地域地質研究報告
５万分の１図幅
秋田（6） 第 48 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 1. 地形 1.1 西部地区 1.2 中部地区 1.3 東部地区 2. 地質概説 2.1 研究史 2.2 地質概説 2.3 地質構造 2.3.1 概説 2.3.2 院内構造運動 2.3.3 三途川構造運動 2.3.4 出羽変動 3. 神室山花崗岩類 4. 新第三系 4.1 湯ノ沢川層 4.2 雄勝川層 4.3 皿川層 4.4 飯沢層 4.5 大仙山層 4.6 畑村層 4.7 須郷田層 4.8 女川層 4.9 加無山安山岩 4.10 朝日森流紋岩 4.11 月山流紋岩 4.12 粗粒玄武岩 4.13 台山石英閃緑岩類 4.14 三途川層 4.15 甑山石英安山岩 5. 第四系 5.1 川井山石英安山岩 5.2 母沢安山岩 5.3 段丘堆積物 5.4 冲積層 6. 応用地質 6.1 院内鉱山 6.1.1 沿革および位置 6.1.2 地質 6.1.3 鉱床 6.1.4 鉱床の胚胎時期および場所 6.2 松岡鉱山 6.2.1 沿革および位置 6.2.2 地質 6.2.3 鉱床 6.3 そのほかの金属鉱床 6.3.1 日長鉱山 6.3.2 弥生鉱山 6.4 温泉 6.5 石材 文献 Abstract 図版
付図の目次 第 1 図 湯沢図幅地域の地形区分 第 2 図 湯沢図幅地域付近の地質略図 第 3 図 湯沢図幅地域付近の地質構造 第 4 図 湯沢図幅地域の地質構造 第 5 図 東北裏日本緑色凝灰岩地域秋田地方新第三系の堆積盆の模式図 第 6 図 （南沢川上流でみられる大仙山層中の玄武岩の枕状熔岩） 第 7 図 （羽後町水呑付近でみられる畑村層） 第 8 図 院内鉱山付近地質図 第 9 図 院内鉱山の主要鉱脈分布図 第 10 図 院内鉱山の大切坑地並における鉱況 第 11 図 院内鉱山の下一番坑における鉱況 第 12 図 院内鉱山の下二番坑における鉱況 第 13 図 院内鉱山の下三番坑における鉱況 第 14 図 院内鉱山の下四番坑における鉱況 第 15 図 院内鉱山の下五番坑における鉱況 第 16 図 院内鉱山の下六番坑における鉱況 第 17 図 院内鉱山の下七番坑の鉱況 第 18 図 院内鉱山の下八番坑の鉱況 第 19 図 秋田山形県境地城の鉱脈型鉱床分布図
付表の目次 第 1 表 湯沢図幅地域の地質総括表 第 2 表 須郷田層中の有孔虫化石 第 3 表 須郷由層中の海棲化石（Ⅰ） 第 4 表 須郷田層中の海棲化石（Ⅱ） 第 5 表 三途川層の植物化石 第 6 表 院内鉱山の主要鉱脈
図版の目次 第 Ⅰ 図版 1 山の田断層群付近の空中写真 第 Ⅰ 図版 2 南沢断層群付近の空中写真 第 Ⅱ 図版 1 紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅴc 型）の顕微鏡写真 第 Ⅱ 図版 2 橄欖石玄武岩熔岩（Ⅲb 型）の顕微鏡写真 第 Ⅲ 図版 1 紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅴd 型）の顕微鏡写真 第 Ⅲ 図版 2 紫蘇輝石普通輝石安山岩（Ⅴd 型）の顕微鏡写真
地域地質研究報告
（昭和 53 年稿）
５万分の１図幅
秋田（6） 第 48 号
湯沢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， 大口の未発表資料， 著者らによる昭和 52 年度の野外と室内との調査研究資料， および 三田勲・鈴木満の両氏の [ 秋田大学 鉱山学部 ] 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。
湯沢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・ 同大学 同学部 鉱山地質学教室の藤岡一男 名誉教授および的場保望 助教授に 深甚の謝意を表する。 なお， 同和鉱業株式会社および古河鉱業株式会社から 雄勝 町 院内 盆地での試掘井の資料を， 古河鉱業株式会社から院内鉱山の地質鉱床に関する未発表資料を使用させていただいた。 特に感謝する次第である。 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・ 東北大学 岩石鉱物鉱床学教室の田口一雄 助教授・ 岩手大学 教育学部の片田正人 助教授・ 秋田大学 鉱山学部 鉱山地質学教室 大学院の馬場敬・佐野尚文・鈴木満の諸氏， および関東基礎設計株式会社の三田勲氏に感謝の意を表する。 本地質研究報告書を発表するにさいし， [ 地質調査所 ] 所内の一色直記・野沢保・小野晃司・坂本亭・佐藤博之および上村不二雄の各技官から 御助言および御教示をいただいた。 また， 本報告書の作成にさいし， 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・大野正一および宮本昭二の各技官に作っていただいた。 岩石の顕微鏡写真については 正井義郎 技官をわずらわした。
湯沢図幅地域の地形は 主として女川階の堆積時から船川階の堆積前までの 院内 構造運動（地質構造の項 [ 2.3.2 院内構造運動 ] で詳述）によって形成された断層群によっていくつかの地区に分けられる（第 1 図）。 すなわち， [ 図幅地域東西中央付近の ] 飯沢 断層群および 切留 断層群以西の相対的に沈降した 西部地区 ， 上記の断層群と 山の田 断層群（ [ 巻末の ] 第 1 図版 1）との間の相対的に隆起した 中部地区 および， 山の田断層群以東の 東部地区 である。 東部地区は 桧山 断層群・ 南沢 断層群（ [ 巻末の ] 第 1 図版 2）・湯沢断層群などによって あとで述べるようにさらに細分される。
西部地区は南から北にむかって少しずつ低くなる地形をなし， 北半分と南半分とにさらに細分される。
西部地区の北半分は大部分で定高性を持っていて， ほぼ海抜 300～400 m の高度を有する山陵をなす。 この山稜のあいだを高度 150～300 m を示す 笹子 川・ 丁 川・石沢川などが流れている。 起伏量が少なく， 開析を受けた老年期地形を示し， 丘陵地をなす。 この北半分の地質は 畑村層 [ Hb, Ht, Hw ] ・ 須郷田 層 [ Ss, St ] ・女川層 [ Om ] からなり， 酸性～塩基性火山砕屑岩および正規堆積岩類からなる。 ところどころに 朝日森 流紋岩 [ Ry2 ] および 月山 流紋岩 [ Ry3 ] に属する流紋岩の熔岩円頂丘があって， 高度 400 m 以上で， 特に月山では海抜 638.9 m の高度を示す。 また， 畑村層 清水渕 凝灰岩部層 [ Hw ] （熔結凝灰岩をともなう）からなる三角点 568 m 高地付近の山陵では高度 400 m 以上である。
西部地区の南半分は 北半分より高度が一段と高くなり， 大部分で高度 500 m 以上， 秋田と山形の県境の山陵では高度 750 m 以上である。 湯沢図幅地域内の最高点の大森山（海抜 1,077.7 m）がここに位置している。 起伏量が大きく， 谷密度が少なく， 壮年期地形を示す。 この南半分の地質は 主として女川層 [ Om ] および， 同層の堆積時に噴出した 加無山 安山岩 [ An1 ] からなる。 女川層の硬質泥岩 [ Om ] と加無山安山岩の熔岩・火山砕屑岩 [ An1 ] が重なり， 急崖および滝を多数作っている。 急峻な山岳地帯を形成し， 河川は急勾配の山腹に深く切り込み， V 字形の谷を作り， 下刻作用がとくに著しい。
中部地区は大部分で高度 500 m 以上， [ 図幅地域中央やや西の ] 姥井戸 山（海抜 926 m）付近および [ 図幅地域南端付近の ] 甑 山（海抜 981.4 m）などでは 750 m 以上の山陵をなす。 本地区 [ = 中部地区 ] の北部では北に向かって少しずつ低くなる地形をなし， 北端部では高度 200 m 以下となる。 中部地区は 西部地区と比較して 相対的に隆起量の著しい地区である。 両地区の境をなす切留断層群では地層転位の見掛の落差は少ないが， 飯沢断層群の大部分では地層の転位が著しく， 見掛の落差は 200～400 m， ところにより 400 m 以上に達する。 飯沢断層群は地形によくあらわれている。 本地区 [ = 中部地区 ] は北部・南端部および中南部の小地区に分けられる。
中部地区の北部では北にゆるく低くなる ほぼ海抜 200～500 m の高度の山稜をなし， 起伏量が少なく， 晩壮年期というよりもむしろ老年期に近い地形を示す。 地質は主として飯沢層 [ Ia, Im ] ・畑村層 [ Ht ] および須郷田層 [ Ss ] からなり， 大局的にみて谷もしくは沢では安山岩熔岩および同質火山砕屑岩から， 山陵では砂岩および礫岩からなり， 地層の傾斜が地形に現われ， 遠望すると 北にゆるく傾斜する地形を形成している。
中部地区の中・南部では 高度が１段と高くなり， 大部分で高度 500 m 以上を示し， 起伏量が大きく， 谷密度が少なく， 壮年期地形を示す。 地質は主として湯ノ沢川層 [ Ya ] ・飯沢層 [ Ia ] ・ 雄勝川 層 [ Oc, Ow ] ・ 皿川 層 [ Sv, Da1 ] および 大仙山 層 [ Db, Dt ] からなる。 大局的にみて 地層の傾斜がゆるいので， 川または沢では 安山岩熔岩および同質火山砕屑岩から， 山稜および山稜に近い山腹では 玄武岩熔岩をともなう酸性火山砕屑岩からなる。 ところどころに急崖および滝を作り， 比較的急峻な山岳地帯を形成し， 河川は急勾配の山腹に深く切り込み V 字形もしくはそれに近い谷を作る。 下刻作用がところにより著しい。 しかし， 西部地区の南半分の秋田と山形の県境一帯ほどは急峻でない。
中部地区の南端部は高度 500～700 m と高いが， 起伏量がごく少なく， ゆるく傾斜した丘陵をなす。 地質は須郷田層 [ Ss（および St ?） ] および女川層 [ Om ] を主とし， ほとんど正規の堆積岩類からなる [ ← 須郷田層の St は正規の堆積岩類ではなく 酸性凝灰岩および火山礫凝灰岩 ] 。 この南端部に女川層を貫ぬいて甑山を構成する石英安山岩熔岩 [ Da2 ] の円頂丘（大きさ 0.3～0.7 × 1.9 km2・比高 200～280 m）が噴出していて， 美しい熔岩円頂丘をなす。
東部地区は多数の断層群によって細かく分けられる。 すなわち， [ 1 ] 山の田断層群と松岡断層群とに挟まれた細長い地帯， [ 2 ] 桧山断層群・湯沢断層群および藤倉断層群を結ぶ構造帯以北の北部， [ 3 ] 山の田断層群・ 桧山断層群・ 南沢断層群・ 湯沢断層群および役内川断層群にかこまれた多角形の中部（院内盆地）， [ 4 ] 山の田断層群・南沢断層群および 役内川 断層群にかこまれた南部および， [ 5 ] 藤倉断層群・湯沢断層群および役内川断層群にかこまれた南東部である。
東部地区の細長い地帯 [ 1 ] は 南方の飯沢層 [ Ia ] ・須郷層 [ Ss ] などからなるところでは晩壮年期地形を示すが， 北方の女川層 院内凝灰岩部層 [ Ot, Ry1 ] からなるところでは老年期地形を示す。 白山 など流紋岩熔岩 [ Ry1 ] からなるところでは やや高いが， ほかでは起伏量はごく少ない。
東部地区の北部 [ 2 ] では山地は北に向かって少しずつ低くなる地形をなし， 平地では新しい時期に作られた湯沢断層群によって河川の方向を支配され， その方向に雄物川が流れている。 同川にそって低地が発達し， 段丘堆積物 [ td ] と広い面積を占める冲積層 [ a ] がみられる。 ここの山地は [ 湯沢市 ] 桧山 （海抜 613 m）付近一帯以外では高度 500 m 以下で， 遠望すると 地層のゆるい傾斜に支配され， 北に向かって次第に低くなる地形をなす。 地質は 神室山 花崗岩類 [ Gr ] ・湯ノ沢川層 [ Ya ] ・飯沢層 [ Ia ] ・畑村層 [ Ht, Hb ] とからなり， これらは 大局的にみて ほぼ水平に近い北傾斜をもって重なっている。 起伏量が大きく， 雄物川沿いの東方および西方の山腹は特に急峻である。 [ 湯沢市 ] 桧山付近および北方一帯は準平原化されている。 晩壮年期地形を示す。
東部地区の中部（院内盆地） [ 3 ] の周縁部は多角形を形成する断層群によって切られる。 周縁部の山稜で高度 400～500 m で， 盆地のほぼ中南部に位置する上院内～下院内付近に向かって低くなり， 遂に高度 160～180 m となる。 上記の両院内に向かって放射状に 松根川・山の田沢川・ 十分一沢 川・南沢川・雄勝川・湯ノ沢川などの河川が流れこんでいる。 院内盆地の地質は 主として女川層 院内凝灰岩部層 [ Ot ] を構成する酸性軽石凝灰岩・火山礫凝灰岩など， および女川層の堆積時に噴出した加無山安山岩 [ An1 ] の熔岩・火山砕屑岩などからなる。 地形と地質構造とはよく調和し， 両院内に向かって 10～30°の緩傾斜を示す盆状構造をなす。 本盆地では周縁部で比較的起伏量が大きいが， ほかでは余り大きくなく， 下刻作用も進んでいない。 晩壮年期地形を示す。
東部地区の南部 [ 4 ] は 上述の院内盆地が沈降地区であるのに対し， ここは相対的隆起地区である。 高度 500 m 以上が約半分を占め， 大仙山 （海抜 920 m）付近一帯および鳥帽子山（海抜 954.2 m）付近一帯では高度 750 m 以上を示す。 起伏量が大きく 谷密度が少ない 壮年期地形を示す。 地質は神室山花崗岩類 [ Gr ] ・ 湯ノ沢川層 [ Ya ] ・大仙山層 [ Db, Dt ] ・須郷田層 [ Ss, St ] および女川層 [ Om（および Ot ?） ] などからなる。 後２者からなるところでは 中部地区の南端と同じく 高度が高いが， 起伏量がごく少なく， ほとんど正規の堆積岩類からなる。 前森山を構成する流紋岩熔岩 [ Ry2 ] の円頂丘が突出し， 周りと不調和な地形を示す。
東部地区の南東部 [ 5 ] では 三途川 層の主として正規堆積岩類 [ Sm ] を 第四系の石英安山岩火山砕屑岩 [ Da3 ] ・安山岩熔岩 [ An3 ] などが被覆し， 第四紀の火山地帯特有の地形を示す。 すなわち， 本地域の南東端（海抜 600 m 以上）から北方・北西方および西方に向かって， 初めは比較的急傾斜であり， 下流に行くと次第にゆるくなる地形を示す。 御返事 川・寺田川・大沢 [ ← これらの河川は地質図上では確認しづらい ] などが放射状に下流 [ = 雄物川 or 役内川 ] に向かって流れている。
湯沢図幅地域の新第三系の層序区分を初めて行ない， 緑色凝灰岩層を特徴づける火山学類についての岩石学的研究をしたのは 加藤（1949・1951・1952）・KATO（1955）および加藤・島田（1953）である。 それ以前には 院内鉱山の地質および鉱床についての記述があるのみである。 戦前に千谷（1930）によって「院内統」なる名称が使用されたが， 模式地の院内凝灰岩部層が女川層に属することがはっきりしているので， [ 院内統は ] 現在では使用されていない。 千谷（1930）によると， 院内統とは 秋田地方の第三紀層最下部で， 主として酸性ないし塩基性の火山岩類からなり， 砂岩・泥岩などを挟み， 緑色凝灰岩層とも呼ばれる。 層厚 1,000 m 以上で， 上位の男鹿島統と整合（一部不整合）で， その時代は中新世の前期である。 また， 上床（1941）による東北日本の第三系の生物層位学的区分で最下部統である。
KATO（1955）は 横手盆地および新庄盆地の第三系について， 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層（層厚 400～500 m）・須郷田層（層厚 100 m）・ 金山 層（層厚 100～600 m) （前２者が後者に対比される）， さらに これらを整合に被覆する 草薙 層・ 二井山 層（両層は女川層に対比される）に分けた。 また， 院内層と須郷田層とは一部不整合関係を示す。 加藤（1952）および KATO（1955）によれば， 以下の記述の通りである。
加藤（1952）および KATO（1955）は， 当時としては よく大局を把握した研究である。
そのご， 大沢および角（1961）は [ 本図幅の ] 南隣の羽前 金山 図幅地域の及位層および金山層の層序学的細分を行なった。 本図幅地域に接する地区の及位層（層厚 1,200 m 以上）を 下位から， 中ノ股 凝灰角礫岩層（層厚 350 m 以上）・ 赤倉 凝灰岩層（層厚 600 m 以上）および 朴木沢 凝灰角礫岩層（層厚 250 m 以上）に分けた。 調査研究の当時（1956～59 年）には， KATO（1955）の及位層は 少なくとも２つの層（Formation）に分けられるのではないかと考えたが， 決定的証拠がなく， 上述の岩層を部層名として採用し， 加藤の及位層をそのまま採用した。 本図幅地域の湯ノ沢川層 [ Ya ] は ほぼ中ノ股凝灰角礫岩層に， 雄勝川層 [ Oa, Oc, Ow ] は赤倉凝灰岩層と朴木沢凝灰角礫岩層を合せたものにほぼ対比される。
また， 大沢・角（1961）が命名した 台山 石英閃緑岩類 [ Qd ] の周囲には各所に接触変成帯が発達する。 代表的なものは 陽起石緑簾石絹雲母ホルンフェルスで， そのほかに柘榴石緑簾石陽起石ホルンフェルス・ 黒雲母陽起石ホルンフェルスおよび電気石絹雲母ホルンフェルスがある。
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 ほぼ同層準のものではないかとの疑いをもち， 追跡した結果， 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を明らかにした。 なお， 田口・谷田（1959）は加藤の及位層の中から 熔結凝灰岩を発見し， その重要性について論じた。 田口は， 加藤の及位層の内容などについて早くから疑問をもち， 詳細な研究を行なった新庄地域の研究結果から 少なくとも２つの層準， すなわち西男鹿階と台島階があることを確信していた [ 以下の [注] 参照 ] 。 これらの田口による研究は 加藤の研究を大きく前進させたものである。 TAGUCHI（1962）による 秋田・山形県境地域地質図（本図幅地域を含め５万分の１地形図にて数葉の範囲）は， 現在の知識からみても 大局がよく表現された労作である。
そのご， [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域を中心に長期間地質研究を行なった沓沢（1963）は 次の事を指摘した。
最近， 大口（1974）は， 本図幅地域の南東部から [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北東部をへて [ 本図幅の南東隣の ] 秋ノ宮図幅地域の北西部にいたる地区の地質研究を行ない [ 以下の [注1] 参照 ] ， より詳細で正確な地質層序を確立した。 大口により， 本地域内およびごく隣接した地区について， 下位から瀬見層・老ノ沢層・及位層および新田川層に細分された。 いわゆる「及位層」は 潮見層（層厚 170 m 以上）・老ノ沢層（層厚 250～350 m） [ 以下の [注2] 参照 ] および及位層（層厚 400 m 内外）に分けられ， かって田口（1960）および TAGUCHI（1962）が指摘したように 2～3 の層（Formation）からなることが よりはっきりした。
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湯沢図幅地域は 東北裏日本 緑色凝灰岩地域に属し， 本図幅地域の地質は 白亜紀の神室山花崗岩類と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 1 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。 また， 本図幅地域内の地質構造を第 4 図に示す。
| 時代 | 層序 | 模式図 | 岩質 | 化石 | 火成活動 | 備考 |
| … | … | |||||
神室山 花崗岩類 [ Gr ] は本図幅地域東部に分布し， 角閃石黒雲母花崗閃緑岩および片麻状花崗閃緑岩からなる。
新第三系は， 下位から 湯ノ沢川層・ 雄勝川層・ 皿川層・ 飯沢層・ 大仙山層・ 畑村層・ 須郷田層・ 女川層・ 加無山安山岩・ 朝日森流紋岩・ 月山流紋岩および三途川層 [ および 甑山石英安山岩 ] に分けられる。 前７者 [ = 湯ノ沢川層～須郷田層 ] は いわゆる「緑色凝灰岩」であって， 女川層は「含油第三系」である。 なお， 女川層の堆積時に [ 粗粒玄武岩の岩脈および岩床（Do）と ] 台山 石英閃緑岩類 [ Qd ] が併入している [ 以下の [注] 参照 ] 。
湯ノ沢川 層 [ Ya ] は 新第三系の最下位を占めて， 本図幅地域の中部から東部にかけて分布し， 中性の火山岩類からなり， いわゆる「変朽安山岩」と呼ばれるものでなる。 層厚は 100～500 m であって， [ 図幅地域北東部の ] 雄物川沿いでは 100～250 m で薄い。 模式地の湯ノ沢川 [ ← 院内の南方 2 km～ ] から小沢 [ ← 院内の南東方 4 km ] の西方一帯の地区では 300～500 m である。 変質輝石安山岩熔岩・同質の凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 凝灰岩および熔結凝灰岩を挟んでいて 正規堆積岩を伴なっていない。 自破砕熔岩がみられる。 未だ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・秋田の県境地域の大荒沢層（北村（1959）; 大沢・舟山・北村（1971））にほぼ対比される。
[ 湯ノ沢川層の後の ] 雄勝川層・皿川層および飯沢層は同時異相と考えられる。
雄勝川 層 [ Oa, Oc, Ow ] は 湯ノ沢川層を不整合に被覆し， 本図幅地域の中部と中南部に分布し， 中性火山岩類・石英安山岩熔結凝灰岩などからなる。 層厚は 300～550 m であって， 中部では 300～400 m， 中南部 [ ← 図幅地域南端の東西中央やや東方 ? ] ではやや厚く， 400～550 m である。 岩質により 下半部と上半部（南沢熔結凝灰岩部層）とに分けられる。 下半部は（変質）輝石安山岩凝灰角礫岩・ 火山角礫岩・ 火山円礫岩・ 火山礫凝灰岩および礫岩 [ Oc ] を主とし， 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩・ [ 変質輝石安山岩の ] 熔岩 [ Oa ] などを挟んでいて， 層厚は 100～200 m である。 上半部の 南沢 熔結凝灰岩部層 [ Ow ] は 角閃石黒雲母石英安山岩熔結凝灰岩・ 黒雲母石英安山岩凝灰岩・ 火山礫凝灰岩などからなり， 層厚は 250～350 m である。 [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北部の塩根川沿いの 赤倉の北方の沢の本層の下半部から海棲貝化石の破片がみつかっている。 本層は 秋田県 男鹿半島の台島層の下半部， および岩手・秋田の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。
皿川 層 [ Sv（および Da1） ] は雄勝川層の同時異相であって， 本図幅地域の南西部に分布し， 主として中性火山岩類からなり， 層厚は 300～400 m である。 変質輝石安山岩凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 熔岩・火山角礫岩・ 石英安山岩熔岩 [ Da1 ; 以下の [注] 参照 ] ・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩などを挟んでいる。 未だ化石は発見されていない。
飯沢 層 [ Ia（および Im） ] は湯ノ沢川層を整合に被覆し， 本図幅地域の北部から北東部に分布し， 中性火山岩類を主とする。 層厚は 100～500 m であって， 模式地の飯沢 [ ← 図幅地域東西中央・北端から南方に 2 km 弱 ] の一帯およびその東方では 250～500 m であるが， 雄物川の東方では 100～150 m で薄い。 （変質）輝石安山岩熔岩・同質の凝灰角礫岩・火山角礫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・ 泥岩 [ Im ] などを挟んでいる。 本層の下部から（ 阿仁合 型 ?）植物化石を産する。
[ 飯沢層の後の ] 大仙山層と畑村層とは同時異相である。
大仙山 層 [ Db, Dt ; 「名無し」の Bs も大仙山層か ? ] は雄勝川層を不整合に， 皿川層を整合（一部不整合）に被覆し， 本図幅地域の中部および南西部に分布し， 塩基性火山岩類を主とする。 層厚は 100～450 m であって， 模式地の大仙山の一帯では 300～450 m である。 橄欖石玄武岩熔岩・橄欖石普通輝石玄武岩熔岩・同質の火山礫凝灰岩および凝灰岩を主とし， 玄武岩凝灰角礫岩・ 火山角礫岩・ 輝石安山岩火山砕屑岩・ 酸性凝灰岩・ 火山礫凝灰岩および少量の砂岩と泥岩を挟んでいる [ 以下の [注1] 参照 ] 。 珪化木および台島型植物化石を産する。 本層は 秋田県 男鹿半島の台島層の上部にほぼ対比される。 本層および後述の畑村層の中に多い玄武岩熔岩および同質の火山砕屑岩は， 秋田県 太平山周縁地域の 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2] 参照 ] 。
畑村 層 [ Hb, Ht, Hw ] は皿川層および飯沢層を整合に被覆し， 本図幅地域の北西部および北東部に分布し， 酸性から塩基性の火山岩類を主とする。 層厚は 100～200 m であるが， ところにより 400 m に達する。 岩質により 主部 [ Hb, Ht ] と 清水渕 凝灰岩部層 [ Hw ] とに分けられる。 主部は 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩・安山岩火山砕屑岩 [ ← これらは Ht ] ・ 玄武岩熔岩および同質の火山砕屑岩 [ ← これらは Hb ] を主とし， 砂岩・泥岩 [ ← これらも Ht ] および まれに礫岩を挟んでいる。 清水渕凝灰岩部層 [ Hw ] は 黒雲母石英安山岩凝灰岩・火山礫凝灰岩および黒雲母石英安山岩熔結凝灰岩からなり， 層厚は 0～200 m である。 本層中から珪化木および台島型植物化石を産する。
須郷田 層 [ Ss, St ] は 飯沢層・大仙山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 [ Ss ] を主とし， 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩 [ St ] および泥岩 [ ← これも Ss になっている ; また， 酸性凝灰岩は Ss にも含まれている ] を挟んでいる。 層厚は 100～200 m で薄い。 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, Ot（および Ry1） ] は須郷田層を整合に被覆し， 本図幅地域内に広く分布し， 硬質泥岩・酸性火山砕屑岩などからなり， 層厚は 300～600 m である。 岩質により 女川層特有の硬質泥岩を主とする主部 [ Om ] と 酸性火山砕屑岩を主とする 院内 凝灰岩部層 [ Ot（および Ry1） ] とに分けられる。 主部は硬質泥岩を主とし， 塊状泥岩・酸性凝灰岩および砂岩を挟んでいる。 院内凝灰岩部層 [ Ot ; 以下の [注] 参照 ] は酸性軽石凝灰岩および火山礫凝灰岩を主とし， 泥岩を挟んでいる。 本層中の化石は Sagarites chitanii MAKIYAMA， 魚隣， 放散虫および石藻が多いが， 有孔虫は少ない。
加無山 安山岩 [ An1 ] は 女川層の堆積時に噴出したもの で， 本図幅地域の南西部および中部に分布している。 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩・同質凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 最も厚いところでは 600 m 以上に達する。
朝日森 流紋岩 [ Ry2 ] は 女川層の堆積時に噴出したもの で， 本図幅地域の西部に分布している。 角閃石流紋岩熔岩・有色鉱物を欠く斜長石の目立つ流紋岩熔岩などからなり， 熔岩円頂丘をなし， 岩体の周縁部では岩脈をなす。
月山 流紋岩 [ Ry3 ] も 女川層の堆積時に噴出したもの で， 黒雲母流紋岩熔岩の円頂丘をなす。
女川層の堆積時に迸入した 粗粒玄武岩 [ Do ] の岩脈および岩床が 本図幅地域の西部に点々と分布している。
台山 石英閃緑岩 [ Qd ] は 女川層の堆積時に迸入したもの で， 本図幅地域東半部に点々と分布し， 角閃石閃緑岩・角閃石石英閃緑玢岩などからなる。
三途川 層 [ Sm（および An2） ] は 神室山花崗岩類・湯ノ沢川層および女川層の院内凝灰岩部層などを不整合に被覆し， 本図幅地域の南東部に分布している。 主として泥岩・砂岩・酸性凝灰岩および礫岩からなる 湖成層 [ Sm ; 以下の [注] 参照 ] である。 層厚は 200～400 m である。 本層中から植物化石を豊富に産する。 本層は 秋田県 男鹿半島の船川層にほぼ対比される。
甑山 石英安山岩 [ Da2 ] は 女川層を貫ぬいて噴出したもの で， 本図幅地域の南西部 [ の甑山の周辺 ] に分布し， 角閃石石英安山岩熔岩からなり， 熔岩円頂丘をなす。
第四系は 下位から川井山石英安山岩・母沢安山岩・段丘堆積物および冲積層に分けられる。
川井山 石英安山岩 [ Da3 ] は 三途川層を不整合に被覆して， 本図幅地域の南東部に分布し， 主として角閃石石英安山岩火山砕屑岩からなる。
母沢 安山岩 [ An3, Vd ] は 三途川層を不整合に被覆して， 本図幅地域の南東部に分布している。 紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩を主とし， 同質の凝灰角礫岩・火山角礫岩などを挟んでいる [ 以下の [注] 参照 ] 。
段丘堆積物 [ td ] および冲積層 [ a ] は泥・砂および礫からなり， 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， 湯沢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 湯ノ沢川層の堆積時（西男鹿期） [ 以下の [注1] 参照 ] には 多量の変質輝石安山岩（いわゆる「変朽安山岩」）熔岩および 同質の火山砕屑岩の噴出があった。 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たが， 少し離れた地区では厚さ 0 m であって [ 以下の [注2] 参照 ] ， 湯ノ沢川層の堆積時の堆積盆全体の規模が小さかったと考えられる。 青森県の南部から岩手県の西部・秋田県全域をへて山形県の北部にわたる広域についてみると， 湯ノ沢川層に対比される地層について， 青森と秋田の両県の県境地域では藤倉川層（層厚は 300～800 m ; 大沢（1962））， 秋田県の北部から中部地域では大又層（層厚は 300～1,100 m ; 斉藤・大沢（1956））， 男鹿半島地域では西男鹿層群（層厚は約 1,000 m 内外）， 岩手県の西部では大荒沢層（層厚は 100～800 m）， 秋田県の南部から秋田と山形の県境地域では湯ノ沢川層（層厚は 100～500 m）と呼ばれている。 これらの各層全体の大きな特徴は， 正規の堆積岩がごく少ないか もしくは欠いていて， 変質安山岩を主とし 変質玄武岩や ところにより石英安山岩などをともなう 火山岩類のみから構成されていること， および， ほとんど化石が発見されていないこと [ 以下の [注3] 参照 ] である。 また, [ これらの各層は ] 新第三系の基盤をなす花崗岩類か， もしくは 先第三系堆積岩類の分布している地域に限られる。 地質調査所・金属鉱業事業団などの深部試掘井のデータによれば， これらの各層は 現在 地表に露出している地区からはなれると 地下に殆んど分布せず， より上位の地層が直接 新第三系の基盤をなす上記の岩類を 不整合に被覆している。 青森県の南部から山形県の北部にいたる広域な地域内に 少なくとも 10 地区に分布し， その地区毎の大きさは最大露出面積が 100～300 km2 で， 試掘井のデータから確認された部分を含めると， 推定分布面積は 150～400 km2 である。 推定分布地区の長軸方向は 多くの場合に N 0～60°W である。 地質図に表現しなかったが， 湯沢図幅地域には 副次的な NS 方向・NW - SE 方向および NNE - SSW 方向の断層や割目が多数みられる。 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あろう。 噴出様式は 熔岩と火山砕屑岩との重なった成層火山であった [ 以下の [注4] 参照 ] 。 これら熔岩などは浅い海底に流れ込んだ。 一部の地区では 相対的な沈降量より堆積量がまさって陸化し， 熔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が 15～20 km， 長さが 50～60 km で， 長軸方向は NNW - SSE であったと推定される。
次の同時異相の雄勝川層・皿川層および飯沢層の堆積時（広義の台島期の前半）には， 多量の （変質）輝石安山岩熔岩・同質の火山砕屑岩・ 角閃石黒雲母石英安山岩熔結凝灰岩などの噴出があった。 火山活動の休止時には礫岩・泥岩などを堆積した。 上記の３層 [ = 雄勝川層・皿川層および飯沢層 ] の堆積時は前半と後半の２つの時期に分けることが出来る。
前半期には， [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域の南部から 本図幅地域の北部で（変質）輝石安山岩熔岩（火山砕屑岩を挟む）を流出し， 本図幅地域の中部から南部をへて [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北部にいたる地区では, 主として（変質）輝石安山岩・火山砕屑岩および礫岩を堆積した。 この礫岩中には神室山花崗岩類および湯ノ沢川層の岩石を円礫～半円礫として有し， 下位の湯ノ沢川層との間に不整合があったことを示している。 層厚は薄く， 100～200 m である。 まれに挟まれる泥岩の薄層中から阿仁合型（?）の植物化石を産出する [ 以下の [注] 参照 ] 。 前期の湯ノ沢川層の堆積時と同じく， [ この時期も ] 浅海域とあったと考えられる。
後半期についてみると， [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域の南部から本図幅地域の北部では 前半期と同じくひきつづいて（変質）輝石安山岩熔岩と同質の火山砕屑岩を堆積したが， 本図幅地域の中部から [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北部では 角閃石黒雲母石英安山岩熔結凝灰岩・黒雲母石英安山岩凝灰岩・火山礫凝灰岩などを， 一部の皿川層の堆積した本図幅地域の南西部では石英安山岩熔岩を噴出した。 層厚は最大 300 m 内外であるが， 熔結凝灰岩の多いところでは 局部的に 350 m に達する。 前半期と同じく 浅海域～陸域であったと考えられる。
次の大仙山層および畑村層の堆積時（広義の台島期の後半）には， 酸性～塩基性火山砕屑岩を主として堆積し， その間に 1～3 枚の橄欖石（普通輝石）玄武岩熔岩（枕状熔岩となる）を海域に流出した。 火山活動の中止時には 砂岩 ときに泥岩の薄層を堆積した。 本地域内では層厚は 100～450 m であるが， 周りの地域を合せ考えると， [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域の西部および本地域図幅の西半部では 局所的に浅い地区がある。 [ 層厚が ] 450 m に達するのは 黒雲母石英安山岩熔結凝灰岩を挟むところである。 台島型植物化石を多産し， 浅海域である。 浅舞図幅地域の中部～東部・本地域図幅の東半部・ [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域などでは 堆積物の厚さはごく薄く 最大層厚 100 m 内外， ところによりほとんど堆積せず 0 m となる。 本図幅地域内の北東部では畑村層を欠いで， 飯沢層を直接 不整合関係で 須郷田層の砂岩・礫岩の互層が被覆している。
次の須郷田層の堆積時（西黒沢期）には 主として砂岩および礫岩を， 一部の地区では酸性火山砕屑岩や泥岩の薄層を堆積した。 層厚は 100～200 m と薄く， 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。 本地域内の一部の地区では ほとんど堆積せず， 海面上に隆起し， 浸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 秋田県の南部・岩手県の西部および山形県の北部にわ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 [ 以下の [注1] 参照 ] （第 5 図）。 本地域の北々西の羽後和田図幅地域および本荘図幅地域（藤岡ほか（1976）; 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に結ぶ南北帯を境として 大きくかわる。 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， 泥岩を主とするのに対し， 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。 本図幅地域の北東々の川尻図幅地域（大沢・舟山・北村， 1971）では 川尻凝灰岩部層と呼ばれ， 同部層は層厚 100～350 m で, 主として流紋岩熔岩 [ 以下の [注2] 参照 ] ・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3] 参照 ] 。 西黒沢階の堆積盆の中心は日本海沿岸地域にあり， 本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。
以上の湯ノ沢川層から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。
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。 本図幅地域の西半部では主として硬質泥岩を主とし， 東半部では院内凝灰岩部層と呼ばれる石英安山岩火山砕屑岩を主体としている。 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 沈降量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。 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。 湯沢図幅地域内についてみると， 西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， 本図幅地域内の中部および東部では層厚 50～350 m（石英安山岩火山砕屑岩をのぞく）で薄い。 本図幅地域の西半部では 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が， 東半部から [ 本図幅の ] 東隣の稲庭図幅地域にかけては 浅海域に塊状泥岩・硬質泥岩および砂岩を挟む酸性火山砕屑岩の厚層を堆積した（第 5 図）。 女川層の堆積時には 朝日森流紋岩・月山流紋岩・加無山安山岩と呼ばれる 角閃石流紋岩や黒雲母流紋岩の熔岩円頂丘（周縁部は岩脈） および紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩とその火山砕屑岩を， また主として西半部に粗粒玄武岩の岩床と岩脈を， 噴出もしくは迸入した。 また， 院内凝灰岩部層に属する熔岩については， 院内鉱山の北方や本図幅地域の北西部などの流紋岩熔岩円頂丘などのほかに， 院内盆地内での試掘データで流紋岩熔岩が確認されている。 院内凝灰岩部層は 遠くから来たものでなく， 恐らく現在の分布地区付近から出た浅海域の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。 女川層の堆積時に台山石英閃緑岩類と呼ばれるいわゆる「第三紀花崗岩」の迸入が行なわれた。 院内凝灰岩部層と台山石英閃緑岩類とは 一連の火成活動によるものと考えられ， 前者は 後者 [ = 第三紀花崗岩 ] の迸入に関係した火山作用による産物と考えられる [ 以下の [注1] 参照 ] 。 これらの火成活動に関連して， 院内鉱山などの鉱脈型鉱床の生成， および 院内陥没構造 とそれにともなう NNE - NE～SSW - SW 性・NW - SE 性方向などの多数の断層群が形成があった （地質構造の項 [ 2.3 地質構造 ] で詳しく述べる） [ 以下の [注2] 参照 ] 。
次の [ 本図幅地域の三途川層に対比される ] 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））。 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。 しかし， 本図幅地域の大部分は 海面上に隆起し， 侵食地を形成していたと考えられる。 ただ， [ 本図幅地域の ] 南東部の地区で陥没が起り， 泥岩・砂岩・酸性凝灰岩および礫岩からなり， 豊富に植物化石を産する湖成層の三途川層が堆積した（第 5 図）。 層厚は 200～400 m， 広さが 60～100 km2 である。 本図幅地域の南西部では， ほぼこの時期に角閃石石英安山岩熔岩の円頂丘から構成される甑山石英安山岩が噴出した。 船川階の後期に始まり 天徳寺階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。 [ また， ] 本地域の西部の女川層の中の N - S 性（油田褶曲方向）褶曲構造が完成された。 その後， 天徳寺階の初期以後， おそらく鮮新世の以期から更新世までの間に湯沢断層群・役内川断層群などが完成した。
第四紀に入って 本地域図幅の南東部で角閃石石英安山岩火山砕屑岩が， つづいて紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩などが噴出し， 主な河川に沿って段丘堆積物および冲積層が堆積した。
湯沢図幅地域は 東北 裏日本 緑色凝灰岩地域に属し， 色々の時期に形成された褶曲・断層および陥没構造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 一番古い断層および断裂帯は 湯ノ沢川層の形成に関係したものであり， 一番新しいものは 雄物川に平行した段丘堆積物および冲積層におおわれた 湯沢断層群などである。 しかしながら， 西黒沢階の堆積時以前のものは 女川階の堆積時から船川階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， 西黒沢階の堆積時以後について述べる。 それらは 主に以下のものである。
川尻構造運動の影響は本地域について少なく， 須郷田層のアバット現象や 女川層の西半部と東半部との層厚および岩相の変化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々床を形成している。
院内構造運動とは， 前述したように， 女川階の堆積時から船川階の堆積時前までの院内陥没構造を作った運動であって， 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熔岩円頂丘群の形成， および膨大な量 [ 以下の [注] 参照 ] の院内凝灰岩部層の堆積があり， 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。 次に， 西から東にむかって主な断層群について述べる（第 4 図）。
菅生 断層群 : [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域の 横根 峠付近から 太平山 の西方・菅生をへて， 本図幅地域内の北端部の 真坂 峠の東方・ [ その南方 3 km 弱の ] 泉沢付近をとおり 飯沢断層群につらなる ほぼ NS 性の断層群であるが， 浅舞図幅地域内では見掛の落差 100～200 m を示すが， 本地域内では 100 m 以下であって 泉沢付近ではごく少ない。 ほぼ垂直 もしくは それに近い傾斜を示すと考えられる。 浅舞図幅地域内では西側が落ち， 東側があがっている。
太平山 断層群 : [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域内の 七高山 の西方付近から 佛体 [ ← 払体 ? ] の西方・太平山の東方・七曲峠の東方をへて本図幅地域内の北端部の赤沢をとおり， 西側の１本の断層は 院ケ台 の西方・ 栗木林 の西方をへて飯沢断層群につらなり， 東側のほかの１本の断層は 瀬後野 付近をへて 控ケ台 付近で飯沢断層群につらなる。 ほぼ NS 性の断層群である。 浅舞図幅地域内では飯沢層の中 および 飯沢層と女川層との境などを走る断層群で， 後者の地区では見掛上の落差は 200～400 m を示し， 東側がおちている。 しかしながら， 本図幅地域内では本断層群（一部は飯沢断層群）に属する２本の断層の間の地区がおちている。 すなわち， 西側の断層は畑村層 [ Hb, Ht ] と女川層 [ Om ] の見掛上の落差は 100～200 m， 東側の断層の見掛上の落差は 200～300 m であって， 両断層ともほぼ垂直 もしくはそれに近い急傾斜（70°）を示すと考えられる。
飯沢 断層群 : [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域内の 梺 の北東方から赤沢口の東方をへて， 本地域では羽後町 控ケ台 ・ 岩台 ・ 桧山 [ 以下の [注] 参照 ] から鳥海村 西久米 の北西方をへて 砂子 の東方にいたる大断層群であって， [ 上仙道 ] 桧山の南方の山陵付近から [ 鳥海村 ] 赤倉の南方をとおり 針水沢川 にいたる NE - SW 性方向を示す断層を分岐している。 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（70～80°）を示す。 ５万分の１地質図では簡略化したが， 多数の断層があり， N - S 性・NNE - SSW および NE - SW 性方向を示し， ときに平行し， ときには雁行状をなす。 本断層群の延長は 20 km 以上に達する。 地形の項 [ 1.2 中部地区 ] で述べたように， 本断層群を境として西側は落ち， 東側は上がっている。 本断層群と後述する山の田断層群と間の地域は相対的隆起地区であり， この２つの断層群の間には この隆起地区をいくつも小地区に分ける NNW - SSE 性および NW - SE 性方向を示す多数の断層がある。 本断層群の見掛上の落差は 200～400 m であるが， 砂子の東方では 50 m 以下である。 本断層群付近の西側の地層は局部的に 40～50°E， ときに 50°E 以上に急傾斜することがあるが， 一般的にみて 30°以下の緩傾斜で， 特に断層付近が急傾斜となっているところは少ない。 また， 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。
切留 断層群 : 飯沢断層群から分枝したもので， 鳥海村 切留の北方から切留をへて甑山の西方をとおり， [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北方にいたる。 見掛上の落差は少なく 150 m 以下で， 本地域の南端部ではほとんどない。
山の田 断層群 : [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図隔地域内の 新處 付近から本図幅地域の北端部の 床舞 をへて， 蓮花台 の西方・上畑の西方・山の田沢川の上流付近・松ノ木峠の東方・甑峠の東方などをとおり， 本図幅地域の南端部の前森山の西方にいたる延長 22 km 以上の大断層群である。 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。 ５万分の１地質図では簡略化したが， 多数の断層からなる。 これらの断層は N - S 性・NNE - SSW 性・NE - SW 性， ときには NW - SE 性方向を示し， ときに平行し， ときには雁行状をなし， しばしば複雑に切り合ったりしている。 [ 巻末の ] 第 1 図版 1 に示すように， 空中写真の上に明瞭に現われている。 本断層群にほぼ直角もしくは斜めに接する 北から 桧山 断層群および 南沢 断層群がある。 本断層群を境として東側がおち， 西側があがっている。 本断層群の見掛上の落差は北部（桧山断層群と接する付近以北）では少なく 100～300 m， 本図幅地域の北端部の床舞付近ではほとんどなく 0～50 m である。 また， 南部（南沢断層群と接する付近以南）でも少なく 50～200 m， 本図幅地域の南端部の前森山の西方ではほとんどなく 0 m に近い。 しかし， 中部（両断層群と接する間の部分）では， 本断層群を境として 西側に湯ノ沢川層および雄勝川層の最下部が， 東側に女川層（ごく一部に須郷田層）が分布する。 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。 また， この中部では 相対的に隆起した西側は大局的にみて ゆるい傾斜を示すが， 相対的に沈降した東側の本断層群の近くでは 本断層群からはなれたところの院内凝灰岩部層の傾斜が 30°以下であるのに， 同部層でありながら 50～45°， ときには 50°以上の急傾斜をなす。 なお， 一般的傾斜方向と逆に NNE - NE 方向に傾斜しているところがある。
桧山 断層群 : 山の田断層群にほぼ直角に接し南東方に延び， [ 国鉄 奥羽本線の ] 横堀駅の北東方の冲積層の下につづいている。 その先は 後述の湯沢断層群によって大きく北にずらされ， 恐らく本図幅地域の東端部の湯沢市の [ 国鉄 奥羽本線の ] 三関 駅 [ ← 湯沢市 桧山の東北東方 4 km 弱 ] の南々東の麓付近をとおる藤倉断層群につらなると推定される。 本断層群は [ 山の田断層群と平行な ] 松岡断層群およびその東方の [ 松岡断層群と平行な ] 断層によって北もしくは南にずらされ切断されている。 本断層群については 地質調査の精度が悪いことから はっきりしないが， おそらく後述の南沢断層群と類似した性格のものであろう。 見掛上の落差は 300～600 m の南落ち， もしくは東半部では 600 m 以上かもしれない。
南沢 断層群 : 山の田断層群にほぼ直角および斜めに接する数本の断層からなり， 東方および南東方にのびて院内鉱山付近をとおり， 南沢付近・雄勝川の中流・湯ノ沢の下流をへて役内川に向う。 弧状をした 少なくとも 2 本以上の断層側 [ 以下の [注] 参照 ] （大局的にみて， 西から東に向かって NW - SE 性 → E - W 性 → NE - SW 性と方向をかえる）と， 精度の高いデータのある院内鉱山付近でみると 副次的な NNE - SSW 性・NE - SW 性などの小断層もしくは断裂帯がみられる。 このなかには 衝上性のものもある。 南沢断層群は 垂直もしくは 70～80°NE または N に急傾斜し， 局部的に 70～80°SW または S に急傾斜する。
院内 陥没構造 : 前述した山の田断層群・桧山断層群および南沢断層群によって周囲の地区と切られ， 松岡断層群など および 後述の湯沢断層群・役内川断層群・湯ノ沢川断層群などにさらに複雑に切られている。 院内に向かって 10～30°の緩傾斜を示す盆状構造を示す。
前述したように， 含油第三系が厚く堆積した日本沿岸地域では 西黒沢階から女川階をへて船川階へと 不整合を示さず 層厚 2,000 m 以上の泥岩相がひきつづいて堆積しているのに， 堆積盆の周縁部である本地域では 著しい構造運動が行なわれていたことは特筆に価する。
前述したように， 三途川構造運動は 船川階の堆積時の三途川層を堆積した陥没盆地を作った運動であって， その代表的な実例は [ 本図幅の ] 東隣の稲庭図幅地域内でよくみられる。 本図幅地域内の南東部から [ 本図幅の ] 東隣の稲庭図幅地域の南西部・ [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北東部および [ 本図幅の ] 南東隣の秋ノ宮図幅地域の北西端にわたる地区（広さ 60～80 km2）で陥没が起こり， つづいて三途川層の堆積が行なわれた。 一部で院内陥没構造と重なっているが， 明らかに陥没盆地の中心部が南東方にづれている。 本地域内では第四系の火山岩類に大部分被覆されていること， および湯沢断層群・役内川断層群などに切られて はっきりしなくなっている。
前述したように， 出羽変動（藤岡， 1968）とは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。 本地域の西部の女川層の中などの N - S 性（油田褶曲方向）褶曲構造が完成したと考えられる。
本地域の西部の畑村層・須郷田層および女川層は， ほぼ NNW - SSE 性もしくは N - S 性の背斜構造および向斜構造をなしている。 両翼は 5～15°のごくゆるい傾斜を示す。 １つの褶曲構造を詳細にみると， 複背斜構造および複向斜構造をなすことが多い。 院内構造運動の項で述べた多数の断層群が この時期に動かなかったという証拠はなく， むしろ この断層構造が完成されたとみるべきであろう。
本地域の東部の湯沢断層群・役内川断層群・湯ノ沢川断層群などは， 出羽変動の主動期 すなわち 天徳寺階初期以後の， 次いで数回の後続的構造運動によって作られたと考えられる。
湯沢断層群 は 本図幅地域の北端部の湯沢市街地付近から上関・横堀・院内などの付近をへて， ほぼ雄勝川に沿って南下し， [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山地域につづく延長 30 km 以上の大断層群であって， 湯ノ沢川断層群・役内川断層群などを分岐している [ 以下の [注] 参照 ] 。 これら断層群は ５万分の１地質図では一本の線で表現したが， このような単純なものではなく， 多数の平行したり， 雁行したり， また 切り合っている断層もしくは断裂帯からなると考えられる。 段丘堆積物および冲積層におおわれ， 現在は確認出来ない平野部に断層群があると堆定した根拠は， 雄物川・役内川・高松川・役内川の水系特徴と， 湯沢市 上関付近からみた東方山地の三角以端面の地形上の特徴， および雄物川付近の重力図などである。 したがって， 位置については EW 方向に約 1.0～1.5 km の誤差がある。
[ 名称 : ] 神室山花崗岩類（新命名）
本岩類は本図幅地域の基盤をなし， 本図幅地域の東部に点々と分布している。 加納（1966）による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および片麻状花崗閃緑岩からなる。 これらの相互の関係は明確でないが， 中間的な性質を示す岩石もあるので 漸移するものと考えられる。 本岩類は灰白色， 中粒（～粗粒）， 堅硬であって， 片麻状のものは常に原生砕屑組織による片理を示す。 角閃石黒雲母花崗閃緑岩を鏡下でみると， 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， ２次鉱物として緑泥石・絹雲母・緑簾石などがみられる。 片麻状のものは 原生砕屑組織を示し， これら鉱物が平行配列をしている。
河野・植田（1966）によれば， [ 本図幅地域の南東部の ] 秋の宮地区のものについて 97 × l06 年（白亜紀）の K - Ar 年代が測定されている。
[ 名称 : ] 湯ノ沢川層 [ 以下の [注] 参照 ] （新命名）
湯ノ沢川層は新第三系の最下位を占めて， 本図幅地域の中部から東部にかけて点々と分布している。 変質輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩からなる。 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 雄勝町 院内の湯ノ沢川沿いから [ 院内の南東方 4 km の ] 小沢の西方一帯で， 代表的な熔結凝灰岩は羽後町 岩台 [ ← 図幅地域北端から南方 4 km の飯沢断層群の付近 ] の南々東の沢の上流でよくみられる。
分布および層厚 : 本図幅地域の中央部の羽後町 岩台の南東から 雄勝町 院内 山の田の北西にいたる両町の界付近の地区， 本図幅地域の東部の雄物川沿いの下関 [ ← 雄物川の東 ] ・田ノ沢 [ ← 雄物川の西 ] ・泉沢 [ ← 雄物川の西 ] など一帯の地区 [ 以下の [注] 参照 ] ， および本図幅地域の南部の雄勝川・湯ノ沢川・小沢など一帯の地区に分布している。 層厚は 100～500 m であって， 雄物川沿いの地区では 100～250 m で薄い。 模式地の湯ノ沢川などの地区では 300～500 m である。
岩相 : 変質輝石安山岩熔岩・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， 凝灰岩および熔結凝灰岩を挾んでいる。 ごくまれに泥質および砂質の堆積岩を挾むことがあるが， 中性火山岩類のみで構成されていて 著しく変質作用を受けていることが 本層の特徴である。 変質輝石安山岩熔岩は緑青色～暗青灰色， 斑状～やや斑状， 緻密， 堅硬であって， ときに自破砕熔岩となる。 凝灰角礫岩・火山角礫および火山礫凝灰岩は濃緑色～緑色， 堅硬であって， 拳大（ときに牛頭大）の本質火山岩塊， および大豆大の本質火山礫を有し， 火山岩塊および火山礫と 基質とは非常によく膠結され， 両者の境は変質のため不以明になっていることがある。 これら火山砕屑岩は 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。 これら火山砕屑岩が本層の大部分を構成している。 熔結凝灰岩は濃緑色～緑色， 堅硬であって， 本岩特有の扁平なレンズ状岩片を有する。 羽後町 岩台の南東から雄勝町 院内 山の田の北西にいたる地区でよくみられる。 ほかの地区でもみられるが， 熔結の程度が弱い。
代表的な火山岩塊・熔岩および熔結凝灰岩を鏡下でみると 次の通りである。
層位関係および化石 ; 本層の最下部にところにより基底礫岩を有し， 神室山花崗岩類 [ Gr ] を不整合に被覆している。 化石は発見されていない。
[ 名称 : ] 雄勝川層（新命名）
雄勝川層は湯ノ沢川層 [ Ya ] を被覆して， 本図幅地域の中部と中南部に分布する。 （変質）輝石安山岩火山砕屑岩・石英安山岩熔結凝灰岩などからなる。
模式地 : 秋田県 雄勝町 院内 [ の南方の ] 雄勝川沿い。 代素的な熔結凝灰岩は 院内 南沢 [ ← 院内の西南西方 3.5 km ] の南西の沢 [ = 南沢川 ? ] でよくみられる。
分布および層厚 : 本図幅地域の中央部の羽後町 岩台の南方から雄勝町 院内 山の田の北西にいたる 両界付近 [ 意味不明 ; 山の田断層群の北西側の地域のことか ? ] 一帯の地区， および本地域の中南部の雄勝町 院内 南沢の南西方から雄勝川をへて [ 院内の南方の図幅地域南端付近の ] 鳥帽子山一帯にいたる地区に分布している。 層厚は 300～550 m であって， 前者 [ = 本図幅地域の中央部 ] の地区では 300～400 m， 後者 [ = 本地図幅域の中南部 ] の地区では 400～550 m である。
岩相 : 雄勝川層は主として（変質）輝石安山岩火山砕屑岩・石英安山岩熔結凝灰岩などからなるが， 岩質により 本層下部の変質輝石安山岩火山砕屑岩および礫岩を主とする 主部 と， 本層上部の 南沢熔結凝灰岩部層 とに分けられる。
主部は安山岩凝灰角礫岩・火山角礫岩・火山円礫岩・火山礫凝灰岩および礫岩を主とし， 安山岩熔岩 [ ← これは Oa に区分される ] ・酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩などを挾んでいる。 これらの 安山岩火山砕屑岩 [ Oc ] は濃緑色～緑色～暗灰色， 拳大（ときに牛頭大）の火山岩塊を 火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 角礫は基質とよく膠結されていることが多く， 一般的にみて層理は明瞭でない。 しばしば半円礫， ときに完全な円礫を有する。
礫岩 [ ← Oc に区分されている ] は 下位の湯ノ沢川層 [ Ya ] ， ときには神室山花崗岩類 [ Gr ] から由来した大小様々な円礫～半円礫（径 0.5～50 cm， ときにそれ以上）を有する。 礫とその充填物との凝結度がよく， 凝灰質である。 分級が悪く乱堆積をなす。 円礫を有する 完全な礫岩から火山円礫岩との区別が困難なものまである。
安山岩熔岩 [ Oa ] は 緑青色～暗灰色， 斑状～やや斑状， 緻密， 堅硬であって， 薄い熔岩流として挾まれる。
上記の火山岩魂 [ Oc ] および熔岩 [ Oa ] の代表的な岩石は 変質輝石安山岩， 次いで紫蘇輝石普通輝石安山岩である。
酸性火山砕屑岩 [ ← これも Oc に区分されている ] は 緑色～淡緑色， やや軟弱， 火山礫を有し， 薄層として挾まれることがある。 主部の層厚は 100～200 m である。
模式地は雄勝町 院内 南沢の南西の沢 [ = 南沢川 ? ] 沿いであって， 層厚は 250～350 m である。
本部層は石英安山岩熔結凝灰岩・凝灰岩・火山礫凝灰岩などからなる。 これら岩石は紫褐色～灰白色， 堅硬～やや堅硬， 熔結の程度の著しいものから 殆んど熔結されていないものまである。 扁平な本質レンズおよび石質破片を含む。 大型の石英・黒雲母および角閃石を多量に有する。 代表的な石英安山岩熔結凝灰岩を鏡下でみると 次の通りである。
層位関係 : 下位の湯ノ沢川層 [ Ya ] を不整合に被覆する。 神室山花崗岩類 [ Gr ] ・湯ノ沢川層などの岩石の円礫を有する礫岩が本層の主部， 特に下部に多い。
化石 : 本図幅地域内の本層中から化石は発見されていない。 しかしながら， 著者の１人（大沢）が 昭和 32 年に [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北部の塩根川沿いの真室川町 赤倉の北方の沢 [ ← 赤倉沢 ? ] にて 海棲貝化石の破片を採取したが， 同定出来なかった。
皿川層は雄勝川層 [ Oa, Oc, Ow ] とほぼ同時異相であって， 本図幅地域南の西部に分布している。 主として（変質）輝石安山岩火山砕屑岩からなり， 正規堆積岩を挾んでいない。
模式地 : 秋田県 鳥海村 皿川 [ ← 大仙山の西方 2.5 km ] の南方の足延沢 [ 位置不明 ] の付近一帯
分布および層厚 : 鳥海村 上笹子 西久米・皿川・切留一帯に分布し， 層厚は 300～400 m である。
岩相 : （変質）輝石安山岩凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を主とし， 同質熔岩・火山角礫岩・石英安山岩熔岩 [ Da1 ? ] ・同質火山礫凝灰岩などからなる。 本層を主として構成する火山砕屑岩 [ Sv ] は 濃緑色～緑色～暗灰色， 拳大（ときに牛頭大）の火山岩塊を 火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 角礫と基質とはよく膠結していることが多く， 層理は不明瞭である。 （変質）輝石安山岩熔岩 [ Sv ? ] は 緑青色～暗青灰色， 斑状～やや斑状， 緻密， 堅硬であって， ときに自破砕熔岩となる。 1～2 枚（厚さ数 10 m 以下）の熔岩流を挾んでいる。
石英安山岩熔岩 [ Da1 ] は 帯褐灰色～灰白色， 斜長石の斑晶を点在し， 岩体の周縁部は自破砕化している。 この熔岩は完全に置換された角閃石および輝石がみとめられる。
[ 皿川の北方および南東方の ] 本層の中にみられる橄欖石（普通輝石）玄武岩岩脈 [ Bs ] は [ 後述する ] 大仙山層の中の橄欖石（普通輝石）玄武岩熔岩流 [ Db ] の噴出時に貫入したものと考えられる。
本層の代表的な火山砕屑岩 [ Sv ] の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 : 下位層が露出していないので不明である。 本図幅地域内の本層中から化石は発見されていない。
[ 名称 : ] 飯沢層（新命名）
飯沢 層は 湯ノ沢川層 [ Ya ] を被覆し， 雄勝川層 [ Oa, Oc, Ow ] とほぼ同時異相であって， 本図幅地域の北部から北東部に広く分布している。 主として（変質）輝石安山岩熔岩および同質火山砕屑岩からなり， 酸性凝灰岩・ 泥岩 [ Im ] などを挾んでいる。
模式地 : 秋田県 雄勝郡 羽後町 飯沢 岩台の南東方の沢 [ ← 西馬音内川 ? ] 一帯
分布および層厚 : 羽後町 飯沢 [ ← 図幅地域の東西中央・北端から南方に 2 km ] の一帯から湯沢市 松岡 [ ← 松岡断層群の東 or 白山の南方 2.5 km or 大森黒山の北東方 3 km ] の南方をへて， 本図幅地域の東端部の湯沢市街地の南東方にいたる地区に広く分布している。 層厚は 100～500 m であって， 飯沢の一帯から松岡の南方では 250～500 m であるが， その東方では薄くなり， 湯沢市街地の南東方では 100～150 m である。
岩相 : （変質）輝石安山岩熔岩・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， 同質凝灰岩・酸性凝灰岩・酸性火山礫凝灰岩および 泥岩 [ Im ] を挾んでいる。 （変質）輝石安山岩熔岩は本層 [ Ia ] の大部分を構成し， 緑青色～暗灰色， 斑状～やや斑状， 緻密， 堅硬で， 柱状節理を示す。 しばしば自破砕熔岩となる。 同質火山砕屑岩は濃緑色～緑色～暗灰色， 拳大（ときに牛頭大）の火山岩塊を 火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 角礫と基質とはよく膠結されていることが多く， 一般的にみて層理は明瞭でない。 これら安山岩類は 本層の下位の湯ノ沢川層 [ Ya ] のものにくらべて 変質の程度は低いが， 多少とも変質されていて， 新鮮なものはごく少ない。 酸性火山砕屑岩は緑色～淡緑色， やや軟弱で火山礫を有す。 薄層として挾まれ， 一般的にみて 層理が明瞭である。 ところにより 畑村層 [ Ht ] の中のものと酷似し， 区別が困難である。
泥岩 [ Im ] は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質であって， 本層の下部に薄層として ごくわずかに挾まれる。
本層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。 代表的な熔岩を鏡下でみると 次の通りである。
上記の岩石の化学組成は次の通りである [ 大沢（1963）; 分析 : 倉沢一 ] 。
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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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層位関係 : 下位の湯ノ沢川層 [ Ya ] との関係ははっきりしない。 火山岩相互間の層位関係については， 整合か不整合かはっきりしない点が多いが， 不整合を示す確実なデータが発見されなかったこと， および 変質の程度をのぞくと 両層 [ = 飯沢層と湯ノ沢川層 ] の岩質がよく似ているので， 一応 整合とした。
化石 : 本層の下部の泥岩 [ Im ? ] の中から次のような植物化石を産する [ 産地 : 羽後町 西馬音内川の上流の林道 ; 鑑定 : 藤岡一男 ] 。
[ これらの植物化石は ] 阿仁合型であるか 台島型であるかのいづれとも断定できないが， 岩相と [ 化石の ? ] 属の組成からみて， どちらかというと阿仁合型であろう。
[ 名称 : ] 大仙山層（新命名）
大仙山層は雄勝川層 [ Oa, Oc, Ow ] および皿川層 [ Sv（および Da1） ] を被覆して 本図幅地域の中部および南西部に分布する。 主として玄武岩熔岩 [ Db ] および同質火山砕屑岩 [ Dt ] からなり， 安山岩火山砕屑岩・酸性火山砕屑岩および， ときに少量の砂岩と泥岩をともなう [ ← これらも Dt ] 。
模式地 : 秋田県 雄勝郡 雄勝町 院内 南沢の南沢川の上流から大仙山にいたる一帯
分布および層厚 : 本図幅地域の中部および南西部の鳥海村 皿川の西方 [ = 大仙山の西方 ] ・ 姥井戸山 一帯 [ ← 大仙山の北方 ] ・大仙山・南沢川の上流 [ ← 大仙山の東方 ] ・ 朴木沢 川の上流 [ ← 大仙山の南方 ] などの [ 秋田と山形の ] 県境一帯の地区に分布している。 層厚は 300～450 m であって， 模式地の大仙山一帯では 300～450 m で厚い。
岩相 : 玄武岩熔岩 [ Db ] ・ 同質の火山礫凝灰岩および凝灰岩 [ Dt ] を主とし， 玄武岩凝灰角礫岩・ 火山角礫岩・ 安山岩凝灰岩・ 火山礫凝灰岩・ 凝灰角礫岩・ 酸性凝灰岩・ 火山礫凝灰岩および少量の砂岩と泥岩 [ ← これらも Dt に区分されている ] を挾んでいる。
玄武岩熔岩 [ Db ] は暗青色～暗灰色， 緻密， 堅硬で 柱状節理を示す。 自破砕熔岩および枕状熔岩がみられる（第 6 図）。 熔岩は 1～3 枚みとめられ， 各々の厚さは 30～60 m である。 玄武岩熔岩流が水中を流れたときに出来るハイアアロクスタイトがみられる。 玄武岩火山砕屑岩 [ Dt ] は暗青色～濃緑色， 火山礫， ときに火山岩塊を有する。 角礫と基質との境は明瞭である。 しばしば岩滓（Scoria）を多量に含む。 安山岩火山砕屑岩 [ Dt ] は拳大以下の本質火山岩塊および火山礫を有する。 角礫と基質との境は明瞭である。 一般的にみて 層理が明瞭である。 酸性火山砕屑岩 [ Dt ] は緑色～淡緑色， やや軟弱で火山礫を有し， 軽石質であって， 層理を示す。 砂岩 [ Dt ] は暗灰色， 細粒～中粒， やや軟弱， 凝灰質である。 泥岩 [ Dt ] は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質である。 砂岩および泥岩 [ Dt ] は薄層（厚さ数 10 cm～数 m）としてまれに挾まれている。
玄武岩熔岩 [ Db ] の代表的岩石は 橄欖石普通輝石玄武岩および橄欖石玄武岩であって， 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 [ 大沢（1963）; 分析 : 倉沢一 ] 。
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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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層位関係 : 下位の雄勝川層 [ Oa, Oc, Ow ] を不整合に， 皿川層 [ Sv（および Da1） ] および飯沢層 [ Ia（および Im） ] を整合（ごく一部で不整合）に被覆している。
化石 : 本層に属する砂岩・泥岩および酸性凝灰岩中から珪化木や， 次のような比較的保存の良い台島型植物化石を産する [ 鑑定 : 藤岡一男 ] 。
畑村層は大仙山層と同時異相であって， 本図幅地域の北西部および北東部に分布し， 酸性火山砕屑岩・安山岩火山砕屑岩 [ Ht ] と玄武岩熔岩・同質火山砕屑岩 [ Hb ] などからなる。
模式地 : [ 本図幅の北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。 本図幅地域内では [ 図幅地域北西部の ] 鳥海村 清水淵 [ 以下の [注] 参照 ] 付近・ 青平 の南々西の沢沿いおよび 男鹿内 の東方の沢沿いなどでよくみられる。
分布および層厚 : 本図幅地域の北西部の鳥海村 笹子川 流域と羽後町 石沢川流域など， [ 本図幅地域の ] 北東部の羽後町 飯沢の南東方～大黒森山付近， および [ 大黒森山の北東方～東方の ] 湯沢市 蓮台寺 ～桧山の一帯などに分布している。 層厚は 100～200 m であって， 石英安山岩熔結凝灰岩を挾む後述の清水淵凝灰岩部層 [ Hw ] では 400 m に達する。
岩相 : 畑村層は 岩質により 各種の火山岩類からなる 主部 と 清水淵凝灰岩部層 とに分けられる。
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・凝灰角礫岩 [ Ht ] と 玄武岩熔岩・同質火山角礫岩・凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩 [ Hb ] を主とし， 砂岩・泥岩 [ ← これらも Ht ] ， まれに礫岩 [ ← これは Hb ? ] を挾んでいる [ 以下の [注] 参照 ] 。
酸性火山砕屑岩 [ Ht ] は緑色～淡緑色， やや軟弱， 火山礫を有し， 軽石質である。 一般に層理が明瞭である（第 7 図）。 本主部の上半分に多い。 安山岩火山砕屑岩 [ Ht ] は赤褐色～帯褐緑色， 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， 層理が明瞭である。
玄武岩熔岩 [ Hb ] は暗青色～暗灰色， 緻密， 堅硬であって， 自破砕熔岩となる。 枕状熔岩特有の放射状の節理や， 各団塊の間に火山ガラス（palagonite）がみられる。 また， ハイアロクラスタイトがみとめられる。 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し， 一般に角礫と基質との境は明瞭であり， 両者の膠結度はよくない。 これらの玄武岩熔岩および同質火山砕屑岩は 畑村層の下部に挾まれ， その厚さは 20～50 m， ときに 80 m 以上に達する。 鳥海村 男鹿内の東方の沢などで 拳大以下の大きさの円礫（玄武岩が多い）を有する礫岩の薄層がみられる。
砂岩 [ Ht ] は暗灰色， 細粒～中粒， やや軟弱， 凝灰質である。 泥岩 [ Ht ] は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質である。 砂岩および泥岩は薄層（厚さ数 10 cm～数 m）として， ときに挾まれている。
地質図では省略したが， [ 図幅地域北端・東西中央付近の ] 拾二林 から [ その南東方 4 km の ] 水呑 に行く山道沿いに， 本層 [ Ht ] および下位層の飯沢層 [ Ia ] を貫ぬく玄武岩の小岩脈（幅 4 m 以下）が多数みられる。 恐らく， 本層の玄武岩熔岩 [ Hb ] と関係した岩脈であろう。
代表的な玄武岩熔岩および同質火山砕屑岩 [ Hb ] の火山岩塊を鏡下でみると 次の通りである。 なお， ごく少ないが， 普通輝石玄武岩もみとめられる。
[ 名称 : ] 清水淵凝灰岩部層（新命名）
模式地は鳥海村 笹子川沿いの清水淵付近一帯であって， 層厚は 0～200 m である。
本部層は石英安山岩凝灰岩・火山礫凝灰岩および石英安山岩熔結凝灰岩からなる。 石英安山岩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。 石英安山岩熔結凝灰岩は紫褐色～灰白色， 堅硬～やや堅硬， 熔結凝灰岩特有の扁平な本質レンズおよび石質破片を含む。 代表的な石英安山岩熔結凝灰岩を鏡下でみると 次の通りである。
層位関係 : 下位の皿川層 [ Sv ? ; 地質図の断面図参照 ] および飯沢層 [ Ia ] を整合に被覆している。
化石 : 本層に属する砂岩・泥岩中に ときに珪化木や 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， 模式地の東由利町 翁台の東端の高瀬川右岸の崖（ [ 本図幅の ] 北西隣の矢島地域内）にて 次のような台島型植物化石を産する。
なお， 本図幅地域の北西部の泉沢 [ ← 図幅地域北端から南方 3 km の菅生断層群の付近 ] 付近のハイアロクラスタタイト中から Balnus（和名 : フジツボ）の海棲動物化石を産する。
須郷田層は 飯沢層 [ Ia ] ， 大仙山層 [ Dt ] および畑村層 [ Ht ] を被覆して， 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 : 秋田県 由利郡 東由利町 須郷田付近。 本図幅地域内では雄勝町 院内 南沢付近の沢沿いでよくみられる。
分布および層厚 : 鳥海村 笹子 の西方および東方から [ その南南東方 2 km の ] 鳥海村 赤倉付近， [ その南南西方 4.5 km の ] 砂子付近をへて秋田と山形の県境の 甑 峠 [ ← 甑山の北北東方 1.5 km ] の南東方に分布している。 また， [ 図幅地域の東西中央・北端から南方 2 km の ] 羽後町 飯沢の東方， [ 大黒森山の東方 1 km 強の ] 湯沢市 上畑 ， [ 図幅地域の北東隅から南方 3 km の ] 湯沢市 関口， および 雄勝町 院内 南沢などにも分布している。 層厚は 100～200 m である。 西黒沢期の堆積盆の周縁部にあたり， 層厚は薄く， 砂岩・礫岩などの粗粒堆積物からなる。
岩相 : 須郷田層は主として砂岩および礫岩 [ Ss ] からなり， ところにより酸性凝灰岩 [ St ] を挾んでいる。 本地域南西部の秋田と山形の県境付近では， 岩質により 下位から砂岩および礫岩を主とする 主部 とこれを被覆する 酸性凝灰岩からなる部層 とに分けられる。 両者の関係は整合と考えられる。
主部は主として砂岩および礫岩からなり， 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～淡褐灰色， 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， 層理が明瞭である。 ときに植物化石の破片および炭質物を含有している。 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， 下位の各層から由来した大小 様々な円礫～半円礫（径 2～20 cm， ときにそれ以上）を有し， 礫とその充填物との凝結度は一般的にみてよくない。 充填物は凝灰質～やや砂質である。 雄勝町 院内鉱山跡の神社の南の道路および沢でみられる礫岩は 完全な円礫（径 5～10 cm）で， 大きさがそろっていて， 礫とその充填物との膠結度がよく， この礫岩は砂岩と互層している。 泥岩は暗灰色～灰色， 塊状， 凝灰質であって， 薄層として砂岩および礫岩に挾まれる。 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， 畑村層のものと酷似している。 ごく少ない。
本部層は酸性凝灰岩および酸性火山礫凝灰岩からなり， 砂岩および泥岩をごくわずかに挟む。 層厚は 0～80 m であって， 秋田と山形の県境付近 [ = 甑 山の北方～東方（秋田県側）と西方（山形県側） ] のみでみられ， 秋田県では薄くなり消滅している。 これら酸性火山砕屑岩は 淡緑色， やや軟弱， 火山礫を有し， 一般に層理は明瞭でないが， 細粒のものはよく層理を示す。 砂岩および泥岩は 暗灰色， やや軟弱， 凝灰質であって， ごく薄い。
層位関係 : 下位の畑村層 [ Ht ] を整合（一部不整合）に被覆する。 両層の境界付近は多くの場合に漸移することが多い。 従って， 本地域内の畑村層との境は， 須郷田層の特徴である砂岩および礫岩が多くなる所から本層とした。 また， 一部の地区では海棲貝化石の産するところより上位を須郷田層とした。 しかし， [ 本図幅の ] 北隣の浅舞図幅地域内の須郷田層の模式地および本図幅地域の南部などでは， 本層の最下部に基底礫岩を有し， 畑村層 [ Ht ] を不整合に被覆している。 なお， 畑村層をかくところでは 畑村層の下位の飯沢層 [ Ia ] を須郷田層が不整合に被覆している。
化石 : 本層中から有孔虫化石（第 2 表）や海棲貝化石 [ 以下の [注] 参照 ] など（第 3 表および第 4 表）を豊富に産し， 秋田県 男鹿半島の西黒沢層に対比される。
ほかに， 植物化石・珪化木などがみとめられる。 須郷田層の基底部から次の台島型植物化石を採集した [ 産地 : 鳥海村 上笹子 黒滝 [ 位置不明 ] ; 鑑定 : 藤岡一男 ] 。
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Nogosaria sp.
Angulogerina kokozuraensis ASANO Cassidulina depressa ASANO ＆ NAKAMURA C. spp. Buccella tanaii (UCHIO) B. sp. A B. sp. B Gavelinopsis sp. Cibicides spp. Heterolepa haidingerii (d'ORBIGNY) Hanzawaia tagansis ASANO Rosalina spp. Glabratella sp. Echigoina sp. Elphidium sp. A E. cf. E. cf. subarcticum CUSHMAN "Globigeria" spp. |
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女川層は 須郷田層 [ Ss（and St ?） ] を被覆して本地域内の各地区に広く分布し， 主として硬質泥岩 [ Om ] と酸性火山砕屑岩 [ Ot ] などからなる。
模式地 : 秋田県 男鹿半島 南岸 女川付近一帯で， 本図幅地域内では鳥海村 笹子 の 西方 [ ← 西南西方 3 km ] の 下ノ宮 の北西方の沢の一帯である。 なお， 酸性火山砕層岩は雄勝町の [ 国鉄 奥羽本線の ] 院内駅付近の石切場でよくみられる。
分布および層厚 : 鳥海村 笹子の西方から [ 笹子の南方 6.5 km の ] 鳥海村 砂子 の西方をへて秋田と山形の県境の 甑 峠 [ ← 甑山の北北東方 1.5 km ] の南西方一帯にいたる地区に広く分布している。 なお， [ 図幅地域北端付近の大平山断層群が通る ] 羽後町 飯沢の西方の地区にも分布している。 以上の各地区は硬質泥岩 [ Om ] を主としている。 層厚については， 本層の上位にくる船川層が分布していないので 正確にわからないが， [ 本図幅の ] 西隣の鳥海山図幅地域および [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域のデータをもあわせてみると， 300～600 m である。 以上の本図幅地域の西半部の各地区で 硬質泥岩 [ Om ] を主としているのに対し， 以下の本図幅地域の東半部の各地区では 酸性火山砕屑岩 [ Ot ] を主としている。 酸性火山砕屑岩 [ Ot ] を主とする岩層は [ 図幅地域北方の 大黒森山の北北東～東北東方の ] 湯沢市 松岡および 阿黒岩 の一帯の地区， およびその南方の雄勝町 院内地区に広く分布している。 層厚については， 試掘井のデータをもあわせてみると 400～600 m である。 池辺（1962）によれば， 女川層の最大の層厚は 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。
岩相 : 女川層は主として硬質泥岩・酸性火山砕屑岩などからなるが， 岩質により硬質泥岩を主とする 主部 と 院内凝灰岩部層 に分けられる。 両者の関係は 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。 女川層の基底に顕著な海緑石砂岩の発達がみられる。
硬泥質岩は珪質で， 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。 白色部は黒色部にくらべてやや粗粒で， 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， 旧状～扁平の径 0.2～2.0 m の石灰質～苦灰質の泥灰岩の団塊を有している。 田口（1960）によれば， [ 本図幅の ] 北西隣の矢島図幅地域内の鳥海村 小栗沢付近では 0.5～1.0 m の厚さをもって bed 状に相当距離にわたって続いている。 女川層は上述した硬質泥岩を主体としているが， ほかに本層の比較的下部には暗灰色～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 5.0 m 以下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 0.3～2.0 m であって， 本層の基底部でみられる。 海緑石は上記の基底部より上位にも， また本層の下位の須郷田層 [ Ss ? ] 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， 広く追跡されるが， 南部に行くに従いはっきりしなくなる。
院内凝灰岩部層は酸性軽石凝灰岩および火山礫凝灰岩を主とし， 流紋岩熔岩 [ Ry1 ] ・塊状泥岩・硬質泥岩などを挾んでいる。 これら酸性火山枠屑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。 酸性火山砕屑岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質で熔結していない。 大型の軽石や 下位層から由来した異質礫および大きさ数 10 cm の泥岩の偽礫を， ときに木炭を有する。 軽石は大きさ 0.5～2.0 cm， ときに 10 cm 以上に達し， 著しい繊維状構造を示すものがある。 構成鉱物は 斜長石と石英を主とし， ときに少量の黒雲母を含む。 塊状泥岩および硬質泥岩は 院内陥落構造の周縁部では薄いが， 試掘井のデータによれば上院内付近（中央よりやや南寄り）では厚さ 600 m に達する。 流紋岩熔岩 [ Ry1 ] は淡灰色～灰白色で， 斜長石の斑晶が点在していて 特に目立つが 増減がある。 ほかに石英および角閃石の斑晶を有するが， 量の増減が著しく， 一般的にみて有色鉱物を欠くことが多い。 [ 流紋岩熔岩は ] 熔岩円頂丘および岩脈状をなす。 試掘井のデータおよび院内鉱山の坑内記録によれば， 院内盆地の地下および院内鉱山の坑内に潜在している [ 以下の [注] 参照 ] 。
層位関係 : 下位の須郷田層 [ Ss（and St ?） ] とは整合である。 須郷田層の最上部の砂岩の上に 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 : 女川層は大型化石に乏しく， 有孔虫化石も貧困である。 Sagarites chitanii MAKIYAMA [ = 海綿の骨針化石 ] および魚鱗などが含まれている。
[ 名称 : ] 加無山安山岩（新命名）
加無山安山岩は 女川層の堆積時に噴出したもの で， 本図幅地域の南西部および中部に分布している [ 以下の [注] 参照 ] 。 主として輝石安山岩熔岩および同質火山砕屑岩からなる。
模式地 : 山形県 最上郡 真室川町 加無山付近一帯であって， 雄勝町 院内の 松根 川沿いでよくみられる。
分布および厚さ : 本図幅地域の南西部の加無山・大森山の東方などの地区， および中部の院内 山の田・松根川・横堀 [ ← 院内の東北東方 3.5 km ] の西方などの地区に分布している。 前者の地区 [ = 加無山・大森山の東方 ] では [ 層厚は ] 0～500 m， 後者の地区 [ = 院内陥没構造の北部 ] では 0～400 m， 松根の北東方の試錐井のデータによれば 600 m 以上に達する。
岩相 : [ 以下では 加無山付近一帯の地区 と 院内付近一帯の地区 の岩相のそれぞれについて記す。 ]
輝石安山岩火山砕屑岩を主とし， 熔岩などを挾んでいる。 本岩類は岩質により 下部 と 上部 に分けることができる。
(a) 下部 は変質輝石安山岩熔岩・輝石安山岩熔岩・凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩などを主とし， ごく少ないが玄武岩火山砕屑岩・石英安山岩熔岩もみられ， 岩相変化が著しく， 局部的に変質作用を受けていることがある。 安山岩熔岩は暗灰色， 緻密， 堅硬， 斑状～やや斑状で， 柱状節理を示す。 岩相変化が著しく， 石英安山岩と呼べる岩相に移りかわることがある。 安山岩火山砕屑岩は拳大（ときに牛頭大）の暗灰色， 斑状～やや斑状の火山岩塊を火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 一般に角礫と基質との境は明瞭である。 火山砕屑岩は粗粒のものほど層理の発達がよくなく， 細粒となるに従い分級し よく成層している。 泥岩・砂岩の薄層を盛んに挾み， ここでは明瞭な層理を示す。 火山砕屑岩の角礫中には石英安山岩， ときに流紋岩もあり，また， 女川層より下位の各層から由来したと考えられるものもある。 本岩類の下部を構成する代表的熔岩を鏡下でみると 次の通りである。
(b) 上部 は紫蘇輝石普通輝石安山岩凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩および火山角礫岩を主とし， 同質熔岩・集塊岩・凝灰岩・火山円礫岩・泥岩および砂岩をともなっている。 変質作用を殆んど受けてなく， 新鮮である。 火山砕屑岩は拳大（ときに牛頭大）の暗灰色， 斑状の火山岩塊， ときに火山弾を 火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 角礫と基質との境は明瞭である。 細粒火山砕屑岩および女川層に属する硬質泥岩などを挾有するところでは 明瞭な層理を示す。 本岩類の上部の代表的岩石は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。
輝石安山岩熔岩・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・凝灰岩・硬質泥岩などをともなっている。 変質作用を殆んど受けてなく， 新鮮である。 輝石安山岩熔岩は暗灰色， 斑状， ガラス質， 新鮮であって， 自破砕熔岩となっていることがある。 柱状節理および板状節理を示す。 松根の北東方の試錐井のデータによれば 8～10 枚の熔岩流が認められ， １枚の熔岩流の厚さは 10～50 m， ときに 50 m 以上である。 輝石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， 新鮮な火山岩塊を 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。 まれに， 新第三系の基盤をなす角閃石黒雲母花崗閃緑岩 [ Gr ? ] の大きさ 0.05～0.10 m の岩片がとりこまれている。 試錐井のデータによれば， 松根の北東方では厚さ 600 m 以上であるが， 山の田・十分一などでは 200～300 m と薄くなり， 上院内 付近ではみられない。 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。
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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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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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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朝日森流紋岩は 女川層の堆積時に噴出したもの で， 本図幅地域の西部に分布し， 流紋岩熔岩からなる。
模式地 : 秋田県 由利郡 鳥海村 笹子 の西方の 天神 から [ 本図幅の ] 西隣の鳥海山図幅地域内の笹子峠にいたる道路沿いの本図幅地域の西端部付近一帯
分布および厚さ : [ 本図幅の ] 西隣の鳥海山図幅地域内の朝日森 [ 標高 621.9 m ] ， 地域内の三角点 398.1 高地 [ 位置不明 ] ， [ 図幅地域南端部の ] 前森山付近などに分布し， 厚さは 100～200 m であって， 本図幅地域内では 100～150 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， 斜長石の斑晶が点在していて， 特に目立つ。 石英の斑晶はごく少量であって， かくことが多い。 角閃石の斑晶を有するが 量の増減が著しく， ときに欠くことがある。 本岩は熔岩円頂丘をなし， 岩体の周縁部では岩脈をなすもののほか， 大きな岩脈（幅 0.1～0.2 km・長さ 3.0 km）をなすものもある。 本岩の代表的な岩石を鏡下でみると 次の通りである。
上記の岩石の化学組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 : ] 月山流紋岩（新命名）
月山流紋岩は 女川層の堆積時に噴出したもの で， 本図幅地域の西部に分布し， 流紋岩熔岩からなる。
模式地 : 秋田県 由利郡 鳥海村 笹子の南々東の月山付近
分布および厚さ : 鳥海村 月山付近に分布し， 厚さは約 100 m である。
岩相 : 流紋岩熔岩は灰白色， 石英および黒雲母の斑晶が特に目立つ。 本岩は熔岩円頂丘をなし， 岩体の東部では岩脈をなす。 本岩の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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粗粒玄武岩は 女川層の堆積時に活動したもの で， 本図幅地域の西半分に点々と分布している。 皿川層 [ Sv ] ・ 須郷田層 [ Ss ] および女川層 [ Om ] を貫ぬく岩脈および岩床であって， 岩体の大きさは幅数 10 cm～数 10 m， まれに 100 m 以上， 長さ数 10 m～数 km である。 一般的にみて 皿川層 [ Sv ] の中のものは岩脈をなし， 須郷田層 [ Ss ] および女川層 [ Om ] の中のものは層理に沿った岩床をなし， いくつかの枝を出している。 本岩は黒青色～緑青色， 粗粒， 風化を受けた部分では玉葱状構造を示す。 本岩の代表的岩石は 橄欖石粗粒玄武岩・橄欖石普通輝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。
台山石英閃緑岩類は本図幅地域から [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域をへて 南々隣の新庄図幅地域にいたるまで広く分布し， 黒雲母角閃石石英閃緑岩・角閃石閃緑岩・角閃石石英閃緑玢岩などからなる。 いわゆる「第三紀花崗岩」と呼ばれている（ [ 後述する「6.1.4 鉱床の胚胎時期および場所」の項で示している ] 第 19 図 [ を参照のこと ] ）。
模式地 : [ 本図幅の南隣の羽前金山図幅地域内の ] 山形県 最上郡 金山町 台山付近。 本図幅地域内では羽後町 岩台の東方の大黒森山 [ ← 大黒森山 岩体 ] でよくみられる。
分布および大きさ : 本図幅地域の北東部の大黒森山・ 蓮花台 の東方など， および南東部の小沢 [ ← 秋ノ宮の北西方 500 m ] の西方に分布している。 地表での大きさは大黒森山岩体が 0.3 × 1.1 km， 小沢の岩体 [ ← 小沢 岩体 ] が 0.3 × 2.8 km で 比較的小さく， 前者は NNE - SSW 方向， 後者はほぼ NS 方向を示す。
岩相 : 台山石英閃緑岩類が広く分布し 岩体の中心部までよく露出しているのは [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域であるので， 南隣の図幅地域についても 一部記述する。 本岩類を代表する南隣の地域の [ 台山に分布する ] 台山岩体（大きさ 3 × 6 km）は 黒雲母角閃石石英閃緑岩を主とし， 周縁部に閃緑玢岩をともなっている。 小沢岩体および南隣の羽前金山図幅地域の [ 黒森（山）に分布する ] 黒森岩体は 角閃石石英閃緑玢岩を主とし， 中心部にわずかに石英閃緑岩をともなっている。 大黒森山岩体は 角閃石閃緑岩からなり， 周縁部にわずかに閃緑玢岩をともなっている。 本岩類の代表的岩石を鏡下でみると 次の通りである。
迸入時期 : 本図幅地域内では， 本岩類が須郷田層 [ Ss ] （西黒沢層に対比される）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， [ 本図幅の ] 南西隣の大沢図幅地域内の 日正 鉱山付近では女川層 [ Om ] の最下部を貫ぬいていること， 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中に 女川層と考えられる硬質泥岩と一諸に小量の本岩類が礫として含まれること， および， [ 女川層以降の ] 含油第三系に属する天徳寺層の下部中に円礫として取り込まれていることなどからみて， 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。
三途川層は 女川層の院内凝灰岩部層 [ Ot ] などを被覆して 本図幅地域の南東部に分布し， 主として泥岩・砂岩・酸性凝灰岩および礫岩からなる 湖成層 である。
模式地 : [ 本図幅の ] 東隣の稲庭図幅地域内の秋田県 湯沢市 高松川の流域の三途川付近。 本地域内では露出がよくなく， 断片的に点々と分布しているのみである。
分布および層厚 : 雄勝町 横堀 [ ← 院内の東北東方 3.5 km ] の東方の 平城 [ ← 横堀の北東方 3 km ] ・ 御返事 [ ← 横堀の東北東方 2 km ] の南方などと， 横堀の南方の役内川沿いの 浅萩 [ ← 横堀の南南西方 3 km ] の北西方・寺沢橋 [ ← 浅萩の南東方 500 m 弱 ] の南方・ 椛山 [ ← 横堀の南南東方 5 km ] 付近にいたる地区に分布している。 層厚は模式地の三途川付近で 200～400 m である。 本図幅地域内では露出が悪いためはっきりしないが， 200 m 以上であることは確かである。
岩相 : 泥岩・砂岩・酸性凝灰岩および礫岩からなり， 安山岩凝灰角礫岩などを挾んでいる。 本層は 薄い縞状の細粒～中粒の泥岩・ 粗粒で砂質の泥岩 および細粒酸性凝灰岩の互層によって特徴づけられている。 泥岩は暗灰色～灰色， 軟弱であって， 縞状構造を示す。 層理が明瞭である。 砂岩は暗灰色～灰白色， 細粒～中粒， 軟弱であり， 酸性凝灰岩は灰白色～白色， 軟弱， 軽石質， ときに砂質， 軟弱であって， 両岩 [ = 砂岩と酸性凝灰岩 ] とも層理が明瞭である。 礫岩は下位層から由来した細粒～中粒の半円礫～円礫を有し， 礫とその充填物との膠結度は一般的にみてよくない。 これらの岩石は数 m 単位の互層をなす。 この互層は 水平方向での連続性に乏しく， 層相変化の傾向がみられる。 [ 本図幅の ] 東隣の稲庭図幅地域内の模式地の本層についてみると， 大局的にみて 下部は礫岩および砂岩を主とする粗粒堆積物からなり， 中部および上部は泥岩・砂岩および酸性凝灰岩を主とする細粒堆積物からなる。 また， 大局的にみて 下位から上位に向かって より軟弱となる。 本図幅地域内では認められなかったが， 東隣の [ 稲庭 ] 図幅地域の模式地では 本層の分布地の縁辺部で 下位の硬質泥岩の角礫（大きさ 0.1～0.5 m， ときに 1.0 m 以上）を多量に含む基底礫岩がみられる。 この基底礫岩は層厚 10～80 m， 局部的に異常に厚く， 150 m 以上に達する。
三途川層中に安山岩凝灰角礫岩などの火山砕屑岩 [ An2 ? ] の薄層を挾んでいる [ 以下の [注] 参照 ] 。 これら安山岩火山砕屑岩は 拳大の暗灰色， 斑状の火山岩塊を火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 角礫と基質との境は明瞭であり， 膠結度はよくない。
代表的な [ 安山岩火山砕屑岩（An2）? の ] 火山岩塊を鏡下でみると 次の通りである。
層位関係 : 下位の各層との関係は 露出がよくないため はっきりしないが， [ 本図幅の ] 東隣の稲庭図幅地域内の模式地付近でよく観察できる。 高松川沿岸の 坊沢 [ ← 坊ケ沢 ? ] 付近で院内凝灰岩部層 [ Ot ] と三途川層との関係をみると 時間間隙を示すような大きな不整合がみとめられず， 岩質も漸移関係を示して 軽微な不整合と考えられる。 しかし， 西黒沢階の地層 [ = 須郷田層（Ss） ] を被覆するところでは 厚い基底礫岩を有し， 本層が不整合関係で被覆している。
化石 : 本層中には植物化石を豊富に産する。 HUGIOKA and UEMURA（1974）によれば 第 5 表の通りである。 なお， 三途川層の泥岩が船川層の暗灰色泥岩と酷似していること， 三途川層中の安山岩類が女川階～船川階の 爼山 火山岩類（井上武， 1960）と岩質が酷似していること， および下位の女川階の院内凝灰岩部層 [ Ot ] との間に １つの層（Formation）をかくほどの時間間隙を示すような 大きな不整合がみとめられないことなどから， [ 三途川層は ] 男鹿半島の船川層にほぼ対比されると考えられる。
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[ 名称 : ] 甑山 石英安山岩（新命名）
甑山石英安山岩は 女川層を貫ぬいて噴出したもの であって， 本地域の南西部に分布し， 角閃石石英安山岩熔岩からなる。
模式地 : 秋田と山形の県境の甑山付近。
岩相 : 角閃石石英安山岩熔岩からなる。 本熔岩は 淡灰色～灰白色， 粗鬆， 脆弱であって， 石英・斜長石および角閃石の斑晶を点在している。 石英は大型（大きさ 0.5～3.0 m）かつ多量である。 斜長石は中性長石に属し， 大きさ 0.5～2.5 mm である。 角閃石は帯褐緑色， 大きさ 0.4～1.5 mm， 新鮮である。
川井山石英安山岩は 三途川層 [ Sm（および An2 ?） ] を被覆して 本図幅地域の 南東部 [ ← 南東隅付近 ] に分布し， 主として石英安山岩火山砕屑岩からなる。
模式地 : [ 本図幅の ] 南隣の羽前金山図幅地域の北東端部の雄勝町 秋ノ宮 川井山付近。 本地域内では 雄勝町 秋ノ宮 大沢 [ ← 小沢の東北東方 1 km ] の上流の左岸の支流でよくみられる。
厚さ : 150～300 m。
岩相 : 主として石英安山岩凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩および火山礫岩からなり， 熔岩および凝灰岩を挾んでいる。 これら火山砕屑岩は 拳大（ときに牛頭大）の灰色～灰白色， 粗鬆， 斑状で， 石英斑晶を多量に有する新鮮な本質火山岩塊を 本質火山礫を有する凝灰質物質が充填している。 一般に角礫と基質との境は明瞭であり， 両者はよく膠結されている。 川井山石英安山岩は 少なくとも 2～3 回にわかれて噴出したと考えられ， あとの時期に出た本岩中には 新鮮な紫蘇輝石普通輝石安山岩の火山岩塊を角礫として多数とり込んでいる。 熔岩は灰色～灰白色， 粗鬆， 斑状， 石英斑晶が多い。 熔岩流よりも むしろ熔岩円頂丘に近い形体をなす。 ごく少量である。 [ 本図幅の ] 東隣の稲庭図幅地域では同質の熔結凝灰岩を挾んでいる。 本岩の代表的な火山岩塊を鏡下でみると 次の通りである。
[ 名称 : ] 母沢安山岩（新命名）
母沢安山岩は 三途川層 [ Sm（および An2 ?） ] を被覆して 本図幅地域の南東部に分布し， 主として安山岩熔岩 [ An3 ] からなる [ 以下の [注] 参照 ] 。
模式地 : 秋田県 雄勝町 御返事 の南方の母沢付近。
厚さ : 100～200 m。
岩相 : 主として安山岩熔岩からなり， 同質凝灰角礫岩・火山角礫岩などをともなっている。 安山岩熔岩は暗灰色， 緻密， 堅硬であって， 斑状を呈し， 短冊状の斜長石および輝石の斑晶を点在していて 新鮮である。 柱状節理を示す。 本岩の代表的熔岩 [ An3 ] を鏡下でみると 次の通りである。
段丘堆積物は雄物川・笹子川・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。 本図幅地域の北西部の笹子川・ 丁 川などでは 2～3 段の段丘が発達している。 鳥海村 男鹿内と清水渕との間の笹子川沿いで 特によくみられる。 段丘堆積物の厚さは 10 m 以内で， ときに 15 m 以上に達する。 上述の笹子川沿いでよく発達しているのに対して 雄物川沿いでは少なく， 同川の東方の下関と相川の間でみられるのみである。 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。
雄物川・役内川・笹子川・西馬音内川などの河川流域に冲積層が堆積し， 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広い冲積地がみられる。
湯沢図幅地域は 東北 裏日本 緑色凝灰岩地域に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・網状鉱床および小規模な黒鉱々床が胚胎されている。 また， 湯ノ沢温泉がある。 なお， 院内凝灰岩部層 [ Ot ] に属する酸性火山砕層岩は石材として利用されている。 院内鉱山は 現在は休山中であるが， 過去数 100 年間に銀を対象として盛んに稼行された日本で有数の大鉱山であるので， 特に詳しく述べる。
本鉱山は慶長年間 [ = 西暦 1596～1615 年 ] に大谷刑部吉隆の家臣の村上宗兵衛が 関ガ原の戦役に敗れ， 現在の雄勝町に来て採掘したといわれる。 一時は 7,000 人以上が働いたが， その後 盛衰があった。 文化 14 年 [ = 西暦 1817 年 ] に秋田藩主の佐竹侯によって組織的に 盛んに採掘された。 天保年間 [ = 西暦 1839～1844 年 ] には銀の産出量が多く， その量は毎月銀 100 貫目 [ = 375 kg ] におよび, 約 10 年間 隆盛を極めたと言う。 明治 6 年に鉱山会社が経営し， ついで明治 7 年に小野組が， 同 8 年に大蔵および工部の２省が相議し， 鉱山寮に鉱業を監督させた。 明治 12 年に官行鉱山としてドイツ人技師４名をやとい， 坑内整備および製錬設備を設けた。 明治 14 年には明治天皇の行幸を仰ぎ， 大切坑口・採鉱所・選鉱所・製錬所などの天覧を賜った。 明治 19 年 2 月に古河市兵衛に帰し， 大いに鉱業に改良を加え， 古河鉱業株式会社として 明治 28～29 年頃が最も盛況を極め， 明治 28 年には産銀 4,000 貫を生産したが， 大正 10 年に休山した。 昭和 9 年に再開し， 旧坑を整備し， 開発を行なったが， 昭和 18 年に金山整備のため縮少し， 昭和 29 年に中止した。 その後， 昭和 40 年から探鉱を再開し， また同和鉱業と共同で女川層 院内凝灰岩部層 [ Ot ] におおわれた広域にわたる地区の探鉱を行なった。 昭和 52 年現在， 休山中である。
本鉱山は本地域図幅の南部の 十分一沢 川支流の銀山川の上流に位置し， 雄勝町 院内に属する。 [ 国鉄 ] 奥羽本線 院内駅から西方約 4.2 km の地点に本鉱山の鉱業所があった。 現地まで自動車の運行が可能である。
本鉱山付近の地質は， 第 8 図に示すように， 下位から 雄勝川層の南沢熔結凝灰岩部層 [ Ow ] ・大仙山層 [ Db, Dt ] ・須郷田層 [ Ss ] ・女川層の主部 [ Om ] および院内凝灰岩部層 [ Ot ] からなる。
雄勝川層の南沢熔結凝灰岩部層 [ Ow ] は 角閃石黒雲母石英安山岩熔結凝灰岩・黒雲母石英安山岩凝灰岩・火山礫凝灰岩などからなり， 層厚は 250 m 以上である。 これら火山砕層岩は紫褐色・淡緑色・灰白色など， 堅硬～やや堅硬である。 熔結されているものは 扁平な本質レンズおよび石質破片を含み， 熔結凝灰岩特有の特徴を示す。
大仙山層 [ Db, Dt ] は南沢熔結凝灰岩部を不整合に被覆し， 玄武岩熔岩・同質の火山礫凝灰岩・凝灰岩・凝灰角礫岩・ 安山岩凝灰岩・火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩を主とし， 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩および少量の砂岩と泥岩を挟んでいる。 層厚は 300～450 m である。 玄武岩熔岩は暗青色～暗灰色， 緻密， 堅硬で， 柱状節理を示す。 しばしば自破砕化され， 枕状熔岩がみられる。 枕状熔岩特有の放射状の節理や， 各団塊間に火山ガラス（palagonite）がみられる。 また， 玄武岩熔岩が水中を流れたときに出来るハイアロクラスタイトがみられる。 玄武岩熔岩は 1～3 枚みられ， 南沢断層群の主断層以西では３枚の熔岩流を挟み， 各々の厚さは 30～60 m である。 上記の主断層以東では， 玄武岩火山砕屑岩・安山岩火山砕屑岩および少量の酸性火山砕屑岩の 連続性のない薄層を数層挟む熔岩流がみられ， 最大の厚さ 250 m 以上に達する（第 8 図）。 南沢断層群の分布する一帯では 著しい鉱化作用を受けていて， 原岩の識別が困難なものが多い。 玄武岩熔岩の代表的岩石は 橄欖石玄武岩および橄欖石普通輝石玄武岩である。 玄武岩火山砕屑岩および安山岩火山砕屑岩は 赤褐色・帯褐緑色・濃緑色・緑色などを呈し， 火山礫， ときに火山岩塊を有し， 層理が明瞭である。 酸性火山砕屑岩は緑色～淡緑色， やや軟弱で， 火山礫を有し， 軽石質であって， 明瞭な層理を示す。 南沢断層群の主断層以西ではごく薄く挟まれ， また少ない。 しかし， 上記の主断層以東では薄層として数層挟まれていて， 比較的多い。 砂岩および泥岩は 凝灰質であって， 薄層（厚さ数 10 cm～数 m）として挟まれているが， 一般的にみて連続性に乏しい。 しかし， 南沢断層群の主断層以西の大仙山層の下半部に挟まれているものは よく追跡され， 1.0 km 以上連続している。
須郷田層 [ Ss ] は大仙山層を整合（一部は不整合）に被覆するが， 本鉱山付近の地表では大部分が断層で接する。 砂岩および礫岩を主とし， 泥岩および酸性凝灰岩を挟んでいる。 層厚は 100～150 m である。 砂岩は暗灰色～淡褐灰色， 細粒～粗粒， やや軟弱， 凝灰質である。 ときに米粒大～大豆大の円礫を有する。 また， 斜層理を示すことがある。 礫岩は 下位の各層から由来した円礫（径 0.02～0.20 m， ときにそれ以上）を有し， 礫とその充填物との膠結度がよい。 礫岩と砂岩が互層をなし， 層理明瞭である。
女川層は須郷田層を整合に被覆し， 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り， 最下位に塊状泥岩および硬質泥岩を有する。 加無山安山岩 [ An1 ] に属する紫蘇輝石普通輝石安山岩熔岩が院内凝灰岩部層を被覆している。
本鉱山付近の地質構造は， 第 8 図に示すように， 大局的にみて背斜構造のほぼ軸部に生じた南沢断層群の主断層によって 大きく２つの地区， すなわち大仙山地区と銀山川地区とに分けられる。 大仙山地区では 大局的にみて 走向 N 30～60°W， 傾斜 0～20°SW の単斜構造をなす。 なお， 南西方および南方に行くに従い 走向 N 50～90°E または W， 傾斜 10～25°S の単斜構造に移行する。 銀山川地区では さらに細かく２つの地区に細分される。 すなわち， 主として大仙山層からなる西部地区では 第 8 図に示したように 多数の断層によって地塊化されている。 主として須郷田層および女川層からなる東部地区では N 20～45°W， 傾斜 15～30°NE の単斜構造を示す。 南沢断層群は 院内陥没構造の南側の主な構造帯にあたり， 数多の断層の集合からなる（地質構造の項 [ 2.3 地質構造 ] を参照）。
本鉱山の鉱床は含銀鉱脈型鉱床であって， 主な鉱脈は 大仙山層に属する 著しく変質された橄欖石（普通輝石）玄武岩熔岩（同質火山砕屑岩を挟む） [ Db ? ] の中に胚胎されている。 主要な鉱脈について第 9 図および第 6 表に示す。 次に 主として田中慶亮氏の資料（古河鉱業株式会社 社内資料 ; 昭和 42 年 10 月手記）によって本鉱山の本𨫤について述べる。
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本𨫤は走行延長 900 m， 傾斜延長（上下長）400 m の非常に規模の大きな銀鉱脈である。 下三番坑道（大切下， 旧疏水坑地並下 100 m）までは徳川時代に稼行された。 明治 12 年に政府の招聘で独人技師が来山したとき， 乱掘のため手がつけられず 新しく 1 / 1,000 の勾配で大切坑道を開さくし， 下四番坑を開坑した。 明治 20 年に古河鉱業の所有となってから 下四・下五番坑以下を稼行した。 最大生産量は明治 27 年の粗鉱量 50,668 t（Ag : 500 g / t として）， 銀精鉱 35,079 t（Ag : 650 g / t として）， 粗銀 17,100 kg である。 明治 29 年には四百枚厚身𨫤を稼行し， 明治 34 年には本𨫤が衰微して四百枚𨫤に移行した。 なお， 明治 36 年には下八番坑地並まで開発された。 本鉱山の鉱脈の鉱祝についてみると， 多数の断層が存在すること， および金銀鉱脈の一般的傾向である脈幅および品位の変化が著しいことから， 多数の探鉱抗道が掘られている。
福地および平林（1907）によれば， 露頭付近では閃亜鉛鉱・方鉛鉱および黄銅鉱を少量含むが， 下部に行くに従い その量を減少して， ほとんど銀鉱石のみからなる。 主な銀鉱石は輝銀鉱・濃紅銀鉱・脆銀鉱， ときに自然銀などであって， 脈石は石英・薔薇輝石 [ rhodonite ] ・菱 満俺 鉱などである。
次に本𨫤の各レベルについての鉱況について詳述する。
本𨫤の支脈として無尽・万才・盛徳などの𨫤のほか， 岡六三十尺𨫤・二百尺𨫤・百三十尺𨫤・二百四十尺𨫤あるいは早房𨫤などがある。 不動𨫤（西で中山𨫤と一緒になる）および大盛𨫤（四百枚新𨫤と同一 ?）も本𨫤の支脈である。 西山竪坑以西の本𨫤は鉱化帯から遠ざかるように考えられる。 大切坑道の本𨫤は 起福立坑の東方 40 m の旧疏水坑に現われ（千歳断層の西側）， 𨫤幅が 2.1～2.5 m で 長さが約 300 m で亀盛断層にあたり， 𨫤は大きく北にずれ， 𨫤先の延長はわずかに 50 m たらずで見失われた。 本𨫤の北 30 m に厚身𨫤（千歳厚身𨫤とも呼ぶ）がある。 𨫤幅は 0.9 m 内外で 品位良好であった。 その西端は細脈に分裂する。 なお， 西山竪坑の南西 120 m に不動𨫤と平行して 鉛を有する宝来𨫤がある。
下一番坑は起福一番坑と呼ばれ， 大切坑の下位の約 36 m に位置する。 本𨫤の東端は大切地並と同一点で始まる。 本𨫤は西進して西山竪坑の東 40 m 付近で千歳断層帯に入り， 𨫤先は西山竪抗の西方約 70 m 付近で 一時みとめられるが， 亀盛断層のため切られ 再び𨫤先を失う。 その西方 60 m で𨫤先をあらわす。 これは千枚𨫤と称され， 𨫤幅が 0.9～1.2 m， 長さが 600 m， 良好である。 火山砕屑岩中に入り 細脈に分裂する。 下一番坑地並における厚身𨫤は 𨫤幅が 0.3 m と薄くなるが， 良好であった。 その西方では 細脈に分裂している。
下一番坑の下位の約 15 m に位置する。 本𨫤の東端は第一山市竪坑付近である。 それ以東は おそらく火山砕屑岩中に入り 細脈化したと考えられる。 本𨫤は西にのび ２本に分れる。 北側のものを 盛 𨫤と称し， 往時（徳川時代）に盛大に稼行したと考えられる。 南側の本𨫤は 𨫤幅が 1.0 m で西方にのびている。 その西側で千歳断層帯（幅は約 110 m）に入る。 さらに西で 再び𨫤先がみられるが， 今度は亀盛断層（幅は 24 m）に入る。 同断層の西側で𨫤先があらわれ， 約 100 m つづいて， その先で尖滅していると考えられる。 下二番坑における厚身𨫤は 最大𨫤幅が 1.2～1.5 m であり， 西引立ではわずかに 0.06～0.10 m と薄くなる。 しかし， 極めて富鉱部であったと考えられる。 福地信世氏の野帳（明治 36 年 9 月）によれば， 第 12 図のように亀盛断層をはさんでつづいている本𨫤がみられ， 断層生成後も鉱化作用があったことを示している（田中慶亮氏の手記）。
下二番坑の下位の約 55 m に位置する。 本𨫤の東側は 第一山市竪坑の東約 150 m 付近までつづいていて, その引立では不規則な細脈に分裂し， ついに粘土脈となる。 その東側の坑道では火山砕屑岩となる。 第一山市竪坑の西方で 𨫤幅が 0.3 m の盛𨫤を分岐している。 この付近から本𨫤の走向および傾斜が東側と全く逆となる。 𨫤長が約 90 m で共盛断層に切られ， 𨫤は少し南にずれる。 共盛断層以西では本𨫤は貧弱劣質となり， 西山竪坑の北西方 42 m で千歳断層によって切られる。 千歳断層帯は約 80 m でおわり， 本𨫤は厚身北立入付近でみられるが， また西方で亀盛断層帯に入ってしまう。 三ノ亀盛立坑付近で亀盛断層帯を通過し， また𨫤先をあらわす。 しかし， 火山砕屑岩中に入り 劣化するものと考えられる。
下三番坑の東に走向 NS， 傾斜 W の小断層があり， 𨫤はやや南にずれる。 ここからわずか西方では𨫤幅が 90 m と非常に厚くなり， かつその北側の支脈に延長 6.0 m の間に厚さが 0.6 m の無比の上鉱を産した。 大きさが 0.16 m の濃紅銀鉱はここから産したと考えられる。 下三番坑地並の厚身𨫤は最大𨫤幅が 0.3 m と薄いが, 極めて富鉱部であった。 本𨫤から四百枚𨫤の下部に対する探鉱立入は 下三番坑から行なわれた。
下三番坑の下位の約 30 m に位置する。 本𨫤は第一山市竪坑の東方に伸びている。 下三番坑でみられた南北断層に近ずくと 𨫤幅は 4.5 m 内外と厚くなり， 富鉱部をなす。 断層に接した部分は 母岩の割目が非常に多く， その割目をみたし 不規則な細脈にわかれて 網状となる。 その西側の約 60 m は 𨫤幅が 6.0～8.0 m と非常に厚い。 上記の南北断層以東では 引立で 𨫤幅は 0.6 m を示す。 本𨫤は二号立坑の東方で 山本断層によって北にずれ， 西進して 起福立坑の北において一時 ２脈にわかれる。 分岐点から西は 走向・傾斜とも東側の𨫤と全く逆となる。 二号立坑の東部は 𨫤幅が厚く 鉱質良好である。 本𨫤は 西進して千歳断層に切られるまで続いている。 千歳断層以西は未探鉱である。
下四番坑の下位 約 30 m に位置する。 本𨫤の走向傾斜は 上記の下三番坑および下四番坑にみられたとおりで変らないが， 東方には延びていて， ここから良鉱を産した。 その東引立は細脈でおわる。 二号立坑の東部は 𨫤幅が厚く， 鉱質良好である。 その西では薄脈で わずかに線條をあらわす程度である。 本𨫤は 一般に 走向傾斜のかわる付近では上記のように劣化する。 その西方の一号立坑付近では 再び𨫤幅が約 3.0 m となる。 一号立坑の上部の下四番坑との間では 𨫤幅が 9.0 m 以上に達するところがある。 さらに西進すると 西引立で 0.1～0.3 m の細脈に分裂する。 これは千歳断層帯に入ったこと， および 火山砕屑岩中に入ったことによると考えられる。 下五番坑より第二山市竪坑（花畑竪抗とも呼ぶ）に通ずる通気竪抗がある。
下五番坑の下位 約 30 m に位置する。 本𨫤の東部では 走向は約 N 80°W で， S に傾斜し， 𨫤幅は概して厚く， 脈石を挟むが 6.0 m に達するところがある。 第一山市竪坑の東方 80 m において 本𨫤は２本に分れ， その北側の厚身𨫤に平行している山市断層以東では 𨫤幅が 1.2 m 内外と薄くなる。 第一山市竪坑の西方の本𨫤は 山本断層帯に入るため 約 75 m の間 𨫤先が失われるが， その西側では再びつづいている。 しかし， 西山竪坑の北西方約 90 m 位から火山砕屑岩中に入ると考えられるので， 尖滅するものと考えられる。
下六番抗の下位 約 40 m に位置する。 本𨫤は第一山市竪坑より東方に 240～250 m つづいているが， その東方については不明である。 本𨫤は 第一山市竪抗の東方約 45 m 付近から その西方の比較的広範囲にわたり EW に約 230～240 m の間は 山市断層・山本断層などの断層帯中であるので 𨫤先がみられず， 無脈帯である。 起福立坑の北西 30 m の箇所にいたって 初めて𨫤先がみとめられるが， 西山竪坑の北方付近より火山砕屑岩中に入るため 尖滅もしくは劣化したと考えられる。 上記の東方の延長部については 鉱況が必ずしも不良でなかったのであるが， 火災による第二山市竪坑を失い 通気不良が直接の原因で開発されなかった。
下七番坑の下位 約 39 m に位置する。 本𨫤は第一山市竪坑より約 180 m の付近より東は探鉱されなかった。 山市断層によって南にずれた本𨫤がどの付近にあらわれるか， 山市断層の幅が不明であるので はっきりしない。 第一山市竪坑の西方約 90 m の地点で NE - SW 性の𨫤があり， 本𨫤の跳返りであると考えている。 着脈点から更に約 180 m 西進した西山竪坑の北東約 105 m の地点で 山本断層帯をぬけ， 本𨫤がみとめられる。 ここから約 60 m の間は２本の𨫤がつづくが， その両引立で火山砕屑岩中に入り， 尖滅したか もしくは 劣化していると考えられる。
第一山市竪坑における下九番坑は 下八番坑の下位 約 36 m に位置するが， 上記の竪坑の西方 130 m で掘られた下八番坑からの 掘下立坑（第三山市竪坑）における下九番坑は， 下八番坑の下 約 52 m に位置している。 これら下九番坑は𨫤押坑道である。 𨫤幅は 0.45 m 内外という。 下八番坑道の下の約 80 m の地点で 傾斜が 20°内外の層理を示す火山砕屑岩となる。 この火山砕屑岩は 本鉱山の本𨫤の母岩である 著しく変質した橄欖石（普通輝石）玄武岩熔岩の下位にくるものであって， この辺が本鉱山の銀鉱脈の下限であると考えられる。
そのほか， 主なものとして四百枚𨫤・四年枚厚身𨫤・旭𨫤などがある。 四百枚𨫤および四百枚厚身𨫤は 本𨫤の採掘が進み 衰微するようになると 探鉱され， 両𨫤が院内鉱山の主要な鉱脈となった。 輝銀鉱・濃紅銀鉱・脆銀鉱などの銀鉱石のほか 黄銅鉱および閃亜鉛鉱に富み， 方鉛鉱も有する。 走向 N 60°E・傾斜 80°SE および 走向 N 30°E・傾斜 70°NW を示す断層がみられるが， 規模が小さく， 本𨫤で述べたように 大きくずらされていない。
旭𨫤は 四百枚𨫤の南方約 470 m の地点に位置し， 良質でよく稼行された。
以上のほかに， 大沢銅山として知られる鉱床が十分一沢川の上流にあるが， 詳しいことは不明である。 また， 院内鉱の南々西方で南沢川の左岸支流に南沢鉱山があり， 山下（1897）によれば， 銀鉱脈走向はほぼ EW， S に急傾斜すると言う。
著者の１人（大沢， 1968）が述べたように， 東北地方 緑色凝灰岩地域の北部から中部にかけての広域についてみると， 鉱脈型鉱床 [ 以下の [注1] 参照 ] は 西男鹿階から船川階までの岩層中に胚胎され， 胚胎の層準は一定でない。 また， 特に胚胎の層準別による鉱床のタイプの差は認められない。 しかしながら， 鉱脈型鉱床の Champion vein の走向方向は N 40～90°E のものが大部分で一定性を示すこと， および， この方向は いわゆる「油田褶曲方向」（N - S方向） および「NW - SE方向」に直角もしくはそれに近い方向であることは 注目すべきことである。 もう少し範囲をせばめ 本地域を含む秋田と山形の県境地域についてみると， Champion vein の平均走向は N 80°E であって， 新第三系の基盤をなす神室山花崗岩類のにびる方向， および， いわゆる「第三紀花崗岩」である台山石英閃緑岩類の伸びる方向にほぼ直角である（第 19 図）。 台山石英閃緑岩類は 仁別第三紀花崗岩（金， 1969）とともに 現在までに知られている岩体の規模で東北地方で１番大きく， 両者ともその周囲に接触変成帯を作っている。 著者の１人（大沢， 1968）が述べたように， 第三紀花崗岩の大規模な広域にわたる火山 - 深成作用（Volcano - plutonism） [ 以下の [注2] 参照 ] は 西黒沢期の末期 - 女川期 - 船川期であって， 女川期を最盛期として迸入したものであろう。 本地域付近に分布する台山石英閃緑岩類の迸入時期は 女川層の堆積時と考えられ， 院内陥没構造の周囲で今回 多数の第三紀花崗岩が発見された [ 以下の [注3] 参照 ] 。 第 19 図でわかるように， 台山石英閃緑岩類の黒森岩体や小沢岩体の長軸の方向は N 0～20°E を示し， 院内陥没構造の方に伸びている。 院内凝灰岩部層に属する流紋岩熔岩と同質の火砕流の多量 （侵食される前の層厚は 600～800 m， ところにより 1,000 m に達すると推定される） の噴出と台山石英閃緑岩類の迸入， および院内陥没構造の形成がほとんど同じ時期にあったと考えられる。 この陥没のさいに形成された南沢断層群に属する断層および断裂帯に沿って鉱化作用が行なわれ， 院内鉱山の含銀鉱脈型鉱床を生成したと考えられる（第 8 図）． 先に「6.1.3 鉱床」の項で詳述したように， ある場所では南沢断層群に切られ， また ある場所ではこの断層群に属する亀盛断層をはさんで本𨫤つづいていること， および， 劣化しているけれども院内鉱山の坑内で院内凝灰岩部層中にも細脈が胚胎されている。 これらのことから， 院内陥没構造の形成時期に鉱脈型鉱床が生成されたことが明らかである。 また， 院内陥没構造の周縁部に位置している院内鉱山の坑内のデータによると， 熔岩と火山砕屑岩との間に鉱化作用の選たくがみられ， [ 鉱脈は ] 熔岩中でみられ， 火山砕屑岩中では鉱脈が劣化している。 このことは熔岩の方が割目や断裂帯を形成しやすかったことによると考えられる。
本鉱山は慶長年間 [ = 西暦 1596～1615 年 ] に発見されたといわれ， 文化・文政年間 [ = 西暦 1804～1818 年（文化）・1818～1830 年（文政） ] に佐藤信淵の指導によって稼行された。 そのご 盛衰があった。 三浦（1892）によれば 往昔盛況を呈していたようで， 付近の平地に高品位の銀を含む廃鉱が多量に堆積していた。 これを製錬し， 毎月 銀量 15～35 貫目 [ = 56.25～131.25 kg ] で， 明治 24 年 6 月までで総量 1,400～1,500 貫目 [ = 5250～5625 kg ] に達したという。 明治 39 年に藤田組の所有となり， そのご 稼行されたが， 大正 12 年に休山した。 昭和 10 年に採鉱探鉱を行ない， 昭和 18 年より 試錐探鉱を併用して開発し， 金鉱のほかに鉛・亜鉛鉱も産出した。 昭和 53 年現在， 休山中である。
本鉱山は湯沢図幅地域の北東部の [ 国鉄 奥羽本線 ] 湯沢駅の西方約 5 km の地点に位置し， 交通の便がよい。
本鉱山付近の地質は 女川層の院内凝灰岩部層に属する酸性岩軽石凝灰岩・火山礫凝灰岩 [ Ot ] および流紋岩熔岩 [ Ry1 ] からなる。 これら酸性火山砕屑岩は灰白色， 軟弱， 軽石質である。 流紋岩熔岩は熔岩円頂丘をなし， 周縁部は自破砕化し， 白山 などを構成している。 本部層は 30°以下の緩傾斜を示している。
本鉱山の鉱床 [ 以下の [注] 参照 ] は 流紋岩熔岩と酸性火山砕屑岩との境界付近の網状鉱床で， 母岩の細微なる割目 裂罅をみたし， または母岩に鉱染して 鉱楼 [ = 小鉱脈（網）を持つ地質構造 ; stockworks ] をなす。 方鉛鉱・閃亜鉛鉱および黄鉄鉱を主要鉱物とし， 多分の銀を含有している。 下部は鉱脈となる。 脈数 9 条， 走向 E - W・傾斜 70～80°S および走向 N - S・傾斜 70°W， 幅 0.2～0.3 mである。 平均品位は Au : 7 g / t・Ag : 150 g / t で少量の Cu を有する。 このほかに， 流紋岩熔岩に近い酸性火山砕屑岩中に 閃亜鉛鉱・方鉛鉱・重晶石および石英からなる小塊状をなすものがある。 その主成分鉱物は黒鉱の成分に一致し， かつ産状も類似しているが， 標式的な黒鉱のように硫化鉱物が密雑せず， 多少 分体している。
本鉱山は 姥井戸山 鉱山とも呼ばれ， 湯沢図幅地域の中部の由利郡と雄勝郡との郡境をなす姥井戸山付近に位置し， 交通の便がすこぶる悪い。 昭和 52 年現在， 休山中である。
本鉱山付近の地質は 雄勝川層の南沢熔結凝灰岩部層 [ Ow ] の角閃石黒雲母石英安山岩熔結凝灰岩など， および， 上記の地層を被覆する大仙山層の 酸性凝灰岩・火山礫凝灰岩 [ Dt ] ・橄欖石玄武岩熔岩 [ Db ] などからなる。 両層 [ = 雄勝川層の南沢熔結凝灰岩部層と大仙山層 ] とも 10～25°の緩傾斜を示し， 大局的にみるとほぼ水平である。
山下（1897）によれば， 本鉱山の鉱床は 数坑の細𨫤があり， 最も厚い鉱脈は幅 0.30～0.45 m で， N 70°E の走向を示し SE に急傾斜し， 少量の Au および Ag を含有していると言う。
本鉱山は湯沢図幅地域の中部の 鳥海村 上笹子 西久米 の東方約 0.6 km 付近 [ ← 大仙山の北北西方 3 km ] に位置し， [ 大仙山の北方 2 km の ] 松ノ木峠が開通したので 交通の便がよくなった。 昭和 52 年現在， 休山中である。 本鉱山付近の地質は 主として変質輝石安山岩熔岩と同質火山砕屑岩 [ Sv ] からなる皿川層 および 同層を貫ぬく石英安山岩熔岩 [ Da1 ] からなる。 肥田ほか（1956）によれば， 鉱脈 2 条で走向 E - W， 傾斜 50～80°S， 幅 0.1～1.0 m で， 鉱石は黄銅鉱であると言う。
湯沢図幅地域の南東部の雄勝町 院内の湯ノ沢川の中流に湯ノ沢温泉がある。 湯ノ沢温泉付近の地質は 湯ノ沢川層 [ Ya ] に属する変質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， 同質の熔岩などを挟んでいる。 地質図に表現しなかったが， 雄勝川層の堆積時以前と考えられる NS 方向・NW - SE 方向・NNE - SSW 方向の断層や割目が多数みられ， こまかく地塊化されている。 同温泉付近の湯ノ沢川層の傾斜は 20～40°である。 同温泉に関係したと考えられる NNE - SSW 性の方向を示す湯ノ沢川断層群が 同温泉の西方でみられている。 地質構造の項 [ 2.3 地質構造 ] で詳しく述べたように， この断層群は三途川層（船川階）の堆積時以後の新しい時期に出来たものである。 湯ノ沢温泉は単純温泉であって， 秋田県衛生研究所によれば pH は 8.2， 泉温は 41℃ である。
湯沢図幅地域の南東部の雄勝町 院内付近に分布する 女川層の院内凝灰岩部層の酸性岩軽石凝灰岩および火山礫凝灰岩 [ Ot ] は 古くから 院内石もしくは 扇田石 と呼ばれ， 石材として採石されている。 院内石は 院内付近約 30 km2 の範囲に分布しているが， 実際に採石されているのは 交通便利な [ 国鉄 ] 奥羽本線 院内駅近くの数ヶ所であって， 昭和 52 年現在で１ヶ所以外は休業中であった。 院内石は 灰白色～白色， 軟弱， 軽石質である。 石英・斜長石を有し， 大きさ 0.5～2.0 cm， ときに 10 cm 以上に達する軽石を有する。 風化作用および熱に強く， 大谷石 の代用品として 土木工事・下水用溝渠などに使用されている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Akita (6) No. 48
By Atsushi ŌZAWA, Takeshi OHGUCHI and Taisuke TAKAYASU (Written in 1978)
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The Pre-Neogene rocks which are exposed in the eastern part of the area are a part of the Kamuro-yama Granites. The Kamuro-yama Granites in the area are composed mainly of hornblende - biotite granodiorite and gneissose granodiorite.
The Neogene rocks, 1,500 to 2,500 m in total thickness are divided stratigraphically into nine formations, that is, Yunosawa-gawa, Okachi-gawa, Sarakawa, Iizawa, Daisen-yama, Hatamura, Sugōta, Onnagawa and Sanzu-gawa Formations. The Yunosawa-gawa, Okachi-gawa, Sarakawa, Iizawa, Daisen-yama and Hatamura Formations are composed mainly of volcanic rocks. On the other hand, the Sugōta, Onnagawa and Sanzu-gawa Formations consist mainly of sedimentary rocks.
The Yunosawa-gawa Formation, the lower-most part of the Neogene, is distributed in the eastern part of the area. This formation consists mainly of altered pyroxene andesite lava, tuff breccia, volcanic breccia and lapilli tuff with tuff and welded tuff. Almost all these volcanics show dark greenish to purple colour owing to alteration such as chloritization, carbonatization and epidotization.
The Okachi-gawa Formation unconformably, partly conformably, overlies the Yunosawa-gawa Formation, and is distributed in the central and south-eastern parts of the area. This formation consists mainly of（altered）pyroxene andesite pyroclastics, conglomerate, dacite welded tuff, acid tuff and lapilli tuff.
The Sarakawa Formation, the lower most part of the Neogene in the south-western part of the area, is correlated with the Okachi-gawa Formation. This formation consists mainly of altered pyroxene andesite pyroclastics, dacite lava, acid tuff and lapilli tuff.
The Iizawa Formation conformably overlies the Yunosawa-gawa Formation, and is distributed in the north-eastern part of the area. This formation consists mainly of（altered) pyroxene andesite lava and pyroclastics with acid tuff, lapilli tuff and mudstone, and yields plant fossil such as Metasequoia occidentalis (NEWBERRY) CHANEY, Betula sp. and Carpinus sp. This fortoiman is correlated with the Okachi-gawa Formation croping out in the central and south-eastern parts of the area.
The Daisen-yama Formation conformably overlies the Yunosawa-gawa and Sarakawa Formations, and is distributed in the southern part of the area. This formation consists mainly of basalt lava, pyroclastics, andesite pyroclastics and acid tuff and lapilli tuff. Almost all these volcanic rocks show brownish green to pale greenish colour. This formation abundantly yields the Daijima-type flora such as Alnus miojaponica TANAI, Carpinus sp., Ostrya shiragiana HUZIOKA, Machilus ugoana HUZIOKA, Fraxinus sp., Salix sp., and so on.
The Hatamura Formation is correlated with the Daisen-yama Formation, and is wrdely distributed in the northern part of the area. This formation consists mainly of acid tuff, lapilli tuff, andesite pyroclastics, basalt lava, its pyroclastics and dacite welded tuff. Almost all these acid pyroclastic show pale greenish colour. This formation contains the Daijima-type flora and silicified woods.
The Sugōta Formation conformably, partly unconformably, overlies the Iizawa, Daisen-yama and Hatamura Formations, and is widely distributed in the area. This formation consists mainly of sandstone and conglomerate with acid tuff, lapilli tuff and mudstone, and abundantly yields molluscan fossil and the Daijima-type flora.
The Onnagawa Formation conformably overlies the Sugōta Formation, and is widely distributed in the area. This formation in the western half part of the area consits mainly of hard mudstone. On the other hand, this formation in the eastern half part of the area is made up mainly of acid pumice tuff and lappilli tuff with rhyoite lava. The Kabu-yama Andesite is composed mainly of pyroxene andesite lava and its pyroclastics, the Asahimori Rhyolite is composed of（hornblende）rhyolite lava, and the Tsuki-yama Rhyolite is composed of biotite rhyolite lava. These volcanics were formed during the deposition of the Onnagawa Formaion. The Daiyama Quartz diorites intruded at the time of the deposition of the Onnagawa Formaion, and are composed mainly of hornblende diorite and hornblende quartz diorite porphyrite.
The Sanzu-gawa Formation unconformably overlies the Kamuro-yama Granites and the Yunosawa-gawa and Onnagawa Formations, and is distributed in the south-eastern part of the area. This formation consists mainly of mudstone, sandstone, acid tuff and conglomerate, and abundantly yields plant fossil. The Koshiki-yama Dacite was erupted at the time of depostion of this formation, and are composed of hornblende dacite lava.
The western part of the area which is composed of the Hatamura, Sugōta and Onnagawa Formations is characterized by the so-called "Oil Field Structure"in the North-eastern Honshū. The Neogene formations of the western part form gentle folds, which has strikes of N 0ﾟ to 20ﾟE. or W. and dip of 5ﾟ to 20ﾟ, locally more than 25ﾟ. The middle and eastern parts of the area which are compsed the Yunosawa-gawa, Okachi-gawa, Sarakawa, Iizawa, Daisen-yama and Sugōta Formations are characterized by the block faulting accompanied with the Innai collapse structure. The Neogene formations cuts by the normal and reverse faults with strike N. 0ﾟ to 50ﾟE. or W.
The Quaternary is divided as follows ; the Kawai-yama Dacite, Bosawa Andesite, Terrace deposits and Alluvial deposits in ascending order, which are unconformable each other. The Kawai-yama Dacite and the Bosawa Andesite are distributed in the south-eastern part of the area. These volcanics are composed mainly of hornblende dacite pyroclastics or pyroxene andesite lava.
The Terrace deposits are sporadically distributed along rivers, and consist of mud, sand and gravel.
The Alluvial deposits which are widely distributed eastern part and along rivers consist of mud, sand and gravel.
Most of the veins of importance are found in the marginal district of the Innai collapse structure. The Innai mine now closed is said to have been worked since 1600 A.D. Important veins of the Innai mine are found as shown in the table 2.
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昭和 54 年 1 月 7 日 印刷 昭和 54 年 1 月 11 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