬川凝灰岩を上・下部に分け， 上部を須郷田凝灰質泥質砂岩層と呼び， それぞれ男鹿半島の台島階および双六階に対比した。 さらにそのご， 片山（1941）は高瀬川沿岸を調査し， 高瀬川凝灰岩（村山， 1934）を上部層・中部層および下部層に分け， それぞれ須郷田層・高瀬川層 M2 帯および同層 M1 帯と呼び， それらの間に軽度の不整合があるとした。 そのご， 畠山（1954）によって高瀬川凝灰岩についてより精度の高い研究が行なわれ， 第 2 表のように層序区分が行なわれ， 各層の関係は整合と考えている。 そのご， 沓沢（1963）によって， 本地域南部から南隣の矢島地域および南東隣の 浅舞 地域にかけて地質研究が行なわれ， 次の事を指摘した。 横根峠層（ほぼ男鹿半島の門前層群に対比される）と畑村層との関係は 侵蝕量がきわめて大きく， かつ構造とを有する不整合である。 畑村層・須郷田層および女川層が， それぞれ， つぎつぎと横根峠層上のいちじるしい侵蝕面をおおってオーバーラップを示している。
| 層群 | 層 | 層厚（m） | 柱状図 | 主要岩質 | ||
|
下郷
層群 |
須郷田
層 |
100～
200 |
上
部 |
50～
100 |
凝灰質細粒砂岩
凝灰質中粒砂岩 凝灰質砂岩・頁岩（硅化木・亜炭） 凝灰質頁岩・砂岩互層 細～中礫岩 | |
|
下
部 |
50～
100 | |||||
|
畑村
層 |
80～
200 |
上
部 |
緑色凝灰岩（硅化木）
凝灰質砂岩・頁岩（硅化木・亜炭） 砂質小礫岩 石英粗面岩質凝灰岩・緑色凝灰岩（亜炭） | |||
|
中
部 | ||||||
|
下
部 | ||||||
|
鹿ノ爪
層 |
320～
400 |
上
部 |
安山岩熔岩
安山岩質角礫凝灰岩 安山岩熔岩・集塊岩 | |||
|
中
部 | ||||||
|
下
部 | ||||||
|
日住山
層群 |
大簗
層 |
200～
350 |
上
部 |
50～
200 |
角礫質緑色凝灰岩
石英粗面岩質石質凝灰岩 凝灰質頁岩・砂質頁岩互層（亜炭） 石英粗面岩質石質凝灰岩 小～中礫岩 | |
|
中
部 |
50～
150 | |||||
|
下
部 |
50～
100 | |||||
|
山内
層 | 300 + |
安山岩熔岩
安山岩質角礫凝灰岩 安山岩熔岩 | ||||
これらと相前後して， 西方の日本海大陸棚油田が注目されるようになったのは 岩佐（1951）による日本海沿岸の海底地質調査にはじまる。 1955 年（昭和 30 年）に石油資源開発株式会社が設立され， 本地域西部の芦川沖で海底地質調査をアクアラング潜水によって行なわれた。 次いで， 重力探鉱と地震探鉱が行なわれ， 1958 年（昭和 33 年）には 北隣の羽後 和田地域内の道川沖において 白竜号による日本最初の沖合試掘が実施された。
本荘地域の含油第三系の地質調査は当初は地質調査所によって始められたが， 石油会社が引続きながい間， 繰返し調査して全域にわたって概要をつかめるようになった。 石井（1958）によって秋田地区全域にわたる地質層序がまとめられた。 さらに， 井上・荒川（1958）によって秋田油田の業績が総括紹介された。 本地域東半部の大内町地区の総括的地質は 池辺・細井・岩佐・福本・鵜飼・内山・村田（1957）によって行なわれた。 また， 北隣の羽後 和田地域の西半部から本地域の西半部の広域にわたる地質は， 鵜飼（1957）および岩佐・鵜飼・吉田・黒坂（1957）によって解明された。 以上のほか， 石油会社の社内報告の業績などをとりまとめて， 池辺（1962）が第 3 表のように総括した。 そのご， 長坂・高橋（1967）および藤岡（1971）によって本地域の西半部の地質研究が行なわれた。
| 時代 | 時階 | 標準層序 | |||||||
| 階名 | 記号 | 男鹿半島 | 秋田市周辺 | ||||||
| 第四紀 | 潟西階 | Ⅸ | 潟西層 | 寺内層 | |||||
| 第三紀 |
鮮新世
～ 中新世 | 鮪川階 | Ⅷ | 鮪川層 | 鮪川層 | ||||
| 笹岡階 | Ⅶ | 脇本層 | （上部） | 笹岡層 | |||||
| 天徳寺階 | Ⅵ | （Ⅵ U） | （中下部） | 天徳寺層 | （上部） | ||||
| （Ⅵ L） | 北浦層 | 桂根層 | （下部） | ||||||
| 船川階 | Ⅴ | （Ⅴ U） | 船川層 | 船川層 | （上部） | ||||
| （Ⅴ L） | （下部） | ||||||||
| 女川階 | Ⅳ | 女川層 | 女川層 | ||||||
| 西黒沢階 | Ⅲ | 西黒沢層 | 鵜養層（Ⅲ U） | ||||||
| 砂子渕層（Ⅲ S） | |||||||||
| 台島階 | Ⅱ | 台島層 | 大倉又層 | ||||||
| 門前階 | Ⅰ |
門前層
赤島層 |
萩形層
大又層 | ||||||
| 先第三紀 | 基盤 | 花崗岩類 | 花崗岩類 | ||||||
本荘地域は東北 裏日本 緑色凝灰岩地域に属し， 本地域の地質は緑色凝灰岩地域に特有の新第三系およびこれを被覆する第四系からなる。 本地域の地質を総括して第 4 表に， また， 本地域付近の地質略図を第 2 図に， 地質構造を第 3 図に示す。 北隣の羽後 和田地域（藤岡・大沢・池辺， 1976）については５万分の１地質図幅が出版されている。
| 時代 | 層序 | 模式図 | 岩質 | 化石 | 火成活動 | 備考 | |||||
| … | |||||||||||
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新第三系 [ 以下の [注] 参照 ] は， 下位から山内層・ 大簗 層・ 鹿ノ爪 層・畑村層・ 須郷田 層・権現山層・ 女川 層・薬師山玄武岩・ 二タ又 流紋岩・船川層・ 新山 安山岩・天徳寺層・福山安山岩・ 長者 屋布 石英安山岩および笹岡層に分けられる。 前６者 [ = 山内層～権現山層 ] はいわゆる「緑色凝灰岩」であって， それ以外は含油第三系および同時期の火山岩類である。
山内層 [ Ya ] は新第三系の最下位を占めて， 本地域南東部に分布し， 中性の火山岩類を主としている。 層厚は 300～500 m である。 変質輝石安山岩熔岩・同質の火山角礫岩・凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 凝灰岩を挾んでいるが， 正規堆積岩を伴っていない。 自破砕熔岩がみられる。 本地域内から化石は発見されていない。 本層は秋田県 男鹿半島の門前層群（藤岡， 1959）・西男鹿層群（半沢， 1954）および岩手・秋田県境地域の大荒沢層（大沢・舟山・北村， 1971）に対比される。
大簗層 [ Oc, Ot ] は山内層を整合（一部不整合）に被覆し， 本地域の南東部に分布し， 酸性火山砕屑岩を主としている。 層厚は 200～400 m である。 酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩を主とし， 熔結凝灰岩・泥岩， ときに礫岩を挾んでいる。 山内層中の火山岩類が一般的にみて きたならしい濃緑色を示し， 著しく変質されているのに対し， 本層中の火山岩類は きれいな緑色～淡緑色を示し， 変質の程度が一段と弱い。 本層の下部から 阿仁合 型植物化石を産する。 本層は秋田県 男鹿半島の門前層群（藤岡， 1959）にほぼ対比される。
鹿ノ爪層 [ Kl, Kt, Kb ] は大簗層を整合に被覆し， 本地域の南東部に分布し， 中性の火山岩類を主としている。 層厚は 200～450 m である。 輝石安山岩熔岩・ 変質輝石安山岩熔岩・ 同質の凝灰角礫岩・ 火山礫凝灰岩・ 火山角礫岩および凝灰岩を主とし， 玄武岩熔岩， ときに酸性火山砕屑岩を挾んでいる。 本地域内では未だ化石が発見されていない。 本層は秋田県 男鹿半島の台島層（藤岡， 1959）にほぼ対比される。
畑村層 [ Ht, Ha, Hd ] は鹿ノ爪層を整合に被覆し， 本地域の南東部に分布し， 酸性火山砕屑岩を主としている。 層厚は 100～200 m である。 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および砂岩を主とし， 泥岩・輝石安山岩火山砕屑岩などをともなっている。 本層中から 台島 型植物化石・珪化木などを産する。 本層は秋田県 男鹿半島の台島層（藤岡， 1959）に対比される。
須郷田層 [ Sg ] は畑村層を整合（一部不整合）に被覆し， 本地域南東部に分布し， 砂岩を主としている。 層厚は 100～200 m である。 主として砂岩からなり， 礫岩， ときに泥岩を挾んでいる。 本層中から浅海棲貝化石および下部から台島型植物化石を産する。 本層は秋田県 男鹿半島の西黒沢層（藤岡， 1959）に対比される。
権現山層 [ Gm ] は須郷田層と同時異相であって， 本地域の北部に分布し， 層厚は 500 m 以上である。 主として泥岩からなり， 酸性凝灰岩を挾んでいる。 本層中から浮遊性有孔虫および底棲有孔虫を産し， 秋田県 男鹿半島の西黒沢層（藤岡， 1959）に対比される。
女川層 [ Om ] は須郷田層および権現山層を整合に被覆し， 本地域内に広く分布し， 主として硬質泥岩からなり， 酸性凝灰岩， ときに砂岩を挾んでいる。 本地域の東部の女川層では， 基底部に顕著な海緑石砂岩が発達している。 層厚は 350～600 m である。 地表に露出しているところでは 350～500 m， 本荘平野の地下では 500～600 m である。 本層中の化石は， Sagarites chitanii MAKIYAMA， 魚鱗， 放散虫および珪藻が多い。 西黒沢層に比べて有孔虫が少ない。
薬師山玄武岩 [ Bs ] は女川層の堆積時に噴出したもので， 本地域の北半部にわずかに分布している。 玄武岩凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・火山角礫岩および凝灰岩からなり， 玄武岩熔岩をともなう。 代表的岩石は（橄欖石）普通輝石玄武岩である。
馬場目粗粒玄武岩 [ Do ] は女川層の堆積時に迸入した粗粒玄武岩の岩脈および岩床で， 本地域北部から東部にかけて点々と分布している。
二タ又流紋岩 [ Ry ] は女川層の堆積時に噴出したもので， 本地域中央部に分布する。 流紋岩熔岩からなり， 主に熔岩円頂丘をなしているが， 岩体の周縁部では岩脈をなす。
船川層 [ t1, Fm ] は女川層を整合に被覆し， 本地域内に広く分布している。 主として暗灰色泥岩からなり， 酸性凝灰岩 [ t1 ] ， ところにより砂岩を挾んでいる。 層厚は 400～1,200 m である。 本地域の北東部を除く地表に露出しているところでは 400～600 m である。 試掘井のデータによれば， 本地域西部の日本海沿岸地区， 特に北由利 衝上断層群以西では層厚 600～1,000 m， おそらく1,000 m 以上である。 なお， 本地域の北東部でも厚く， 層厚 800～1,200 m である。 本層中の化石は Sagarites chitanii MAKIYAMA を含み， 放散虫および珪藻は女川層に比べて少ないが， 有孔虫化石は多くなる。 Martinottiella - Cyclammina で代表される。
新山安山岩 [ An1 ] は船川層の堆積時に噴出したもので， 本地域の西半部に点々と分布している。 安山岩凝灰角礎岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， ときに集塊岩および熔岩をともなう。 代表的岩石は角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩と紫蘇輝石普通輝石安山岩である。
天徳寺層 [ Tk, Ta, t2, Ts ] は船川層を整合（一部不整合）に被覆し， 本地域全域に広く分布している。 主としてシルト岩からなり， 砂岩・酸性凝灰岩 [ t2 ] および礫岩を挾んでいる。 岩相により， 下部から砂岩および礫岩を主とする桂根相 [ Tk ] ， シルト岩・砂岩と酸性凝灰岩からなる互層相 [ Ta ] およびシルト岩を主とするシルト岩相 [ Ts ] からなる。 層厚は 400～1,500 m で， 日本海沿岸地区を除くほかのところでは 400～800 m である。 試掘井のデータによれば， 本地域の西部の本荘平野の西半部を含む日本海沿岸地区では， 層厚は 600～1,500 m である。 北由利 衝上断層群を境として， 以東では 600～800 m， この断層群のとおるところでは 800～1,200 m， 以西では 1,100～1,500 m である。 本層中には Sagarites chitanii MAKIYAMA および頻海性の貝化石を含み， 全般的に有孔虫化石を多産する。
福山安山岩 [ An2 ] は天徳寺層の堆積時に噴出したもので， 本地域の西部にわずかに露出している。 安山岩熔岩・同質凝灰角礫岩および火山角礫岩を主としている。 代表的岩石は角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩である。
長者屋布石英安山岩 [ Da2 ] は天徳寺層の堆積時に噴出したもので， 本地域西部にわずかに露出する。 黒雲母角閃石石英安山岩熔岩からなる。
笹岡層 [ t3, Ss ] は天徳寺層を整合（一部不整合）に被覆し， 本地域の南西部に分布している。 砂岩を主とし， シルト岩・礫岩および酸性凝灰岩 [ t3 ] をともなう。 層厚は 200～500 m である。 本層中には いわゆる「 大桑 ・ 万願寺 動物化石群」といわれる鮮新世の寒流系（親潮型）浅海性貝化石を多産する。 底棲石灰質有孔虫化石に富んでいる。
第四系は， 下位から 西目 層・段丘堆積物・砂丘堆積物および冲積層に分けられる。
西目層 [ Ns ] は笹岡層を不整合に被覆し， 本地域の南西部に分布する。 砂岩を主とし， 礫および泥炭を挾んでいる。 層厚 50～100 m の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れる。
段丘堆積物 [ td ] は主な河川沿いおよび丘陵に， 沖積層 [ a ] は本地域の西半部に広く分布し， 両者とも泥・砂および礫からなる。 砂丘堆積物 [ sd ] は日本海沿岸沿い幅 0.5～3.0 km に分布し， 砂からなる。
次に， 隣接地域のデータを加えて， 本荘地域の構造発達史について考察する [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域では先第三系の基盤岩類が露出しておらず， 新第三系は最下位の山内層から始まっている。
中新世の初期 [ 以下の [注] 参照 ] ， すなわち山内層の堆積時には 膨大な量の安山岩熔岩およびその火山砕屑岩の噴出があった。 火山括動は殆んど休止することなく行なわれ， 正規の堆積岩の堆積がなかった。
次の大簗層の堆積時には酸性火山岩類の噴出がみられ， 酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩を堆積した。 火山活動の休止時には泥岩， ときに礫岩の薄層を堆積した。 この時期の初め頃の気候が比較的寒冷であったことが阿仁合型植物化石によって示される。
鹿ノ爪層の堆積時には 再び安山岩熔岩とその火山砕屑岩の膨大な量の噴出があった。 ごく少ないが， 酸性の細粒火山砕屑岩を堆積した。
次の畑村層の堆積時には 再び酸性火山岩類の噴出がみられ， 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および砂岩， ときに泥岩を堆積した。 なお， 少量の安山岩火山砕屑岩が噴出した。 上記の正規の堆積岩から台島型植物化石を産し， このことから気候が暖かくなった。
須郷田層および権現山層の堆積時には泥岩・砂岩および礫岩などの正規の堆積岩のみ堆積し， 少量の酸性凝灰岩をともなっている。 大局的にみて， 本地域の中部から西部にかけて泥岩（権現山層）が， 東部では礫岩をともなう砂岩（須郷田層）が多い。 上記の両層は男鹿半島の西黒沢層に対比される。 底棲有孔虫群は陸棚外縁～漸深海（outer shelf～upper bathyal）の環境を示す。 この西黒沢階の岩相は地域によって大いにことなる [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域外の北東方の内陸盆地地域では熔岩円頂丘をなす流紋岩熔岩が多数噴出し， これに関係して黒鉱々床を形成している。 また， 本地域外の北東方の秋田地域の東半部（藤岡・大沢・高安・池辺， 1977）および 太平山 地域では玄武岩火山砕屑岩が多く， 砂子渕 層と呼ばれている。 本時期は急激に海域がひろがったが， 引続き暖流の影響が大であった。
以上の山内層から権現山層までがいわゆる「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。 石和田・池辺・小川・鬼塚（1977）によれば， 含油第三系の堆積盆の規模は， 第 4 図でわかるように， 日本海々岸線から西方へ約 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々岸線から西方へ約 20 km のところにあり， 第 5 図に示したように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からなる。 還元的な停滞水域環境で石油母層の堆積をもたらした。 この時期の海は寒流系の内海で， 古日本湾（浅野・高柳（1966）; 藤岡（1972））と呼ばれる。 女川階には西黒沢階に比べて堆積盆がはっきりあらわれ， 規模が大きくなり， 堆積盆の沈降が著しくなった。 堆積盆と堆積盆との間には沈降量が少ないため， 堆積物の薄い微沈降地域あるいは微沈降帯が出来た。 ここでは堆積盆の沈降運動に対して相対的には隆起するような作用をしている。 堆積盆の方向は西黒沢期のものよりも N - S 性に近づいている。 本荘地域内についてみると， 本地域の中北部と 南東部の現在の女川層より下位の地層の分布する地区は上述の微沈降帯にあたり， 女川層の堆積物はごく薄かったと考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域内の西端部付近の地区は一つの堆積盆の中心近くであったと考えられる。 この堆積盆は周縁部から中心部に向って 350 m から 600 m と厚さを増している。 女川層の堆積時には， 薬師山玄武岩・ 馬場目粗粒玄武岩・ 二タ又流紋岩と呼ばれる玄武岩・粗粒玄武岩と流紋岩が 堆積盆の周縁部近くで噴出もしくは迸入した。 堆積盆の周縁部以外では火山活動がみられず， 酸性凝灰岩および砂岩を挾む硬質泥岩の厚層が堆積した。
次の船川層は最大層厚 1,600 m に達する広域斉一岩相の暗灰色泥岩からなる。 酸性凝灰岩が多くなる。 少なくとも船川層の下部では生物相と環境が女川層より引続き， 大きな変化がない。 しかし， 上部になると粗粒化し， 砂質となり， 石灰質有孔虫が増えている。 著者の一人の池辺（1962）が述べているように， 女川期は最大の海侵の時期であり， 船川期は最大の沈降の時期である。 女川層と船川層の岩相はわずかな漸移相を挾むのみで， 非常に顕著に変っている。 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との間には微沈降帯がみられる。 本荘地域内についてみると， 女川層のところで述べた中北部と 南東部の現在の女川層より下位の地層の分布する地区では上述の微沈降帯にあたり， 船川層の堆積物はごく薄かったと考えられる。 本地域の西端部からその西方数 km の地区と， 本地域内北東部からその東方の地区は一つの堆積盆の中心部であったと考えられる。 堆積盆は周縁部から中心部に向って 400 m から 1,200 m， ときに 1,600 m と厚くなる。 船川層の上部は地域毎の分化現象がよくあらわれる。 船川層の堆積時には 新山安山岩と呼ばれる安山岩が堆積盆の比較的周縁部近くで噴出した。 堆積盆の中心部近くでは火山活動がみられず， 酸性凝灰岩および砂岩を挾む暗灰色泥岩の厚層が堆積した。
鮮新世の天徳寺層は最大層厚 1,500 m に達し， シルト岩を主とする。 堆積盆全体の大きさは船川階より小さくなる。 天徳寺階には層相の変化および生物相の変化が著しくなり， 地域差を生じ， 分化現象が起った。 天徳寺層の堆積時の初期には砂岩および礫岩を主とする桂根相が堆積した。 このような異常堆積は 出羽変動 の主動期を示すものである。 天徳寺層の堆積盆の周縁部では天徳寺層基底で不整合現象を示す。 油田内の各地でみられる堆積盆の分化はこの時期に始まる。 古日本湾が南方で東支那海に通じ， 津軽海峡を通じて太平洋につらなるようになって， 断続的に暖流系の浮遊性有孔虫化石や貝化石が含まれるようになった。 天徳寺階の中頃以後にはシルト岩の安定堆積が拡がり， 造溝運動も休止したとみられる。 本地域内の含油第三系中でみられる褶曲および断層形成は 船川層堆積の初期頃から胚芽したと考えられる。 しかし， 本地域の造山運動は船川階の後期に始まり， 天徳寺階の初期を主動期とし， 次いで数回の後続的造構運動を繰返して潟西階の前に終ったもので， 出羽変動 （大村（1935）; 藤岡（1968））と呼ばれている。 本地域の西端部からその西方の地区は１つの堆積盆の中心部であったと考えられる。 堆積盆は周縁部から中心部に向って 400 m から 1,500 m と厚くなる。 天徳寺層の堆積時には 福山安山岩および 長者屋布石英安山岩と呼ばれる安山岩および石英安山岩が堆積盆の周縁部で噴出した。 堆積盆の中心部近くでは火山活動がみとめられず， シルト岩を主とする厚層が堆積した。
天徳寺層の堆積後， 造構運動があり， 一部地域では陸化し， 新らしい海侵があった。 天徳寺層と笹岡層とはときに不整合を示す。 砂岩のような粗粒の砕屑岩からなる笹岡層の堆積盆は天徳寺層の堆積盆より小さくなり， 中心部の厚さも最大 500 m と薄くなる。 笹岡層の堆積後に軽微な造構運動があって， 向斜軸を中心とした陸水化した堆積盆に淡水成と考えられる西目層が堆積した。 西目層は砂岩を主とし， 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。 北隣の羽後 和田地域および北々隣の秋田地域に分布する潟西層は ヴルム氷期における内陸湖盆の堆積物である。 この湖盆はほぼ南北方向に延びている。 氷期が終って縄文早期の海侵があった。 その時期には現在の海面より高く， 海水はより深く侵入し， その海岸線に季節風による砂丘を生じた。 それから， 昇降運動を繰返しながら砂丘が生長し， 平地が拡げられた。
本荘地域の火山岩には玄武岩から流紋岩にいたる各種の岩石がある。 第 4 表に示したように， 玄武岩および粗粒玄武岩は女川層の堆積時に多い。 安山岩は山内層と鹿ノ爪層， 次いで船川層， ときに畑村層と天徳寺層の堆積時に多い。 石英安山岩および流紋岩のうち， 熔岩は女川層と天徳寺層の堆積時にみられる。 酸性細粒火山砕屑岩は大簗層および畑村層の大部分を構成している。 また， 鹿ノ爪層・ 須郷田層・ 権現山層・ 女川層・ 船川層・ 天徳寺層および笹岡層中に薄層として挾まれる。 本荘地域および周りの地域の火山岩の検鏡の結果， 次の傾向がみられる。 第 4 表に示したように， 比較的初期にはピジョン輝石質岩系の岩石が， 比較的後期には紫蘇輝石質岩系の岩石が噴出している（大沢， 1963・1968）。
本荘地域は東北裏日本 秋田油田に属し， 油田集油構造に関連して古くから地質構造の調査研究が行なわれている。 本地域の油田構造運動は船川階後期に始まり， 天徳寺階初期を主動期とし， 次いで数回の後続的造構運動を繰返して潟西階前に終ったもので， 出羽変動 （大村（1935）; 藤岡（1968））と呼ばれている。 出羽変動による褶曲と断層は南北方向を軸とする地層の変位・変形である。 この変動が造陸と造盆の分化運動， すなわち隆起と沈降の相反する運動を生じ， その境界には衝上断層を生じている。 これらの運動の中には主動期で終った構造と， 長期にわたって活動したとみられる構造がある。
本地域のほとんど大部分の地区は いわゆる「油田褶曲方向」（N - S 性）を示す褶曲構造によって特徴づけられているが， 本地域東半部の山内層・大簗層・鹿ノ爪層などからなる地区では 地塊断層運動（block faulting）を受け， 地塊されている。 この地区は須郷田層（西黒沢階）の堆積時には相対的に隆起し， 少なくともその内の大部分は海面上に隆起し， 侵蝕地を形成していたと考えられる。
本荘地域は， 前述したように， 大部分の地区でいわゆる「油田褶曲方向」（N - S 性）を示す褶曲構造をなしている。 地表もしくは地下浅部で緩傾斜の褶曲も地下深部では急傾斜を示すことが多く， さらに， 数回の造構運動による構造とがあり， 試錐井のデータなくしては真の褶曲構造の特徴を論ずることは出来ない。 本地域の主要な褶曲は西から東にむかって， 本地域北部では， 松ヶ崎背斜・ 二古 背斜・道川背斜・ 新山 （ 石脇 ）背斜・ 白幡 鍋倉 向斜・亀田背斜・君ヶ野向斜・不動ノ滝背斜・川添背斜・ 中俣 向斜などである。 なお， 本地域中部および南部では， 北ノ股背斜・薬師山背斜・岩野目沢背斜などがある。
松ヶ崎 背斜 : 北隣の羽後 和田地域の二古から羽越本線に沿って本地域内の松ヶ崎の南方の 折林 の東方にいたる ほぼ南北性の背斜構造があって， 付近に 天徳寺層の互層相 [ Ta ] [ ← 天徳寺層のシルト岩相（Ts）? ] が分布している。 試掘井データが少ないので地下深部の構造がはっきりしないが， 地表では傾斜 20～30°， ところにより急傾斜となり 80°に達する。
二古 背斜 : 北由利 衝上断層に挾まれて， 北隣の羽後 和田地域の二古の東方をほぼ南北に走り， ほぼ直立等斜に近い合掌型背斜構造である。 本地域内の [ 北端・日本海側の ] 衣川に達する。 東翼も急傾斜（60～80°）であるが， 軸心から西翼にかけては直立に近く， 78～85°の傾斜で逆倒するところが多い。
道川背斜 : 北隣の羽後 和田地域の君ヶ野川沿いの高畑付近を極隆部とし， 船川層が心部をなす背斜構造で， ほぼ南北に走り， 南へは本地域内に延びる。 本地域内および北隣の羽後 和田地域の南端部では 両翼とも多くの場所で 60～78°の急傾斜をなす。
新山 （ 石脇 ）背斜 : 本地域内の衣川から芦川中流・親川中流および [ 小屋川の東南東方 2.5 km 弱の ] 御岳をへて新山公園および石脇付近にいたるほぼ南北性の背斜構造であって， 上述の二古背斜および道川背斜の延長部と考えられる。 これらを合せると延長 25 km 以上の大背斜構造である。 本背斜はこまかくみると， 極隆部および軸心部付近でところにより２つの背斜軸を有する複背斜構造を示している。 軸心部付近は女川層・薬師山玄武岩・船川層および新山安山岩からなり， 両翼とも 40～60°， ところにより 70～85°の急傾斜をなす。
白幡 鍋倉 向斜 : 亀田 - 田中背斜系列と道川 - 新山（石脇）背斜系列の間の白幡鍋倉向斜は最も大きく， 構造的意義の大きい向斜構造である。 北隣の羽後 和田地域の鮎川の上流の白幡から南へ君ヶ野川の中流の高畑， 衣川の下流の赤平を経て， 本地域内の芋川筋の鍋倉 [ ← 笹森山の西北西方 7.5 km ] にいたり， 本荘平野に延びる延長 20 km 以上のほぼ南北性の大向斜構造である。 この向斜を境に以西では衝上断層を伴なう過褶曲地帯である。 本地域内では船川層 [ Fm ] および天徳寺層 [ Ts ] が分布し， 両翼とも 20～40°の比較的緩傾斜である。
亀田背斜 : 北隣の羽後 和田地域の亀田の北方から本地域内の 下蛇田 ・宮田をへて 折渡 峠の西方をとおり 岩谷麓 [ ← 鍋倉の東北東方 2 km 弱 ] 付近で南に背斜軸が沈下する ほぼ南北性の背斜構造である。 詳細にみると２～３の背斜軸を有する複背斜構造を示している。 軸心部付近でも両翼とも 30～50°傾斜し， 軸の沈下する付近では 10～20°の緩傾斜となる。
君ヶ野 向斜 : 北隣の羽後 和田地域から本地域内の 上蛇田 ・ 菅生田 をへて 熊野田 [ ← 岩谷麓 の北東方 1 km ] にいたるほぼ南北性の向斜構造で， 両翼とも 20～40°， ときに 50°傾斜している。
不動ノ滝 背斜 : 不動ノ滝（北隣の羽後 和田地域内)～権現山付近において， 権現山層 [ Gm ] を軸心部とする不動ノ滝背斜は ほぼ南北性の背斜構造である。 両翼とも 20～35°の傾斜を示す対称性背斜をなす。 本背斜は前述したどの背斜よりも隆起しており， いわゆる「緑色凝灰岩」が背斜軸部に露出している。
川添背斜 : 北隣の羽後 和田地域の 桧山 峠付近を極隆部とし， 須郷田層 [ Sg ] を軸心部に露出し， 大局的にみてほぼ南北性の大背斜構造である。 本背斜の延長部は北々隣の秋田地域内では北手背斜と呼ばれ， 総延長 30 km 以上に達する。 本背斜はいくつかの極隆部を有し， 背斜軸は本地域で南西方向に沈下する。 本地域内では本背斜の南端部がわずかにみられるのみで， 女川層 [ Om ] および船川層 [ Fm ] からなる。 両翼とも 20～35°の緩傾斜を示し， 本背斜の東翼は後述する 中張 断層によって切られている。
中俣 向斜 : 北隣の羽後 和田地域の雄物川沿いの白川から南へ折戸の西方をへて， 本地域内の中俣の南方にいたる天徳寺層 [ Ts ] 中のほぼ南北性の非対称向斜構造である。 西翼では中張断層によって切られ， またこの断層により北隣の羽後 和田地域で 50～80°， 本地域内で 20～65°の傾斜を示し， 軸心部より遠くなるに従い急傾斜となる。 これに対し， 東翼では 5～10°のすこぶるゆるい傾斜である。
北ノ股背斜 : [ 図幅地域東西中央付近・南端から 3 km 付近の ] 天徳寺層 [ Ta, Ts ] 中の局地的なほぼ南北性の非対称背斜構造であって， 延長 3.5 km に過ぎない。 西翼は 45～70°の急傾斜， 東翼は 20～30°の緩傾斜である。
薬師山背斜 : [ 図幅地域中央付近の ] 女川層 [ Om ] ・二タ又流紋岩 [ Ry ] および薬師山玄武岩 [ Bs ] を軸心部に有するほぼ南北性の連続性のない背斜構造であって， 延長約 4.0 km である。
岩野目沢 背斜 : [ 図幅地域東端付近・南北中央やや南の ] 畑村層 [ Ht, Ha ] ・須郷田層 [ Sg ] などのなかをとおる NNE - SSW 方向を示すほぼ南北性の背斜構造であって， 東隣の大曲地域から本地域内の岩野目沢の西方をへて 雪谷又 の東方付近にいたる延長約 8 km である。 両翼の傾斜は 15～35°である。
由利原 背斜 : 南隣の矢島地域内でガス田が発見され， 現在調査されつつある背斜構造である。 この背斜構造の北方延長部が本地域南西部の本荘平野の南部の地下に潜在している。
本荘地域の断層は大きく２つに分けられる。 １つは褶曲に伴った N - S 性の断層であり， あと１つは地塊化による断層である。 前者の代表的なものは北由利 衝上断層群と中張断層である。 後者は本地域東半部でみられる島田目断層群に代表される多数の断層である。
北由利 衝上断層群 : 本地域西部の日本海沿岸沿いに ほぼ NS 方向に走る数条の東から西へ衝上するほぼ平行した断層があり， 過褶曲と関連して地質構造を複雑にしている。 本断層群の代表的な性格は北隣の羽後 和田地域でよくみられる（第 6 図）。 第 6 図でわかるように， 地層転位の見掛の落差は 1,000 m 以上である。 本断層群を境として天徳寺層の岩相 [ Tk, Ta, Ts ] および層厚が急に変化していて， 本断層群の生成は天徳寺層の堆積時から始まったことをよく示している。 北由利 衝上断層群の衝上面が低角度であることから上盤側と下盤側との探鉱は別となり， 油田開発を困難にしている。 本地域内でも上述したような特徴がみとめられるが， 本荘平野の南部の地下では地層転位が少ない（第 7 図）。 北由利 衝上断層群は延長 50 km 以上に達する大断層群であって， 現在の日本海沿いの海岸線の成因に関連していると考えられる。
中張 断層 : 本地域内の芋川支流筋の中張 [ ← 笹森山の北方 7.5 km ] から北方の熊ノ沢 [ ← 中張の北北東方 2.5 km ] をへて， 北隣の羽後 和田地域内の 女米木 に延びる。 本断層は北隣の羽後 和田地域内の川添背斜の極隆部において権現山層 [ Gm ] ・女川層 [ Om ] および船川層 [ Fm ] を切り， これら各層を天徳寺層 [ Ts ] と直接させている。 由利隆起丘陵と和田沈降盆を境する重要な構造である。 [ 本図幅の北隣の羽後 和田地域内の ] 上繋 の南での本断層による見掛の落差は東側落し， 約 2,000 m になる。 断層に接する女川層などの古い地層が著しく破砕されて， 数条の平行断層を伴なう数 10 cm の破砕帯をなしている。 これに対し， 天徳寺層は断層に沿って傾斜が急になり， 東方に 60～85°であるが， 地層はほとんど破砕を受けていない。 中張断層は直立ないし西方に急傾斜を示し， 西から東へ働いた衝上性の断層と考えられる。 本地域内では地層の転位が少なくなり， 中張の南方付近ではっきりしなくなる。
鳥田目 断層群 [ 以下の [注] 参照 ] : 本断層は芋川筋の 及位 [ ← 笹森山の北北東方 4.5 km ] から薬師山の南東方・ [ 及位の南南西方 4.5 km の ] 東光山 の西方・ [ 東光山の南南西方 3 km の ] 竜馬山 の東崖をへて [ 本図幅の南隣の矢島図幅地域の北端の ] 鳥田目付近に達する（第 8 図）。 さらに南方ないし南々東方にのび， 総延長は 25 km 以上である。 ５万分の１地質図では簡略化してあるが， これとほぼ平行した断層が女川層 [ Om ] の中に多数みられ， 鳥田目構造帯と呼ぶべきものである。 本構造帯の幅は 0.2～0.5 km である。 特に東側の 0.1～0.2 km 間が著しく乱されている。 片山（1941）および畠山（1954）によれば以下の通りである。
本断層沿いの試錐井データがないのではっきりしないが， 東由利 衝上断層群 [ ← 北由利 衝上断層群 ? ] と同性格の衝上断層であって， 地下深部では衝上面が低角度と考えられる。 本断層による地層転位の見掛の落差は北部の 及位 および薬師山付近では殆んどないが， 南へ行くに従い落差が大きくなり， 竜馬山付近では 800～1,000 m となる。 さらに南方では少なくなり 500 m 以下となる。
命名 : 畠山昭（1954）
山内層は新第三系の最下位を占めて本地域南東部に分布し， 変質輝石安山岩熔岩と同質の火山砕屑岩からなり， 著しく変質作用を受けていて， いわゆる「変朽安山岩」と呼ばれている。
模式地 : 秋田県 本荘市 大簗 [ ← 本図幅地域の南端・東西中央やや東 ] ～山内 [ ← 本図幅の南隣の矢島図幅地域の北端 ; 大簗の南東方 2 km ] 間の高瀬川 [ 位置不明 ; 石沢川の支流 ] 沿岸。 本地域内では大簗の北東の沢沿いでよくみられる。
層厚 : 本層より下位の岩層が露出していないので， 層厚は不明である。 本地域・南隣の矢島地域・南東隣の浅舞地域などのデータを合せ考えると， 層厚は 300～500 m と推定される。
岩相 : 変質輝石安山岩熔岩・同質火山角礫岩・凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 凝灰岩をともなう。 正規堆積岩をともなわない。 変質輝石安山岩熔岩は青緑色～暗青色～暗灰色， やや斑状～斑状， 緻密， 堅硬であって， ときに自破砕熔岩となる。 火山砕屑岩は濃緑色～緑色， 堅硬で， 拳大（ときに牛頭大）の本質火山岩塊および大豆大の本質火山礫を多量に有している。 角礫と基質とはよく膠結されている。 一般的にみて層理は不明瞭であるが， ときに淘汰を受けてわずかに層理を示す。 日住山の東方および南東方の本層と大簗層の一部 [ Ot ? ] は浅熱水性変質作用によりいわゆる白岩化し， その中に白土を胚胎し， かつて採掘された（千谷， 1922b・1962c）。
代表的な火山岩塊を鏡下でみると， 次の通りである。
層位関係および化石 : 本層は新第三系の最下位を占めている。 化石は発見されていない。
命名 : 畠山昭， 1954）
大簗層は山内層を被覆して本地域南東部に分布する。 主として酸性火山砕屑岩 [ Ot ] からなり， 一部の地区では下部に酸性凝灰岩・泥岩および礫岩からなる部層 [ Oc ] がみられる。
模式地 : 秋田県 本荘市 大簗付近．
層厚 : 200～400 m
岩相 : 酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩を主とし， 熔結凝灰岩・泥岩， ときに礫岩および砂岩を挾んでいる。 酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩は緑色～淡緑色， やや堅硬で， 火山礫を有する。 一般的にみて層理を示す。 ときに軽石質となる。 熔結凝灰岩は緑色～淡緑色， やや堅硬， 本岩特有の扁平なしンズ状岩片を有する。 泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質および砂質であって， 層理を示す。 まれに亜炭の薄層を有する。 大簗付近では基底部に山内層を構成する火山岩と酷似する円礫を有する礫岩があり， 山内層を被覆している。 下位の山内層と本層とは明瞭に区別できる。 山内層が中性の火山岩類を主とし， 濃緑色で著しく変質され， 層理が不明瞭であるのに対し， 本層は酸性火山砕屑岩を主とし， 緑色～淡緑色で変質の程度が一段と弱く， 層理が明瞭である。
層位関係 : 下位の山内層を整合（一部不整合）に被覆する [ 以下の [注] 参照 ] 。
化石 : 大簗付近の砂質泥岩より 次のような比較的保存の良い阿仁合型植物化石を産する（産地 : 本荘市 大簗）。
命名 : 畠山昭（1954）
鹿ノ爪層は大簗層を被覆して本地域南東部に分布する。 主として輝石安山岩熔岩 [ Kl ] とその火山砕屑岩 [ Kt ] からなる。
模式地 : [ 笹森山の東南東方 5 km の ] 大内町 上川大内 鹿ノ爪の南西の沢であるが， そのほかに [ 笹森山の南南西方 4.5 km の ] 竜馬山 ～ [ 竜馬山の東方 1.5 km の ] 小友峠間・ 小友峠の南東方の尾根沿い新道・ 竜馬山の北々東 1.3 km 付近の新道などでよくみられる。
分布および層厚 : 本荘市 東端の東光山から小友峠・日住山をへて鬼倉山にいたる地区に広く分布している。 N - S 性の断層を主体とし， 副次的に E - W 性断層をともなう造溝運動により地塊化されている。 本層は大局的にみて 10～25°の緩傾斜を示すが， 断層付近では 30～40°， ときに 45°以上を急傾斜をなす。 層厚 200～450 m， 火山岩類のみから構成されているため厚さの変化が著しい。
岩相 : 輝石安山岩熔岩・変質輝石安山岩熔岩 [ ← これら２岩は Kl ] ・ 同質の凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・火山角礫岩および凝灰岩 [ ← これら４岩は Kt ] を主とし， 玄武岩熔岩 [ Kb ] ， ときに酸性火山砕屑岩を挾んでいる。 これら火山岩類には， 山内層の火山岩類と同程度に著しく変質されているものから， [ 後述する ] 新山安山岩 [ An1 ] でみられるように殆んど変質されていないものまである。 安山岩熔岩は青緑色～晴青色， やや斑状～斑状， 緻密， 堅硬であって， 自破砕熔岩となっていることがある。 厚さは数 m～30 m， 安山岩火山砕屑岩の薄い挾みの部分を加えると 100 m 以上に達することがある。 安山岩火山砕屑岩は濃緑色～緑色～暗灰色， 拳大（ときに牛頭大）の本質火山岩塊を本質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。 一般的にみて層理は不明瞭であるが， ときに淘汰を受けて明瞭な層理を示す。 玄武岩熔岩は暗青灰色～暗灰色， 緻密， 堅硬で， 板状節理を示し， 三ッ方森 [ ← 本図幅の南隣の矢島図幅地域の北端 ; 大簗の南東方 2 km ? ] の西方の鹿ノ爪層の上部でみられる。
笹井 [ ← 大簗の南方 ; 図幅地域南端 ] の西方でみられる玄武岩熔岩 [ Kb ] は下位の大簗層を貫いている。 岩質からみて鹿ノ爪層上部のものであろう。 本層中に挾まれる酸性火山砕屑岩は [ 後述する ] 畑村層 [ Ht ? ] を構成するものと酷似している。 本岩類 [ Kl ] の代表的岩石は（橄欖石）紫蘇輝石普通輝石安山岩と普通輝石安山岩であって， わずかであるが橄欖石玄武岩 [ Kb ] がある。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
層位関係 : 下位の大簗層を整合に被覆している。
化石 : 本層中から未だ化石が発見されていない。
命名 : 畠山昭（1954）
畑村層は鹿ノ爪層を被覆して本地域南東部に分布し， 主として酸性火山砕屑岩 [ Ht ] からなり， 輝石安山岩火山砕屑岩 [ Ha ] をはさんでいる。
模式地 : [ 本図幅の南隣の矢島図幅地域の北端付近の ] 秋田県 由利郡 東由利町 畑村から 翁台 にいたる間の高瀬川 [ 位置不明 ; 石沢川の支流 ] の沿岸。 本地域内では [ 笹森山の東南東方 5 km の ] 大内町 上川大内 長瀬野 の南方の川沿いなどでよくみられる。
分布および層厚 : 本荘市 滝ノ沢 [ ← 図幅地域南端付近の大簗の西北西方 2.5 km ] の東方の鳥田目断層群の東側地区および， 本荘市と大内町の境界の黒森山 [ ← 笹森山の北方 1.5 km ] から 大小屋 [ ← 笹森山の東南東方 3.5 km ] の南方・ 雪谷又 [ ← 笹森山の東南東方 6 km ] をへて [ 雪谷又の南方 3.5 km の ] 湯ノ沢・ [ 湯ノ沢の南西方 2 km の図幅地域南端の ] 三ッ方森 の西方にいたる地区に分布している。 層厚は 100～200 m であるが， 輝石安山岩を挾むところでは 250 m に達する。
岩相 : 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および砂岩 [ ← これら３岩は Ht ] を主とし， 輝石安山岩凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・火山角礫岩・凝灰岩 [ ← これら４岩は Ha ] ・泥岩 [ ← Ht に含める ] などをともなっている。 酸性火山砕屑岩は緑色～淡緑色， やや軟弱で本質火山礫を有し， 軽石質である。 一般的にみて層理を示す。 砂岩は暗灰色， 細粒～中粒， やや軟弱， 凝灰質であって， 特に本層の中部によく挾まれる。 泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質であって， 本層の中部にごくわずかに挾まれる。 輝石安山岩火山砕屑岩は 拳大（ときに牛頭大）の本質火山岩塊を 本質火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 角礫と基質との境は明瞭であって， あまり変質されていない。 本岩は本層の中部に挾まれている。 ごく少ないが同質 [ = 輝石安山岩質の ] の熔岩 [ ← Ha に含める ] をともなっている。 熔岩のなかには露頭で畑村層を貫いているものもあるが， 本層中に挾まれるものと同岩質であることから， 畑村層の堆積時のものであろう。 なお， 本層中には貧弱な連続性の乏しい亜炭薄層 [ ← Ht に含める ] を挾んでいる。 本層中の輝石安山岩の代表的岩石は 紫蘇輝石普通輝石安山岩と普通輝石安山岩であって， 鏡下でみると次の通りである。
層位関係 : 下位の鹿ノ爪層を整合に被覆している。
化石 : 本層に属する砂岩・泥岩および ときに酸性凝灰岩中から 珪化木や 比較的保存の良い台島型植物化石を産する。 畠山（1954）によれば第 5 表の通りである。
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本岩は本地域の南東部の [ 鹿ノ爪の東方 1 km 弱の位置の ] 大荒沢川の上流などに分布し， 0.5 × 1.5 km2 の大きさの貫入岩体である。 暗灰色～灰色， 斑状で， 斜長石・石英および角閃石の斑晶が点在している。 岩質および層位関係などからみて， おそらく畑村層の堆積時に貫入したものであろう。 本岩の代表的岩石を鏡下でみると， 次の通りである。
命名 : 大塚弥之助（1936）が高瀬川層（村山， 1934）の上部を「須郷田凝灰質泥質砂岩層」と呼んだ。 そのご， 片山勝（1941）によって須郷田層と命名された。
須郷田層は畑村層を被覆して本地域の南東部に分布し， 主として砂岩からなる。
模式地 : [ 本図幅の南東隣の浅舞図幅地域内の ] 秋田県 由利郡 東由利町 須郷田付近。 本地域内では [ 笹森山の東南東方 5 km の ] 大内町 上川大内 長瀬野の西方の川沿いでよくみられる。
分布および層厚 : [ 笹森山の北北東方 3.5 km の ] 大内町 長根山 の南西方から [ 長根山の南東方 3.5 km の ] 代内 の南西方・ [ 代内の南方 1.5 km の ] 大小屋・ [ 大小屋の東北東方 2 km の ] 揚ノ上 ・ [ 揚ノ上の南南東方 2.5 km の ] 小羽広 をへて [ 小羽広の南南西方 2.5 km 弱の ] 滝 から [ 本図幅南端の ] 本荘市 三ッ方森にいたる地区に分布している。 層厚は 100～200 m である。 本層に対比される権現山層 [ Gm ] が 500 m 以上の層厚に達するのにくらべてごく薄い。 西黒沢期の堆積盆の周縁部にあたり， 砂岩， 礫岩などの粗粒堆積物からなる。
岩相 : 須郷田層は砂岩を主とし， 礫岩， まれに泥岩および酸性凝灰岩を挾んでいる。 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， 層理明瞭である。 全体的にみて上部では細粒， 下部に行くに従い中粒から粗粒となり， 本層の下半部には粗粒で礫質のものが多い。 ときに斜層理を示す（第 11 図）。 礫岩は淘汰が悪く乱堆積を示し， 下位層から由来した大小様々な円礫～半円礫を有し， 礫とその充填物との凝結度は一般的にみてよくない。 礫岩は上述の砂岩と互層をなし， 本層の下半部に多い。 泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質であって， 本層の下半部に薄層として挾まれる。 酸性凝灰岩は淡緑色， やや軟弱， 軽石質， ときに火山礫を有し， 本層の下部のものは畑村層のものと酷似する。 ごく少ない。
層位関係 : 下位の畑村層を整合（一部不整合）に被覆する。 両層との境界付近で漸移することが多いが， 一部では畑村層の酸性凝灰岩の侵食面を基底礫岩が被覆し， 不整合関係を示す（第 12 図）。
化石 : 本層中から海棲貝化石および植物化石を豊富に産し， まれに珪化木がみとめられる。 貝化石は第 6 表に示す。 また， 植物化石については第 7 表および第 8 表に示す。
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命名 : 藤岡一男（1967）
権現山層は本地域北部の新第三系の最下位を占めて， 不動ノ滝背斜の地区にほぼ N - S に細長く分布している。 主として泥岩からなる。
模式地 : 秋田県 由利郡 岩城町 権現山付近一帯
分布および層厚 : 北隣の羽後 和田地域の福ノ俣沢の上流から本地域内の虻川の上流および 駒泣 峠をへて権現山にいたる地区に分布している。 試掘井のデータによれば， [ 図幅地域北東隅付近の ] 羽後 亀田駅の南方の地下にも広く分布していることが確認されている。 層厚は模式地において 450 m 内外であるが， 試掘井のデータによれば [ 羽後 亀田駅付近では ] 500 m 以上の層厚に達すると考えられる。
岩相 : 権現山層は主として泥岩からなり， 酸性凝灰岩を挾有している。 泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， 無層理， ときに硬質である。 黄鉄鉱粒を普遍的に含み， 薄く延びたパッチ状～レンズ状の軽石を有する。 また， 球状～レンズ状の石灰質～苦灰質団塊がしばしば含まれている。 酸性凝灰岩は淡緑色～淡灰色， 細粒～中粒， ときに砂質ないし泥質であって， しばしば団塊を有する。 上述の泥岩中に薄層として挾有されている。 本層の層序について詳しくみると， 下位から上位に向って次のように重なっている。 層厚の総計は 450 m 内外である。
不動ノ滝背斜の軸部付近および本層と女川層との境界付近の泥岩は， 粗粒玄武岩の岩床および岩脈の迸入により熱変質を受けている。
層位関係 : 権現山層の下位層が露出していないので不明である。 権現山層が泥岩を主としているのに対し， 須郷田層は砂岩を主としていて， 両層は同時異相の関係にある。
化石 : 本層中には有孔虫化石を豊富に産する。 第 9 表に示すように浮遊性， 底棲ともに種類にとむ。 底棲有孔虫では石灰質殻を有するものが個体数として優勢である。 Globorotalia perioheroacuta， G. peripheroronda， G. praemenardii， G. scitula， G. mayeri， Globoquadrina altispira などを含み， 西黒沢階の後期の Globorotalia peripheroacuta - G. scitula gigantea 帯（米谷盛ほか， 1972）に対比される。 底棲有孔虫は大部分が深海性で， 砂質有孔虫も混じえ停滞水域の環境を示している。
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命名 : 古くは男鹿半島に模式的に発達する珪質頁岩に対して大橋良一（1918， MS）・外山四郎（1925）が「女川珪質頁岩層」， 大橋良一（1930）が「女川珪質頁岩」と呼んだ。 その後， 千谷好之助（1930）によって女川層と命名された。
女川層は須郷田層および権現山層を被覆して本地域内の各地区に分布している。 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， 本地域内では大内町 上川大内 岩野目沢から揚ノ上間の川沿いでよくみられる。
分布および層厚 : [ 図幅地域北端・海岸から 4 km の ] 岩城町 高城山から下蛇田をへて宮田の南方にいたる亀田背斜地区， 同町 上蛇田から菖蒲田・徳沢をへて新沢およびその北方にいたる不動ノ滝背斜地区， [ 笹森山の北北東方 4.5 km の ] 及位 から大倉沢の東方・二タ又・南の股の東方をへて [ 図幅地域南端・東西中央付近の ] 館 の東方にいたる鳥田目断層群の西方地区および [ 笹森山の北北東方 3.5 km の ] 大内町 長根山から 代内 をへて芋野沢の南方にいたる地区に分布している。 試掘井のデータによれば， 本地域内北西部の松ヶ崎町の南方の地下深度 2,000～3,000 m に潜在している。 上記の所は北由利 衝上断層群の西方に位置し， 特に地下深く沈んでいる。 北由利 衝上断層群の東方では比較的浅い深度 0～1,000 m に潜在している。 本地域内南西部でも多数の試掘井のデータがあるが， 船川層までで， 女川層まで達していない。 しかし， 船川層の地下深度から推定して， 女川層の地下深度は北由利 衝上断層群の西方では 2,500～4,500 m， 東方では 1,000～2,000 m と考えられる。 層厚は 350～600 m である。 上記の地表に露出している地区では 350～500 m であるが， 本地域内西部の本荘平野の地下では 500～600 m と考えられる。 女川層の最大の層厚は横手市付近であって， 800 m 以上に達する（第 13 図）。
岩相 : 女川層は主として硬質泥岩からなり， 全地域にわたって酸性凝灰岩を挾む（第 14 図）。 大小の泥灰岩（石灰質～苦灰質）の団塊を有する。 ときに砂岩を挾み， 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 15 図）。 本地域東部では女川層の基底に顕著な海緑石砂岩の発達がみられる。
硬質泥岩は珪質で， 非常に明瞭な板状層理を有し， 凝灰質砂岩および酸性凝灰岩を挾む。 この板状層理は数 cm 単位で頻繁に繰り返す白黒の単状構造による。 黒色部は暗灰色～帯褐灰色の緻密， 堅硬な泥岩および珪質の頁岩からなる。 珪質の頁岩は非常に微細な葉理を示し， ときに無葉理の燧石レンズを挾む。 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 10 cm～5 m で， 数層準に挾まれている。 女川層の上部の船川層との漸移帯には大型， 球状， 苦灰質の泥灰岩の団塊（径 0.2～1.0 m）を含んでいることが多い。 海緑石砂岩は帯緑暗灰色～暗灰色， 厚さ 0.3～1.0 m であって， 本層の基底部でみられる。 海緑石は須郷田層の最上部の凝灰質砂岩中にも， また， 上記の基底部の海緑石砂岩の上位にも散点的に含まれる。
本地域内の女川層の堆積時には別項で述べる薬師山玄武岩 [ Bs ] ・ 二タ又 流紋岩を構成する火山岩類 [ Ry ] および [ 馬場目粗粒玄武岩層（Do）の ? ] 粗粒玄武岩の岩床と岩脈が噴出している。
層位関係 : 下位の須郷田層とは整合である。 須郷田層との層位関係は 上川大内 岩野目沢 揚ノ上 [ ← 笹森山の東方 5 km ] から福沢 [ ← 揚ノ上の東方 500 m ] 間の道路沿いと沢沿いとでよく観察される（第 16 図）。 須郷田層の最上部の凝灰質細粒砂岩の上に 本層の基底の海緑石砂岩が明瞭に整合に重なっている。
化石 : 女川層中の化石は大型のものが乏しく， 肉眼的にまれに Paliollum peckhami (GABB) が含まれ， 普通に Sagarites chitanii MAKIYAMA および魚鱗が含まれている。 まれに泥灰岩中に鯨とおぼしき骨化石が認められる。 微化石では珪質殻もつを放散虫および珪藻が多い。 放散虫（中世古， 1959）は Larnacantha ? polyacantha 群集に属し， L. ？ polyacantha CAMPBELL et CLARK， L. ？ elliptica NAKASEKO， Spongodiscus spp. が個体数として多いが， 種類は少ないようである。 珪藻も個体数は多い。 Coscinodiscus yabei KANAYA， C. endoi KANAYA， Stephanogonia hanzawae KANAYA， Denticula hustedtii SIMONSEN et KANAYA そのほかを含んでいる。
有孔虫化石は貧困であって， 次の砂質有孔虫を含む（鑑定 : 的場保望）。
このほか， まれに石灰質底棲有孔虫 Globulimina auriculata (BAILEY)， Uvigerina sp. などを含んでいる。 浮遊性有孔虫も Globigerina pachyderma そのほか数種が認められる。 これらの化石からみて， 本層の堆積時は還元的な停滞深海城でつめたい海水に支配されていたものと推測される。
新命名 : 大沢穠・高安泰助・池辺穰・藤岡一男（1977）
薬師山玄武岩は女川層と同時期に活動したもので， 本地域北半部に点々とわずかに分布している。 主として玄武岩火山砕屑岩からなる。
模式地 : 秋田県 由利郡 大内町 及位 [ ← 笹森山の北北東方 4.5 km ] の北西方付近
層厚 : 女川層 [ Om ] 中に挾まれ 0～250 m
岩相 : 玄武岩凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩・火山角礫岩および凝灰岩からなり， 玄武岩熔岩をともなう。 玄武岩火山砕屑岩は暗青色～暗灰色， 火山岩塊および火山礫を多量に有する。 一般に角礫と基質との境は明瞭であり， 両者の膠結度がよくない。 細粒火山砕屑岩はときに明瞭な層厚を示す。 また， 不規則な杏仁状構造がみられる。 代表的岩石は（橄欖石）普通輝石玄武岩である。 代表的な火山岩塊を鏡下でみると， 次の通りである。
層位関係 : 本岩中に女川層に属する硬質泥岩を挾んでいて， 女川層堆積時に噴出したと考えられる。 薬師山玄武岩は秋田地域（藤岡・大沢・高安・池辺， 1977）の 愛染 玄武岩に対比される。
命名 : 井上武（1960）
馬場目粗粒玄武岩は女川層と同時期に活動したもので， 本地域北部から東部にかけて点々と分布している。 大簗層・ 鹿ノ爪層・ 畑村層・ 須郷田層・ 権現山層および女川層を貫く岩脈および岩床であって， 岩体の大きさは幅 1～数 10 m， まれに 100 m 以上， 長さ数 10 m～数 km である。 不規則な形体をなし， 岩脈もしくは岩床をなし， ときに いくつかの枝を出している。 大岩体はおおむね岩床をなす。 例えば， 本地域北部の新沢 [ ← 笹森山の北北東方 7 km ] の北方の大岩体はほぼ権現山層と女川層との境に沿って笹入した迸入岩床であって， 最大幅 150 m， 長さ 2.5 km 以上である。 地質図から小岩体はほとんど省略した。
馬場目粗粒玄武岩は黒青色～緑青色， 粗粒， 風化を受けた部分ではしばしば特徴的な玉葱状構造を示す。 迸入面にほぼ垂直な柱状節理および平行な板状節理がよくみられる。 本岩の代表的岩石は 橄欖石普通輝石粗粒玄武岩・橄欖石粗粒玄武岩および普通輝石粗粒玄武岩である。 代表的な岩石を鏡下でみると， 次の通りである。
新命名 : 大沢穠・高安泰助・池辺穰・藤岡一男（1977）
二タ又流紋岩は女川層と同時期に活動したもので， 本地域中央部に分布し， 流紋岩熔岩からなる。
模式地 : 秋田県 本荘市 赤田 二タ又の東方の沢沿い付近
層厚 : 女川層 [ Om ] 中に挾まれ 0～250 m である。
岩相 : 流紋岩熔岩からなる。 本熔岩は帯褐灰色～灰白色で， 斜長石および石英の斑晶が点在している。 １つの岩体の中でこれら斑晶の量の増減が著しく， 一般的にみて石英が少なく， 斜長石が目立つ。 石基は一般に微晶質ないし隠微晶質であるが， 真珠岩の部分もある。 また， 流状構造および球顆状構造を示すことがある。 本熔岩は熔岩円頂丘をなす。 三角点 404.7 高地と黒森山との中間の山は 東からみると典型的な熔岩円頂丘地形をとどめている。 二タ又流紋岩の岩体の周縁部では岩脈をなす。 [ 笹森山の南南西方 3.5 km の ] 竜馬山 は女川層を貫く流紋岩岩脈からなる。
命名 : 男鹿半島で大橋良一（1918， MS）・外山四郎（1925）が「船川黒色頁岩層」と呼んだ。 そのご， 千谷好之助（1930）によって船川層と命名された。
船川層は女川層を被覆して本地域の各地区に分布している。 主として暗灰色泥岩 [ Fm ] からなる。 船川層は女川層と同様に秋田油田 第三系の代表的地層である。 船川層を構成するものはいわゆる「黒色頁岩（black shale）」， 女川層のものは「硬質頁岩（hard shale）」と呼ばれている。
模式地 : 秋田県 男鹿半島の南岸の船川付近一帯。 本地域では大内町 下川大内 中帳 [ ← 中張 ? ; 笹森山の北方 7.5 km ] の東方および南東方などでよくみられる。
分布および層厚 : 本地域北西部をしめる岩城町 亀田から大内町 岩谷 [ ← 亀田の南方 5 km 強 ; 芋川の北岸 ] の北方をへて本荘市 石脇 [ ← 亀田の南南西方 11 km ; 子吉川の北岸 ] にいたる広い地区， 本地域中部の大内町 大倉沢 [ ← 笹森山の北西方 4.5 km ] から 二タ又 をへて 館 [ ← 図幅地域南端・東西中央付近 ] にいたる鳥田目断層群の西方地区および本地域北東部をしめる大内町 下川大内 [ ← 笹森山の北方 6 km ] 一帯から上川大内 小栗山 [ ← 笹森山の東南東方 5 km ] にいたる広い地区に分布している。 試掘井のデータによれば， 船川層は本地域西部の日本海沿岸地区の地下にも広く分布している。 上記の所では， 北由利 衝上断層群の西方では特に地下深く沈んでいて， 地下深度 1,000～2,500 m に潜在している。 東方では急に浅くなり， 地下深度 0～1,000 m に分布する。 また， 本地域西部の本荘平野でも地下に広く分布し， 大局的にみて西方に行くに従いより深く沈んでいて， 地下深度 500～1,000 m である。 北由利 衝上断層群がとおると推定される地区以西では地下深度 1,000～2,000 m， 日本海沿岸沿いでは 2,500～3,000 m もしくはそれ以上に深く潜在していると考えられる。
層厚は 400～1,200 m である。 上記の地表に露出している地区の大部分では 400～600 m である。 試掘井のデータによれば， 本地域西部の日本海沿岸地区， 特に北由利 衝上断層群以西では層厚 600～1,000 m， 未確認であるが恐らく 1,000 m 以上に達すると推定される [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域の北東部の堀切・葛岡・中田代・小栗山の一帯でも特に厚く， 層厚 800～1,200 m である。 船川層の最大の層厚は本地域外の [ 本図幅の東隣の大曲図幅地域内の ] 大曲市の西方から和田盆地付近であって， 1,600 m である（第 18 図）。
岩相 : 船川層は主として暗灰色泥岩 [ Fm ] からなり， 酸性凝灰岩 [ t1 ] およびところにより砂岩 [ Fm ] を挾んでいる（第 19 図）。 暗灰色泥岩は塊状， 無層理で， 粘土質ないしシルト質である。 新鮮な部分は黒色～暗灰色であるが， 風化すると灰白色～黄白色となり， 5～10 cm の不規則な塊状， または 2～3 cm のもろい小角片に割れる。 その露出面は硫黄状粉末におおわれていることがある。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱で軽石質， ときに砂質である。 厚さ数 10 cm～5 m， ときに地域的に厚さを増し 50 m 以上に達する。 薄いものまで含めると 10 数層準に挾まれる。 地質図にはそのうちで比較的厚いもので， 特に連続性のある数層準のもののみ記入した。 船川層の上部では泥岩も灰色（天徳寺岩相）味を強く帯びている。 船川層の下部では大型， 球状の泥灰岩の団塊を含んでいる。
本地域内の船川層の堆積時には別項で述べる新山安山岩 [ An1 ] を構成する火山岩類が噴出している。
層位関係 : 下位の女川層と整合である。 女川層とは漸移関係を示し， 女川層の上部の硬軟互層をへて船川層の暗灰色泥岩となる。
化石 : 大型化石に乏しく， まれに軟体動物化石を認めるにすぎない。 海綿の Sagarites chitanii MAKIYAMA は比較的普通に含まれている。 放散虫や珪藻化石は女川層にくらべると少ないが， これに反して， 有孔虫化石は多くなる。 船川層は有孔虫では Martinottiella - Cyclammina zone で代表され， さらに下部は Spirosigmoilinella compressa zonule， 上部は Globulimina auriculata - Martinottiella communis - Cyclammina japonica zonule とに区別される。 日本海大陸棚では３分して， 上部が Haplophragmaides subgrobosum - Uvigerina akitaensis zonule， 中部が Cyclammina japonica - Martinottiella communis zonule， そして下部が Spirosigmoilinella compressa zonule とされているところがある。 全般的に浮遊性は寒流系， 底棲は砂質有孔虫が優勢である。 船川層の有孔虫化石を第 10 表に示す。
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新命名 : 大沢穠・高安泰助・池辺穰・藤岡一男（1977）
新山安山岩 [ 以下の [注] 参照 ] は船川層と同時期に活動したもので， 本地域の西半部に点々に分布している。 安山岩火山砕屑岩を主とする。
模式地 : 本地域内では本荘市 石脇 新山公園 [ ← 笹森山の西方 10 km 強 ; 子吉川の北岸 ] 付近でよくみられる。
層厚 : 0～200 m [ 以下の [注] 参照 ]
岩相 : 安山岩凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， ときに集塊岩および熔岩をともなう。 これら安山岩火山砕屑岩は拳大（ときに牛頭大）の暗灰色， 斑状， ガラス質， 新鮮な本質火山岩塊および ときに火山弾を 本質火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 一般に角礫と基質との境は明瞭である。 細粒火山砕屑岩および 船川層に属する暗灰色泥岩を挾有するところでは明瞭な層理を示す。 本岩類の代表的な岩石は角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩と紫蘇輝石普通輝石安山岩であって， 次いで橄欖石紫蘇輝石普通輝石安山岩である。 代表的な火山岩塊を鏡下でみると次の通りである。
上記の岩石の化学成分は次の通りである（分析者 : 倉沢一）。
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層位関係 : 本岩は船川層中に挾まれ， 船川層の堆積時に噴出したと考えられる。 新山安山岩は秋田地域（藤岡・大沢・高安・池辺， 1977）の 爼山 火山岩類に対比される。
命名 : 大村一蔵（1926）。 そのご， 渡辺久吉（1932）によって「天徳寺灰色頁岩」， 大塚弥之助（1936）により「天徳寺砂質頁岩層」と呼ばれた。
天徳寺層は船川層を被覆して本地域の西部・中部および北東端部に分布し， 主としてシルト岩からなる。 本層は女川層と船川層が広域斉一相を呈するのにくらべ， その堆積相が極めて変化にとんでいる。 砂岩を特徴とする桂根相 [ Tk ] と呼ばれる異常堆積相が本層の下部に発達し， 天徳寺層の主体を構成するシルト岩を主とするシルト相（天徳寺相 [ Ts ] ）と著しい対照を示す。
模式地 : [ 本図幅の北北隣の秋田図幅地域内の ] 秋田市 天徳寺付近。 本地域内では本荘市 親川 [ ← 笹森山の西北西方 12 km 強 ; 日本海沿岸 ] および 長者 屋布 [ ← 笹森山の西方 6 km 強 ] の東方の沢などでみられるが， 露出がよくない。
分布および層厚 : 天徳寺層は本地域の 西部 [ ← 北西部 ? ] の松ヶ崎町から親川をへて 三川 [ ← 笹森山の西北西方 12 km 強 ; 日本海沿岸 ] にいたる日本海沿岸沿いの地区， 中部の大谷 [ ← 笹森山の北西方 9 km ] から福山 [ ← 笹森山の西方 7 km ] ・ 金山 [ ← 笹森山の南西方 6.5 km ] をへて宮沢 [ ← 笹森山の南南西方 7 km ] にいたる本荘平野の東方の丘陵地区および北東端部の熊ノ沢 [ ← 笹森山の北方 10 km 弱 ] から中俣 [ ← 笹森山の北北東方 8 km 強 ] をへて [ 図幅地域北東隅付近の ] 八木山 峠にいたる和田盆地南方の地区に分布している。 試掘井のデータによれば， 天徳寺層は本荘平野の地下深度 70～100 m から 2,000 m にいたる間に分布している。 地下では日本海沿岸沿いの地区と本荘平野の東方の丘陵地区の本層は連続している。 層厚は 400～1,500 m である。 日本海沿岸沿いの地区では， 試掘井のデータによれば層厚 600～1,500 m であって， 北由利 衝上断層群を境として西方に向って急激に厚さを増す。 すなわち， 以東では 600～800 m， この断層群のとおるところでは 800～1,100 m， 以西では 1,100～1,500 m である 。 本荘平野の東方の丘陵地区では 400～800 m であって， 西方に向ってゆるやかに厚くなっている。 試掘井のデータによれば， 本荘平野から西方の砂丘堆積物におおわれる日本海沿いの地区では 上述の地区と同じ傾向を示し， 北由利 衝上断層群のとおる付近を境として西方に向って急激に厚さを増している。 すなわち， 以東では 600～800 m， この断層群のとおるところでは 800～1,200 m， 以西では 1,200～1,500 m である [ ← 先の記述と食い違っている（「1,100 m」が「1,200 m」になっている） ] 。 [ 図幅地域北東部の ] 和田盆地の南方の地区では 400～800 m であり， 北隣の羽後 和田地域内では最大層厚 1,000 m に達する（第 20 図および第 21 図）。
岩相 : 天徳寺層は主としてシルト岩からなるが， 岩質により下位から， 砂岩および礫岩を主とする桂根相， シルト岩・砂岩および酸性凝灰岩からなる互層相および シルト岩を主とするシルト岩相 [ 以下の [注] 参照 ] とからなる。
命名 : 上床国夫（1922）・大村一蔵（1928）， そのご， 渡辺久吉（1932）により「桂根互層」， 村山賢一（1933）によって「桂根（砂岩および頁岩）層」と呼ばれた。
桂根相は砂岩および礫岩を主とし， 酸性凝灰岩およびシルト岩を挾んでいる。 層厚は 0～500 m である。 砂岩は暗灰色～青灰色， 中粒～粗粒， 軟弱， しばしば斜層理を示す。 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， しばしば斜層理を示す。 このような砂岩および礫岩が数 m の厚さで， 酸性凝灰岩とシルト岩を挾みながら何枚も繰返して， 全体として数 100 m の層厚に達している。 このような乱堆積を示す粗粒砕屑岩は乱泥流によって運ばれたものとみられるが， これらの間に挾まれるシルト岩は軽石片を有し， 安定堆積を示している。 深海ないし半深海の海底に堆積したものとみられる。 乱堆積も部分的に分級が行なわれ， 単状層理が生じているが， 一般に連続性に乏しい。 含まれている有孔虫は殻が破砕されたり磨耗している。
互層相は中粒～粗粒の砂岩と暗灰色のシルト岩との互層からなり， 桂根相とシルト岩相との漸移部にあたる。 層厚は 0～300 m であって， ところによっては互層相を欠き， 桂根相をシルト岩相が整合に被覆している（第 22 図）。
天徳寺層の大部分はシルト岩相からなり， 本相はシルト岩 [ Ts ] を主とし， 酸性凝灰岩 [ t2 ] を挾んでいる。 シルト岩は青灰色～暗灰色， 軟弱， 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。 まれに砂質で， やや粗粒となる。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 厚さは数 10 cm～3 m での薄層をなし， よく連続する。 層厚は 500～1,100 m である。
層位関係 : 下位の船川層と整合関係を示すことがあるが， 桂根相のみられるところでは不整合をなす。 桂根相は下位の船川層から急変的に堆積物が変わる。 基底部は乱堆積をなす含礫粗粒砂岩および礫岩からなり， 下位層の凸凹面を不整合におおっている。
化石 : 船川層に比較して全般的に化石が多くなり， 肉眼的にもよく識別される。 軟体動物化石としては， 桂根相の砂岩および礫岩中に頻海性の貝化石がしばしば含まれる（第 11 表）。 海綿化石の Sagarites chitanii MAKIYAMA は本層の下部および中部から産する。 下部から上部に行くに従い少なくなり， 上部では全く認められない。 このほか， ウニの Linthia nipponica YOSHIWARA がしばしば含まれる。
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Saccela sp.
Nucunana pernula (YOKOYAMA) Yoldia thraciaeformis (STOPER) Acila gottschei (BÖHM) Lucinoma annulata (REEVE) Clinocardium ciliatum (FABRICIUS) Thracia kakumana (YOKOYAMA) Mactra sp. Umbonium sp. Nassarius sp. |
有孔虫化石は一般に多い。 桂根相中のものは PF - NF 帯として扱われ， 砂岩および礫岩中のものは殻が著しく破損または磨耗している。 泥質の岩石には砂質・石灰質有孔虫が正常な状態で含まれている。 浮遊性有孔虫は一般的な Gbobigerina pachyderma (EHRENBERG)， G. bulloides d'ORBIGNY などのほかに， 暖流系の Globrotalia inflata group および Orbulina universa group が出現し， 示準化石として使われる。 底棲砂質有孔虫は天徳寺層の桂根相およびシルト岩相の下部に含まれ， 船川層に続いて同様な堆積環境を示すが， 石灰質有孔虫が多くなる。 日本海地域では， 本層上部のシルト岩相にも しばしば砂質有孔虫が含まれる。 底棲石灰質有孔虫は種類も個体数も多くなる。 有孔虫による天徳寺層の分帯が次のように試みられる。
本地域北東端部から北隣の羽後 和田地域東部にいたる 和田盆地における天徳寺層の有孔虫分帯は次の通りである。
下部では砂質の Martinottiella communis のほかに M. nodulosa， Haplophragmoides が含まれ， 石灰質の Bolivineta quadrilatera および Dentalina などが共産する。 上部では砂質有孔虫が消滅し， 深海～半深海の Augulogerina kokozuraensis， Epistominella pulchella， Cassidulina norcrossi， C. subglobasa 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。
本地域西部から北隣の羽後 和田地域西部にいたる 日本海沿岸地域の天徳寺層の有孔虫分帯は次の通りである。
天徳寺層の有孔虫化石を第 12 表および第 13 表に示す。
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新命名 : 大沢穠・高安泰助・池辺穰・藤岡一男（1977）
福山安山岩は天徳寺層と同時期に活動したもので， 本地域西部に点々とわずかに露出している。 安山岩熔岩および同質火山砕屑岩からなる。
模式地 : 秋田県 本荘市 福山 [ ← 笹森山の西方 7 km ] 付近の石切場
層厚 : 天徳寺層中に挾まれ， 0～150 m 以上である。 南内越 SK-１試掘井 [ ← 笹森山の西南西方 7 km ] などのデータによれば， 層厚は 200～500 m， ときに 1,000 m [ 以下の [注] 参照 ] 以上に達する。
岩相 : 安山岩熔岩・同質凝灰角礫岩および火山角礫岩を主とし， 火山礫凝灰岩および凝灰岩をともなう。 安山岩熔岩は暗灰色， 斑状， ガラス質， 新鮮で， 自破砕熔岩となっていることがある。 柱状節理を示す。 安山岩火山砕屑岩は拳大（ときに牛頭大）の暗灰色， 斑状， ガラス質， 新鮮な火山岩塊および火山礫を多量に有する。 角礫と基質との境は明瞭であって， 膠結度がよくない。 本岩類の代表的岩石は角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩である。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
上記の岩石の化学成分は次の通りである（分析者 : 倉沢一）。
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新命名 : 大沢穠・高安泰助・池辺穰・藤岡一男（1977）
長者屋布石英安山岩は天徳寺層と同時期に活動したもので， 本地域西部にわずかに分布している。 石英安山岩熔岩からなる。
模式地 : 秋田県 本荘市 福山 長老屋布 [ ← 笹森山の西方 6 km 強 ] の南方の沢沿い付近
層厚 : 天徳寺層中に挾まれ， 0～50 m 以上である。 付近に試掘井のデータがないため， 正確にわからない。
岩相 : 石英安山岩熔岩からなる。 熔岩は灰色～灰白色， 斑状， 新鮮で， 石英・角閃石および黒雲母の斑晶が点在している。 本岩の代表的な岩石は黒雲母角閃石石英安山岩である。 代表的な熔岩を鏡下でみると次の通りである。
層位関係 : 本岩は天徳寺層の上部に挾まれ， 天徳寺層の堆積時の末期に噴出したと考えられる。 長者屋布石英安山岩は秋田地域（藤岡・大沢・高安・池辺， 1977）の 羽黒山 石英安山岩に対比される。
命名 : 大村一蔵（1928）。 そのご， 渡辺久吉（1932）によって「笹岡砂質頁岩」と呼ばれた。 本層は藤岡一男・高安泰助・的場保望・佐々木詔雄（1969）によって再定義された。
笹岡層は天徳寺層を被覆して本地域南西部に分布していて， 主として砂岩からなる。
模式地 : [ 本図幅の北北隣の秋田図幅地域内の ] 秋田市 笹岡付近。 本地域内では本荘市 土谷 [ ← 笹森山の西南西方 8 km ; 子吉川の東岸 ] の東方一帯でよく見られる。
分布および層厚 : 笹岡層は土谷・ [ 土谷の南南東方 2.5 km 弱の ] 館前 ・ [ 館前の南南東方 1.5 km の ] 万願寺・ [ 万願寺の西北西方 3.5 km の ] 薬師堂・ [ 薬師堂の南方 3 km の ] 葛法 などの本荘平野の周縁部に分布している。 試掘井のデータによれば， 本荘平野の地下では大局的にみてほぼ NS 方向の背斜構造があり， 本層の下位にくる天徳寺層が分布している。 層厚は 200～500 m であって， 大局的にみて西方に行くに従い厚くなる。 本荘平野の東方では 200～300 m， 西方では 300～500 m である。 笹岡層の最大層厚は 秋田市から本荘市にいたる地域の西方数 km の日本海の地下で 800 m 以上に達する（第 23 図）。
岩相 : 笹岡層は砂岩 [ Ss ] を主とし， シルト岩・礫岩 [ ← これら２岩は Ss ] および酸性凝灰岩 [ t3 ] をともなう。 砂岩は暗灰色， 細粒， 軟弱， しばしば斜層理を示す。 凝灰質・粘土質および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， ときに砂質である。 礫岩は下位層から由来する大小の礫を有し， 分級淘汰は悪く， 軟弱である。 本層の基底部でみられ， 連続性に乏しい。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 2～3 の層準でみられる。 本層の基底部の酸性凝灰岩は厚さ 3 m 以内で， 比較的よく連続している．
層位関係 : 下位の天徳寺層とは整合（一部不整合）である。
化石 : 天徳寺層以下の各層に普通にみられた 海綿 Sagarites chitanii MAKIYAMA および底棲砂質有孔虫化石はみとめられない。 本層中には普遍的な貝化石を多産し， 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 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。 特に多産する本荘市 万願寺のものを第 14 表に示した。 本層は底棲石灰質有孔虫に富んでいる（第 15 表）。 有孔虫組成は天徳寺層とほぼ同様である。
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命名 : 三土知芳（1937）
西目層は笹岡層を被覆して本地域南西部に分布していて， 主として砂岩からなる。
模式地 : 秋田県 由利郡 西目村であって， 本地域内では [ 図幅地域南西隅の ] 西目村 西目川沿いおよびその東方丘陵でみられる。
層厚 : 50～100 m
岩相 : 砂岩を主とし， 礫および泥炭を挾んでいる。 砂岩は暗灰色～灰白色， 細粒～中粒， すこぶる軟弱， 弱凝固であって， ときに凝灰質および泥質のものがある。 層厚 1～5 m の礫および砂からなる薄層が基底部および本層の中部などでみられる。 粗悪な泥炭をともない， 灰白灰～白色のすこぶる軟弱な砂質凝灰岩を挾んでいる。
層位関係および化石 : 下位の笹岡層の侵蝕面をほぼ水平に近い緩傾斜でおおい， 不整合関係を示す。 未だ化石は確認されていない。 湖成堆積物と考えられる。 岩質および下位層との関係などからみて， 男鹿半島の 鮪川 層に対比される。
段丘堆積物は芋川をはじめとする主な河川沿い一帯および丘陵の上に分布していて， 泥・砂および礫からなる。 本荘平野周縁の丘陵上の段丘は開析され連続性に乏しく， 一部については地質図から省略した。 本地域東半部の 小関川 [ ← 権現山の東方の下川 大内付近を東流し, 権現山の南東方で芋川に注ぐ ] ・芋川およびその支流などに沿って段丘がよく発達し保大されている。 段丘堆積物の厚さは 10 m 以内であって， ときに 20 m 以上に達する。 地形上からみて， 少くとも 3～5 面の段丘に分けられる。
泥炭を挾む礫・砂および泥からなる堆積物が， 本地域西部の日本海沿いの 三川 [ ← 子吉川の河口の北方 3 km ] の北西方の砂丘堆積物の下位， および本荘平野周縁の笹岡層・西目層などからなる丘陵上に分布している。 ごく小面積であるので地質図から省略した。 この堆積物は秋田県 男鹿半島の 潟西 層に対比されるものであるかもしれない。
日本海沿岸に沿って飛砂が海岸丘陵をおおい， 南北につらなっている。 北部では東へ 0.5～1.3 km， 南部では東へ 1.1～3.0 km 侵入し， 最高 121 m の高さまで達している。 この飛砂は北西季節風により海岸から長い年月をかけて少しづつ陸内に運ばれたもので， 粒径（0.25～10.00 mm で， 0.25～0.50 mm が約 95 % を占める）および比重（1,085～1,298 で， 1.1 台が最も多い）がほぼ一定している。 下位の地形を埋めているので厚さは不定であるが， 平均 5 m 内外， 最大で 30 m である。 砂丘砂の組成は大部分が石英で， 長石・輝石・角閃石が続き， 鉄鉱・黒雲母・火山ガラスなどが混っている。 下位にくる新第三系の地質層序および地質構造をわかりやすくするために 砂丘堆積物の薄い所は地質図からほとんど省略した。
本荘平野および衣川・小関川・芋川・その支流などの河川流域に沖積層が堆積し， 泥・砂および礫からなる。 芋川・子吉川および石沢川によって形成された本荘平野では広い沖積地がみられる。 衣川・小関川・その支流などの蛇行流域では川の両岸に比較的広し， 沖積地が発達している。
本荘地域西部の日本海沿岸地域は 八橋 油田・土崎 沖 油田・桂根油田・ 勝手 油田などを胚胎する含油構造帯の延長部にあたり， 戦後， 石油会社などにより探鉱されてきた。 [ 本図幅地域の日本海沿岸に ] 小屋川 SK-1D・SK-1aD， 芦川 SK-1D・SK-2D・SK-3・SK-4D， 子吉川 AK-1 など 1,000 m 以上から 2,000 m クラスの試錐井が多数掘られ， 現在は本荘平野の南部で日本鉱業が探鉱中である。 現在での所， 経済的に採算のあうものは発見されていない。 本荘市の西方の海上でも探鉱中で， 将来発見される可能性がある。
秋田県北部の内陸盆地々城では西黒沢階の熔岩円頂丘をなす流紋岩が多数噴出し， これに関係して黒鉱々床が胚胎されている。 しかし， 本地域内の西黒沢階の地層は泥砦・砂岩および礫岩を主とし， 酸性火山岩類はごく少なく， 採算にあう黒鉱々床の発見される見込が薄い。
本地域には [ 図幅地域南東隅付近の ] 滝温泉・ [ 権現山の東方の ] 新沢鉱泉がある。 滝温泉は本地域の南東端の大内町 上川 大内 湯ノ沢に位置し， 本荘駅から定期バスが通っている。 付近の地質は下位から鹿ノ爪層・畑村層および須郷田層からなり， 粗粒玄武岩の岩脈がみられる。 これら地層は大局的にみて N～NE に緩傾斜している。 鹿ノ爪層および畑村層の割れ目にそって噴出した単純硫化水素泉である。 新沢鉱泉は本地域の北西部の大内町 下川 大内 新沢に位置し， 付近の地質は E に傾斜する女川層からなる。 女川層の割れ目にそって噴出した弱食塩泉である。 このほか， 本荘の食塩泉は本荘市がガス井として掘ったが， 天然ガスの噴出量が少なく， 附随水を温泉プールに利用している。 泉源は本荘駅の西約 1 km の小学校の校庭にある [ 佐原（1960）による ] 。
本地域内には本荘市 福山付近・大内町 上川 大内 鹿ノ爪の東方などに石切場がある。 本荘市 福山付近の地質は 天徳寺層シルト岩相に属するシルト岩・ 同時期の福山安山岩および 笹岡層の酸性凝灰岩をともなう砂岩からなる。 福山安山岩は 角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩・同質凝灰角礫岩・火山角礫岩などからなり， このうち熔岩の部分を採石している。 試掘井のデータによれば， 福山安山岩は本荘平野およびその東方の丘陵の地下 0～500 m の深度に潜在しており， 少なくとも 3 km 南方まで確認されている。 大内町 鹿ノ爪の東方では 畑村層に挾まれる安山岩および特にこれを貫ぬく粗粒玄武岩を採石している。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Akita (6) No. 28
By Atsushi ŌZAWA, Taisuke TAKAYASU, Yutaka IKEBE and Kazuo HUZIOKA (Written in 1977)
| Geologic Age | Stratigraphy | Main rock facies | |||
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The Neogene sequence in the mapped area, 3,000 to 5,000m in total thick, is divided into ten formations as shown in Table 1.
The Yamauchi, Ōyana, Ka-no-tsume and Hatamura Formations are composed mainly of volcanic rocks. On the other hand, the other formations consist mainly of sedimentary rocks.
The Yamauchi Formation, the lowermost part of the Neogene, is distributed in the south-eastern part of this area. This formation consists mainly of altered pyroxene andesite lava, volcanic breccia, tuff breccia and lapilli tuff with tuff. Almost all these volcanics show dark greenish purple colour owing to alteration such as chloritization, carbonatization, etc.
The Ōyana Formation conformably, partly unconformably, overlies the Yamauchi Formation, and is distributed in the south-eastern part of the area. This formation consists mainly of acid tuff and lapilli tuff with mudstone and conglomerate. Almost all these volcanics show plae greenish colour. This formation yields fossils of the Aniai-type Flora such as Picea ugoana HUZIOKA, Pinus sp. and Betula sp.
The Ka-no-tsume Formation conformably overlies the Ōyana Formation, and is distributed in the south-eastern part of the area. This formation consists mainly of pyroxene andesite lava, tuff breccia, lapilli tuff, volcanic breccia and tuff with minor amount of acid pyroclastics.
The Hatamura Formation conformably overlies the Ka-no-tsume Formation, and is distributed in the south-eastern part of the area. This formation consists mainly of acid tuff, lapilli tuff and sandstone, intercalated with mudstone and pyroxene andesite pyroclastics. Almost all these volcanics show pale greenish colour. This formation contains the Daijima-type flora and silicified woods.
The Sugota Formation conformably, partly unconformably, overlies the Hatamura Formation, and is distributed in the southern part of the area. This formation consists mainly of sandstone with conglomerate and mudstone, and yeilds the Daijima-type flora and molluscan fossil.
The Gongen-yama Formation, the lower most part of the Neogene in the northern part of the area, consists mainly of mudstone with acid tuff, and includs planktonic and benthic foraminifera. This formation is correlated with the Sugota Formation croping out in the southern part of the area.
The Onna-gawa Formation conformably overlies the Sugota and Gongen-yama Formations, and is widely distributed in the area. This formation is made up mainly of hard mudstone with occasional intercalations of acid tuff and sandstone. The Yakushi-yama Basalts are coeval with the Onna-gawa Formation, and are composed mainly of basalt tuff breccia, lapilli tuff, volcanic breccia and tuff with lava. The Futa-mata Rhyolites erupted at the time of the deposition of the Onna-gawa Formation, and form lava dome.
The Funakawa Formation conformably overlies the Onna-gawa Formation, and crops most extensively out in the area. This formation consists mainly of dark grey mudstone with acid tuff and sandstone. The thickness of this formation is 600 to 1,200 m in the western and north-eastern parts of the area, and 400 to 600 m in the south-western part. This formation abundantly yields foraminifera such as Martinottiella and Cyclammina. The Shinzan Andesites erupted at the time of the deposition of the Funakawa Formation, and are composed mainly of pyroxene andesite tuff breccia, volcanic breccia and lapilli tuff.
The Tentoku-ji Formation conformably, partly unconformably, overlies the Funakawa Formation, and is widely distributed in the area. This formation consists mainly of siltstone with sandstone, acid tuff and conglomerate. The thickness of the formation is 400 to 800 m except in the western part of the area where it attains 800 to 1,500 m. This formation is divided into the following three facies ;
The Fukuyama Andesites are composed mainly of hornblende - pyroxene andesite lava, tuff breccia, and volcanic breccia, and the Chōja-yashiki Dacites are composed of biotite - hornblende dacite lava. These volcanics were formed during the deposition of the Tentoku-ji Formation.
The Sasaoka Formation conformably, partly unconformably, rests on the Tentoku-ji Formation, and is distributed in the south-western part of the area. This formation consists mainly of sandstone intercalated with siltstone, conglomerate and acid tuff, and contains the Onma - Manganjian Fauna including Turritella saishuensis, Yoldia notabilis, Acila insignis, Glycymeris yessoensis, and so on.
The distribution of the Neogene rocks is controlled by the so-called "Oil Field Structure" in the North-eastern Honshu.
The western part of the area is characterized by the intense folds and reverse faults with a general trend of N-S direction. The Kita-yuri Thrust Faults along the coast of the Sea of Japan are a great ones with strike of N. 0°to 10°E. and dip of 50°to 85°E., which extends more than 50 km. Along the Kita-yuri Thrust Faults, the Onna-gawa, Funakawa and Tentoku-ji Formations generally form the overturned folds at some places.
The south-eastern part of the area occupied by the Yamauchi, Ōyama and Ka-no-tsume Formations is characterized by the block faulting. The Toridame Faults are great ones stretching more than 25 km, which has strikes of N. 0°to 30°E. or W. and dip of 60°to 90°E. or W. The Onna-gawa Formations is overturned at some places on the west of this faults.
In the other parts of the area, the Neogene formations form gentle folds, dipping 5°to 30°, locally more than 30°.
The Quaternary is divided as follows ; the Nishi-me Formation, terrace deposits, dune sand and alluvial deposits in ascending order, which are unconformable each other.
The Nishi-me Formation unconformably overlies the Sasaoka Formation, and is narrowly distributed in the south-western part of the area. It is sandstone with gravel and peat.
The terrace deposits are sporadically distributed in the area, and consist of mud, sand and gravel.
The sand dune deposits are distributed along the coast of the Sea of Japan.
The alluvial deposits are widely distributed along the Kōyoshi-gawa and other rivers, and consist of mud, sand and gravel.
The Onna-gawa, Funakawa and Tentoku-ji Formations are economically important because they are oil-bearing sediments. Oil seepages are recognized at some places along the anticlinal axes in the western part of this area.
昭和 52 年 11 月 24 日 印刷 昭和 52 年 11 月 29 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1977, Geological Survey of Japan