地域地質研究報告
５万分の１図幅
秋田（6） 第 39 号
地質調査所 地質部 大沢穠
秋田大学 鉱山学部 大口健志
秋田大学 鉱山学部 高安泰助
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 地形 I.1 西部地区 I.2 東部地区 II. 地質概説 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 断層 II.3.3 褶曲 III. 神室山花崗岩類 IV. 新第三系 IV.1 飯沢層 IV.2 畑村層 IV.3 須郷田層 IV.4 女川層 IV.5 横山デイサイト IV.6 沼館安山岩 IV.7 粗粒玄武岩および玄武岩 IV.8 善徳石英閃緑岩類 IV.9 船川層 V. 第四系 V.1 段丘堆積物 V.2 沖積層 VI. 応用地質 VI.1 野中鉱山 VI.2 石材 文献 Abstract 図版
付図の目次 第 1 図 浅舞図幅地域の地形区分 第 2 図 浅舞図幅地域付近の地質略図 第 3 図 浅舞図幅地域付近の地質構造 第 4 図 浅舞図幅地域の地質構造 第 5 図 秋田油田地域付近の地質断面図 第 6 図 東由利町高薬師山南方槇山林道沿いの阿仁合型植物化石を産する飯沢層の露頭 第 7 図 東由利町松沢付近でみられる畑村層 第 8 図 羽後町蒲倉南方 1.5 km の地点でみられる枕状溶岩 第 9 図 雄物川町水沢南西方でみられる須郷田層 第 10 図 浅舞図幅地域付近の女川層の等層厚線図 第 11 図 雄物川町狼沢西方 1.1 km の道路沿いでみられる女川層の硬質泥岩 第 12 図 東由利町館合付近の石沢川沿いでみられる須郷田層および女川層 第 13 図 東由利町蔵南西方石沢川沿いの女川層を貫ぬく玄武岩の岩脈 第 14 図 浅舞図幅地域付近の船川層の等層厚線図 第 15 図 雄物川町大沢南南西方約 2.0 km の新道路沿いでみられる船川層下部の暗灰色泥岩 第 16 図 雄物川町末館北東方三角点 82.3 m 地点付近の道路沿いでみられる船川層上部の塊状暗灰色泥岩
付表の目次 第 1 表 南隣湯沢図幅地域の新第三系の地質層序 第 2 表 浅舞図幅地域の地質総括表 第 3 表 飯沢層の阿仁合型植物化石（Ⅰ） 第 4 表 飯沢層の阿仁合型植物化石（Ⅱ） 第 5 表 畑村層主部の台島型植物化石 第 6 表 須郷田層主部の動物化石（Ⅰ） 第 7 表 須郷田層主部の動物化石（Ⅱ） 第 8 表 須郷田層主部の動物化石（Ⅲ） 第 9 表 須郷田層主部の有孔虫化石 第 10 表 須郷田層鉢位山泥岩部層の有孔虫化石
図版目次 第 Ⅰ 図版 1 紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅴc 型）の顕微鏡写真 第 Ⅰ 図版 2 紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅴd 型）の顕微鏡写真 第 Ⅱ 図版 1 輝石安山岩溶結凝灰岩の顕微鏡写真 第 Ⅱ 図版 2 同上 第 Ⅲ 図版 1 かんらん石玄武岩（Ⅲb）の顕微鏡写真 第 Ⅲ 図版 2 同上 第 Ⅳ 図版 Desmostylus hesperus japonicus TOKUNAGA ＆ IWASAKI
地域地質研究報告
（昭和 54 年稿）
５万分の１図幅
秋田（6） 第 39 号
浅舞図幅地域の地質研究報告書は 大沢が昭和 47 年までに作成した地質概査図（1 / 50,000）をもととし， 著者らによる昭和 53 年度の野外と室内との調査研究資料， および， 岡本金一・岡崎和彦および森川紳の諸氏の秋田大学 鉱山地質学教室の卒業論文を使用し， 主として大沢がとりまとめた。
浅舞図幅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 地下資源開発研究施設の井上武 教授・ 同学部 鉱山地質学教室の藤岡一男 名誉教授・的場保望 助教授・ 大学院生の佐野尚文・岡本金一・ 4 年生の岡崎和彦および森川紳の諸氏に深甚の謝意を表する。 なお， 資料提供に加え 貴重な助言および協力をいただいた 石油資源開発株式会社 常務取締役の池辺穣 氏に特に感謝する次第である。 また， 金属鉱業事業団の厚意により， 昭和 43 年度 広域調査報告書 和賀 雄物 地域（1970）の 第 11 図の「和賀雄物地域重力編さん図」の原図を使用させて頂いた。 本地質研究報告書を発表するにさいし， [ 地質調査所 ] 所内の佐藤博之および山田直利の各技官から御助言および御教示をいただいた。 また， 本報告書作成にさいし， 所内の小野千恵子 技官の協力をいただいた。 なお， 岩石薄片について， 所内の村上正・安部正治および佐藤芳治の各技官に作っていただいた。 岩石の顕微鏡写真および露頭写真の作成については 正井義郎 技官をわずらわした。
浅舞図幅地域の地形は 女川層の堆積時から船川層の堆積の前までの 院内 構造運動（地質構造の項 [ II.3 地質構造 ] で詳述）によって主として形成された [ 図幅地域東西中央付近を南北に横切る ] 滝ノ沢 太平山 断層群と 飯沢 断層群によって 西部地区と東部地区とに大きく分けられる（第 1 図）。 西部地区は相対的に隆起した地区であり， 東部地区は相対的に沈降した地区である。
西部地区は北北西方にむかって少しずつ低くなる地形をなし， 西半部の北部・西半部の南部および東半部とにさらに細分される。 大局的にみて 西半部は相対的に沈降し， 東半部は相対的に隆起している。
西半部の北部は大部分で定高性を持っていて， ほぼ海抜 150～250 m の高度を有する山稜をなす。 この山稜のあいだを高度 80～120 m を示す石沢川およびその支流が流れている。 起伏量が少なく， 開析を受けた老年期地形を示し， 丘陵をなす。 地質は 主として 須郷田 層 [ Ss ? ] ・ 女川 層 [ Om ? ] および船川層 [ Fm ] からなり， 正規堆積岩を主とする。 ところどころに粗粒玄武岩もしくは玄武岩 [ Do ] からなる岩床もしくは岩脈がみられ， [ 図幅地域北西隅から 3.5 km 南西方の ] 虚空蔵 山 [ 標高 232 m ] で代表されるように 比較的急傾斜の地形を示し 突出している。
西半部の南部は大部分で定高性を持っていて， 南から北にむかって少しずつ低くなる。 ほぼ海抜 200～400 m の高度を有する山稜をなし， この山稜のあいだを高度 120～300 m を示す石沢川およびその支流が流れている。 起伏量は南端部の 畑村 層の 太倉 玄武岩部層 [ Hb ] の分布するところをのぞくと 少なく， 開析を受けた地形を示し， 丘陵をなす。 地質は主として畑村層 [ Ht ? ] および須郷田層 [ Ss ] からなり， 酸性～塩基性火山岩類および正規堆積岩類からなる。 前述した畑村層の太倉玄武岩部層の分布する南端では 比較的急峻な山岳地帯を形成し， 浅舞図幅地域内の最高点の 526 m 高地はここに位置している。 西半部の全体について大局的にみると， 高度の低くなる北方にむかって より上位の岩層が分布している。
東半部は大部分が高度 200 m 以上で， 北から南にむかって浅田山（海抜 442 m）・ 高薬師 山（海抜 438.8 m）・ 三ツ森 山（海抜 412.1 m）・鷹ノ巣山（海抜 384 m）・ 太平山 （海抜 473.9 m）などの山々がつらなっていて， ほぼ海抜 250～450 m の高度を有する山稜をなす。 起伏量は西半部の大部分のところより大きく， また谷密度も小さい。 しかし， 滝ノ沢太平山断層群に接する東端部では比較的急峻な山岳地帯を形成し， 河川も比較的急勾配で山腹に深く切り込んでいる。 このようなことは [ 太平山の東南東方 5 km の ] 羽後町 西馬音内 から田代 [ ← 西馬音内の西方 7.5 km ] にいたる 七曲 峠 [ ← 西馬音内の西方 4 km ] 付近でよくみられる。 七曲峠の東方では約 1.3 km の間で約 200 m の高度差があるのに対し， 西方では約 4.0 km の間で高度差が約 90 m 程度である。 地質は主として飯沢層 [ Ia1 および Ia2（北方のみ） ] ・畑村層 [ Ht ? ] および須郷田層 [ Ss ? ] からなり， 酸性～塩基性火山岩類からなる。
東部地区は東方にむかって少しずつ低くなる地形をなし， 西部と それ以外のところ（横手低地）とにさらに細分される。
西部は大部分が海抜 200 m 以下の高度であって， 定高性をもっている。 ほぼ海抜 100～180 m， まれに 200 m 前後の高度を有する山稜をなし， この山稜のあいだを海抜 50～100 m の河川が流れている。 起伏量はごく少なく， 谷密度が大きい 開析を受けた老年期地形を示し， 丘陵をなす。 地質は主として女川層 [ Ot および Om ] および船川層 [ Fm ] からなり， 正規堆積岩を主とする。 大局的にみて， 高度の低くなる東方にむかって より上位の岩層が分布している。
横手低地は雄物川およびその支流などの谷底平野である。 この沖積層 [ a ] からなる低地はほとんど勾配がないため 雄物川とその支流が相当乱流したらしく， 各所に旧河道がみられる。
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， 本図幅地域の北半部の地質層序， 地質構造， 火成活動などについて初めて明らかになった。 第三系の地質層序について， 下位から高瀬川凝灰岩（院内統）， 女川頁岩および船川頁岩（以上は男鹿島統）などに細分された。 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， それぞれを男鹿半島の 台島 階および 双六 階に対比した。 さらに， 片山（1941）は 高瀬川 [ = 石沢川 ; 以下の [注] 参照 ] の沿岸を調査し， 高瀬川凝灰岩を上部層・中部層および下部層に分け， それぞれを須郷田層・高瀬川層 M2 帯および高瀬川層 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， [ 本図幅の ] 北西隣の本荘図幅地域および西隣の矢島図幅地域において 精度の高い調査が行なわれた。 第三系の地質層序について， 下位から 山内 層（層厚 300 m 以上）・ 大簗 層（層厚 200～350 m）・ 鹿ノ爪 層（層厚 320～400 m）・畑村層（層厚 80～200 m）および須郷田層 (層厚 100～200 m）に分け， 各層の関係は整合であると考えた。 同じ頃に加藤（1949・1951・1952）および KATO（1955）は 横手盆地および新庄盆地の新第三系について 広域にわたり調査した。 横手盆地地域の地質層序について， 下位から 及位 層（層厚 600 m）， それを一部不整合に被覆する院内凝灰岩と 浮蓋 安山岩（層厚 400～500 m）， これらを一部不整合に被覆する須郷田層（層厚 100 m）， さらにこれらを整合に被覆する三井出層（女川層に対比される ; 層厚 70～600 m）などに細分した。
田口（1959・1960）および TAGUCHI（1962）は 須郷田層と 主寝坂 層（ 金山 層の最下部層）とが同層準であることを確証した。 また， KATO（1955）によって院内凝灰岩とよばれたものは 女川階に属することがわかった。 田口は 及位層について 西男鹿階と台島階のものとに分けられることを明らかにした。 田口・谷田（1959）は [ 前記の ] 加藤 [ および KATO ? ] の及位層の中から溶結凝灰岩を発見し， その重要性について論じた。
そのご， 本図幅地域を中心に長期間の地質研究を行なった沓沢（1963）は 次の事を指摘し， 田代不整合と命名した。
高安（1969）は 本図幅地域の北半部から [ 本図幅の ] 北隣の大曲図幅地域の南半部の大曲・大森の西方の山地の地質調査をない， 次のことを明らかにした。 須郷田層について， 従来の須郷田層（浅海成層）に 女川層の下部とされていたシルト岩層（半深海成層）が加えられ， さらに滝ノ沢断層を境として， 東側と西側では堆積環境がことなることが認められる。 従来の女川層を２分し， 下部は須郷田層に入れ， 上部のみを女川層とした。
| 層序 | 模式図 | 岩質 |
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最近， 大沢・大口・高安（1979）は [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域の第三系の地質層序について 第 1 表のようにまとめた。 大沢ほかは， 特に 及位 層（KATO， 1955）について， 下位から上位にむかって 湯ノ沢川 層， 雄勝川 層および同相当層と 大仙山 層および同相当層とに３分した。 最下位の湯ノ沢川層は 変質輝石安山岩溶岩・同質凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 凝灰岩および溶結凝灰岩をともなっている。 模式地での層厚は 300～500 m である。 湯ノ沢川層を構成する火山岩類は 神室山 花崗岩類の中の断層もしくは断裂帯に沿って噴出したもので， NS 方向・NW - SE 方向および NNE - SSW 方向の断層や割れ目に切られ， 地塊化している。 本層 [ = 湯ノ沢川層 ] と上位の雄勝川層との関係は 不整合 [ 以下の [注] 参照 ] である。 なお， 雄勝川層と対比した飯沢層 の中から 阿仁合 型植物化石を産する。
[ 湯沢図幅地域の新第三系の地質層序で ] 著者ら [ = 大沢・大口・高安（1979） ] が指摘した新事実は 溶結凝灰岩の層準についてである。 すなわち， [ 湯沢図幅地域内では ] 下位から湯ノ沢川層， 雄勝川層の南沢溶結凝灰岩部層， 畑村層 [ の清水渕熔結凝灰岩部層 ? ] , および [ 女川層の ] 院内凝灰岩部層（ごく少ない）の４つの層準でみられることである。
次に， [ 大沢・大口・高安（1979）は湯沢図幅地域の第三系の地質構造として ] 院内 構造運動 を提唱した。 院内構造運動とは 女川層の堆積時から船川層の堆積時の前までの院内陥没構造を造った運動であって， 副次的に褶曲構造を形成するが， 多数の断層群による地塊化によって特徴づけられている。 なお， この院内構造運動によって いわゆる「第三紀花崗岩」である 台山 石英閃緑岩類の迸入， 加無山 安山岩の噴出， 朝日森 流紋岩や 月山 流紋岩の溶岩円頂丘群の形成， および 膨大な量（船川層の堆積時前頃は 層厚 600～800 m， ところにより 1,000 m に達していたと推定される）の院内凝灰岩部層の堆積があった。 台山石英閃緑岩類の迸入につづいて， それと関係して 院内 鉱山などの鉱脈型鉱床が形成されたと考えられる。
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浅舞図幅地域は 東北地方の緑色凝灰岩地域に属し， 本図幅地域の地質は 緑色凝灰岩地域特有の新第三系およびこれを被覆する第四系からなる。 本図幅地域の地質を総括して第 2 表に， また， 本図幅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。 なお， 本図幅地域 [ = 浅舞図幅地域だけ ] の地質構造を第 4 図に示す。 なお， 本図幅地域南東部の平野の下に新第三系の基盤をなす 神室山 花崗岩類 [ Gr ] がみられる [ ← 地表での露出はなく， 地質図の断面図にのみ示される ] 。
| 時代 | 層序 | 模式図 | 岩質 | 化石 | 火成活動 | 備考 |
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新第三系は下位から飯沢層・畑村層・須郷田層・女川層および船川層に分けられる。 前３者は いわゆる「緑色凝灰岩」であって， 女川層および船川層は 含油第三系 である。 なお， 女川層の堆積時に 善徳 石英閃緑岩類 [ Qd ] および粗粒玄武岩 [ Do ] が迸入している。
飯沢層 [ Ia1（および Ia2 ?） ] は 新第三系の最下位を占めて， 本図幅地域の [ 東西の ] 中部に分布し， 中性火山岩類を主とする。 層厚は 300～500 m である。 主として（変質）輝石安山岩溶岩・同質凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩からなり， 泥岩 [ Im ? ] を挾んでいる。 本層中から阿仁合型植物化石を産する。 本層は秋田県 男鹿半島の広義の台島層 [ 以下の [注] 参照 ] の下半部および岩手・秋田県境地域の大石層の下部（大沢・舟山・北村， 1971）にほぼ対比される。
畑村層 [ Ht（および Hb， Ha， Hw1～4 ?） ] は飯沢層を整合（一部不整合）に被覆し， 本図幅地域の西半部に分布し， 酸性～中性の火砕岩を主とする。 層厚は 100～400 m であるが， 多くのところで 100～200 m である。 酸性凝灰岩・ 火山礫凝灰岩・ 輝石安山岩凝灰岩・ その火山礫凝灰岩・ かんらん石玄武岩溶岩・ 同質火砕岩および砂岩を主とし， 泥岩・輝石安山岩溶結凝灰岩・酸性溶結凝灰岩， ときに礫岩を挾んでいる [ ← これは畑村層の主部（Ht）? ; それ以外の部層（Hb， Ha， Hw1～4）は ? ] 。 本層中から珪化木および台島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の上半部にほぼ対比される。 本層中の玄武岩は 秋田県 太平山 [ ← 秋田市の北東方 20 km ; 本図幅地域内の太平山ではない ] の周縁地域の 砂子渕 層（井上， 1960）のものと岩質が非常に酷似している [ 以下の [注] 参照 ] 。
須郷田 層 [ Ss， Sc（および Sb， Sm ?） ] は飯沢層および畑村層を整合（一部不整合）に被覆し， 本図幅地域全域に点々と分布し， 砂岩および礫岩を主とする。 層厚は 100～300 m であるが， 大部分のところで ごく薄く， 100～150 m である。 砂岩および礫岩を主とし， 泥岩・酸性凝灰岩・ かんらん石玄武岩溶岩および火砕岩 を挾む [ ← かんらん石玄武岩溶岩および火砕岩は 浮蓋 玄武岩部層（Sb）? ] 。 本図幅地域北東部では泥岩を主とする厚層がみられる [ ← 鉢位山 泥岩部層（Sm）? ] 。 海棲貝化石および有孔虫化石を豊富に産し， 植物化石の破片・珪化木なども産する。 本層は秋田県 男鹿半島の西黒沢層にほぼ対比される。
女川 層 [ Om（および Ot ?） ] は須郷田層を整合に被覆し， 本図幅地域の北西部および中部に分布し， 硬質泥岩を主とする。 層厚は 150～450 m である。 硬質泥岩を主とし， 酸性凝灰岩および砂岩を挾んでいる。 本図幅地域の南東部では 酸性凝灰岩を主とする厚層がみられる [ ← 院内凝灰岩部層（Ot）? ] 。 本層中から Sagarites chitanii MAKIYAMA， 魚鱗， 放散虫および珪藻化石が多いが， 有孔虫化石は少ない。 横山デイサイト [ Da ] は 女川層の堆積時に噴出したもので， 本図幅地域の北西部に分布し， 沼館 安山岩 [ An ] は北東部の横手平野の下に分布している [ ← 地表での露出はなく， 地質図の断面図にのみ示される ] 。 沼館安山岩は主として輝石安山岩火砕岩からなり， 厚さは 0～150 m である。
船川層 [ Fm ] は女川層を整合に被覆し， 本図幅地域の北西部および中部から東部の第四系の地下に分布し， 暗灰色泥岩を主とする。 層厚は 150～400 m である。 主として暗灰色泥岩からなり， 酸性凝灰岩および ところにより砂岩を挾んでいる。 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， 有孔虫が多くなる。
女川層の堆積時に迸入したと考えられる 善徳 石英閃緑岩類 [ Qd ] が 本図幅地域の中部に点々と分布し， 石英閃緑岩・石英閃緑斑岩・文象斑岩などからなる。 また， 女川層の堆積時に迸入した粗粒玄武岩および玄武岩の岩脈や岩床 [ Do ] が 本図幅地域の北西部に点々と分布する。
第四系は段丘堆積物 [ td ] と沖積層 [ a ] に分けられ， 泥・砂および礫からなり， 本図幅地域の東部の横手平野および主な河川に沿って広く分布している。
次に， 隣接地域のデータを加えて， 浅舞図幅地域の構造発達史について考察する [ 以下の [注] 参照 ] 。
中新世の初期， すなわち湯ノ沢川層 [ 以下の [注1] 参照 ] の堆積時（西男鹿期）には [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域で 多量の変質輝石安山岩（いわゆる「変朽安山岩」）溶岩および同質火砕岩の噴出があった。 火山活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。 火山活動の中心部では厚さ 300～500 m の厚い堆積が行なわれ， 本図幅地域の南端部は周縁部と考えられ， 厚さ 200 m 以下であると推定している。 湯ノ沢川層を構成する火山岩類は 神室山花崗岩類 [ 以下の [注2] 参照 ] の中の断層もしくは断裂帯に沿って噴出したものであろう。 噴出様式は溶岩と火砕岩との重なった成層火山であったと考えられる [ 以下の [注3] 参照 ] 。 これらの溶岩などは浅い海底に流れ込み， 一部地区では相対的沈降量より堆積量がまさって陸化し， 溶結凝灰岩を堆積したと考えられる。 湯ノ沢川層の堆積盆の規模は幅 15～20 km， 長さ 50～60 km で， 長軸方向は NNW - SSE であったと推定される。
次の飯沢層の堆積時（広義の台島期の前半）には， 厚さ 300～500 m に達する多量の（変質）輝石安山岩溶岩およ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。 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出する。 隣接地域についてみると， この時期に [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域の中部からその南の羽前 金山地域の北部では， （角閃石）黒雲母デイサイト溶結凝灰岩・ 黒雲母デイサイト凝灰岩および火山礫凝灰岩（厚さ 300 m 前後）を堆積した。 本図幅地域および隣接地域は 大局的にみて 浅い海であったと考えられる。 相対的沈降量より堆積量がまさった一部地区では陸化し， 溶結凝灰岩を堆積したと考えられる。
次の畑村層の堆積時（広義の台島期の後半）には， 酸性から中性の凝灰岩・火山礫凝灰岩を主として堆積し， その間に枕状溶岩を示すかんらん石玄武岩溶岩とその火砕岩を浅海域に流出した。 火山活動の中止時には砂岩， ときに泥岩の薄層を堆積し， 台島型植物化石を多産する。 堆積物の厚さは 薄く， 100～200 m であり， ところにより 400 m に達する。 輝石安山岩溶結凝灰岩や 黒雲母デイサイト溶結凝灰岩を本図幅地域の北部 [ 以下の [注] 参照 ] から [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域の北部で堆積した。 畑村層の堆積時は， 前時期の飯沢層の堆積時と同じく， 浅海域～陸域であったと考えられる。
次の須郷田層の堆積時（西黒沢期）には， 砂岩および礫岩を主とし 泥岩と酸性凝灰岩を挾んでいる厚さ 100～150 m の薄層を堆積した。 一部地区ではかんらん石玄武岩溶岩と同質火砕岩を浅海域に流出した。 礫岩中には須郷田層以前の各層から由来した円礫～半円礫を有している。 本図幅地域内の 現在は飯沢層の分布している地区の大部分は ほとんど堆積せず， 海面上に隆起し， 侵食地を形成していたと考えられる。
須郷田層の堆積時については， 秋田県の南部から岩手県の西部にいたる広域についてみると， 大局的にみて ほぼ東西方向に層厚変化・岩相変化がみられる。 本図幅地域の北北西の羽後 和田図幅地域（藤岡ほか， 1976）および北西の本荘図幅地域（大沢ほか， 1977）についてみると， 不動ノ滝背斜軸部の東方約 0.5 km の地点と 竜馬山 付近の 鳥田目 断層群のとおる地点とを結ぶ南北帯を境として， 大きく層厚および岩相が変化する。 すなわち， 以西では権現山層と呼ばれ， 層厚 500 m 以上ですこぶる厚く， 泥岩を主とする。 以東では須郷田層と呼ばれ， 砂岩および礫岩を主とし， 100～200 m で厚さが薄い。 本図幅地域の東方の川尻図幅地域（大沢ほか， 1971）では 川尻凝灰岩部層と呼ばれ， 同部層は層厚 100～350 m で， 主として流紋岩溶岩・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩からなる。 このように日本海沿岸地域から背梁山脈地域へと層厚および岩相が変化している [ 以下の [注] 参照 ] 。 秋田地方の新第三系の堆積盆についてみると， 実際には [ 1 ] 泥岩を主とする帯， [ 2 ] 砂岩・礫岩を主とする帯， および [ 3 ] 流紋岩溶岩をともなう酸性火砕岩を主とする帯が入りこんでいる。 例えば， 本図幅地域についてみると， ほとんど全域にわたって砂岩・礫岩を主とする帯であるが， 北東部には層厚 100～150 m の泥岩を主とする帯がみられる。 西黒沢期の堆積盆の中心は 日本海沿岸地域にあり， 本図幅地域は堆積盆の周縁部もしくは微沈降地域にあたる。 西黒沢階の底棲有孔虫群は， 陸棚外縁～漸深海（outer shelf～upper bathyal）の環境を示している。 女川層の堆積時に， 本図幅地域の中部に善徳石英閃緑岩類 [ Qd ] が迸入した [ ← これが [ 3 ] 酸性火砕岩を主とする帯 ? ] 。
以上の須郷田層までがいわゆる「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。 秋田油田地域の含油第三系の堆積盆の規模は， 石和田ほか（1977）によれば， 第 5 図でわかるように 日本海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 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。
次の女川層は 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。 本図幅地域では， 南東部の [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域に接する地区で酸性火砕岩を主とするほかは， 全域で主として硬質泥岩からなる。 女川期は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。 女川期には 西黒沢期に比べて 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る。 堆積盆と堆積盆との間には 沈降最が少ないために 堆積物の薄い微沈降地域あるいは微沈降帯が形成された。 本図幅地域の大部分はこの微沈降地域である。 このような地域では 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。 浅舞図幅地域内についてみると， 北東部をのぞく全域は上述の微沈降地域にあたる。 池辺（1962）によれば， 女川期の堆積盆の中心部では層厚が最大 800 m 以上に達するのに対し， 本図幅地域内の大部分では層厚 150～400 m（一部で 450 m）で 比較的薄い。 本図幅地域の南東部から南隣の湯沢図幅地域東半部で 院内凝灰岩部層とよばれる 塊状泥岩・硬質泥岩などを挟む酸性軽石凝灰岩を主体とする厚層を堆積した。 火山活動の中心部と考えられる南隣の湯沢図幅地域の院内地区では厚さ 400～600 m で厚く， 北方に行くに従い薄くなり， 本図幅地域内では 150～200 m で薄い。 本図幅地域の大部分では 酸性凝灰岩および砂岩を挟む硬質泥岩の厚層を海域に堆積した。 なお， [ 本図幅地域の ] 北西部では粗粒玄武岩および玄武岩の岩脈や岩床が多数迸入した。 また， 北東部では輝石安山岩火砕岩が噴出した。
次の船川層は， 最大層厚が 1, 600 m に達する広域斉一岩相の暗灰色泥岩からなる（池辺（1962）; 藤岡ほか（1977））。 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。 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。 女川層と船川層との岩相は わずかな漸移相（硬軟互層）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盆との間には 微沈降地域あるいは微沈降帯が形成された。 浅舞図幅地域内についてみると， 北東部をのぞく全域は上述の微沈降地域にあたる。 池辺（1962）によれば， [ 本図幅の ] 北隣の大曲図幅地域の大曲の西方で最大層厚が 1,500 m に達するのに対し， 本図幅地域の大部分では層厚が 150～400 m で 薄い。 本図幅地域内では酸性凝灰岩および砂岩を挟む暗灰色泥岩を， ところにより 厚さ 200 m 内外の酸性凝灰岩の厚層を堆積した。
女川層および船川層の堆積時をつうじてみると， 秋田油田地域の日本海沿岸沿いの秋田・羽後和田・本荘などの各図幅地域では， 層厚 1,000～1,500 m， ところにより 2,000 m 以上のすこぶる厚い泥岩相を整合に堆積している。 これは 非常に厚い堆積物で， 堆積盆の沈降が著しかったことを示している。 これに対し， 本図幅地域や南隣の湯沢図幅地域などの 大局的にみて堆積盆の微沈降区もしくは周縁部では， 層厚は 500～1,000 m， ところにより 300 m 以下である。 また， 院内凝灰岩部層で代表されるように 凝灰岩相がみられる。 なお， 著者らが院内構造運動（地質構造の項 [ II.3 地質構造 ] で詳述）と呼んだ多数の断層群による地塊化によって特徴づけられている隆起があり， 前述の日本海沿岸地域と対照的である。
船川層の堆積時の後期に始まり， 天徳寺 層の堆積時の初期を主動期とした 出羽変動 （大村（1935）; 藤岡（1968）） [ 以下の [注] 参照 ] によって褶曲と断層を生じた。 本図幅地域内の女川層および船川層中の N - S 性（油田褶曲方向）の褶曲構造が完成された。 天徳寺層および 笹岡 層の堆積時には 浅舞図幅地域は陸化し， 後背地を形成していたと考えられる。
浅舞図幅地域は 東北地方の緑色凝灰岩地域に属し， 色々の時期に形成された褶曲や断層などが重なりあって 現在みられるような複雑な地質構造になっている（第 4 図）。 これらのうち， 須郷田層の堆積時（西黒沢期）以前のものは， 女川層の堆積時から 船川層の堆積時の前頃までに形成された 院内陥没構造に関係した地塊化運動により 切断されたり， 新しい堆積物に被覆されたりして はっきりしないので， 須郷田層の堆積以後について述べる。 主なものは， (1) 須郷田層の堆積時から女川層の堆積時の前までの構造運動（川尻構造運動） [ 以下の [注1] 参照 ] ， (2) 女川層の堆積時から船川層の堆積時の前までの院内陥没構造を造った運動（院内構造運動）， (3) 船川層の堆積時の後期に始まり天徳寺層の堆積時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 層の堆積前に終った出羽変動などがある。 川尻構造運動の影響は 本図幅地域について少なく， 須郷田層のアバット現象や， 滝ノ沢 太平山断層群を境として堆積環境がことなっていること [ 以下の [注2] 参照 ] などにあらわれているのみである。 しかしながら， 広域にみた場合， 川尻構造運動は 東北地方の内陸盆地地域から脊梁山脈地域で著しく， 隆起地区と沈降地区とを生じ， 酸性火山岩類の噴出に関係して大規模な黒鉱鉱床を形成している。 院内構造運動とは， 前述したように 女川層の堆積時から船川層の堆積時の前までの 院内陥没構造を造った運動であって， 副次的に褶曲構造を形成するが， 多数の断層群による地塊化によって特徴づけられている。 [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域では， この院内構造運動によって いわゆる「第三紀花崗岩」である台山石英閃緑岩類（大沢・角， 1961）の迸入， 加無山安山岩の噴出， 朝日森流紋岩や月山流紋岩の溶岩円頂丘群の形成， および膨大な量の院内凝灰岩部層 [ Ot ] の堆積があった。 本図幅地域内の 水沢 菅生 断層群・ 滝ノ沢 太平山 断層群・飯沢断層群・ 山の田 断層群などは 院内構造運動を主形成期とすると考えられる。 出羽変動（藤岡， 1968）とは， 前述したように船川階の後期に始まり 天徳寺階の初期を主動期とした構造運動である。 本図幅地域内の女川層および船川層中の褶曲構造は， この出羽変動によって完成されたと考えられる。
浅舞図幅地域の主な断層は， 西から東にむかって， 茂ノ沢 断層群・水沢 菅生断層群・滝ノ沢 太平山断層群・飯沢断層群および山の田断層群である。
茂ノ沢
断層群 :
[
本図幅の
]
北隣の大曲図幅地域の南西部の
法内
の西方から
[
以下の [注] 参照
]
本図幅地域内の北西部の東由利町
小倉
の東方付近・
虚空蔵
山の北東方・
茂ノ沢の西方をとおり，
久保の東方をへて松沢の南東方にいたる 大局的にみて N - S 性の断層群であって，
走向 N 0～40°W および N 0～20°E を示す多数の断層からなり，
70～90°の急傾斜を示すと考えられる。
西側落ちの断層であって，
見掛上の落差は 50～200 m である。
水沢 菅生 断層群 : 本図幅地域の北端部の大森町 吉ガ沢の西方で 後述する滝ノ沢 太平山断層群から分岐し， 雄物川町 水沢・三ッ森山の西方・東由利町 境の東方・鷹ノ巣山をとおり， 横根峠付近・太平山の西方・羽後町 菅生をへて [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内で飯沢断層群につらなる ほぼ NS 性の断層群であって， 多数の断層からなる。 見掛上の落差は 50～150 m， 最大 250 m である。 ほぼ垂直もしくは急傾斜（70～80°）を示すと考えられる。
滝ノ沢 太平山 断層群 : [ 本図幅の ] 北隣の大曲図幅の中部の滝ノ沢の北東方から木ノ根坂の東方をへて， 本図幅地域の北端部の大森町 吉ガ沢の西方・ 雄物川町 二井山 の西方・ 坂ノ下付近・ 羽後町 七高山 の西方・ 払体 の西方・太平山の東方・七曲峠の東方をとおり， [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内で飯沢断層群につらなる ほぼ NS 性の断層群であって， 多数の NS 性の断層からなり， 多くの EW 性の断層によって切られている。 延長 30 km 以上に達する大断層群である。 見掛上の落差は 50～250 m， ところにより 400 m に達する。 ほぼ垂直もしくは急傾斜（70°）を示すと考えられる。 雄物川町 坂ノ下付近で確認される。 沓沢（1963）によれば 走向 N 5°E， 傾斜 85°E であって 幅 0.8 m の破砕帯がみられる。
飯沢 断層群 : 本図幅地域南部の羽後町 梺 の北方から赤沢をとおり [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内にいたる延長 20 km 以上に達する N - S 性の断層群である。 本図幅地域内では見掛上の落差は少ないが， 南隣の湯沢図幅地域内では 200～400 m に達する。 本断層群は地層の褶曲をともなうことが少なく， 地塊の上下運動を主とする。
山の田 断層群 : 本図幅地域の南部の羽後町 新処 から [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内にいたる延長 22 km 以上に達する断層群である。 本断層群は大局的にみて NNE - SSW 性方向を示す ほぼ垂直もしくはそれに近い急傾斜を示す。 本断層群の見掛上の落差は 本図幅地域内ではほとんどなく 0～50 m である。 しかし， 南隣の湯沢図幅地域内の院内陥没構造の北西側の本断層群の見掛上の落差は大きく， 600～800 m， ところにより 800 m 以上に達する。
浅舞図幅地域の褶曲構造についてみると， 西部では NNE - SSW 性のものが多く， 東部では NNW - SSE 性もしくは NW - SE 性のものが多く， 両地区で対照的である。 本図幅地域の主な褶曲は西から東にむかって 老方 向斜・ 浮蓋 向斜・ 牛ノ沢 向斜・ 二井山 向斜・ 狼沢 背斜および 角間 背斜である。
老方 向斜 : 船川層 [ Fm ] を軸心部に露出する N 0～45°E を示す向斜構造である。 向斜軸は南部てほぼ NE - SE 性であるが， 北部に行くに従い西にふれ， 軸心部付近では NS となる。 両翼とも 5～15°のごくゆるい傾斜を示し， 大局的にみて盆状構造を示している。
浮蓋 向斜 : 須郷田層 [ Ss ] の中の複向斜構造であって， 翼部の傾斜は 5～15°でごくゆるい。 東由利町 浮蓋付近をとおる NS 性の代表的な向斜軸は北方および南方に行くと断層となる。
牛ノ沢 向斜 : 北方に開いた半盆状をなす向斜構造であって， 向斜軸は NNE - SSW 性であって， 軸心部に須郷田層 [ Ss ] を露出している。 両翼とも 5～15°のごくゆるい傾斜を示す。
二井山 向斜 : 女川層 [ Om ] および船川層 [ Fm ] の中の NNW - SSE 性の向斜構造であって， 南方に行くに従い上位の地層が露出している。 両翼の傾斜は 8～15°， ときに 20°であってゆるい。 重力図のデータからみて 雄物川町 大沢の東方では 船川層 [ Fm ] を軸心部に有する盆状構造（長軸の推定方向 NNW - SSE 性）を示すと考えられる。
狼沢 背斜 : 両翼とも 7～10°， ときに 15°以上のごくゆるい傾斜を示す NNW - SSE 性の主として女川層 [ Om ] の中の背斜構造である。 狼沢背斜の [ 南南東方の ] 延長にあたる 谷地新田 の南方に重力で高いところがあり， 本背斜の延長部と推定される。
角間 背斜 : 試掘井のデータによれば 飯沢層の変質輝石安山溶岩 [ Ia1 ] などが分布している。 重力図のデータからみて ほぼ NS 性の背斜構造をなすと考えられ， 翼部の傾斜は重力線の密度からみて 30°もしくはそれ以上と推定される。 １本の試掘井で確認されたのみなので こまかいことがはっきりしないので， ５万分の１地質図の断面図では 角間背斜の付近に断層を書かなかったが， 実際には同じ断面図の太平山付近と同じような地質構造を示すと推定される。
[ 名称 : ] 神室山花崗岩類（大沢ほか（1979））
本岩類は本図幅地域の基盤をなし， 試掘井のデータによれば 本図幅地域の南東部の 角間 付近の地下に分布している [ ← 地表の露出はない ] 。 加納（1966）によると 弱片状花崗閃緑岩からなる。
本図幅地域内の本岩類は 角閃石黒雲母花崗閃緑岩からなる。 本岩は灰白色， 中粒（～粗粒）， 堅硬である。 境下でみると， 主成分鉱物は 斜長石・石英・黒雲母・角閃石・カリ長石からなる。 副成分鉱物として隣灰石・ジルコン・鉄鉱・チタン石などが， 二次鉱物として緑泥石・絹雲母・緑簾石などがみられる。
河野・植田（1966）によれば， [ 本図幅の南南東方の秋ノ宮図幅地域内の ] 秋の宮地区のものについて 97 × 106 年（白亜紀）の K - Ar 年代が測定されている。
[ 名称 : ] 飯沢層（命名 : 大沢ほか（1979））
飯沢 層 [ 以下の [注] 参照 ] は新第三系の最下位を占めて 本図幅地域中部に分布し， 主として（変質）輝石安山岩溶岩および同質火砕岩 [ Ia1 ] からなり， 泥岩 [ Im ] を挾んでいる。
模式地 : [ 本図幅の南隣の湯沢図幅地域内の ] 秋田県 雄勝郡 羽後町 飯沢 岩台 の南東方の沢一帯。 本図幅地域内では [ 図幅地域北西部の高薬師山の南方 2 km 強の ] 東由利町 祝沢 川の流域の一帯でよくみられる。
分布および層厚 : 東由利町 老方の東方から東由利町と雄物用町との町境の三ッ森山にいたる地区から 南方に向ってつらなり， [ 鷹ノ巣山の西北西方 3.5 km の ] 松沢の東方～ [ 三ッ森山の南南東方 5 km 強の ] 坂ノ下の西方の地区をへて， 太平山～七曲峠～ 飯沢 赤沢口 [ ← 図幅地域南端・東西中央付近 ] にいたる地区に分布している。 層厚は 本層より下位の岩層が露出していないので はっきりしない。 [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域のデータを合せ考えると， 層厚は 300～500 m である。
岩相 : 飯沢層は主として （変質）輝石安山岩（溶岩）・同質凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩からなり， 同質凝灰岩・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および泥岩を挾んでいる。 岩質により 主部 [ Ia1（および Im） ] と茂ノ沢安山岩部層 [ Ia2 ] とに分けられる。 両者とも安山岩からなるが， 茂ノ沢安山岩部層を構成するものは 斑状構造が顕著であり， 有色鉱物が少量で， 酸性よりである。 上述の部層 [ = 茂ノ沢安山岩部層 ] は本層の主部の上半部と同時異相である。
主部 [ Ia1 ] は（変質）輝石安山岩溶岩・同質凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 凝灰岩および泥岩 [ Im ] を挾んでいる。 ときに酸性火山礫凝灰岩・凝灰岩および砂岩を挾む。 （変質）輝石安山岩溶岩は 濃緑青色～暗灰色， 斑状のものから斑晶が少なく無斑晶質に近いものまである。 緻密， 堅硬で， 柱状節理を示す。 しばしば自破砕溶岩となる。 ところにより 変質の程度がことなり， 比較的新鮮で紫蘇輝石普通輝石安山岩であることが確認されるものから， 変質著しく おそらく変質輝石安山岩であろうと推定されるものまで色々ある。 多少とも変質されていて 新鮮なものはごく少ない。 同質火砕岩は濃緑色～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塡している。 角礫と基質とはよく膠結されていることが多く， 一般的にみて層理が不明瞭である。 多少とも変質され， 新鮮なものはごく少ない。 まれに淘汰を受けて明瞭な層理を示す。 酸性火砕岩は緑色～淡緑色， やや軟弱で， 火山礫を有す。 薄層として挾まれているが， ごく少ない。 ところにより 畑村層中のものと酷似し， 区別が困難なものがある。 泥岩 [ Im ] は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質， 砂質であって薄層として挾まれる。 （変質）輝石安山岩火山礫凝灰岩・砂岩などと互層をなし， 厚さは 5～20 m， ところにより 20 m 以上である（第 6 図）。
本主部を構成する代表的岩石は 変質輝石安山岩であって， 次いで紫蘇輝石普通輝石安山岩である。 代表的な溶岩および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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上記の岩石の化学組成は次の通りである [ 大沢（1963）; 分析 : 倉沢一 ] 。
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[ 名称 : ] 茂ノ沢安山岩部層（新命名）
茂ノ沢安山岩部層は 輝石安山岩溶岩を主とし， 同質凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩をともなっている。 本部層は東由利町 祝沢・茂ノ沢およびその東方一帯に分布し， 模式地は同町 茂ノ沢の東方である。 層厚は 100～200 m であって， 上述の地区からはなれると薄くなり， ついに消滅する。 輝石安山岩溶岩は暗灰色～灰色， 粗粒， 斑状で 多斑晶質であって， 大型・多量の斜長石および小型・少量の輝石を点在している。 風化すると ざらざらにくずれる性質を有する。 比較的新鮮である。 同質火砕岩は 拳大（ときに牛頭大）の上述の溶岩と同質の火山岩塊を 火山礫を有する凝灰質物質が充塡している。 角礫と基質とは比較的よく膠結されていることが多く， 層理が不明瞭である。 まれに植物破片を有する泥岩の薄層 [ ← これは Im か ? ] を挾んでいる。
本部層を構成する代表的岩石は紫蘇輝石普通輝石安山岩であって， 代表的な溶岩を境下でみると 次の通りである。
層位関係 : 本層 [ = 飯沢層 ] は [ 本図幅の南隣の湯沢図幅地域に分布する ] 湯ノ沢川層をかいて 神室山花崗岩類 [ Gr ] を不整合に被覆していると考えられる。
化石 : 本層 [ = 飯沢層 ] の中の泥岩の薄層 [ Im ? ] の中から第 3 表および第 4 表の阿仁合型植物化石を多産する。
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[ 名称 : ] 畑村層（命名 : 畠山（1954））
畑村層は飯沢層を被覆して 本図幅地域の西半部に広く分布し， 酸性～塩基性火砕岩を主としている。
模式地 : [ 本図幅の西隣の矢島図幅地域内の ] 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 [ = 石沢川 ] 沿岸である。 本図幅地域内では東由利町 須郷田 [ ← 高薬師山の南南西方 5 km 強 ] の南方の石沢川沿い， および羽後町 田代 猿子沢 [ ← 太平山の南南西方 3 km ] 付近でよくみられる。
分布および層厚 : 東由利町 須郷田・ その南方の 黒淵 などから羽後町 軽井沢・ [ その東方の ] 上到米 ・ [ その南方の ] 田代および 下仙道 [ ← 大平山の南西方 5 km 弱 ] などにいたる広い地区に分布している。 ほかに， 東由利町 老方の北東方 [ ← 浅田山の周辺 ] などにも分布する。 層厚は 100～400 m である。 本層の主部 [ Ht ] のみからなる地区では層厚は 100～200 m で薄い。
岩相 : 畑村層は 岩質により 主部 [ Ht ] ・ 太倉 玄武岩部層 [ Hb ] ・ 小倉 溶結凝灰岩部層 [ Hw1 ] ・ 高薬師山 安山岩部層 [ Ha ] ・ 猿子沢 溶結凝灰岩部層 [ Hw2 ] ・ 清水渕 凝灰岩部層 [ Hw3 ] および 善徳 凝灰岩部層 [ Hw4 ] に分けられる。 主部は酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および安山岩火砕岩を主とし， 玄武岩火砕岩・砂岩・泥岩および礫岩を挾んでいる。 太倉玄武岩部層は主部の下部および中部と同時異相であって， かんらん石玄武岩溶岩およびその火砕岩を主とする。 小倉溶結凝灰岩部層は主部の下半部と同時異相であって， 輝石安山岩溶結凝灰岩を主とする。 高薬師山安山岩部層は [ 主部の ] 下部および中部と同時異相であって， 輝石安山岩溶岩を主とする。 猿子沢溶結凝灰宕は主部の中部と同時異相であって， 輝石安山岩溶結凝灰岩を主とする。 清水渕凝灰岩部層は主部の中部および上部と同時異相であって， 黒雲母デイサイト火砕岩を主とする。 善徳凝灰岩部層は主部の上部と同時異相であって， 酸性火砕岩からなる。
主部は酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩・安山岩凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩を主とし， 玄武岩火山礫凝灰岩・凝灰岩・砂岩・泥岩および礫岩を挾んでいる（第 7 図）。
酸性火砕岩は緑色～淡緑色， やや軟弱， 火山礫を有し 軽石質である。 一般に層理は明瞭であって， 本主部の上半部に多くみられるが， 本図幅地域の西部ではところにより 下半部にも多い。 安山岩火砕岩は赤褐色～帯褐緑色～緑色， やや軟弱（ところにより堅硬）， 輝石安山岩火山礫， ときに火山岩塊を有し， 層理が明瞭なことが多い。 一般に角礫と基質との境は明瞭である。 酸性および安山岩火砕岩の中には， まれに， 新第三系の基盤をなす神室山花崗岩類 [ Gr ] に属する角閃石黒雲母花崗閃緑岩の大きさ 5～10 cm， ときに 15 cm 以上の岩片がとりこまれている。 玄武岩火砕岩は後述の大倉玄武岩部層 [ Hb ] の中のものと同じであるが， 主部を構成するほかの岩石と互層をなし， また細粒であるので主部に含めた。 玄武岩火砕岩は下半部に多く， また太倉玄武岩部層の分布する地区に多い。 砂岩は暗灰色， 細粒～中粒， やや軟弱， 凝灰質であって， 上述の各種の火砕岩中に薄層として挾まれ， 非常に凝灰質であって 火砕岩と区別困難なものもある。 泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質である。 砂岩および泥岩は 各種の火砕岩と互層をなし， 薄層（厚さ数 10 cm～数 m）で 連続性に乏しい。 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（径 0.5～15 cm， ときにそれ以上）を有し， 礫とその充塡物との膠結度は一般的にみてよくない。 非常に凝灰質であって， 礫岩と呼ぶよりも含礫凝灰岩もしくは含礫火山礫凝灰岩と呼ぶほうが適当なものが少なくない。
代表的な安山岩凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩の火山岩塊を鏡下でみると 次の通りである。
[ 名称 : ] 太倉玄武岩部層（新命名）
模式地は羽後町 仙道 太倉 [ ← 図幅地域南西隅の東方 4 km ] の南西方 一帯であって， 層厚は 0～150 m である。
太倉玄武岩部層は 玄武岩溶岩・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・凝灰岩をともない， ところにより安山岩火砕岩・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩などを挾んでいる。
玄武岩溶岩は暗青色～暗灰色， 緻密， 堅硬であって， かんらん石斑晶が目立つ。 柱状節理を示す。 自破砕溶岩および枕状溶岩がみられる（第 8 図）。 枕状溶岩に特有の放射状の節理や， 各団塊の間に火山ガラス（パラゴナイト）がみられる。 また， 玄武岩溶岩流が水中を流れたときにできるハイアロクラスタイトがみとめられる。 溶岩は 1～3 枚みとめられる。 各々の厚さは 10-～60 m である。 本図幅地域の南西部では厚く， 厚さ 30～60 m で， 2～3 枚あると考えられる。 本図幅地域の中部の横根峠付近では 1（～2 ?）枚であって， 厚さは 10～40 m, ところにより 50 m 以上である。 玄武岩火砕岩は暗青色～濃緑色～暗灰色， 火山岩塊および火山礫を多量に有し， 一般に角礫と基質との境は明瞭であり 両者の凝結度はよくない。 しばしばスコリアを多量に含むことがある。 角礫の配列が一定方向に並び， また， 細粒火砕岩が分級化され 層理を示すことがある。 そのほかの岩石は主部のもの [ Ht ? ] と同じである。
玄武岩溶岩を境下でみると 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 [ 大沢（1963）; 分析 : 倉沢一 ] 。
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[ 名称 : ] 小倉溶結凝灰岩部層（新命名）
模式地は [ 図幅地域北西隅から東方 3 km 強の ] 東由利町 小倉の東方一帯であって， 層厚は 0～180 m である。
本部層は輝石安山岩溶結凝灰岩を主とし， 同質の凝灰岩および火山礫凝灰岩をともない， ときに酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩を挾んでいる。 輝石安山岩火砕岩は濃緑青色～暗灰色， 緻密， 堅硬であって， 溶結の程度の著しいものから 殆んど溶結されていないものまである。 代表的な溶結凝灰岩は扁平な本質レンズ（厚さ 0.2～1.0 cm， 長さ 1～10 cm， 最大の大きさ 2 × 15 cm）および石質破片を多数含んでいる。 代表的な溶結凝灰岩を鏡下でみると次の通りである。
[ 名称 : ] 高薬師山安山岩部層（新命名）
模式地は東由利町 老方の北東方の高薬師山の西側の斜面一帯であって， 厚さは 0～100 m である。
本部層は輝石安山岩熔岩からなる。 本岩は暗灰色， 繊密， 堅硬， 斑状， 新鮮である。 自破砕溶岩となる。 本岩と同じ岩質の岩石が 付近に分布する畑村層の主部 [ Ht ] 中に角礫としてとりこまれている。 代表的岩石を境下でみると 次の通りである。
[ 名称 : ] 猿子沢溶結凝灰岩部層（新命名）
模式地は羽後町 田代 猿子沢 [ ← 大平山の南南西方 3 km ] の一帯であって， 層厚は 0～100 m [ 以下の [注] 参照 ] である。
本部層は輝石安山岩溶結凝灰岩からなる。 本岩は溶結凝灰岩に特有の扁平な本質レンズおよび石質破片を含み， 黒曜岩レンズが平行に配列したユータキシチック構造を示す。 代表的溶結凝灰岩を境下でみると 次の通りである。
[ 名称 : ] 清水渕凝灰岩部層（命名：大沢ほか（1979））
模式地は [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内の鳥海村 [ 下笹子付近の ] 笹子川沿いの清水渕の付近一帯であって， 層厚は 0～200 m である。 本図幅地域では羽後町 軽井沢川の上流の [ 図幅地域南西隅付近の ] 蒲倉 付近の道路沿いでみられるが， 溶結していない。
本部層は黒雲母デイサイト凝灰岩および火山礫凝灰岩からなり， 黒雲母デイサイト溶結凝灰岩からなる。 黒雲母デイサイト凝灰岩および火山礫凝灰岩は淡緑色～灰白色～白色， 軟弱， 軽石質であって， 黒雲母が点在している。 黒雲母デイサイト溶結凝灰岩は紫褐色～灰白色， 堅硬～やや堅硬， 溶結凝灰岩特有の扁平な本質レンズおよび石質破片を含んでいる。 代表的な溶結凝灰岩を境下でみると 次の通りである。
[ 名称 : ] 善徳凝灰岩部層（新命名）
模式地は東由利町 善徳 [ ← 須郷田の東南東方 4 km ] の西方の沢沿い一帯であって， 層厚は 0～100 m である。
本部層は酸性凝灰岩および溶結凝灰岩からなる。 酸性火砕岩は灰白色， やや軟弱であって， 珪化作用を受けている。 溶結凝灰岩は溶結度が弱い。 善徳石英閃緑岩類 [ Qd ] が付近一帯に迸入しているので， その影響を受けていて， 流紋岩溶岩なのか 凝灰岩なのか がはっきりしないものがある。
層位関係 : [ 畑村層は ] 下位の飯沢層を整合（一部不整合）に被覆すると考えられる。 火山岩相互間の層位関係については， 整合か不整合がはっきりしない点が多く， 不明である。 しかしながら， 飯沢層の中に本層の中の酸性火砕岩と同質のものを挾むこと， および両層間に構造差 [ 以下の [注] 参照 ] がみとめられないことなどから， 沓沢（1963）が指摘しているような大きな不整合（田代不整合）は みつからなかった。
化石 : 本層に属する砂岩および泥岩および酸性凝灰岩の中から 珪化木や 比較的保存の良い台島型植物化石を産する（第 5 表）。 畠山（1954）によれば， [ 畑村層の ] 模式地の東由利町 翁台 の東端の高瀬川 [ = 石沢川 ] の右岸の崖（ [ 本図幅の ] 西隣の矢島図幅地域内）から Metasequoia occidentalis (NEWBERRY) CHANEY [ メタセコイア ] ， Ulmus protoparvifolia HU ＆ CHANEY [ ニレ ] ， Zelkova ungeri (ETT.) KOVATS [ ムカシ ケヤキ ] ， Parrotia fagifolia (UNGER) HEER [ ムカシ ペルシャ マンサク ] ， Liquidamber mioformosa HU et CHANEY [ ? ] および Cfr. Dystylium racemosum S. ＆ Z. [ ? ] を産する。 なお， [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅内の羽後町 泉沢付近のハイアロクラスタイトの中から Balnus（和名 : フジツボ）の海棲動物化石を産する。
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Glyptostrobus europaeus (BRONGN.) HEER
Metasequoia occidentalis (NEWB.) CHANEY Sequoia langsforfli (BRONGN.) HEER Salix sp. Pterocarya asymmetrosa KONNO Alnus miojaponica TANAI Betula sp. Carpinus subjaponica NATHORST C. shimizui TANAI Castanea miomollissima HU et CHANEY Quercus miovariabilis HU et CHANEY Celtis yuriensis HUZIOKA Ulmus longifolia UNGER Zerkova ungeri (ETTINGSHAUSEN) KOVATS Brasenia sp. Magnolia nipponica TANAI Liquidambar nuisinica HU et CHANEY Acer macrosamarum HUZIOKA Alangium aequalifolium (GOEPPERT) KRYSHTOFOVICH et BORSUK Apocynophyllum sp. Viburnum sp. |
須郷田層は飯沢層および畑村層を整合（一部不整合）に被覆して， 本図幅地域全域に点々と分布していて， 主として 砂岩および礫岩 [ Ss ] からなる。
模式地 : 本図幅地域内の東由利町 須郷田付近。 本層に属する 浮蓋 玄武岩部層 [ Sb ] は雄物川町 水沢 [ ← 三ッ森山の北方 2.5 km ] の西方の石切場で， また， 鉢位山 泥岩部層 [ Sm ] は大森町 極楽寺 [ ← 図幅地域北端・東西中央付近 ] の西方などでみられる。
分布および層厚 : 図幅地域の北西地区では 東由利町 桂台 [ ← 図幅地域北西隅の東方 3 km 弱 ] の東方・ 浅田山 [ ← 高薬師山の北方 ; ただし， ここでは Ss ではなく Sc（礫岩）が分布している ] ・ 館合 ～須郷田の付近一帯・ 倉 [ ← 三ッ森山の西方 2 km 弱 ] の南方・ 浮蓋～雄物川町 水沢 [ ← 三ッ森山の北西方～北方 3 km 弱 ] 付近一帯 および 二井山 [ ← 三ッ森山の北東方 2.5 km ] に分布している。 また， 図幅地域の南西地区では 羽後町 軽井沢・ 上到米 ・ 田代および 下仙道 などにも広く分布している。 ほかに， 羽後町 西馬音内 南方にも分布する。 層厚は 100～300 m である。 西黒沢期の堆積盆の周縁部にあたり， 本層の主部のみからなる大部分の地区では層厚 100～150 m で ごく薄く， 砂岩・礫岩などの粗粒堆積物からなる。
岩相 : 須郷田層は砂岩および礫岩を主とし， 泥岩・かんらん石玄武岩溶岩・同質火砕岩・酸性凝灰岩などを挾んでいる。 岩質により 砂岩および礫岩を主とする主部 [ Ss（および Sc） ] と， かんらん石玄武岩溶岩および同質火砕岩を主とする 浮蓋 玄武岩部層 [ Sb ] ， および泥岩を主とする 鉢位山 泥岩部層 [ Sm ] とに分けられる。 浮蓋玄武岩部層は主部の下半部と， 鉢位山泥岩部層は主部の上半部と 同時異相である（第 9 図）。
主部は砂岩および礫岩を主とし， ところにより泥岩および酸性凝灰岩を挾んでいる。 砂岩は暗灰色， 風化すると帯赤褐色を帯び， 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。 礫を有する砂岩と 礫のごく少ない砂岩とが互層し， 明瞭な層理を示す。 ときに植物化石の破片および炭質物を有している。 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る。 ときに斜層理を示す。 礫岩は淘汰が悪く 乱堆積を示し， 神室山花崗岩類 [ Gr ] や下位の各層から由来した大小様々な円礫～半円礫（径 2～30 cm， ときにそれ以上）を有し， 礫とその充塡物との膠結度は一般的にみてよくない。 充塡物は砂質～やや凝灰質である。 礫岩は上述の砂岩と互層をなし， 本層の下半部に多い。 上述したように 主部 [ Ss ] は砂岩および礫岩を主としているが， 礫岩は砂岩にくらべて少量である。 しかし， ところにより 礫岩を主とすることがあり， 例えば 東由利町 老方の北東方の浅田山付近一帯の山稜では ほとんどが膠結度のよくない礫岩 [ Sc ] からなる [ 以下の [注] 参照 ] 。
泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質であって， 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， 畑村層 [ Ht ] の中のものと酷似している。 ベントナイト質のものもある。 [ 酸性凝灰岩は ] 薄層として挾まれ， 少ない。
浮蓋玄武岩部層はかんらん石玄武岩溶岩・集塊岩・火山角礫岩および凝灰角礫岩を主とし， 同質火山礫凝灰岩・砂岩などを挾んでいる。 本部層は 本図幅地域の北部の東由利町 祝沢 [ ← 高薬師山の東南東方 2 km ] から [ その東方 2 km の ] 雄物川町 水沢にいたる地区にわずかに分布している。 層厚は 50～100 m， ところにより 150 m であって， 上述の地区からはなれるに従い薄くなり， ついに消滅する [ 以下の [注] 参照 ] 。
かんらん石玄武岩溶岩は暗青色～暗灰色， 緻密 堅硬であって, かんらん石の斑晶が目立つ。 柱状節理を示す。 自破砕溶岩および枕状溶岩がみられる。 溶岩の厚さは 20 m 以下で， 比較的薄い。 火砕岩は暗青色～暗灰色， 火山弾・火山岩塊および火山礫を多量に有し， 一般に角礫と基質との境は明瞭であって， 両者の膠結度はよくない。 砂岩は本層の主部 [ Ss ] をなす砂岩と同質であって， ごく少量挾まれている。
本部層を構成する代表的な岩石を境下でみると 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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[ 名称 : ] 鉢位山泥岩部層（新命名）
鉢位山泥岩部層は泥岩を主とし， 酸性凝灰岩を挟んでいる。 模式地は [ 本図幅の ] 北隣の大曲図幅地域内の大森町 鉢位山の南方付近一帯であって， 層厚 300 m 以上である。 本図幅地域の北部に分布し， 層厚 100～150 m であって， 南方に行くに従い薄くなり， ついに消滅する。 泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， ときに硬質である。 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 ] とまったく同じであるが， 一般に海緑石を散在することが多い。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， ときに淡緑色， 軟弱， 軽石質で， ベントナイト質のものもある。 泥岩と互層をなすものと 薄層として挾まれるものとがある。
層位関係 : [ 須郷田層は ] 下位の畑村層を整合（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が, 一方， 本層の最下部に基底礫岩を有し， 畑村層を不整合に被覆している。 畑村層をかくところでは， 飯沢層を須郷田層が不整合に被覆している。
化石 : 本層 [ = 須郷田層 ] の主部 [ Ss ] の中から海棲貝化石 [ 以下の [注] 参照 ] （第 6・7・8 表）および有孔虫化石（第 9 表）などを豊富に産し， ほかに台島型植物化石・珪化木などがみられる [ ← これは後に示す沓沢（1963）の植物化石の表のもの ? ] 。
本層の鉢位山泥岩部層 [ Sm ] からは第 10 表に示すような有孔虫化石を産し， 西黒沢階の深海成層を指示している。 また， 暖流系浮遊性有孔虫の産出は少ないが， そのデータ [ = 第 10 表の記載 ? ] によれば 須郷田層の上部にあたるもの [ = 第 9 表に記載されているもの ] と考えられる（BLOW の N ナンバーの 11～12 [ ← 意味不明 ] ）。 なお， 丹（1951）および丹・鹿間（1965）によって， 本層の主部の中から Desmostylus（ [ 巻末の ] 第 Ⅳ 図版）の産出が報告されている [ ← これは後に示す沓沢（1963）の動物化石の表のもの ? ] 。
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Salix sp.
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ヤナギ属
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Cfr. Humulus palaeolupulus SAPORTA Alangium aequalifolium (GOPPERT) KRYSHTOFOVICH et BORSUK Poacites sp. [ サンゴ骨格 ? ] Cyperacites sp. |
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女川層は 須郷田層を被覆して 本図幅地域内の北西部および中部に分布し， 主として硬質泥岩 [ Om ] 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 [ 図幅地域北西部の ] 東由利町 館合 付近の石沢川沿い， および [ 図幅地域北部の東西中央やや東部の ] 雄物川町 二井山 ・ 狼沢 間の道路沿いでよくみられる。
分布および層厚 : 東由利町 法内から老方・館合をへて 田代 [ ← 下小屋の西方 1 km ] の北方にいたる北西部地区， および， 雄物川町 二井山の北方から [ 二井山の東北東方 2.5 km の ] 矢神・ [ 二井山の南方 3.5 km の ] 上法寺の北方をへて羽後町 七高山およびその南方にいたる南北にのびる中部地区に 広く分布している。 なお， 本図幅地域南東部の羽後町 長者森 付近 [ ← 図幅地域南端の山の田断層群の付近 ] および [ 図幅地域南東隅付近の ] 岩崎や [ 本図幅地域の東・南東隣の横手・稲庭図幅地域内の ] 湯沢市々街地の東方などに [ 女川層の院内凝灰岩部層（Ot）が ] わずかに分布している。
層厚は 150～450 m である。 北西部地区では 比較的薄く 150～300 m であって， 館合 の西方ではとくに薄い。 中部地区では 200～450 m である。 二井山・矢神の一帯では 300～450 m， 板ノ下およびその南方付近では 200～300 m， 七高山およびその南方一帯では 250～350 m である。 池辺（1962）によれば， 女川層の最大の層厚は [ 本図幅の東隣の横手図幅地域内の ] 横手市付近および秋田・本荘の西方の日本海であって， 800 m 以上に達する（第 10 図）。
岩相 : 女川層は主として硬質泥岩・酸性軽石凝灰岩からなるが， 岩質により， 硬質泥岩を主とする主部 [ Om ] と酸性軽石凝灰岩からなる 院内 凝灰岩部層 [ Ot ] に分けられる。 後者は主部の下半分と同時異相である。
主部は硬質泥岩を主とし， 全地域にわたって酸性凝灰岩を挾む。 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。 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（第 11 図）。 この板状層理は数 cm 単位で頻繁に繰返す白黒の縞状構造による。 黒色部は暗灰色～帯褐灰色の緻密， 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。 女川層の比較的下部には 大型， 球状～扁平の径 0.2～1.0 m の石灰質～苦灰質の泥灰岩の団塊を有する。 女川層の上部の船川層 [ Fm ] との漸移帯にも 同様の団塊を含んでいることがある。 女川層は上述した硬質泥岩を主体としているが， ほかに 暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質， 層理の発達のよくない泥岩がみられる。 酸性凝灰岩は 灰白色～白色， 細粒～中粒， 軟弱， 軽石質， ときに砂質である。 厚さ数 10 cm， ときに 1 m 以上の薄層が数層挾まれている。 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。 海緑石は上述の基底部より上位にも， また， 本層の下位の須郷田層の上部の凝灰質砂岩中にも散点的に含まれる。 この海緑石砂岩の薄層は 鍵層として役立ち， 広く追跡される。
本地域内の女川層の堆積時には， 別項で述べる横山デイサイト [ Da ; 「IV.5 横山デイサイト」の項参照 ] および粗粒玄武岩の岩床と岩脈 [ Do ; 「IV.7 粗粒玄武岩および玄武岩」の項参照 ] が迸入している。
院内凝灰岩部層は酸性軽石凝灰岩を主とし， 酸性火山礫凝灰岩・塊状泥岩・硬質泥岩， ところにより 少量の安山岩火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩を挾んでいる。 これら酸性火砕岩は水中の乱流堆積物であり， 広義の水中火砕流と考えられる。 本部層は 本図幅地域の南東部に分布し， 層厚は 100～200 m であって， 北方に行くに従い薄くなり， ついに消滅する。 [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内の模式地の院内地区では厚く， 400～600 m である。 酸性火砕岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質であって， ときに黒雲母を有する。 ところにより泥岩と互層をなし， 明瞭な層理を示す。 本図幅地域の南端部の 長者森 付近では珪化作用が著しく， 堅硬となっている。
層位関係 : [ 女川層は ] 下位の須郷田層 [ Ss ] とは整合である。 須郷田層との関係は 東由利町 館合 付近の石沢川沿いでよく観察される（第 12 図）。 須郷田層の最上部の砂岩の上に 女川層に属する硬質泥岩が明瞭に整合に重なっている。
化石 : 女川層は大型化石に乏しく， 有孔虫化石も貧困である。 Sagarites chitanii MAKIYAMA および魚鱗などが含まれている。
[ 名称 : ] 横山デイサイト（新命名）
横山デイサイトは女川層の堆積時に噴出したもの で， 本図幅地域の北西部に分布していて， 紫蘇輝石普通輝石角閃石デイサイト溶岩からなる。
模式地 : 東由利町 老方の南方の横山付近である。
分布および厚さ : 前述の横山付近に分布し， 厚さは 0～50 m である。
岩相 : 本溶岩は暗灰色， 斑状， 新鮮であって， 角閃石および輝石の斑晶が目立つ。 代表的岩石を境下でみると 次の通りである。
[ 名称 : ] 沼館安山岩（新命名）
沼館安山岩は女川層の堆積時に噴出したもの であって， 本図幅地域の北東部の横手平野の地下に分布している [ ← 地表の露出はない ] 。 主として輝石安山岩火砕岩からなる。
模式地 : 雄物川町 沼館付近一帯の地下であって， 同時期で同岩質のものは [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内の院内付近一帯でよくみられる。
分布および厚さ : 試掘井のデータによれば 雄物川町 沼館およびその東方の地下 300～800 m のところに分布している。 厚さは 0～150 m である。
岩相 : 輝石安山岩凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 同質溶岩・凝灰岩・硬質泥岩などを挾んでいる。 輝石安山岩火砕岩は拳大（ときに牛頭大）の暗灰色， 斑状， 緻密， 堅硬， 新鮮な火山岩塊および火山礫を凝灰質物質が充塡している。 一般に角礫と基質との境は明瞭である。 輝石安山岩溶岩は暗灰色， 緻密， 堅硬， 斑状， 新鮮であって， 輝石の斑晶を点在している。 硬質泥岩は薄層として挾まれていて， 女川層を構成するものと同質である。 硬質泥岩は細粒で分級した輝石安山岩火砕岩と互層をなし， 明瞭な層理を示す。 代表的岩石は紫蘇輝石普通輝石安山岩であって， 鏡下でみると次の通りである。
粗粒玄武岩および玄武岩は女川層の堆積時に活動したもの で， 本図幅地域北西部に点々として分布している。 女川層を貫ぬく岩脈および岩床であって， 岩体の大きさは幅が数 10 cm～500 m， 長さが数 10 m～2.5 km である（第 13 図）。
粗粒玄武岩は本図幅地域の西端部から [ 本図幅の ] 西隣の矢島図幅にかけて畑村層・須郷田層および女川層中に迸入していて， 代表的岩石はかんらん石（普通輝石）粗粒玄武岩であって， KONDA（1960）によれば紫蘇輝石粗粒玄武岩が記載されている。 本図幅地域内の主な岩体は， [ 図幅地域北西隅付近の ] 蔵の西方のかんらん石普通輝石玄武岩と 老方の北方の虚空蔵山のものである。 前者は黒青色， やや粗粒， 堅硬， 玉葱状構造を示す。 後者は暗青灰色， 堅硬， 緻密であるが， しばしば多数の球顆を有する。 代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
[ 名称 : ] 善徳石英閃緑岩類（新命名）
善徳石英閃緑岩類は本図幅地域中部に分布し， 石英閃緑岩 [ 以下の [注] 参照 ] ・石英閃緑斑岩・文象斑岩・石英斑岩などからなる。 いわゆる「第三紀花崗岩」と呼ばれているものに属すると考えられる。
模式地 : 東由利町 善徳付近と雄物川町 坂ノ下の西方の本荘街道沿い。
分布および大きさ : 本図幅地域中部の善徳付近・境～坂ノ下間の各地などに分布している。 地表での大きさは善徳岩体で 1.2 × 2.2 km と比較的大きいが， ほかのものは岩脈をなし， 幅は 2～数 10 m， 最大延長が 2.0 km で小さい。 大部分が NNW - SSE 方向を示す。
岩相 : 本図幅地域内では岩体の中心部まで露出していない。 善徳岩体は石英閃緑岩を主とし， 石英斑岩・石英閃緑斑岩などをともなっている。 岩脈をなすものは 石英閃緑斑岩・文象斑岩・石英斑岩などからなる。 本岩類の代表的岩石を境下でみると 次の通りである。
迸入時期 : 本図幅地域内では， 本岩類が畑村層までの各層を貫ぬいていることのほか 迸入時期を決定する証拠はない。 しかしながら， 本岩類と酷似した岩石が [ 本図幅の ] 南隣の湯沢図幅地域内で須郷田層を， また， 南方の大沢図幅地域内の 日正 鉱山付近で女川層の最下部を貫ぬいていること， [ 本図幅の ] 南東隣の稲庭図幅地域の皆瀬川の中流の 三途川 層の基底礫岩の中に女川層の硬質泥岩と一諸に小量の本岩類が礫として含まれている。 このことなどから， 一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が， 確実なところは， 須郷田層（西黒沢層に対比される）の堆積時から船川層の堆積前までの ある時期に迸入したものであろう [ 以下の [注] 参照 ] 。
船川層は 女川層を被覆して 本図幅地域内の北西部および中部に分布し， 主として暗灰色泥岩からなる。 船川層は 女川層と同様に 秋田油田第三系の代表的地層である。 船川層を構成するものはいわゆる「黒色頁岩（black shale）」， 女川層のものは「硬質頁岩（hard shale）」と呼ばれている。
模式地 : 秋田県 男鹿半島の南岸の船川付近一帯で， 本図幅地域内では雄物川町 上法寺付近の沢沿いおよび [ その東方 1.5 km の ] 末館 の北東方の道路沿いでよくみられる。
分布および層厚 : [ 虚空蔵山の西南西方 1.5 km の ] 東由利町 蔵から [ その南方 2.5 km の ] 元鳥山 にいたる北西部地区にわずかに分布するが， 本層の大部分は雄物川町 末館の北方から羽後町 新町・堀内をへて 足田 にいたる南北にのびる中部地区に広く分布している。 なお， 本図幅地域東部の試掘井のデータによれば， 沖積層の下に本層が広く潜在していると考えられる。 本層の層厚は， 上位にくる 天徳寺 層が分布していないので正確にわからないが， 隣接図幅地域のデータをもあわせてみると 150～400 m であろう。 北西部地区では 薄く 150～200 m である。 中部地区では 200～300 m， 沖積層 [ a ] に被覆される東部地区では 300～400 m である。 池辺（1962）によれば， 船川層の最大の層厚は 大曲市の西方から [ その北西方の ] 和田盆地付近であって， 1, 600 m に達する（第 14 図）。
岩相 : 船川層は主として暗灰色泥岩からなり， 酸性凝灰岩 および ところにより砂岩を挾んでいる。 暗灰色泥岩は塊状， 無層理でときに層理を示し， 粘土質ないしシルト質である。 新鮮な部分は黒色～暗灰色であるが 風化すると灰白色～黄白色となり， 5～10 cm の不規則な塊状， または 2～3 cm のもろい小角片に割れる。 その露出面は硫黄状粉末におおわれていることがある。 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱で軽石質， ときに砂質である。 厚さは数 10 cm～5 m， ときに地域的に厚さを増す。 [ 三ッ森山の南東方 4 km の ] 羽後町 大沢の西方の地竹川 [ 読み方不明 ; ちたけがわ ? ] 沿いの本岩は厚さ 20 m 以上であって， 本岩を境として下位の女川層と接する。 薄いものまで含めると数層準に挾まれる。 狩野・上田（1966）の本図幅地域の北東部の試掘井データによれば， 酸性凝灰岩の厚さは 200 m 内外である。 船川層の下部では 大型， 球状の泥灰岩の団塊を含んでいる。 本層の下半部ではよく層理を示すが， 上半部では壁状をなし無層理であることが多い（第 15 図および第 16 図）。
層位関係 : 下位の女川層 [ Om（および Ot ?） ] 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。 本層と女川層との境付近では しばしば比較的厚い酸性凝灰岩が発達しており， この酸性凝灰岩から本層とした。
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 Sagaritas chitanii MAKIYAMA は比較的普通に含まれる。 放散虫や珪藻化石は 女川層にくらべると少ないが， これに反して有孔虫化石は多くなる。
段丘堆積物は 石沢川と同川支流の法内川・祝沢川・軽井沢川など， および雄物川支流の七滝川・地竹川・西馬音内川などの主な河川沿い一帯に分布していて， 泥・砂および礫からなる。 本図幅地域の西部の石沢川沿い一帯では 2～3 段の段丘が発達している。 東由利町 老方と館合との間の石沢川沿いで 特によくみられる。 段丘堆積物の厚さは 5～10 m， ときに 15 m 以上に達する。上述の石沢川とその支流沿いでよく発達しているのに対して， 雄物川とその支流沿いでは少ない。 新第三系をわかりやすく示すため， 地質図から小面積のものを省略した。
沖積層は 雄物川・皆瀬川・石沢川およびこれらの支流などの河川流域に堆積し， 泥・砂および礫からなる。 本図幅地域の東部には雄物川およびその支流によって形成された沖積層が広く分布している。
浅舞図幅地域の西部の石沢川・法内川・祝沢川・軽井沢川などの流域では [ 冲積層の厚さは ] 比較的薄く， 厚さ 0～30 m， 比較的広く沖積層の分布する流域の中心付近では 50 m 内外に達する。 丘陵地の谷間を埋没して出来た沖積層であるので， ごく薄い場合が多い。
浅舞図幅地域の東部の横手低地は 雄物川・皆瀬川・西馬音内川およびその支流などによって出来た谷底平野である。 この沖積層からなる低地はほとんど勾配がないため 雄物川とその支流が相当乱流したらしく， 各所に旧河道がみられる。 狩野・上田（1966）によれば， 横手盆地内の試掘井で第四系の厚さをみると， 盆地の中央部は勿論， 山側に近いところでも相当の厚さをもっている。 本図幅地域の北東端部の平鹿町 吉田付近では最も厚く 約 220 m であって， 海抜約 -170 m の地点まで沖積層である。 なお， 本図幅地域の南東部の湯沢市 角間付近ではやや薄く 約 120 m であって， 海抜約 -40 m の地点まで沖積層である。 なお， 狩野・上田（1966）によれば， 吉田および角間付近などの第四系は 泥・砂および礫のほかに 植物破片・炭質物および泥炭を挾んでいる。 このような盆地内の厚い第四紀の堆積物の構成内容からみて， 湖成堆積物とみられる。
浅舞図幅地域は 東北地方 緑色凝灰岩地域に特有の新第三系が分布しているが， この種の地域に特有の金・銀・銅・鉛・亜鉛を含む金属鉱床は殆んど発見されておらず， 本図幅地域の南端部の羽後町 野中の南方に野中鉱山があるのみである。 なお， 飯沢層の [ 茂ノ沢安山岩部層（Ia2）? の ] 輝石安山岩溶岩 および 須郷田層の [ 浮蓋玄武岩部層（Sb）? の ] かんらん石玄武岩溶岩は 2～3 のところで採石している。
本鉱山は浅舞図幅の南端部の羽後町 野中の南方 0.8 km 付近に位置し， 交通の便がよい。 昭和 53 年現在， 休山中である。 本鉱山付近の地質は， 女川層の院内凝灰岩部層 [ Ot ] に属する酸性軽石凝灰岩および火山礫凝灰岩からなる。 これら酸性火砕岩は灰白色， 珪化され， 黄鉄鉱を点在している。 木下（1944）によれば， 本鉱山の鉱床は 小塊状をなし， 閃亜鉛鉱・方鉛鉱・重晶石および石英の縞状をなすものである。 石英の少ない部分は黒鉱に近似しているが， 成分鉱物が密雑せず 多少分体していて 標式的な黒鉱とはことなる。 閃亜鉛鉱・方鉛鉱および黄鉄鉱を主要鉱物とし， 多少の銀を含有する。 ほかに重晶石および石英を有する。 小塊状黒鉱式鉱床と呼ぶべきものであろう。
本図幅地域には東由利町 茂ノ沢の東方の祝沢川との合流点付近， 雄物川町 水沢付近などに石切場がある。 祝沢川との合流点付近の地質は 飯沢層の主部 [ Ia1 ] の紫蘇輝石普通輝石安山岩溶岩とその火砕岩からなる。 このうちの溶岩の部分を採石していて， 昭和 53 年現在 稼行中である。 水沢付近の地質は 須郷田層の浮蓋玄武岩部層 [ Sb ] に属する かんらん石玄武岩溶岩とその火砕岩と， これらを緩傾斜で被覆する同層の主部 [ Ss ] の砂岩および礫岩からなる。 このうちの溶岩の部分を小規模に採石していたが， 昭和 53 年現在 休業中である。 そのほか， 採石していたところが 2～3 個所 知られているが， ごく小規模であるので省略した。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Akita (6) No. 39
By Atsushi ŌZAWA, Takeshi OHGUCHI and Taisuke TAKAYASU (Written in 1979)
| Geological Age |
Stratigraphy
[ the value in parentheses "()" is the layer thickness ] | ||
| Quaternary | Holocene | Alluvium | |
| Pleistocene | Terrace deposits | ||
| Neogene | Miocene | Funakawa Formation (150 m to 400 m) | |
| Onnagawa Formation (150 m to 450 m) | |||
| Sugōta Formation (100 m to 300 m) | |||
| Hatamura Formation (100 m to 400 m) | |||
| Iizawa Formation (300 m to 500 m) | |||
| Cretaceous | Kamuro-yama Granites | ||
The Pre-Neogene rocks which are latent in underground of the south-eastern part of the area are a part of the Kamuro-yama Granites. The Kamuro-yama Granites in the area are composed of hornblende - biotite granodiorite.
The Neogene rocks, 1,100 m to 1,800 m in total thickness are divided stratigraphically into five formations, that is, Iizawa, Hatamura, Sugōta, Onnagawa and Funakawa Formations as shown in Table 1. The Iizawa and Hatamura Formations are composed mainly of volcanic rocks. On the other hand, the Sugōta, Onnagawa and Funakawa Formations consist mainly of sedimentary rocks.
The Iizawa Formation, the lower-most part of the Neogene, is distributed in the central part of the area. This formation consists mainly of (altered) pyroxene andesite lava and pyroclastic rock with acid tuff and mudstone. Almost all these volcanic rocks show dark greenish to greenish colour. This formation abundantly yields the Aniai-type Flora such as Osmunda tsunemoroensis MATSUO, Picea ugoana HUJIOKA, Thuja sp., Metasequoia occidentalis (NEWB.) CHANEY, Glyptostrobus europaeus (BRONGN) HEER, Celtis sp., Crataegus okamotoi HUZIOKA et KOGA, Cretaegus sugiyamai HUZIOKA et NISHIDA.
The Hatamura Formation conformably, partly unconformably, overlies the Iizawa Formation, and is widely distributed in the western half part of the area. This formation consists mainly of acid tuff, lapilli tuff, andesite pyroclastic rock, basalt lava, its pyroclastic rock, andesite welded tuff and acid welded tuff with andesite lava, sandstone, mudstone and conglomerate. Almost all these volcanic rocks show dark greenish to pale greenish colour. This formation abundantly yields the Daijima-type Flora such as Glyptostrobus europaeus (BRONGN.) HEER, Metasequoia occidentalis (NEWB.) CHANEY, Sequoia langsdorfii (BRONGN.) HEER, Salix sp., Pterocarya asymmetrosa KONNO, Alnus miojaponica TANAI, Betula sp., Carpinus subjaponica NATHORST, C. shimizui TANAI, Castanea miomollissima HU et CHANEY, Quercus miovazriabilis HU et CHANEY, Cetlis yuriensis HUZIOKA, Ulmus longifolia UNGER, Zelkova ungeri (ETTINGSHAUSEN) KOVATS, Brasenia sp., Magnolia nipponica TANAI, Liquidambar miosinica HU et CHANEY, Acer macrosamarum HUZIOKA, Alangium aequalifolium (GOEPPERT) KRYSHTOFOVICH et BORSUK, Apocynophyllum sp. and Viburnum sp.
The sugōta Formation conformably, partly unconformably, overlies the HATAMURA and IIZAWA Formations, and is widely distributed in the area. This formation consists mainly of sandstone and conglomerate with mudstone, basalt lava, its pyroclastic rock, etc., and abundantly yields molluscan fossils and the Daijima-type Flora.
The Onnagawa Formation conformably overlies the Sugōta Formation, and is widely distributed in the north-western and eastern half parts of the area. This formation consists mainly of hard mudstone with acid tuff and sandstone. The Zentoku Quartz Diorites intruded at the time of the deposition of the Onnagawa Formation, and are composed mainly of quartz diorite, quartz diorite porphyry, granophyre, quartz porphyry, etc.
The Funakawa Formation comformably overlies the Onnagawa Formation, and is distributed in the north-western and eastern half parts of the area. This formation consists mainly of dark gray mudstone with acid tuff and sandstone.
The western part of the area which is composed mainly of the Hatamura, Sugōta, Onnagawa and Funakawa Formations is characterized by the gentle folds, which has strikes of N. 0°to 40°E. and dip of 5°to 15°locally more than 20°.
The central part of the area which is composed mainly of the Iizawa, Hatamura and Sugōta Formations is characterized by the block faulting accompanied with the Innai collapse structure. The Neogene formations are cut with the faults with a general trend of N - S direction. The Takinosawa - Taiheizan Faults are a great ones with strike of N. 0°to 20°E. or W. and dips of 70°to 90°E., which extend more than 30 km.
The eastern half part of the area which is composed mainly of the Onnagawa and Funakawa Formations is characterized by the gentle folds, which has strikes of N. 0°to 40°W. and dip of 5°to 15°locally more than 20°.
The Quaternary is divided into two deposits as shown in Table 1. The Terrace deposits are sporadically distributed along rivers, and consist of mud, sand and gravel. The Alluvium is widely distributed in the eastern half part of the area, and consist of mud, sand and gravel.
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昭和 54 年 8 月 21 日 印刷 昭和 54 年 8 月 25 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1979，Geological Survey of Japan