地域地質研究報告
５万分の１図幅
秋田（6） 第 100 号
[
地質調査所
]
滝沢文教
[
地質調査所
]
一色直記
[
地質調査所
]
片田正人
昭和 49 年
地質調査所
目次 用語 語義 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 牡鹿層群（ジュラ系～白亜系） II.2.1 月の浦累層 II.2.2 荻の浜累層 II.2.3 十八成層 II.2.4 鮎川累層 II.2.5 対比 II.2.6 地質構造 II.3 山鳥累層（白亜紀火山岩類） II.3.1 概説 II.3.2 岩相層序 II.3.3 火山活動様式 II.3.4 変成岩としてみた山鳥累層 II.4 牡鹿半島の貫入岩類 II.4.1 斜長石玢岩 II.4.2 斑糲岩～石英閃緑岩 II.5 金華山の貫入岩類・変成岩類 II.5.1 金華山花崗岩類 II.5.2 金華山変成岩類 II.5.3 超苦鉄質岩 II.6 新生界 II.6.1 第三系 II.6.2 第四系 III. 応用地質 文献 Abstract
付図 目次 第 1 図 （地形写真） 第 2 図 （地形写真） 第 3 図 a 地形概略図 第 3 図 b 40～100 m 地形面と地形的線方向 第 4 図 （地形写真） 第 5 図 南部北上山地におけるジュラ系・白亜系の分布 第 6 図 牡鹿層群地質図 第 7 図 荻の浜累層地質柱状図 第 8 図 （荻の浜累層露頭写真） 第 9 図 （荻の浜累層露頭スケッチ） 第 10 図 （荻の浜累層露頭写真） 第 11 図 荻の浜累層から一般化した上方細粒化型組層 第 12 図 （荻の浜累層露頭写真） 第 13 図 （荻の浜累層露頭写真） 第 14 図 鮎川累層地質柱状図 そのⅠ 第 15 図 （鮎川累層露頭写真） 第 16 図 （鮎川累層露頭写真） 第 17 図 （鮎川累層露頭スケッチ） 第 18 図 鮎川累層地質柱状図 そのⅡ 第 19 図 （鮎川累層露頭写真） 第 20 図 （鮎川累層露頭写真） 第 21 図 （鮎川累層露頭写真） 第 22 図 （鮎川累層露頭スケッチ） 第 23 図 鮎川累層地質柱状図 そのⅢ 第 24 図 （鮎川累層露頭写真） 第 25 図 鮎川累層砂岩の成層状態（部分柱状図） 第 26 図 鮎川累層砂岩の組成 第 27 図 牡鹿層群の地質構造を示す概念断面図 第 28 図 （荻の浜累層褶曲構造の露頭写真） 第 29 図 牧の崎南岸の地質断面 第 30 図 （荻の浜累層褶曲構造の露頭写真） 第 31 図 （鮎川累層のスレート劈開の露頭写真） 第 32 図 山鳥累層と鮎川累層の接触関係を示す平面スケッチ 第 33 図 山鳥累層下部地質柱状図 第 34 図 山鳥累層下部の成層状態（部分柱状図） 第 35 図 （山鳥累層露頭写真） 第 36 図 （山鳥累層露頭写真） 第 37 図 （山鳥累層露頭スケッチ） 第 38 図 （山鳥累層露頭写真） 第 39 図 山鳥累層上部地質柱状図 第 40 図 （山鳥累層露頭写真） 第 41 図 （山鳥累層露頭写真） 第 42 図 山鳥累層中の二次鉱物の分布 第 43 図 金華山花崗岩類の石英 - 斜長石 - カリ長石比とカラーインデックス 第 44 図 （金華山変成岩類露頭写真） 第 45 図 （金華山変成岩類露頭写真） 第 46 図 本文中の写真・スケッチ・地質柱状図の地点およびルートを示す図
付表 目次 第 1 表 地質総括表 第 2 表 牡鹿半島のジュラ系・白亜糸層序区分 第 3 表 鮎川累層産植物化石 第 4 表 鮎川累層産軟体動物化石 第 5 表 牡鹿半島のジュラ系・白亜系層序区分の比較
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成層の単位
（主に砂岩頁岩互層） |
極厚 層理
厚 層理 中 層理 薄 層理 |
3 m 以上
1～3 m 30～100 cm 30 cm 以下 |
地域地質研究報告
５万分の１図幅
（昭和 48 年稿）
秋田（6） 第 100 号
本地域の野外調査は当初の５万分の１地形図区画にしたがい， 「金華山」および「 網地島 」の２地域に分けて行なわれた。 しかし最近地形図区画の改訂がなされ， 両地域が統合されて， 新たな「金華山」図幅になったので， 本報告はこれにしたがい両地域を一括してまとめた。 野外調査は昭和 40 年から 47 年にわたって断続的に行なわれた。 調査研究にあたっては， ジュラ系・白亜系（ 牡鹿 層群）および新生界を滝沢文教， 白亜紀火山岩類（ 山鳥 累層）を一色直記と滝沢， 貫入岩類と金華山変成岩類を片田正人がそれぞれ担当し， 全体の調整を滝沢が行なった。 ジュラ系・白亜系の調査には田中啓策技官と河合正虎技官， 貫入岩類と変成岩類との調査研究には猪木幸男技官の助力を得た。
ジュラ系・白亜系の軟体動物化石の鑑定には， 東京大学（当時 九州大学）の速水格博士に二枚貝類を， 東京大学の佐藤正助教授と茨城大学の高橋治之博士にアンモナイトを依頼した。 また山鳥累層の変成岩としての見方について， 国立科学博物館の橋本光男博士から助言をいただいた。 以上の方々に深甚なる謝意を表する。
（1973 年 9 月）
本地域は北上山地の南端部に位置し， 牡鹿 半島の南半部を中心に， その周囲を金華山・ 網地 島・ 田代 島などの島々がとり巻くように分布している。 本地域の東側は太平洋に， 南西側は石巻湾（仙台湾）に面している。 金華山（島）は東側の太平洋に突出した位置にあって， その山頂は本地域内での最高峰（444.9 m）をなし， 特徴あるピラミッド型の山体で目立つため（第 1 図）， 海運や漁業上の指標として広く知られている。 牡鹿半島の先端部にある 御番所 山（211 m）は， 眺望がよく本地域の地形を概観するのに適する。
陸上の地形は， 本地域の北東半部で比較的急峻であるのに対し， 南西半部は一般に平坦である。 海岸線は複雑に入り組んでおり， 小規模な湾入や岬が沢山あって（第 2 図）， 三陸海岸に一般的なリアス式海岸（沈降海岸）を呈する。 集落は湾入部に集中し， 南側に面する浜によく発達しており， それらをつなぐ海岸沿いの道路の曲折が著しい。
岩石は牡鹿半島と網地島および田代島は後期中生層と， これを貫く白亜紀の貫入岩類によって構成され， 新期堆積物は稀である。 金華山の大部分は花崗岩類によって構成され， 変成岩類を西縁部に伴う。 金華山の岩石は [ 金華山と牡鹿半島の間の海域の ] 金華山瀬戸に潜在するとみられる一大断層によって， 牡鹿半島の岩石と一線を画している。 これら本地域の岩類は， 大部分が NNE - SSW ないし N - S の方向性をもって配列しており， この方向性は以下に述べるように地形にも反映されている。
本地域の地形の方向性 -- 山稜や海岸線の伸長方向など -- には， WNW - ESE の方向と上記の NNE - SSW ないし N - S 方向の２方向が認められる。 前者の例は牡鹿半島の石巻湾側の海岸線（牧の崎 [ ← 牡鹿半島の西端付近 ] - 黒崎 [ ← 牡鹿半島の南端付近 ] ）や， 網地島 - 田代島を結ぶ方向に認めることができ， さらに第 3 図における大原浜 - 山鳥を結ぶ線（O-Y 線）によっても代表される。 この O-Y 線の北東側では， 金華山・駒ヶ峰・太田峠の北方山稜・ 人石山 などの 300 m 以上の峰があり， 地形が比較的急峻であるのに対し， 南西側は地形がなだらかで， 高度 40～100 m の平坦面の発達が著しい。 このような O-Y 線を境としての地形的相違は， 本地域の顕著な特徴である。
一方， N - S ないし NNE - SSW の方向性は， 牡鹿半島における山稜の伸長方向によって代表される。 すなわち， 東側から駒ヶ峰 - 御番所山の尾根（最高点 323.5 m）， 大田峠を中心とする尾根（同 343 m）， 人石山を中心とする尾根（同 323 m）， 大原浜の北西方の尾根（主体は本地域外）の４列の南北性の山稜線である。 これらはほぼ 2 km の間隔に配列している。 例外として， [ 太田峠を中心とする尾根と人石山を中心とする尾根の間にある ] 光山 （444.8 m， 本図幅地域外 [ ← 本図幅の北東隣の 寄磯 図幅地域内 ] ）の山稜がある。
以上２つの地形的方向性を形成した要因を考えてみると， まず NNE - SSW ないし N - S の方向性は， 中生層の一般構造の方向性と調和的であり， 山稜線を形成している岩石は， 火山岩や貫入岩および砂岩など， よりコンピ―テント [ ← competent ? ] な岩石から構成されている。 したがって， この方向性は岩石の種類と， その地質構造とによって支配されたものといえる。 これに対し， WNW - ESE の方向性は， 中生界の地質構造の一般方向に大きく斜交している点や， 高度 40～100 m の平坦面形成と関連あると考えられる点から， かなり新しい時期の地殻運動に原因するとみなされる。 東北地方の第三紀の大きな構造単元として指摘されている鳥海 - 石巻線（大森， 1954）， あるいは松島 - 本荘帯（生出・大沼， 1960）を延長すると， 丁度本地域の南西側に通じる。 この第三紀の「構造帯」の性格は， NW - SE 方向を有して， 巾 40 km にわたっており， 新第三紀に裏日本において活発であった火山活動や構造運動が， 脊梁山脈を越えて表日本側に割って入ってきたことを特徴としている（生出・大沼， 1960）。 そしてこの「構造帯」では， 構造帯に平行な断裂と褶曲， 沈降と隆起が顕著であるという。 本地域の南西側の地区がこの「構造帯」の南東延長の北綾部に位置することと， その方向にほぼ平行な地形の線状配列（lineament）が認められることは， 深い因果関係を持つかも知れない。 そして， O-Y 線を境とする地形的差異は案外， 新第三紀になって始まった運動に起因するのであろう。
先に指摘した 40～100 m 平坦面は， 本地域の南西側の大部分を占めて分布する（第 3 図）。 御番所山の稜線のみが， 南西側に位置しながら， この平坦面より突出して高いのは， この部分を構成する岩石が， 安山岩や玄武岩であり， 浸食・削剥に対する抵抗力が強いためであろう。 40～100 m 平坦面は牡鹿半島にあっては， 清崎・ 十八成 の西方地区・牧の崎に典型的に発達し， これらの地区での最高点は 105 m である。 網地島と田代島は， それぞれの大部分をこの高度の平坦面が占め， 平坦な頂を示す。 それぞれの島の最高点は 101 m と 96.2 m である。
この平坦面の形成時期と形成要因は， 現在のところ明らかにされていない。 ただ， この平坦面の存在する部分の 40～45 m の高度に， 鮮新世海成堆積物（御番所山層）が局部的であるが見いだされる。 この地層は鮎川港の南南東約 1 km 弱の地点にある。 また， 田代島の大泊の南西方約 0.5 km で高度 45 m の地点や 網地島の北西部などにも海成の可能性のある未固結の新期堆積物が見いだされる。 仙台湾周辺における鮮新世堆積物は， 例えば， 北上川の中流部や福島県の北東部にも知られるように， その海進の大きかったことが予想されおり， 鮮新世には本地域の南西側の地区の大部分が海面下に没した可能性がある。 もしそうだとすれば， 40～100 m 平坦面の形成は鮮新世の海進によるものであろう。
平坦面は， 高度 25～30 m にも明らかに存在する。 この 25～30 m 平坦面の分布は本地域の南西側（石巻湾側）の小規模な岬や小島にみられる。 田代島の南東端の岬（ 凪の間 ）， [ 凪の間の東南東方 500 m の ] 砥面島 （第 4 図）， 網地島の南東端と北西端などに代表される。 いずれも規模は小さいが， 平坦面は顕著である。
なお， 本地域には第四紀とくに更新世の段丘は知られていない．
本地域は北上山地の南端に位置し， 大部分が中生代の岩石からなる。 その主要な地質構成は， ① ジュラ系～最下部白亜系の 牡鹿 層群， ② 下部白亜紀火山岩類の 山鳥 累層， ③ 牡鹿層群を貫く貫入岩類（牡鹿半島の貫入岩類）， そして， ④ 金華山の花崗岩類と ⑤ 変成岩類との５つに大別される。 以上のほかにこれらを基盤岩として， 局部的に第三系および第四系が分布する。
牡鹿層群と山鳥累層は南部北上帯に属し， 牡鹿層群を貫く貫入岩類も， 同帯の南半に広く点在する貫入岩類と同種である（片田ほか， 1971）。 他方， 金華山の花崗岩類と変成岩類は， 牡鹿半島の諸岩類とは異質であり， 地質区上の所属が異なるかも知れない。 両者は金華山瀬戸（最少幅 0.7 km）により露出が断たれ， 直接しないが， 一大断層によって画されるであろうことは， 古くから指摘されている（菊地（1891）および伊木（1909）など）。 この断層を小貫・坂東（1959）は「金華山瀬戸断層」と， 猪木ほか（1972）は超苦鉄質岩や片状岩を伴なう点を強調して「金華山構造線」と呼んだ。 以上のことから本地域の地質は， 地質区の上では， 牡鹿地区 [ 以下の [注] 参照 ] の， 明らかに南部北上帯に属する岩類と， これと一大断層で接し， その東側にある金華山の岩類とに分けられ， 第 1 表のように総括される。
| 時代層序区分 | 牡鹿地区 [ 牡鹿半島・網地島・田代島 ] | 金華山（島） | ||||
| 層序 | 火成活動・地殻変動 | |||||
| 新生界 | 第四系 | 冲積層 | ↙ 沈降 ? | ↙ 金華山変成岩類 | ||
| ↙ 隆起 | ||||||
| 新第三系 | ||||||
| 御番所山層 |
↓
斑粝岩～石英閃緑岩
↙ 断層・褶曲 | |||||
|
| ||||||
| 古第三系 | ||||||
| 中生界 | 白亜紀 | 上部 | ||||
| 下部 | ||||||
| 山鳥塁層 | ← デイサイト・安山岩・玄武岩 | ↖ 金華山花崗岩類 | ||||
| ← 先山鳥不整合 | ||||||
| 牡鹿塁層 | 鮎川塁層 | ← 珪長質凝灰岩 | ||||
| ジュラ系 | 上部 | |||||
| 荻の浜塁層 | ||||||
| 中部 | 月の浦累層 | |||||
| 下部 | ||||||
| 三畳系 | ↗ | |||||
| （稲井層群） | 金華山瀬戸断層（金華山構造線） | |||||
牡鹿層群は本地域の諸岩類の中でその占める分布面積が最も広く， 牡鹿地区の主体をなして発達している地層である。 牡鹿層群は中部ジュラ系から最下部白亜系にわたり， 層序的に下位より， 月の浦 累層， 荻の浜 累層， 鮎川 累層の３累層 [ 以下の [注] 参照 ] に区分される。 本層群の全層厚は， 各累層の模式地での累積層厚として約 4,200 m である。 このうち鮎川累層が最も厚く， 約半分の層厚を占める。 本地域には牡鹿層群の基底部である月の浦累層の下半部 [ = （本図幅の北西隣の石巻図幅地域に露出している）月の浦砂岩部層 ] は露出しない。 この基底部は隣接する石巻地域において， 下位の三畳系 稲井層群を不整合に被覆する。 そして牡鹿層群は複雑な褶曲構造を示しながらも， 大局的には北西から南東に向かい， 順次 上位の地層が累重する傾向をもっている。 褶曲軸は大略 NNE - SSW 方向， あるいは N - S 方向を示し， 南方に 10 度前後沈下している。
牡鹿層群を含む南部北上山地のジュラ系と白亜系は， 南北方向に伸び， 東に張り出した３列の弧状分布によって特徴づけられる（第 5 図）。 すなわち， 西列（志津川 - 橋浦亜帯）， 中列（ 唐桑 - 牡鹿亜帯）そして東列（大船渡亜帯）である。 これらのジュラ系と白亜系は， 構造発達史的には順次東側に向かうにしたがいより新しい地層が現れている。 これらの地層群の中で， 牡鹿層群は中列の南端に位置し， その分布面積， 層厚とも３列中最大である。
山鳥累層は下部に安山岩およびデイサイトの火砕岩と上部に玄武岩熔岩， それに層位的位置未詳の玄武岩質火砕岩の３者からなる。 山鳥累層は鮎川累層を不整合に被覆し， 層厚は 1,600 m 以上で， 上限は不明である。
牡鹿層群を頻繁に貫いている大小の貫入岩類は３者に分けられる。 その第１は， 斜長石斑晶の顕著な斜長石玢岩である。 第２は， その他の玢岩類で， 岩質上は石英玢岩から斑糲玢岩にわたる。 この玢岩類は本地域内に多数認められるが， ほとんどが幅 30 m 以内の小岩体であり， 地質図に示していない。 第３は， 斑糲岩～石英閃緑岩類で， ３者の貫入岩類中最も規模が大きく， 本地域の中央北部に集中して分布する。 この斑糲岩～石英閃緑岩体は周囲の牡鹿層群に熱変成を与えており， 黒雲母ときに菫青石を含むホルンフェルスを形成している。 以上の貫入岩体は， 牡鹿層群の地質構造に対してかなり調和的な産状を示している。
金華山には金華山花崗岩類が島の大部分を占めて分布し， 西縁部に金華山変成岩類と超苦鉄質岩の小露頭がある。
金華山花崗岩類は片状の石英閃緑岩・花崗閃緑岩と， 非片状の花崗閃緑岩からなり， 後者の一部が石英閃緑岩中に貫入している。 金華山変成岩類は島の西海岸に分布し， 強い片理があり， 珪線石を含む高変成度の岩石である。 超苦鉄質岩は， 金華山瀬戸に突出した岩礁に露出する。 一部は変成岩を貫いている。
以上の金華山の諸岩類について， 北上山地の他の地域への延長を検討してみると， 現在の知識では， 花崗岩類のうち花崗閃緑岩が， 本地域の北方約 80 km に分布する大船渡の北方の， 立根 付近および 五葉山 の南東方の黒岩に露出する花崗岩に類似している。 しかし， 変成岩類とその原岩の所属は明らかでない。
なお， 金華山の岩石に関しては， SENDO and UEDA（1963）， 猪木ほか（1972）による研究がある。 この報告のうち， 花崗岩類に関しては猪木ほかの報文から多くの部分を引用した。 しかし， 変成岩類の記述は， その後の調査結果によって加筆されている。
| 新生代 | 第四紀 | 現世 | 冲積層 | a | 礫・砂および泥 | ||
| 第三紀 | 鮮新世 | 御番所山 層 | T | シルト岩・砂岩および礫岩 | |||
| 中生代 |
金華山の
貫入岩類・ 変成岩類 | 超苦鉄質岩 | U | ダナイト | |||
| 金華山 変成岩類 | M | 雲母片岩・角閃石片岩・石英片岩など | |||||
| 金華山 花崗岩類 | G4 | 中粒黒雲母花崗閃緑岩 | |||||
| G3 | 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩 | ||||||
| G2 | 細粒片状（角閃石）黒雲母花崗閃緑岩～アダメロ岩 | ||||||
| G1 | 中粒片状黒雲母角閃石石英閃緑岩 | ||||||
|
牡鹿半島の
貫入岩類 | D | 角閃石普通輝石斑粝岩～石英閃緑岩など | |||||
| P | 斜長石玢岩 | ||||||
| 白亜紀前期 |
山鳥
塁層 | 岩脈 | Y4 | 粗粒玄武岩 | |||
| 玄武岩質火砕岩部層 | Y3 | 玄武岩質凝灰角礫岩および凝灰岩 | |||||
| 上部 玄武岩熔岩部層 | Y2 | 玄武岩熔岩および凝灰岩 | |||||
| 下部 安山岩質火砕岩部層 | Y1 | 安山岩およびデイサイト凝灰角礫岩および凝灰岩 | |||||
|
白亜紀初期～
ジュラ紀末期 |
牡鹿
層群 |
鮎川
塁層 | ドウメキ 砂岩部層 |
Dm
sh | 砂岩・礫岩および頁岩（sh） | ||
| 長渡 頁岩部層 | Ft | 頁岩および頁岩砂岩互層 | |||||
| 小長渡 砂岩頁岩部層 | Kb | 頁岩 | |||||
| Kb | 砂岩および頁岩 | ||||||
| 清崎 砂岩部層 | Ky2,5 | 頁岩 | |||||
| Ky1,3,4 | 砂岩および頁岩 | ||||||
| 十八成 層 | Kk | 頁岩および砂岩 | |||||
| ジュラ紀後期 |
萩の浜
塁層 | 福貴浦 頁岩砂岩部層 | Fk | 頁岩砂岩互層 | |||
| 小積 頁岩部層 | Kz | 頁岩 | |||||
| 牧の浜 砂岩部層 | Mk | 砂岩および頁岩 | |||||
| 狐崎 砂岩頁岩部層 | Kt | 砂岩頁岩互層 | |||||
| Kt | 砂岩および礫岩 | ||||||
| ジュラ紀中期 |
月の浦
塁層 | 侍浜 頁岩部層 | Sm | 頁岩 | |||
| 月の浦 砂岩部層 | [ Tk ] | [ 本図幅地域内に露出しない ] | |||||
牡鹿半島およびその南方の網地島と田代島には， 中～上部ジュラ系および最下部白亜系からなる牡鹿層群が大部分を占めて分布する。 牡鹿層群は， 岩相および堆積輪廻を考慮して， 下位から 月の浦累層（中部ジュラ系）， 荻の浜累層（上部ジュラ系）および 鮎川累層（最上部ジュラ系～最下部白亜系）の３累層に区分される（第 2 表）。 本層群は岩相上， 砂岩および頁岩を主とし， 礫岩を伴う。 凝灰岩は鮎川累層にのみ挟在する。 層相上の全般的特徴は， 明らかな海成層と， 植物化石を多産し陸成層の可能性濃厚な地層とが交互して累重し， 大まかに３回の堆積輪廻を形成していることである。 全層厚は約 4,200 m で， 分布の東部により厚い傾向を示す。
| 時代区分 | 層序区分 | 層厚（m） | 岩相 | |||||
| 白亜紀 | 前期 | Valanginian | 山鳥 塁層 | 上部 玄武岩熔岩部層 | 400 | 玄武岩熔岩流（乾陸成） | ||
| 下部 安山岩質火砕岩部層 | 1200 | デイサイト～安山岩質火砕流（一部水中） | ||||||
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牡鹿
層群 |
鮎川
塁層 | ドウメキ 砂岩部層 | 300～600 | 粗粒砂岩（硬質） | ||||
| 長渡 頁岩部層 | 620 | 頁岩・薄層理頁岩砂岩互層 | ||||||
| Berriasian | 小長渡 砂岩頁岩部層 | 400 | 粗粒砂岩・頁岩 | |||||
| ジュラ紀 | 後期 | Tithonian | 清崎 砂岩部層 | 640 | 粗粒砂岩・頁岩 | |||
|
萩の浜
塁層 | 福貴浦 頁岩砂岩部層 | 600～650 | 中層理頁岩砂岩互層 | |||||
| Kimmeridgian | ||||||||
| 小積 頁岩部層 | 150～200 | 頁岩 | ||||||
| 牧の浜 砂岩部層 | 380 | 粗粒砂岩・頁岩・礫岩 | ||||||
| Oxfordian | 狐崎 砂岩頁岩部層 | 350 | 中層理砂岩頁岩互層・礫岩 | |||||
| 中期 | Callovian | |||||||
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月の浦
塁層 | 侍浜 頁岩部層 | 500 | 頁岩 | |||||
| Bathonian | ||||||||
| Bajocian | （月の浦 砂岩部層） | 120～150 | 粗粒砂岩・砂質頁岩・礫岩 | |||||
| 三畳紀 | （稲井層群） | 葉理砂質頁岩・頁岩・砂岩 | ||||||
従来は鮎川（累）層の一部とみなされることの多かった 十八成 の西岸の Protocyprina naumanni (NEUMAYR) を産出する地層については， 層序的位置や時代については， 現在のところ未確定である。 このため， 十八成の西岸の小地塊を「十八成層」（後期中生界）として他の累層から独立させた。
牡鹿層群の本地域内での分布状態をみると， 鮎川累層の分布の大部分は本地域内に含まれ， 同累層の模式地はすべて本地域内にある。 荻の浜累層と月の浦累層の模式地は， すべて隣接する石巻地域にある（第 6 図）。 月の浦累層の露出は， 同層の上部が僅かにみられるに過ぎない。
牡鹿層群は， 南部北上帯のジュラ系を主とする他の堆積盆が基本的に１向斜 [ 以下の [注] 参照 ] をなすのと異なり， ３列の向斜をなす。 これら３列の向斜を東側から 新山 向斜・ 小積峠 向斜・ 荻の浜 向斜と呼ぶ。 新山向斜と小積峠向斜は大原背斜により， 小積峠向斜と荻の浜向斜は 焼山崎 断層によって境される（第 6 図と [ 後述する「II.6 地質構造」の項で示す ] 第 27 図参照）。 そして褶曲と断層による牡鹿層群のくり返しの度合をみると， 大原背斜の北部において同層群の基底部が露出するほどであり， 同背斜は牡鹿地区内で最も規模の大きい地質構造要素である。
本累層は深田（1951）の小鯛島層， 月の浦層および侍浜層を一括したものであり， 下部の月の浦砂岩部層と， 上部の侍浜頁岩部層との２部層に区分される。 本地域外の， 石巻市 月の浦から侍浜にかけての海岸を模式地とし， そこでは稲井層群（三畳系）を不整合に被覆する。 本地域には月の浦砂岩部層は露出せず， 侍浜頁岩部層のみが大原浜付近において大原背斜に沿い露出する。
本累層の層厚は模式地において 600～700 m と見積られるが， 褶曲と断層による地質構造の複雑さのため， 正確な厚さは不明である。
月の浦 砂岩部層（Tk）: 礫岩および砂岩によって代表され， 砂質頁岩を伴う。 本部層には， 礫岩および粗粒砂岩から中粒砂岩を経て砂質頁岩に至る規模の小さいサイクルが２回認められる。 下部のサイクルは， 厚さ 1～5 m の基底礫岩に始まり， この礫岩は牡鹿半島とその周辺地域に広く発達する。 これに対し， 上部サイクルの礫岩は， 深田（1947）の「おわんだ湾礫岩」に相当し， 局部的に厚く（最大 15 m）に発達するものの， 側方への連続性に乏しい。 これら２枚の礫岩の礫種は， 花崗岩質岩， 緑色の火山岩ないし玢岩， 珪質岩（チャ―トの再結晶岩を含む）， そして稲井層群起源と推察される砂質頁岩， あるいは細粒砂岩などを主とする。 礫径は数～10 cm のものが多く， 最大 35 cm で， 一般に牡鹿層群の分布の東側で大きい。 砂岩は新鮮面で青緑色を． 風化面では黄土色～黄白色を呈する。 下部では砂粒の淘汰はあまり良好ではないが， 上方に向かい， 粒度を減ずるとともに良好になる。 上位サイクルの下部の砂岩は， 厚さ 10～30 m， 粗粒しばしば礫質であり， 側方への連続性が良く， 目立つ存在である。 この厚い粗粒砂岩の上位には， 数 10 cm ないし 1～2 m の厚さの砂岩と頁岩の互層があり， 厚層理砂質頁岩に移化する。
化石は月の浦および小鯛島 [ = 小出 島 ] において， 下部サイクルの砂質頁岩および上部サイクルの下部の砂岩より二枚貝類を多産する。 本地域外の寄磯 [ 図幅地域 ] の西方の [ 石巻市 ] 前網 において， 本部層の最上部よりアンモナイト， ベレムナイト， 巻貝などを多く産する。
本砂岩部層の地質時代については， 中部ジュラ紀の Bajocian とする見解と， 下部ジュラ紀とする見解とがあったが， 最近， SATO（1972）は本部層の最上部より筆者らの採集した菊石類について同定し， その時代を Middle Bajocian とした。 それらは， Normannites (ltinsaites) sp. cf. N. (I) itinsae (McLEARN) および Stephanoceras sp. のアンモナイト２種である。 この他に Parallelodon sp.， Bakevellia sp.， Kobayashites hemicylindricus HAYAMI， Inoceramus (s. l.) fukadae HAYAMI， Inoceramus sp.， Entolium sp. cf.， E. disciorme (SCHUBLER)， Clamys kobayashii HAYAMl， Ctenostreon ojikense HAYAMl， Lopha spp.， Trigonia sumiyagula KOBAYASHI and KASENO， Vaugonia kodaijimensis KOBAYASHl and MORI， Eomiodon vulgalis HAYAMl 等の貝化石の産出が HAYAMl（1959， 1961）によって報告されている。
侍浜 頁岩部層（Sm）: 非常に均質な厚い（約 500 m 前後）黒色頁岩で， 一般に数 10 cm ないし 1～2 m の厚さで成層する。 下位の月の浦砂岩部層から漸移し， 明確な境界を引くことは困難である。 目安として， 月の浦砂岩部層の最上部にある 塊状の砂質頁岩（スレ―卜劈開の発達が弱い）の上限をもって境界とする。 模式地を含む分布の西部では葉理の発達に乏しいのに対し， 大原背斜を含む東部では本部層の上半にシルト岩葉理および細粒砂岩薄層を挟有する。 スレート劈開が顕著に発達し， そのため， 山地や道路沿の切割の露頭においてはしばしば層理面の判別が難しい。 石灰質団塊（nodule）が本部層の中部によく含まれ， 最大長径は 50 cm に達するものもある。 石灰質団塊の長軸の傾斜方向は， 大部分がスレート劈開の方向に一致しており， 層理面の傾斜方向とは斜交している。
本地域での露出は大原浜付近に限られ， 大原浜の西方海岸によく露出する。 そこでは， スレ―ト劈開が顕著に発達し， 剪断型の徴褶曲構造がよく観察される。 大原背斜の東翼には東傾斜の衝上性逆断層があり， これにより侍浜頁岩部層がくり返している。 この断層の東側では， 本頁岩部層中に細粒砂岩葉理， または薄層がよく発達している。 このことは有料道路 [ = 牡鹿コバルトライン ] 沿いの切割でよく観察される。
化石は模式地において， 本部層の最上部の頁岩より Aulacomyella. sp. が厚さ数 cm で密集して産する。 アンモナイトの産出も知られているが， 保存不良のため， 時代決定には有効でない。 本頁岩部層の時代は， 上位荻の浜累層との関係から Bathonian～Callovian と推察される。 なお， TAKAHASHI（1969）の「侍浜層」のアンモナイト産出層準は， 筆者の月の浦累層の最上部と考えられる。
本累層は牡鹿層群の中部を占め， 従来の荻の浜層と小積層（探田， 1951）とを一括したものであり， 高橋（1941）の荻の浜層群に相当する。 その分布は牡鹿半島全域における牡鹿層群中最も広い面積を占めている。 牡鹿半島の南岸では， 褶曲により， 本累層が 4～5 回反復して露出する。 本地域では牧の崎， 網地島によく露出し， また， 小淵から白浜を経て 十八成 浜にかけての海岸と， その北方延長地帯に最も巾広く， かつ厚い分布を示す。
本累層は岩相上から， 下位より 狐崎 砂岩頁岩部層（Kt）， 牧の浜砂岩部層（Mk）， 小積 頁岩部層（Kz）および 福貴浦 頁岩砂岩部層（Fk）の４部層に区分される。 模式地はいずれも本地域外の [ 本図幅の北西隣の石巻図幅地域内の ] 石巻市 荻の浜の付近である。 模式地付近における全層厚は， 1,400 m 内外と見積られる。
花崗岩質岩の礫を多量に含有する礫岩層が， 本累層の中部の牧の浜砂岩部層には普遍的に， また， 本累層下部の狐崎砂岩頁岩部層に局所的に発達する。 この礫岩層は， 本地域の牧の崎の南端部から小淵湾， さらに白浜に至る海岸沿いに最も顕著に発達しており， 層厚は最大 30 m に達する。 砂岩は斜長石およびカリ長石を多量に含有し， いわゆるアルコースである。 第 7 図に本累層の柱状図 [ 以下の [注] 参照 ] を示す。
本累層からは海生 軟体動物化石ばかりでなく， 植物化石をも多産する。 菊石類の Perisphinctes の類は本累層の最も代表的な化石であり， 上部ジュラ紀の Oxfordian および Kimmeridgian を指示する属種が知られている。
狐崎 砂岩頁岩部層（Kt）: 砂岩頁岩の有律互層によって特徴づけられ， 牧の崎・小渕湾沿岸・大原浜の西方海岸などに良く露出する。 牧の崎の北岸での層厚は確実なところ 350 m 余である。 砂岩の厚さは数 10 cm が圧倒的に多いが， 2～3 m 厚の砂岩もしばしば発達する。 互層の砂岩は一般に中粒で， 級化層理が発達し， いわゆるフリッシュ型の中層理互層 [ 以下の [注] 参照 ] である。 頁岩には多くの場合， 斜交葉理を示す粗粒シルト岩薄層， または葉層（厚さ 1 cm 以下）を挟有する。
本部層の下部から中部にかけては， ところにより， 花崗岩礫を主とする中礫ないし大礫からなる礫岩層を挟有する（第 8 図）。 この礫岩層は， 牧の崎の南端において最も顕著に発達し， 少なくとも４枚挟在する。 最も厚いもので 11 m に達する。 しかし， 北方に急激に尖滅し， 大原付近においては， スランプ構造を伴う礫質泥岩， または礫質砂岩に急変している。 牧の崎の南西岸の礫岩， または礫質粗粒砂岩（淘汰が不良で塊状無層理）は， しばしば中層理互層をチャンネル状に削っている（第 9 図）。
下位層との関係は， 模式地付近（本地域外の荻の浜の西方の灯台下および狐崎の西方）においては， 下位の侍浜頁岩部層の黒色頁岩から急激に本層の中層理中粒砂岩に移り変わるけれども， その間に浸食面がみられない。 一方， 大原浜の西方においては， 両者の関係は全く漸移的である。 すなわち， 侍浜頁岩部層の上部は砂岩薄層を挟有し， 上方に向かい， 次第に砂岩層の量を増しながら， 中層理中粒砂岩に移化するので， 両者の関係は整合とみなされる。
本部層の砂岩層中にしばしば石灰質団塊が認められ， 風化して濃茶褐色を呈する。 また， 網地島の北端の通称 笛吹の岩礁には， 中～租粒砂岩中に多量の石灰岩礫が存在する（第 10 図）。 石灰岩（角）礫は長径 30 cm 以下の偏平な形のものが多く， 厚さ 10 数 m にわたり多量に含まれる。 量的には石灰岩礫が間を充填する砂岩を上回り， （偽）礫状石灰岩ともいえよう。 この「石灰岩」は間を埋める砂岩と堆積同時的と考えられ， 現在の位置からそう遠くない位置で堆積したものであろう。 「石灰岩」中には海百合， ウニその他の化石がかなり多量に含まれる。 狐崎部層は後述するように Callovian～Oxfordian と考えられるので， この「石灰岩」は相馬層群の小池石灰岩（Kimmeridgian）よりも下位の層準にあたる。
本部層の頁岩から， [ アンモナイトの化石 ] Perisphinctes sp. cf.， P. ozikaensis FUKADA の産出が知られる。
牧の浜 砂岩部層（Mk）: 本部層は粗粒砂岩と頁岩の極厚層理互層によって特徴づけられ， しばしば礫岩を伴う。 牧の崎の西半部， 十八成 の西方の白浜海岸および網地島によく露出し， 牧の崎（上限は断層で不明）での層厚は 280 m である。 [ 本図幅の北西隣の石巻図幅地域内にある ] 模式地の石巻市 狐崎の東方の座石鼻 [ 位置不明 ] 付近での層厚は 380 m である。 本砂岩部層の極厚層理互層は， 一般に礫岩に始まり， 砂岩を経て頁岩に移化するような 上方細粒化型の小堆積サイクル を示す。 単位小堆積サイクルの厚さは 10～20 m が多く， 砂岩部の厚さがその約半分を占める。 この小堆積サイクルの内容は第 11 図のように理想化される。 すなわち下部より， 貢岩の偽礫に富む礫岩（a）， 斜交層理の顕著な粗粒砂岩（b） [ 以下の [注] 参照 ] ， 中粒砂岩（c）， 細～極細粒砂岩でしばしば漂移砂連式 斜交葉理の発達する砂岩最上部（d）， 砂岩から頁岩への漸移部である砂質頁岩（e）および頁岩（f）である。 ときに泥質基質および雲母に富む砂岩（b'）や， 頁岩中に細粒砂岩（e'）が発達する。 またサイクルの下底面は凹凸にとみ， 下位の頁岩とは常にシャープな境界をもって接する。 ときに sole marking を有することもあって， 小堆積サイクルの境に浸食作用のあったことを示している。 サイクル上部の頁岩中にはしばしば炭質頁岩を挟有し， 薄いレンズ状の石炭を含むこともある。
以上に述べた牧の浜砂岩部層における堆積型は， ALLEN（1964）の河川成を示唆する上方細粒化型組層（fining-upward sequence）に比較され， 単位組層中の「中粒砂岩よりも下部の礫岩および砂岩」（第 11 図の a～c 部）は 河川流路埋積堆積物， 細粒砂岩（d 部）は自然提防上の堆積物， そして主として頁岩からなる組層の上半部の部分（f および e' 部）は， はん乱原堆積物と考えられる（滝沢， 1973）。
牧の崎付近の本部層は， 上記の堆積型の典型的に発達する模式地付近と比較して， 上方細粒化型組層の内容は次の諸点で若干異なる。 第 11 図の a 部に相当する礫岩， とくに頁岩偽礫の発達が弱い。 斜交層理（b 部および c 部）および 漂移砂連式斜交葉理（d 部および e 部）の発達も弱いなどである。 さらに白浜の西方海岸（本部層の下半が発達）では， 上記の堆積型はほとんどみられず（上半部， 白浜の道路沿いでは発達）， 厚い砂岩層および礫岩層によって占められる。 白浜の西方の海岸の礫岩は牡鹿層群中で最も厚く， 厚さ約 30 m で， 礫径も他の層準の礫岩に比して大きく， 長径 30 cm 以上の巨礫を含む（第 12 図）。 この礫岩は花崗岩礫を多量に含み， 高橋（1962）によって「白浜礫岩」と呼ばれている。 礫種は花崗岩質岩を主とし， 他に石英斑岩・ 長石斑岩・ 珪質緻密岩（脈石英やチャ―トのホルンフェルス）・ ホルンフェルスなどで， 頁岩の偽礫を多く含む。 「白浜礫岩」は側方へ連続性（とくに北方に）に乏しく， 急激に消滅しており， 層理面にほぼ垂直な境界をもって砂岩に移り変わる部分もある。
本部層の頁岩からは， 牡鹿半島の多数の地点（主として石巻図幅地域）より植物化石の産出が報告されている （OISHI（1940）; 高橋（1941）; 大山（1954））が， 軟体動物化石は全く見いだされていない。
小積 頁岩部層（Kz）: 岩相上， 下位の牧の浜砂岩部層から漸移し， 中粒砂岩に始まり， 黒色頁岩を主とする海成層である。 [ 牡鹿半島の ] 牧の崎（の西部）や網地島の西岸に露出し， 厚さはほぼ 100～200 m である。 模式地は [ 本図幅の北西隣の石巻図幅地域内の ] 石巻市 小積付近の荻の浜湾の沿岸で， その北岸にはとくに本部層の下半部がよく露出する。 本部層の頁岩は， 岩質上は前述の侍浜頁岩部層の頁岩によく似ており， 数 10 cm～1.2 m の単位で成層している。 しかし， 侍浜頁岩に比して砂岩のはさみに富み， 団塊に乏しいこと， そして全層厚が薄いなどの点で異なる。 本部層の上半部は砂岩層を頻繁に挟有し， 薄層理～中層理頁岩砂岩互層を形成している。 本頁岩部層の下部の砂岩からは， 牡鹿半島のほぼ全域にわたって Myophorella orientalis を， 頁岩からは Perisphinctids の類を産する。
福貴浦 頁岩砂岩部層（Fk）: 荻の浜累層の上部にあり， 小積頁岩部層から岩相的に漸移して， おもに頁岩砂岩の薄層理～中層理有律互層からなる。 牧の崎の西端， 十八成浜の東岸， 十八成浜の北方のコバルト・ライン， 太田峠付近， 網地島の西岸などによく露出するが， 上記の内で牧の崎では本部層の下部（第 13 図）が， 他の場所では中～上部がみられる。 層厚は十八成浜において 600～650 m と見積られる。 模式地は [ 本図幅の北西隣の石巻図幅地域内の ] 石巻市 福貴浦付近であるが， そこでは上限不明である。
頁岩砂岩互層における砂岩層の厚さは 5～100 cm が多く， ときに 5 m 前後の厚さの砂岩を挟有する。 砂岩は細粒～中粒のワッケ質であり， 一般に級化層理を示す。 単層の上部に平行葉理がよく発達し， コンボリュート葉理もしばしばみられる。 ソール・マークの発達は少なく， 砂岩底面は平滑の場合が多い。 頁岩には 斜交葉理細粒砂岩～シルト岩薄層または葉層（厚さ 1 cm 以下）が発達することが多く， 特徴ある縞状を呈する。 砂岩の上面や頁岩中に生痕化石がよくみられる。 本部層の下部の頁岩中には石灰質団塊もみられる。 頁岩砂岩互層は砂岩優勢相にはじまり， 次第に頁岩の量を増し， 数 m 厚の頁岩に終わる厚さ 40～60 m の単位での小堆積サイクルを示す。
層相は大原背斜を境にその西側と東側で異なり， また， 南縁部も別な層相を示す。 模式地を含む西側では， 頁岩または薄層理頁岩砂岩互層に富むのに対し， 大原背斜の東側では， 砂岩に富み， 中層理砂岩頁岩互層が卓越する。 南縁部（網地島の西岸）では級化層の発達に乏しく， 砂岩の成層単位はより厚く， 頁岩も砂質であり， 他の地域に比してより多くの化石を含む。 本部層の岩相は， 狐崎砂岩頁岩部層のものに酷似するが， 後者に比して頁岩に富み， 砂岩がより細かい点などで相違がある。 最上部の厚さ 40～50 m の部分は， 粗粒一部細礫質砂岩を挟有するなど全体として粗粒になる。
本部層には， 牡鹿層群中で最も良く小褶曲が発達している。 小褶曲の好例は牧の崎の西端の海岸において観察される。
本部層からの化石は， 網地島の西岸において比較的多くを産するほかは， 一般にまれである。 網地島の西岸からは４層準より次の二枚貝およびアンモナイトを産する。
これらのうちアンモナイトの時代について， SATO and TAKIZAWA（1970）は Uppermost Jurassic の可能性を指摘している。
本層は十八成浜の西岸の防波堤付近にのみ分布し， 層序的位置ならびに時代の明確でない後期中生層である。
本層は 領石 フォ―ナの代表種（HAYAMl and NAKANO， 1965）として知られる Protocyprina naumanni (NEUMAYR) を産し， 従来は鮎川累層の一部（白亜系）とみなされてきた。 ただし， 小貫（1969）はこの化石を産出する層準を含めて， 十八成浜の西岸から同 東岸に至る厚さ約 700 m の地層を「十八成層」 [ 以下の [注] 参照 ] （白亜系）とし， 鮎川累層の下位にある地層とした。 いっぽう， TAKAHASHl（1969）は， 高橋（1962）および小貫（1969）の「十八成層」を鮎川累層に含めている。
岩相は泥質細粒砂岩を主とし， 中粒砂岩および頁岩をはさむ。 上部は黒色頁岩からなり， その上限は海中に没し不明である。 露出する層厚は約 30 m 位であるが， 多数の岩脈に貫かれたり断層の発達するため， 下限は不明である。
構造は， 走向 20～30°E， 傾斜 85～90°E で東上位， 一部逆転している。 本層の見掛け上の下位（西側）には牧の浜砂岩部層が， 走向方向の北への延長には小積頁岩部層が， 見掛け上の上位には福貴浦頁岩砂岩部層があって， 十八成層周辺にあるこれら３部層の構造は走向には大差ない。 傾斜は牧の浜砂岩部層が 65～70°E に， 小積頁岩部層は本層とほとんど同じく 85～90°E， 福貴浦部層が 60～75°E とそれぞれ若干異なる。
化石は十八成の西岸の防波堤の南より次のような化石を産する（鑑定は速水格博士による）。
Protocyprina naumanni (NEUMAYR) は日本の各地の下部白亜系， とくに高知統によく知られている。 しかし， 十八成層の層序的位置は， その分布および構造的関係からみて， 小積頁岩部層の一部とみなせないこともない。 この矛盾は現在では未解決なので， ここでは仮に， 時代未詳の後期中生層として分離した。
鮎川累層は， 牡鹿層群の上部にあり． 牡鹿半島の南東部および田代島・網地島など本地域内にその大部分が分布する。 おもな分布域は， 新山浜 から鮎川浜の周辺を経て， 網地島の南東部にかけての 新山 向斜内にある。 西側の荻の浜向斜では田代島にのみ， 本累層の中～上部が露出する。 本累層の下部と上部は粗粒アルコ―ス砂岩によって， 中部は海成黒色頁岩によって特徴づけられ， ４部層に分けられる [ 以下の [注] 参照 ] 。 すなわち， 下位より， 清崎砂岩部層（Ky）， 小長渡 砂岩頁岩部層（Kb）， 長渡 頁岩部層（Ft）およびドウメキ砂岩部層（Dm）に区分される。 全層厚は新山向斜において約 1,900 m である。 上位の山鳥累層とは不整合関係にある。 この不整合 -- 先 山鳥不整合 -- による本地域の北東部における地層の欠除は， 南側の網地島に比して， 本層の上半２部層を欠き， 約 1,000 m にも達する大きなものである。 本累層の地質柱状図を第 14 図， [ 後述する「小長渡砂岩頁岩部層」の項で示す ] 第 18 図および [ 後述する「ドウメキ砂岩部層」の項で示す ] 第 23 図に示す。
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本累層の構造は， 鮎川浜の周辺から網地島の南東部における主分布域では NNE - SSW の走向と， 70～90°東に傾斜する同斜構造を示すが， 北部の新山浜付近では向斜軸を境に， 走向 NW - SE， 西傾斜へと転じ， 山鳥累層とは若干交叉する関係にある。 新山向斜の軸部付近においては， 断裂が著しく， 走向と傾斜の乱れが激しい。 [ 鮎川浜の北方 2 km の ] 鬼形 峠より [ その北東方 1.5 km の ] 新山浜にかけては， しばしば逆転構造を示す部分もある。 大原背斜より西側の荻の浜向斜内の田代島には， 本累層の下部を除く３部層が分布し， 単一の向斜をなしている。 向斜軸は南に 15°以上沈下し， 向斜の西翼が東翼に比してより急傾斜であり， 50～80°E の傾斜で， 下位の層準ほど緩い傾向にある。
田代島の砕屑岩層 （層厚 900～1,000 m）の層序的位置については， 従来は 鮎川累層の下位の小積層の同時異相（深田（1951）; 湊（1953）の付表から引用） または 荻の浜層の一部（小貫（1969）; TAKAHASHI（1969））とみなされてきたが， 筆者は先に同島の砕層岩層を２分し， その下半を小積頁岩部層， その上半を鮎川累層の下部層に対比した（TAKIZAWA． 1970）。 しかし， その後， 牡鹿層群全体の砂岩組成を検討し， 田代島の北部を再調査した結果， 同島の砕屑岩層はすべて鮎川累層に含まれるという見解に達した。 すなわち， 同島の粗粒砂岩は 最下部（北端部に分布）より最上部に到るまで 多量（5～30 %）の珪長質火山岩片を含有する（ [ 後述する「鮎川塁層の砂岩組成」の項に示した ] 第 26 図参照）。 牡鹿半島では， 珪長質火山岩の岩片および同質の礫の層序的出現が， 鮎川累層の小長渡部層（最下部白亜系）からであって， それより下位には見いだされない。 また， 鮎川累層の長渡頁岩部層の最下部に発達する凝灰質砂岩に比較される細粒凝灰質砂岩が， 田代島の北端部において見出されることが判明した。 これらの事実に注目して， 同島の砕層岩層（主向斜を構成する部分）について， ① 下部の粗粒砂岩部は鮎川累層の小長渡砂岩頁岩部層に， ② 中部の砂質頁岩を主とする部分（約 200 m 厚 ; Myophorella orientalis KOBAYASI and TAMURA， Amphidonte sp. それに腕足貝などを多産）は鮎川累層中部の長渡頁岩に， ③ 上部の硬質粗粒砂岩部は鮎川累層上部のドウメキ砂岩に， それぞれ対比するのが妥当である。 なお． 田代島の南東端の 凪の間 地塊は頁岩砂岩の有律互層および無層理頁岩からなり， 以上に述べてきた田代島の主向斜をなす砕屑岩層とは破砕の強い断層帯で接している。 この凪の間地塊の地層は， 岩相的に牡鹿半島に類似層を求めると， 福貴浦頁岩砂岩（一部は小積頁岩の可能性あり）に比較するのが妥当であろう。
清崎 砂岩部層 （Ky）: 粗粒アルコ―ス砂岩と灰色～黒色の頁岩を主とし， 部分的に礫岩を伴う。 頁岩からはときに植物化石を産するが， 海生動物化石は全く見いだされない。 鮎川の南西方の清崎海岸に模式的に発達し， 半島部では一般に地形的な高まりを形成している。 [ 鮎川浜の北西方 500 m の ] 鮎川石峠周辺， [ 鮎川浜の北方 2.5 km の ] 太田峠の東方の沢（太田沢）， コバルト・ライン（有料道路）， [ 新山浜の東方の ] 厚井崎 付近ならびに網地島の南西岸などにもよく露出する（第 14 図）。
本部層の層厚は清崎海岸で 640 m を有し， 岩相上から５つの細分層（Ky1～Ky5）に分けられる。 このうち３つの細分層は砂岩が優勢であり， 他は頁岩からなる。 砂岩は大部分が花崗岩物質に由来すると推察される砂粒を主とし， 少量のチャート片を含むが， 鮎川累層の他の部層に普遍的に見いだされる珪長質火山岩の岩片は認められない。 粗粒砂岩には， しばしば斜交層理が発達する。 淡緑色の珪長質凝灰岩， または黄灰色の凝灰質頁岩（?） [ 以下の [注] 参照 ] が本部層の下半部に数層準挟在する。
Ky1 : 数 m の単位で成層する極厚層理粗粒砂岩を主とし， 灰色～暗灰色頁岩を少量挟む。 砂岩は無層理・塊状のことが多く， ときに斜交層理が発達する。 砂岩単層の下底はシャープであり， 上方に細粒化して頁岩に漸移する。 本細分層の砂岩のかなりの部分は石英質砂岩である（ [ 後述する「鮎川塁層の砂岩組成」の項に示した ] 第 26 図参照）。 風化して白色を呈する。 淡緑色の珪長質凝灰岩を２枚挟有する．
下位の荻の浜累層（福貴浦頁岩砂岩部層）との接触関係は諸所で観察され， 岩相は中層理互層から極厚層理互層へと急変する。 しかし， 福貴浦部層の最上部は主部に比較して， 中層理互層における砂岩量の増大と， 砂岩の粗粒化（部分的に細礫質砂岩あり）とがみられ， 清崎砂岩部層の Ky1 に特徴的な優白色粗粒砂岩をも挟有する。 この傾向は分布の南側ほど顕著であり， 網地島西岸では， 福貴浦部層の最上部の中層理互層における砂岩比が清崎や厚井崎に比して多く， 頁岩も粗い。 そして Ky1 の基底砂岩の下底は， 荷重痕あるいは流痕に起因するものと考えられる凹凸に富み， 砂岩下部に多量の頁岩偽礫を伴う。 清崎海岸では下位層の中層理砂岩頁岩互層から Ky1 の厚い塊状砂岩に急変する。 北方の厚井崎付近（本地域の北縁から約 400 m 北側の露頭で寄磯地域に入る）では， Ky1 の基底は下位層と 15～20°の斜交関係をもって浸食面をなしている（第 15 図）。 この斜交は同時浸食谷構造（channel structure）に由来する可能性が強い。
以上要するに， 下位の福貴浦頁岩砂岩部層と清崎砂岩部層の Ky1 の岩相推移はかなり急激であるが， 詳しくみると砂岩の性質などに類似性も見いだされ， 不整合とみなす根拠は見いだされない。 清崎砂岩部層は， 全体を通じて海生化石を全く産していないことや， 層相の全般的特徴から陸成層である可能性が強い。 したがって， Ky1 は下位層の海成堆積物から急速な海退を経て， 陸成堆積物（?）に移化する際の堆積物とみなされる。
Ky2 : 灰色～暗灰色頁岩からなり， 葉理または層理の発達が比較的良好で， 30 cm 以下の砂岩層を少量挟む。 ときどき非常に細粒な粘土頁岩を挟有する。 本細分層の中～上部からは Cladophlebis その他の植物化石を産する。 南側の網地島では全体として粗くなり， 泥質細粒砂岩か砂質シルト岩が多く， 淘汰不良の上に葉理の発達に乏しい。 清崎海岸ではときに小規模なスランプ構造が， 厚井崎においては不規則形の多少の石灰質の団塊が発達する。
Ky3 : 粗粒砂岩の優勢な極厚層理砂岩頁岩互層で， 一部に礫岩を伴う。 砂岩単層は 3～8 m の厚さをもち， 上方細粒化によって特徴づけられる。 砂岩から上位の頁岩には漸移的であり， 頁岩から上位の砂岩にはシャープな境界をもって急変する。 この上方細粒化を示す組層は， 典型的には下から上に向かい， 次のように粒度と堆積構造が変化する。 すなわち， 砂岩下底は荷重痕または流痕をもち， 最下部に礫岩（細礫のことが多い）が発達し， 頁岩偽礫を含む。 砂岩の主部は粗粒砂に極粗粒砂を混じて， 多くの場合， 大型の斜交層理（セット厚 30 cm 以上）を示す（第 16 図）。 砂岩は上方に粒度を減じるとともに斜交層理の規模も小さくなり， 細粒砂岩さらに砂質シルト岩の薄い部分を経て， 頁岩に漸移する。 このような上方細粒化型組層は牧の浜砂岩部層にも見いだされたが， 本部層のものは細粒砂岩の発達が弱い。
砂岩は長石質アレナイトで， 基質が少ない。 有色鉱物は非常に少なく， 風化して帯黄白色， 部分的に赤色を呈す。 頁岩は灰色～灰黒色， 一部は帯黄青灰色を呈す。 この帯黄青灰色頁岩は塊状で葉理はほとんど発達せず， スレート劈開の発達具合も他の頁岩に比して弱いなどの点で， 通常の頁岩とやや異質である。 この種の頁岩は細粒の火山灰起源の可能性がある。 このような頁岩は Ky4 にも発達する。
Ky4 : 粗粒砂岩と頁岩の極厚層理互層によって特徴づけられるが， 同様な岩相である Ky3 と比較して， 砂岩が 5～20 m とより厚く， 上方細粒化組層を示さないなどの点で相違する。 斜交層理はあまり発達せず， 砂岩は無層理塊状である。 砂岩層の上面および下底はシャープな境界をもって頁岩と接することが多く， このような地層にあっては地層の上下の判別は難しい。 砂岩は長石質アレナイトで， 淘汰はよくない。 頁岩は砂質ないしシルト質のことが多い。 ３枚ほど暗黒色炭質頁岩が発達し， 植物破片を多量に含有する本細分層の上部には， Ky3 と同様な上方細粒化型組層によって示される砂岩および頁岩が発達する。 最上部の頁岩より植物化石を産出する。
Ky5 : 灰色～暗灰色頁岩ないしシルト岩からなる。 牡鹿半島の南岸では葉理および層理の発達に乏しいが， その北岸の新山浜付近ではややよく発達する。 網地島の北東岸においては， 本細分層の上部に２つの同時浸食谷構造（channel structure）がみられる（第 17 図）。 その充填堆積物は中粒砂岩からなり， 斜交層理を示す。
清崎砂岩部層からは動物化石は産しない。 藤（1956）により植物化石の研究がなされている（第 3 表）。 藤の植物化石産地の２地点は Ky2 および Ky4 にあたる。
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小長渡 砂岩貢岩部層（Kb）: 珪長質火山岩礫を多量に含有する基底礫岩に始まり， 主として極厚層理の粗粒砂岩と黒色頁岩よりなる。 砂岩は本地域の南側（網地島）および西側の田代島によく発達し， 頁岩は北側の牡鹿半島に優勢である。 砂粒として火山岩片を多量に含有することを特色とし， この点で下位の清崎砂岩部層と区別される。 網地島に連続的によく露出し， そこでは約 400 m の層厚を有し， 以下のように４つの細分層に分けられる（第 18 図参照）。
Kb1 : 礫岩および砂岩からなり， 珪長質火山岩（流紋岩～安山岩）の礫および岩片を相当量含有する。 礫岩は基底部に 0.5～1 m の厚さで発達するほか， 砂岩中に 2～3 枚挟在する。 火山岩礫は最大長径 35 cm で， 8～15 cm の礫が多量である。 ほかに花崗岩類や珪質岩の礫が 30～40 %， ときに長石質アレナイト砂岩の礫も含まれる。 この礫岩および砂岩は網地島のほか鮎川中学の下の海岸， 鮎川の役場うらの崖などに露出し， 目立つ存在である。 新山浜のさん橋際では， 礫は密集せず砂岩中に散点している。
Kb2 : 砂岩および頁岩の中層理または厚層理互層からなる。 中層理互層は分布のより北側に発達し， 級化層理を示すことが多い。 厚層理互層は網地島に発達し， 砂岩の厚さは 1～3 m で， 頁岩とともに生痕化石がよく見いだされる（第 19 図）。
Kb3 : 黒色砂質シルト岩を主とし， 浅海生軟体動物化石を多産する。 網地島では， 本細分層の上部に淘汰良好な厚層理中粒砂岩が発達するが， 北方に向って尖滅する。 またシルト岩も北方に向かい頁岩に移化する。
Kb4 : 粗粒砂岩と頁岩との極厚層理互層よりなるが， 岩相の側方変化が著しい。 網地島では， 本細分層の厚さがとくに大きく， 砂岩もよく発達する。 極厚層理互層は， しばしば上方細粒化型の粒度変化を示し， 頁岩は灰黒色または青灰色を呈し， 炭質頁岩を挟さむなど， 清崎砂岩部層の Ky3 の岩相に酷似する。 網地島でよく発達するこの極厚層理互層は， 鮎川浜より北側では黒色頁岩が優勢であって， 粗粒砂岩は半減している。 鮎川浜より北側の頁岩からは数地点において海生軟体動物化石を産するのに対し， 網地島の本細分層はその種の化石を含まず， 層相からも非海成の可能性が強い。
田代島の北西端に露出する砂岩頁岩極厚層理互層は， 岩相上は網地島の Kb4 に酷似する。 そこでは直径 30 cm の珪化木片を含んでおり， 炭質頁岩を多く挟有し， 頁岩が黒色でなく黄灰色を呈するのが特徴である。
小長渡砂岩頁岩部層からの産出化石は第 4 表のようであり， 鮎川累層中で種類・個体数ともに最も多い。 本部層から産出するアンモナイト（Thurmanniceras sp. および Berriasella sp.）により， 最下部白亜系 Berriasian に対比される。
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長渡 頁岩部層（Ft）: 本部層は小長渡砂岩頁岩部層より漸移し， 葉理または層理のよく発達した頁岩および薄層理頁岩砂岩互層を主とする。 網地島の 長渡 の南北両岸に模式的に発達する。 牡鹿半島では， 鮎川浜から新山浜の南部にかけて分布するが， 露出状況はよくない。 西側の田代島にも分布し， そこでは， 上記の東側地域に比較して頁岩・砂岩ともに粗く， 化石に富む。 層厚は網地島の南岸で 620 m， 田代島では約 200 m である。
本部層は岩相上から下部・主部・上部に大別される。 主部は泥質フリッシュ型の地層で， 薄層理頁岩または薄層理頁岩砂岩互層によって代表される。 級化層がよく発達し， しばしばソール・マークがみられる。 またスランプ構造が顕著である。 下部および上部は比較的砂岩に富む。
[ 第 4 表に示したように ] 化石は網地島の長渡部落の中央部付近（通称 中正路 [ 読み方および位置不明 ] ）よりアンモナイト（Kilianelle sp.）， 田代島の西岸より Myophorella (Promyophorella) orientalis KOBAYASHI and TAMURA， Amphidonte sp. cf. "Exogyra" kumensis TAMURA などの二枚貝のほか， 腕足貝をかなり豊富に産する。 高橋（1967 ; 小貫（1969）より引用）は， 鮎川浜の北方の貯水場付近より Lyticoceras sp.， Sarasinella aff. hyatti (STANTON) その他を報告している。
下部 は砂質頁岩にはじまり， 中層理砂岩頁岩互層を経て， 中～厚層理頁岩に漸移する。 頁岩は下位から上方に向けて漸次 細かくなる。 基底の砂質頁岩は多量の生痕化石を含有し， 不鮮明な成層をなす。 砂岩頁岩互層の砂岩は凝灰質であり， ときにチャ―ト様の優白色の珪質緻密岩を挟有する。 この凝灰質砂岩は級化層理を示す。 中層理～厚層理頁岩はやや珪質な部分があり， その上部で葉理の発達が徐々によくなり， 主部に漸移する。
主部 は頁岩を主とし， シルト岩ないし細粒砂岩薄層を頻繁に挟有する泥質フリッシュ型の地層である。 シルト岩ないし細粒砂岩薄層には２つのタイプがある。 １つは級化層理が発達し， しばしばソール・マークを有するもの， 他は斜交葉理の顕著な発達によって特徴づけられ， 級化層理はまれなものである。 ほかに厚さ 5～30 cm で， 基質が炭酸塩鉱物（方解石またはドロマイト）からなる炭酸塩質砂岩が挟在する。 長渡頁岩部層の主部は全般的にスランプ層が著しく， 全層厚に対して約 10 % を占める。 スランプ構造の型は， 過褶曲型とスランプ・ボール（slump ball）の両型が著しい（第 20， 21 図）。 スランプ層の単位層厚は 2 m 以下の小規模なものが多い。 スランプ構造から求められる堆積当時の古海底斜面は西から東に傾斜して， ほぼ南北方向の走向を有していたと推定される。 これに対し， ソール・マークによって示される古流向は南から北に向っている。
上部 は， 主部の薄層理， または葉理の発達良好な頁岩優勢の岩相から漸移して， 無層理塊状のシルト質頁岩および斜交層理を伴う細～中粒砂岩からなる。 シルト質頁岩には主部と同様なスランプ構造が認められる。 砂岩は淘汰良好で泥質基質に乏しいアレナイトである。 しばしば漂移砂連式砂岩薄層が発達する。
ドウメキ [ 涛波岐 ] 砂岩部層（Dm）: 本部層は牡鹿層群の最上部を占め， 火山岩類からなる山鳥累層によって不整合に被覆される。 岩相は粗粒長石質アレナイトを主とし， 少量の礫岩と頁岩を伴う（第 22 図）。 砂岩は下位の清崎砂岩部層（Ky）の砂岩に酷似するが， これとは珪長質火山岩の岩片を多量（10～30 %）に含有することによって識別される。 砂岩はしばしば礫質であり， 比較的大型の斜交層理がよく発達する。 珪長質凝灰岩を３枚挟在する（厚さ 1.5～3 m）が， いずれも細粒で薄緑色を帯びている。 本部層は鮎川浜の南方海岸沿い， 網地島のドウメキ岬付近， および田代島の南岸によく露出する。 しかし， 本地域の北東部の新山浜～小山崎間の海岸や， コバルト・ライン（有料道路）の切割には露出せず， 下位の小長渡頁岩部層または長渡頁岩部層が山鳥累層と直接している。 したがって， 本地域の北東部では， 山鳥累層の堆積前にドウメキ砂岩部層は削剥されたものと考えられる。 層厚は網地島で 330 m 以上， 田代島では約 700 m である（第 23 図）。
本部層の層相は， 上半部と下半部で若干異なる。 下半部は頁岩のはさみを有し， 砂岩と共に極厚層理互層をなす。 互層は一般に上方細粒化型組層（前述）を示す。 組層の単位層厚は 5～10 m で， 頁岩の偽礫を含む礫岩に始まり， 数 m 厚の粗粒砂岩を経て， 砂岩上部は細粒でしばしば漂移砂連式斜交葉理を示し， シルト岩に漸移する。 組層の基底は， 常にシャープな境界をもって下位の頁岩と接し， しばしばソール・マークを有する。 このソール・マークによって示される古流向は南から北への流向が卓越している。 斜交層理は本部層の下半部では部分的に顕著な発達をみるが（第 24 図）， 上半部ほどに多くはない。 頁岩は一般に暗灰色～灰色で， 風化して黄土色を呈する。 炭質頁岩はまれであるが， 植物破片をときどき含む。
本部層の上半部では頁岩のはさみは非常に少なく， 厚層理一部中層理（1 m 以下の成層単位）の粗粒砂岩よりなる。 砂岩はしばしば礫質で， とくに田代島では礫の量・大きさともに東側の鮎川・網地島の本部層に比較して優勢である。 礫は珪長質火山岩（デイサイトないし流紋岩）を主とし， 最大長径 75 cm に達する。 砂岩の大部分に斜交層理が発達する。 田代島における本部層上半部砂岩の成層状態を第 25 図に示す。 一部の礫岩は砂岩層の最上部に発達することもある。
本部層と下位層との接触関係は網地島の南東部の海岸でよく観察される。 そこでは， 本部層基底の礫岩が下位の長渡頁岩部層の黒色頁岩と若干の凹凸を示す面をもって接する。 この関係は岩相の急変から従来は不整合とみなされていた（小貫（1969） [ 以下の [注] 参照 ] ）。 問題の礫岩層の下底面には流痕（flute cast ; 南 → 北の流れを示す）がみられる。 この下底面の凹凸は小規模な海底同時浸食と荷重変形に由来する可能性が強い。 そうだとすれば， ドウメキ砂岩部層と長渡頁岩部層との関係は不整合ではなかろう。
本部層からは動物化石を全く産しない。 植物破片が頁岩中および砂岩層底面に見いだされることがある。 本部層の堆積環境は， 前述したような上方細粒化型の堆積型の存在によって示されるように， 一部は河川成と推察され， 全体的に陸成層の可能性がある。
鮎川累層の砂岩組成 : 鮎川累層には， 長渡頁岩部層を除く３部層において， 粗粒砂岩が顕著に発達する。 この粗粒砂岩について地層対比の一助とすべく鉱物組成を調べ， 測定にはカリ長石を染色した。 第 26 図にその結果を層序的に配列して示した。 長渡頁岩部層には粗粒砂岩はほとんど存在せず， 細粒砂岩が大部分なのでここでは省いた。
砂岩組成の層序的に下位から上位に向けての変化をみると， まず下部の清崎砂岩部層（Ky）では， 大勢において岩片の少ないやや長石質な砂岩（アレナイト）によって代表される。 しかし． Ky1 では石英質砂岩が発達する。 そして上方に向けて， 長石の量が増大する傾向を示す。 長石はカリ長石が優勢で， 斜長石は風化変質が著しい。 小長渡砂岩頁岩部層（Kb）は， すでに述べたように火山岩礫を多量に含有する礫岩をもって始まるが， 砂岩の組成上， 下位の清崎砂岩部層に比較して岩片とくに珪長質火山岩の岩片の出現が特徴である。 これに伴い斜長石量も飛躍的に増大し， 新鮮な斜長石が見受けられる。 火山岩片の量は上方に向けさらに増大し， ドウメキ砂岩（Dm）では平均 20 % に達する。 火山岩片の増大とともに， 斜長石にはますます新鮮なものが目立つ。 火山岩片は， 一般に， 石英・長石より粗粒なものが目立ち， しばしば細礫である。
田代島の砕屑岩層のうち， 東南端の凪の間地塊を除く主向斜にあっては， 下部と上部とに顕著な粗粒砂岩が発達し， それらは珪長質火山岩片を多量に含有している。 同島の上部では同質の火山岩礫を多量に含んでいる。 このような珪長質火山岩の岩片の存在によって， 同島の砕屑岩層は牡鹿半島での鮎川累層の中～上部に対比される。
鮎川累層の粗粒砂岩は泥質基質に乏しく， 大部分がアレナイトであることが特徴である。 斜交層理の顕著な発達， そして雲母片のあまり多くないことなどを考慮すると， 水流の作用の強い条件下の堆積を示唆している。 同時に砂粒の円磨度は不良であり， 一部を除いて砂粒の淘汰も余り良好ではなく， 組織的な面からも， 急速な堆積条件が支配的であったと考えられる。
砂岩組成から後背地の岩石を推察してみると， 清崎砂岩部層の供給源としては花崗岩質岩石， それも圧砕性の花崗岩が多かったと推察される。 岩片には少量のチャ―トも見いだされるが， 堆積岩類は後背地にあったとしても， きわめて従属的であったとみなされる。 小長渡砂岩頁岩部層より上位では， 珪長質火山岩が花崗岩質岩を次第に凌いで優勢になったであろう。 しかし， 花崗岩質岩は削剥しつくされることなく後背地に存在していたことは． 火山岩礫と共に花崗岩礫がかなり見いだされること， 徴斜長石や著しい波動消光を示す石英が火山岩片と共存することなどから裏づけられる。
従来の層序区分と本図幅地域で行なった層序区分との比較を第 5 表に示す。 本地域での層序区分は牡鹿半島全体での区分に従っており， 基本的に TAKIZAWA (1970) を踏襲した。 ただし， 鮎川累層を４部層に改変した。 十八成 層は牡鹿層群中に含まれるが， 層序的位置ならびに時代は明確でない。
| 年代層序区分 |
稲井・高橋（1940）
高橋（年）（1940） | … |
TAKIZAWA
（1970） |
滝沢（本編）
（1973） | ||||||
| … | ||||||||||
牡鹿層群の年代を決定するのに有効なアンモナイトを次に掲げる。 おもに TAKAHASHI (1969) ほかの資料を引用したが， それぞれの産出層準は本稿の層序区分によった。
| 月の浦累層 | |||
| Normannites (ltinsaites) sp. cf. N. (I.) itinsae (MCLEARN) | (1) | ||
| Stephanoceras sp. cf. S. plicatissimum (QUENSTEDT) | (1) | ||
| Parkinsonia sp. | (2) | ||
| 萩の浜累層 | |||
| （下部 : 狐崎砂岩頁岩部層） | |||
| Bullatimorphites sp.（Sphaeroceratinae gen.et sp. indet of SATO（1962）） | (2) | ||
| Choffatia (?) oginohamaensis TAKAHASHI. | (2) | ||
| Pseudoperisphinctinae gen. spp. | (2) | ||
| Perisphinctes (Kranaosphinctes) sp. cf. matsushimai YOKOYAMA | (3) | ||
| Perisphinctes (Kranaosphinctes) sp. | (3) | ||
| （中・上部 : 小積頁岩部層または福貴浦頁岩砂岩部層） | |||
| Perisphinctes (Perisphinctes) ozikaensis FUKADA | (4) and (2) | ||
| Perisphinctes (P.) sp. aff. ozikaensis FUKADA | (4) | ||
| Perisphinctes (Kranaosphinctes) sp. cf. matsushimai YOKOYAMA | (2) and (5) | ||
| Perisphinctinid. gen. et sp. indet. | (2) and (5) | ||
| Discosphinctes sp. cf. kiritaniensis (SATO) | (2) | ||
| Discosphinctes sp. | (2) | ||
| Lithacoceras onukii TAKAHASHI | (2) | ||
| Ataxioceras sp. | (2) | ||
| Aulacostephanus (Pararasenia) sp. | (2) | ||
| Virgatosphinctes sp. aff. communis SPATH | (2) | ||
| Aulacosphinctoides ? sp. | (2) | ||
| Aspidoceras. sp. | (2) | ||
| 鮎川累層 | |||
| Berriasella sp. | (5) | ||
| Thurmanniceras sp. cf. T. isokusensis (KOBAYASHI and FUKADA) | (5) | ||
| Kilianella sp. | (5) | ||
| Lyticoceras sp. | (6) | ||
| Sarasinella sp. aff. hyatti (STANTON) | (6) | ||
以上のアンモナイトから牡鹿層群の年代について述べる。 同層群の最下部（月の浦砂岩部層）はジュラ紀中部 Middle Bajocian の存在が確実である。 また， 上記３種のアンモナイトを産する層準は月の浦砂岩部層の最上部にあり， その下位には， Inoceramus sp. や Vaugonia kodaijimensis と Kobayashites hemicylindricus などを産出する２つの化石帯が存在し， さらに月の浦砂岩部層が２堆積輪廻を有することなどを考慮すると， 牡鹿層群の下限は Lower Bajocian の可能性がある。 ちなみに牡鹿層群とともに中東列に属している気仙沼地方の唐桑層群の下部からは， Stephanoceras sp. cf. S. plicatissimum (QUENSTEDT) のほかに Sonninia sp. cf. S. corrugata (J. de C. SOWERBY), Pelekodites (Spatulites) spatians (BUCKMAN) その他が産出しており， Lower and Middle Bajocian と決定されている（SATO, 1972）。
一方， 牡鹿層群の上限は少なくとも白亜紀最下部の Berriasian に及ぶことが確実であるが， TAKAHASHI（1969）および小貫（1969）の指摘するように， Valanginian に及ぶ可能性が強い。 本邦の年代層序区分に比較すると， 高知統の上部階に相当する。
萩の浜累層の年代は， TAKAHASHI（1969）の Bullatimorphites sp. および Choffatia (?) oginohamaensis TAKAHASHI が Callovian を指示するという見解に従い， 同累層の下限を Callovian とした。 同累層の代表的なアンモナイト Perisphinctes の類は ほぼ Oxfordian を指示している（FUKADA（1950）ほか）。 また Discosphinctes， Lithacoceras， Ataxioceros などは Kimmeridgian を， Virgatosphiatoidgs， Aulacosphinctoides ? 等は Tithonian を示すという（TAKAHASHI， 1969）。
鮎川累層の下限の時代は， 同累層下部の清崎砂岩部層から動物化石を産しないので， 正確には決められない。 同部層から産する植物化石（第 4 表）について， 藤（1956）は， 手取型・領石型両植物群の要素が混在しながらも， 上部ジュラ紀の手取型により近縁であるとしている。 上位の小長渡部層は明瞭に Berriasian に対比され， 気仙沼地域の磯草・長崎層（神戸・島津， 1961）と同時代である。 気仙沼地域の予察によれば， 磯草・長崎層の下位にある 小々汐 層（Tithonian） の岩相は清崎砂岩部層に酷似しており， 最上部に珪長質火山岩礫を含む礫岩を挟在している。 気仙沼地域の上記２層を含む唐桑・鹿折両層群は， 牡鹿層群と構造発達史上 密接な関係にある（山下， 1957）ことから， この種の礫岩は小長渡部層のそれに対比されよう。 以上のことから， 鮎川累層の下限は最上部ジュラ系（Upper Tithonian）と考えられる。
なお， 本図幅地域には牡鹿層群の最下部は露出せず， 大原浜付近で侍浜頁岩部層の上半部が分布する。 その地質時代はほぼ Lower Callovian と推察される。
牡鹿層群は下位にある三畳系・古生界とともに強く褶曲している。 その褶曲軸は NNE - SSW ないし N - S の方向を示し， これと調和して地層の走向も NNE - SSW ないし N - S 方向を有する。 地層の傾斜は一般に急傾斜で 60°以上のことが多い。 とくに大原背斜の東側においては， 鮎川累層と山鳥累層の大部分は 70°以上の急傾斜の構造を有し， 一部逆転しており， 萩の浜累層はこれよりやや緩い 50～70°の傾斜を示している。 大原背斜では地層の傾斜はかなり緩く， その東翼は 50°以下， 同背斜の南方延長と考えられる網地島の北西部では一層緩く， 30°以下の傾斜を示す。 大原背斜の東側に分布する地層は， 明らかに層序的に上位にある地層ほど急傾斜を示す構造が特徴である。
褶曲 : 牡鹿層群は全般的に複雑な褶曲構造を呈すが， 基本的に３つの向斜を擁する復向斜構造を形成している。 それぞれの向斜における褶曲軸はいずれも南方に沈下し， 南側に向かい順次上位の地層が分布する。 ３つの向斜は東側より 新山 向斜， 小積峠 向斜， 荻の浜 向斜と呼ぶ（第 6， 27 図）。 新山向斜と小積峠向斜は大原背斜によって境され， 小積峠向斜と荻の浜向斜は 焼山崎 断層 [ 読み方不明 ; やけやまざき ? ] によって境される。 新山向斜の東翼は金華山瀬戸断層によって断たれ， また海中に没しているため， 露出は不完全であるが， ３つの向斜での中で最も規模が大きい。 小積峠向斜は南側に幅狭く， 北側に向かうにしたがい拡大する。 牡鹿半島の北方域外の女川町 出島および尾浦付近に分布する牡鹿層群（月の浦累層のみ）は， 構造的に小積峠向斜の延長にあると考えられる。 西側に位置する荻の浜向斜では． 牡鹿層群によって不整合に被覆される三畳系 稲井層群との関係が観察される。 荻の浜向斜の西翼には， 比較的低角度（45°前後）の東に傾斜した衝上性逆断層が数本発達する。 田代島の鮎川累層によって占められる向斜部は． この荻の浜向斜の南側延長と考えられる。 そして， 同島の東南部にあって， 鮎川累層と荻の浜累層とを画する断層帯は， 焼山崎断層に相当すると考えられる（第 6 図参照）。
牡鹿層群には上述の３つの向斜に代表される規模の大きい褶曲のほかに， 波長の短い中～小規模の褶曲が発達している。 それらは， 半波長（具体的には相隣接して対をなす背斜と向斜の軸間距離）からみて， 150～500 m， 数 10 m， 数 m とさまざまのオーダーをもつ。 地質図には， 半波長が数 10 m 以下の褶曲は省略してある。 波長のより大きい褶曲はより小さい褶曲によって修飾されているため， しばしば大きい褶曲の軸部を把握しにくい。 たとえば第 28 図に示されるように大原背斜では， 半波長が数 10 m の２背斜と１向斜（牧の崎では断層）が発達している。 第 28 図はそのうちの１つである。
褶曲の大きさと岩相との間にはある程度の相関があるらしい。 牧の崎砂岩部層や清崎砂岩部層のように砂岩が卓越し， 成層単位の大きい（極厚層理の）地層には， 半枚長数 10 m オーダーの褶曲は発達するが， それ以下のオーダーの褶曲はみられない。 これに対し， 半波長が数 m のオーダーの小褶曲は， 狐崎砂岩頁岩部層や福貴浦頁岩砂岩部層のように， 中層理互層からなる地層によく発達する。 また， 侍浜頁岩部層には， 以上に述べてきたさまざまなオーダーの褶曲のほかに， 半波長が 10～数 10 cm の小褶曲がよく発達する。 大原浜の西方海岸と牧の崎には中～小規模の褶曲がよく発達している（第 29・30 図）。 ほかに， 厚井崎や田代島の南東部の荻の浜累層でも発達している。
褶曲の形態については， TOKUYAMA（1965）の牡鹿半島とその周辺地域の中生界（三畳系を含む）の研究がある。 彼によれば， 三畳系 稲井層群は剪断褶曲（shear fold）による相似型， 最上部ジュラ系～下部白亜系の鮎川累層は曲げ褶曲（flexure fold）による平行型であり， 中・上部ジュラ系の月の浦累層と荻の浜累層は上記２つの褶曲（型）の中間型であるという。 そして， このような褶曲型（機構）の層序的あるいは深度的変化に伴い， 頁岩におけるスレート劈開の発達状態も， 下位層ほど強く， 上位層ほど弱くて， 小積頁岩部層より上位では非常に弱くなっていると指摘している。
スレート劈開は， 一般に頁岩によく発達し， 砂質頁岩あるいは泥質細粒砂岩ではかなり弱くなり， 砂岩では肉眼的にほとんど発達しないか非常に弱い。 小積頁岩部層の下半部は砂質頁岩であり， スレート劈開の発達は弱いが， 同部層上半部は細粒の頁岩からなり， スレ―ト劈開の発達状態はかなりよい。 また鮎川累層についてみると， 西側の田代島ではその発達が弱いのに対し， 東側の新山向斜内ではかなり顕著に発達する。 厚井崎付近の清崎砂岩部層の Ky3 細分層における発達状態を第 31 図に示す。 同図の下半部から右側にかけての粗粒砂岩は規模の小さい向斜構造をもつが， 褶曲の翼部は軸部に対して砂岩の厚さが半減している。 同地付近の Ky2 細分層では厚さ 10～20 cm の砂岩の小褶曲が発達し， 軸部で厚い相似型の褶曲を示している。
スレート劈開の発達とともに化石も強く変形している。 化石の変形度は必ずしも層序的な走向性を示さず， HAYAMI（1961）の指摘するように， 南部北上山地の南東側ほど大きいという地域的差異があるものと考えられる。 たとえば， 小積峠向斜や荻の浜向斜内の荻の浜累層産のアンモナイトと， 新山向斜内の鮎川累層産のアンモナイトの変形度は， ほとんど差異が認められないばかりか， 前者には変形度の弱い化石がかなり多量に産する。
スレート劈開面は褶曲軸に対し斜交することがあり． その形成は， 曲げ褶曲（flexure fold）が先行する 褶曲形成過程の後期の段階に生じたものである可能性が強い（滝沢・色川， 1970）。
断層 : 以上の褶曲構造に対し， 断層は NNE - SSW ないし N - S の走向をもつ褶曲構造の方向におおむね調和的な断層系と， これと大きく斜交するいわゆる「胴切」断層系が主要である。 前者の一部は， ときに引きずり褶曲を伴う急傾斜の逆断層 （網地島や鬼形峠の東側に分布する長渡頁岩部層中に代表的に発達） であったり， 断層を境に地層の傾斜が急変する場合もある。 前者の南北性を有する断層のうち， 破砕帯の幅が 10 m 以上に達する比較的規模の大きい剪断性断層は， 本地域に数本発達する。 これらの代表例は， 牧の崎における南北性の３本（いずれも地質図に示す）の断層にみられ， 頁岩は完全に破砕し， 砂岩はブ―ディンとなっている。
「胴切」断層系は NW - SE の走向をもつ断層が代表的であり， N 80°W 前後や N 60～70°E のものも発達する。 NW - SE 系統のうちもっとも大きいのは大原 - 山鳥間を結ぶ断層であり， これと平行な規模の小さい断層が隣接して多数に発達する。 大原 - 山鳥断層はこれを境としての山稜線のずれ， 沢筋の屈曲（?）， そして地形的くびれなどがかなり明瞭に認められる。 この断層は， さきに述べた地形区分上の境界線である O-Y 線にほぼ一致していることも興味深い。 大原 - 山鳥断層の起源は古い（たとえば白亜紀頃）ものであったとしても， 比較的新しい時期（鮮新世）にも活動したことが想定される。 NW - SE 方向の断層は， 牡鹿半島の貫入岩体中にも多数に発達していることが コバルト・ライン（有料道路）の切割で明らかである。 網地島と牡鹿半島の南部との間にも， 構造的位置のずれから NW - SE 方向の断層が予想される。 NW - SE 方向の断層における動きの方向は， 水平成分より垂直成分の方が大きかったとみなされる。
N 80°W と N 60～70°E との走向をもつ断層は， 本図幅地域の南部（網地島）や西部にしばしばみられるが， いずれも規模は小さい。 両系統の断層は石巻地域の牡鹿層群中によく発達し， N 80°W のものは南側に， N 70°E のものは北側に急傾斜する面をもつことが多い。 いずれも断層面は非常にシャープに地層を切っており， 断層破砕帯の幅は小さく， 1 m 以内のことが多い。 また両系統の断層にはしばしばずれの方向を示す条線が観察され， いずれも水平ずれの成分が垂直ずれ成分に比して大きいことを示している。 N 80°W の断層では左ずれ， N 70°E では右ずれである。
断層と褶曲のほか， 節理が非常に良く発達しており． 矢部（1928）および吉井（1938）の研究がある。 矢部は牡鹿半島の岩石と金華山花崗岩類の節理とのパターンがたがいによく似ていることから， 当時は全く年代不明であった金華山花崗岩類の形成年代を白亜紀と想定した。 吉井によれば， 牡鹿層群における岩石節理には NNE - SSW 方向と NW - SE 方向を有するものが卓越している。 吉井の NNE - SSW の節理は大部分が前述した劈開に相当するものであろう。 NW - SE の走向を有する節理は非常に顕著であり， 分結石英細脈を伴うことが少なくない．
北上山地の中・古生界を褶曲させた地殻変動は， KOBAYASHI（1941）によって大島造山運動と呼ばれ， その時代は下部白亜紀の有田世の後で宮古世の前とされている。 このことは． 下部白亜紀の有田世の地層（気仙沼地方の大島層）までが褶曲しているのに対し， 宮古世の地層（北部北上山地の宮古層群）が全く褶曲していないことによって示される。 この先宮古世の大島造山運動により， 本地域の牡鹿層群および山鳥累層も強く褶曲したことは確実である。 そして， この変動が北上山地に分布する多くの貫入岩， わけても大規模な花崗岩の迸入を伴ったこともまた明らかで， 牡鹿層群を貫ぬく石英閃緑岩～斑糲岩なども それらとほぼ同時期に形成された変動時のものとみなされる。
本層は図幅地域の中央部， 牡鹿半島の先端部に分布し， デイサイトないし安山岩の火砕岩および玄武岩熔岩からなり， 非火山性の砕屑岩はほとんどみられない。 地形的には牡鹿半島の先端部における高まり， すなわち駒ヶ峰（海抜 323．5 m）から御番所山（211 m）にかけての尾根を形成している。 この火山岩類は， 古くは古生代（?）の輝緑凝灰岩であろうと考えられていた（例えば，菊地（1891））が， 高橋（1941）は本火山岩類を山鳥層と命名し， 下位の鮎川累層とともに下部白亜系とした。 しかし， その後， 牡鹿半島地域の中生界の層位学的研究は幾多ありながら， 本累層の火山岩類の岩石学的ならびに火山学的研究は全くなされないで今日に及んでいる。
本累層は下位の鮎川累層を不整合関係で被覆し， 下部は凝灰角礫岩を主とするデイサイトないし安山岩質火砕岩からなり， 上部はかんらん石玄武岩熔岩流からなる。 本累層分布域の北東端を占め， 金華山瀬戸に面する海岸には玄武岩質火砕岩が露出しているが， 層序的位置は明確でない。 山鳥累層の上限は海中に没し不明であるが， 陸上部で観察される限りの全層厚は半島南端部においてほぼ 1,600 m である。 また， 今まで化石は発見されていない。
本累層の構造は， 基本的には向斜構造をなすものとみなされるが， その東翼は多くの断裂によって乱され， かつ， 金華山瀬戸断層（小貫・坂東， 1959）によって断たれているので不完全である。 鮎川港の南方約 1.2 km の仏浜から半島先端の黒崎にかけての標式的な露出地域では， 大略 N 10°E の走向， 東に 80°の傾きをもって同斜構造を呈する。 ときおり発達する級化層理や浸食構造によって東 上位が明白である。 これに対し， 向斜の東翼にあたる山鳥の北東方の， のり浜から東側の突端にかけての海岸では， 走向 N 20～40°W， 傾斜 30～60°SW の構造を示す。 このような山鳥累層の構造は， 新山浜～鮎川浜付近における下位鮎川累層のそれと調和的である。
すでに述べたように本累層からは化石の産出が知られておらず， また， 機器による絶対年代測定も行なわれていないので， 時代についての直接の証拠は得られていない。 しかし， 不整合をもって下位にある牡鹿層群鮎川累層からは， 白亜紀前期 Berriasian を示すアンモナイトおよび海生二枚貝化石が産出しているので， 白亜紀前期あるいはそれ以後であることは確かである。 また牡鹿半島では． 牡鹿層群を貫いて大小様々な斑糲岩～石英閃緑岩体が存在する。 山鳥累層を貫く岩体は知られていないが， これらによると考えられる熱変成作用を一部に受けている。 鮎川浜の北方約 7.5 km（本図幅外， 牡鹿町 谷川 の東方 2 km）に露出する石英閃緑岩（ 大草山 岩体の一部）の K - Ar 年代は 120 m.y. であることが知られている（河野・植田， 1965）。 これらの事実から， 山鳥累層の時代は白亜紀前期（Valanginian～Hauterivian）とみてよいであろう。
山鳥累層と類似の岩層は， 本地域の北方約 70 km の気仙沼地域に露出している（神戸・島津， 1961）。 新月 層および 鼎浦 層と命名された安山岩熔岩および火砕岩層は， 最下部白亜系（Berriasian）を覆い， 下部白亜系の有田統に覆われている。 三陸海岸にはこの他にも， ほぼ同時代の火山岩類が点々と露出することが知られている。
山鳥累層は， 下部の安山岩質火砕岩部層， 上部の玄武岩熔岩部層および層序的位置の明確でない玄武岩質火砕岩部層の， ３つの単元に区分される。
下部安山岩質火砕岩部層（Y1）: 鮎川累層を不整合に覆い， 安山岩， 一部デイサイトの火山角礫岩・凝灰角礫岩・火山礫凝灰岩および凝灰岩からなる。 斑状の有色鉱物としては， 本部層の下部に長さ数 mm に達する大型の角閃石が多く含まれるが， 大部分は普通輝石によって特徴づけられる。 火砕岩は一般に黄緑色～緑色を呈するが． 赤紫色の凝灰岩もみられる。 また， 赤紫色を呈する角礫が含まれることもある。 層厚は牡鹿半島の先端部においてほぼ 1,200 m と見積られ， 北方に厚さを減ずるものと推察される。
本部層の岩質の垂直的変化を 露出の良好な仏浜（鮎川港の南方約 1.2 km の海岸）から 黒崎灯台付近までのルートについて概観すると， 最下部・下部および主部の３つの部分に区分される。
最下部 は下位の鮎川累層のドウメキ砂岩と直接し， これにアバットした不整合関係にある（第 32 図）。 仏浜において厚さは 5～6 m である。 この部分の下半は暗緑色， 上半は薄い黄緑色の砂岩で， 下位のドウメキ砂岩に由来すると考えられる石英・長石などの鉱物粒のほかに 深成岩・珪長質火山岩片を含んでいる。 下半部には普通輝石普通角閃石デイサイト片が含まれており， すでにデイサイトマグマの活動のあったことを示している。 この最下部砂岩は， 北方の新山浜の東方海岸および駒ヶ峰付近には発達しない。
下部 は比較的よく成層した凝灰岩と角礫岩（前者が優勢）とからなる。 角礫～亜円礫の石質岩片は普通角閃石普通輝石デイサイト・ 普通角閃石デイサイト・ 普通角閃石閃緑岩・ 角閃石岩など， 角閃石の存在で特徴付けられるものが多く， 後二者は深成同源抛出物であろう。 軽石のような多孔質岩片の存在は肉眼でも顕微鏡下でも確認できなかった。 下部の基底から 42 m より上部は， 野外で普通輝石の大型結晶（長さ 4～5 mm， まれに 1 cm に達する）がとくに目につく岩相を有する。 下部の層厚は 350 m 以上であるが， 海岸地域の地質調査が困難であるため， 上限は確認していない。 第 33 図に下部の柱状図を示す。 下部の火砕岩においては， 二重級化構造（FISKE and MATSUDA， 1964）がしばしば認められる。 すなわち， 火砕岩の垂直的岩相変化は無層理で淘汰の悪い凝灰角礫岩ないし火山角礫岩に始まり， 上方に向って緻密な角礫の礫量と礫径を減じながら成層が良好になり， 粗粒ないし細粒凝灰岩に移化する， 上方に細粒化する火山砕屑岩サイクルである。 第 34 図にその典型的な例を示すが， 級化層の一単元の厚さはサイクルの上部ほど次第に薄く， かつ細粒化しており， 葉理も発達良好である（第 35 図）。 まれには斜交層理もみられる。 サイクルの単位層厚は 10～20 m 位が多い。
主部 は普通輝石の大型結晶の存在によって特徴づけられる， 緑色で無層理の安山岩火山角礫岩ないし凝灰角礫岩（第 36 図）と これに伴いしばしば級化層理を示す黄緑色あるいは赤色凝灰岩とからなる。 斑状鉱物としての普通角閃石は少ないか全く含まれていない。 火山岩塊の量比・大きさは下部に較べて大きい。 火砕岩の基質と含まれる角礫との識別は， 前者 [ = 火砕岩の基質 ] が黄緑色を呈するのに対し， 後者 [ = 含まれる角礫 ] は一般に暗緑色ないし青緑色を呈するという色調の相違によることが多く， 普通輝石の大型結晶の量比は両者の間で余り明瞭な差がない。 道路切割など風化の進んだ部分では， 火砕岩であるか熔岩であるかの識別はむずかしい。 角礫には数 10 cm 大のものが頻繁にあり， ときには 2 m 大のものがある。 火山岩塊はおもに普通輝石安山岩熔岩や同質の火砕岩であるが， 他に暗緑色の斑糲岩・赤色凝灰岩および半深成岩質岩片も少量含まれる。
凝灰岩は黄緑色のものが過半を占め， 赤色のものも少量存在する。 後者は前者より細粒であることが多く， まれに級化層理を示す粗粒部において緑色粒の基質としてもみられる。 黄緑色凝灰岩は， 普通輝石の大型結晶を多量に含むものから非常に細粒なものまでさまざまである。 主部の層厚は 800 m 前後と見積られる。
さきに述べた上方に細粒化する火砕岩サイクルは主部においても発達するが， 級化層理の発達はあまり良好でなく， 成層も下部より不良である。 しかし， サイクルの基底部には浸食充填構造（scour and fill structure）がしばしば発達し， サイクル上部では葉理の発達がみられる。 主部の上部は厚さ約 100 m の， 無層理で均質な結晶火山礫凝灰岩（普通輝石の大型結晶で特徴付けられる）からなる。 しかし上部玄武岩熔岩部層に接する境界付近は再び凝灰角礫岩からなる（第 37 図）。
本部層を構成する火砕岩には乾陸上に堆積した証拠， たとえば土壌の形成などは発見されていない。
下部安山岩質火砕岩部層は圧密・二次鉱物の生成などで， 原岩とくにその石基の性質を知ることができない。 普通角閃石デイサイトとした石質岩片には石英斑晶が含まれるので， 全体としてはデイサイトおよび安山岩とした。 斑状鉱物として存在する角閃石や輝石の化学組成の細かい検討はしていない。
上部玄武岩熔岩部層（Y2）: はじめて玄武岩熔岩流が出現する層準から上位を本部層とした。 主として玄武岩熔岩流からなり， 赤銅色の凝灰岩薄層を挟有する。 熔岩流は 斑晶として普通輝石・かんらん石および斜長石を含む 暗緑色あるいは帯赤～帯紫緑色の玄武岩で， 緻密塊状部（中心部）とがさがさした様相の淡緑色礫状部（表層部， 第 38 図）とからなり， 乾陸上に噴出したアア熔岩の構造を示している。 表層部は酸化のために赤色を呈することがある。 このようなことは水中では起こらないであろう。 本部層は黒崎付近で厚さ約 400 m， 上限は海中に没して不明である。 本部層は黒崎付近では走向 N 10～15°E， 傾斜 80～85°E であり， 山鳥の南方約 0.5 km の地点まで追跡される。 山鳥の北東方約 0.8 km の， のり浜の東側にも， 数枚の玄武岩のアア熔岩流（淡緑色の凝灰岩層を挟む）が露出しており， 黒崎付近の玄武岩熔岩流の延長と考えられる。 ここでは走向 N 20～40°W， 傾斜 40～60°W である。
玄武岩熔岩流は， 黒崎付近において 17～18 枚あることが確認されている。 もっとも厚いものは 140 m， 薄いものは 2 m 位であり， 数 m ないし 10 数 m の厚さのものが多い。 第 39 図に本部層の下半の柱状図を示す。 上位の熔岩流には斜長石斑晶が多い。 熔岩流の内部には杏仁孔がしばしば多数存在し， それらが一定方向に配列している。 杏仁孔を充填する二次鉱物は方解石・石英・エビドートなどである。 厚さ 140 m の熔岩の中心部には節理の間隔が 2～5 cm の板状節理がよく発達している。
玄武岩熔岩は斑晶として普通輝石およびかんらん石を常に含むが， 斜長石は 20～30 容量 % を含む場合とほとんど含まない場合とがある。 ほかに鉄鉱を含むことがある。 普通輝石は一般に新鮮であるが， かんらん石は常に完全に二次鉱物に置換されている。 斜長石も一部あるいは完全に二次鉱物に置換されている。 石基は細粒～粗粒で， 微細な二次鉱物を生じているので細かいことはわからないが， 主として斜長石・単斜輝石（粗粒な場合は普通輝石であることがわかる）および鉄鉱からなり， 少量のかんらん石（常に完全に二次鉱物に置換されている）を含む場合がある。 斑晶および石基のかんらん石は輝石の反応縁に取囲まれていない。 また， ある熔岩では石基鉱物として初生のアルカリ長石を含むことがある。 顕微鏡下でのこのような性質から， これら熔岩はアルカリ玄武岩としてよいであろう （例えば久野（1954）の p. 207 の定義に従う）。
玄武岩質火砕岩部層（Y3）: 金華山瀬戸に面した小山崎から送電線鉄塔までの間の南北方向の海岸地域には， 緑色～黄緑色の玄武岩質凝灰岩およびスコリア質火山礫凝灰岩～凝灰角礫岩が分布している。 これら火砕岩は一般によく成層し， しばしば明瞭な級化層群がみられる。 スコリア質角礫の大きさは数 cm 以下で， かつ淘汰は比較的良好である（第 40 図）。
この部分の地質構造は非常に復雑であり， 前述の２部層との層序的関係は全く不明であるので， 地質図では独立した単元として塗色してある。 山鳥の北東方約 1.5 km にある送電線鉄塔より南側では， 走向は N 10～30°W， 傾斜は 30～50°SW で， その南西ないし西側に分布する上部玄武岩熔岩部層が示す構造と調和的であるが， これとの直接の関係は明らかではない。 送電線鉄塔から小山崎にいたる海岸沿いでは走向・傾斜の乱れがはげしく， 岩石が著しくもめている部分も少なくない。
岩脈（Y4）: 山鳥累層には玄武岩～粗粒玄武岩の岩脈が数カ所で見出されている。 いずれも山鳥累層の岩石にみられると同様な二次鉱物を含んでいることから， その火山活動に直接関係したものであろう。 岩脈はすべて厚さ数 m 以下で， 層理を切っている。 のり浜の東端から約 350 m 東方の海岸に露出する粗粒玄武岩岩脈は厚さ約 3 m， 走向 N 20°E， 傾斜 80°W で， その東の 2 / 3 には層状構造がみられるが， 西の 1 / 3 にはそのような構造はみられない。 層状構造の各単元の境界は比較的明瞭で， 各単元内では東側が濃緑色（二次鉱物としての緑泥石に富む）で， 西側に向かって色調が漸次淡くなる（第 41 図）。 単元の厚さは cm 単位で東から西へ 35， 15， 110， 15， 10， 7， 5， 4， 4， 4， 4 で， 層状構造を示す部分の全層厚 [ = 前記の cm 単位の厚さの値 35，15，…，4 の和 ] は 2.13 m である。 色調の濃い部分には緑泥石化したかんらん石斑晶が比較的多く， 淡い部分にはかんらん石斑晶がない。 この構造は 層状貫入岩体（layered intrusion）にみられる 有律層状構造（rhythmic layering）に当るもので， この岩体の固結時には現在の位置での岩脈の東縁を下底にし， 水平あるいはそれに近い状態であったに違いない。
色調の濃い部分は全体として緑泥石化しており， 斑晶としては 斜長石（二次鉱物として白色雲母・エピドートおよび緑泥石を生じている）および かんらん石（緑泥石および少量の石英・チタン石の集合体に完全に変っている）を有し， 石基は斜長石・普通輝石・鉄鉱および樹枝状鉄鉱を含むメソスタシスからなり， そのほかに石基普通輝石粒に付着してあるいは独立の微粒結晶として， 淡い帯青緑色の Z 軸色を有する単斜角閃石が少量含まれる。 石基には緑泥石やエピドートが生じているが， 前者 [ = 緑泥石 ] のあるものは石基にあるかんらん石を置換したものであるかもしれない。 色調の淡い部分は， 斑晶として斜長石（二次鉱物として白色雲母・エピド－トおよび緑泥石を生じている）を有し， 石基は斜長石・普通輝石・鉄鉱および少量のアルカリ長石からなり， ほかに上記と同様な単斜角閃石が含まれる。 一般の石基の粒度よりは細かい鉄に富むパッチがとくに気孔のまわりにみられる。 石基には二次鉱物として緑泥石・エピドート・チタン石などが生じており， また， 気孔をみたした鉱物として炭酸塩鉱物 - 緑泥石 - 石英 - チタン石の組合せがみられる。
同様な層状構造を示す岩脈は， この露頭の北東方約 250 m の海岸にもみられる。
山鳥累層は下位の鮎川累層の種々の層準に接している。 したがって鮎川累層堆積後の浸食が場所によって著しく不均等であり， とくにより北側で浸食作用が激しかった。 また， 山鳥累層堆積の初期にはそれを堆積させた凹地はかなり起状に富んでいたであろうことが， 不整合面の様子からうかがわれる。
本累層の火山活動はこの凹地内で起こったらしい。 はじめにデイサイト， ついで安山岩質の火砕流の活動があり， 比較的穏やかな玄武岩熔岩流出に引継がれた。 火砕流堆積物には， しばしば級化層理とともに， 数ないし 10 数 m の単位で上方に細粒化する砕屑岩サイクルが認められ， いわゆる二重級化構造を示すことから， その堆積環境は水中であったと推察される（FISKE and MATSUDA， 1964）。 下部安山岩質火砕岩部層の下半ではこの二重級化構造が上半に較べて明瞭であり， より深い水底からより浅い水底での堆積に移化したものと考えられる。 上部玄武岩熔岩部層の熔岩流はアア表面を有し， また， 表層部が酸化のために赤色を呈している。 熔岩流の間にはさまれる凝灰岩も赤銅色を呈する。 これら赤色化は大気中での酸化によるものと考えられる。 したがって玄武岩の活動期には， すでに水域は火山物質による埋積か隆起， あるいは両作用の結果， 乾陸となっていたのであろう。 このような陸上で少量の降灰を伴う穏やかな玄武岩熔岩の流出が行なわれた。 しかしながら， 多量の火砕流堆積物をもたらした火口あるいは火道は見出されておらず， また， 玄武岩の活動が中心噴火であったか， 割れ目噴火であったかも知られていない。
三陸沿岸に点々として分布する山鳥累層と同時代の火山岩類， とくに苦鉄質火山岩類の変成岩岩石学的研究は守屋（1969）によって行なわれている。 守屋（1969）によると， これら火山岩類は特徴的な変成鉱物の出現・消滅によって累進的に [ 1 ] ぶどう石 - パンペリー石， [ 2 ] 緑泥石 - アクチノ閃石および [ 3 ] アクチノ閃石 - 黒雲母の３帯に分帯できる。 前１者はぶどう石 - パンペリー石変グレイワッケ相に， 後２者は緑色片岩相に属し， 丹沢山地でみられる変成作用の条件に近いとした。 しかしながら， 山鳥累層については何も述べていない。
山鳥累層を構成する火砕岩・熔岩流および岩脈には片理は全く生じておらず， また再結晶作用もきわめて不完全で， 原岩の組織は保存され普通輝石・斜長石などが残留してはいるが， 各種の二次鉱物が形成されている。 これらは初生鉱物を置換したり， 孔隙や割れ目をみたしている。 二次鉱物のおもなものは， エピドート・ 緑泥石・ 沸石・ ぶどう石・ パンペリー石・ アクチノ閃石・ 石英・ 曹長石・ 白色雲母・ 炭酸塩鉱物・ チタン石などである。 これらのうち， 沸石は金華山瀬戸に面した海岸沿いに， アクチノ閃石は山鳥累層分布地域の西半すなわち本累層の下半部に産するが， 山鳥累層全体としてぶどう石 - パンぺリー石帯のなかにあるとみることができよう。 沸石・ぶどう石・パンペリー石およびアクチノ閃石の産出地点は第 42 図に示されてある。 同図には， これら鉱物を産出しない， エビドート - 緑泥石組合せのものも示されてある。
ぶどう石 - パンペリー石帯の岩石の鉱物組合せには次のようなものがある。
| (1) | エピドート - 緑泥石 - 沸石 - 粘土鉱物 - 石英 | + | 石英・炭酸塩鉱物・チタン石 |
| (2) | エビドート - 緑泥石 - 沸石 - 白色雲母 | + | 〃 |
| (3) |
エピドート - 緑泥石 -
沸石 - 曹長石 - パンペリー石 - ぶどう石 | + | 〃 |
| (4) | エピドート - 緑泥石 | ± |
曹長石・石英・白色雲母・チタン石・
炭酸塩鉱物・粘土鉱物・赤鉄鉱 |
| (5) | エピド―ト - 緑泥石 - ぶどう石 | ± | 〃 |
| (6) | エピドート - 緑泥石 - パンペリー石 | ± | 〃 |
| (7) | エピド―ト - 緑泥石 - ぶどう石 - パンペリー石 | ± | 〃 |
| (8) |
エピドート - 緑泥石 -
アクチノ閃石 - 曹長石 - 石英 - チタン石 | ± | 白色雲母・炭酸塩鉱物 |
上記の (1) から (3) までの組合せでは， エビドートは石英 - 粘土鉱物あるいは石英 - 緑泥石とともに孔隙をみたして産し， 斜長石斑晶を置換することは少ない。 沸石は常に脈として産し， 孔隙をみたした緑泥石 - 炭酸塩鉱物 - エビドート集合体を切っている場合もある。
(5)～(7) までの組合せでは， エビドートは白色雲母や緑泥石などとともに斜長石斑晶の一部をも置換するようになる。 ぶどう石および， あるいはパンペリー石は， 他の二次鉱物とともに孔隙をみたして産するのが普通であるが， 斜長石斑晶中に生じている場合もある。 またパンペリー石は緑泥石などとともに， かんらん石斑晶を置換している。
(6) の組合せの場合， 鏡下で淡緑色 針状の単斜角閃石をアクチノ閃石とした。 アクチノ閃石を産する岩石は３標本あり， それぞれやや異なった産状を呈する。 (a) 鮎川港の南南東約 2.3 km の海岸で採取した一標本では， アクチノ閃石は 斑状鉱物として存在する斜長石・普通輝石・かんらん石を他の二次鉱物とともに置換していたり， また基質中にも散在する。 (b) 同港の南約 1.5 km の海岸では， 普通輝石の縁から割れ目に沿って置換している。 また， (c) 同港の北東約 1.7 km の道路切割では， 原鉱物は不明であるが， 緑泥石 - アクチノ閃石 - エピドート集合体があり， また初生の淡黄褐色 単斜角閃石の縁に淡緑色 単斜角閃石が生じている（第 42 図）。
以上に指摘した二次鉱物のはかに， 山鳥累層の分布地域の北西部では， 鏡下で淡緑色の柱状単斜角閃石（おそらく普通角閃石）および 淡緑色ないし淡褐色の黒雲母を二次鉱物として含む岩石が見出されている（第 42 図）。 これら２鉱物は， 牡鹿層群を貫く斑糲岩 - 石英閃緑岩体あるいは 覆在する深成岩体による接触変成作用の産物である。
牡鹿半島の中生層中に貫入した貫入岩類には， 山鳥累層の火山活動に関係した粗粒玄武岩（Y4）や玄武岩の岩脈をのぞくと， 斜長石玢岩（P）と斑糲岩～石英閃緑岩（D）， および地質図には示してないが玢岩類がある。 いずれも， 地層の地質構造に比較的調和的に貫入しているやや小規模の岩体群である。
斜長石の大型の斑晶で特徴づけられる岩脈である。 斜長石は， しばしば厚さ 1～3 mm， 長径 1 cm 程の楕円形板状の結晶形を示し， このため野外研究者からしばしばゼニポー （銭型 斜長石斑晶が特徴的なポーフィライトという意）といわれるものである。
石基は， 単斜輝石・普通角閃石・黒雲母・変質した不明鉱物と 斜長石玢石英・アルカリ長石からなる。
なお地質図に示さない多数の玢岩類は， 一部は上記の斜長石玢岩や次に述べる斑糲岩～石英閃緑岩の分枝岩体であるが， 大半はそれらとは異質の岩脈群である。 それらは， 黒雲母・普通角閃石を含む石英玢岩・閃緑玢岩・斑糲玢岩などである。
標題のように表現したけれども， この貫入岩類は多様の岩石を一括したものである。 一般には露出状態が悪いが， 山嶺部の有料道路沿いにはかなり良好の露頭がみられる。 また最近は山塊の北斜面にも新しい道路ができて， そこにも新鮮な岩石が露出しているという。
諸岩石の大半は中粒・等粒状の深成岩であるが， しばしば細粒斑状の半深成岩組織の部分が発達する。 また， 網地島の北岸の露頭には厚さ数 cm 程度の有律層状構造が発達する。
[ 図幅地域北端の牡鹿半島の東西中央付近の ] 寺山の北方（人石山の東方）の， 図幅内で最も広く露出する岩体についてみると， 次のような岩質が認められる。
また， 人石山の西方の岩体は， 黒雲母普通角閃石閃緑岩～石英閃緑岩である。
以上のうち， 角閃石岩と輝石岩は， 閃緑岩などの中に不規則形の小岩体として包有されているものである。 角閃石と輝石両者とからなる部分もみられる。 またこの地質図幅地域の北方への岩体延長部には， 輝石岩が巾 100 m 以上にわたって露出している。
また， 網地島の網地の南西部の岩体には， アプライト質の岩体がみられる。
金華山花崗岩類は大きく２者に分類することができる。 山頂を含む島の大半部に露出する花崗閃緑岩（G3， G4）と， 西側の舟つき場や黄金神社付近に露出する石英閃緑岩（G1）である。
この他， 石英閃緑岩を貫く細粒 花崗閃緑岩～アダメロ岩（G2）が１岩体認められる。
なお， 第 43 図に 花崗岩類の鉱物容量比（石英 - 斜長石 - カリ長石比）およびカラーインデックスを示す。 ここでいう石英閃緑岩は， 石英 - 斜長石 - カリ長石比だけからみるとトロニエム岩～花崗閃緑岩に相当するけれども， カラ―インデックスが 10～20 % と高い岩石であるため， ここでは SENDO and UEDA（1963）にしたがって石英閃緑岩と呼んでおく。
角閃石黒雲母石英閃緑岩（G1）: 中粒で片理が強く， 新鮮な露頭面では， 角閃石を多量に含むため青味を帯びている。
片理の構造は一般に N 0～30°E の走向と， 60～90°の西傾斜を持っており， 変成岩類の片理の構造と調和的である。 しかし， 北部にいくにしたがって片理は次第に弱くなり， [ 金華山の北端の ] 仁王崎 付近では目立たなくなる。 小型のいわゆる苦鉄質捕獲岩が多く， 片理方向に長く伸長している。 またペグマタイトないしアプライト脈が極めて多いのが一つの特徴である。 それらの多くは巾 1 m 以下の岩脈で， 片理とはあまり関係のない方向に走っている。 しかし， まれには， 片理に順応して走っていたり， 内部に弱い片理を生じているアプライト脈も存在する。
岩相は比較的均質であるけれども， 北半部では， 局部的に， 粒度・片理の強さ・鉱物容畳比などを異にした部分が入りまじってくる。
また， つぎに述べる変成岩類中には， この石英閃緑岩や， これに伴うペグマタイトが， 大小の脈として多数貫入している。 この部分の石英閃緑岩のうち， 比較的大規模の， 巾 1 m 以上の岩体は， より珪長質である点をのぞけば， 上記の本体の岩相に似ている。 しかし， 巾 50 cm 以下の小岩体は， 一般に細粒で斜長石の斑状結晶が目立ち， 片理が強く， 角閃石が少ない。 そして黒雲母片麻岩， または眼球片麻岩類似の岩相を示す。 ペグマタイト・アプライト脈で巾 5 cm 以内のものは， しばしば褶曲し， あるいは膨縮しながら走っている（第 44 図）。
鏡下で観察すると， 片理の顕著な石英閃緑岩では， 比較的自形を呈する斜長石の周囲を， より細粒の黒雲母・角閃石・石英が片理方向に並んで取りまいている。 比較的大型の石英は弱い波動消光を示し， 縫合状の境界で互いに組み合っていることが多い。 小型の石英結晶もみられる。 カリ長石に接する部分の斜長石にはミルメカイトが顕著に発達する。 以上は， 軽度のプロトクラスチック組織と云うことができる。
変成岩中に貫入した片麻岩様岩脈は， 斜長石がより小型で， ときに破砕された証拠が認められ， 石英の縫合状の組み合いや黒雲母の平行配列は一層顕著である。 代表的なプロトクラスチック組織である。
細粒 角閃石黒雲母花崗閃緑岩～アダメロ岩（G2）: この岩体は， 舟つき場 [ ← 金華山の西岸の亀石 ? ] の南方 1 km ほどの地点にみられるもので， 道路傍で巾約 100 m の間露出する。 灰色ないし淡青灰色を呈し， 周囲の石英閃緑岩と調和的な弱い片理がみられる。 比較的均質であるが， ときに角閃石の斑状結晶が散在する。
鏡下で観察すると， 石英閃緑岩よりもっと顕著に， 石英の長くのびた縫合状結晶， および波動消光を示す結晶が特徴的である。
角閃石黒雲母花尚閃緑岩（G3）および黒雲母花崗閃緑岩（G4）: 花崗閃緑岩には角閃石を含むものと， 含まない G3 および G4 の両者があり， 前者 [ = G3 ] は島の西側， 後者 [ = G4 ] は東側に分布する。 両者の境界はまったく漸移的であり， 地質図で黒雲母花崗閃緑岩とした部分でもごく少量の角閃石を含む場合がある。
石英閃緑岩（G1）に対しては明瞭な境界線を示し， これを切っている。 北岸の仁王崎付近では石英閃緑岩， およびこれを貫くペグマタイト脈をほぼ垂直の境界で切っており， 境界線は石英閃緑岩の片理とは約 30°斜交している。 この接触部から数 10 m 以内の花崗閃緑岩中には， 細粒の黒雲母片岩および角閃石片岩， 長石玢岩起源の角閃石片岩， 細粒黒雲母トロニエム岩の包有岩体が見られる。
島の南東岸の石英閃緑岩との境界は， うねった境界線で若干ぼやけている。 そして局所的に， 石英閃緑岩中にややペグマタイト質の花崗閃緑岩が滲み込んでいる。 両地点とも， 花崗閃緑岩の石英閃緑岩に対する熱変成作用の影響は不明瞭である。
岩質は， 角閃石を含む G3 の岩体も， それを含まない G4 の岩体もよく似ている。 両者とも肉眼的に片理は認められず， 岩相は比較的均質である。 主として中粒で， 風化面では淡褐色， 新鮮な面では白色である。 いわゆる苦鉄質捕獲岩およびペグマタイト・アプライト脈はまれである。 有色鉱物は細粒で， 集合状態で産する傾向がある。
鏡下で観察すると， 半白形の斜長石・角閃石と， 他形の石英・カリ長石・黒雲母からなる。 まれに， 石英が， 石英閃緑岩の場合と同様に， 長く伸ばされた縫合状の外形を示していることがある。
また， やや特異な岩質として， 金華山々頂から南東海岸付近のものは構成鉱物の粒度の差が顕著にみられる。 つまり， 長径 2 mm 程度の斜長石・石英と 1 mm 以下の斜長石・石英・カリ長石が混在している。 とくに径 0.3 mm 以下の粒状の石英の存在が特徴的である。 おそらくこれは， 半深成岩的な組織を示すものであろう。
変成岩類は， 金華山島西端の金華山瀬戸に面した所に発達する。 それ以外では， 後述のように， 島の北端の仁王崎で角閃石黒雲母花崗閃緑岩中に捕獲岩として小岩体がみられるにすぎない。
変成岩類は， 片理が顕著な片岩類である。 片理のほとんどは単純な平面状の構造を示している。 しかし， 時にはブーディン構造 [ ≒ 腸詰構造 ] が発達し， ごく局所的には， 石英片岩や角閃石片岩の一部に層内褶曲様のこまかい褶曲がみとめられる。 片理の大局的構造は， 一般的に N 0～20°E の走向と西へ 70～90°の傾斜を示している。 全般的に， 前項でのべたように， 多数の石英閃緑岩やそれに伴うペグマタイト脈によって貫入されている。 ときには， 巾数 cm 以下の脈が変成岩の片理に沿って層々送入していて， そのために全体が注入片麻岩様の外観を呈する部分がある。
変成岩類には次のような種類がある。
ただし， 現地の露頭は風化作用が進んでいるため， 新鮮なサンプルが採取しにくい。 そのため鉱物の観察が不可能な場合も少なくない。
角閃石片岩は濃緑色を呈するもので， 一般に厚さ 5 cm 以下のものが多く， つぎの黒雲母片岩と頻繁に互層し， 角閃石・黒雲母両鉱物を含む片岩が多い。 代表的な角閃石片岩の構成鉱物は， 鏡下で緑色ないし緑褐色の普通角閃石・斜長石・石英・鉄鉱を主とし， しばしば単斜輝石を含むバンドを伴う。 また， 角閃石片岩はざくろ石（グロシュラライト）片岩を伴うことがある。 このざくろ石片岩は単斜輝石を伴い， しばしば副成分鉱物としてエピドート・チタン石・方解石を含み， 膨縮しながら走ることが多い。
黒雲母片岩は， 斜長石・石英・黒雲母・鉄鉱および カリ長石・白雲母・菫青石・ざくろ石・珪線石・炭質物から成る。 鉱物の組合せは， すべての岩石に共通な石英・斜長石・鉄鉱を除外してみると， 以下のものが認められた。
これらのうち， 白雲母は比較的粗粒の片麻岩様部分に多い。 珪線石は， 白雲母を交代したものと， 菫青石に含有されたものとがみられる。
全体的な特徴として， 鉱物組成が部分々々で変化に富んでいる。 とくに， カリ長石・白雲母を欠くものが多く， 炭質物も少量なものがある。 したがって， 黒雲母を主体とする変成岩も原岩はかなり変化に富んでいたのであろう。
単斜輝石片岩は乳青緑色を呈するもので， 厚さは一般に 30 cm 以内である。 他の片岩類とはシャープな境界で接して， 漸移的関係はあまりみられない。 風化作用に対する抵抗が強く， この片岩だけは新鮮である。 おもに斜長石・石英・単斜輝石から成り， 少量のチタン石・鉄鉱・緑色普通角閃石などから成る。 またところどころにざくろ石を含む淡褐色の薄層が介在する。
石英片岩は厚さ 30 cm 以上のものが３枚と， 3 cm 以下の薄層が多数認められる。 しばしば黒雲母片岩や角閃石片岩と漸移的関係にある。 大半は石英から成り， 少量の黒雲母・ざくろ石（スペサルタイト）・角閃石・単斜輝石が散在している。
透角閃石片岩は， 他の片岩類の片理と斜交する場合がある。 大半が透角閃石だけから成り， 少量の黒雲母を含んでいる。
なお， その他の変成岩類として特殊なものに， やはり原岩中に貫入していた岩脈起源の変成岩類がある。 それは， 前述の仁王崎付近の捕獲岩体以外に， 島の西海岸の変成岩分布地域の北部に２岩体みられる。 いずれも巾数 10 cm 以下のものである。 前者は長石斑晶の顕著な長石玢岩（P）起源のもので， 斜長石・角閃石・黒雲母・石英から成る。 後者は細粒玢岩質岩起源のもので， 斜長石・黒雲母・石英から成る。 両者とも片理は弱い。
以上の， 玢岩起源のものをのぞく変成岩類の原岩を推定してみると， まず， 角閃石片岩は比較的苦鉄質の凝灰岩であろう。 黒雲母片岩は泥質岩起源であろう。 しかし， 本来の組成は一定でなかった。 たとえば， カリ長石や白雲母のみられないものは K2O に乏しい化学組成を持つ可能性がある。 つまり， 泥質岩としてはやや異常な組成をもったものであろう。 単斜輝石片岩は， 斜長石・石英・単斜輝石がほぼ 1 / 3 づつの量比であり， きわめて特殊な化学組成を暗示している。 産状からみて原岩は堆積岩であることは確からしいが， どんな種類であったか今のところよくわからない。 石英片岩は， ほとんど石英だけから構成される点から察して， 原岩はチャートであろう。 透角閃石片岩の原岩は超苦鉄質岩質の岩脈であろう。
以上のべたような凝灰岩・泥質岩・チャート・その他という組合せの堆積相は， 北上山地のこの付近には見あたらず， 原岩の所属は今のところ不明である。
変成岩中のブーディン構造とプチグマチック褶曲 : 変成岩を貫くペグマタイト脈は， しばしばブーディン構造 [ ≒ 腸詰構造 ] や不規則な小褶曲を示す。 ブーディン構造は変成岩類中の比較的コンピーテントな岩石， 例えばざくろ石片岩や角閃石片岩などにもときどきみられるが， ペグマタイト脈のそれの方がより典型的である。 ブーディン構造を示すペグマタイトは 例外なく変成岩の片理（または原岩の層理面）の方向と平行に伸び或いは配列しており， 大きく斜交していることはない。 10°位の斜交例はときにみられる。 [ 先に示した ] 第 44 図に片理と平行な伸長方向を示す例を示す。 ブーディン [ ≒ 腸詰 ] の大きさは長径 5～30 cm で， 10～20 cm 位のものが最も多い。 ブーディンの立体的形態は十分明らかではないが， 扁平な枕にたとえてみると， 60～70°北落ちの伸長（枕の伸びの方向）を有することがある。
プチグマチック褶曲脈は， 脈の伸びの方向が片理と大きく斜交またはほば直交する場合にみられる。 片理の走向に調和的なプチグマチック脈はみられない。 この点で， 各地の片麻岩やミグマタイトによくみられる分結石英脈のプチグマチック脈とは異なる。 プチグマチック褶曲の軸は非常に立っていることが多いが， 軸の突つ込みの緩い場合もあり， 一定しないと推測される。 第 45 図の例では， 約 80°北に突つ込んだ軸を有する。 一般に軸部で厚く， 翼部で薄くなっており， 褶曲軸面（ほぼ片理面と平行とみなされる）を対称面としての扇形に分布する劈開が 顕著に発達しており， 劈開褶曲の形を示す。
変成岩中のペグマタイト脈に， 以上のようなブーディン構造や劈開褶曲が発達することは， ペグマタイト脈の貫入の後に変成岩類全体に変形作用のあったことを示している。 おそらく変成作用は， この変形作用に先行していたであろうが， 変成岩の片状構造はブーディン構造や， 劈開褶曲を形成した際の変形作用によってより一層強められたと言えよう。 なお， ブーディン構造とプチグマチック褶曲が成因的にどのような関連を持つかは， 後者の翼部が変成岩の片理に近い方向に流れている場合に， その実部がブーディンになっている場合のあることから， 同一の応力場で形成された可能性がある。 De SITTER（1958）の説を適用すると， 変形前のペグマタイト脈の伸長方向と 片理の走向（最大圧縮応力が片理に直角方向であるとして）のなす角度が 45°以下であれば ブーディン構造が， 45°以上であれば褶曲が， それぞれペグマタイト脈に形成されると考えられる。
金華山瀬戸に面する [ 金華山の ] 岩礁に露出し， おそらくその延長部と思われる部分が変成岩中に貫入している。 そして， 転石としては， ほぼ変成岩類分布全地域の海岸に認められる。
岩質はダナイトで， かんらん石・クロームスピンネル・鉄鉱物から成る。 ただし， かんらん石は部分的に蛇紋石化作用をうけている。 また， 透角閃石・滑石もみられ， 透角閃石は厚さ 1 cm に達する脈を作っていることがある。
御番所山 層（T）: 鮎川港より南々東に約 1 km， 高度 40～45 m の地点に小分布する海成鮮新統である。 本層は増田・渡辺（1964）によってはじめて報告され， NODA and MASUDA (1968) が御番所山層と命名し， 化石の記載を行なった。 本層は鮎川浜から南方に山鳥に向かう県道沿いの巾 10 m 位の小露頭で， 鮎川累層の最上部のドウメキ砂岩部層の上に， 傾斜不整合をもってほとんど水平にのる。
岩相は， 中～細粒砂岩， 砂質シルト岩からなり， 小礫を含む。 厚さは 2 m 弱に過ぎない。 砂岩中に二枚貝を主とする貝化石を密集して産するが， 殻は完全に溶け去り， 保存不良である。 NODA and MASUDA（1968）により次の化石が報告されている。
以上の貝化石は仙台付近の鮮新統 竜の口 層に相当するもので， 鮮新世初期を示す。
田代島の鮮新統（?）: 田代島の 大泊 の南方約 0.5 km の地点に分布する新期堆積物で， 地質図では御番所山層（T）と同じに塗色した。 この地層は高度約 45 m および 55 m にあり， 急傾斜する鮎川累層のドウメキ砂岩部層の上にほとんど水平にのる。 岩相は一地点では礫岩を主とし， 上部は砂岩および砂質シルト岩よりなる。 礫は最大長径 60 cm で， 一般に 10～20 cm 径のものが多い。 層厚は 3.5 m である。 もう一つの地点の新期堆積物は， 前地点とは数 10 m しか離れていないが， 高度約 55 m にある。 この地点の堆積物は斜交層理のよく発達した硬質砂岩からなり， 礫の長径は 20 cm 以下で円磨度が良好である。 厚さは 4 m 以上ある。
以上の大泊の南方の新期堆積物からはまだ化石は発見されないが， 堆積物の高度的位置や固結度などの類似性から， 御番所山層または， 時代的にそれに近い鮮新統に比較されよう。
本図幅地域には， 日本の海岸地帯に広く知られている更新世の地層とくに段丘堆積物は知られていない。 海抜 0～15 m の高度の範囲内のところどころに角礫まれに円礫が 泥質ないし粘土質の基質によって固められた崖錐性堆積物があるが， その年代は明らかでない。
沖積層 [ a ] : 本地域の河川沿いには， 礫・砂・泥の未固結堆積物がある。 河川は全般的に短かく， もっとも長くて 3 km であり， 沖積層の発達は一般に小規模である。 その中で， 鮎川浜と大原浜そして 十八成 浜には， 比較的巾の広い（200～300 m）沖積層が分布する。 いずれも， 浜の海岸線から 100 m 以内の川底に基盤の中生層が現れているので， その厚さは薄く， 基底面は深くない。 沖積層を構成する起源岩石は牡鹿層群および貫入岩類である。
上記の３つの浜以外の平地ないし浜には， 沖積層はごくわずかにしか発達せず， 基盤の中生層が直接露出していることが多い。
金鉱床 : 本地域の金鉱脈は鎌倉時代に発見されており， 慶長年間に伊達政宗により稼行され， その後 断続的に採鉱されてきた。 数カ所に点在していた鉱床はいずれも小規模な鉱脈で， 現在稼行されている鉱床はない。 ただし， 鮎川浜の北方約 1.5 km にある鮎川鉱山は休業状態であって， 将来再採掘される可能性がある。 本地域の金鉱床は南部北上山地に約 30 カ所（渡辺（1950）による）点在する金鉱山と， 同様な中熱水性鉱床である。 渡辺（1950）によれば， [ 地質図には明示してない ] 新山 金山（新山浜の近傍）と鮎川金山（ 十八成 浜の東側部 ; 鮎川鉱山とは別）が第２次大戦前に採掘され， 鮎川金山は宮城県下で第４位の産金量をあげたこともあった。 日本鉱産誌（地質調査所， 1955）によれば， この鮎川金山は含金黄鉄鉱石英脈で， 主脈２条， 延長 120 m， 巾 20～80 cm をなし， 鉱石としてテルル蒼鉛鉱・自然金・硫砒鉄鉱・黄鉄鉱・褐鉄鉱を含む。 石英脈中に黄鉄鉱を多量に含み， その黄鉄鉱の部分はとくに含金が高い。 品位は Au : 15 g / t， Ag : 14 g / t， S : 30 % のデータが記載されている。 現在は採掘を休止している鮎川浜の北方の鮎川鉱山は， 鮎川累層の清崎砂岩部層の粗粒砂岩中に， 閃緑岩が貫入している部分に鉱脈（含金黄鉄鉱石英脈）がある。 鉱脈の周辺岩石はかなりもめている。
以上のほかに， 網地島の北西端の通称 波入田 [ ← 網地の南方 500 m ] においてかつて採金したといわれ， 数カ所に試掘穴がみられるが， 詳細は不明である。 また， 第２次大戦前に本地域の仙台湾側の浜の随所で， 砂金の採取が行なわれたらしい。
砕石 : 鮎川浜から [ その北方 2 km の ] 鬼形 峠に至る道路際の４カ所において， 道路用のパラス， コンクリート骨材などの用途で砕石が行われている。 この砕石用の岩石は， 鮎川累層中部の頁岩起源のホルンフエルスである。 このホルンフエルスを形成させた貫入岩体は地表に露出せず， この付近の鮎川累層にほぼ調和的な構造をもって（NNE - SSWの伸び） 地下浅所に潜在すると推察される。 なお， 頁岩のホルンフエルスに比して量は少ないが， 鮎川累層中部の粗粒砂岩も砕石用に採取されている。
そのほか， 第２次大戦中および以前に 十八成 浜周辺（正確な位置不明）において， 黒鉛を採取したといわれる。 おそらく鮎川累層の清崎砂岩部層， あるいは荻の浜累層の牧の浜砂岩部層中の炭質頁岩が， 熱変成作用を受けて生成されたものであろう。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Akita (6) No. 100
By Fuminori TAKIZAWA, Naoki ISSHIKI ＆ Masato KATADA (Written in 1973)
The mapped area occupies the southernmost of the Kitakami Mountains, Northeast Japan. The mountains consisting mostly of Paleozoic and Mesozoic rocks are geotectonically divisible into five belts separated from each other by a tectonic line (Fig. 1). Of these belts, the Southern Kitakami belt is represented by mio-geo-synclinal [ = a comparatively stable geosyncline in which sediments accumulate without contemporaneous volcanism ] or epi-continental [ = lying upon a continent or a continental shelf ] sediments ranging from Silurian to Early Cretaceous in age.
This area is underlain mainly by the Mesozoic rocks which are divisible into five gross lithologic units. They are the Jurasso-Cretaceous Ojika Group, the Lower Cretaceous Yamadori Formation (volcaniclastic rocks and lavas), the intrusive rocks exposed in the Oshika (Ojika) Peninsula, the Kinkasan (Kinkazan) Granitic Rocks and the Kinkasan Metamorphic Rocks. The Ojika Group and the Yamadori Formation belong to the Southern Kitakami belt. The intrusive rocks in the Oshika Peninsula and the Kinkasan Granitic Rocks belong to different zones of the so-called "Cretaceous granitic rocks in the Kitakami Mountains".
The geotectonic position of the metamorphic rocks accompanied by dunite is not yet settled. A major fault, called the Kinkasan tectonic line, runs along the strait of Kinkasan-seto between the Oshika Peninsula and Kinkasan Islet.
| Cenozoic | Quaternary | Recent | Alluvium | a | Gravel, sand and mud | ||
| Tertiary | Pliocene |
Gobansho-yama
Formation | T | Siltstone, sandstone and conglomerate | |||
| Mesozoic |
Intrisive and
Metamorphic rocks in Kinkasan Islet |
Ultramafic
Rock | U | Dunite | |||
|
Kinkasan
Metamorphic Rocks | M |
Mica schist,
hornblende schist,
quartz schist,
etc. | |||||
|
Kinkasan
Granitic Rocks | G4 | Medium-grained biotite granodiorite | |||||
| G3 |
Medium-grained
hornblende - biotite granodiorite | ||||||
| G2 |
Fine-grained
schistose (hornblende -) biotite granodiorite ～ adamellite | ||||||
| G1 |
Medium-grained
schistose biotite - hornblende quartz diorite | ||||||
|
Intrisive rocks
in the Oshika Peninsula | D |
Hornblende - augite gabbro ～ quartz diorite,
etc. | |||||
| P | Plagioclase porphyrite | ||||||
| Early Cretaceous |
Yamadori
Formation | Dike | Y4 | Dolerite | |||
|
Basaltic
Volcaniclastics Member | Y3 | Basaltic tuff-breccia and tuff | |||||
|
Upper
Basalt Lava Member | Y2 | Basalt lava and tuff | |||||
|
Lower
Andesitic Volcaniclastics Member | Y1 | Andesite and dacite tuff-breccia and tuff | |||||
|
Earliest
Cretaceous ～ Latest Jurassic |
Ojika
Group |
Ayukawa
Formation |
Dōmeki
Sandstone Member |
Dm
sh | Sandstone, conglomerate and shale (sh) | ||
|
Futawatashi
Shale Member | Ft | Shale, and shale and sandstone in alternation | |||||
|
Kobitawatashi
Sandstone and Shale Member | Kb | Shale | |||||
| Kb | Sandstone and shale | ||||||
|
Kiyosaki
Sandstone Member | Ky2,5 | Shale | |||||
| Ky1,3,4 | Sandstone and shale | ||||||
|
Kukunari
Formation | Kk | Shale and sandstone | |||||
| Late Jurassic |
Oginohama
Formation |
Fukkiura
Shale and Sandstone Member | Fk | Shale and sandstone in alternation | |||
|
Kozumi
Shale Member | Kz | Shale | |||||
|
Makinohama
Sandstone Member | Mk | Sandstone and shale | |||||
|
Kitsunezaki
Sandstone and Shale Member | Kt | Sandstone and shale in alternation | |||||
| Kt | Sandstone and conglomerate | ||||||
| Middle Jurassic |
Tsukinoura
Formation |
Samuraihama
Shale Member | Sm | Shale | |||
|
Tsukinoura
Sandstone Member | [ Tk ] | [ no outcrop in this sheet-map area ] | |||||
The Ojika Group ranging from the Middle Jurassic to the Lower Cretaceous is divided stratigraphically into three formations, the Tsukinoura Formation, the Oginohama Formation and the Ayukawa Formation in ascending order. The lower half of the Tsukinoura Formation is not exposed in this sheet-map area, but is widely developed in the Ishinomaki sheet-map area on the northwest of this area.
The group in the Oshika Peninsula is folded in a NNE - SSW or a N - S direction, forming three south-plunging synclines on the whole.
The Tsukinoura Formation overlies the Triassic Inai Group with an unconformity in the Ishinomaki sheet-map area. This formation is stratigraphically divisible into two members. The lower member, Tsukinoura Sandstone, is more than 120 m thick, and is littoral or inner neritic sediments composed of sandstone, sandy shale and conglomerate. The lower member is referred to the Bajocian on the basis of the occurrence of ammonites such as Stephanoceras sp. and Normannites (Itinsaites) sp. cf. N. (I.) Itinsae (McLEARN).
The upper member, Samuraihama Shale, underlain by the Tsukinoura Sandstone with a gradual change of rock-facies, is represented exclusively by bedded black shale.
This formation, about 1,400 m thick, is conformable to the underlying Samuraihama Shale Member, and divisible into four members, the Kitsunezaki Sandstone and Shale, the Makinohama Sandstone, the Kozumi Shale, and the Fukkiura Shale and Sandstone Members in ascending order. Its type locality is in the Ishinomaki sheet-map area.
The Kitsunezaki Member, 350 m thick, is characterized by sandstone and shale in flysch-like, medium-bedded alternation, intercalated with conglomerates.
The Makinohama Member, less than 380 m thick, is composed of sandstone and shale in very thick-bedded alternation with subordinate conglomerate. This member displays typically fining-upward cycles in the vertical sequence as described by ALLEN (1964) as the elements in ancient fluvial deposits. Plant fossils are contained in several shale beds. Most part of the member was perhaps originated from fluvial sedimentation. A thick conglomerate bed rich in pebbles of granitic rocks crops out west of Shirahama.
The Kozumi Member, 150 - 200 m thick, consists dominantly of bedded black shale which is probably neritic. Some ammonoids and pelecypods are found.
The Fukkiura Member is composed mainly of shale and sandstone in medium-bedded alternaion, exhibiting a flysch appearance. This member is 600～650 m thick.
From the occurrence of some ammonites such as Perisphinctes (P.) ozikaensis FUKADA, Perisphinctes (Kranaosphinctes) sp, cf. P. (K.) matsushimai YOKOYAMA, Discosphinctes sp. and Virgatosphinctes sp. aff. V. communis SPATH, the geologic age of this formation is referred to the Upper Jurassic.
The Ayukawa Formation is underlain by the Oginohama Formation with a questionable partial disconformity, and is divisible into four members, the Kiyosaki Sandstone, the Kobitawatashi Sandstone and Shale, the Futawatashi Shale and the Domeki Sandstone Members in ascending order. Pale greenish felsic tuff occurs at several horizons, and the sandstones except in the Kiyosaki Member contain commonly volcanic rock-fragments.
The middle part of the formation contains molluscan fossils and is referred to the Berriasian by the occurrence of ammonites such as Thurmanniceras sp. cf. T. isokusensis (KOBAYASHI and FUKADA), Kilianella sp. and Berriasella sp.
The Kiyosaki Sandstone Member consists of coarse-grained sandstone and shale in very thick-bedded alternation. Three of the five stratigraphic units composing the member are rich in sandstone, but the others dominated by shale. Most of the member may be nonmarine deposits. Plant fossils are frequently contained in the member.
The Kobitawatashi Member, 400 m thick, consists of coarse-grained sandstone and black or gray shale in very thick-bedded alternation. The basal conglomerate contains abundant pebbles of dacitic to rhyolitic rocks, and the sandstone contains abundant rock-fragments of the same kind. Cross-bedding is commonly developed. Neritic pelecypods occur in shale beds.
The Futawatashi Member, 620 m thick, consists chiefly of muddy flysch-like sediments which are represented by black, thin- to medium-bedded shale interbedded frequently with sandstone. The member is characterized by the frequent occurrence of disturbed beds as represented by slump over fold and slump ball. Thin layers of fine-grained sandstone display various kinds of sole markings, cross-laminations and current ripples.
The uppermost Domeki Member consists mostly of very coarse-grained, feldspathic sandstone and subordinate conglomerate which contains dominantly pebbles of felsic volcanic rocks. Cross-bedding is common. The lower half of the member is partially of fluvial origin. Fossils are scarce in this member.
The Yamadori Formation represented by volcaniclastic rocks and lavas is exposed at the south-eastern-most of the Oshika Peninsula. The formation covers the Ayukawa Formation with an unconformity, but there is tectonically a close resemblance between the two formations.
The formation, about 1,600 m thick, is subdivided into the Lower Andesitic Volcaniclastics, the Upper Basalt Lava and the Basaltic Volcaniclastics Members.
The Lower Andesitic Volcaniclastics Member consists mainly of pyroxene-bearing andesitic tuff-breccia and tuff of greenish color with subordinate hornblende-bearing dacitic tuff-breccia and tuff in the lower part. The lower-most part, several meters thick, consists of dark greenish sandstone containing volcanic rock-fragments. The coarser materials in them are poorly sorted and massive, but the finer ones frequently graded and well bedded. Some volcaniclastic sediments show a sequence of doubly-graded beds (FISKE and MATSUDA, 1964), therefore these sediments were probably deposited under water.
The Upper Basalt Lava Member is composed of basalt lava flows and red tuff interbeds, and is about 400 m thick, though the upper limit is not exposed. The lava flows are of aa type and part of the flows assume a red color probably caused by oxidation. Judging from these features it is probable that the lava flows settled on a dry land.
The Basaltic Volcaniclastics Member exposed along the coast facing the Kinkasan-seto consists mainly of basaltic tuff-breccia and lapilli tuff. These sediments show commonly stratification or graded bedding. This member is separated from the Upper and Lower Members by a fault.
Secondary minerals such as pumpellyite, prehnite, actinolite and zeolite are found in the Yamadori Formation. These mineral association indicates prehnite-pumpellyite facies of metamorphism of the formation.
Dikes of dolerite showing rhythmic layering are exposed to the northeast of Yamadori.
In the Oshika Peninsula, and Aji-shima and Tashiro-jima Islets, gabbro-quartz diorite and other minor bodies of clinopyroxenite and hornblendite are intruded into the Mesozoic sedimentary rocks mentioned above. The intrusive rocks are remarkably variable in relative contents of minerals, such as hornblende, augite, hypersthene and biotite. The gabbro-quartz diorite is often porphyritic or fine-grained near their margin of the bodies.
Besides these, minor porphyritic rocks are exposed at many places and varied in mineral composition as well as in rock features. Among the rocks plagioclase porphyrite which contains disk-shaped plagioclase mega-crysts up to 10 X 8 X 3 mm in size is conspicuous.
The Kinkasan Granitic Rocks are exposed in the greater part of Kinkasan Islet and are divided into the western group of quartz diorite and eastern one of granodiorite. The first includes quartz diorite and fine-grained granodiorite. The schistosity is well developed and the protoclastic texture is found under the microscope. The second includes hornblende-bearing and hornblende-free biotite granodiorites. Both the granodiorites grade into each other in their rock-facies. The granodiorites are intruded into the quartz diorite.
The Kinkasan Metamorphic Rocks are crystalline schists of high metamorphic grade. They are hornblende schist frequently associated with Ca-garnet schist, biotite schist, clino-pyroxene schist, quartz schist and tremolite schist. In the biotite schist a small amount of almandine garnet, cordierite and (or) sillimanite are contained. Sillimanite replaces muscovite in some places and is included in cordierite in other places.
The Neogene, the Gobansho-yama Formation, is very narrowly exposed on the south of Ayukawa-hama and overlies the Ayukawa Formation with a clino-unconformity. It is about 2 meters in thickness and is composed of poorly sorted sandstone and siltstone. Molluscan fossils similar to those of the Tatsunokuchi fauna of the early Pliocene in the Sendai area are found in the Gobansho-yama Formation.
The sediments correlative to the Gobansho-yama Formation are found near Odomari of Tashiro-jima Islet.
Alluvial deposits are distributed along several streams and beaches. The thickness of the deposits has not been measured accurately. The deposits are composed of gravel, sand and silt.
The mineral deposits in the sheet-map area are mostly gold-bearing quartz veins accompanied by pyrite, but they are small on scale.
The deposits contain a small amount of tetradymite, arsenopyrite, pyrrhotite and silver minerals. The Ayukawa Gold Mine and the Nii-yama Gold Mine closed at present are the representatives.
Hornfelsic shale and sandstone of the Ayukawa Formation are quarried at some places as road metal and aggregate for local demand.
昭和 49 年 8 月 1 日 印刷 昭和 49 年 8 月 5 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1974, Geological Survey of Japan