地域地質研究報告
５万分の１図幅
秋田（6） 第 41 号
地質調査所 地質部 大沢穠
宮城教育大学 教授 舟山裕士
東北大学 助教授 北村信
昭和 46 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 基盤岩類 II.3 大荒沢層 II.4 大石層 II.5 小繋沢層 II.6 鈴鴨川層 II.7 綱取層 II.8 第三紀花崗岩質岩類 II.9 黒沢層 II.10 菱内層 II.11 前塚見山酸性火山岩 II.12 花山層 II.13 本畑層 II.14 国見山安山岩 II.15 新期火山噴出物 II.16 扇状地堆積および段丘堆積物 II.17 冲積層 III. 応用地質 III.1 金属鉱床（石膏鉱床を含む） III.2 土畑鉱山 III.3 鷲合森鉱山 III.4 綱取鉱山 III.5 仙人鉱山 III.6 水沢鉱山 III.7 吉倉鉱山 III.8 二又鉱山 III.9 大又鉱山 III.10 卯根倉鉱山 III.11 草井沢鉱山 III.12 睦内鉱山 III.13 山本鉱山 III.14 甲子鉱山 III.15 鷲之巣鉱山 III.16 岩沢鉱山 III.17 温泉 文献 Abstract
地域地質研究報告
５万分の１地質図幅
（昭和 44 年稿）
秋田（6） 第 41 号
川尻地域の５万分の１地質図は， 北村信（1959）の論文に発表された地質図の原図（1 / 50,000）をもととし， 舟山裕士による本地城東部， 北村信による南部 - 南東部， 大沢穠による北西部 - 北部 - 中央部の各地区の未発表資料を使用し， 昭和 41・42 年度 広域調査報告書（竹内常彦ほか， 1967・1969）を参照して， 大沢穠が作成した。 なお， 報文は， 北村信（1959）の論文を参照し， 主として大沢穠が作成した。 本地域の南部， とくに 南本内 川の上流から郡境にかけて， かなり不充分な個所が残ったが， 大沢穠が長期海外出張を命ぜられたので， とり急いで報告をまとめた次第である。 このような事情で， 本報告の内容に不備な点があるとすれば， それはひとえに大沢穠の責任に帰すべきものである。 本報告の第 2 図は 元所員の故 服部富雄博士による 土畑 鉱山 - 卯根倉 鉱山付近一帯の地質図（1 / 10,000）をもととし， 大沢穠が再調査を行ない作成したものである。 なお， 本所の倉沢一技官の厚意により本地域の中新世火山岩の化学成分を第 3 表に示した。 また元所員の大津秀夫博士から現地において， 有益な御教示を賜った。 本地域の調査研究にさいして， 三菱金属鉱業株式会社の本社および 鷲合森 鉱山から， またとくに田中鉱業株式会社の土畑鉱業所から， 地質および鉱床に関する未発表資料を参考にさせていただき， 御教示をいただいた。 とくに感謝する次第である。
本地域の北半部は７万５千分の１「横手」図幅（村山賢一， 1937）として， すでに出版されているが， 本地域が東北 裏日本 緑色凝灰岩地域の標式地であり地質学上重要であること， および， 本邦有数の金属鉱床区の一つであることなどの理由により， 北半部の地域も合わせ調査して， 出版することとなった。
川尻地域は岩手・秋田県境にまたがる脊梁山脈地域に位置し， おおむね壮年期地形を示し， 河川の下刻作用が進んでいる。 山頂や山稜も， おおむねきりたち， 峻嶮である。 細かくみると地形と地質の間にかなりの相関関係があるが， 具体的に地区区分を行なうことは困難である。
基盤岩類および 大荒沢 層からなる本地域の中部よりやや東寄り N - S の細長い地区では， とくに急峻な山岳地帯を形成し， 河川は急勾配の山腹に深く切込み， V 字形の谷を作り， 下刻作用がとくに著しく， 満壮年期の山形を示している。 大荒沢層より上位の新第三系からなる地区では， 河川に沿って所々に緩勾配の斜面があり， 下刻作用もやや弱くなるが， やはり V 字形の急流が多い。 この地区で火山岩の熔岩や第三紀 花崗岩質岩類のある所では突出した地形がみられるが， これは差別侵食の結果であろう。 この差別侵食による顕著な例として， 本地域東部の突出した 前塚見山 酸性火山岩と, なだらかなまわりの 鈴鴨川 層から 本畑 層までの地層とがあげられる。
本地域の南部の山稜には， 新期火山噴出物が分布しているが， 火山地形の開析が進んでいるため， 一部をのぞけば新第三系からなる地区との地形上の差はない。
川尻地域の地質は， 基盤岩類と 東北裏日本 緑色凝灰岩地域に特有の新第三系 およびこれらを被覆している鮮新世～更新世の新期火山噴出物， 第四紀の扇状地堆積物・段丘堆積物および冲積層とからなる。 本地域の地質を総括して第 1 表に示す。
| 時代 | 層序 | 火山活動 | 備考 | ||||||||
| … | |||||||||||
基盤類は本地域のほぼ中部に N - S に細長く分布し， 古生層と， これを貫く新白堊紀の花崗閃緑岩類からなる。
新第三系は， 下位から大荒沢層， 大石層， 小繋沢 層， 鈴鴨川層， 綱取 層（前３者 [ = 小繋沢層・鈴鴨川層・綱取層 ] は同時期）， 黒沢層， 菱内 層（前２者 [ = 黒沢層・菱内層 ] は同時期）， 花山層， 本畑層および 国見山 安山岩に分けられる。
大荒沢層は新第三系の最下位を占めて， 本地域の中部にほぼ N - S に細長く分布し， 変質輝石安山岩熔岩， 同質の火山砕屑岩などからなる。 著しく変質され， いわゆる「変朽安山岩（Propylite）」と呼ばれている。
大石層は大荒沢層を整合に被覆し， 本地域の北西部 - 中部に広く分布している。 下位の大荒沢層が中性の火山岩類を主体としているのに対し， 本層は相当量の堆積岩を挾み， 本層の最上部以外では中性の火山岩類が多いが， 酸性の火山岩類によって特徴づけられている。 大石層は下位から， 下部・中部・上部および最上部に分けられる。
大石層下部は変質安山岩熔岩・輝石安山岩熔岩および同質火山砕屑岩を主とし， ときに泥岩の薄層を挾んでいる。 大石層中部は泥岩・火山砕屑岩などの互層からなる。 大石層上部は輝石安山岩熔岩および同質火山砕屑岩を主とし， 玄武岩熔岩・泥岩・酸性凝灰岩などを挾んでいる。 大石層最上部は， 流紋岩熔岩および酸性火山砕屑岩を主体として泥岩の薄層をまれに挾む部分 （川尻凝灰岩 部層）と， 輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩とを主とする部分 [ 甲子 安山岩 部層 ] とからなる。 大石層中部から有孔虫および海棲貝化石を， 上部および最上部から海棲貝化石を産する。
小繋沢層は大石層を一部不整合・一部整合に被覆し， 本地域の西部に分布する。 主として砂岩および泥岩からなり， 玄武岩火山砕屑岩を挟んでいる。 鈴鴨川層は大石層を一部不整合・一部整合に被覆し， 本地域の東部に分布する。 主として砂岩および泥岩（輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩を伴う）からなる。 綱取層は鈴鴨川層を整合に被覆し， 同じく本地域の東部に分布している。 主として砂岩・泥岩および酸性凝灰岩からなる。 これら各層から海棲貝および有孔虫の化石などを産する。
黒沢層は小繋沢層を不整合（一部整合）に被覆し， 本地域の西部に分布し， 砂岩を主としている。 菱内層は黒沢層と同時期であって， 綱取層を整合に被覆し， 本地域の東部に分布し， 主として砂岩および泥岩からなる。 両層とも海棲貝化石を産する。
花山層は黒沢層を不整合に被覆して， 本地域の西部にわずかに分布する。 おもに砂岩・泥岩および石英安山岩凝灰岩からなる。
本畑層は綱取層および菱内層を不整合に被覆して， 本地域の東部に分布する。 砂岩・礫岩およびシルト岩を主としている。
次に， 隣接地域のデ―タを加えて構造発達史について考察する。
中新世初期， すなわち大荒沢層（秋田県 男鹿半島の 門前 層群にほぼ対比される）の堆積時には， グリーン・タフ変動のうちで最も顕著な断裂帯形成と安山岩の噴出があり， 変質輝石安山岩（いわゆる変朽安山岩 ; Propylite）熔岩と同質火山砕屑岩が形成された。 東隣の黒沢尻地域内の盛岡 - 白河構造線と称される断層帯と， これとほぼ平行した N - S および NNE - SSW 方向の数条の断層も， この時代に形成された [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域内での代表的なものは， 仙人 断層・ 綱取 断層などで， ５万分の１地質図幅に表現しなかったが， 副次的な NE - SW 方向・NW - SE 方向および E - W 方向の断層や裂カが多数ある。 大荒沢層を構成する火山岩類は， これら断層もしくは断裂帯に沿って噴出したものであろう。 噴出様式は第四紀火山と酷似し， 熔岩と火山砕屑岩との重なった成層火山である。 またこれら熔岩は海底に流れ込んだと考えられ， 大荒沢層の堆積は主として海域で行なわれたと推定している。
次の大石層下部（秋田県 男鹿半島の 台島 層にほぼ対比される）の堆積時にも， 引続いて中性の火山砕屑岩を主として堆積したが， 同時に酸性の火山砕屑岩や堆積岩を堆積している。
大石層中部の堆積時になると， 第 1 図でわかるように， 堆積盆内に微沈降地域（相対的隆起地域）と沈降地域が幅 10 km 内外の間かくで生じた。 本地域内の沈降地域の中心部は， 本地域の北西部 - 北部 - 中部（北半部）一帯である。
ここ [ = 第 1 図 ] では泥岩と火山砕屑岩の互層が層厚 300 m にも達している。 この互層は中心部をはなれると， 少しづつ薄くなり， ついに 0 m となる。
引続いて大石層上部の堆積時にも上記のような地域分化があり， 沈降地域では輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩が海域で堆積し， 少量ではあるが玄武岩熔岩と同質火山砕屑岩をも合わせ噴出している。 この沈降地域から微沈降地域に移ると， 例えば本地域中部（南半分）- 南部（北半分）などではついには 0 m となる。
大石層最上部の堆積時（秋田県 男鹿半島の西黒沢層にほぼ対比される）になると， 熔岩円頂丘（Lava dome）を形成する流紋岩熔岩と同質火山砕屑岩 （以上， 川尻凝灰岩 部層）が海域に堆積すると同時に， その南東では輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩が堆積している。 この堆積時にも微沈降地域では薄い酸性火山礫凝灰岩のみとなり， ついには層厚 100 m となる。
以上を要約すると， 大石層の堆積域はほとんど海域と考えられ， 大石層中部の堆積時から沈降地域と微沈降地域とが分化し， 分化は最上部の堆積時まで引続いている。 大石層中部から最上部までの層厚の合計は， 沈降地域では 500～800 m であるのに対し， 微沈降地域ではわずかに 100～300 m である。
大石層最上部の川尻凝灰岩 部層の堆積時の末期から次の小繋沢層の堆積時にかけて， 本地域の基盤岩類・大荒沢層および大石層からなる地区は， 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， 侵食地を形成したと考えられる。 小繋沢層・鈴鴨川層および綱取層の堆積時には， 大荒沢層および大石層の堆積時とことなり， 砂岩および泥岩を主とする正常の砕屑岩を， 本地域の西部および東部の海域に堆積した。 この堆積時に， 堆積盆は西と東に分化していたと考えられる。
次の黒沢層の堆積時には上述の基盤岩類・大荒沢層および大石層からなる地区は， 完全に陸化し， 大きな侵食地を形成したと考えられる。 黒沢層の堆積時にも， 引続いて主として砂岩および泥岩からなる堆積岩が海域に堆積した。
第三紀花崗岩類は， 大石層最上部の川尻凝灰岩 部層の酸性火山岩類と関係した一連の火山 -- 深成作用の一つとして迸入を開始し， ほぼ黒沢層の堆積前に終了したと考えられる。
花山層の堆積時の前には本地域の西部および東部の地区も著しく隆起し， ほとんど陸化したと考えられる。 その後 本地域の北西端に陥没を生じ, 砂岩・泥岩および石英安山岩凝灰岩を主とする湖沼性堆積層である花山層が堆積した。 本地域の東部では， この頃に前塚見山酸性火山岩が噴出した。 次いで， 同じく本地域の東部に砂岩・礫岩およびシルトからなる本畑層が海域に堆積し， 引続いて輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩を主とする国見山安山岩が噴出した。
新第三紀末期から本地域の南部で輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩が噴出し， 第四紀にはいって扇状地堆積物・段丘堆積物および冲積層を堆積した。
川尻地域の地質構造は， 本地域の中部よりやや東寄りに見られる， 基盤岩類と大荒沢層とを背斜軸部にもった， N - S 性方向の一大背斜構造によって特徴づけられている。 この背斜軸部の東側は落差の大きい， 連続性のある仙人断層（N - S 性方向）や その東方の綱取断層（NNE - SSW 性方向）によって切られている。 背斜軸部には， ５万分の１地質図から省略してあるが， 副次的な NE - SW 方向・NW - SE 方向・E - W 方向などの小断層や裂カが多数ある。 背斜軸部をはなれた本図幅地域の東部や西部は N - S 性の褶曲構造によって特徴づけられているが， 上述のような顕著な断層はない。 例えば第 2 図でよくわかるように， N - S もしくは NNE - SSW 方向の背斜軸および向斜軸をもった， 傾斜 10～30°のゆるい波状褶曲が見られ， これら褶曲軸は N または S に ピッチしている [ ← 方向が変化している ? ] 。
基盤岩類は本地域のほぼ中部に南北に細長く分布し， 古生層とこれを貫く花崗閃緑岩類からなる。
古生層は黒色粘板岩（主体）・黒色片岩・緑色片岩・石灰岩などからなり， ほぼ N - S ないし NNW - SSE の走向で， E または W に 50～80°の高角度で傾斜している。
本地域では未だ化石が発見されていないが， 南隣の焼石岳地域の [ 南端部の ] 磐井川 沿岸の 真湯 の西方の石灰岩から Waagenophyllum cfr. indicum (WAAGEN and WENTZEL) （北村信・谷正己， 1953）を産し， 二畳系であることを指示している。
花崗閃緑岩類は角閃石黒雲母花崗閃緑岩を主とし， 花崗岩・石英閃緑岩などからなる。 全体として淡灰色を呈し， 比較的均質， 中粒， 堅硬であって， ときにやや塩基性シュリーレンを有し， 流理構造を示す。 本岩類は多数の流紋岩の岩脈につらぬかれているが， 岩脈は地質図では省略した。 河野義礼・植田良夫（1966）によれば， 湯田ダムサイト [ ← 錦秋 湖の東端 ] の北方 300 m の中粒 角閃石黒雲母花崗閃緑岩の K - A 法 [ ← K - Ar 法 ? ; Potassium – Argon dating ] による絶対年代の測定値は 9,900 万年（新白堊紀前期）である。
大荒沢層（命名 : 井尻正二， 1941）は新第三系の最下位を占めて， 本域の中部にほぼ N - S に細長く分布している。 主として変質輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩からなり， 著しく変質作用を蒙っており， いわゆる「変朽安山岩」と呼ばれている。
模式地 : 岩手県 和賀 郡 湯田町 大荒沢 [ ← 湯田ダム付近 ? ] の和賀川沿岸一帯
層厚 : 100～800 m
本層は層厚の変化が著しく， 湯田ダムサイトの北方では 300～500 m， [ その南方 2 km の ] 仙人山 付近一帯は 100～200 m（ときに 300 m）， [ さらにその南南西方 7.5 km の ] 鷲森山 [ ← 鷲ヶ森 山 ? ] 付近では 600～800 m [ 以下の [注] 参照 ] である。
岩相 : 変質輝石安山岩熔岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩を主とし， 火山角礫岩および凝灰岩を挾有している。 所により最下部に基底礫岩がある。 ごくまれに凝灰質泥岩を挾むことがあるが， 堆積岩を伴わないのが， 本層の特徴である。 変質輝石安山岩熔岩は青緑色 - 暗青色 - 青灰色， やや斑状～斑状， 緻密（一部は多孔質）， 堅硬であって， ときに自破砕熔岩となる。 熔岩全体が自破砕化する場合と， 熔岩の上部のみ自破砕化する場合がある。 また側方に向かって著しく角礫化し， 火山角礫岩および凝灰角礫岩との区別が困難となる。 凝灰角礫岩および火山角礫岩は濃緑色 - 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， 火山岩塊・火山礫と基質とはよく膠結され， 両者の境は変質のため不鮮明になっていることがある。 なお， 上記の岩石中には， しばしば半円礫， ときに完全な円礫を有する。 ときには円礫のみをもつ火山砕屑岩も見られる。 火山礫凝灰岩および凝灰岩は濃緑色 - 緑色， 堅硬， 本質火山礫を有し， 火山礫と基質とはよく膠結され， 両者の分離が困難なものがある。 これら火山砕屑岩は， 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。 泥岩は暗灰色， すこぶる凝灰質で， 厚さ 0.5～3.0 m で連続性が乏しい。
秋葉力ほか（1966）によれば， 大荒沢層は熔岩流あるいはその角礫岩のつみ重なりであり， 熔岩・角礫岩は， 噴出中心地に盛りあがるというよりは， むしろ， 平坦に拡がるものである。 また， 北上線沿線において４枚の熔岩流のつみ重なりをたしかめている。 著者の観察によれば, 鷲森山付近および鷲合森鉱山の坑内では， 熔岩流と火山砕屑岩が緩傾斜で， 全体として層状の拡がりをもって重なっており， 成層火山であることがよくわかる。 ここ [ = 鷲森山付近および鷲合森鉱山の坑内 ] では, これら互層を同岩質の変質輝石安山岩の岩脈が多数つらぬいており， 成層火山の内部構造がよく示されている。 この鷲森山付近は大荒沢層の火山岩類の噴出個所の一つにあたるのではなかろうか。 代表的な熔岩 [ 以下の [注] 参照 ] を鏡下でみると次の通りである。
次に本層中の熔岩の化学成分を第 2 表に示す。
| 試料番号 | 62-Ⅲ-24 | 62-Ⅲ-216 | 62-Ⅲ-202 | 62-Ⅲ-37 |
| SiO2 | 53.32 | 53.97 | 52.85 | 52.30 |
| TiO2 | 0.10 | 0.29 | 0.14 | 0.11 |
| Al2O3 | 17.26 | 17.09 | 17.53 | 17.58 |
| Fe2O3 | 2.08 | 4.68 | 3.67 | 4.52 |
| FeO | 6.89 | 5.46 | 7.23 | 5.23 |
| MnO | 0.09 | 0.13 | 0.11 | 0.15 |
| MgO | 5.76 | 5.57 | 7.22 | 7.01 |
| CaO | 5.01 | 3.28 | 1.37 | 3.00 |
| Na2O | 2.97 | 2.24 | 2.59 | 2.87 |
| K2O | 1.40 | 1.89 | 1.36 | 1.41 |
| P2O5 | 0.07 | 0.11 | 0.05 | 0.08 |
| H2O + | 4.03 | 4.32 | 5.27 | 4.69 |
| H2O - | 1.05 | 0.66 | 0.89 | 0.96 |
| Total | 100.03 | 99.69 | 100.28 | 99.91 |
層位関係 : 本層は基盤岩類を不整合に被覆している。 本層の最下部には， ときに厚さ 0～10 m の基底礫岩を有する。 基底礫岩は古生層・花崗閃緑岩類などの円礫を含んでいる。
化石および堆積環境 : 未だ化石は発見されていないが， 本地域外の秋田・岩手県境付近の桑の木沢 [ ← 本図幅の南隣の焼石岳図幅地域内 ; 秋田県 東成瀬村 ] に発達する凝灰角礫岩から 海棲二枚貝の化石の破片が武藤章（1956）によって採取されている。 熔岩の自破砕化現象のほかに， 岩体の周縁部に 熔岩流が水中で急冷したときに生じたと考えられる 不規則な節理もしくは割れ目を有すること， 火山砕屑岩中の角礫および基質に 水によると考えられる淘汰がみられることなどから推定して， 本層は新第三紀初期における海底火山噴出によって供給された堆積物であろうと考えられる。
大石層（命名 : 井尻正二， 1941）は， 大荒沢層を被覆して， 本地域の中部に広く分布している。 下位の大荒沢層が中性の火山岩類を主体としているのに対し， 本層は相当量の堆積岩を挾み， 酸性の火山岩類によって特徴づけられている。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 大石 [ ← 錦秋湖の南岸 ] の和賀川沿岸一帯
層厚 : 450～1,100 m
大石層は下位から， 下部， 中部， 上部および最上部に分けられ， これら各部間には時間的間隙や構造的差異を示す不整合は認められない。 第 1 表に各部の相互関係 [ 以下の [注] 参照 ] を示す。
なお， 仙人断層以東の本層は， 中部にみられる 岩滑沢 泥岩部層を欠き， 最上部の川尻凝灰岩部層にあたる部分および， 下部と上部を含むものと考えられる。 次に大石層の本地域北部 - 中部の模式柱状図を第 3 図に示す。
大石層下部は， 大荒沢層を被覆して， 本地域の中部にほぼ N - S に細長く分布している。 中性火山岩を主としている。 大鍋沢 安山岩 部層 [ Oa1 ] が含まれる。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 大石駅 [ ← 大石にある国鉄 横黒 線 or 北上線の陸中大石駅 ] の北方の錦秋湖の北岸の国道沿い
層厚 : 100～300 m
岩相 : 中性凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩を主とし， 変質安山岩熔岩・変質石英安山岩熔岩・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩， ときに連続性の乏しい凝灰質泥岩の薄層を挾んでいる。 大荒沢層とは次の点が異なる。 1) 大荒沢層が塩基性安山岩類（変質輝石安山岩）を主としているに対し， 大石層下部は 輝石の少ない（ときに欠く）, やや酸性の安山岩類（変質安山岩・一部石英安山岩）を主とする。 2) 大荒沢層と異なり， 一般に層理がやや明瞭となり， また角礫と基質の膠結はよくない。 3) 大荒沢層はきたならしい濃緑色を示し， 著しく変質されているが， 本層はきれいな緑色～淡緑色を示し， 変質の程度が一段と弱い。
層位関係 : 下位の大荒沢層を整合に被覆する。
化石および堆積環境 : 化石は発見されていないが， 大荒沢層と同じような理由で， 本層は海底火山噴出によって供給された堆積物であろうと推定している。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 南本内 川の支流の大鍋沢 [ ← 鷲ヶ森山の西北西方 4.5 km ]
層厚 : 100～300 m
岩相 : 火山岩類のみからなり， 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩・凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 火山角礫岩と凝灰岩を挾む。 比較的新鮮な部分と変質されている部分とがある。 変質の著しい部分では大荒沢層と酷似し， 区別困難である。 このため， 地質図上で本部層とした地域には， 大荒沢層に属するものが若干混入している可能性がある。
比較的新鮮な代表的岩石を鏡下でみると次の通りである。
本岩の化学成分は第 3 表のとおりである。
| 試料番号 | No. 63036 | No. 63033 | No. 63051 | No. 63117 | No. 63113 | No. 63014 |
| SiO2 | 57.25 | 57.02 | 50.54 | 53.80 | 58.36 | 56.55 |
| TiO2 | 0.84 | 0.90 | 1.08 | 0.92 | 0.69 | 0.97 |
| Al2O3 | 18.85 | 16.82 | 16.41 | 17.86 | 17.24 | 16.70 |
| Fe2O3 | 3.45 | 4.32 | 4.44 | 3.19 | 2.33 | 3.84 |
| FeO | 2.38 | 2.64 | 5.70 | 5.06 | 4.51 | 3.28 |
| MnO | 0.20 | 0.18 | 0.23 | 0.18 | 0.22 | 0.13 |
| MgO | 2.31 | 3.37 | 4.79 | 4.41 | 2.70 | 5.52 |
| CaO | 6.33 | 5.86 | 8.72 | 7.72 | 5.78 | 6.80 |
| Na2O | 4.11 | 4.02 | 3.36 | 3.78 | 3.82 | 3.63 |
| K2O | 1.21 | 1.76 | 0.58 | 0.80 | 1.83 | 1.18 |
| P2O5 | 0.22 | 0.24 | 0.36 | 0.22 | 0.31 | 0.16 |
| H2O + | 1.76 | 2.06 | 2.69 | 1.33 | 2.00 | 0.83 |
| H2O - | 0.70 | 0.98 | 1.06 | 0.47 | 0.69 | 0.67 |
| Total | 99.61 | 100.17 | 99.96 | 99.74 | 100.48 | 100.26 |
本岩の化学成分は第 3 表のとおりである。
層位関係 : 下位の大荒沢層とは整合であると考えられる。 大石層下部とは指交関係である。
大石層中部（岩滑沢泥岩部層）は， 大石層下部を被覆して， 本地域の中部に分布し， 泥岩によって特徴づけられる。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 岩滑沢 [ ← 大石の南東方 1 km ] 付近
層厚 : 0～300 m
層厚の変化著しく， 本地域北部 - 中部（北半分）では 200～300 m， 南本内川上流では 0 m となる。
岩相 : 泥岩・中性凝灰岩および火山礫凝灰岩を主とし， 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩・砂岩・頁岩などを挾有している。 泥岩は暗灰色， 凝灰質， 硬質ないしやや硬質である。 泥岩は火山礫凝灰岩・凝灰岩・凝灰質砂岩および頁岩と整然とした互層をなし， 互層の単位は 0.3～1.0 m（ときに 2.0 m 以上）である。 この互層は， 火山砕屑岩を主とする岩層と， さらに大きな単位， すなわち 10～50 m の互層をなす。
層位関係 : 下位とは整合である。
化石および堆積環境 : 本部層の泥岩から， Makiyama chitanii MAKIYAMA および Echinoid spine を産し， また次の海棲貝化石も産する（北村信， 1959 ; 採集地 : 湯田町 本屋敷 [ ← 大石の南南東方 4 km ] の西方）。
最近， 北村信は大石層中部の泥岩中から Globorotalia fohsi barisanensis, Globorotalia opima continuosa, Globorotalia scitula praescitula, Globigerinoides bisphericus などの浮游性有孔虫を採集した。
岩滑沢泥岩部層の堆積時は浅海域であったと考えられ， 堆積盆内に微沈降地域（相対的隆起地域）と沈降地域が幅 10 km 内外の間かくで生じた。 沈降地域の中心部では泥岩と火山砕屑岩の 10～50 m 単位の互層が， 層厚 300 m に達するが， 微沈降地域ではほとんど堆積しなかったところがある。
大石層上部は岩滑沢泥岩部層を被覆して， 本地域の中部 - 北西部に分布する。 輝石安山岩熔岩および同質の火山砕屑岩 [ Oa2 ? ] を主としている。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 廻戸 [ ← 川尻の東方 1.5 km ] の北西方および南東方一帯
層厚 : 50～250 m
岩相 : 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩・ 同質火山角礫岩・ 凝灰角礫岩・ 火山礫凝灰岩および凝灰岩 [ ← これらは Oa2 ? ] を主とし， 玄武岩熔岩・同質凝灰角礫岩 [ ← これらは Ob2 ? ] ・泥岩・酸性凝灰岩 [ ← これらは Ot2 ? ] などを挾有している。 これら火山岩類は大石層下部と異なり， ほとんど変質していない。 廻戸の北西方では下位から上位に向かって， 酸性凝灰岩 → 輝石安山岩熔岩・粗粒火山砕屑岩 → 中性凝灰岩・火山礫凝灰岩の順序で重なっている。 また廻戸の南東方では， 下位から上位に向かって， 玄武岩熔岩・同質凝灰角礫岩 → 泥岩凝灰岩互層 → 輝石安山岩熔岩 → 中性凝灰岩・火山礫凝灰岩の順序で重なっている。 岩滑沢の上流の大石層上部は連続性の良い泥岩の厚層を挾有している。 次に代表的な玄武岩熔岩を鏡下でみると次の通りである。
本岩の化学成分は第 3 表のとおりである。
層位関係 : 下位とは整合である。
化石および堆積環境 : 次のような海棲貝化石を松隈寿紀（1969）が報告している。
大石層上部の堆積時も， 下位の岩滑沢泥岩部層の時と同じく， 浅海域であったと推定される。 堆積盆内に同じく微沈降地域（相対的隆起地域）と沈降地域とがあり， 沈降地域の中心部では層厚 250 m に達するが， 微沈降地域ではほとんど堆積しなかったところがある。
大石層最上部は， 大石層上部を被覆して， 本地域の中部 - 西部に分布する。 川尻凝灰岩部層 [ Or2 and Or3 ] と 甲子 安山岩部層 [ Oa3 ] とからなり， 両部層は指交関係である。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 土畑鉱山 [ ← 川尻の南西方 500 m ] 付近
層厚 : 100～350 m
岩相 : 流紋岩熔岩・酸性凝灰岩・火山凝灰岩および凝灰角礫岩を主とし， まれに凝灰質泥岩の薄層を挾有している。 流紋岩熔岩は松隈寿紀（1969）によって指摘されたように色々の岩相のものがある。 その主体をなすものは [ 以下の [注1] 参照 ] ， 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。 一つの岩体の中で， これら斑晶は量の増減が著しく， しかも大型から小型のものまで変化する。 ときにごく小型の斜長石斑晶をごく少量認めるものもある。 斜長石と石英の量がほとんど同じのこともあるが， 一般的に石英が少なく， ときに斜長石のみのこともある。 岩相の変化が著しいのが顕著な特微である。 石基は一般に微晶質ないし隠微晶質であるが， しばしば真珠岩の部分もある。 前者にくらべ量的に少ないもう一つのもの [ ← 真珠岩の部分があるもの ? ] では [ 以下の [注2] 参照 ] ， 帯褐灰色～灰白色， 斜長石と石英のほかに角閃石と黒雲母の斑晶が点在し， 斑晶は多量， 大型である。 一般的にみて， 岩相の変化が少ない。 上述の両者の噴出順序は， はっきりしないが， 産状からみて， 後者がやや遅れて噴出したと推定される。 流紋岩熔岩は， 直径 0.3～1.0 km の数個の熔岩円頂丘（Lava dome）を作っている。 個々の岩体についてみると， 岩体の中心部に向かって傾斜する流理構造が見られる。 岩体の周縁部は不規則な節理もしくは割目を有し， 海底に噴出したことを示している。 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩などの火山砕屑岩は淡緑色， 軟弱， 軽石質で， 上記の流紋岩熔岩と同質の火山岩塊および火山礫を有している。 川尻凝灰岩部層は 下から酸性火山砕屑岩 → 流紋岩熔岩 → 酸性火山砕屑岩の順序に重なっている。 これら火山砕屑岩の厚さは処によって著しく増減する。
次にこれら流紋岩熔岩の化学成分を示す。
|
岩型区分
と産地 |
畑平流紋岩
藤見橋の下 |
畑平流紋岩
畑平５坑道 |
アイピラ流紋岩
天子森試錐 |
アイピラ流紋岩
アイピラ山頂 |
| SiO2 | 77.87 | 77.41 | 75.31 | 74.05 |
| TiO2 | 0.06 | 0.09 | 0.19 | 0.26 |
| Al2O3 | 13.26 | 12.54 | 13.74 | 13.89 |
| Fe2O3 | 0.97 | 0.96 | 1.83 | 1.59 |
| FeO | 0.25 | 0.25 | 0.29 | 0.14 |
| MnO | tr | tr | 0.02 | 0.05 |
| MgO | 0.22 | 0.28 | 0.45 | 0.28 |
| CaO | 1.15 | 1.31 | 1.58 | 1.25 |
| Na2O | 3.14 | 3.92 | 3.14 | 2.85 |
| K2O | 1.70 | 2.15 | 1.76 | 2.00 |
| P2O5 | 0.02 | 0.01 | tr | 0.01 |
| H2O + | 0.84 | 0.50 | 0.63 | 1.82 |
| H2O - | 0.31 | 0.37 | 0.50 | 1.12 |
| total | 99.79 | 99.79 | 99.44 | 99.35 |
層位関係 : 下位とは整合である。
化石と堆積環境 : 化石が少ないが， 北村信（1959）によって次の海棲貝化石が報告されている （採集地 : 湯田町 湯川タケノ沢 [ 位置不明 ] ）。
なお， 松隈寿紀（1969）によって， 土畑鉱山の社宅付近の成層凝灰岩中から Aphrocallistes が報告されている。
川尻凝灰岩部層の堆積時は， わずかに産する化石および火山岩類の性質からみて， 海域であったと考えられる。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 甲子以南の鷲之巣川の上流一帯
層厚 : 100～200 m
岩相 : 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩・同質火山角礫岩および凝灰角礫岩を主とし， 火山礫凝灰岩と凝灰岩を挾有している。 熔岩は暗灰色～青灰色， 緻密， 堅硬， 一般に新鮮で， 自破砕熔岩となることがある。 本部層の火山岩類は， 大石層下部と異なり， ほとんど変質していない。 代表的岩石を鏡下でみると次の通りである。
本岩の化学成分は第 3 表のとおりである。
本岩の化学成分は第 3 表のとおりである。
層位関係 : 下位の大石層上部とは整合である。 川尻凝灰岩部層とは指交関係である。
小繋沢層（命名 : 北村信， 1959）は大石層を被覆して， 本地域の西部に分布している。 主として砂岩および泥岩からなり， 翁沢 玄武岩部層 [ Kb ] を含む。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 小繋沢付近一帯
層層 : l00～400 m
岩相 : 砂岩および泥岩を主とし， 酸性凝灰岩と頁岩を挾有している。 砂岩は暗灰色～青灰色， 凝灰質である。 泥岩は暗灰色～青灰色， 凝灰質， 層理がよく発達し， 一部に硬質頁岩を挾有している。 酸性凝灰岩は砂岩および泥岩中に薄層としてしばしば挾まれている。 本層上部には粗粒の砂岩， および細礫岩を挾み， ときに礫岩を挾有している。
層位関係 : 小繋沢付近では下位の川尻凝灰岩部層の層理面に対し多少斜交して， 本層が不整合でおおっているが， 明らかに整合に漸移するところもある。
化石および堆積環境 : 本層から北村信（1959）によって次の化石が報告されている。
最近， 竹内常彦ほか（1967）によって次の有孔虫化石が報告され（竹内常彦ほか， 1967）， なお， 小繋沢の翁沢橋 [ 位置不明 ] 付近で Aphrocallistes が報告されている。
小繋沢層中の貝化石および有孔虫化石によって， 本層の堆積時には浅海域であったと考えられる。 小繋沢層と下位の大石層最上部とは， 明瞭な不整合関係を示すところがあり， 沓沢新（1966）による脊梁グリーンタフ地域の礫岩の研究からみて， 次のように考えている。
小繋沢層の堆積時には基盤岩類・大荒沢層および大石層からなる地区は， 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， 侵食地を形成したと考えられる。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 翁沢 [ ← 川尻の南西方 1.5 km ] の上流付近
層厚 : 0～200 m
岩相 : 玄武岩凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 同質の火山角礫岩・凝灰岩・砂岩および泥岩を挟有して層理明瞭である。 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 : 小繋沢層中に挟まれている。 また， 川尻中学校 [ 位置不明 ] の北西方で， 川尻凝灰岩部層の上部に薄層として挟まれる所がある。
鈴鴨川層（命名 : 北村信， 1959）は大石層を被覆して， 本地域の東部に分布している。 砂岩および泥岩からなり， 高森山安山岩部層 [ Sa ] を含む。
模式地 : 岩手県 和賀郡 和賀町 鈴鴨川 [ ← 仙人山の南方 2 km 付近から東北東方に流下し, 図幅地域東端から 2 km の羽黒山の南東で北上して和賀川に合流する ] の上流沿岸一帯
層厚 : 100～500 m
岩相 : 砂岩および泥岩を主とし， 酸性凝灰岩と頁岩を挟有している。 本層の基底部および下部には， 下位層の泥岩の角礫～亜円礫状の巨礫を有する礫岩があり， 藤田至則ほか（1966）が指摘したように大規模な層間異常層がみられる。 本層の岩相は小繋沢層に似ている。
層位関係 : 下位の大石層とは不整合（一部整合）と考えられる。
化石 : 本層から北村信（1959）によって次の貝化石および有孔虫化石が報告されている。
藤田至則（1966）によれば， 中部から保存の悪い植物化石を産する。
本層の堆積時は， 化石からみて， 浅海域であったと考えられる。 本層下部の特異な礫岩や， 藤田至則ほか（1966）による大規模な層間異常層， および沓沢新（1966）の礫岩の研究などからみて， 次のように考えている。
鈴鴨川層の堆積時には， 小繋沢層のところで述べたように， 本地域の中部では， 相対的に隆起し， そのうち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。
模式地 : 岩手県 和賀郡 和賀町 菱内川 [ ← 図幅地域北端・東部にある 月山 の東方 1 km ; 南に流下して菱内で和賀川に合流する ] の中流付近一帯
層厚 : 100～200 m
岩相 : 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩および同質火山砕屑岩を主とし， 砂岩・泥岩などを挾有している。 熔岩は暗灰色～青灰色， 緻密， 堅硬， 新鮮である。 代表的な岩石を鏡下でみると次の通りである。
本岩の化学成分は第 3 表のとおりである。
層位関係 : 鈴鴨川層と指交関係である。
綱取層（命名 : 村山賢一， 1937）は鈴鴨川層を被覆して， 本地域の東部に分布している。 砂岩・泥岩および酸性凝灰岩からなる。
模式地 : 岩手県 和賀郡 和賀町 綱取付近
層厚 : 100～200 m
岩相 : 主として砂岩・泥岩と酸性凝灰岩との互層からなる。 互層の単位は 0.1～0.5 m の場合と数 m の場合とがある。 砂岩・泥岩ともに青灰色， 凝灰質である。
層位関係 : 下位の鈴鴨川層と整合である。
化石 : 本層の凝灰質泥岩から北村信（1959）によって次の植物化石が報告され （採集地 : 綱取の東方の崖）， また模式地付近の凝灰質泥岩中から魚鱗の化石および海棲貝化石がみつかっている。 本層の堆積域は海域と考えられる。
第三紀花崗岩質岩類は本地域の北部の無地内沢 [ ← 図幅地域北端・西端から東方 6 km ] - 廻戸 沢間 [ Gt1 と Gt2 ] ， 中央部の 小花 - 真名板 間 [ Gt2 ] および南西端部の 天正滝 付近一帯 [ Gt2 ] の３ヵ所に分布している。 典型的な分布地である無地内沢 - 廻戸沢間では， NNW - SSE 方向に伸びた楕円形（長径 3.2 km， 短径 1.9 km）の岩体をなす。 中心部は， 主として細粒～中粒の角閃石石英閃緑岩であって， 石英閃緑玢岩の岩相を伴う。 周縁部は石英斑岩～流紋岩からなり， 明らかに漸移している。 ほかの２カ所では， 上記の中心部にあたる岩相 [ Gt1 ] はほとんどみられず， 主として石英斑岩である。 本岩類は岩相変化が著しく， 中心部から周縁部に向かって， 深成岩組織から火山岩組織に漸移的に移化し， 一般に変質が著しく， 黄鉄鉱に鉱染されていることが多い。 火山 - 深成作用によって形成された複合体と考えられる。
第三紀花崗岩質岩類の迸入時期については (1) 天正滝の付近で小繋沢層上部 [ Km ] を貫いていること， (2) 小繋沢層および鈴鴨川層の礫岩中に酷似の石英斑岩が礫として含まれることなどからみて， 次のように推定している。 大石層最上部の川尻凝灰岩部層（西黒沢層上部）の酸性火山岩類の堆積時に迸入が始まり， 黒澤層（船川層下部）の堆積前に終了したと考えられる。 川尻凝灰岩部層の酸性火山岩類とは 一連の火山 - 深成作用（Volcano - plutonism）の産物であろう。
無地内沢 - 廻戸沢間の本岩類の顕微鏡的な性質は， 生出慶司ほか（1966）によれば次の通りである。 以下， この項の最後まで生出慶司ほか（1966）の論文を要約し引用したものである。
最も中心部の岩相を代表する石英閃緑岩は， 細粒で， 完晶質等粒状の花崗質組織を有する。 そのモードは斜長石が 67.8 %， 正長石が 3.8 %， 石英が 17.2 %， 普通角閃石は 7.5 %， そのほかが 3.7 % である。 斜長石と普通角閃石とは， 自形度が高いのに対して， 石英や正長石は完全に他形で， 充填的産状を示す。 このほか， 部分的に微文象組織やミルメカイト組織を示し， その部分には少量の鱗片状の黒雲母が含まれている。 斜長石の組成は An : 57～24 で， 主要部分は中性長石に属する。 斜長石は一般に新鮮であるが， 部分的に緑泥石・方解石・黒雲母などに変質している。 普通角閃石はほとんど完全に変質して， 緑泥石・黒雲母および粒状の鉄酸化物などに置換されている。 新鮮な部分では X' = 淡緑褐色， Z' = 緑色の多色性を示す。
上に述べた岩相が流紋岩に移化する， 幅狭い（1 m 内外）漸移帯には， 石英斑岩～石英閃緑斑岩とも称すべき岩相が現われる。 この岩石は斑状構造を示す反面， かなり結晶度の高い石基を有している。 有色鉱物は斑晶としては全く見られず， 石基に少量含まれる。 斑晶斜長石の組成は An : 31～19 で， 大部分が灰曹長石に属する。 石英の斑晶は融食形を示すか， 鋸歯状の輪郭を呈し， 石基にくいこまれているものが多い。 石基は粒状の石英が 50 % 近くを占めているほか， 曹長石・正長石および緑泥石化した少量の普通角閃石などによって構成されている。
周縁相を形成する流紋岩は場合によって著しい流理構造を示す。 ほとんど無斑晶で， 隠微珪長質組織を示し， 緑泥石化した角閃石様の微晶を含む。 また， 島状に結晶度が高く， 微花崗質組織を示す部分があり， そのところには黒雲母が含まれている。
以上は， 主として無地内沢に露出する岩相について述べたが， 廻戸沢には， さらに変わった別の岩相が現われる。 すなわち， 最も中心に近い岩相を表わす部分 [ Gt1 ? ] では， 著しく微花崗質組織～ミルメカイト組織を示すのが特微である。 この岩石は石英閃緑グラノファイアとでも称すべきもので， 自形， 半自形， ないし融食形を示す斜長石・石英および角閃石を斑晶として， そのほかの部分はすべて， かなり粗い文象組織またはミルメカイト組織によって占められており， その割合は 50 % に近い。 斜長石の組成は An : 37～23。 石英は大部分が融食形を示し， 完全に円形のものが多い。 角閃石は長柱状の自形を呈し， 大部分が緑泥石や黒雲母に変質しているが， 新鮮な部分では X' = 淡緑褐色， Z' = 緑色の多色性を示す。 このほか， 文象組織の部分には黒雲母が含まれる。 この岩相と流紋岩の漸移帯には球顆状の石英安山岩がある。 この岩石の斑晶の構造は， 上述の石英閃緑グラノファイアと全く同じであるが， 石基は多量の球顆と隠微珪長質ないし顕珪長質組織である。 大部分の斜長石と石英の斑晶は， それを核とした球顆によって包まれている。
次に無地内沢 - 廻戸沢間の本岩類の化学成分は第 5 表の通りである。
| 石英閃緑岩 | 石英閃緑岩 | 流紋岩 | |
| SiO2 | 68.29 | 71.61 | 74.74 |
| TiO2 | 0.65 | 0.41 | 0.19 |
| Al2O3 | 14.24 | 14.52 | 12.80 |
| Fe2O3 | 2.15 | 2.32 | 1.36 |
| FeO | 2.76 | 1.74 | 1.89 |
| MnO | 0.11 | 0.05 | 0.04 |
| MgO | 1.70 | 0.77 | 0.48 |
| CaO | 2.23 | 1.83 | 1.04 |
| Na2O | 3.95 | 3.35 | 4.12 |
| K2O | 1.94 | 1.85 | 2.39 |
| P2O5 | 1.36 | 0.72 | 0.80 |
| H2O + | 0.52 | 0.69 | 0.40 |
| H2O - | 0.26 | 0.16 | 0.17 |
| Total | 100.16 | 100.02 | 100.42 |
黒沢層（命名 : 村山賢一， 1937）は， 小繁沢層を被覆して， 本地域の西部に分布する。 おもに砂岩からなる。
模式地 : 秋田県 平鹿郡 山内 村 黒沢付近（西隣の横手図幅地域内） [ ← 国鉄 横黒 線 or 北上線の黒石駅付近 ? ]
層厚 : 300～500 m
岩相 : 砂岩を主とし， 泥岩・礫岩および酸性凝灰岩を挾有している。 一般に本地域内（平鹿盆地東緑部）では粗粒の砕屑岩と酸性凝灰岩が多く， 砂岩も偽層の発達した中粒～粗粒のものが多いが， 盆地西縁部に向かって次第に細粒となる傾向がある。 [ 本図幅地域の北東隅やや内側の ] 小繋沢付近では， 細礫岩をもってはじまり， 凝灰質の粗粒～中粒砂岩を主とし， 石灰質団塊を含む特徴がある。 また， 下部には凝灰質泥岩を挟有し， 中部から上部にかけて数枚の酸性凝灰岩・礫岩を挟んでいる。
層位関係 : 小繋沢から [ その南南東方 3 km の ] 湯川にかけて基底礫岩がみられ， 小繋沢層を不整合に覆っている。 しかし， 西隣の横手地域内では本層と黒沢層との間に 山内 層 [ 以下の [注] 参照 ] があり， これら３層は整合である。
化石および堆積環境 : 本層中から北村信（1959）によって次の海棲貝化石が報告されている。
また， 早坂祥三（1957）によって次の海棲貝化石が報告されている。
本層は， 浅海性の化石を多産する砂質の堆積物である。 堆積域は浅海であったと考えられる。
菱内層（命名 : 蔵田延男， 1941）は， 網取層を被覆して， 本地域の東部に分布する。 砂岩および泥岩からなる。
模式地 : 岩手県 和賀郡 和賀町 菱内川沿岸
層厚 : 150～250 m
岩相 : 砂岩および泥岩の互層からなる。 互層の単位は数～数 10 cm であるが， 砂岩ではときに 4～5 m に達する。 砂岩は凝灰質， 軽石質で， ときに軽石質の酸性凝灰岩となる。 泥岩は青灰色， 凝灰質で， 魚鱗の化石を多量に産する特徴がある。 模式地の菱内川沿岸では， 下部は葉層理の発達する 3～5 m の細粒凝灰質砂岩と 0.1～0.2 m の灰色泥岩の互層， 中部は凝灰質砂岩・白色細粒凝灰岩と凝灰質泥岩の 0.2～0.4 m の互層からなる。 なお， 上部は灰色凝灰質泥岩を主とし， この中に 2～3 m の厚さの灰白色凝灰質砂岩数枚を挾んでいる。
層位関係 : 下位の綱取層を整合に覆っている。
化石および堆積環境 : 本層の砂岩はほとんど化石を産出しないが， 泥岩からは魚鱗のほかに貝化石・植物化石などを産する。 北村信（1959）は次の化石を報告している。
藤田至則ほか（1966)によって次の植物化石が報告されている。
本層の堆積は浅海域と考えられる。
前塚見山酸性火山岩は本地域西部に分布し， 鈴鴨川層・綱取層および菱内川層を貫いて噴出したものである。 本岩は石英安山岩 - 流紋岩の岩相をしめし， 多数の熔岩円頂丘および熔岩流からなる複合体である。 流紋岩は灰色～灰白色， 有色鉱物を欠き， 石英， とくに斜長石の斑晶を有する。 石英安山岩は灰色～灰白色， 斑状で， 石英斑晶を多量に点在している。 代表的な石英安山岩を鏡下でみると次の通りである。
花山層（命名 : 村山賢一， 1937）は， 黒沢層を被覆して， 本地域の西部にわずかに分布している。 おもに砂岩・泥岩および石英安山岩凝灰岩からなる。
模式地 : 岩手県 和賀郡 湯田町 花山 [ ← 本図幅の西隣の横手図幅地域の北東隅 ] 付近一帯
層厚 : 200～400 m
岩相 : 砂岩・泥岩および石英安山岩凝灰岩を主とし， 礫岩と亜炭層を挾んでいる。 砂岩は中粒～粗粒， 軟弱， 凝灰質， 礫質である。 泥岩は凝灰質， 石英安山岩凝灰岩は軽石質， 層理の発達がよい。
層位関係 : 下位の黒沢層を不整合で覆う。 礫質砂岩が本層基底部に発達し， その上位に亜炭層を挾む凝灰質砂岩と凝灰質泥岩の互層が重なる。 上部は凝灰質砂岩・礫岩および軽石質の石英安山岩凝灰岩からなる。
化石および堆積環境 : 本層の化石は次の通りである。
本層は湖沼性堆積層である。 本層の堆積時には， 本地域は全域にわたりほとんど陸化していたと考えられる。
本畑層は， 菱内層を被覆して， 本地域の東部に分布する。 砂岩・礫岩およびシルト岩を主としている。
模式地 : 岩手県 和賀郡 和賀町 本畑 [ ← 本図幅地域の東端からやや西・南北中央からやや南 ] 付近一帯
層厚 : 350～400 m
岩相 : 砂岩・礫岩およびシルト岩を主とし， 石英安山岩凝灰岩・亜炭などを挾んでいる。 基底部には厚さ 10 m 内外の基底礫岩が発達している。 砂岩は軟弱， 礫質， 凝灰質， 偽層を示す。 礫岩・シルト岩ともに軟弱である。
層位関係 : 下位の綱取層および菱内層を不整合に覆っている。
化石および堆積環境 : 北村信（1959）によって第 6 表の貝化石が報告されている。 このほかに， 藤田至則ほか（1966）によって Fortipecten takahashii が報告されている。
|
産地 →
化石 ↓ |
和賀川
沿岸 | 寄沢 | 貝の沢 | 熊沢 |
本畑
部落 | 外鱒沢 |
| … | ||||||
本層の堆積時には， 頻海域の環境下にあり， 西方より急速に砂などが供給された。
国見山安山岩（命名 : 北村信・谷正己， 1953）は綱取層・菱内層および本畑層を被覆して， 本地域の南東部に分布し， 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩と同質の火山砕屑岩を主としている。
模式地 : 岩手県 胆沢 郡 衣川 村 国見山周辺部地域一帯（南隣の焼石岳地域内）
層厚 : 本地域内では 200 m 内外
岩相 : 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩・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． 凝灰質砂岩を伴っている。 これらの火山岩類はほとんど変質しておらず， 石基と有色鉱物の一部が炭酸塩化作用を受けているのみである。
層位関係 : 本畑層と一部指交関係をなし， 綱取層と菱内層を不整合に覆っている。
新期火山噴出物は本地域南部に分布し， 兎森山 （海抜 1,054.3 m）・駒カ岳 [ ← 駒ヶ岳 ? ] （海抜 1,129.8 m）・ 経塚山 （海抜 1,372.6 m）・ 牛形山 （海抜 1,339.8 m）・ 天竺山 （海抜 1,318.3 m）・ 三界山 （海抜 1,381.1 m）・ 三森山 （海抜 1,102.2 m）の山々を構成している。 主として紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩と， その火山砕屑岩からなる。 火山地形の開析程度からみて， おそらく鮮新世 - 更新世に噴出したと推定される。 代表的な熔岩は， 暗灰色～青灰色， 緻密， 堅硬， 斑状であって， すこぶる新鮮である。
扇状地堆積物は， 本地域の東部から東隣地域の北上川沿岸にいたるまで分布し， 段丘堆積物は本地域の北部の和賀川およびその支流にみられる。 両堆積物とも砂・礫および粘土からなる。
冲積層は本地域の北部の和賀川にそって， わずかに分布し， 砂・礫および粘土からなる。
川尻地域は， 東北 裏日本 緑色凝灰岩地域特有の新第三系が分布しているので， この種の地域に特有の 金・銀・銅・鉛・亜鉛を含む 鉱脈型鉱床・網状鉱床および黒鉱鉱床などを多数胚胎し， 本邦有数の金属鉱床区を形成している。 また， 小規模ではあるが， 本地域東部の本畑層中の亜炭が採掘された。 なお 湯川 温泉・ 夏油 温泉などがある。
本地域の金属鉱床は第 7 表および第 4 図に示したように， 基盤岩類中には接触鉱床と鉱脈型鉱床を胚胎している。 鉱脈型鉱床の大部分は， 大荒沢層・大石層下部・中部および上部中に胚胎されている。 黒鉱鉱床および網状鉱床は 大石層最上部の川尻凝灰岩部層に属する流紋岩熔岩と酸性凝灰岩 - 火山礫凝灰岩中に胚胎し， この層準に限られている。 鉱脈型鉱床の主要な鉱脈の走向方向は， 第 4 図でわかるように， N 0～80°E のものが大部分で， 方向の一定性が著しい。
| 時代 | 層準 | 金属鉱床の胚胎層準 | |
| … | |||
本鉱山は， 明治 33 年（1900）に 畑平鉱床 の上部露頭を発見し， 金銀を採掘し小規模な 搗鉱 法によって製錬した。 明治 36 年（1903）に湯川金山合名会社を設立し， 搗鉱法および 青化 法によって金銀を処理した。 大正 4 年（1915）に畑平鉱床の銅鉱床に着鉱した。 同じ頃， 白土鉱床 を発見し， もっぱら銅鉱を採掘した。 大正 5 年（1916）に田中鉱業（株）が買収し， 事業を拡張した。 大正 10 年（1921）に鷲之巣鉱山を合併し， 大正 13 年（1924）に 9,000 t / 月処理の全泥浮游選鉱場を建設した。 昭和 8 年（1933）に上野々鉱床を開発し， 出鉱を開始した。 昭和 25 年（1950）に翁沢鉱山および甲子鉱山を買収した。 昭和 28 年（1953）に重液選鉱操業を開始した。 現在の月間処理鉱量は 15,000 t / 月である。 大正 14 年から昭和 37 年まで 38 年間の出鉱量は 4,523,500 t（品位は Cu : 1.17 %， 産出銅量は 52,925 t）である。 なお， 昭和 37 年度の産出粗鉱量は 158,551 t（品位は Cu : 1.17 %）である。
本鉱山は川尻地域の北西部の湯川流域に位置し， 湯田町に属する。 横黒線の陸中川尻駅から南方約 2.3 km の地点に本鉱山の鉱業所があり， ここまでバスが通っている。
本鉱山付近の地質は第 2 図に示すように， 下位から大石層上部・川尻凝灰岩部層・小繋沢層および黒沢層からなる。 大石層上部は下位から 玄武岩熔岩・同質凝灰角礫岩 → 泥岩・凝灰岩 → 中性凝灰岩・火山礫凝灰岩 → 輝石安山岩熔岩 → 中性凝灰岩・火山礫凝灰岩の順序で重なっており， 層厚 100～200 m である。 川尻凝灰岩部層は流紋岩熔岩・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩からなり， まれに凝灰質泥岩の薄層を挾有して層厚 200～350 m である。 流紋岩熔岩は， 大石層の川尻凝灰岩部層の項で述べたように， 大部分のものは岩相変化の著しい斜長流紋岩であって， 本鉱山の鉱床母岩となっている。 そのほか， 岩相変化の少ない角閃石黒雲母流紋岩がみられる。 これら流紋岩熔岩は直径 0.3～1.0 km の熔岩円頂丘をなし， 岩体の中心部に向かって傾斜する流理構造をもつ。 岩体の周縁部は不規則な節理もしくは割目を有し， 海底に噴出したことを示している。 本部層は下位から 酸性火山砕層岩 → 流紋岩熔岩 → 酸性火山砕屑岩の順序で重なっており， これら火山砕屑岩の層厚の変化が著しい。 小繋沢層はおもに砂岩・泥岩・玄武岩凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩からなり， 層厚 100～400 m である。 下位の川尻凝灰岩部層との関係は一部整合のところもあるが， 一部では基底礫岩を有し， 不整合である。 黒沢層は小繋沢層を基底礫岩をもって不整合に被覆している， 主に砂岩からなり， 泥岩・礫岩および酸性凝灰岩を挾有していて， 層厚 300～550 m である。
本鉱山付近の地質構造は， 第 2 図でわかるように， NNE - SSW 方向の背斜軸・向斜軸と 10～30°の傾斜とをもつゆるい波状褶曲によって特徴づけられている。 なお， これら褶曲軸は N または S にピッチしており， 連続性に乏しい。
| 鉱床名 | 長径 m | 短径 m | 上下 m |
| 畑平東部 | 90 | 60 | 170 |
| 畑平西部 | 70 | 65 | 170 |
| 白土第１ | 60 | 50 | 80 |
| 白土第２ | 60 | 40 | 90 |
| 白土第３ | 60 | 35 | 50 |
| 白土第４ | 50 | 30 | 10 |
| 上野々第１ | 50 | 50 | 110 |
| 上野々第２ | 50 | 30 | 75 |
| 上野々第３ | 50 | 50 | 75 |
| 翁沢東部 | 35 | 20 | 50 |
| 翁沢西部 | 35 | 20 | 50 |
| 本仁王沢 | 35 | 20 | 85 |
本鉱山の鉱床群は， 畑平鉱床・白土鉱床・上野々鉱床・翁沢鉱床および本仁王沢鉱床からなり， 主として網状鉱床（一部は黒鉱鉱床）である。 主なものを第 8 表に示す。 これらの網状鉱床は流紋岩熔岩およびその周りの酸性火山礫凝灰岩などのなかに胚胎する。 母岩の選択性が認められる。 鉱床は圧倒的大部分が流紋岩熔岩の中に見られ， また富鉱部はこの熔岩のなかにかぎられる。 鉱床は一般に筒型で， 幅 1～10 cm， ときに 25 cm 程度の走向・傾斜のやや規則的な， 黄銅鉱と， 黄鉄鉱とからなる細脈が多数集まり， 周りの鉱染部とともに網状鉱床を形成している。 しかし, 鉱床の下部や周辺部では細脈は粗となって， 各鉱床に特有な方向性を示す鉱脈に移化することが多い。 鉱石鉱物は黄銅鉱と黄鉄鉱とを主とし， 斑銅鉱・輝鋼鉱・銅藍・赤銅鉱・自然銅・閃亜鉛鉱・方鉛鉱などを伴っている。 脈石鉱物は石英を主としている。
黒鉱鉱床は， 白土鉱床・本仁王沢鉱床および翁沢鉱などの上部でみられ， 小繋沢層直下の， 川尻凝灰岩部層中の酸性火山礫凝灰岩などのなかに胚胎している。 白土鉱床の上部で小繋沢層に接する付近では， 細脈と細脈との間は黄銅鉱によって交代され， 細脈と交代部分との区別がつかなくなり， 銅品位が高くなっている。 この鉱床の周囲は粘土化帯によって取りまかれ， そのなかに閃亜鉛鉱・方鉛鉱および重晶石の緻密な混合物が小塊をなして胚胎している。 次に本仁王沢鉱床についてみると， 上述の鉱床と異なり， 黄銅鉱がずっと少なく， 大部分が閃亜鉛鉱と重晶石からなる。 翁沢鉱床の上部には重晶石が多い。 翁沢を少し登ったところでは， 小繋沢層の下部に黒鉱が礫としてとりこまれている。
本鉱山は明治 38 年（1905）に稼行開始され， 大正 14 年（1925）に現鉱業権者の三菱金属鉱業（株）に買収された。 昭和 12 年（1937）から浮遊選鉱を開始した。 昭和 40 年度の産出粗鉱量は 46,183 t（品位は Cu : 2.38 %）である。
本鉱山は本地域の中南部の南本内川支流の 桧沢 [ ← 檜沢 ? ] の上流に位置し， 北上線の陸中大石駅の南方約 13.0 km で自動車の運行可能である。
本鉱山の鉱床付近の地質は大荒沢層からなる。 大荒沢層は変質輝石安山岩熔岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩を主とし， 火山角礫岩と凝灰岩を， ごくまれに凝灰質泥岩を挾有している。 坑内で自砕化した熔岩と火山砕屑岩とが重なっているのがよく観察される。 ほかに変質輝石安山岩の岩脈が多数つらぬいている。 大荒沢層の地質構造は， 大局的にみると， N - S 性方向に伸びるドーム構造（鉱山付近にはその北半分のみ）をなしている。 後述の鉱脈型鉱床群の走向はこの構造にほぼ直交する方向を示している。
本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， 大荒沢層中に胚胎され， 主なものを第 9 表に示す。 鉱石鉱物は黄銅鉱と黄鉄鉱とを主とし， 少量の方鉛鉱・閃亜鉛鉱， まれに四面銅鉱・初成斑銅鉱を伴う。 脈石鉱物は緑泥石を主とし， 石英と方解石を伴う。
| 鉱脈型鉱床 | 鉱脈数 | 走向 | 傾斜 | 走向傾斜 m | 傾斜延長 m | 平均脈幅 m |
平均品位
Cu : % |
| 親𨫤 | 1 | N 80°E | 75°S | 900 | 400 | 0.38 | 4.99 |
| 上盤𨫤 | 1 | N 55°E | 85°N | 600 | 200 | ||
| 前𨫤 | 1 | N 80°E | 80°N | 700 | 300 |
本鉱山は 200 年前に発見されたという。 明治 17 年から稼行され， 明治 43 年に黒鉱鉱床が発見され， 産額が激増した。 大正 4 年， 三菱金属鉱業株式会社に移る。 現在休山中である。 本鉱山は川尻地域北東部の綱取付近に位置し， 北上線の岩沢駅の北方約 1.0 km にあり， 交通の便がよい。
本鉱山付近の地質は， 綱取断層を境として， 西側には大石層， 東側は大石層より上位の鈴鴨川層・網取層および菱内層からなる。 鉱床は主として大石層に属する酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩中に胚胎され， 付近には流紋岩熔岩および岩脈などがある。 鉱床には黒鉱鉱床と鉱脈型鉱床とがある。 黒鉱鉱床は走向 N 40°E， 傾斜 45°SE， 長さ 150 m， 厚さ 15～45 m である。 鉱石鉱物は黄銅鉱・黄鉄鉱・閃亜鉛鉱・方鉛鉱を主とし， 少量の自然金・輝銀鉱などを伴う。 脈石鉱物は石英などを主とし， まれに重晶石を伴う。 鉱脈は 11 条あり， 走向 N 20～70°E， 傾斜 80°E または W， 脈幅 0.3～1.0 m である。 鉱石鉱物は黄銅鉱・黄鉄鉱などで， 脈石鉱物は石英を主とし， 石膏および緑泥石を伴う。
本鉱山は川尻地域の北部の和賀川の湯田ダム付近に位置し， 北上線の和賀仙人駅の西方約 2.0 km の国道沿いにあり， 交通はすこぶる便利である。
本鉱山付近の地質は古生層と同層を貫く花崗閃緑岩類からなる。 鉱床は 古生層中の石灰岩と花崗閃緑岩類との接触部 もしくは接触部に近い石灰岩中に胚胎した接触鉱床である。 鉱床は数カ所にあり， 鉱石鉱物は雲母鉄鉱（一部は磁鉄鉱化する）・黄銅鉱・黄鉄鉱・閃亜鉛鉱などからなる。
本鉱山は元禄年間に発見され， 南部藩で開発された。 明治 24 年（1891）に古河家で買収， 昭和 6 年（1931）に休山した。 その後， 旧坑の取明けが行なわれたが， 現在休山中である。 本鉱山は川尻地域の中部の和賀町 水沢の西方に位置している。
本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， おもに先新第三紀の花崗閃緑岩類中に胚胎している。 おもなものを第 10 表に示す。 鉱石鉱物は黄銅鉱を主とし， 少量の黄鉄鉱および赤鉄鉱を伴う。 脈石鉱物は石英・緑泥石・重晶石および方解石である。
| 鉱脈型鉱床 | 鉱脈数 | 走向 | 傾斜 | 走向延長 m | 傾斜延長 m | 平均脈幅 m |
平均品位
Cu : % |
| 前𨫤 | 1 | N 60°E | 70°S | 1,200 | 400 | 0.2 | 10 |
| 奥𨫤 | 1 | N 60°E | 80°S | 180 | 150 | 0.15 | 10 |
| 万才𨫤 | 1 | N 70°E | 70°S | 400 | 180 | 0.12 | 8 |
| 川平本𨫤 | 1 | N 25～60°E | 70～80°E | 260 | 20 | 0.75 | 1 以下 |
本鉱山は川尻地域の東部の鈴鴨川の上流に位置し， 横黒線の岩沢駅の南南西方約 5.5 km にあり， 交通の便が悪い。 現在休山中である。
本鉱山付近の地質は， 大石層からなる。 大石層は酸性凝灰岩と火山礫凝灰岩とを主とし， 中性凝灰岩を伴い， 層厚は 450 m + である。 鉱床 [ 以下の [注] 参照 ] は鉱脈型鉱床であって， 上記の岩石および花崗閃緑岩類中に胚胎し， 走向 N 70°E， 傾斜 60～70°N または S， 脈幅 0.1～0.3 m である。 鉱石鉱物は黄銅鉱を主とし， 閃亜鉛鉱・方鉛鉱・黄鉄鉱などを伴っている。 脈石鉱物は石英・緑泥石・石膏などである。
本鉱山は川尻地域の北端部の大石沢の上流に位置し， 横黒線の大石駅の北北東方約 4.0 km にあり， 交通の便が悪い。 現在休山中である。
本鉱山付近の地質は下位から大荒沢層および大石層下部からなり， 流紋岩・安山岩・玄武岩の岩脈に貫かれている。 大荒沢層は変質安山岩熔岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩を主とし， 層厚 300～500 m である。 大石層下部は大荒沢層にくらべ， 変質度のやや低い中性凝灰岩と火山礫凝灰岩を主としている。 鉱山付近の地質構造ははっきりしないが， W にゆるく傾斜していると推定している。
本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， 主要なものは１条であって， 走向 N - S， 傾斜 85°E， 延長 450 m である。 鉱石鉱物は黄銅鉱を主とし、 黄鉄鉱と閃亜鉛鉱を伴い， 少量の輝銀鉱および自然銀を有することがある。 脈石鉱物は主として石英である。
本鉱山は川尻地域の北部の南本川の下流地方の錦秋湖の湖岸に位置し、 北上線の陸中大石駅の東方約 2 km で， 交通の便が良い。
本鉱山付近の地質は大石層下部に属する中性凝灰岩・火山礫凝灰岩などからなり， 流紋岩の岩脈がみられる。 本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， 主要なものは２条であって， 走向 N 15～20°E， 傾斜 70°E， 脈幅 0.3 m である。 鉱石鉱物は黄銅候と黄鉄鉱， 鉱石鉱物は石英と緑泥石などからなる。
本鉱山は元禄の頃に発見されたといわれている。 明治 34 年（1910）に大荒沢鉱山を藤田組が買収， 大正元年（1912）に卯根倉鉱山をも買収し， 両鉱山あわせて卯根倉鉱山として操業した。 大正 2 年（1913）に選鉱場・製錬所などを建設したが， 大正 9 年（1920）に休山した。 大正 12 年（1923）に卯根倉坑を再開し， その後， 大荒沢・安久登沢・八幡館の各坑の操業を始めた。 昭和 20 年（1945）に同和鉱業（株）の経営するところとなったが， 昭和 24 年（1949）に休山， 委託経営となった。 昭和 31 年（1956）に卯根倉鉱業（株）を設立して現在に至っている。 現在休山中である。
本鉱山は川尻地域の中部に散在し， 湯田町に属する。 おもな鉱床は南本内川およびその支流にあり， 金当坑および安久登沢坑は近くまでバスが行っているが， 卯根倉坑はバスの便は途中までしかない。
| 主要鉱脈名 | 鉱脈数 | 走向 | 傾斜 | 既開発 | 平均脈幅 m |
平均品位
Cu : % | ||
| 走向延長 m | 傾斜延長 m | |||||||
| 金当坑 | 本ヒ | 1 | N 60°E | 65°S | 700 | 250 | 0.12 | 8.5 |
| 前ヒ | 1 | N 45°E | 70°N | 500 | 120 | 0.10 | 4.0 | |
| 権五郎ヒ | 3 | N 55°E | 70°N | 220 | 130 | 0.18 | 2.5 | |
| 旭７号ヒ | 2 | N 70°E | 75°S | 110 | 100 | 0.11 | 4.0 | |
| 安久登沢坑 | 本ヒ | 2 | N 40°E | 75°N | 660 | 180 | 0.35 | 4.0 |
| １号ヒ | 3 | N 10°E | 60°E | 700 | 170 | 0.90 | 2.7 | |
| ２号ヒ | 2 | N 20～45°E | 65°N | 650 | 250 | 0.32 | 2.4 | |
| ３号ヒ | 3 | N 30～60°E | 60°N | 600 | 270 | 0.25 | 2.9 | |
| 八幡ヒ | 1 | N 35°E | 65°S | 350 | 150 | 0.31 | 2.8 | |
| 大荒沢本ヒ | 1 | N 75°E | 80°S | 660 | 180 | 0.35 | 4.0 | |
| 火薬庫ヒ | 1 | N 60°E | 80°S | 100 | 120 | 0.22 | 2.0 | |
| 卯根倉坑 | 本ヒ | 2 | N 10～30°E | 70°N | 1,100 | 330 | 0.75 | 3.0 |
| 卯酉ヒ | 1 | N 70°E | 65°N | 600 | 170 | 0.28 | 3.7 | |
本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， おもなものを第 11 表に示す。 金当坑の鉱脈群は 大石層中部およびこれを貫く流紋岩の岩脈のなかに胚胎している。 安久登沢坑の鉱脈群は 先新第三紀の花崗閃緑岩類・大荒沢層および大石層下部中に胚胎されている。 卯根倉坑の鉱脈群は 大石層下部および同層中部のなかに胚胎されている。
なお， 大荒沢坑の鉱脈群は 5～6 条， 走向 N 40～70°E， 傾斜 70～90°NW， 脈幅 0.1～1.5 m， 脈品位 5～6 % である。 八幡館坑の鉱脈はおもなものは 4 条， 走向 N 0～20°E または W， 傾斜 60～75°W， 脈幅 0.2～0.3 m である。
鉱石鉱物はおもに黄銅鉱・黄鉄鉱， 一部に斑銅鉱・方鉛鉱および閃亜鉛鉱であって， まれに孔雀石と輝水鉛鉱がある。 脈石鉱物は石英・緑泥石・絹雲母・方解石などである。
本鉱山は川尻地域の北部の南本内川の下流に位置し， 北上線の陸中大石沢駅の南東方約 2.5 km で， 交通の便がよい。 現在休山中である。
本鉱山付近の地質は， 大石層下部および大石層中部の岩滑沢泥岩部層からなる。 大石層下部は中性凝灰岩と火山礫凝灰岩とを主とし， 酸性凝灰岩， ときに凝灰質泥岩の薄層を挟み， 層厚 200～300 m である。 岩滑沢泥岩部層は大石層下部を整合に覆い， 泥岩と中性 - 酸性の凝灰岩・砂岩などの互層からなり， 層厚 200～300 m である。 これらの地層を貫く流紋岩・玄武岩などの岩脈がみられる。 大局的にみて走向 N 10～40°W， 傾斜 5～20°W の単斜構造を示している。
本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， 主要なものは３条で， 走向 N 30°E， 傾斜 60°E， 脈幅 0.1～1.0 m である。 鉱石鉱物は黄銅鉱・斑銅鉱・黄鉄鉱・閃亜鉛鉱などで， 脈石鉱物は石英と緑泥石とを主とする。
本鉱山は川尻地域の北西部に位置し， 横黒線の川尻駅の東方約 3.0 km， 国道 107 号沿いにあり， 交通が便利である。 現在休山中である。
本鉱山付近の地質は大石層中部の岩滑沢泥岩部層と大石層上部からなる。 岩滑沢泥岩部層は泥岩・中性凝灰岩および火山礫凝灰岩を主とし， 砂岩・酸性凝灰岩などを挟有し， 層厚 200～300 m である。 大石層上部は下位から 中性凝灰岩・火山礫凝灰岩 → 玄武岩熔岩・凝灰角礫岩 → 中性凝灰岩・泥岩 → 輝石安山岩熔岩 → 中性凝灰岩・火山礫凝灰岩の順序で重なり， 層厚 150～250 m である。 これらの各層の関係は整合である。 大石層は大局的にみて走向 N 30～60°W， 傾斜 10～20°S の単斜構造を示している。
本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， 主要なものは１条であって， 走向 N 40°E， 傾斜 55～90°W， 脈幅 0.2 m（ときに 0.5 m）である。 富鉱部の Cu 品位は平均 0.6 % に達したという。 鉱石鉱物は黄銅鉱および黄鉄鉱を主とし， 少量の閃亜鉛鉱・斑銅鉱などを伴う。 脈石鉱物は石英を主とする。
本鉱山の発見は明治初年といわれ， 後に経営者がしばしばかわり， 向山鉱山・川尻鉱山などと呼ばれた。 昭和 25 年以後， 山本鉱山と称され， 現在休山中である。 本鉱山は川尻地域の北西部， 横黒線の川尻駅の南東方約 1.0 km に位置し， 交通が便利である。 昭和 29 年の銅粗鉱量は約 500 t（Cu : 5.5 %）である。
本鉱山付近の層序は第 2 図に示すように， 下位から大石層上部および川尻凝灰岩部層である。 大石層上部は中性凝灰岩・火山礫凝灰岩などからなり， 流紋岩および玄武岩の岩脈に貫かれ，層 厚 100～200 m である。 川尻凝灰岩部層は流紋岩熔岩・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩からなり， 層厚 200～300 m である。 これらの各層の関係は整合である。 流紋岩熔岩は熔岩円頂丘をなす。 本鉱山付近の地質構造は， 大局的にみて， 走向 N 0～60°W， 傾斜 10～30°W の単斜構造を示している。
本鉱山の鉱床は網状鉱床であって， 松倉・チューブレおよび平野の３鉱床に大別される。 松倉鉱床は走向・傾斜ともに一定せず， 延長は 10 m 以下（ときに 40 m）， 平均脈幅は 0.2～0.3 m（ときに 0.4 m）である。 チューブレ鉱床は走向 N 20～25°E， 傾斜 75°W， 平均脈幅は 0.13 m である。 平野鉱床は走向 N 23～25°E， 傾斜 70～80°W， 平均脈幅 0.14 m， 延長 60 m である。 これらの鉱床の平均品位は Cu : 7～10 % である。
鉱石鉱物は黄銅鉱・輝銅鉱・斑銅鉱および黄鉄鉱を主とし， 脈石鉱物は石英・方解石・重晶石・緑泥石などからなる。
本鉱山は鷲之巣鉱山の発見と同時代（明治 34 年）頃といわれている。 大正 14 年（1925）に帝国産業（株）で採掘開始され， 昭和 25 年（1950）に田中鉱業（株）が買収した。 昭和 39 年（1964）に休山となり， 現在に至っている。 昭和 38 年度の銅鉱の産出粗鉱量は 5,928 t（品位は Cu : 2.34 %）である。
本鉱山は川尻地域の北西の鷲之巣川の下流の甲子付近に位置し， 湯田町に属する。 横黒線の大石駅から南西方約 6 km の地点にあり， 鉱山専用道路があるが， バスは通っていない。
本鉱山付近の地質は第 2 図に示すように， 大石層および小繋沢層からなる。 大石層は下位から大石層上部・川尻凝灰岩部層および甲子安山岩部層からなり， あとの２部層は指交関係をなしている。 大石層上部は中性火山礫凝灰岩を主とし， 泥岩の層厚と酸性凝灰岩などを挟み， 層厚 200～250 m である。 川尻凝灰岩部層は酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩からなり， 流紋岩の岩脈に貫かれている。 層厚 100～150 m である。 甲子安山岩部層は輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩からなり， 層厚 100～200 m である。 砂岩と泥岩とを主とする小繋沢層に被覆されている。 本鉱山付近の地層は大局的にみて N 10～20°W に傾斜する単斜構造を示しているが， 連続性に乏しい波状槢曲が認められる。
本鉱山の鉱床は鉱脈型鉱床であって， おもなものを第 12 表に示す。
| 主要鉱脈名 | 鉱脈数 | 走向 | 傾斜 | 既開発 | 平均脈幅 m |
平均品位
Cu : % | |
| 走向延長 m | 傾斜延長 m | ||||||
| 甲子本ヒ | 1 | N 55°W | 80°S | 270 | 150 | 0.30 | 5.10 |
| 甲子１号ヒ | 1 | N 55°W | 70°S | 60 | 100 | 0.25 | 2.95 |
| 甲子２号ヒ | 1 | N 55°W | 60°S | 250 | 60 | 0.30 | 4.80 |
鉱石鉱物は黄銅鉱を主とし， ２次鉱物の輝銅鉱および斑銅鉱を伴う。 そのほか， ごく少量の赤鉄鉱もみられる。 鉱石鉱物は石英を主とし， 緑泥石と方解石を伴う。
本鉱山は， 明治 34 年（1901）に深沢多吉ほかが発見し， 金山として出願された。 明治 36 年（1903）に青化製錬を開始し， 明治 42 年（1909）に溶鉱製錬を開始したが， 金の品位が次第に低下したので， 大正 4 年（1915）に銅選鉱場および銅製錬所を設置し， 銅鉱を主力とすることとなった。 その後， 大正 10 年（1921）に共立鉱業により田中鉱業（株）が買収， 土畑鉱山 鷲之巣支山として操業された。 昭和 14 年（1939）に浮游選鉱場を設置し， 盛んに稼行されたが， 昭和 38 年（1963）に鉱量・品位ともに低下し， 現在休山中である。 昭和 33 年度には銅鉱の産出粗鉱量 11,519 t（品位は Cu : 1.17 %）に達した。
本鉱山は川尻地域の北西部の鷲之巣川の下流の西方に位置し， 湯田町に属する。 横黒線の大石駅から南西方約 5 km の地点にあり， 鉱山専用道路があるが， バスは通っていない。
本鉱山付近の地質は第 2 図に示すように， 大石層からなる。 本層は下位から岩滑沢泥岩部層・大石層上部および川尻凝灰岩部層に分けられる。 岩滑沢泥岩部層は泥岩と酸性から中性火山礫凝灰岩および凝灰岩の互層からなり， 層厚 250～300 m である。 大石層上部は中性火山礫凝灰岩と凝灰岩からなり， 泥岩・酸性凝灰岩などを挟み， 層厚 100 m ± である。 川尻凝灰岩部層は流紋岩熔岩・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩からなり， 層厚は 200～350 m である。 これら各層の関係は整合である。 流紋岩熔岩は熔岩円頂丘であるが， 深部では岩脈状をなしている。 地表では長径 1,300 m， 短径 550 m である。 本鉱山付近の大石層は走向 N 20°W～N 25°E， 傾斜 10～20°W， ときに 30°W の単斜構造を示している。
本鉱山の鉱床の下部は鉱脈型鉱床であるが， 上部はいずれも含金銀網状鉱床に漸移している。 おもな鉱床を第 13 表および第 14 表に示す。 これらの鉱床は主として流紋岩熔岩中に胎胚されている。
| 網状鉱床 | 規模 | 平均品位 | ||||
| 長径 m | 短径 m | 上下延長 m | Au : g / t | Ag : g / t | Cu : % | |
| 赤倉 | 80 | 50 | 60 | 8 | 20 | 0.5 |
| 松ヅル本坑 | 20 | 10 | 30 | 6 | 17 | 1.5 |
| 風倉第１ | 25 | 20 | 60 | 8 | 20 | 1.2 |
| 風倉第２ | 35 | 25 | 95 | 10 | 30 | 1.3 |
| 昌盛 | 20 | 20 | 40 | 5 | 15 | 0.8 |
| 鉱脈型鉱床 | 鉱脈数 | 走向 | 傾斜 | 走向延長 m | 傾斜延長 m | 平均脈幅 m |
平均品位
Cu : % | 網状鉱床との関係 |
| 八千代ヒ | 1 | N - S | 70°E | 250 | 170 | 0.3 | 16 | 風倉第１に連続 |
| 風倉第１ヒ | 1 | N 30°E | 70°N | 60 | 30 | 0.2 | 15 | 松ヅル本坑に連続 |
| 風倉第２号ヒ | 1 | N 30°E | 70°S | 30 | 40 | 0.3 | 18 | 昌盛に連続 |
| 風倉第３号ヒ | 1 | N 30°E | 70°S | 120 | 60 | 0.5 | 18 | 風倉第１に連続 |
鉱山鉱物は黄銅鉱を主とし， ごく少量の閃亜鉛鉱・方鉛鉱を伴う。 網状型鉱床の上部では輝銅鉱・斑銅鉱・銅藍などの２次鉱物となっていることが多い。 また粘土脈中に自然銅および赤銅鉱を産することがある。 網状型鉱床の上部には金銀鉱物が多い。 脈石鉱物は石英を主とし， 絹雲母・緑泥石・方解石・赤鉄鉱・重晶石・石膏などを伴うことがある。
本鉱山の発見については， はっきりしないが， 明治 35 年頃から稼行されている。 現在休山中である。 本鉱山は川尻地域の北東部に位置し， 横黒線の岩沢駅の南東方約 2.5 km にあり， 交通が便利である。
本鉱山付近の地質は， 大石層からなる。 大石層は酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩を主とし， 中性凝灰岩・泥岩・流紋岩熔岩を伴って， 層厚は 500 m ± である。 本鉱山の鉱床 [ 以下の [注] 参照 ] は石膏鉱床 であって， 上記の酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩中に胎胚され， 大小の不規則な塊状をなし， あるいは脈状をなす。 一般に走向は N - S で， 延長 150 m， 傾斜は E に 40～60°で幅は約 50 m である。 塊状のものは雪花石膏を主とし， 一部に多少の硬石膏・閃亜鉛鉱などを伴い， 脈状のものは繊維石膏を主とする。 なお， 村山賢一（1937）によれば， 黄銅鉱を随伴するという。
本地域の南東部の 夏油 川の上流に夏油温泉， 北西部の 湯川 の上流に湯川温泉がある。 夏油温泉付近には 変質輝石安山岩熔岩・火山礫凝灰岩・凝灰角礫岩などからなる大荒沢層が分布している。 同温泉は食塩泉であって， pH は 6.0～7.9， 泉温は 51～59 ℃ である。 湯川温泉付近には 川尻凝灰岩部層に属する酸性火山礫凝灰岩・凝灰岩などが分布し， これら岩石中から湧出している。 同温泉は食塩含有 芒硝泉 [ = 硫酸イオンが主成分でナトリウムが多い鉱泉 ] であって， pH は 7.1～7.5， 泉温は 45～62 ℃ である。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Akita (6) No. 41
By Atsushi ŌZAWA, Yushi FUNAYAMA ＆ Nobu KITAMURA (Written in 1969)
The mapped area is located in the Back-bone Ranges between Iwate and Akita Prefectures, North-east Japan. The stratigraphic sequence of the area is summarized in Table 1.
| Geological Age | Stratigraphy | ||
| Quaternary | Recent | Alluvium | |
| Pleistocene | Younger volcanics | Diluvium | |
|
Neogene
Tertiary | Pliocene |
Kunimi-yama andesite
Moto-hata formation | |
|
| |||
| Miocene | Hana-yama formation |
| |
| Kuro-sawa formation | Hishi-nai formation | ||
| Kotsunagi-zawa formation | Tsuna-tori formation | ||
| Suzukamo-gawa formation | |||
|
Kawa-shiri tuff member
Ōishi formation | |||
| Ōara-sawa formation | |||
| Pre-Neogene |
Granodiorites
Palaeozoic formation | ||
The Pre-Neogene rocks which are exposed sporadically in the core of the broad anticline of the Backbone Ranges consist of the Paleozoic sediments and the granodiorites.
The Paleozoic sediments consist chiefly of black clayslate and are associated with black schist, green schist and limestone. The granodiorites are mainly of hornblende - biotite granodiorite.
The Ōara-sawa Formation, the lowest of the Neogene throughout the mapped area, is developed in the axial part of the broad anticline constructing the Back-bone Ranges. It consists of altered pyroxene andesite lava, lapilli tuff, tuff breccia etc. Almost all of these volcanics shows greenish purple colour owing to alteration such as chloritization, epidotization, silicification, carbonatization and other hydrothermal mineralization.
The Ōishi Formation conformably overlies the Ōara-sawa Formation, and is most widely developed in the mapped area. The formation is divided into the Lower, Middle, Upper and Upper-most parts, and the litho-facies of each part is as follows．
Lower part (thickness 100～300 m) : Pyroxene andesite tuff breccia, lapilli tuff, lava, acid lapilli tuff, tuff etc.
Middle part (thickness 50～300 m) : Mudstone, intermediate lapilli tuff and tuff associated with acid tuff and sandstone. Mudstone often contains molluscan fossils.
Upper part (thickness 50～250 m) : Pyroxene andesite lapilli tuff, tuff breccia, lava, and tuff, and contains acid tuff, basalt lava and mudstone.
Mudstone often contains molluscan fossils．
Upper-most part (thickness 100～400 m) : Rhyolite lava, lapilli tuff, tuff, pyroxene andesite tuff breccia, lapilli tuff, lava and subordinate mudstone．
The Kotsunagi-zawa Formation conformably (partly unconformably) overlies the Oishi Formation in the westen part of the mapped area. It consists chiefly of sandstone and mudstone and contains acid tuff, basalt tuff breccia and lapilli tuff. The formation yields molluscan fossils．
The Suzukamo-gawa Formation conformably (partly unconformably) overlies the Oishi Formation in the eastern part of the mapped area. It consists chiefly of sandstone and mudstone, and contains acid tuff, pyroxene andesite lava and pyroclastics. The formation yields molluscan fossils and is correlated with lower part of the Kotsunagi-zawa Formation．
The Tsuna-tori Formation conformably overlies the Suzukamo-gawa Formation in the eastern part of the mapped area. It consists chiefly of sandstone, mudstone and acid tuff. It yields molluscan fossils and is correlated with Upper part of the Kotsunagi-zawa Formation．
The Tertiary granites was intruded into the Ōara-sawa, Ōishi and Kotsunagi-zawa Formations along the sheared zone. It is the complex of hornblende quartz diorite, quartz diorite porphyrite, quartz porphyry, rhyolite etc. The hornblende quartz diorite occupies a central main portion of the body, while the quartz porphyry and rhyolite represents a marginal facies.
The Kuro-sawa Formation unconformably overlies the Kotsunagi-zawa Formation in the western part of the mapped area. It consists chiefly of sandstone, is associated with mudstone, conglomerate and acid tuff, and yields molluscan fossils.
The Hishi-nai Formation conformably overlies the Tsuna-tori Formation in the eastern part of the mapped area. It consists chiefly of sandstone and mudstone, yields molluscan fossils, and is correlated with the Kuro-sawa formation.
The Hana-yama Formation unconformably overlies the Kuro-sawa Formation in the western part of the mapped area. It consists chiefly of sandstone, mudstone, and dacite tuff, ands yields plant fossils.
The Moto-hata Formation unconformably overlies the Tsuna-tori and Hishi-nai Formations in the eastern part of the mapped area. It consists chiefly of sandstone, conglomerate and siltstone, and yields molluscan fossils.
The Kunimi-yama andesite unconformably overlies the Tsuna-tori and Hishi-nai Formation and interfingers with upper part of the Moto-hata Formation. It consists chiefly of pyroxene andesite lava, tuff breccia and volcanic breccia and contains lapilli tuff, tuff and sandstone.
The younger volcanics occupy the southern part of the mapped area. It consists chiefly of pyroxene andesite lava and its pyroclastics.
In this mapped area, many metallic ore deposits such as gold, silver, copper, zinc and iron are found as shown in Table 2. Most common and abundant type are chalcopyrite fissure-filling veins and chalcopyrite network deposits.
| Mine | Ore deposit | Ore mineral | Country rock | ||
| … | |||||
昭和 46 年 3 月 20 日 印刷 昭和 46 年 3 月 25 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1971，Geological Survey of Japan