地域地質研究報告
５万分の１図幅
秋田（6） 第 78 号
通商産業技官 高橋兵一
通商産業技官 松野久也
昭和 44 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 二畳系 登米層 II.3 岩脈 輝緑岩 II.4 新第三系 II.4.1 追戸層 II.4.2 黄金迫層 II.4.3 亀岡層 II.4.4 竜の口層 II.4.5 大貫層 II.4.6 高清水層 II.5 第四系 II.5.1 段丘堆積物 II.5.2 沖積層 II.6 地質構造 II.6.1 概説 II.6.2 不整合 II.6.3 褶曲 III. 応用地質 III.1 亜炭 III.2 カオリン粘土 III.3 石材 III.4 金 文献 Abstract
地域地質研究報告
５万分の１図幅
（昭和 43 年稿）
秋田（6） 第 78 号
この地質図幅は， 昭和 39 年から同 41 年にわたる野外の調査研究と， それに引き続く室内研究とによって完成されたものである。 野外の調査研究ならびに室内研究の大部分は高橋が， これを担当し， 松野は北に接する 若柳 図幅地域に近い部分を担当した。 沖積平野の地質区分については， 松野が主として写真地質学的に検討を加えた。
本稿をとりまとめるにあたって， 東北大学 理学部 地質学古生物学教室の北村信助教授に種々討論の機会を与えられ， また同教室の野田浩氏には， 野外調査の際に採集した動物化石の鑑定の労を煩わした。 火成岩の検鏡については， 本所 応用地質部 環境地質課長の大和栄次郎， 同鉱床部 鉱石課長の岡野武雄両技官の援助を受けた。
涌谷図幅に含まれる地域は， 東経 141°から 141°15'， 北緯 38°30' から 38°40' の範囲であって， 宮城県の北東部に位置する。 地理的には， 奥羽山脈と北上山地とのあいだ， 北上山地の河谷中， その下流部， 東寄りの地域である。 北上川は， 北に接する若柳図幅地域から以南において， 古生層からなる北上山地寄りに， その西側の新第三紀以降の新しい地層の分布する地域との間を縫って， 図幅地域の東の境界付近を南流している。 東側の古生層からなる地域と西側の新しい地層からなる地域とのあいだに， 地形的表現に著しい差が認められる。 しかしながら， 古生層は大部分， 東方域外に分布し， 本図幅地域内においては， その西へ張り出した一部が， 北東部の 平筒沼 付近にわずかに認められるにすぎない。
本図幅地域の地形は， 迫川 ・ 江合川 ・ 鳴瀬川 および北上川の沖積作用による沖積平野と， その平野中に浮がぶ丘陵ないし丘陵性の山地とによって特徴づけられる． なかでも著しい特徴は， 図幅地域のほぼ中央部に位置する 加護坊山 ・ 箟嶽 山塊とその北東部および南西部に拡がる沖積平野とである。 加護坊山・箟嶽山塊（第 1 図）は， 北西 - 南東方向の稜線をもつ長径 10～12 km， 短径 3～4 km の楕円形を呈し， その稜線に沿って標高 200～230 m の山嶺を配列させている。 この山塊は， 稜線を境にして， 北東側では急傾斜をなすのに対して， 南西側では緩傾斜を呈している。 この楕円形の形状と非対称的な地形的特徴とは， 中新世の地層を核としたドーム構造の左右非対称な構造と， その北東翼に偏して火砕岩が分布する地層分布の非対称とを反映している。 また後述する丘陵地に較べて著しく高度が高い点は， 中新世の地層， しかもその中に含まれる前述の火砕岩の 侵食に対する抵抗性の大きなことに起因するものである。
これをとりまく沖積平野は， 北東部の北上川およびその支流の迫川の流域のものと， 南西部の互いに平行な流路をとる江合川および鳴瀬川の流域のものとに分けられる。 迫川は， 奥羽山脈に源を発し， 北に接する若柳図幅地域内に入って南流し， 本図幅地域北東隅付近から逆 S 字状をとって， 箟嶽の東方において北上川に合流している。 この流路に沿って拡がる沖積平野は， 迫川の自由蛇行が残した旧河道， その閉塞された三日月湖， これらおよび現河道に沿って発達する自然堤防， ならびにその背後の後背湿地で特徴づけられている。 後背湿地は現在は水田として余すところなく耕作されているが， 蕪栗沼 [ ← 図幅地域北方の瀬峯町と南方町の間 ] およびその周縁部がわずかに沼沢地としての面影をとどめている。 また， 迫町・米山町・豊里町などにおける大きな集落は， 上述の自然堤防上にある。 江合川および鳴瀬川は， 西方の背稜山脈に源を発し， 加護坊山・箟嶽山塊の南西部を， ほぼ平行に東南東方向に流路をとり， 前者は地域内東南隅近くで北上川に合流し， 後者は涌谷南部において流路を南にとり， 域外において直接 仙台湾に注いでいる。 これら両河川ぞいに拡がる沖積平野は， それぞれ特徴をもった２つの部分に分けられる。 １つは， ほぼ東北本線から以西， 陸羽東線以北に拡がる扇状地性平野であり， 他の１つは， 流路の蛇行とその流路に沿って発達する自然堤防， ならびに背後の後背湿地によって特徴づけられる上記以外の低湿地である。 これら両者の差異は， 集落の分布の違いに反映されている。 すなわち， 前者では田尻町を中心とする地域における散村型の集落であり， 後者では涌谷に代表される河岸ぞいの自然堤防上の細長い集落である。 また， 田尻付近の扇状地性平野部において， 鳴瀬川の流路は網状のパターンを呈していることが空中写真上ではっきり区分できる。
加護坊山・箟嶽山塊の北西部には， 標高 50～60 m 以下の走高性のある丘陵地があって， 迫川と江合川および鳴瀬川の流域を分ける分水界を形成している。 これらの丘陵は東西方向の谷によって侵食され, その東方延長は迫川の沖積平野中に島状に残存する丘となつて散在している。 江合川・鳴瀬川の沖積平野の南側には， [ 西隣の古川図幅地域内の ] 三本木町から [ 本図幅の最南部にある ] 松山町にわたる地塊 -- 松山・三本木地塊 -- が加護坊山・箟嶽山塊に対峙している。 この地塊は， 前述の丘陵地よりやや高く， 最高点は 140 m に達する。 前者が鮮新世末と考えられる高清水層の堆積面を残しているのに対して， 後者は 竜の口 層以下の諸地層， とくに中新世の 黄金迫 層からなる侵食山地である。
上述のような概して低平な地形に支配されるこの地域では， 土地利用も高度に進み， 交通の便も非常によい。 すなわち， 東北地方を縦断する主要幹線である東北本線が， 図幅地域の西半部中央を南北に走り， 小牛田 から陸羽東線および石巻線が東西に分岐している．
主要国道として， 東京・青森間を結ぶ国道 4 号線は， 図幅地域の北西隅の高清水町を通り， 同じく 108 号線は， 上述の陸羽東線および石巻線に沿って， それぞれ新庄・石巻に至っている。 これら主要国道を中心として， 県道・市町村道が比較的よく整備され， 定期バス路線が網の目のように発達している。
本図幅地域は， 大部分が新第三紀の火砕岩および堆積岩と第四紀の堆積岩とによって構成されている。 これらの基盤をなすものは， 北上山地の西縁の二畳紀の堆積岩であるが， その北上川を越えて西へ張り出した一部が， 本地域の北東縁の 平筒沼 付近にわずかに認められるだけである。 これらの層序関係ならびに岩相上の特徴， その他を模式的に表示すると第 1 表のとおりである。
| 時代 | 層序 |
模式
柱状図 | 層厚 m | 岩質 | 備考 | ||||
| 第四紀 | 現世 | 崖錐堆積物 | 岩屑 | ||||||
| 沖積層 | ? | 砂・礫・粘土・泥岩 | |||||||
| 更新世 | 段丘堆積物 | 2～5 | 砂・礫・粘土 | ||||||
| 新第三紀 | 鮮新世 | 高清水層 | 30 |
礫岩・凝灰岩
砂岩 泥岩 | 淡水相 | ||||
| 緩傾斜不整合 | |||||||||
| 大貫層 | 50～80 |
砂岩・凝灰岩
シルト岩・礫岩 亜炭 | |||||||
| 淡水相 | |||||||||
| 平行不整合 | |||||||||
| 滝の口層 | 40 | 泥岩 | |||||||
|
海水相
↑ 淡水相 | |||||||||
| 亀岡層 | 40 |
砂岩・凝灰岩
シルト岩・礫岩 亜炭 | |||||||
| 緩傾斜不整合 | |||||||||
| 中新世 | 黄金迫層 | 70 + |
砂岩
凝灰岩 シルト岩 | ||||||
| 海水相 | |||||||||
| 追戸層 |
追戸
砂岩 |
箟嶽
火砕岩 | 250 + |
砂岩
凝灰岩 シルト岩 |
安山岩質集塊岩
火山角礫岩 普通輝石・ 紫蘇輝石安山岩熔岩 | 海水相 | |||
| 和渕礫岩 | 礫岩 | ||||||||
| 二畳紀 | 登米層 |
粘板岩
礫岩 |
輝緑岩岩脈
海水相 | ||||||
古生層は南部の北上山地に広く分布する 登米 層の一部であって， 主として黒色粘板岩からなり， その構造は北上山地の延長方向， すなわち南北方向に支配されている。
新第三系は， 中新世から鮮新世にわたる地層からなる。 中新世は， 本地域の南に接する松島・塩釜地方に分布するものの北方延長であり， 下部の 追戸 層と上部の 黄金迫 層とに２分される。 下部の追戸層は互いに異相関係にある 和渕 礫岩・ 箟嶽 火砕岩・ 追戸 砂岩の３つの部属に区分される。 これらのうち， 和淵礫岩部層は， 本属の基底部を占めている。
|
仙台近傍
半沢・他 4 1953 |
松島 - 塩釜地区
北村・柴田 1963 |
涌谷図幅
高橋・松野 [ 1969 ] |
若柳図幅
松野 1967 |
花巻 - 岩谷堂地区
島倉・土田 1939 | ||||
| 第四紀 | 青葉山層 | 崖錐堆積物 | 沖積層 |
新期
段丘堆積物 | ||||
| 沖積層 | ||||||||
| 段丘堆積物 | 段丘堆積物 |
古期
段丘堆積物 | ||||||
| 志波姫扇状地堆積物 | ||||||||
| 梅ヶ沢軽石凝灰岩 | ||||||||
| 新第三紀 | 鮮新世 | 大年寺層 | 高清水層 | 高清水層 | 宮の目層 | |||
| 八木山層 | 大貫層 | 築館層 | 十二嫡層 | |||||
| 広瀬川凝灰岩 | 玉里夾亜炭層 | |||||||
| 北山層 | 金沢層 | |||||||
| 滝の口層 | 滝の口層 | 滝の口層 | ||||||
| 亀岡層 | 下馬層 | 亀岡層 | 亀岡層 | |||||
| 三滝安山岩 | ||||||||
| 中新世 | 白沢層 | 蕃ヶ森層 | 黄金迫層 | |||||
| 白坂山凝灰岩 | ||||||||
| 湯本層 | ||||||||
| 初原層 | ||||||||
| 綱木層 | 松島凝灰岩 | |||||||
| 籏立層 | 綱尻層 | 追戸層 |
追戸
砂岩 |
箟嶽
火砕岩 | 下黒沢層 | 玉崎介層 | ||
| 芝庭層 | 佐浦層 | |||||||
| 石越安山岩類 | 稲瀬火山岩質層 | |||||||
| 高舘安山岩 | 塩釜安山岩質集塊岩 | 和渕礫岩 | ||||||
| 基盤岩 | 三畳系 利府層 | 二畳系 登米層 | 二畳系 登米層 | 先第三系 | ||||
箟嶽火砕岩は， 北方の北上山地の西縁に点々と分布する 石越 安山岩類， 稲瀬 火山岩質層などと同時期のものと考えられ， また塩釜集塊岩や仙台付近の 高館 安山岩などに対比されている（第 2 表）。 追戸砂岩および上位の黄金迫層にかけて， 海棲動物化石を産し， その組成からみて， 仙台付近の高館安山岩から湯本層 [ ← 湯元 ? ] にわたる 名取 層群に対比される。
鮮新統は， 仙台周辺に広く分布する 三滝 安山岩から 大年寺 層にわたる仙台層群の延長部にほぼ相当する。 しかしながら， その上半部すなわち 大貫 層および 高清水 層について， 両地域間の対比について若干の問題が残されている。 したがって， 亀岡層および竜の口層については， 仙台周辺における地層名をそのまま適用し， 大貫層および高清水層については， この問題が解決されるまで， 暫定的に地方的な名称を用いることにした。 これらのうち， 竜の口層を除いて， 全部が陸成層からなり， とくに亀岡層と大貫層中には亜炭が挾有されている。 竜の口層はいわゆる竜の口動物化石群と呼ばれる鮮新世の貝化石群を産する。 これと下位の亀岡層とは， 整合漸移， 一部指交関係にある．
大貫層は， 竜の口層を平行不整合関係で覆い， その層位学上の位置から， 仙台層群の中の北山層に対比されるが， その上限は 八木山 層あるいは， 大年寺層にまで至るか明らかでない。 北に接する若柳図幅地域では， 竜の口層の上位， 高清水層の下位に， 金沢 層および 築館 層の 2 層が識別されている。 かつ， これら 2 層の関係が， 平行不整合で一部軽微な傾斜不整合関係にあることが明らかにされ， 下位の金沢層の上限に顕著な凝灰岩層が域内ほぼ全域にわたって認められている。 この事実は， 金沢層が北山層に， 築館層が八木山層に対比される可能性を示しているが， 若柳図幅地域の南限， 瀬峯 町付近まで追跡される金沢層の最上部の凝灰岩が， 蕪栗沼 の北西部， 仙北鉄道の線路切割にそれらしいものを露出させるだけで， まったく不明となる。 また， 現在のところ， 大貫層として一括された夾亜炭層を 金沢層および築館層の２層に相当する２部分に分ける根拠もない。 したがって， 大貫層は， 北山層から少なくとも八木山層の一部に対比される可能性が推定されるだけにすぎない。
高清水層は， ここで鮮新統の最上部としたが， この堆積の時代を決定する証拠はまったくない。 本層は従来は仙台周辺の青葉山礫層に対比され， その時は洪積世とされているが， 若柳図幅地域において， 下位の築館層以下の褶曲構造に関与していることから鮮新統とされている。 これに関して， なお検討の必要がある。
第四系は， 高清水町から瀬峯町にかけて， 沖積平野の縁辺部に発達する段丘堆積物と， 各河川に沿う地域に拡がる沖積層とからなる。 このほか， 局所的に， とくに加護坊山・箟嶽山塊の北東麓に発達する崖錐堆積物が顕著である。 これら崖錐堆積物は， 急峻な斜面をつくる 加護坊山・箟嶽ドームの北東翼の箟嶽火砕岩に由来するものであって， その外側をとりまいて分布する鮮新統の諸層を覆っている。 この分布については， 一部を除いて作図の都合上， 地質図上では省略してある。
新第三系の層序中にみられる亀岡層の基底の不整合は， 後述する褶曲軸に沿った方向では， ほとんど削剥量の差はないが， これに直交する北東 - 南西方向では， 亀岡層の基底に接する中新統の層準にかなり著しい差がある。 すなわち， 松山 [ ← 図幅地域南西隅から東方に 4 km ] および涌谷 [ ← 図幅地域中央から南方に 3 km ] 付近では， 亀岡層の基底が黄金迫層を覆うが， 加護坊山・箟嶽ドームの北東翼では， 黄金迫層を欠いて， 追戸層を覆っている。 鮮新統の中には， 高清水層と大貫層の基底に不整合があるが， 平行不整合である。 基盤の登米層と新第三系との関係は， 大貫層が NE - SE 方向で NW 方向に 40～50°傾斜する 粘板岩および礫岩にアバットする以外には不明である．
以上に述べた新第三系の構造は， 大局 WNW - ESE 方向の褶曲構造に支配されている。 すなわち， 加護坊山・箟嶽ドームの軸方向である。 この南西翼の構成地層は， 江合川および鳴瀬川の流路に沿う沖積平野を隔て対峙する 松山・三本木地塊の北東翼にあらわれ， そのあいだは， 前述のドーム軸に併走する複向斜構造を形造っている。 一方， ドームの北東則には， 中津山 の丘陵付近を軸とする複向斜構造を配する。 これらの褶曲構造は， 北部では南北に方向に転じ， 北に接する若柳図幅地域の南北方向の褶曲構造に連続する。 また， これらの南方では， 域外にいたって， 再び南北に方向を転ずるものと考えられる。
本層は， [ 東隣の登米図幅地域内の ] 宮城県 登米郡 登米町 北沢付近を模式地とし， 南部の北上山地の西縁に広く分布する 22) 。 本図幅地域北東隅， 平筒沼以東に分布する本層は， その分布の最西縁部に相当する。
本層は， 主として黒色の粘板岩からなり， 薄衣 礫岩と称せられる [ 登米層の下部の薄衣層に特徴的なものと似た ] 礫岩層を挾有し， また一部に砂岩を挾有する。 本地域内に分布する本層は， 黒色粘板岩と礫岩のみからなり， 砂岩はまったく挾有しない。
礫岩は， 粒径 2～20 cm の円礫からなり， 礫種は花崗岩・チャート・黒色粘板岩・砂岩などからなる。 礫岩層の厚さは， 通常は数 m あるいはまれにそれ以上に達する。
本層は， 前述のとおり， 本地域内にその一部が露出するだけで， 主部は域外にある。 したがって， その岩相層序， 層厚などを明らかにすることは， 不可能である。 本層の地質時代についても， 域内の資料からは， これを決定する資料はまったくなく， 従来の知見にしたがって， 上部二畳系としておく。
本岩脈は， 平筒沼の北岸， 道路切割に露出する登米層中の礫岩中に貫入している。 この岩石は， 風化した露頭面では常緑黄褐色を呈するが， 新鮮な面では， 暗緑灰色を呈し， 細粒緻密質であって， 肉眼で長さ 0.5～1 mm の角閃石の針状結晶が認められる。
鏡下で観察すると， 柱状の斜長石と緑色を呈する普通輝石とからなり， 少量の単斜輝石ときわめて少量の斜方輝石とを含んでいる。 風化した部分を除いては， 比較的新鮮な岩石で， 部分的に緑泥石を生ずる程度の弱い変質をうけている。
本層は， 加護坊山・箟嶽ドームの軸部に広く分布し， 互いに異相関係にある 和渕礫岩・箟嶽火砕岩および追戸砂岩の３部層に区分される（第 2 表）。 追戸層という地層名は， 本来は海棲貝化石を産する上述の追戸砂岩に対して与えられたもの 4) であり， 追戸貝層 2), 5) 石取場凝灰質砂岩層 3) ・石取場貝層 2) ・石取場層 4) などと呼ばれていたものであるが， いずれも下位層との関係については明らかにされていない。 和淵礫岩は， 従来， [ 南隣の松島図幅地域内の北東隅の ] 宮城県 桃生郡 佳景山 [ ← 住所は 欠山 ] を模式地とする佳景山礫岩層 2) として記載されており， 箟嶽火砕岩は， 箟嶽山を模式地として箟嶽集塊岩と命名されている。 佳景山礫岩層について， 早川典久ら 8) がこれを箟嶽火砕岩の一部層であるとするまでは， これら両者の関係について見解を明らかにしたものはない。
和渕礫岩は， 北上川と江合川との合流点付近， 北上川の両岸に分かれて小地域に露出している。 本地域では， その下限が沖積平野の下に没して不明であるが， 少なくとも層厚 100 m に達する。
本礫岩は， 主として 北上山地に露出する古生層から由来したものと考えられる 黒色粘板岩・輝縁凝灰岩・砂岩等の礫からなり， まれに花岡岩の礫を含んでいる。 礫の粒径は， ときには 30 cm にも達するが, 2～10 cm 程度のものが多い。 礫の円磨度は比較的低く， 大部分はやや丸みをおびた偏平な形をしている。 これらの礫は粗粒砂岩で膠結され， また礫岩と砂岩とが互層し， ときには凝灰質砂岩を挾有し， 層理は比較的明瞭である（第 2 図）。
本礫岩の上部と箟嶽火砕岩とは一部 指交の関係にあるが， その主部においては， 箟嶽火砕岩に由来する礫はみられず， 上述のような古期岩の礫のみからなっている。 したがって， 本礫岩の堆積開始は， 箟嶽火砕岩の噴出にやや先だつものと考えられ， 追戸層の基底部に位置するものであろう。 本礫岩の基底， すなわち， 下位層との関係は， 本地域では不明である．
本礫岩およびその相当層準の礫岩は， 北上山地の西縁に分布し， 新第三系の基底部， しかも箟嶽火砕岩・ 旭山 集塊岩 3) などと相前後した層準にあることから， 新第三系の基底礫岩と考えられ， その時代は中新世 古期であろう [ 以下の [注] 参照 ] 。
箟嶽火砕岩（第 3 図）は， 加護坊山・箟嶽山塊の主部を構成し， WNW - ESE 方向をとって分布し， 普通輝石・紫蘇輝石安山岩質火山角礫岩および凝灰角礫岩からなり， 一部に同質の熔岩を挾有している。 その層厚は 250 m あまりである。
涌谷町 成沢付近 [ ← 箟岳の西南西方 2 km ] に露出する熔岩は厚さ数 m にすぎないが， 図幅南縁近くに位置する花勝山の石切場にみられるものは 60 m 以上に及んでいる。
熔岩は， 一般に灰色～暗灰色を呈し， やや変質を受け， 岩質は緻密でない場合が多い。
本火砕岩は， 加護坊山・箟嶽ドームの南東部の一部でみられるように， 安山岩礫（径 10～30 cm）が 青灰色の凝灰質砂岩で膠結された円礫岩（第 4 図）に移化し， 同ドームの中軸部から南西翼にかけての地域では 後述する追戸砂岩と相互に移化し合っている（第 5 図）．
追戸砂岩は， 加護坊山・箟嶽ドームの中核部およびその南西翼から， 同ドームが北西に沈降する地域にかけて広く分布し， その南方延長は， 陸羽東線を越えて 名鰭 沼の東岸に及んでいる。 本砂岩は， 主として凝灰質砂岩からなり， 軽石質凝灰岩・凝灰角礫岩・細粒凝灰岩を挾み， 局所的にシルト岩を挾有している。 その岩相は， 上下にも， また地域的にも， かなり変化がみられる。
本砂岩の本地域においてみられる最下部の層準は， 加護坊山・箟嶽ドームの軸部， 涌谷町 菅の沢 [ ← 箟岳の西北西方 3 km ] から成沢にかけての地域に露出する。 この層準では， 本砂岩は， よく淘汰された黄灰色の粗粒～細粒砂岩を主とし， 下部から上部へ粗粒砂岩から細粒砂岩へと移化する周期的累層からなる。 粗粒なものは， 著しい斜交葉理を示し， 中粒ないし細粒なものは， 一般によく成層している。
この南西側では， 凝灰角礫岩・ 軽石質凝灰岩・ 細粒凝灰岩および細粒砂岩をひんぱんに挾有する 火山砂岩に近い性質の細粒砂岩が発達する。 これが南東および北西方に向かって， 漸次軽石粒が多くなり， 全体として青灰色ないし黄灰色の軽石質砂岩および軽石凝灰岩の互層へと移化している。 これらの地域においても， ときに火山角礫岩を挾有し， 田尻町 加護峯付近では， 顕著な厚さ数 m に達する灰色のシルト岩が認められる。
本砂岩は， 全般的にみて， 明瞭な層理が発達し， 火山砕屑物に富み， かつ全層にわたって， 豊富な軟体動物の化石を含有している。 また， この砂岩には， 大豆大の円礫と大小の角礫とを含み， 円礫の大部分は粘板岩であり， 角礫は箟嶽火砕岩に由来する火山礫である。
本砂岩からは， これまでに多くの貝化石が報告 1), 5), 14) されており， また， 今回の調査によって採集されたものは次のとおりである。
以上から本層の時代は中新世古期と考えられている。
黄金迫層 8) は， 涌谷町 黄金迫を模式地とし， 加護坊山・箟嶽山塊の南西麓， 涌谷周辺における低平な丘陵地帯に盆状構造をつくって分布する。 しかしながら， その大部分は， 上位の第三系および沖積層に覆われて， 地表に露出する部分はごく小範囲にすぎない。 このほか， 図幅地域の南西隅の松山・三本木地塊に広く， 緩やかな波状の褶曲構造をつくっている。 後者は， 松山町 長尾 [ ← 図幅地域南端・東西中央から 3.5 km 西方 ] を模式地とする長尾層 6) ， [ 南隣の松島図幅地域内の ] 鹿島台町を模式地とする鹿島台層 8) に相当するものである。
本層は模式地では， 下位の追戸層を整合に覆い， 後述する亀岡層によって不整合に覆われ， 層厚約 70 m に達する。 松山・三本木地塊では， 下限は不明であるが， 上限は亀岡層基底の不整合をもって境される。
黄金迫層は， 模式地付近では細粒砂岩を主とし， 細粒凝灰岩・軽石質凝灰岩を挾有する。 砂岩は黄色ないし黄青色を呈し， 軽石粒および黄金色の雲母を含み， 泥管が認められる。 また， 岩質は一般に粗しよう軟質である。 細粒凝灰岩および軽石質凝灰岩は 10 cm 内外あるいはそれ以下の薄層をなし， 砂岩中に 1.5～3 m 位の間隔でひんぱんに介在している。
松山・三本木地塊に分布する本層は， 岩相の側方変化が著しく， ところによっては， 細粒凝灰岩および軽石質凝灰岩が発達する。 この地域では， 砂岩はより凝灰質を呈し， 暗灰色のシルト岩をひんぱんに挾在している．
黄金迫層中には， 多くの海棲貝化石が認められるが， 一般に岩質が粗しよう軟弱なため， 完全な標本を採集することは困難な場合が多い。
本層からは， Mizuhopecten kagamianus (YOKOYAMA)， Placopecten akihoensis (MATSUMOTO)， P. wakuyaensis MASUDA その他が報告され, 下位の追戸層と共に中新世 古期の堆積と考えられる。
亀岡層 11) は， 仙台市 亀岡を模式地とし， 仙台平野周辺から北上川 河谷中に広く分布する。 松島・塩釜地方における 下馬 層， 本地域付近で従来は松山層あるいは [ 南隣の松島図幅地域内の ] 広渕 層といわれていた夾亜炭層， および北に接する若柳図幅 30) 地域で 有賀 層または有賀夾亜炭層と称せられている地層は， すべて本属の地域名である。
亀岡層は， 本地域内では， 加護坊山・箟嶽山塊の北縁ならびに その南縁の涌谷付近および 松山・三本木地塊の北縁ならびに山頂部等に露出している。
本層は， 下位の黄金迫層あるいは， さらに下位の追戸層中の箟嶽火砕岩およびこれと同層準の追戸砂岩を不整合関係で覆い， 後述する竜の口層とは整合漸移 一部指交関係にある。 その層厚は最大 40 m と算定される。
亀岡層は， 地域内全域を通じて， 基底の礫岩層と主部の夾亜炭層とに分けられる。 基底礫岩層は， 緩やかな波長の凹凸面をもって下位層を覆い（第 6 図）， 層厚は 10 m 内外， 礫は径 2～10 cm の安山岩・流紋岩・シルト岩・粘板岩等の やや淘汰のわるい円礫からなる。 多くの場合， この礫岩の基質は， 黄金迫層の砂岩に由来したものと考えられる雲母を多量に含む砂からなる。 箟嶽の西方の三角点（222.3 m）のある山頂部 [ 位置不明 ] から， その南東に延びる山背および松山・三本木地塊の山頂部には， 本基底礫岩層だけが侵食を免かれて分布している。
夾亜炭層は， 砂岩・凝灰岩・凝灰質シルト岩・泥岩などの互層からなり， 稼行可能な炭層を含めて数層の亜炭層を挾有する（第 7 図）。
これまでに本層から報告された化石はきわめて少ない。 わずかに次のような植物化石が， 松山町付近の本層から報告 7) されているにすぎない。 すなわち， Alnus japonica SIEBOLD， Carpinus japonica BLUME， Fagus crenata BLUME， Sequoia japonica ENDO 等である。
竜の口層 11) は，仙台市 八木山 の竜の口峡谷を模式地とし， 仙台平野周辺から北上川 河谷において， ほとんど常に前述の亀岡層に伴って分布する。 本地域で 小牛田 層 2) ， 北方の築館付近において 玉沢 介層 10) と命名されているものは， 本層に同定されるものである。
竜の口層は， 本地域でも， 他の地域と同じく， 亀岡層の上位に普遍的に追跡される。 ただ一つの例外として， 本図幅地域内では， 河南町 山根部落 [ ← 図幅地域南東部の 和淵 の西方 500 m ] において， 本層が下位の亀岡層を欠いて， 追戸層の箟嶽火砕岩に直接している。
本層はすでに述べたとおり， 下位の亀岡層と整合漸移， 一部指交の関係にあり， 上位の大貫層によって不整合関係で覆われ， 層厚約 40 m に達する。 本層は， 主として， 新鮮な面で青灰色を呈する凝灰質泥岩からなり， 下部の数 m の部分には凝灰質シルト岩， 中粒ないし粗粒の凝灰質砂岩を挾有する。 泥岩は一般に塊状を呈し， 風化すると灰白色の珪藻岩のような外観を呈する。 岩質は比較的 緻密であって， 不規則な片状に破砕する性質がある。
本層には豊富な貝化石を産する。 これら貝化石は， 層準， 場所によって同一種が密集して産する傾向がある。
河南町 山根付近から以下の化石が採集された。
また， 図幅地域南西域外の三本木町付近に露出する本層から， Fortipecten takahashii (YOKOYAMA) を多数採集した。
本層は， 東北 表日本における鮮新世 古期を示す竜の口動物化石群を産する層準である。
大貫層 4) は， 田尻町 大貫 [ ← 加護坊山の北北東方 1.5 km ] を模式地とし， 本図幅地域の北半部に， 低平な丘陵地をつくって広く分布するほか， 東北本線以西や， [ 図幅地域南西部の ] 鳴瀬川の両岸に点々と小区域に露出する。 本層は， はじめに大貫夾炭層 2) と命名されたものであり， また， この地域から北方の瀬峯付近にかけての地域で瀬峯層 8) といわれているものに等しい。 さらに， 北に接する若柳図幅 30) 地域における 金沢 層と， その上位の 築館 層とを合わせたものに相当する。
本層は， 図幅地域の北東隅付近で， 下位の新第三系を欠いて， 古生代の登米層に接するところを除いて， 常に前述の竜の口層を不整合関係で覆い， 上位の高清水層によって同様な関係で覆われ， 層厚約 70 m と推定される．
本層は， 主として砂岩・凝灰岩・シルト岩・泥岩などの不規則な互層からなり， 模式地付近では， その比較的下部に， 稼行可能なものを含めて， 少なくとも 2～3 層の亜炭層を挾有する。 本層の基底部には， 基底の不整合面の凹部を埋めるような形で礫質砂岩が存在する（第 8 図）。
砂岩は一般に礫質 粗粒であって， ほとんどの場合に著しい斜交層理が認められる。 凝灰岩は， 白色～灰白色の細粒凝灰岩から粗い軽石質凝灰岩まで種々あり， ときに豆灰石を伴う。 これらの凝灰岩のうち， 登米郡 豊里町 竹花 [ ← 図幅地域東端・南北中央やや北 ] の北方の丘陵地の頂部に発達する凝灰岩は， 黄灰色 塊状の軽石質凝灰岩からなり， 層厚が数 m に達する。 本層はとくにその凝灰岩中に多くの両錐 石英および有色鉱物の結晶が含まれる。
大貫層は， 全体として， 岩相が不安定であって， 個々の岩層の側方の連続性に乏しく， またところによって， 異常堆積構造が認められる（第 9 図）。
本層の時代については， これを決定する資料はない。
高清水層 30) は， 栗原郡 高清水町 北方の国道 4 号線の切割を模式地とし， 本図幅地域の北縁付近から北方, 若柳図幅地域にかけて広く分布する。
本層は， 下位の大貫層を不整合関係（第 10 図）で覆い， 層厚約 30 m に達する。 本層の基底の不整合面下に接する下位層の層準は場所によってかなりの違いがある。 すなわち， 本図幅地域内では大貫層であって， 場所々々によって， 同層のどの層準に接するかは詳らかにし得ないが， 北に接する若柳図幅地域では， 金沢層の主部からその最上部の凝灰岩， さらにその上位に重なる築館層にわたっていることが明らかにされている．
本層は主として， 黄褐色～赤褐色の礫岩（第 11 図）からなり， 常に著しい斜交層理が発達する。 全般的にみると下部に礫岩が発達し， 上部は主として礫質砂岩・粗粒砂岩が卓越し， しばしば軽石質凝灰岩・泥岩，ときにはシルト岩を挾有する。 これらは互いに側方に移化し合っている。 礫岩は径 10 cm 以下のふぞろいな円礫からなり， 安山岩・流紋岩・珪質凝灰岩が多い。
模式地の高清水付近では， 第 12 図に示す通り， 下部は厚い礫岩からなるが， 東西に向かつて， 礫の量を減じ， 東方では 上部は 泥岩の薄層（厚さ 20～50 cm）をひんぱんに挾む粗粒ないし礫質砂岩に移化している。 これらの粗粒～礫質砂岩と泥岩とは， しばしば， 砂岩を基底として泥岩に終わる周期的な累層関係にある。
模式地の西方， 本地域の北西隅の丘陵地では， 本層の上部は灰白色～灰褐色の軽石質凝灰岩からなる。 この凝灰岩は火山灰流凝灰岩相 [ 意味不明 ] を呈し， 基底部は厚さ 10 数 cm の細粒凝灰岩からなり， 主部は径 2～20 cm 内外の丸味をおびた軽石礫あるいは塊からなり， 黒曜石・岩滓などを含んでいる。
本層の時代は現在のところ， これを決定する資料はない。
本地域内において， 高清水および瀬峯の南東， 蕪栗沼 周辺にいくつかの平坦面が認められる。 これらはいずれもかなりの礫・砂および粘土によって構成されている。 これら平坦面すなわち河成段丘面の分布は， いずれも断片的であって， ところによって標高にかなりの差がある。 そのもっとも顕著なものは, 高清水町の主部と台町の存在する段丘面である。 この段丘面は， 高清水町・国道 4 号線ぞいでは， 海抜が約 25 m， 東方に向かつて高度を漸減するが， 東北本線のすぐ西側の地域における段丘面まで， はたして一連の段丘面であるかは判定しがたい。
一方， 蕪栗沼の北方にみられる段丘面は， その西端において標高 22 m に達し， 同じく東方に向かつて高度を減じている。 これが直ちに蕪栗沼を挾んで南側の段丘面に対比できるものであるとは決定できない。
上述の顕著な２つの段丘面についてさえ， その堆積面の高度と傾きから別の段丘面と考えられ， ここに一括して地質図上に示した段丘は， いくつかの異なった時代の段丘を含むものと考えられる。
これらは， いずれも， 砂・礫を主とし， 粘土・シルト等を挾んでいる。
沖積層は， 地域内の主要河川に沿って広く発達し， 低地帯を形造っている。 これは地形的特徴から， 東北本線以西の扇状地性平野と それから以東の自然堤防と後背湿地とによって特徴づけられる ２つに大別することができる。 このほか， 現世の堆積物として比較的顕著なものに， 崖錐堆積物がある。 これらは， 主として加護坊山・箟嶽山塊の北西麓， 急斜面下に発達する。
以上に述べた沖積層， 崖錐堆積物の構成物質その累重関係および厚さ等について， 確実な資料を得るには， 試錐・物理探査による以外に直接的な方法はない。 したがって， ここでは空中写真， 地形図， 土地利用の状況等によって， 間接的に推察を行なうだけにとどめる。
扇状地型平野は， 江合川の両岸地域の田尻を中心として広く発達し， 江合川の上流部に当たる域外の荒雄川の扇状地の扇端に当たる部分である （ [ 本図幅地域の西隣の ] ５万分の１地形図「古川」図葉参照）。 この部分では， 扇面の傾斜はきわめて小さく， 縮尺５万分の１程度の地形図だけから， 扇状地と判定することはきわめて困難である。 この地域は， 東北本線に近い扇端付近で， 海抜約 10 m， 図幅地域西端付近で 17～18 m と漸次西方へ高度を増し， さらに約 3 km 西方の古川市内では 20 m を超えており， 後述する後背湿地性の平野（標高 10 m 以下）と較べるとわずかに高いばかりでなく， はるかに大きな勾配をもっている。
一方， 土地利用の面からみると， この部分は水田として利用されているが， 水はけのよい乾田であり, 村落は散村型である。 この事実は， 扇状地性の礫・砂等の粗い堆積物からなり， 伏流水があって， どこでも良質な水が得られることを反映しているのであろう。 1947 年に撮影された空中写真上でこの部分を観察すると， 川は網状流を呈し， 扇面に古い網状流の跡が， 写真濃度の差によってはっきりと記録されている。
後背湿地性平野は， 主として東北本線以東の地域に， 主要河川の主流に沿って広い低地を形成している。 丘陵地あるいは丘陵性の山地を刻む これら河川の支流に沿って発達する狭い谷底平野は， 本来は上述の後背湿地性の平野とは別に取り扱わなければならないが， 地質上では作図の便宜上一括してある。
後背湿地性平野では， 河川の流路は自由蛇行し， 旧流路が自然に， あるいは人工によって遺棄され， いたるところに旧河床跡や三日月湖を残している。 そのほか， この型の平野は， 地形的には， 自然堤防とその背後の後背湿地とによって特徴づけられる。
自然堤防堆積物 [ l ] は， 河川の現在の流路あるいは旧流路に沿って， 後背湿地から数 10 cm から数 m 高い微高地を形造っている。 これらを構成する堆積物は， 粗目のシルトあるいは細砂からなる。 自然堤防は, 後背湿地に較べて高燥であって， 畑地として利用され， 後背湿地性の平野における集落はほとんど例外なく， この上に存在している。 涌谷町 涌谷がその代表的な例である。
後背湿地堆積物 [ m ] は， 自然堤防より一段低く， 洪水時に 自然堤防を越えた懸濁状の物質を含む水が停滞するところを構成するものであって， 低湿地を形成している。 これらの堆積面は江合川および鳴瀬川ぞいでは標高 10 m 内外， 迫川ぞいでは数 m～4 - 5 m にすぎない。 したがって本湿地は， 主として細かいシルト・粘土等の細粒堆積物によって構成せられ， ところによっては泥炭がみられる。 これらはほとんど全面的に水田として利用されているが， 蕪栗沼および名鰭沼およびその周辺が湿潤泥沼および湿原として残されている。
旧河道・三日月湖堆積物 [ c ] は， 後背湿地中に一段と低い半月形あるいは蛇行する旧河床の凹所を埋めている。 一部にはなお水が存在するが， 大部分のものは現在完全に埋積され， 水田として利用されている。 これらを構成する堆積物は， 後背湿地堆積物と同様， シルト・粘土・泥炭からなるものと考えられる。
河床堆積物 [ a ] は， 現在は堤防によって限られた河川敷を埋めている。 河床は， 堤防によって規制され， これを埋める堆積物， すなわち河床堆積物の堆積面は一般に後背湿地の面より高い。 これらは， 一部は桑畑として利用されているが， 草地あるいは沼沢地として利用されないままに放棄されている。 これを構成する堆積物については， 直接の手がかりはない。
崖錐堆積物 [ u ] は， 主として加護坊山・箟嶽山塊の北東麓の箟嶽火砕岩のつくる急斜面下に発達し， その脚部に分布する鮮新世の諸層を覆っている。 これらは主として， 箟嶽火砕岩に由来する安山岩の岩塊および岩屑からなる。 これらは上述の火砕岩の分布地域の周辺に普遍的に発達するが， 地質図上には， 北和渕および山崎付近 [ ← 図幅地域南東隅やや内側 ] のものだけが示されているにすぎない。
本図幅地域内には， 二畳紀の登米層を基盤として， 新第三紀から第四紀にわたる地層が分布することは， すでに述べたとおりである。 登米層の大局の構造は， その分布が， 地域北東隅の一部に限られているため， 明らかでない。 本地域内でみられる限りでは， 登米層は走向 N 30～40°E， 傾斜 50～60°NW で， 比較的簡単な単斜構造を示している。 これに対して， 本地域内における新第三系の上部の一員である大貫層が， ほぼ水平に覆蔽（アバット）している事実が認められるだけであって， これと他の新第三系の諸層との関係はまったく不明である。
新第三紀の各層は， 中新世の追戸層および黄金迫層と鮮新世の亀岡層とのあいだに， 比較的顕著な傾斜不整合が認められるだけであって， 他は整合あるいは平行不整合関係で重なり， 緩やかな褶曲構造に支配されている。 その褶曲軸の方向は， WNW - SES 方向， すなわち加護坊山・箟嶽ドームの方向である。 このドーム構造の北東側には， 中津山・西野 [ ← 中津山の東北東方 3 km ] 付近を軸とする複向斜があり， 南西側の松山・三本木地塊とのあいだの 江合川および鳴瀬川の沖積氾乱原の下に同じく複向斜が推定される。 後者については， 明らかでないが， 前２者 [ ← 加護坊山・箟嶽ドーム構造と中津山・西野付近を軸とする複向斜 ? ] の北方延長は， 北に接する若柳図幅地域内の南北性の褶曲構造に連なる。 一方, これらの南方延長は， 再び南北に方向を転じ， 南に接する松島図幅地域内の構造に連絡するものと考えられる（第 13 図）。 これらの褶曲構造は， 小川健三ら 19) によって実施されたこの地方の重力探査の結果， すなわち余剰重力異常の正・負域の配列とよく対応している（第 14 図）。
以上に述べた新第三系， とくに鮮新統の褶曲構造は， その堆積中に引続いた運動によるものであることが， 若柳図幅地域内で確かめられている 30) 。
第四系は， 上述の褶曲によって転位， 変形した第三紀層以下を覆ってほぼ水平に分布している。 第三紀層以下を転位， 変形させた上述の褶曲運動は， 第四系の堆積中， さらに現在まで運動を続けていることが， 若柳図幅地域で報告されているが， この地域では確実な証拠はない。
登米層の N30～40°E 方向， 50～60°NE [ ← これは「50～60°NW」の間違い ? ] に傾斜する構造は， 南部北上山地の大局の褶曲構造（NNE～SSW ないし NE～SW 方向）に ほかならないと考えられる。 しかしながら， 繰り返し述べたように， 本層の分布がきわめて限られ， これをもって， その構造を論ずるわけにはいかない。 したがって， 以下， これについての記述は省略し， 第三系の構造についてだけ述べることにする。
二畳系登米層は， この地域における新生代層の基盤をなす。 地域の北東隅においてほぽ水平に横たわる大貫層が， 走向 N 30～40°E で， NW に 50～60°で傾斜する登米層を覆蔽（アバット）している。
追戸層とその上位の黄金迫層との関係は， 整合漸移であり， その上位の鮮新世の基底の亀岡層とのあいだに著しい傾斜不整合がある。 亀岡層と竜の口層との関係は整合漸移， 一部指交関係にあって， 竜の口層とその上位の大貫層とのあいだは， 軽微な平行不整合である。
亀岡層は， 地域全体を通じて， 一様に分布し， その基底に顕著な基底礫岩がある。 この基底に接する層準は， 褶曲軸の方向では， 場所ごとにほとんど変化は認められないが， これに直交する方向には， 著しい変化がある。 すなわち， 鳴瀬川の南岸， 松山・三本木地塊の山頂部ならびにその北東縁辺部では， 亀岡層の下位に， 黄金迫層の上部が接するのに対して， 北東の加護坊山・箟嶽ドームの南東翼の涌谷付近では， その基底部の上に亀岡層が直接し， さらにその北方， 下郡 ， 中沢付近では， これを欠いて追戸層の最上部の砂岩に直接する。
さらに上述のドームの北東翼では， 亀岡層の基底に， 追戸層の比較的基底部に近い層準にある箟嶽火砂岩が接している。
竜の口層とその上位の大貫層とのあいだの不整合は， 小牛田 駅前付近およびその他で観察されるところで， 数 10 cm から 1 m に達する凹凸面を示すが， 全般的にみて， この不整合面の下において竜の口層の全面的な欠除は認められず， 平行不整合の関係にあるものと判断される。 北方の若柳図幅地域では， この不整合面の上， 金沢層の基底部に顕著な基底礫岩が発達するのが通例であるが， 本地域では， このような基底礫岩は明らかでない。
大貫層は， 若柳図幅地域の金沢層に相当する下部と， 同じく築館層に相当する上半部に分けられ， そのあいだに不整合の存在する可能性があることについては， すでに述べたとおりである。 すなわち若柳図幅地域内において， 上述の２層間は一部が平行不整合， 一部が軽微な傾斜不整合の関係にある。 この地域においては， ほとんど全域を通じて， 金沢層の最上部に顕著な軽石質凝灰岩があって， 上記の不整合を識別する重要な手がかりとなっている。 しかしながら， この軽石質凝灰岩は， 本図幅地域内ではその痕跡らしいものが， 加護坊山・箟嶽ドームの北方延長部すなわち 築館背斜の北東翼の蕪栗沼の北方の仙北鉄道の切割に認められるだけである。
このほか， 図幅地域の東縁部， 平筒沼 の南西方の丘陵の頂部に， この凝灰岩と考えられるものが認められるが， ここではその上位に重なる部分が欠除している。 これが一連のものであるにしても， その分布は広い沖積層下に没して， 追跡は不可能な状況下にある。
高清水層は， 前述のとおり厚い基底礫岩をもって， 大貫層を不整合関係で覆っている。 本層の下位に接する大貫層の層準は， 少なくとも若柳図幅地域における金沢層の最上部の凝灰岩より， 下位に相当する層準から築館層に相当する層準にわたっている。
第 13 図には沖積層の堆積面を基準面と考えて作成した 本図幅地域から若柳図幅地域にわたる地域の水平断面を示した [ ← この部分の意味不明 ; 第 13 図からそれを読み取れない ] 。
この地域の褶曲構造を根本的に規制するのは， 加護坊山・箟嶽ドームである。 この北西側に， 中津山付近を軸とする複向斜構造があり， 南西側の松山・三本木地塊とのあいだに， 同じく複向斜が存在する。 これらは， いずれも北ないし北西に向かつて沈下し， 加護坊山・箟嶽ドームは， 瀬峯付近における鞍部を経て， 南に向かつて沈下する築館背斜に連続し， 中津山複向斜は， 大局として， 北に向かつて開いた半盆状構造を呈し， 北方の 伊豆沼 向斜に連なり， 若柳・涌谷両図幅地域にまたがる盆状構造を形造っている。
これら褶曲構造に関与する地層の傾斜は， 一般に 10 数度以下ときわめて緩やかであるが， 加護坊山・箟嶽ドームの北東翼および松山・三本木地塊の北東翼において 20～30°， 場所によっては 50～60°と急傾斜している。
これら新第三系の褶曲を形成した運動は， 大別して２つの時期に分けられる。 その一つは， 中新世の追戸層および黄金迫層の堆積後の運動であって， この運動の結果は， 亀岡層の基底の緩やかな傾斜不整合に示されている。 これを挾んで， 上下層の構造差は， 局所的にみてほとんど差はないが， 南西の松山・三本木地塊から 涌谷付近・箟嶽山山頂部を経てその北東麓にかけてみると， 亀岡層の基底に接するのは黄金迫層から追戸層にかけて， 順次下位の層準である（第 13 図）。
現在みられる加護坊山・箟嶽ドームを形成するような新第三系の褶曲運動は， 新第三紀末， 高清水層の堆積後である。 この運動は， 亀岡層・竜の口層・大貫層などの鮮新世の地層の堆積中， 引き続き継続し, その堆積に影響を与え， かつ第四紀に入ってなおその運動が微弱ながら引き続いていることは， 若柳図幅地域の調査研究の結果から明らかにされている 30) 。 このあいだに， 竜の口層の堆積後， 大貫層の堆積前に堆積の間隙があり， 大貫層の堆積後， 高清水層の堆積前に軽微な傾斜不整合を生ずるような造構運動があったことは， すでに述べたとおりである。
本地域内における鉱産資源としてもっとも注目されるものは， 亀岡層および大貫層中の亜炭である。 最近， 亜炭層に伴って産するカオリン粘土の存在が注目されている。 このほか， 箟嶽火砕岩中に胚胎する含金石英脈がかつて採掘されたが， 現在廃坑となっている。 さらに， 箟嶽火砕岩の主部を占める安山岩， 黄金迫層中の軽石質凝灰岩が石材として利用されている。
本地域における主要夾亜炭層である亀岡層および大貫層は， 前述のとおり仙台層群中の夾亜炭層の北方延長である。 仙台層群の標式地の仙台付近から北方の岩手県内にかけて， 北上川の河谷中に広く分布する夾亜炭層も， ほとんどが， この層群中の來亜炭層と同一層準のものである。 これら夾亜炭層中の亜炭は古くから家庭燃料として利用されてきた。 とくに第２次世界大戦後の瀝青炭の不足した時代は， 工業燃料としてさかんに採掘され， 繁栄をきわめ， その最盛期の昭和 22～27 年頃にかけては， 両県下で炭鉱数にして約 140 鉱山， 出炭量にして約 38 万 t /年余に及んだ。 しかしながら現在では， わずかに 50 数鉱山が稼行し， 約 9 万 t / 年弱を採掘しているにすぎない。
本地域における状況も， その例にもれず， 現在 9 鉱山が稼行し， わずかに１万４千 t / 年余を採掘しているだけである。 これらを地区別， 稼行層準別に表示すると次のとおりである。
| 夾炭層々準 ↓ / 地区 → | 松山 | 涌谷・相野沼 | 大貫 | 計 |
| 大貫層 | - | - | 2 | 2 |
| 亀岡層 | 2 | 4 | 1 | 7 |
亀岡層の亜炭は， 松山・三本木地塊の北縁では， 少なくとも 3 層が稼行の対象となっている。 上部層（一番層）は炭丈平均 1.2 m， 中部層（二番層）は 1 m， 下部層（三番層）は 0.5 m であるが， 現在これらの大部分は採掘しつくされている。 涌谷・ 相野沼 地区では， 炭丈平均 0.9 m の木質炭からなる 1 炭層が稼行の対象となっている。 ここでは， 夾炭層が， 緩やかな浅い盆状構造を呈し， 炭層の状況も安定している。 ときには， この稼行炭層の上位に炭丈 0.5 m の上部層を有することがある。
大貫層中の亜炭は， 加護坊山・箟嶽ドームの北側の複向斜部の南部付近でもっとも発達している。 この地域では， 亜炭層の層厚にかなり変化がある。 炭質は， 亀岡層中の亜炭のそれに較べて木質部が少なく， 良質である。 炭層は 1～2 層あって， 炭丈 0.5 m 内外のものが稼行されている。
上記の各炭鉱の稼行炭層の名称， 炭柱図ならびに主要亜炭層の化学分析の結果は， 第 15 図および第 4 表のとおりである。
| 炭鉱名 | 水分（%） | 灰分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 備考 |
| 杉山炭鉱 | 12.78 | 23.22 | 39.03 | 24.97 | 亀岡層 |
| 宝森炭鉱 | 14.06 | 12.03 | 43.66 | 30.25 | 大貫層 |
| 高橋炭鉱 | 17.43 | 5.91 | 43.71 | 32.95 | 大貫層 |
本地域内において， カオリン系粘土として， 涌谷町 相野沼 周辺に分布する 亀岡層に挾在される亜炭層の下盤に層厚 1 m 内外の木節粘土と， 加護坊山・箟嶽山塊の北東麓に分布する 大貫層中の亜炭の上盤における層厚 20～30 m の白色粘土とが知られている。
これらは， ハロイサイト・加水ハロイサイト・石英等の主要鉱物のほか 一部にモンモリロナイト・長石等を含んでいる。 耐火度は SK 29 番以下であって， Fe に富むことから高級の耐火粘土としては利用できないものとみられている。
本地域内において， 箟嶽火砕岩中の普通輝石紫蘇輝石安山岩熔岩， 黄金迫層中の軽石質凝灰岩， 登米層中のスレートが石材として利用されている。
箟嶽火砕岩中の普通輝石・紫蘇輝石安山岩は， 土木建築用の 間知石 およびコンクリート骨材として利用され， 涌谷町 花勝山 付近で採掘されている。 黄金迫層中の軽石質凝灰岩は， 軟質で細工がしやすいことから， 民家の「かまど」として利用されている。 これは松山町の南方郊外において採石されているが， 需要が少なく， きわめて小規模なものである。 登米層中のスレートは， 砂利の少ないこの地方で， 道路のバラスとして利用され， 平筒沼の南東地域で小規模に採掘されているにすぎない。
大貫鉱山は， 東北本線 田尻駅の東方約 5 km， 遠田郡 田尻町 大貫 地内， 加護坊山・箟嶽山塊の北麓に位置する。 本鉱山は， 昭和 15～16 年頃， 東北興業株式会社によって開発されたが， 休山中である。 現在, 鉱業権は上述の東邦亜鉛株式会杜の所有となっているが， 長期にわたる休山のため， 荒廃して鉱床の状況を実際にみることはできないが， 箟嶽火砕岩中に胚胎するものとみられる。 当時の資料によると， 鉱床は走向 N 20°E， 傾斜 70°E の含金石英脈であって， その走向延長は約 400 m， 脈幅 1.5～2 m といわれている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Akita (6) No. 78
By Hyōichi TAKAHASHI ＆ Kyūya MATSUNO (Written in 1968)
The Wakuya sheet covers the region from lat. 38°30' to 38°40' N and from long. 141°0' to 141°15' E. The area lies geographically in the eastern portion of the Kitakami valley between the Oou mountain range and the Kitakami mountain land in the northeastern Honshu, Japan. The Kitakami river runs in the valley from north to south along the western foot of the mountain land almost parallel to the eastern border of the mapped area. The area is covered with low fluviatile plains and low hills or hilly mountains composed mainly of Neogene sediments and pyroclastics. Among of them, Kagobō-yanra - Nono-dake mountain which lies in the central portion of the area and surrounding fluviatile plains are the most predominant topographic units in the area. The Kagobō-yama - Nono-dake mountain extends WNW to ESE and is oval in shape whose diameter is 10 to 12 kilo-meters and 3 to 4 kilo-meters respectively. The summits within this mountain mass range 200 meters or more, remarkably higher than the other mountains in the area. And also, it has asymmetric profile in the northeast - southwest transverse section, steeper in the northeast slope than the southwest one. These topographical features of the mountain are resulted from an asymmetric dome structure of the Miocene sediments and an asymmetric distribution of pyroclastics within them.
The flat low fluviatile plains surrounding the Kagobō-yama - Nono-dake mountain are classified into two different types of plain, fan-type alluvial plain and back-marsh-type one based upon their origin. The fan-type alluvial plain covers the area on the west of the Tohoku trunck line and extends to the west outside of the mapped area. This is the eastern end of the Arao-gawa fan whose altitude is about 17～18 meters along the western border of the mapped area and decreses to 10 meters from sea level at its eastern end. The back-marsh-type alluvial plains develop around the Kagobo-yama - Nono-dake mountain and is less than 10 meters in altitude. They are characterized by meandering river channel, natural levee and back marsh. In this plain, towns and villages are situated on the natural levees and the back marshes are cultivated as puddy fields．
The low hills scattered in the fluviatile plains are several ten meters in altitude and mostly composed of younger Neogene sediments undulatory folded except the rather high hilly mountain land in the southwestern corner of the area composed mainly of Miocene sediments.
Within this area, Neogene Tertiary and Quaternary sediments and underlying Permian sedimentary rocks crop out. In addition to those, diabase dike, andesite lava and its volcanic breccia are recognized. Their sub-division and stratigraphic sequence are shown in descending order in the following table.
| ||||||||||||||||||||||||||||||||
The Toyoma formation crops out in a limited portion, northeast of the mapped area, and unconformably is overlain by the Onuki formation of Pliocene age. Interrelations between this formation and other formations of Miocene and Pliocene age are not known because they are hidden deeply beneath the Alluvium. This formation comprises black slate and conglomerate in the area. The conglomerate is defined as the Usu-ginu conglomerate in the southern Kitakami mountain land. According to many authors, the age of this formation is to be Permian.
The diabase dike is found in the conglomerate intercalated in the Toyoma formation.
The Oido formation is the lowermost Neogene formation and its base can not be seen in the area. It is sub-divided into three members, Wabuchi conglomerate, Nonodake pyroclastics and Oido sandstone member, based upon lithologic characters. Among these three members, Oido sandstone and Nonodake pyroclastic members are in interrelation of interfingering each other as a whole. Although the Wabuchi conglomerate member is in the same interrelation with former two members in its upper part, the main part of the conglomerate might be deposited prior to the deposition of the two members as a basal conglomerate of the Oido formation. The Oido sandstone member of the formation yields many marine molluscan fossils which indicate early Miocene age.
The Kogane-hasama formation which conformably overlies the Oido formation is mainly composed of fine-grained sandstone intercalated with thin layers of fine tuff and pumiceous one. The molluscan fauna from this formation reported by several authors comprises some remarkable Pectinid assemblage which also can be seen in the lowelrying Oido formation commonly and the age of the formation is assigned to be early Miocene also.
The Kame-oka formation unconformably overlies the Oido and Kogane-hasama formation with thick basal conglomerate (known as the Kan-nari conglomerate in the northern Waka-yanagi district). The main part of the formation comprises sandstone, tuffaceous siltstone and mudstone with workable lignite seams.
The Tatsu-no-kuchi formation, which is conformable or inter-fingering partially with the Kame-oka formation, consists chiefly of tuffaceous mudstone. The mudstone is generally massive, though it has intercalations of tuffaceous siltstone and sandstone in the basal part of the formation. The formation in this area is assigned to be the northern extension of the Tatsu-no-kuchi formation in its type locality near Sendai city from the viewpoints of stratigraphic position and its molluscan assemblage is called "the Tatsu-no-kuchi fauna" of Pliooene.
The Onuki formation covers unconformably the Tatsu-no-kuchi formation except direct unconformable relation to the Permian Toyoma formation in the northeastern portion of the mapped area.
This formation consists of sandstone, tuff, siltstone, mudstone and lignite. In its type locality, Onuki, the lignite seams can be recongnized in the lower part of the formation and some of them are being worked.
The Taka-shimizu formation that is unconformable to the Onuki formation consists mainly of cross-bedded conglomerate which transforms upward into conglomeratic or coarse sandstone with intercalations of pumiceous tuff and mudstone or siltstone. The conglomerate in the basal part is persisted, and is found in the whole area in which the formation is distributed. The age of this formation is assigned tentatively as Pliocene.
The terraces are distributed in the quite restricted area, northwestern portion of the mapped area. Although there are altitude difference and topographic features between them, it is difficult to classify them because of their separated distributions. These are composed of gravel, sand and clay.
The Alluvium which forms the fluviatile plain of rivers in the area. As already mentioned, the major part of the fluviatile plain is divided into two type ones, the fan- and back-marsh type plains based upon their minor morphological features.
The geological structure of the Toyoma formation is quite different from that of the Neogene Tertiary formations and shows NE - SW trend and dips steeply toward NW.
The Neogene Tertiary formations are gently folded with WNW - ESE trend axis as a whole and the axis turns to NS direction toward north which is considered to be fundamental folding trend of the Neogene Tertiary systems in the Kitakami valley.
The arrangement of the anticlines and synclines coincides with that of minus and plus residual gravity anomalies in the area (text - fig. 14 after K. OGAWA ＆ K. SEYA (1962)). It is clarified that the movements which formed the above-mentioned folding structure affected the deposition of Neogene formations and caused remarkable differences in thickness of the formations, in the district in the north of the mapped area.
Lignite intercalated within the terrestrial Pliocene formations has been mined from olden time for domestic uses. In the period from 1947 to 1952 after the World War Ⅱ, the production of lignite in Iwate and Miyagi prefectures had been tremendously increased to meet shortage of bituminous coal, and annual production was about 380,000 tons from about 140 mines. But, only about 50 mines are working now and their production is about 90,000 tons yearly. Also in this mapped area, only 9 mines are producing about 14,000 tons yearly. The most productive formation is the Kame-oka formation and the Onuki formation comes after.
Beside above, andesite in the Oido formation is excavated as building stone and crushed stone.
昭和 44 年 12 月 12 日 印刷 昭和 44 年 12 月 25 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1969，Geological Survey of Japan