地域地質研究報告
５万分の１図幅
金沢（10） 第 20 号
地質調査所 地質部 角靖夫
昭和 53 年
地質調査所
目次 1. 地形 2. 地質概説 3. 船津花崗岩類 4. 新第三系 4.1 太田累層 4.2 瓜生累層 4.3 八尾累層 4.4 音川累層 4.5 氷見累層 5. 第四系 5.1 卯辰山層 5.2 宇ノ気段丘層 5.3 低位段丘堆積物 5.4 冲積堆積物 5.5 砂丘堆積物 6. 応用地質 文献 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 52 年稿）
５万分の１図幅
金沢（10） 第 20 号
津幡図幅地域の調査・研究は昭和 38 年と 50 年とに行った。
研究にあたって， 金沢大学 理学部 地質学教室の 絈野 義夫 教授からは種々の懇切な教示を賜わり， 石川県立 金沢女子高等学校の松浦信臣 教諭には新第三系 氷見 累層産 貝化石について 現地での同定をお願いし， 研究結果を提供して頂いた。
調査の実施においては， 石川県庁， 津幡町役場， 高松町役場から便宜を頂載した。
報文中の植物遺体名は燃料部の尾上亨 技官の同定により， 船津花崗岩類の岩石学的記載は地質部の野沢保 技官の鑑定結果によって記述した。 また， 第四系に関して地質部の坂本亨 技官の意見を参考にし， 南半地域の地質について元 地質部 技官の井上正昭氏の在任時の予察資料を利用した。 岩石の研究には技術部の大野正一・安部正治 両技官 製作の薄片を使用した。
以上の各機関と各氏に対して深く感謝するとともに， 調査・研究の先人諸氏に対して敬意を表する次第である。
津幡図幅の区画は能登半島の基部の西海岸に沿った位置を占め， 石川県 河北 郡の津幡町・ 内灘 町・ 宇ノ気 町・七塚町・高松町， 同県 羽咋 郡の 押水 町に属する陸域と日本海の海域とにわたっている。
陸域は図幅内の東寄り部分が標高 130 m 未満の 丘陵 と 60 m 以下の 段丘 ， 海岸に沿った幅 1～2 kmの帯が高さ 30～60 m に達する 砂丘 であり， 丘陵と砂丘との間が 平地 となっている。 海域は深度 100 m 以浅の比較的平坦な浅海である。
この地域の地形上の特色は 遠浅の海底地形と幅広い海岸砂丘 と言えよう。
第 1 図にこの地域の地形の概要を示す。
丘陵地 は能登半島中央の低山・丘陵地に連なるのであるが， 津幡図幅の範囲では頂部の高度で 120 m から 60 m くらいに低下し， 西側の段丘と平地に臨んでいる。 ほぼ西へ向う小河川とその支谷によって よく開折され， 枝谷が細かく行き渡り， 大部分の場所が 20～50 m の高度になっている。 全般に枝谷の谷底が低いので 丘陵の高さの割には大きい起伏があり， 80 m 以上の尾根を含む地域などにかなり比高のある急斜面が見出される。
地質的にみると， 新第三紀の地層が露出する地域に 80 m 以上の尾根が残っているが， 第四紀 更新世前期の固結の弱い 卯辰山 層が占める地域には 80 m 台の高所がなく， 60 m 以上の所も少ない。 新第三紀層のうちでは 厚い泥岩が抵抗的で高い峰を保ち， 砂岩が多く侵食されて 少し広い谷を生じている。 卯辰山層の場合では 粗粒砂の厚い層 [ Uu ? ] が最もよく侵食に耐えて突出した小山となり， 次に中粒砂の厚層 [ Um ? ] が強く， 尾根を占めている。 そして， 砂層と泥層との互層や細粒砂層の部分が多く失われて 凹んでいる。
[ 図幅地域南北中央付近・東端から西方に 1.5 km の ] 上田名 の北方の孤立した高所は [ その東にある ] 余地 の人からは西山， 高松の側の人からは高松山と呼ばれているが， 卯辰山層の堆積後， 更新世の前期か中期に隆起した小さい地塊に当たる。 ここでは， 上をおおっていた卯辰山層 [ Ul, Um, Umc, Uu ] や新第三紀の氷見累層 [ Hs1, Hs2, Hs3 ] が 隆起の際の変位とその後の侵食とによって除かれ， 基盤の花崗岩類 [ G ] が露出している。
支谷のうちには 断層に沿う北北東 - 南南西方向などのものがかなりあり， また新第三紀層・第四紀層中の岩質差に関係した選択的侵食によるものも認められる。
段丘 は [ 1 ] 高度 40～60 m， [ 2 ] 30～40 m， [ 3 ] 約 15 m ないし 20 m 余りの海岸性の段丘３段， 高度約 10～40 m の扇状地状のもの， 現在の河床よりも数 m や 10 m くらい高い河岸段丘などである。 海岸性のものは 風成砂を交えた沿岸性堆積物の堆積面と その堆積物に対する侵食面とであり， 扇状地状のものは河川の扇状地性礫質層の上を粘土質層がおおってできた面である。
これらの段丘は第四紀 更新世の中期・後期に形成されたとみなされ， 形成後に開析をうけて連続を断たれ， また砂丘におおわれてもいるが， 形成時にはそれぞれもっと広がっていたはずである。 段丘の地形については [ 後述する ] 「5.2 宇ノ気段丘層」や「5.3 低位段丘堆積物」の節でさらに述べる。
砂丘 は幅 1～2 km， 高さ 30～60 m に達していて， 日本国内では規模の大きい海岸砂丘である。 海岸に沿う３列が識別され， 内列（内陸側）と外列（海側）のものは小さいが， 中列の砂丘は中央の主要部分を占めて大きく， 間に黒色土壌をはさみ， その上下２期の砂丘が重なって構成されている。
これらの砂丘は現世（冲積世）中頃以降に断続的に堆積され， 変遷してきたものである。 [ 後述する ] 「5.5 砂丘堆積物」の節で細かく述べる。
平地 は数カ所に分散している。 どの地域も水田として良く開拓されている。 津幡川・ 能瀬 川・ 宇ノ気 川の下流の 河北潟 に臨む平地は 大部分が 2.5 m より低く， 谷間の標高 10 m 前後までほぼ平坦に広がり， さらに上流へ続いている。 能瀬川と津幡川の周辺には緩勾配のごく新しい扇状地地形が認められる。 宇ノ気町の横山～笠島 [ ← 上田名の西方 1.5～0.5 km ] の間の平地は標高数 m ないし 10 m， 高松町 内高松 の平地は 10 m 余りの高さにおもな部分があり， それぞれ少しずつ高まって谷間に入り込んでいる。 大海 川・前田川の下流の高松町の北部と押水町の南部の平地は， 津幡図幅の範囲では， 数 m 以下の平担地と 数 m ないし 10 m 余りの高度をもった大海川沿いのごく新しい扉状地とである。
以上の平地は， 地質学的にはビュルム [ Würm ] 氷期の海退によってできた谷や低地を, その後の海進とともに冲積堆積物が埋積して作った冲積平地であるが， この地域では現世中期以降に 内列砂丘や中列砂丘の内側に潟や湖沼が形成されたことが多かったはずで， その際の堆積物が表層に含まれているであろう。 とくに， いわゆる縄文海進期には 当時の河北潟は水位が高まって谷間へ広がり， 他の平地にも湖沼や低湿地ができ， 大海川・前田川の平地には恐らく潟が形成されたと推定される。 その後， これらの潟・湖沼が次第に縮小あるいは消滅する過程で 現在の平地地形が最終的に整えられたと言えよう。 なお， 河北潟は干拓前には深さおおよそ 1.5 m， 所によって 2 m くらいの湖であった。
河川 の地質的な状況について触れると， 津幡川・能瀬川・宇ノ気川は東隣の 石動 図幅地域から 大部分は新第三系の泥岩や砂岩の間を流れてくる小河川である。 河川の運搬物はおもに泥と細粒砂で， 泥岩と火山岩の軟岩状の中礫・大礫や， 含礫層から出た比較的固い小型の中礫などが小量混じっている。 降雨時には割に出水が早く， 泥水が生じる。 どの川も人工堤防で制御されており， とくに宇ノ気川には， 高松の東方の支流や余地・上田名方面の支流が砂丘によって海への排出を妨げられているため， 人工流路の部分が多い。
大海川と前田川とは東の 宝達山 周辺の花崗岩地帯から来ており， 河床の堆砂には粗粒・中粒の砂と花崗岩類の礫が多い。 この二つの川は外列砂丘を切って海へそそいでいるが， 流路は蛇行しており， 過去には排出が妨げられた時期があったと思われる。 [ 図幅地域北東隅付近の ] 宝達川 の場合は 現在の位置より 200～300 m 北で砂丘を切って海へ出ていたことがあったらしい。
どの河川についても 縄文海進期以後は しばしば流路を変えて蛇行し， また 氾濫 土砂を堆積させたと考えられる。
海底地形 については， 海上保安庁 水路部の海図だけでなく， 桜井ほか（1971）の浅海型音響測深機を使った細かい研究が発表されている。 その結果によれば， 津幡図幅に属する範囲の地形は 深度 90 m 未満で， 海岸線にほぼ直交した方向に平均 4～5 ‰ の勾配で徐々に深まり， その間に５段の海底段丘を含むものである。 海底段丘の外縁は 桜井ほか（1971）の Fig. 3 を転載した第 2 図の位置にあり， それぞれの外縁の水深は浅い方から A 段丘 : 36～40 m， B 段丘 : 46～50 m， C 段丘 : 53～64 m， D 段丘 : 70～76 m， また， 図幅外の西方へ E 段丘 : 87～96， F 段丘 : 130～150 m であり， F 段丘の外縁が一般にみられる大陸棚外縁に対応するということである。
津幡図幅地域は， 古生代・中生代の地質区の区分上は西南日本の内側に含まれる飛騨帯に属し， 新第三紀の地質区の区分上は グリンタフ地域に入る 西南日本弧内帯中の北陸・山陰区に属している。 地域内の北半部に中生代前期の花崗岩類が他に囲まれて露出し， 丘陵地の東寄りに新第三系， 西寄りに下部更新統と段丘堆積物， 平地に冲積統， そして海岸沿いに冲積世の砂丘が分布している。 これらの岩石・地層の層序関係と内訳は第 1 表のとおりである。
| 時代 | 層序 | |||
| 第四紀 | 現世 | 第四系 |
砂丘堆積物（S1～S6）
冲積堆積物（a） | |
| 更新世 | ||||
| 低位段丘堆積物（tk・tn・ty） | ||||
| 宇ノ気段丘層（tl・tm） | ||||
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| 卯辰山層 上部（Uu） 主部（Um） 下部（Ul） | ||||
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| 新第三紀 | 鮮新世 | |||
| 新第三系 | 氷見塁層 |
大桑砂岩層
（Hs3）
（Hs2）
（Hs1）
津幡シルト岩層（Hm） | ||
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| 中新世 | 音川塁層 |
高窪泥岩層（Om3・Om4）
下中砂岩層（Os） 吉倉泥岩層（Om1・Om2・Omt） 岩尾滝凝灰質砂岩層（Ot） | ||
| 八尾塁層 |
千石泥岩層（Ym）
嘉例谷砂岩泥岩互層（Ya） 沢川凝灰質砂岩泥岩互層（Yt） 河合砂岩層（Ys） | |||
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| 瓜生塁層 （Rc） （Ra） （Rr） | ||||
| 太田塁層（T） | ||||
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| 中生代前期 |
| 船津花崗岩類（G） | ||
第 3 図に [ 本図幅の ] 東隣の [ 石動図幅地域内の ] 宝達山周辺までの簡単な地質図を示す。
花崗岩類はこの地域の基盤となっている船津花崗岩類 [ G ] の一部であって， 恐らく地下では飛騨変成岩類と相伴っているであろう。 新第三系は中新世・鮮新世の５累層にわたっているが， 最上部の 氷見 累層の下の不整合によって 地質図幅の断面図のように 南北で違った層序を示している。 南部では５累層が重なり， 地下を合せて層厚 2,000 m 余りと推定されるが， 北部では下位の４累層が欠け， 氷見累層が直接 船津花崗岩類をおおっている。 この層序関係は 氷見累層の下の局地的な不整合として 北陸地方のうちで最も顕著なものである。 地表に最も広く分布している氷見累層は 金沢地方で貝化石を多産して有名な 大桑 砂岩層 [ Hs1, Hs2, Hs3 ] とほぼ同時期の海成層で， 砂岩やシルト岩からなり 浅海生の貝化石を多く含んでいる。 次に広い 音川 累層はやや深い海に堆積した泥岩の地層である。
第四系の下部更新統は非海成的な 卯辰山 層 [ Ul, Um, Umc, Uu ] で， 金沢市周辺の卯辰山層に連なる地層とみなされる。 この地域では緩く褶曲した所が多いが， 一部では断層帯となって複雑な構造を呈している。 段丘堆積物には， 能登半島の 珠洲 の 平床 層や氷見の 窪 層に相当する沿岸性堆積物の 宇ノ気 段丘層 [ tl, tm ] と， それより新期の河川堆積物 [ tk, tn, ty ] などがある。 海岸地帯の砂丘 [ S1, S2, S3, S4, S5, S6 ] はこの地方の特徴的存在で， 能登半島の南部から小松市付近まで約 70 km にわたって連続し， 津幡図幅地域で最も肥厚している。
津幡図幅地域の地層の構造は全般に緩傾斜で， ところどころ北北東 - 南南西方向・東西方向などの断層で切られている。 地層の傾斜をみると， 氷見累層と卯辰山層はだいたい西へごく緩く傾き， その下の音川・ 八尾 ・ 瓜生 ・ 太田 の諸累層は南南西へ少し急に傾いている。 この氷見累層以上と下位の傾斜の違いは氷見累層の基底の不整合を境にしていて， 音川累層の上部の堆積時から氷見累層の堆積前までの間に 津幡図幅地域の北半部と宝達山周辺とが隆起する傾向の地殻変動があった ことを暗示している。 断層の多くは卯辰山層の堆積後， 宇ノ気段丘層の堆積前にできたもので， 内高松と余地の間の花崗岩類 [ G ] の隆起をはじめ， 地層の基盤となっている船津花崗岩類の地塊化した構造を反映しているようである。 このほかに 断層には氷見累層の堆積前に 気屋 [ ← 上田名 の南方 2.5 km ] にあったはずの東西性で南側落ちの古いものや， 内高松で宇ノ気段丘層 [ tl, tm ] を切っている北東 - 南西方向の西側落ちの新しいものもある.
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船津花崗岩類は 岐阜県の北部と富山県の南部において 飛騨変成岩類を貫いて広く分布している深成岩であって， 能登半島にもところどころ露出しており， 飛騨変成岩類とともにこれらの地方の基盤を構成している。 第 4 図参照。
津幡図幅地域の花崗岩類は 東隣の石動図幅地域内の宝達山を中心として広がっている 船津花崗岩類岩体の一部に当たるが， [ 図幅地域南北中央・東端付近の ] 余地の付近の北北東 - 南南西方向の断層帯によって本体と隔てられ， [ 余地の北西方 2 km の ] 内高松と余地の間に小さい丘陵となって露出している。
岩石は一般に赤桃色の黒雲母花崗岩～角閃石・黒雲母花崗閃緑岩で， 岩相は 細粒～中粒， 斑状～非斑状と部分的な変化が著しいが， あまり苦鉄質の部分はみあたらない。 顕微鏡下でみると， カリ長石や石英が花崗岩とよぶことができる程多い岩石でも 斜長石が著しく 灰長石成分にとみ， アンデシンまたはアンデシンに近いオリゴクレースであり， また， チタン石や鉄鉱をかなり含む部分があるという特徴がある。 この地域の花崗岩類は船津花崗岩類のうちの船津型に類似した外観をもちながら， これらの特徴によって船津型と著しく異っている。
次に代表的な地点の岩石の記載を掲げる。
この岩石は 赤桃色 斑状で変質が著しい。
鏡下では おもに黒雲母， 微斜長石， 斜長石および石英からなり， 少量のチタン石， 燐灰石および鉄鉱を含み， 二次鉱物として白雲母， 緑泥石および緑簾石が形成されている。 斑晶は微斜長石で 大きさ 8～12 mm， 微斜長石構造がよく発達する。 黒雲母は大きさが 2～4 mm， 褐色で ほとんど緑泥石化し， しばしば著しく屈曲する。 斜長石は大きさ 2～5 mm， 半自形またはほぼ自形で 成分がほぼアンデシン， しばしば変質しており， 白雲母片を含む。 ごく一部にミルメカイト構造がみられる。
この岩石の一部は細粒になり， 斑状ではなくなることがある。 この場合も構成鉱物やその性質はほとんどかわらない。
この岩石は赤桃色斑状で 変質が著しい。
鏡下でみると おもに黒雲母， 角閃石， 斜長石， 微斜長石および石英からなり， 少量のチタン石， 燐灰石および鉄鉱を含み， 二次鉱物として緑泥石と緑簾石が形成される。 この他 まれに褐簾石を含む。 斑晶は微斜長石で 大きさ 5～10 mm， 幅狭いぺルト石構造が認められる。 斜長石は長さ 3～5 mm の長柱状半自形， 変質が著しいが， 成分はほぼアンデシンである。 黒雲母は大きさ 2～3 mm， 草緑色で 一部 緑泥石化する。 結晶は著しく屈曲する。 角閃石は緑色， 大きさ 0.5 mm の小さな塊状で 黒雲母に伴うことが多い。
この地域の岩石は著しく風化されている。 新鮮な部分は堅硬であるが， ほとんどの場所では軟岩状や半硬岩状であって， もろく 砕け易い。 とくに丘陵の頂部や余地の南部では かなり深部まで砂状になっている所がある。 上田名の北の砂状風化部は 土木材として古くから利用されている。
この風化の著しい進行は， 次の地史的経過によって， この岩体がほぼ鮮新世以降に風化帯に位置していた結果と考えられる。 この岩体は音川累層の上部の堆積期に東隣の宝達山周辺の花崗岩類岩体とともに上昇し， 上にあった厚さ約 2,000 m の新第三系が削剥されてしまい， その後は 氷見累層と卯辰山層におおわれたが 深度 300 m 程度しか埋没されず， 更新世中期からは陸上環境におかれ， 侵食によって次第に被覆物の卯辰山層・氷見累層を失うという経過をたどったと推定される。
石川県の南東部から富山県一帯にかけて分布する新第三系は， 中新世初期に発生して 更新世初期頃まで存在した富山積成盆地の中で形成されたと考えられている。 富山積成盆地の主要な部分は 富山積成区と呼ばれる小単位の地質区の範囲に当たり， 富山積成区の中は北区と南区とに分けられていて 津幡図幅地域は [ 富山積成区の ] 北区の一部分を占める （坂本ほか（1959）; 池辺（1957）; 坂本（1966）; 西南日本新生代研究グループ（1960）; 絈野ほか（1961））。 第 5 図参照。
富山積成区の標準となる層序は おもに南区中央部に露出する地層によって， 下位から 楡原 ・ 岩稲 ・ 八尾 ・ 音川 ・ 氷見 の５累層で組み立てられており（坂本ほか， 1959）， 北区の累層区分もほぼ共通する区切り方で設けられる。 この標準層序と富山区全域の層序関係は第 2 表の左側のように表わされ， 津幡図幅と東隣の石動図幅の範囲の層序は第 2 表の右側のように示される。 太田 累層と 瓜生 累層はそれぞれ楡原累層と岩稲累層に当たる層位にあるが， 瓜生累層と岩稲累層の岩質はかなり異なっている。
| 富山区全域（標準） |
津幡図幅地域
石動図幅西部地域 |
| 埴生塁層 | 卯辰山層 |
| 氷見塁層 | 氷見塁層 |
| 音川累層 | 音川塁層 |
| 八尾累層 | 八尾塁層 |
| 岩稲塁層 | 瓜生塁層 |
| 楡原累層 | 太田塁層 |
| 基盤岩類 | 基盤岩類 |
津幡図幅地域には音川累層以下の地層がわずかしか露出していないので， それらについては石動地域で図幅の状況によって類推しなければならない（第 3 図参照）。 石動図幅地域の新第三系の岩相層序は 現在 調査を続けているが， これまでの資料によると第 6 図のようにまとめられる。 図の右端の音川累層の中部以下が 津幡図幅地域に近い宝達山の南側のものである。 津幡図幅地域の太田・瓜生・八尾の諸累層は 宝達山南麓地帯から東西の走向， 南傾斜の構造でこの地域の南半部に続いてきており， 地下へも広がっているわけである。
津幡図幅地域の新第三系の層序・構造は 第 7 図や地質図幅の断面図に描いたように推定される。 上位の氷見累層が下位の４累層と花崗岩類とを顕著に斜交した不整合でおおっている。 下位の４累層は南へ傾いており， 氷見累層の堆積前の断層で切られている。 宝達山の南麓地帯では 八尾累層の基底に軽微な不整合が推定され， 瓜生累層の基底にも軽微な不整合を考える余地がある。 氷見累層の基底の顕著な傾斜不整合については， 富山区全体からみれは局地的なものであって， 音川累層の上部が堆積していた頃から 宝達山周辺や津幡図幅地域北部の地塊が上昇的に変動した結果と考えられる。
太田累層は砂岩などの地層で， 富山区に新第三紀の積成盆地（堆積盆地と同義）が発生した時期のものに当たり， 瓜生累層は次いで， 盛んな火山活動とともに盆地が発展して行く時期の堆積物で， この地域では 珪長質の火山砕屑流堆積物， 水中に堆積した安山岩質の火山砕屑岩， 火山円礫岩などからなっている。 八尾累層は， 下部が粗粒砂岩や凝灰質砂岩泥岩互層など， 上部が砂岩泥岩互層と泥岩などの海成層で， この上部の泥岩が堆積した頃に積成盆に深い海が最も広がったとみられている。 音川累層は盆地が衰退に転じた時期の堆積物と解釈されており， ここではやや深い海に堆積したと思われる泥岩や砂質泥岩が主で， 最下部に凝灰質砂岩があり， 間に砂岩や凝灰岩がはさまれている。 氷見累層は， 氷見動物群（大桑動物群を含む）という 冷水性要素の貝が多い化石群を産する砂岩やシルト岩の地層で， 富山区全般が浅い海域となってきた時期の堆積物に当たる。
地層名・模式地 : 以前に筆者らが命名した（富山県， 1957）ものである。 [ 本図幅の東隣の ] 石動図幅内で宝達山の南麓の津幡町 上太田から東方の瓜生にかけてみられる地層を 模式として命名していたが， 地層が最もよく露出しているのは 同じく石動図幅内の津幡町 菩提寺 から西方の宇ノ気町 余地に向う道路沿いで， [ 石動図幅地域内の ] 菩提寺に近い部分である。
分布・構造 : 模式地からほぼ南傾斜で西へ延び， 津幡図幅地域内では 上田名～余地の間の西側の支谷で 氷見累層の下にわずか露出している。
層序関係 : [ 本図幅の東隣の石動図幅地域内の ] 宝達山の南麓では船津花崗岩類に不整合と断層とで接している。 この不整合は勿論， 大きな時間間隙をもつものである。 津幡図幅地域では， この地層が露出する支谷のすぐ北隣の支谷に船津花崗岩の露出があるので， 両者が断層関係にある可能性が大きい。 上位には， 地下で南側へ瓜生累層が重なり， 地上では上側に氷見累層が不整合に乗っている。
層厚 : 宝達山の南麓地域では おおよそ 200 ないし 300 m に見積られるが， 津幡図幅地域内の露出に限ると 10 m 余りである。
岩相 : この地域のものは淡灰色の中粒砂岩で， 疎らな水成層理を示している。 化石は見出していない。 模式地付近の地層は 中礫・細礫を含んだ中粒砂岩や粗粒砂岩を主とし， 一般に中層理を帯び， 所によって斜交層理を伴っている。 海成の証拠が明らかでなく， 非海成層の可能性が高い。
地層名・模式地 : 前に富山県下の地質をまとめた際に筆者らが命名した（富山県， 1957）地層である。 池辺ほか（1951）の野田火砕岩層の中・上部にほぼ相当する。 石動図幅内の津幡町 瓜生からその南の河合までの間を模式地としている。
分布・構造 : 津幡図幅地域内では 宇ノ気町 気屋 の奥と同町 上田名 の奥に 氷見累層におおわれて点在している。 気屋の奥の谷の地層は南傾斜で重なっていて， 模式地付近の地層に直接 連続するようである。 しかし， 上田名の奥のものはこれらと調和しない傾斜を示しており， 両者の間に北東 - 南西方向の 氷見累層の堆積以前の断層が推定される。
層序関係 : 下位の太田累層との関係は 模式地の周辺で整合のようであるが， 少しの地層の欠如を考える余地があり， 現段階では確定できない。 瓜生累層は 上位の八尾累層とは不整合であり， 八尾累層との関係や活発な火山活動としての類似から 富山南区の岩稲累層に対比している。 この対比は厳密なものではないが． 少なくとも両累層の主要な部分は同時期の火山活動によって形成されたことであろう。
層厚 : 上田名の奥と気屋の奥のものを総合して 500～700 m くらいに見積られる。 模式地付近の層厚も数 100 m である。
岩相 : 安山岩質・珪長質の火山砕屑物とその水成層や火山円礫岩からなる地層で， 上下に岩相・岩質の変化がある。 地層の硬さは， 含まれている角礫や礫は硬岩であるが， 全体としては半硬岩的である。 模式地との関連は まだ充分 明らかでないが， 気屋のものが瓜生累層内の中部 [ Ra ] と上部 [ Rc ] ， 上田名の奥のものが累層の下部 [ Rr ] と 中部 [ Ra ] の下部分に当たるように考えられる。
下部（Rr） としたものは， 上田名の一番奥にある厚さ 20 m くらいの珪長質の細粒な火山砕屑流堆積物である。 褐色がかった灰白色や赤褐色をおびた淡灰色を示し， 半硬岩状で， わずか溶結している。 顕微鏡的には， 脱ガラス化をうけたガラス片の石基中に 石英・ 斜長石・ 黒雲母・ 不透明鉱物の斑晶と無斑晶質の流紋岩ないし石英安山岩の溶岩片とを含んでいる。 角閃石や細粒凝灰岩岩片を含んだ部分もある。
中部（Ra） のうちの下部分とみなした地層は， 安山岩質の凝灰角礫岩， 凝灰角礫岩状の安山岩類の火山円礫岩， 火山礫凝灰岩からなり， 輝石安山岩の溶岩流をはさんでいる。 この地層には一般に層理が不明であるが， 所によって水成層理が認められる。 中部の上部分とした気屋の谷の最上流の地層は， 水成層理をもった 安山岩質の火山礫凝灰岩と凝灰岩の地層であって， 南南西へ向う斜層理を含んでいる。
上部（Rc） にあたる地層は， 火山円礫岩と細かい水成層理をもった凝灰岩との互層である。 このうちの下部分を占める火山円礫岩は 安山岩の大・中礫に少量の巨礫が混じったもので， 角礫から高円磨礫， また無斑晶質や斑状の安山岩が含まれているが， おもなものは亜円形となった， 少しの斑晶を含む輝石安山岩である。 Rc のうちの中部分を占める火山円礫岩は 月長石 流紋岩溶結凝灰岩礫の単成的礫岩で， 礫には溶結の低いものと高いものとが混在し， 亜角形と亜円形のものがある。 この礫岩の粒度は前者と大差ないが， 径 1 m 級の礫がかなり含まれている。 Rc のうち最も上の部分では やや珪長質の凝灰岩・火山礫凝灰岩が主となっている。
なお， これらの津幡図幅地域内の瓜生累層の岩質は， 模式地付近にくらべて 安山岩質のものが多いこと， 水成堆積層が優勢である点で特徴がある。 化石は認めていない。
地層名・模式地 : この報文で使う八尾累層は 坂本ほか（1959）の層序区分によるものである。 ５万分の１ 城端 図幅地域 [ ← 本図幅の南東隣 ] と八尾図幅地域 [ ← 城端図幅地域の東隣 ] とで模式的に観察される。 累層内の部層については 地区ごとにそれぞれの区分が行われており， 津幡図幅地域内の部層区分は， 以前に池辺ほか（1951）が 城端図幅の北半地区から 石動図幅の南半の地域の地層について設けた部層区分（第 3 表）を 今回は整理・改定して使うことにした。
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池辺ほか（1951）
英田 （津幡町の北部 [ ← 能瀬の北東方 ] ）地域 |
小野山（1935a）
宇ノ気町・津幡町・高松町地域 | |||||||
| 冲積層 | 冲積統 |
扇状地層・
低位河成段丘・ 砂丘・冲積層 | ||||||
| 宇ノ気段丘層 | 洪積統 | 宇ノ気海岸段丘層 | ||||||
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| 春日山層 | |||||||
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加越
塁層群 | 卯辰山塁層 | 気屋互層 | ||||||
| 卯辰山統 | 卯辰山層 | |||||||
| 氷見層群 | 大桑 塁層 |
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| 大桑砂層 | ||||||||
| 大桑統 | 大桑層 | |||||||
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余川
層群 |
余川
亜層群 | 阿尾 塁層 |
| 竹ノ橋層 | ||||
| 高窪泥岩 | ||||||||
| 吉滝 塁層 | ||||||||
| 下中砂岩 | 吉倉泥岩 | |||||||
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| 義屋凝灰岩 | ||||||||
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| 岩尾滝緑色凝灰岩 | 倶利伽羅統 | 下中層 | ||||||
| 千石泥岩 | 嘉例谷互層 | |||||||
| 千石層 | ||||||||
| 八代 塁層 | 淵ヶ谷層灰岩 |
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| 沢川互層 | ||||||||
| 宮島緑色凝灰岩 | ||||||||
| 沢川互層 | ||||||||
| 宝達統 | 宝達層 上部 （安山岩体） 下部 | |||||||
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| 太美山層群 ? | 野田火砕岩層 | |||||||
分布・構造 : 宇ノ気町 気屋 でわずかの範囲を占めている。 そこでは走向が東西で南傾斜であるが， 東方の石動図幅の地域で走向が東西から北西 - 南東方向へ変わり， 傾斜が南西向きとなっている。 したがって， 加茂・津幡地域の音川累層の下には 八尾累層が西向きの傾斜で伏在するとみなされる。 気屋にある東西方向の断層は， 氷見累層の堆積前に生じた落差の大きい南落ちの断層に沿って， 卯辰山層の堆積後に北落ちの断層ができたものである。
層序関係 : [ 本図幅の東隣の石動図幅地域内の ] 宝達山の南側の河合・木ノ窪で， 下位の瓜生累層の侵食面を基底の礫質層がおおっている状況が見られ， 瓜生累層の上部が溶結凝灰岩なとであることから， 宝達山周辺については不整合とみなされる。 津幡図幅地域の地下でも 恐らく下位に対して不整合であろう。 ただし， この不整合関係には南へ向って整合に移る可能性がある。
層厚 : 東隣の図幅外では 累層全体として 700～800 m の層厚が見積られる。 この地域でも地下部分を合せた値は これに近いと考えられる。
岩相 : 八尾累層は岩相変化のはげしい海成層で， 石動図幅の南西部では下位から 河合 砂岩層 [ Ys ] ， 沢川 凝灰質砂岩泥岩互層 [ Yt ] ， 嘉例谷 砂岩泥岩互層 [ Ya ] ， 千石 泥岩層 [ Ym ] の４部層で構成されている。 河合砂岩層は おもに灰色の石英の多い粗粒砂岩と含礫粗粒砂岩とからなり， 細粒砂岩・泥岩・凝灰岩をはさみ， 下部に礫岩と石炭を伴っている。 沢川凝灰質砂岩泥岩互層は その下部が凝灰質砂岩と緑灰色などの安山岩質凝灰岩， 中部が砂岩や凝灰岩をはさんだ凝灰質砂岩泥岩互層， 上部が 淵ヶ谷 層灰岩と呼はれる細粒凝灰岩とその上に重なる泥岩とでなりたっている。 嘉例谷砂岩泥岩互層は 青灰色の細粒砂岩や中粒砂岩と泥岩との互層である。 千石泥岩層は 一般に塊状の泥岩で部分的に砂岩をはさんでいる。
ここで述べた河合砂岩層は 第 3 表に示した池辺ほか（1951）の沢川互層の下半部に当たり， 沢川凝灰質砂岩泥岩互層は 同じく宮島緑色凝灰岩・沢川互層上半部・淵ケ谷層灰岩を合せたものに当たり， 嘉例谷砂岩泥岩互層と千石泥岩層とは それそれ嘉例谷互層と千石泥岩を呼びかえたものである。
津幡図幅地域の地表には 各部層ともわずかしか露出していない。 また， これらからは化石を見つけていない。
河合 砂岩層（Ys） は厚さ 10 m くらいが見られ， 粗・極粗粒砂岩の地層で， 中粒砂岩や中礫礫岩の薄層をはさんだ部分と， 細礫や中礫を散点状に含んだ部分とがある。 含まれている礫は 多くが船津花崗岩類の亜円礫で， 少しが瓜生累層の火山岩と ち密な変成岩とである。
沢川 凝灰質砂岩泥岩互層（Yt） とみなした地層は凝灰質の泥岩であって， ごくわずかしか露出していない。
嘉例谷 砂岩泥岩互層（Ya） に属する地層は 20～30 m の層厚で露出しており， 厚さ 1 m 前後の単位で分級成層した中粒砂岩ないし極細粒砂岩， あるいは細粒砂岩ないし極細粒砂岩の地層で， 薄い泥岩部を伴っている中・粗粒砂岩層や炭質物のバンドをはさんだところがあり， また， 岩石が少し硬いところもある。
千石 泥岩層（Ym） は層理の目立たないシルト質泥岩で， 層厚数 10 m である。 凝灰質の部分が含まれ， ときには軽石の細礫や小さい中礫が混じっている。 淡色に風化してしまっている所が多いが， 暗灰色で少し硬い状態の所も見かけられる。
地層名・模式地 : この報告で使う音川累層は， 池辺・中世古（1955）の音川累層を 富山積成区全域に広げて適用したものである。 [ 本図幅の南東隣の城端図幅の東隣の ] 八尾図幅地域の地層が累層の模式となっている。 津幡図幅地域の音川累層には 城端図幅の北半や石動図幅の南半とほぼ共通した４部層が含まれている。 この部層の分け方は 第 3 表に示した池辺ほか（1951）の分け方とほとんど同じで， 名称も岩尾滝緑色凝灰岩を岩尾滝凝灰質砂岩層に変えただけである。
分布・構造 : 宇ノ気町と津幡町の境の [ 標高 101.6 m の ] 谷内山の周辺とその南に連続しており， 東へさらに広がっている。 津幡図幅範囲の分布のうち 北部分では南向き緩傾斜を示し， 南へ次第に走向を変化し， 南部分では西向きの緩傾斜となっている。 気屋付近にある東西方向の断層を生じた際の構造運動によって， 北部分の走向が規制されたのであろう。
層序関係 : 音川累層の基底には 八尾図幅地域なとで不整合があるが， この地域では [ 八尾塁層に対して ] 整合である。 整合とみなす根拠は， 八尾累層の上部の千石泥岩層 [ Ym ] から音川累層下部にかけて， その中にごく浅い浅海成の要素が認められないことである。 音川累層の最下部の岩尾滝凝灰質砂岩層 [ Ot ] は石動図幅地域の南部では浅海成の性質をもっているが， 数 km 離れたこの地域ではそれほど浅くない環境で堆積した特徴を示している。
層厚 : 谷内山の周辺で 400 m 弱と見積られる。
岩相 : 下位から， 岩尾滝 凝灰質砂岩層 [ Ot ] ， 吉倉 泥岩層 [ Om1, Omt, Om2 ] ， 下中 砂岩層 [ Os ] ， 高窪 泥岩層 [ Om3, Om4 ] の４部層で構成されている。
岩尾滝 凝灰質砂岩層（Ot） は層厚約 30 m で， 安山岩質の凝灰質物に富む。 中粒・細粒などの砂岩からなり， 中層理を示している。 この砂岩は一部に半硬岩状のところを含むが， 一般に風化して黄褐色・灰褐色などの軟岩となっている。
吉倉 泥岩層（Om1・Omt・Om2） は おもにシルト質泥岩の地層で， 厚さが 200 m 余りである。 下部・中部を Om1， 少し粗い上部を Om2， 中部にはさまれている凝灰岩を Omt として地質図に示した。
Om1 の部分は厚さ 100 数 10 m で， ほとんどシルト質の泥岩からなり， 極細粒砂を含んだ砂質泥岩が少し伴っている。 全般に層理の少ない地層である。 元来， 暗灰色の軟岩であるが， 表層は風化して軟弱になり， 褐色をおびた薄い色を示していることが多い。 [ 谷内山の南西方 1 km 弱の ] 多田の北方の Omt 凝灰岩より少し上位で Makiyama sp. の破片が多い部分が見出され， [ 谷内山の南東方 1 km 弱の ] 下矢田の Om2 に近い層準で うにの殼板やとげの破片， 巻貝の破片が認められた。
凝灰岩（Omt）はほとんど凝灰質物質でできた 凝灰質泥岩と凝灰質砂岩の地層で， 厚さが数 m である。 凝灰質泥岩はシルト粒度で， 軽石片を含み， 淡色に風化している。 凝灰質砂岩は粗粒・中粒で， 厚さ数 10 cm の層となって凝灰質泥岩にはさまれている。 この地層は石動図幅地域の南部での 義屋 凝灰岩（池辺ほか， 1951）の連続部かと思われるが 確実でない。
Om2 の部分は厚さ 50～60 m で， おもに極細粒砂混じりの砂質泥岩であって， ところどころ極細粒砂岩がはさまれている。 一般に層理の目立たない地層である。 下限近くに凝灰質の部分があり， 軽石の粒などが含まれている。 下矢田で Nucula sp. が見出された。 この地層は城端図幅地域の下中砂岩層（池辺ほか（1951）; 井上ほか（1964））の中部・下部の異相であろう。
下中 砂岩層（Os） は城端図幅の北部地区では層厚約 200 m となって発達しているが， 北へ向かって貧弱になり， この地域では 細粒砂岩・極細粒砂岩と極細粒砂を多く含んたシルト岩とからなる 厚さ10 m 前後の地層に過ぎない。 これは， 恐らく発達地区の上部分の延長と思われるが， 充分追跡していないので明らかでない。 砂岩は普通は風化して軟かくなり， うすい黄褐色を示している。 所によって石灰質の団塊が含まれ， 下矢田の南部で Turritella sp.， Neptunea sp.， Conchocele sp. が認められた。
高窪 泥岩層（Om3・Om4） は層理の目立たないシルト質泥岩の地層で， 100 数 10 m の層厚がある。 泥岩は暗灰色の軟岩であるが， 表層が風化して軟かく， 淡色となっている。 下部の粗い部分を Om3， それより上を Om4 として地質図に示した。
Om3 の部分は厚さ 50 m くらいで， おもに極細粒砂を含んた砂質泥岩からなる。 このうちには不規則なラミナが見られることがあり， 所によって凝灰質泥岩があって 軽石の粒や凝灰質細粒砂のラミナが入っている。
Om4 の部分は厚さ 100 m ほどで． 塊状のシルト質泥岩が主になって， ところどころ極細粒砂を多く含んだ層が伴っている。 不規則なラミナが現われていることがあり， 上部には凝灰質泥岩が多く， 火山抛出物起原らしい黒雲母が含まれていることがある。
津幡図幅地域には氷見累層に属する地層が新第三系のうちで最も広く分布している。 南部では音川累層に， 中間では八尾累層・瓜生累層・太田累層に， 北部では船津花崗岩類に不整合で重なっている。 地層は最高 130 m 余りの厚さで， 大部分が浅海成とみなされる砂岩であるが， 津幡町付近の下部に限ってシルト岩が発達しており， この部分に 津幡シルト岩層 [ Hm ] という部層名をつけた。 砂岩の部分には すべて 地層の名称として 大桑 砂岩層 [ Hs1, Hs2, Hs3 ] を使用したが， このうちには ３種に区分したように 極細粒砂から中粒砂までの粒度差がある。
これらの地層には氷見動物群（絈野（1964）; いわゆる大桑動物群を包含する）に属する貝類化石が多く含まれている。 氷見動物群・大桑動物群は 日本の鮮新世の代表的動物群とされているもので， 氷見累層の地質時代は一般に鮮新世とみなされている。 しかし， 鮮新世のうちの どのくらいを占めているかについては 現在 論議が交され． 鮮新世の前・中期を占めるとの見解と 中・後期に当たるとの見方があり， また， 氷見累層の上限についても 更新世前期におよぶとの考えも出されている。
なお， 津幡図幅北半地域の氷見累層の大部分は 従来は卯辰山層層準の地層とみなされていたが， 各地で氷見動物群に属する貝化石が見出され． 岩相層序上も卯辰山層と区別できる。
地層名・模式地 : この報告で使う氷見累層は坂本ほか（1959）の層序区分によるものである。 池辺（1949）， 池辺ほか（1951）および 中世古（1954）の氷見層群とほぼ同じ地層を累層の単元に改めたもので， 塡山（1930）の大桑統もだいたい同じ地層に対する旧称である。 名称のもとは， 望月（1928）の氷見層から発している。 氷見累層に属する地層は 富山県の氷見市・高岡市・小矢部市地域と 石川県の金沢市地域とによく発達しており， 氷見市の 藪田 シルト（岩）層と金沢市の 大桑 （砂岩）層とが代表的な部層である。
大桑砂岩層の名称は 横山又次郎が化石貝類を報告した砂層を望月（1930a）が 大桑 層と呼んだことに始まる。 このときは模式地は指定されていないが， 露出地として富山・石川両県にわたる地名が列挙され， そのうちに大桑や津幡駅の南方などが含まれていた。 その後， 金沢市 大桑町の化石産地が模式地とみなされ， 大桑層の名称で暫らく使われていたが， 研究が進むにつれ， 1950 年頃から 大桑砂層・大桑砂岩・大桑砂岩層と呼ばれるようになった。
したがって， 大桑層・大桑砂層・大桑砂岩・大桑砂岩層と呼ばれたことのある地層は ５万分の１地形図の金沢・城端・石動・氷見， そして津幡の南部と広範にわたっており， そのうちには かなり岩相の差異が含まれるので 部層として扱うのに適当でない面もあるが， この報告では 大桑砂岩層という部層名で この地域の氷見累層中の砂岩の地層を示しておく。
なお， 大桑は金沢市の西部の地名で， 以前は「おんま」と発音されていたが， 現在は「おおくわ」と呼びかえられており， 1976 年に金沢大学の絈野義夫教授から 地層名称としても「おおくわ」に改めるよう提唱されている。
津幡シルト岩層は [ 図幅地域南東隅の ] 津幡町 中津幡 駅の北東東約 400 m の道路傍の崖と 太白台 小学校へ登る道沿いの切取りとを模式地として設けた。 地質図に記入したように津幡町 中津幡から [ その北北西方 2 km 弱の ] 加茂の間に露出しており， 後述の岩相を示している。
分布・構造 : [ 図幅地域南部の ] 津幡から [ 図幅地域南北中央やや北の ] 高松の間に分布するが， 断層に隔てられ， 南から， 津幡～能瀬 ， 気屋～余地 ， 上田名～内高松 の３地区に分れている。 津幡～能瀬地区では西南西の緩傾斜で， 間に小さい断層がある。 気屋～余地地区では， 気屋部落より北は西向きの緩傾斜のおだやかな構造をとるが， 気屋部落より南は北北東 - 南南西方向の断層帯によって 地層が細かく分断され， 急傾斜部分が生じている。 なお， この断層帯より南の多田までの間では 断層によって下位の音川累層 [ Om1, Omt, Om2, Om3, Om4 ] と上位の卯辰山層 [ Ul, Um, Umc ] とが隣接する状況となり， 氷見累層の分布が欠けている [ ← 気屋の南方 1 km 弱付近には断層に挟まれて氷見塁層（Hs2, Hs3）が分布しているが， … ] 。
上田名～内高松地区の地層は 船津花崗岩類 [ G ] の山塊をとり囲んた形で分布している。 西側では 5～10°の西向き傾斜を， 南側と北側とでは それぞれ南と北向きの緩傾斜を示し， 東側では断層帯に切られて東向きに傾斜している [ ← 本図幅の地質図では船津花崗岩類（G）の東側の氷見塁層を確認できない ] 。
以上の３地区の氷見累層は 元来は全域にわたって一連の地層として堆積していたが， おもに卯辰山層の堆積後の更新世前期頃の地殻変動によって地表の分布が離れたものである。 地下においては， 地質断面図に示したように， 卯辰山層の下に広く存在するとみなされ， また海底においても氷見累層と思われる地層が連続的に分布している（ [ 後述する ] 岩相の項の末尾 [ の「海底地質」の項 ] 参照）。
層序関係 : 下位に対しては， 津幡図幅内全域に不整合と解釈される。 第 8 図参照。
北半地域では氷見累層の下の新第三系が北ほど大きく欠如し， 氷見累層が上田名以北では直接 船津花崗岩 [ G ] にのり， 気屋～余地間で北から順次， 太田累層・瓜生累層・八尾累層をおおっている。 これらの地域では [ 後述する ] 岩相の項で述べるように基底に礫岩などの粗粒相が伴い， 不整合面の露出した崖も認められる。
南半地域の能瀬・多田から津幡までの間では， 氷見累層が音川累層の上部に重なっている。 音川累層の泥岩の層理 [ Om4 と Om1 ? ] が個々の露出で明瞭でないため 詳細に検討できないが， 大局的には 音川・氷見両累層の走向・傾斜がほぼ平行で， 多田～津幡間に地層欠如の差を想定してみても， 層厚数 10 m を越えるほどの斜交を見込む余地はない。 しかし， この地域でも氷見累層の最下部が浅海浅部に堆積したとみなされる地層であり， 南東隣の城端図幅・南隣の金沢図幅地域で 音川累層の最上部にある凝灰岩厚層（井上ほか（1964）の高窪泥岩層中の第１凝灰岩）が 降灰圏内とみなされるにもかかわらず存在しないので， 音川累層の最上部が削剥された不整合と解釈する。 なお， 南半地域には 不整合面が観察できる崖がなかったが， 氷見累層の最下部に含礫層があり， 一部では下位の音川累層のものらしい泥岩の角礫が含まれている。
津幡図幅地域を通覧すると， 氷見累層の下の層序関係は， その堆積前の おそらく音川累層上部の堆積中から 宝達山周辺・津幡図幅地域の北部の地塊が上昇的に変動して 下位層の傾動と削剥が行われた不整合であるとともに， その後の海進で 氷見累層が南部から北部の少し高い基底に向けてアバッ卜して堆積したものと解釈される。
[ 氷見累層の ] 上位には卯辰山層 [ Ul, Um, Umc ] が不整合に重なる。
層厚 : 第 8 図のように地域差が大きく， 津幡～能瀬地区では 100～150 mくらい， 気屋～余地地区では 20～数 10 m， 内高松で 100 m 内外である。 この地域差は 氷見累層自体のアバットや集積による差と 卯辰山層の下の不整合に伴なう削剥の差とによるが， おもに後者の影響である。
岩相・化石 : おもに砂岩， 一部がシルト岩からなるが， 層準と地域による岩相の違いがあり， 上部が粗粒・北方が粗粒の傾向が明瞭である。 岩相は 地質図に示したように， 津幡シルト岩層の Hm， 大桑砂岩層の Hs1・Hs2・Hs3 の４種に整理される。 Hm はシルト岩， Hs1 は泥質極細粒砂岩， Hs2 は細粒砂岩， Hs3 は中粒砂混じりの細粒砂岩と中粒砂岩が それぞれおもな岩相となっている。
４者の層序的関係は， 第 8 図に描いたように， Hm は津幡町周辺の下部， Hs1 は能瀬付近の下部を構成し， 両者はほとんど同時異相の関係にある。 Hs2 はこれらの地区の上部と， 気屋付近から北の地域の下半を占めている。 気屋以北の Hs2 は， だいたいは能瀬～津幡間の Hs1 と Hm に Hs2 の下部分を含めた範囲の異相とみなされ， その上の Hs3 は能瀬～津幡間の Hs2 の中部分と上部分の異相と推定される。 そして， 津幡～能瀬地区の最下部 10～20 m に相当する層準が 北部地域に存在していないようにみられる。 すなわち， 南部から北部に向かって この程度のアバットが推定される。 なお， 津幡～能瀬地区の下部にある凝灰岩層は 北部地域では認めていない。 ただ， 上田名の南東方の谷の最下部の細粒砂岩の中に凝灰質物のラミナが見出され， 凝灰岩層の痕跡の可能性がある。
次に， 津幡～能瀬， 気屋～余地， 上田名～内高松の３地区に分けて， 岩相と産出化石を記述する。 第 8 図・第 9 図・第 4 表参照。
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津幡～能瀬地区の津幡シルト岩層（Hm） は中津幡から加茂の間で氷見累層のうちの下部を占めている。 中津幡駅の北東東約 400 m にある崖で最もよく観察される。 主としてシルト岩からなり， 凝灰岩層をはさみ， 最下部に含礫砂岩・粗粒砂岩などを伴う地層である。 シルト岩中には貝類化石が多い。
主部は 細粒砂質粗粒シルト岩に粗粒シルト岩を交えた塊状の地層で， ところどころに砂質物や貝殻片の多い薄層をはさんで層理を現わしている。 岩石としての硬さは軟岩で， 新鮮であれば青味をおびた暗灰色であるが， 少し風化した状態で褐色をおびた暗灰色を示していることが多い。 いちじるしく風化すると 潜在している割目などに沿って小岩塊化し， 褐色をおびた淡灰色に変わり， 崩壊し易い状態となっている。
これらのシルト岩， とくに細粒砂質シルト岩中には， しはしば貝類化石が散点状に含まれ， ときには層状の密集帯を形成している。 ただし， 化石の多くは その印象しか留めていない。 第 4 表に最も保存のよい産地の H 地点の種名同定の結果を掲げたが， 第 9 図に記入の産出地などで鑑定できたものと総合すると Hm のシルト岩類中に多産する貝類化石は次の種類となる。
以上のほかに少量含まれる種類も考慮すると Hm 中の貝類化石には亜浅海生のものが優勢で， Anadara， Glycymeris， Mya などのより浅い生息地のものが混入していることがわかる。
凝灰岩層は薄い層も合せれば数枚あるが， そのうちの基底から層厚約 20 m 上位と， 同じく 25～40 m 上位とのものが厚くて よく連続する。 連続性のよい２枚のうち下位のものは 層厚 0.8～1.5 m の黒雲母を含む灰白色の細粒凝灰岩で， 下部に比較的明瞭なリップル層理を生じていることが多く， 火山灰が海底に沈降した後に底層流の影響をうけて堆積したものである。 津幡～谷内間での層厚の差異は 降下量の差ではなく 海底で凝灰質物が移動した結果であろう。 上位の連続性のよい凝灰岩層は 層厚 30～50 cm の灰白色の細粒凝灰岩である。 これら数枚の凝灰岩層は， 城端図幅地域で氷見累層の基底の粗粒砂岩の上位にある数枚の白色凝灰岩（井上ほか， 1964）と同一の火山放出物とみなされる。
最下部に見出される含礫砂岩・粗粒砂岩などの粗粒な地層は， 全般には顕著でないが， [ 図幅地域南東隅の ] 中津幡 で層厚 10 m 余りに発達している。 太白台 小学校の正門側の道路沿いでよく見られ， 含礫砂岩， 含礫砂質シルト岩， 粗粒砂岩， 粗粒砂～砂質泥互層からなる 中層理・厚層理の明瞭な地層である。 含まれている礫は 安山岩， 硬質のスレートなどの変成岩の小さい中礫で， 円礫が多い。 一部に， 下位の音川累層の泥岩が礫となって入っている。
最下部の含礫層は西向き優勢の古流向を示し， 主部のシルト岩にも西向きの古流向が認められる。
津幡～能瀬地区の大桑砂岩層（Hs1） は加茂から谷内の間と 多田の東に氷見累層の下部となって分布し， 谷内部落の西方でよく見られる。 シルト質極細粒砂岩が主で， 極細粒砂質粗粒シルト岩， シルト質細粒砂岩が伴った地層である。 潜在したラミナが認められることもあるが， 普通は層理が目立たず， 塊状である。 軟岩に属する岩石であるが， 露出では Hm より風化が進行していて， 褐色をおびた灰色を示し， 軟弱になっている。
分布範囲内でも南へ細粒となる傾向が現われており， 加茂の谷付近で Hm と交指して置き換わる。 一方， 上部が粗粒な傾向もあり， 上部には シルト質の極細粒・細粒砂岩が多い。 基底から層厚約 20 m 上位に Hm 中と同じ凝灰岩層（連続のよい２枚のうちの下位）がはさまれている。 また， 谷内では 最下部に小型の中礫を含んだ礫質層が伴っている。
Hs1 中には， 印象ではあるが， 貝類化石が比較的豊富に 普辺的に含まれている。 散点状のほか， 幼貝が不規則に密集するなどの産状である。 多産地の一つでの種名同定の結果を第 4 表の G に掲げた。 各所で見出されたもののうち量的におもなものは次の通りである。
これらの貝類は Hm の中のものと共通的で， 亜浅海生のものを中心とした内容である。 Hm に較べて ごく浅い生息地の貝の混入が少ない。
津幡～能瀬地区の大桑砂岩層（Hs2） は 津幡から多田へかけて氷見累層の上部分を占めて分布し， 中津幡～本津幡の丘陵地の縁に沿って模式的に露出している。 おもに細粒砂岩で， 部分的に中粒砂岩や礫岩がはさまれた地層である。 厚層理を示すところが多いが， 塊状の部分もある。 もともと固結の弱い軟岩であり， 風化によって全体に軟化し， 一般に黄褐色や赤味がかった黄褐色を呈している。 土木材として利用されている。
主体となる細粒砂岩は 比較的分級のよい細粒砂と極細粒砂からできており， 通常は貝化石や炭質物をほとんど含まない。 部分的に中粒砂混じりの少し分級の悪い細粒砂岩などに貝化石が散在する場合があり， 第 4 表の E・F に掲げたほかに次の種類などが認められた。
気屋～余地地区の大桑砂岩層（Hs2） は余地と上田名の中間の南東方の谷で最もよく見られる（第 8 図の柱状図 c）。 おもに細粒砂と極細粒砂の混じった細粒砂岩からなる 層理の目立たない地層である。 最下部に大礫・巨礫を含んだ礫岩が伴っている。 砂岩は固結のごく弱い軟岩で， 露出では風化して淡黄褐色を示し， 脆弱なことが多い。
最下部の礫岩は場所によってかなり違っている。 気屋の北部から上田名の南東の谷までの間で発達して 1 m ないし 10 m と厚く， ここでは 瓜生累層の流紋岩質や安山岩質の火山岩の中礫・巨礫と 船津花崗岩類の中礫が含まれている。 これよりも北では厚さが数 10 cm で， 礫種は花崗岩類が多く， 瓜生累層の火山岩類が少なく， 太田累層の含礫層から由来したものが加わっている。 礫の形状は 多くが球形円礫で， 波浪による円磨をうけた特徴を表わしている。
最下部の礫岩が薄い所では， その上に厚さ数 m のシルトを多く含んだ極細粒砂岩が重なっている。 この中には貝化石が多く， 層状などに密集して含まれた所がある。 種類が豊富で， 第 4 表の B・C・D のほかに次のものも見出された。 浅海浅部の貝が主体で， 巻貝と岩礁性の貝が比較的多い。
基底から厚さ 20 m 余り上位までには ところどころに極細粒砂がちの砂岩が含まれ， シルト岩の薄層がはさまれている。 また， 印象となった貝化石が見かけられ， サンドパイプが認められる。 その上の基底から 40 m くらいまでは 少し粗粒で中粒砂混じりの細粒砂岩が伴っている。 さらに上位の砂岩はとくに無層理状である。
上田名～内高松地区の大桑砂岩層（Hs2） は内高松の第 8 図の柱状図 a・b の箇所でよく見られる。 気屋～余地間と岩相がだいたい似ており， 上下の変化にも共通な点がある。 おもな岩相は細粒砂と極細粒砂が混じった細粒砂岩で， 一般に層理が目立たない。
最下部には 小さい中礫の転石が認められ， 所によって薄い礫質層が伴っているようである。 基底から 15 m くらいまでが 少し細粒で極細粒砂がちの細粒砂岩で， 下寄りにシルトの多い部分が含まれ， 中間にシルト岩の薄層がはさまれている。 シルト質の部分などに貝化石が入っており， その種類は 次に挙げるものと第 4 表の A のほか 同定できなかった巻貝などがかなりあって 非常に多種にわたっている。 浅海浅部の砂底と岩礁性のものが混合しているが， 内高松では Chlamys が多く， 笠島では Mizuhopecten が多いなどの地域的な差がある。
基底から約 15 m 以上を占める地層は比較的分級のよい細粒砂岩であって， その間に， 基底から 20 m 前後で中礫礫岩・含礫砂岩の薄層や数 10 cm の層がはさまれ， 所によってシルト岩の薄層も見られる。 この部分には西へ向かう斜層理がある。 これより上位は かすかに疎らな層理が認められる細粒砂岩からなっている。
内高松の東方の丘の上では 基底から厚さ 20～30 m までの地層しかないが， 内高松の近くのものより少し粗粒である。 おもな部分は細粒砂岩で， これには中粒砂混じり， 極細粒砂混じりなどの粒度差による明瞭な中層理が現われている。 そして， 中粒砂岩・粗粒砂岩・シルト岩・礫岩がはさまれ， 一部に Glycymeris yessoensis (SOWERBY) の密集層がある。
この丘の上では 船津花崗岩類 [ G ] をおおう状況が観察できる。 高松病院の南東約 300 m の所では， 花崗岩に接して 厚さ 2～3 m のシルト質極細粒砂岩があり， その中に花崗岩の破片状の角礫（小型中礫以下）が混じり， Ostrea， Pectinidae， Cirripedia などが含まれている。 この丘から余地部落へ下りる箇所では， 基底に花崗岩類だけの中礫を含んだ 厚さ数 10 cm の礫岩があって， 船津花崗岩類をおおい， その上には 中層理の明らかな 細粒砂混じりの極細粒砂岩などの地層が 2～3 m 重なって， 最下部を構成している。 これらの最下部で認められる古流向は北北東や北東方向へ向かっている。
気屋の南部の大桑砂岩層（Hs3） はおもに中粒砂混じりの細粒砂岩や中粒砂岩などで， 砂岩はもともと軟岩であるが 風化をよくうけている。 断層で分断されている地層を組合せると 30～40 m の厚さとなる。
このうちの下部は中粒砂混じりの細粒砂岩の地層で， 粗粒砂岩層や小型中礫の礫岩層がはさまれている。 中部は下部に似ているが， 少し細粒で， シルト岩の薄層もはさまれ， 一部に Glycymeris sp.， Macoma cf. calcarea (GMELIN) などの密集層が入っている。 上部は粗粒砂混じりの中粒砂岩が主になっており， 間に中粒砂岩， 細礫・中礫礫岩， シルト岩の薄層が多くはさまれている。
内高松の付近の大桑砂岩層（Hs3） は第 8 図の柱状図 a でよく見られる。 おもに細粒砂と中粒砂の混じった細粒砂岩からなる地層で， 中粒砂・粗粒砂などの薄層やラミナがはさまれている。 この砂岩は固結のごく弱い軟岩であって， 水が比較的滲透し易く， 風化して軟弱になった箇所が多い。
下部の数 m は 極粗粒砂～中粒砂の混じった粗粒砂岩と中粒砂岩で， Hs2 の細粒砂岩に重なっている。 下限から 10 m ないし 20 m 上位の間には ところどころ中礫を含んだ粗粒砂岩の薄層がはさまれ， 所によってあまり固くない扁平形の石灰質団塊が含まれている。 下限から 30 m 上位の前後は比較的細粒で無層理状である。 下限から 40 m くらい上位にあたる粗粒砂岩に 大形の二枚貝などが層状に含まれた所がある。 印象だけで属種がよくわからないが， Mactoridae 科の貝が多く， Trochidae・Veneridae 科のものや Peronidia sp. などが伴っている。
海底地質 : 桜井ほか（1971）によって 津幡図幅周辺海域の音波探査による研究が発表されている。 第 10 図は その海底地質を Table 3 と Fig. 4 とから転載したものである。
津幡図幅に属する海底には C 層， 次いで B 層が広く現れていることが明らかにされている。 桜井氏らの B 層， C 層は それぞれ 卯辰山層， 氷見累層の連続部であろうと思われる。
津幡図幅地域には 一般に更新世前期の地層とみなされている卯辰山層をはじめ， 更新世後期（あるいは中期以降）の数時期の段丘堆積物， 冲積堆積物， さらに 現世後半に形成された海岸砂丘が分布している。
卯辰山層は非海成的な要素を含む地層で， 最高 250 m くらいの厚さに達しており， 下位の氷見累層を不整合におおって広範に露出し， 褶曲と断層による変位をかなり強くうけている。
段丘堆積物のうち 最もおもなものは宇ノ気段丘層で， 陸水性の泥層， 風成砂， 浅海成砂などからなり， 高さ 40～60 m の段丘面を作り， 後の侵食による 40 m 以下の段丘面ももっている。 他の低位段丘堆積物はより新期の， 40 m 以下の標高を占める河川堆積物などである。
冲積堆積物は河北潟の周辺はじめ所々の平地を形成し， 砂丘堆積物は数期の砂丘列が近接・複合し， 海岸に沿う幅 1～2 km の高さ数 10 m の丘陵となっている。
なお， 海底には卯辰山層らしい層が広く露出し， それ以降の堆積物もところどころに集積していると思われる。
冲積堆積物と砂丘堆積物については 試錐などによる実質的な調査・研究を加えていないので， 一般的な観察と既存文献とによって考察し記述する。
津幡図幅地域には この報告で卯辰山層に属させた地層が広く分布し， 最上部まで 200 数 10 m の層厚に達している。 氷見累層を全域にわたって不整合におおうが， いちじるしい傾斜不整合ではなく， 地下や海域においても氷見累層とほぼ平行に重なっていると思われる。 この地域では 地層が褶曲をうけ， かつ断層によって乱されている。
地層名・模式地 : 地層名は， 望月（1930a）が 「金沢市 東北 卯辰山によく発達する｣ 「砂層粘土層円礫層よりなる」地層を卯辰山層としたのに始まる。 このとき， 望月（1930a・b）は金沢周辺の「第三紀層」を３層に分け， 卯辰山層はその最上位の地層であった。 その後， 卯辰山層と大桑層との境界などに変遷があったが， 楡井（1969）は金沢周辺の卯辰層を詳しく研究し 再定義して， 模式地を「金沢市 御所町から卯辰山の山頂まで」とした。 楡井の卯辰山層には， 以前（今井（1959）など）は卯辰山付近で 高位段丘礫層として扱われていたものが 最上部として含まれている。
津幡図幅地域の [ 卯辰層の ] 地層は 気屋互層（池辺ほか， 1951）と呼ばれたこともあるが， 金沢周辺の卯辰山層と一連の水域で形成されたと考えられるので， この報告では卯辰山層と呼ぶことにした。 ただし， 金沢地域には 層厚 150 m くらいの卯辰山層しか存在しないのに， この地域には最高 250 m 前後もの地層があるので， 金沢地域よりさらに上位の層準まで含まれているかもしれない。
分布・構造 : おもに丘陵地の西寄りにほぼ連続的に露出し， 上田名から余地の谷沿いに入り込んでいる。 構造の大勢としては 西へ緩く傾斜する傾向があるが， 細かくみれば複雑である。 同層準の走向線を描くと第 11 図のような構造が推定される。
宇ノ気地域では， 気屋の谷に沿う東西方向の断層をはさんで南， 北それぞれに 南南西へ傾く向斜構造があり， その褶曲構造がさらに北北東 - 南南西方向の断層で乱されている。 宇ノ気町の北部から高松町にかけては， 上田名の北方の船津花崗岩類の山塊を中心としたドーム状構造が形成されており， その東側の地層は 余地の谷に沿う北北東 - 南南西方向の断層帯の間にはさまれて 切れ切れとなり， かつ急傾斜している。
なお， 「4.5 氷見累層」の岩相の項の末尾 [ の「海底地質」の項 ] に述べたように， 海底にも卯辰山層とみなされる地層が広く分布している。
層序関係 : 下位に対しては [ 卯辰山層は ] 津幡図幅の範囲では全域が不整合とみなされる（第 8 図・第 12 図参照）。 下位の氷見累層内の上下分帯を推定し その削剥欠如量を比較してみると， 能瀬付近では氷見累層が津幡の北部より層厚 20 m 前後多く欠如しており， 気屋～余地間では氷見累層の厚さに 30～40 m のむらが生じている。 また， 上田名では内高松付近よりも数 10 m 多い欠如が見込まれる。
なお， 卯辰山層の基底には たいていは礫岩か含礫砂岩が伴っており， 津幡の北部， 五月田 ， 加茂， 気屋の西方， 余地の東方， 谷部落 [ 位置不明 ; 上田名の西方 500 m ] などで氷見累層のわずかな斜交や基底面の凹凸が認められる。 ただし， 大局的な構造としては 共通の断層で乱されており， いちじるしい斜交不整合は形成されていない。
上位には 宇ノ気段丘層などの段丘堆積物が不整合に乗っている。 この間は 顕著な地殻変動を隔てた不整合である。
層厚 : 全層がほぼ連続して地表にあらわれているのは 宇ノ気町の北部の谷 [ ← 上田名の西方 500 m ] ～ 鉢伏 [ ← 気屋の西方 1.5 km ] 間である。 ここでは計 200 数 10 m に達している。 地質図に下部 [ Ul ] として示した部分は 各地を通じて 20～40 m の所が多く， 主部 [ Um（and Umc ?） ] は谷～鉢伏間で 150 ないし 200 m と見積られ， 上部 [ Uu ] は鉢伏・ 茶臼山 に約 50 m まで存在している。
岩相 : 大部分は細粒砂層と中粒砂層とからなり， シルト層・粘土層・粗粒砂層・礫層を伴う地層である。 第 12 図に示したように 岩相の特徴によって下部・主部・上部に３分した。
下部（Ul） は 細粒砂層・中粒砂層・泥質細粒砂層を主とし， 粘土層・礫層・粗粒砂層をはさんだ地層で， 津幡町の北部では凝灰質物を含んでいるのが認められる。 地層は 多くの場合 明らかな中層理をおび， ところどころ小規模の斜交層理を示す。
基底部に礫層や含礫砂層があることが多い。 とくに余地の谷の東側では 最下部の厚さ数 m を礫層と含礫砂層が占めている。 礫は 概して円礫が主で， 高円磨の球状礫がかなり含まれる場合が多く， 亜円・亜角礫の混入は稀である。 礫の岩石種は地区によって異なる。 津幡付近では 硬質のスレート・古期の珪長質火山岩（ 太美山 層群由来と思われる）・変質安山岩など， 気屋付近では花崗岩質岩石が主， 余地付近では 花崗岩質岩石・ 珪長質火山岩（瓜生累層起源らしい）・ 安山岩（同前）変成岩（太田累層礫岩中の礫）など， 谷部落付近では花崗岩質岩石と珪長質火山岩（瓜生累層起源らしい）である。
粘土質層のうち 基底から 10 m くらい上位にある 最も厚いものは 厚さ 1～3 m で よく連続しており， 上田名の東方の谷では 5～6 m に肥厚している。 ここでは， シルト質粘土の間に 粘土質泥の多い極細粒砂層や炭質物の多い黒灰色の粘土層がはさまれている。
下部の地層中の斜層理の古流向は， 津幡・多田付近では西～北西向き， 気屋では南西方向， 余地では北西向きが それそれ優勢なようである。
主部（Um [ および Umc ] ） の地層は 細粒砂層・中粒砂層が主体となり， 粗粒砂層を伴い， シルト層・粘土層・礫層をはさんで構成されている。
細粒砂層・中粒砂層には 比較的分級のよいものと 泥質で分級の悪いものとがあり， 厚層理， 次いで中層理を表わしている。 両者が互層を作る場合もある。 これらの地層は普通は風化して黄褐色となり， さらに脱色していることも多い。 地層の固結は ごく弱く， 風化が進むと容易に崩れ， 土砂状となっている。
粗粒砂層の多くは厚層理か塊状を示す 厚さ数 10 cm～数 m の地層である。 不明瞭な分級層理をもつ層があり， また中規模の斜交層理， 局部的には大規模の斜交層理を作る層が認められる。
シルト層と粘土層は それそれ薄層や中層となってはさまれる場合が多いが， 相伴って厚さ 1 m ないし数 m の厚層ともなっている。 最も顕著な厚層 [ Umc ? ] は地質図に記入したが， 他の粘土質厚層は 周辺の露出が悪いため 地質図に図示できるほど追跡できなかった。 これらの粘土層と粘土質に風化したシルト層とは瓦・煉瓦などの材料に利用されている（ [ 後述する ] 「6. 応用地質」の項を参照）。
礫層は 小型中礫や細礫の薄層で， 細粒砂層・中粒砂層中にはさまれている。 硬質な岩石の円礫を主とし， ときには花崗岩質岩石を多く含んでいる。
主部の砂層が示す古流向は， ところどころで測定した結果 少し傾向がありそうではあるが， 全体として諸方向に向かっている。 堆積当時に流向の変動が多かったのであろう。
上部（Uu） の地層は 粗粒砂層に極粗粒砂層や粗粒砂混じりの中粒砂層が伴っている地層で， 一般に厚層理か塊状であるが， 斜交層理を示す層がかなりあり， 大小様々の規模の斜交層理がみかけられる。 斜交層理による古流向は， 茶臼山・鉢伏地区では東へ向うものが優勢， 狩鹿野 付近では北西方向や東方向などが混在している。
宇ノ気段丘層は 粘土質層の最下部（tl）と海成らしい砂層や風成砂の主部（tm）からなり， 堆積物の上面が高度 40～60 m の段丘面となっている。 すでに研究されている（北陸第四紀研究グループ， 1961・1963・1967a・l967b・1969）七尾市付近の奥原層， 珠洲 市付近の 平床 層， 氷見市の 窪 層， 加賀市付近の片山津層と同一期に堆積したとみなされる。 この地質時代は 関東地方の下末吉層と同じ時代， すなわち更新世後期あるいは中期と考えられている。 ただし， 最下部（tl）についてはより古い時期の疑いもかけられる。 なお， 宇ノ気段丘堆積層の分布地域には 40 mより低い侵食段丘面もあり， また －部ではこの堆積物を切る断層が認められる。
地層名・模式地 : 小野山（1935a）の宇ノ気海岸段丘層（または海成段丘層）や 池辺ほか（1951）の宇ノ気段丘層から 氷見累層や卯辰山層に属する部分を除いたものにあたり， 後者の地層名称を受け継いだ。 池辺ほか（1951）では宇ノ気村（現 宇ノ気町） 宇気 が模式地とされているが， 現在では堆積物の主部は 高松町 内高松の東部の高松町 野球場・高松病院周辺で模式的にみられ， 地層の下部から上部にかけての主要な露出は 野球場へ登る道路沿いの切取り（第 13 図の柱状図 c の地点）， 上部・最上部のよい露出は高松病院の東側の支谷の谷壁（同 b の地点）にある。 地層の最下部は 宇ノ気町 横山の南の宇ノ気川の沿岸の切取り崖（同 g の地点）の低い部分に 模式的に露出している。
堆積物の上面の高度は 内高松の東方で 40 m 以上 60 m 未満の間を占めているが， 関連する段丘面は侵食面を加えて３段となっている。
分布・構造・地形 : [ 宇ノ気段丘層は ] 横山・ 宇野気 の平地で分かれて， 内高松 と 宇気 の２地区に分布 している。 第 1 図・第 13 図参照。
内高松 地区， すなわち内高松の東部から宇ノ気町 笠島の北部までの間では， 高度（国土地理院 発行の２万５千分の１地形図による） 30 m 前後から 60 m 弱の段丘の上部分を構成している。 地層の基底は西から東へ約 20 m から 40 m 余りと高まり， 堆積物の特徴によってアバットと判断される。 内高松の南部の第 13 図の柱状図 e の地点の道路切取りでは， 東西約 20 m の間には南北方向ないし南西 - 北東方向へ延びる急角度の小断層数本があり， いずれも下位の卯辰山層とともに西側落ちの変位を生じている。 このうち最大のものは 断層面が N 35°E・60°W で落差が数 m の正断層で， 他は 断層面の [ 走向・ ] 傾斜が様々で 落差が 20 cm ないし 50 cm である。 ほぼこの延長にあたる [ 第 13 図の柱状図 ] a の地点でも 西側が 1 m くらいに落ちた N 35°E・60°W 前後の断層が認められる。
この地区の段丘面は全般に開析をうけ 原面をそのまま残している所が少ないが， 高松病院周辺に比較的平坦な地形が保たれていて， 高度 40～60 m と 30～40 m の２段に分けられる。 高い面は高松病院の東方の第 13 図の d 地点付近で， 最高 60 m 近い高度を示し， そこには地層の最上部が存在する。 それから西側へ 明確な段を表さずに 最上部層が欠けた 40～50 m の平坦地が続く。 この高松病院の廻りの平坦地は 元来は最上部がほとんど堆積しなかったか， あるいは堆積した最上部が直後の海退で侵食された所であろうが， よくわからない。 低い面は 30 m 以上 40 m 未満で， 前者 [ = 高い面 ] より１段低い。 この面は 堆積物の形成後に海退が停滞した時期に 地層の上部が削剥されてできた波食面であろう。
現在の地形では 内高松の東方の段丘はおもに西へ向う必従谷によって侵食されており， 内高松の南隣の段丘は段丘崖に平行に発生した谷によって削られている。
宇気 地区， すなわち横山の南部から鉢伏の西部にかけては， この地層が 10 m から 20 m 余りの高さの段丘の全体と 20 m から 40 m の高さの段丘の上部分とを構成している。 この地区では， 内高松地区と違い， 粘土質層が地層の最下部（tl）となって 西寄りの地帯で高度 10 数 m 以下， 所によって数 m 以下に広がっており， この最下部にオーバーラップして 地層の下部・中部が東寄りへ高まっている。 また， 宇気の南東の 鋳鍛 工業団地付近では地層がごく緩く波曲している。
宇気地区の段丘には３・４段の面が識別される。 高い段丘面は横山～笠島間の平地へ連らなる南北方向の谷の東側に推定される。 これは高度 30 m 前後以上に分布する残留堆積物が形成していたはずの面であって， 内高松地区の高い面に対応すると考えられる。 この残留堆積物は地質図に示したほかにも若干分布しているであろう。 第２の段丘面は 内高松地区の低い面にあたると思われる 約 25 m 以上 40 m 未満の高さの面である。 平坦面の遺形が保持されており， 堆積物はわずか傾斜して， 基底面とともに徐々に西へ下がる傾向を示している。 この間の 30 m を切る高さの所に傾斜変換が認められ， 段丘崖の名残りの可能性があるが 明確でない。
第３の最も低い面はおよそ 15 m ないし 20 m の高度をもち， 鋳鍛工業団地の所に平担面の遺形が残っている（現在はさらに人工整地されている）。 堆積物は第２の段丘面下のものと共通しているが， この第３の面は 鉢伏の西部や狩鹿野・森付近にも卯辰山層を削剥して広がっていたとみなされ． かつ， 推定される段丘崖線が高位の面に顕著に切り込んだ形をとるので， 宇ノ気段丘層の堆積に関係した海進と別個の海進時に生じた侵食面と解釈される。
宇気地区の段丘周辺の谷系は， 旧汀線に平行的な谷と 段丘面の勾配に必従的な谷とが組合って生長している。
岩相・層厚 : 大部分は浅海成と思われる細粒・中粒の砂層である。 南の宇気地区で最下部に粘土質層が伴い， 西寄りの地帯で地層の中部に風成砂が発達している。 層厚は厚い所では 20 m をこえるが， 一般に 10～20 m である。 東寄りのアバッ卜した部分では元来 地層が薄くて 10 m 余り， 低い段丘の部分では 厚く堆積したであろうが 上部が失われて 10 m ないし 15 m くらいである。
最下部（tl） は第 13 図の g 地点 [ ← 横山の南 ] では厚さ約 5 m で， 淘汰の悪い泥質細粒砂層と 粘土質層（粘土質シルト層やシルト質粘土層）との 10 cm ないし 30 cm ごとの互層からなり， 基底に厚さ 10 cm 未満の含礫 極粗粒砂を伴って卯辰山層の凹凸面上に堆積している。
[ g 地点の ] 約 5 m のうち 下半には多数の樹枝片のほか， 直径 20 cm で長さ 1 m 程の樹幹や 直径 40 cm で長さ 70 cm くらいの樹根の流木と かなり多量の木の実が含まれている。 樹枝片の入り方には方向性が認められ， 北東 - 南西と北北東 - 南南西の方向に沿うものが多い。
これらの木の実のおもな種類は次のとおりである（燃料部の尾上亨技官が同定）。
これに続く上半の地層は 同じく樹枝片を含むが， 下半より少し粗粒で， 中粒砂・粗粒砂混じりの細粒砂層をはさんでいる。
以上述べた g 地点の最下部とほぼ同じ高さを占めて， 宇気の東側には下位不明で シルト質の砂層（所により中粒， また極細粒）の約 2 m とその上に 40 cm 余りの粘士層が重なって露出している。 これらの地層はさらに東へはシルト質砂層ばかりと変わり， 南へは鋳鍛工業団地の北端付近から粘土層がより厚くなり， 同団地の南端を経て 鉢伏の西部の第 13 図の n 地点付近まで連続しているとみなされる。 n 地点では 灰色の粘土層の厚さ約 3 m の上に 炭質物の多い粘土質シルト層の 80 cm が重なって露出しており， 粘土層の上限から 60 cm 下に厚さ数 cm で白色の細粒火山灰層がはさまれている。
北部の内高松地区では 上述の最下部と同じ岩相のものは見られないが， 内高松の f 地点では， 丁度 氷見累層と卯辰山層が断層で接している箇所で， 鉄質物で汚染された帯褐灰色の中粒砂が氷見累層側の 2 m くらいの凹みを埋め， さらに 1 m の厚さでおおい， その上の平坦となった所にピート層の厚さ約 10 cm， 細・中粒砂層を交えたシルト質粘土層の約 30 cm が重なっており， この部分が宇気地区の最下部に当たるように思われる。
このピー卜層には 樹皮片や Fagus crenata BLUME（燃料部の尾上亨技官が鑑定）などの木の実が含まれている。
主部（tm） の中の層序は内高松の野球場付近でみられる堆積物によって組み立てられる。 先ず， 内高松付近での岩相から述べる。 第 13 図の c 地点 [ ← 内高松の野球場付近 ] では， 氷見累層の細粒砂岩の ほとんど平坦な侵食面を 段丘層の基底の中礫混じりの細礫礫層の厚さ 10 cm がおおって始まり， 層理の目立たない浜砂的な細粒砂層の約 3.5 m が続く。 その上に風成の細かい層理をもった細粒砂層が 1.5 m くらいあり， 次は小さい中礫や砂鉄を縞状に含み 明らかな水成層理を現わした細粒砂層 1 m 弱を経て， 再び層理の目立たない浜砂的な細粒砂層の数 m が重なっている。 そして， さらにこの上位に， 野球場横で見られる中粒砂混じりの細粒砂層の数 m が乗っている。
[ 第 13 図の ] b 地点 [ ← 高松病院の東方 ? ] では， 基盤が氷見累層の上部の砂岩で， 北西向きに 10 度くらい傾斜した削剥面上に 中礫・大礫礫層が 30～50 cm の厚さで斜面をならすように堆積し， 順次， 層理の目立たない中・細粒砂層の 1 m 余り， 板状の層理（ほぼ西向き 3～4 度の傾斜）をもち 細礫の薄層をはさんだ中粒砂混じりの細粒砂層の 2 m 余り， 細粒・極細粒砂層の 1 m が重なり， 最上部には 淘汰が悪く層理の不明瞭な 中粒砂・粗粒砂・細礫混じりの シルト質細粒・極細粒砂層が乗っている。 この最上部については， [ 第 13 図の ] d 地点 [ ← 内高松の野球場と高松病院の間 ? ] で 6～7 m の厚さがあり， 下位の細粒砂層との間に削剥面が見出される。 断面的位置と岩相とから考えると， b 地点での段丘層は c 地点での風成砂より上の層準に当たるとみなされる。
次に， 全域の宇ノ気段丘層の主部について述べる。 通覧すると， 各地の風成砂は同一時期に形成されたように思われる。 ただし， 風成砂層の風化物や崩壊物からは風成砂であることが認定できないので， 第 13 図で水成層理の記号を付けてない砂層のうちに 幾らか風成砂層が含まれているかもしれない。
風成砂より下位の地層は 一般に厚さが数 m で， 内高松地区の西寄り部分と宇気地区の全部に分布している。 最下部層（tl）に重なる所では 普通は含礫層や礫層から始まって 顕著な岩相遷移を示し， 卯辰山層や氷見累層をおおう所では 多くは平滑な侵食面に基部の礫質層が広がっている。 これらの礫質層の中の礫は花崗岩質岩石， 瓜生累層の火山岩， 変成岩（元来は太田累層中の礫 ; 氷見累層・卯辰山層にも含まれる）などである。 地層の大部分は中粒砂や細粒砂を主とした砂層で， 粗粒砂や細礫を含み， 水成層理が明瞭である部分と層理が目立たない部分とがある。 内高松付近では斜層理が多く， 南南東・南東・南東東へ傾くものが優勢である。
風成砂は， 厚さにして， 内高松の e 地点周辺で数 m， 横山の南の g 地点で 13 m 前後， 宇気部落の東部（低地より西）で数 m 以上も存在し， 下位の水成層にほとんど整合に重なっている。 この砂層には 現在の砂丘にみられる風成層理と同様な 2～3 mm から 1 cm 間隔の層理があり， 層理は 多くの場合 ほぼ平坦か内陸向き微傾斜を示している。
風成砂より上位の地層が見られるのは ほとんど内高松の東寄り地域に限られており， 前述の c 地点・b 地点とほぼ同様な岩相をしている。 東寄りが粗粒で層理が明らか， 西寄りが細粒で層理が目立たない傾向がある。 層厚は 10 m 前後である。
段丘面上の土壌化については， 母材によって差があるが， 一般に 1 m 前後の深さまで土壌が形成されているようである。 土壌対象の調査は行っていないが， 崖の上部で認めた状況の数例を述べておく。 内高松の d 地点では B2 層 [ ← 土壌の層名 ? ] 以下がみられ， 表面から下へ， 赤味がかった褐色の土壌 90 cm， ほぼ同じ色の未熟土壌 80 cm が形成され， その下のシルト質細粒砂層が上から 1 m くらい顕著に風化し， さらに 3 m くらい下まで風化が及んで粘土を生じている。 内高松の野球場の西側では， 細粒砂層を母材として， 暗褐色土壌 20～30 cm， その下に赤味のある比較的濃い褐色土壌 60 cm ができており， さらに下 80～90 cm が半ば風化して黄褐色となっている。
横山の南の g 地点では， 崖の上端で， 風成砂から生じた 少し赤味をおびた黄褐色の未熟土壌の厚さ約 1.5 m が認められる。 鋳鍛工業団地の１地点（塚越遺跡地）では 表面は人工的に乱されているが， 表層から暗褐色土壌 20 cm， 褐色土壌約 60 cm， 淡褐色の未熟土壌約 40 cm があり， その下にも 1 m くらいの深さまで風化が進み， 細粒砂層が淡黄褐色となり， かつ石灰質物が集積されている。
なお， 段丘の上面近くの地層中には 土壌より下の C 層 [ ← 土壌の層名 ? ] にあたる部分に石灰質物が沈着し， 砂層などが膠結された箇所がある。 内高松の野球場の北側， 第 13 図の e・g・l 地点， 宇気部落の東部がその例である。
宇ノ気段丘層より新しい時代の数時期に形成されたとみなされる段丘堆積物があり， 各時期のおもなものは それぞれ 狩鹿野 ・ 長柄 町・ 余地 の付近で見られる。
[ 河北潟の北端から北東方 1 km の ] 狩鹿野付近の段丘堆積物（tk）は 卯辰山層を削った高度約 15 m ないし 20 m 余りの侵食段丘上に残っている薄い堆積物である。 この堆積時期は， 宇ノ気段丘層の地域にも 宇気付近で同じ高度の侵食段丘が形成されているので， 宇ノ気段丘層を堆積させた海進と別個のより新しい海進期に当たる。
[ 高松の東北東方 2 km の ] 長柄町付近の段丘堆積物（tn）は河成礫層の主部と粘土質層の最上部とからなり， 標高 10～40 m の扇状地状の台地を作っている。 これは古期の 大海 川によって 宇ノ気段丘層や氷見累層が侵食された上に広がったもので， 宇ノ気段丘層より新しいが， 狩鹿野や宇気付近の段丘形成との前後関係については 東隣の石動図幅地域から手がかりを得て考察しなければ わからない。
余地付近の段丘堆積物（ty）は， 現在の河床より 10 m 余り高い河岸段丘を作る 粘土質層を交えた砂層であって， 前記の諸段丘より新しいもののようである。
以上のほか， 地質図には省いたが， 比較的大きい谷の所々で， 現在の河床より 10 m 前後 または数 m 程度高い 河岸段丘やその遺痕が認められる。
宇ノ気町の狩鹿野・森付近の丘陵には 約 15 m ないし 20 m 余りの高度に平坦面の遺形があり， 所によっては土壌化した堆積物が残留している。 狩鹿野の北東では， 元来は細礫や粗粒砂を含んだ 細粒ないし中粒の砂層であったと思われる堆積物が 約 1.2 m の厚さ認められ， 平坦となった卯辰山層の粗粒砂層 [ Uu ] の上をおおっている。 その表層は多少欠けているが， 20 cm 弱の黒褐色土壌と 50 cm 内外の赤味がかった褐色の土壌ができており， その下も数 10 cm が未熟土壌となり， さらに卯辰山層に風化が及んでいる。
この段丘面は， 宇ノ気段丘層の項 [ = 5.2 宇ノ気段丘層 ] で述べた宇気地区の最も低い段丘面（高さ約 15～20 m）とともに， 宇ノ気段丘層の堆積に関与した海進とは別の， より新しい海進期に形成された侵食段丘と思われる。
高松町の北部の長柄町周辺に 冲積平地より一段高い隆起扇状地状の地形を形成している。 扇頂に当たる部分は図幅の境から東へ約 1 km 離れた所にあって， 40 m 前後の高度で， 冲積平地より 20 m くらい高い。 これから北西へ低くなり， 中沼付近では高さ 20 m 余り， 平地との比高 10 m 内外， 末端の二ツ屋では高さ 10 m 余り， 比高数 m になる。
この台地は必従的な水系と 冲積平地に臨む崖に発生した谷とによって開析されている。 前者は北西方向に向う凹みを作るが， まだ谷になっておらず， これによる侵食量は堆積物の上部の分布から考えると 2～3 m を越えないようである。 後者は平地との比高が大きい所では比較的深い谷となっている。
堆積物の内容は 平地との境の崖や表面でしか観察されないが， 扇頂寄りの図幅の境付近では 氷見累層の上部らしい地層を基盤とした厚さ 10 m 前後で， 下半が巨礫混じりの大礫礫層， 上部が大礫混じりの中礫礫層， 最上部が粘土質層であり， 中央部では 下半が大礫混じりの中礫礫層， 上部が中礫礫層と砂層， 最上部が粘度質層となり， 末端部では 最上部が粘土質層（下位不明）である。 内高松に近い南端部では 宇ノ気段丘層の範囲にくい込み， 段丘層を欠いで 氷見累層の上に広がっている。 ここでは下に中礫・大礫礫層の 1.5～2 m があって， 粘土質に風化した 泥質極細粒砂層と極細粒砂混じりのシルトなどが 2 m 内外 重なっている。
礫は大部分が船津花崗岩類で 少量が瓜生累層の火山岩などであり， 一般に円形・亜円形， 少数が高円形を示している。 最上部の粘土質層は侵食によって失われたらしい所もあるが， 扇状地のほぼ全面に 1～2 m の厚さで広がっているようである。 在所 [ 位置不明 ] ・ 夏栗 [ ← 長柄町の北東方 ] では以前に瓦の原料などに採掘され， 1.5 m ないし 2 m の厚さがあった。
粘土質層には深くまで土壌化が及んでいるが， 砂層・礫層の表面では A 層 ， B 層 を合せて 60～70 cm 程度の土壌が形成されている。 なお， 砂丘の近くには， 地質図に記入した後背砂地（S6）のほかにも， この堆積物が砂丘からの流亡砂や飛砂によって薄くおおわれている箇所がある。
礫層・砂層は更新世後期の大海川によって作られた扇状地堆積物とみなされる。 最上部の粘土質層は河川の 氾濫 堆積物か， または 礫層・砂層の堆積後に生じた潟・湖の堆積物か， あるいは 両者の複合したものと考えられる。
宇ノ気町の余地部落のはずれから数 100 m 上流にある小さい河岸段丘のものである。 現在の河床より約 4 m 上に基底があって， 6～7 mの堆積物が重なっている。 上面は 河岸では河床より 10 m 余り高く， 山寄りでは山腹からの崩土でおおわれて さらに数 m 高い。
堆積物は含礫砂層や粘土質泥層などで， 第 14 図のような上下変化を示す。 下部の砂層は角張った極粗粒～中粒砂からなり， 花崗岩類の細礫・小型中礫を多量に含んでいる。 その上の粘土質層の下半は黒灰色でピート層をはさみ， 上半は淡灰色であるが， どちらも数 cm 単位で級化成層した粘土質シルトとシルト質粘土からなっている。 中部の砂層・泥層には級化成層による細互層を示す部分が多く， 上部の泥層には不規則な葉層理をかすかに示す部分が多い。
この堆積物の土壌化は， 表層が少し欠けて 黒色をおびた土壌の 25 cm， 下へ， 褐色土壌の約 20 cm， 淡黄色の未熟部の 60 cm 弱， さらに約 1.5 m まで青味がかった淡灰色で， その間に粗粒な地層の所で赤褐色部を生じている。
この段丘堆積物は谷底にできた沼の堆積物であって， 狩鹿野や長柄町の段丘堆積物より新しい時期のものとみなされる。 なお， 余地の谷の西岸には段丘状の地形が断続的に分布している。 これらの表層は枝谷からの流出土砂や谷壁からの崩土であるが， その下に現在の河床より数 m ないし 10 m くらい高い段丘がかくされているようである。
地質学的に観察された試錐資料がないので 確実なことはわからないが， 経済企画庁（1974）， 兼子ほか（1949・1950）などの資料をもとにして第四紀層の一般的傾向から推定してみると， この地域の冲積堆積物は おもに砂， 泥および礫混じり砂からなり， 河北潟周辺では砂質泥， 他では細粒砂が主となっていると思われる。 第 15 図参照。
冲積堆積物の深さについては， だいたい 第 1 図に平地として示した部分が 20 m 以上と推定される範囲で， 第 2 図に引用した海底段丘の存在も合せて判断すると， 山側から海岸へ向けて深さが増し 海岸近くで 70 m ないし 100 m 弱に達すると考えられる。 砂丘堆積物の下にも， 丘陵と砂丘とが接している付近を除いては， 冲積堆積物が連続的に存在するとみなされる。 冲積堆積物に関しては とくに今後の調査・研究が必要である。
津幡図幅地域の砂丘は 金沢市の北西部から羽咋市の北部まで連らなった海岸砂丘のうち 最も肥厚した部分に当たっており， 北陸地方の砂丘を広く研究した藤（1966・1969・1975b）によって 大海川以南のものは 内灘 砂丘， 大海川以北のものは 羽咋 砂丘と名づけられている。 現世の中期以降に形成されたと考えられる。
海岸に沿って幅 1～2 km で伸び， 30～60 m に高まった， いわゆる山脈状の砂丘を作り， 所によって北東 - 南西方向や北東東 - 南西西方向に伸びた稜を生しているが， 全体としては現在の海岸線にほぼ平行な丘列の集団とみなされる形を示している。 内部構造に対する調査をしていないので， この報告では おもに形態によって砂丘を区分して地質図に記入し， 各区分ごとに状況を述べることにした。
この区分は， 高松町の北部の長柄町の中沼から 大平山の南側を通って海岸に達する断面の形態（第 16 図の A 断面）を模式として 土地利用・環境保全などへの応用も考慮して設けたもので， 内陸側から， 後背砂地（S6）， 内列砂丘（S1）， 中列砂丘（おもな砂丘）の内側斜面と頂面にあたる部分（S2）， 中列砂丘の外側斜面の部分（S3）， 外列～中列間の凹地（S4）， 外列砂丘（S5）の６種である。 これらの丘列の形成順序は， その配置からみて， 明らかに内列砂丘が最も古く， 中列砂丘， 外列砂丘の順となる。 この内列・中列の区分は， 藤（1969・1975a・1975b）が論文の中で述べている区別と多少異なる。
一方， 砂丘の形には南北の地域差もあり， 上記の６区分の消長や表層の形状が所によって違うほか， 砂丘の下に更新世の地層があるか 冲積層があるかの相違もある。 この基盤の違いは 藤（1975b）が指摘したように 砂丘の堆積の仕方に影響したことであろう。
なお， 砂丘地帯の遺跡については すでに橋本（1975）などによって種々研究されているが， 砂丘形成史の解明の面からも今後一層の発見と研究が望まれる。
砂丘を構成する砂については， 高松町の北部と七塚町の中央部で砂丘列を横切って若干調べたところでは， 一般に細粒砂混じりの中粒砂である。 おもにカリ長石・斜長石・石英からなり， 角閃石などの重鉱物と火山岩や細粒の花崗岩質岩石などの岩石片とが少量混じっている。 長石類は少し風化している。 砂粒の形は 角形から亜円形が混在し， 普通は亜角形のものが多い。 粒形や鉱物組成の量比， 長石の風化程度などに 多少の地域差があるように思われる。
内列砂丘（S1） は高松町の北部の中沼 [ ← 長柄町の北方 500 m ] ・新道 [ 位置不明 ] では 長柄町の段丘より数 m ないし 10 m 弱高まった 標高 30 m 未満の小砂丘の一群である。 ここでは中列砂丘と離れて幅 200～300 m の間を占めている。 現在の形は形成当初のままではなく， 侵食をうけ， また砂が移動して再生されたような形である。
これより南の内高松までの間は中列砂丘 [ S2, S3 ] におおわれているとみなされるが， 内高松から宇ノ気町の宇気付近までは 中列砂丘とごく浅い谷状地形や凹地で隔たり， 幅 200～300 m， 高度約 15 m ないし 40 m 余りとなって続いている。 この範囲では 砂丘はかなり開析された段丘面の上に乗っており， その元の段丘面は， 宇ノ気段丘層の項で述べたように， 内高松の南では高い段， 横山付近では中の段， 宇気では低い段である。 なお， 内高松などで黒褐色をおびた砂質の土壌や未熟土壌をみかけたが 追跡していない。
宇気から南の 内日角 までは 中列砂丘の内陸側に標高 10 m 前後の比較的平坦な部分が幅 200～300 m で続いていて， その部分が内列砂丘の名残りと判断される。 ただし， この地形を中列砂丘の侵食された結果と考える余地もある。 この範囲では， 砂丘が現世前期までの冲積堆積物の上に堆積していることになる。 内日角より南では以上のような砂丘地 [ S1 ] が欠けている。 ある程度堆積していた内列砂丘が後の海水準上昇期に失われたのではなかろうか。
内列砂丘の上は 果樹園， 畑地， とくに南部では宅地として利用されている。
ここに述べた内列砂丘の形成時期は， 藤（1969・1975a・1975b）が明らかにした数次の砂丘形成期のうちの 縄文前期末の時期に当たるように思われる。
中列砂丘（S2・S3） は砂丘の大部分を構成し， 大海川・前田川で切られているほかは 1 km 余りの幅で連続し， 宇ノ気川・能瀬川・津幡川などの開口を妨げ河北潟を作っていた。 海岸線に直交する断面形によって， 砂丘の頂面， 内側（陸側）斜面， 外側（海側）斜面とにわけて記述する。
頂面は一般に 砂丘の上で内側寄り 1 / 2 から 2 / 3 の幅を占めている。 ゆるやかで 5 % 以上の勾配をもつ所は少ないが， 比高の小さい風成の稜や凸地形・凹地形ができているほか， 侵食性の谷頭地形も認められ， 風が強い時には飛砂が生じる。 ぶどうなどの果樹園として利用されている所が多く， 平坦なので主要な交通路が設けられ 沿道に市街が形成されつつある。
内側斜面には だいたい 5～30 % の勾配があり， 不明瞭であるが谷地形ができている。 ここでは 概して砂が流下し易く， 急斜面で崩壊が起ることもある。 風蔭なので 緩斜地帯には果樹園や畑地が多く， また集落がある。
外側斜面は多くの所で 5～10 % の平均的傾斜を示すが， 形状が複雑で， 風食や崩壊による凹みや谷地形と 風成の高まりがあり， 所によって黒色土を伴った部分の突出が認められる。 ここでは， ある時期に盛り上った砂丘が 斉藤（1949)・藤（1975b）の考察のように風によって頂部・内陸斜面へもち去られたほか， 海側への崩壊や谷侵食もうけたと思われる。 現在でも飛砂移動や崩壊を起し易い箇所が多い。 河北潟の外側の地域を除くと 漁業に関連して発生した集落が多く， 現在は階段状の市街となっている。 人工林による固定が河北潟の外側をはじめ 広範に成功しており， 北部では果樹園が開発されている。
次に中列全体についての各地域の特徴を北端から説明する。
前田川より北では 外側斜面が起伏はあるが平均的に緩く， 頂面へかけてゴルフ場になっている。 大平山付近では頂面に北東東 - 南西西方向の稜が目立ち， 海側寄りに高所が張り出している。 そして， 内側斜面には急斜地が多く， 大海川沿いには川の蛇行などによって砂丘が欠損した異常な地形ができている。 ここの砂丘の内側寄りの部分は長柄町の段丘の上に堆積している。
高松～ 宇気 の間では 段丘の連続部をおおって砂丘が形成され， 内列砂丘も高いので 内側斜面が幅 100～200 m で比較的緩い。 頂面は 600 m 以上の幅に広がっており， その内側寄りに海岸線と平行な稜が発達している。 宇気～ 内日角 の間では 頂面の幅が 300～400 m と狭く， 内側斜面が幅数 100 m， 平均勾配が 4～7 % となっている。 そして， 外側斜面に数 100 m ごとに西へ張り出した高まりが並び， その間が湾入状にひっ込んでいるという特徴的な地形ができている。 この張り出しの下の斜面には 10 % をこえる勾配がある。
内日角より南は 内側に河北潟があり， 内側斜面がごく狭く急である。 河北潟の水面が高かった時期に崩壊し欠損したように思われる。 頂面は多くの所で 内側寄りを占め， 幅が 400 m 前後で海岸線に平行な稜を優勢に現わしている。 外側斜面は平均的に 10 % 前後の傾斜を示しているが， ところどころ大小さまざまな凸地形があって 単調でなく， 植林によって保全が計られている。 ここで見られる凸地形は 新しい砂の高まりもあるが， 赤味がかった淡褐色などを示す古い砂が侵食残丘状となっているものや， 黒色をおびた砂質土壌におおわれた古い部分が 海側へ向かってひさし状に突き出ているものである。 黒色の土壌が斜面に沿って現われている箇所もある。 この黒色土壌からは 縄文時代はじめ， 弥生時代・古墳時代の石器や土器が発見されている（橋本（1975）; 藤（1975b））。
津幡図幅地域南端の 権現森 山付近と その南隣の地域の中列砂丘については， その内部構造が藤（1969）によって第 17 図に転載したように明らかにされている。 図幅境から数 100 m 南の 大根布 に河北潟の放水路を切り開いた際に調査・研究された結果である。 この図から， 中列砂丘のうち黒色土壌におおわれている古い部分が むしろ中列砂丘全体の前寄り下部を構成し， 新しい部分が頂部から内側斜面に集積していることがわかる。 この地域の砂丘の変遷過程については 以前に斉藤（1949）によっても論議されているが， 最近の地質学・考古学資料を総合した藤（1969・1971・1975a・1975b）の考察によれば， 放水路の泥炭質土（黒色砂質士の連続部）の 14C 年代は 2110 ± 80 年前であり， 黒色土壌におおわれている部分の砂丘（藤の古砂丘）は縄文中期初頭に形成され， その後， 海岸線が沖側へ移動していた間に表面に黒色土壌ができ， 古墳時代の初頭の海進に応じて 再びこの場所に海岸線が近づき， 黒色土壌におおわれた古い砂丘の内側寄りに新しい砂丘が成長し， 古い砂丘の前側は風で削られたという過程を経たものである。
このような南部での中列砂丘の内部構造と形成過程は， 多少断面形が違っているが 北部地域についても基本的に共通しているように感じられる。
外列～中列間凹地（S4） としたのは 外列砂丘と中列砂丘の間の低い砂地であって， 外列砂丘の内側に沿って ところどころ分布している。 地質図に記入した高松町や七塚町の北部では 100 m 前後の幅がある。 現在は 外列・内列の両方の砂丘からもたらされる砂で埋積されつつある。 高松町では市街地となり， ほかの所では果樹園・畑地などに利用されている。
外列砂丘（S5） は浜に接している砂丘の列で， 現在も生長しており， 砂丘全体のうちで最も砂の移動がはげしい箇所に当たる。 一般に海から数 10 m あるいは 100 m くらい浜があって， 高度数 m から 10 m 余りの外列砂丘が 100 m 前後， 所によって 200 m 程度の幅を占めている。 後背に凹地がある所では中列砂丘と離れ 多くは１列の丘列しかないが， 北部の押水町地域では中列砂丘に接近して成長し， ２列が複合した形などとなって 幅も広い。 南部の内灘町地域の外列砂丘は， 一部で海岸に沿う丘列になっているが， たいていは中列砂丘の前側斜面の下部に吹き上げられた砂が積もって， 斜面に段を作ったようになっている。 ２段が識別される箇所もある。
この報告で分けた外列砂丘の形成時期については， 内列砂丘の頂部ができたのと ほとんど同じとも考えられるが， 中列砂丘との間の凹地の存在を考慮すると さらに新しいように思われる。 富山湾の南岸にある 放津潟 砂丘のうち 埋没遺跡から室町時代の末頃形成されたとみなされている外列砂丘（藤， 1969）と同じ頃から堆積してきたのではあるまいか。
後背砂地（S6） は砂丘の後背などに沿った低い所に形成されている平坦な砂地を呼んだもので， 地質図には そのうちの顕著な部分を示した。 冲積堆積物や低い段丘堆積物の上に砂が薄くおおっているもので， 砂は 一般に砂丘砂より細粒で， 所によって泥が混じっている。 冲積堆積物の上ではおもに標高数 m の所にあり， 段丘堆積物の上では少し高い所に分布している。 畑地・田地， また宅地として使われている。
これらは砂丘からの飛砂や崩壊砂でできているだけでなく， むしろ， おもな部分は 縄文時代の海進期以降に河北潟の前身や他の平地にあった潟・沼によって 砂丘の削剥物が埋積して作られたと思われる。 とくに， 大海川の南岸では高度 5～10 m の間に３段の段丘地形が認められ， 付近の平地の湛水や古い時期の大海川の蛇行が考えられる。
海浜堆積物（b）: 外列砂丘の外側に 滑らかな海岸線に沿って緩勾配の砂浜が幅数 10 m で連続している。 浜の砂は 一般に細粒砂混じりの中粒砂で， それに貝殻片や少量の礫・粗粒砂が混じっている所もある。 おもに長石（カリ長石と斜長石）と石英からなり， 少量の角閃石・黒雲母・鉄鉱・火山岩岩片・花崗岩質岩石岩片などが含まれている。 風が強いときには 浜に飛砂が生じて 風紋ができ， 後浜から外列砂丘へ砂が供給されている。
なお， 藤（1970a）の研究によって， この地方一帯の海岸堆積物の状況などが明らかにされている。
津幡図幅地域では 天然ガス・瓦原料土の小規模な鉱産が知られているほか， さく井によって温泉・地下水が採取され， 砂などが土木材料として利用されている。 他方， 河川・海岸・砂丘地の保全も行われ， 河北潟の干拓事業が進められている。
応用地質に関しては 専門的調査を加えていないが， それそれ， 一般地質との関連などについて述べる。 なお， 表層地質に関する事柄は 簡単ではあるが 「3. 船津花崗岩類」， 「4. 新第三系」および 「5. 第四系」の各章で各地層の岩相の項に述べてある。
天然ガス : 河北潟周辺で自家用などに利用されたもので， 地質調査所の燃料部が予察的に調査したことがある。 その調査報告（兼子ほか， 1949・1950）によれば， 北は宇ノ気町 狩鹿野， 東は津幡町 川尻， 西は内灘町 大根布 ， 南は金沢市 新保 を四隅とした地域内において 民家の飲料用井戸， 水田潅漑用井戸に CH4～N2 系ガスの徴候が見られる。
ガス層は 層厚 10～20 m の細礫ないし粗粒砂層からなる 深度 25～30 m， 40～70 m， 100～120 m， 140 m 以深の４層があり， ガスはおもに冲積層中に埋蔵されている。
なお， この報告では 冲積層以下のガス層の存在も考慮して， 稼行対象になり得ることが推定されている。
粘土 : 小規模な採取箇所が往年のものも合せて数カ所認められる。 おもに 瓦用・煉瓦用に使用されたという所が多いが， 土木材料として利用された箇所もあろう。
津幡町 能瀬のものは 卯辰山層の下部の粘土層およびシルト層の風化部分で， 地層は西向きにごく緩い傾斜をおびている。
宇ノ気町 上山田の西方の採掘地のものは 卯辰山層の中部の粘土層で， 地層は東へ向って 10°くらい傾斜している。
高松町 高松病院の東方の産地では， おもに宇ノ気段丘層（tm）の最上部のシルト質細粒砂層の風化部分が採取された。
高松町 新道 [ 位置不明 ] では， 長柄町付近の段丘堆積物（tn）に属する砂質層の粘土質に土壌化した部分が利用されている。
高松町の北部の長柄町の数地点で 以前にかなりの規模で採掘された粘土は， 長柄町付近の段丘堆積物（tn）の最上部の厚さ 1.5～2 m の粘土質層が 土壌化したものであった。
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温泉・鉱泉 : 津幡町に 川尻・津幡の２温泉があり， 第 5 表の成分を含むことが明らかにされている。 両者とも 深さ数 10～100 m 程度のさく井によって採湯されている由で， 恐らく母層は氷見累層であり， 付近に小さい断層が通っている可能性がある。
また， 宇ノ気町 上田名の南東方では 以前に鉱泉が利用されたことがあり， 図幅区画端から約 350 m 西寄りの 瓜生累層の火山岩が露出する谷で採水されていた。
地下水 : 飲料水・農業用水・工業用水として利用されているが， まだ大量には使われていない。 経済企画庁（1974)・兼子ほか（1950）などによれば， 多くの場合に深さ 20～70 m 間の滞水層から採水されており， 100 m 前後からの例もある。 これらの滞水層はおもに冲積堆積物の下部， そしてそれ以下の卯辰山層や氷見累層の中に当たっている。
地下水の全容は 総合的な調査・研究が行われていないのでわからないが， 水量の豊富な地域としては 第 1 図に平地として示した部分と それらの西の砂丘の下とが考えられ， また， それらの周辺からもある程度の採水が可能なように思われる。
土木材料 : 盛土用などに採取した箇所がかなりある。 宇ノ気町 上田名の北側では 土砂状・軟岩状となった船津花崗岩類の風化部が 長年にわたって相当な量採取され， 津幡町市街近くでは氷見累層の上部の大桑砂岩層が所々で小規模に利用されている。 宇ノ気町 森・狩鹿野・ 指江 ・鉢伏では 卯辰山層の主部の中粒砂層， 上部の中粒・粗粒砂層， 下部の中粒砂層が小規模に採取され， 高松町では宇ノ気段丘層とその下の氷見累層との中粒・細粒砂が使われている。 なお， 氷見累層と卯辰山層はどちらも軟岩状から土砂状であり， 深部でも硬い部分を含まない。 以上の岩石風化部や地層のほか， 砂丘の砂はあちこちで利用されており， とくに国道・高速道路の建設では大規模に使用された。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kanazawa (10) No. 20
By Yasuo SUMI (Written in 1977)
The mapped area is situated to the north-east of Kanazawa city, Hokuriku district of central Japan. The area faces the Japan Sea to the west, and is characterized by hilly land below 130 m high, Pleistocene terraces, alluvial plains and coastal sand dunes.
In the hilly land, the Udatsu-yama Formation, some Neogene formations and Funatsu Granitic Rocks of early Mesozoic age are exposed.
The stratigraphic succession in this area is shown in Table 1.
| Age | Stratigraphy | Remarks | ||
| Quaternary | Recent | Beach deposits | b | |
| Sand dune deposits | S1～S6 | |||
| Pleistocene | Alluvial deposits | a | ||
| Lower terrace deposits | tk・tn・ty | |||
| Unoke Terrace Deposits (main) (lower) | tm tl | |||
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| ||||
| Udatsu-yama Formation (upper) (main) (lower) | Uu Um・Umc Ul | |||
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| ||||
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Neogene
Tertiary | Pliocene | |||
|
Himi
Formation | Ōkuwa Sandstone | Hs1・Hs2・Hs3 | ||
| Tsubata Siltstone | Hm | |||
|
| ||||
| Miocene |
Otogawa
Formation | Takakubo Mudstone | Om3・Om4 | |
| Shimonaka Sandstone | Os | |||
| Yoshikura Mudstone | Om1・Om2・Omt | |||
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Iwao-daki
Tuffaceous Sandstone | Ot | |||
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Yatsuo
Formation | Sengoku Mudstone | Ym | ||
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Kareidani
Alternation of Sandstone and Mudstone | Ya | |||
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Sōgo
Alternation of Tuffaceous Sandstone and Mudstone | Yt | |||
| Kawai Sandstone | Ys | |||
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| ||||
| Uryū Formation (upper) (middle) (lower) | Rc Ra Rr | |||
| Ōta Formation | T | |||
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| ||||
| Early Mesozoic | Funatsu Granitic Rocks | G | ||
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The Rocks in early Mesozoic age are exposed only on a hill in the northern part of the area, and are composed of porphyritic biotite granite and porphyritic hornblende - biotite granodiorite. The Funatsu Granitic Rocks are usually covered by Miocene formation in the Hokuriku District, however, in this area they are overlain only by the Himi Formation in Pliocene age, because the uplift occurred in late Miocene to early Pliocene.
The Neogene Tertiary System of the area is divided into five formation, namely, Ōta, Uryū, Yatsuo, Otogawa and Himi Formations in ascending order. The Himi Formation overlies other four formations of Miocene age, and locally unconformable relation is recognized.
The Ōta Formation exposed on the eastern margin of the quadrangle, is composed of coarse- to fine-grained sandstone and pebbly sandstone.
The Uryū formation is classified into three parts. The lower part is composed of rhyolite and dacite welded ash flow tuff, the middle part consists of andesite lapilli-tuff and volcanic conglomerate with an undistinct stratification, and the upper part consists of volcanic conglomerate, containing many boulders of andesite and rhyolite and sedimentary tuff. Thichness of the Uryū Formation is estimated to be 500 to 700 m.
The Yatsuo Formation is narrowly exposed in the quadrangle, but to the east it becomes widespread, and four members such as Kawai Sandstone, Sōgo Alternation of Tuffaceous Sandstone and Mudstone, Kareidani Alternation of Sandstone and Mudstone, and Sengoku Mudstone are known. Lithologically, the Kawai Sandstone Member shows a nature of brackish water environment, and the other members show a nature of marine deposition. Total thickness of these four members is 700 to 800 m.
The Otogawa Formation, about 400 m in thickness, consists of silty mudstone, sandy siltstone and fine- to medium-grained sandstone, containing some marine fossils. The basal part of the Formation is pumiceous suggesting an andesitic volcanism.
The Himi Formation, about 130 m in maximum thickness, is unconformably covered with the Udatsu-yama Formation in pleistocene age, and unconformably overlies four Miocene formations. The Himi Formation is composed mostly of siltstone and medium- to fine-grained sandstone including abundant molluscan fossils such as, Turritella（Neohaustator）saishuensis YOKOYAMA etc. as shown in Table 4 of Japanese text. These molluscan fossils constitute the so-called Omma Fauna containing some species which are still living in cold sea water of the Japan Sea.
The oldest formation of the Quaternary, the Udatsu-yama Formation, is conspicuously deformed by a tectonic movement of early Pleistocene age. The Formation, about 250 m in maximum thickness, consists of coarse- to fine-grained sand, clayey mud, and gravel.
The Unoke Terrace Deposits are composed of coastal sand, blown sand and terrestorial clay and sand. Altitude of terrace surface of the deposits was originally 40 to 60 m high from sea level and since then, subsided to 15 to 30 m high by transgression and partly eroded out.
Some lower terraces are found along the rivers. Around Nagara-machi, at the altitude of 10 to 40 m the deposits consists of fanglomeratic gravel [ = gravel in an alluvial fan ] about 10 m thick in the lower part, and clay of 2 m in the upper part.
The alluvial deposits lie under the plains, are composed of sand, clayey mud and a small amount of gravel, and reach several ten meters in thickness.
Typical coastal sand dunes of parallel dune type are seen around Kanazawa and Tsubata quadrangles. The dunes in this area, measuring 30 to 60 m in height and more than 1 km in width, are considerd to have been built in the several stages after the middle of Recent age. The dunes are generally composed of angular to sub-rounded and medium-grained feldspar, quartz and others.
A small amount of natural gas, probably produced in the alluvial deposits, are found in the alluvial plains around the lake Kahoku-gata.
Clay of the Udatsu-yama formation and the lower terrace deposits around Nagara-machi is used for tile and brick. Sand of the Himi Formation, Udatsu-yama Formation and sand dunes is used for construction.
Two hot springs for bath are located in the southern-most part of the mapped area, and hot water is pumped up from the level of the Himi Formation covered by the Alluvial deposits.
昭和 53 年 7 月 3 日 印刷 昭和 53 年 7 月 7 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1978，Geological Survey of Japan