地層名

命名は今泉（1949）による．その後，村岡・長谷（1990）により再定義された．岩井・鈴木（1957）による坪川層，北村ほか（1972）による四沢よつざわ凝灰岩類，金属鉱業事業団（1976）の四沢層の一部，岩井（1989，1991）の四ツ沢層の一部に相当する（第3.1図）．

模式地

黒石図幅内の黒石市虹ノ湖西方の梨木沢なしきさわ沿い（村岡・長谷，1990）．ただし，黒石地域にはデイサイト溶岩（Fd）が分布しないため，この模式地として十和田市仙上沢せんじょうさわ上流域の第3-1地点（付図2）を挙げておく．

分布及び層厚

十和田市仙上沢上流域の第3-1地点（付図2）付近に小規模かつ局所的に分布する．局所的な露出のため全層厚は不明であるが，少なくとも第3―1地点では厚さ6m以上のデイサイト溶岩が露出する．

層序関係

本層は第3-1地点付近で小増沢こますざわ層に不整合に覆われる．

岩相

変質したデイサイト溶岩より構成される．第3-1地点では厚さ6m程度のデイサイト溶岩が観察される（第3.2図）．デイサイト溶岩は強い変質のため青緑色を呈し，一部で角礫状の産状を示す．角礫化した部分の周囲は，更に粘土化して軟らかくなっており，一見すると緑色凝灰岩の様相を示す．周辺に分布する小増沢層及び月日山火山岩類と比較して，より強度の変質を受けている．

村岡・長谷（1990）によれば，黒石図幅地域の板留層は硬質頁岩，安山岩溶岩及び安山岩スコリア凝灰岩からなる下部層と，主に軽石火山礫凝灰岩よりなる梨木沢凝灰岩部層から構成される．宝田・村岡（2004）は八甲田山図幅地域において，軽石火山礫凝灰岩に密接に伴って産するデイサイト溶岩も「梨木沢凝灰岩部層」に含めた．本図幅地域で露出するデイサイト溶岩は，八甲田山図幅地域で露出する梨木沢凝灰岩部層中のデイサイト溶岩と岩相・岩質が非常に類似している．このことから，このデイサイト溶岩を板留層に含める．

時代

本層の放射年代及び化石年代は報告されていない．須崎・箕浦（1992）は，青森県地域の上部新生界の層序対比を検討し，板留層及びその相当層の堆積時代を中期中新世とした．本研究でもこれに従う．

岩石記載

地層名

岩井・鈴木（1957）により命名・定義された．北村ほか（1972）の和田川層の定義もこれに従っている．その後，和田川層の命名・定義についてはやや混乱が見られる．金属鉱業事業団（1976）は，岩井・鈴木（1957）の和田川層の大部分と四沢凝灰岩類（北村ほか，1972）を一括して四沢層と命名し，上位の道地層（岩井・鈴木，1957）の相当層を「和田川層」と再定義した（第3.1図）．その後の岩井（1989，1991）による四ツ沢層及び和田川層の定義も金属鉱業事業団（1976）に従っている（第3.1図）．しかし，金属鉱業事業団（1976）による再定義・区分については，その具体的な根拠が示されていない．一方，本研究の調査では，元来の「和田川層」を定義した岩井・鈴木（1957）による報告と調和的な結果を得た．よって，ここでは岩井・鈴木（1957）及び北村ほか（1972）による元来の「和田川層」の定義を尊重し，これに従う．

模式地

七戸町和田川中流沿岸一帯（七戸図幅内）（北村ほか，1972）．

分布及び層厚

本図幅北端の七戸町道地川流域に分布し，北方の七戸図幅内へと連続する．本層は道地背斜の軸部に分布する．本層の下限は確認できていないが，層厚は少なくとも300m以上であると考えられる．

層序関係

道地層との境界部前後で地層の走向・傾斜がほとんど変化しないことから，道地層にほぼ整合に覆われると判断される．

岩相

硬質の泥岩を主体とし，しばしば凝灰質砂岩と互層する（第3.3図）．まれに火山礫凝灰岩及び軽石火山礫凝灰岩を挟む．泥岩は暗褐灰色―黒色を呈し，ハンマーでたたくと貝殻状の断面をもって割れることが多い．剥離性が発達した，いわゆる「頁岩」の岩相を示すことが多い．本層を覆う道地層も泥岩を主体とするので，以下にその違いを述べる．道地層よりも和田川層の泥岩の方がより硬質であり，より暗色を呈する．また，道地層の泥岩は塊状無層理であることが多いが，和田川層の泥岩は層理面が比較的明瞭であり，凝灰質砂岩と互層することが多い（第3.3図）．泥岩は層厚数10cm程度で凝灰質砂岩と互層することが多いが，層厚数m―数10mにわたって泥岩相が連続することもある．凝灰質砂岩は層厚数cm―数m単位で泥岩中に挟在する．中粒砂サイズのものが多く，青灰色―淡褐灰色を呈する．平行層理が発達することが多い．火山礫―軽石火山礫凝灰岩は泥岩・砂岩互層中にまれに狭在される．層厚は数10cm―数mで，青灰色―淡青灰色を呈する．弱い成層構造が見られることが多い．

化石

本層からは有孔虫化石及び軟体動物化石が産する．第3.1表に，北村ほか（1972）によって報告された産出化石を示す．

時代

本層の放射年代及び化石年代は報告されていない．須崎・箕浦（1992）は，青森県地域の上部新生界の層序対比を検討し，和田川層の堆積時代を中期中新世とした．本研究でもこれに従う．

岩石記載

地層名

岩井・鈴木（1957）により命名・定義された．北村ほか（1972）の道地層の定義もこれに従っている．その後，本層は金属鉱業事業団（1976）により「和田川層」と呼ばれ，岩井（1989，1991）はこれに従っている（第3.1図）．しかし，本研究の調査では，元来の「道地層」を定義した岩井・鈴木（1957）による報告と調和的な結果を得た．よって，ここでは元来の定義を尊重して「道地層」の名称を用いる．本層相当層は西隣の八甲田山図幅（宝田・村岡，2004）では温湯ぬるゆ層として示されている（第3.1図）．

模式地

七戸町道地の南西500m付近．

分布及び層厚

本層は本図幅北端の道地川付近及び南部の指久保さしくぼ付近に分布する．前者は道地背斜の軸部に分布する和田川層を取り巻くように分布し，後者は指久保背斜の軸部に分布する．また，本層は本図幅西端の冷水ひゃっこ沢上流域に分布し，八甲田山図幅内へと連続する．本層の層厚は最大で約300mである．

層序関係

十和田市笊畑ざるはたの第3-4地点（付図4）で小増沢層に整合に覆われる（第3.4図）．この他に，冷水ひゃっこ沢上流域の第3-5地点（付図1）及び七戸町道地の第3-6地点（付図1）で本層が小増沢層に整合に覆われることを確認できる．また，和田川層との境界部前後で地層の走向・傾斜がほとんど変化しないことから，本層は和田川層をほぼ整合に覆うと判断される．

岩相

塊状で暗褐灰色―淡褐灰色を呈する泥岩を主体とする（第3.5図B）．一部で細粒―極粗粒砂岩及び粗粒凝灰岩―火山礫凝灰岩を挟む（第3.5図A）．本層の泥岩は，和田川層の泥岩に較べてやや軟質である．層理面が不明瞭であることが多く，多くの場合に塊状無層理の岩相を示し（第3.5図B），厚さ数m―数10mで均質な岩相で連続する．露頭表面にはブロック状の割れ目が発達している．泥岩と互層をなして産出することが多い（第3.5図A）．砂岩層の単層の厚さは1m以下である．砂岩は青灰色を呈し，成層構造が発達していることが多い．粗粒―火山礫凝灰岩は，数10cm―数mの層厚で，泥岩及び砂岩と互層する場合と，泥岩中に狭在される場合がある．これらは淡青灰色，青灰色あるいは灰色を呈し，平行層理が発達していることが多い．

化石

本層からは有孔虫化石及び軟体動物化石が産する．第3.2表に北村ほか（1972）及び岩井（1986）によって報告された産出化石を示す．

時代

本層の放射年代及び化石年代は報告されていない．須崎・箕浦（1992）及び箕浦ほか（1998）は青森県地域の上部新生界の層序対比を検討し，道地層の堆積時代をそれぞれ後期中新世，中期中新世とした．本研究では道地層の堆積年代を中期―後期中新世としておく．

地層名

北村ほか（1972）による小増沢層を再定義．北村ほか（1972）は，従来市ノ渡層（岩井・鈴木，1957）として一括されていたもののうち，本図幅北西地域に分布するものを区分して小増沢層と命名した（第3.1図）．しかし，本層の分布は本図幅北西地域だけに限られるものではなく，本図幅南東部及び南部地域にも分布することが判明したので，本研究で再定義する．本研究で再定義した小増沢層は，北村ほか（1972）による川口砂岩の一部，金属鉱業事業団（1976）による市ノ渡層及び川口砂岩層の一部，岩井（1989）による市ノ渡層の一部を含む（第3.1図）．

模式地

十和田市小増沢沿岸一帯（北村ほか，1972）．この他に，十和田湖町生内おもない川流域において模式的な産状を観察することができる．

分布及び層厚

本図幅西半部地域に広く分布し，第四系の基盤をなす．北部では道地背斜の軸部に分布する和田川層及び道地層を，南部では指久保背斜の軸部に分布する道地層を取り巻いて分布する．層厚は最大で約300mである．

層序関係

本層の中部―上部層準と月日山火山岩類は指交関係にある．冷水沢流域では，月日山火山岩類のハイアロクラスタイトが本層に挟在される様子が観察される．冷水沢上流域の第3-5地点，七戸町道地の第3-6地点（付図1）及び十和田市笊畑の第3-4地点（付図4，第3.4図）では，本層が道地層を整合に覆うことが確認できる．上位の斗川層との直接の層序関係は露頭では確認できなかった．十和田湖町芦名沢あしなさわ―森原付近の本層は生内背斜の東翼を構成し，東方に20～55°で急傾斜する．一方，この地域で地形的高所に認められる斗川層は西方に7°で緩傾斜することから，この付近では本層と斗川層は不整合の関係にあると考えられる．同様に地層の走向・傾斜から考えると，上記の地域以外では本層と斗川層の関係は整合的である．

岩相

軽石火山礫凝灰岩及び凝灰質砂岩を主体とし，泥岩及び礫岩を伴う（第3.6図，第3.7図及び第3.8図）．また，妙端沢みょうたんざわ最上流域では溶結凝灰岩を産する（第3.9図）．なお，土筆森つくしもり―高峠たかどうげ周辺においては，凝灰質砂岩と軽石火山礫凝灰岩に加え，泥岩も本層の主要構成層となる．

軽石火山礫凝灰岩の大部分は水底堆積した火砕流堆積物に由来する（第3.7図A及び第3.8図）．また，降下火砕堆積物もまれに認められる（第3.6図）．火砕流堆積物の多くは塊状である（第3.7図A及び第3.8図）が，平行層理が見られるものもある．主な構成物質は，長径数cm―数10cmの軽石及び基質の火山灰である．軽石のサイズは最大で長径40cmに達する場合がある．石質岩片は非常に少ない．基質は主に軽石片と結晶片からなる粗粒火山灰で構成され，細粒火山灰に欠くことが多い．火砕流堆積物は基質支持であることが多いが，成層構造をなす場合は基質支持の部分と礫支持の部分が互層することがある．火砕流堆積物の基質の呈する色は，灰白色，淡褐灰色，あるいは褐灰色である．緑色変質を受けているものもあるが，多くは新鮮である．1枚の火砕流堆積物の厚さは数m-20mである．しばしば長径40cm以下の淡褐灰色の泥岩の偽礫を含む．また，火砕流堆積物中には極細粒砂―シルトの脈が認められることがある．本質物質の大部分は斑晶質の白色軽石であり，しばしば灰色軽石，白灰縞状軽石及び黒曜岩岩片を伴う．斑晶鉱物組み合わせは斜長石＋石英＋斜方輝石＋単斜輝石＋鉄鉱であるものが主体で，これに普通角閃石が加わるものや，単斜輝石を欠くものも認められる（第3.3表）．岩質はデイサイトから流紋岩である（第3.3表及び第3.4表）．

十和田市見世みせの第3-11地点（付図4）では，層厚2.5mの火砕流堆積物の塊状部の上位側が漸移的な境界部を経て，層厚2mの淡褐灰色細粒火山灰層へと移化する（第3.6図）．この細粒火山灰層中には長径3cm以下の火山豆石が濃集している．火砕流塊状部に急冷マグマの証拠である黒曜岩岩片が含まれること，一連の堆積物に火山豆石が含まれることから，噴火様式としてはマグマ水蒸気噴火が考えられる．火山豆石の形成には，火山灰が空中を浮遊することが必要である．したがって，噴火・堆積プロセスは以下のように考えられる．火口は海底に存在し，マグマ水蒸気噴火が起こった．噴煙柱は海上の大気中へと達し，大気中に火山灰を飛散させた．火砕流は海底に堆積して塊状部分を形成した．その後，水中に浮游する細粒火山灰が静かに堆積するとともに，大気中で凝固して形成された火山豆石が降下し，同時に堆積したと考えられる．

凝灰質砂岩は軽石細礫―中礫岩としばしば互層をなす（第3.7図）．平行層理を示すことが多いが，まれに平板斜交層理やトラフ状斜交層理を示すこともある．凝灰質砂岩層の呈する色は褐灰色，淡褐灰色あるいは灰色である．これらの大半は凝灰質砂と軽石礫を主体とすることから，火砕流堆積物が再堆積したものであると考えられる．また，凝灰質砂岩層は塊状岩相を示すこともあり，しばしば層厚数m以上で産出する（第3.6図）．塊状砂岩の呈する色は，黄褐色，褐色，褐灰色，暗青灰色あるいは灰色と多様である．

泥岩は，層厚数cm～数mで凝灰質砂岩及び軽石火山礫凝灰岩層中に挟在されて産する（第3.6図）．泥岩層は塊状であることが多く，灰白色，灰色あるいは淡褐灰色を呈する．凝灰質であることが多く，火山ガラスの破片から大部分が構成されるものも認められる．一般的に化石に乏しいが，十和田市中屋敷なかやしきの第3-10地点（付図4）で露出する層厚5mの塊状灰色泥岩層（第3.6図）の中には，珪藻化石，海綿骨針及び植物片が確認される．

土筆森―高峠周辺に分布する本層は，泥岩も主要構成層となる．この地域で産する泥岩層は塊状で灰色―暗褐灰色を呈し，やや軟質である．一部は道地層の泥岩と岩相が類似する．数10cmから5m以下の層厚で，凝灰質砂岩及び軽石火山礫凝灰岩と互層して産出する．

礫岩は，細―中礫サイズの軽石礫岩層として産する場合が多く，凝灰質砂岩としばしば互層をなす．礫の円磨度は亜角―亜円である．月日山火山岩類の分布域周辺では，安山岩礫からなる礫岩層が見られることがある．十和田市妙端沢みょうたんさわ上流の第3-15地点（付図2）では，凝灰質砂岩・細礫岩互層を不整合に覆う層厚5mの大礫岩層が観察される（第3.7図A）．この他にも，大礫―巨礫サイズの安山岩亜角礫が凝灰質砂岩層中にまばらに点在する岩相がいくつかの場所で産出する（第3.6図）．これらの安山岩礫は岩質から考えて月日山火山岩類起源であると判断される．これらは月日山火山岩類の火山体形成時に周囲に供給された砕屑物に由来すると考えられる．

妙端沢最上流域では溶結した火砕流堆積物が観察される（第3.9図）．この火砕流堆積物は，金属鉱業事業団（1976）及び岩井（1989）では「田代平溶結凝灰岩」，村岡・高倉（1988）では「八甲田第2期火砕流堆積物」と一括されている．しかし，月日山火山岩類の溶岩がこの溶結凝灰岩を覆うことが第3-20地点（付図2）で確認されるので，この火砕流堆積物は少なくとも5Ma以前の堆積物であると判断できる．また，この火砕流堆積物は小増沢層の堆積岩層を整合的に覆う（第3.9図）．以上の事実から，本火砕流堆積物は小増沢層の構成層であると判断される．本火砕流堆積物は弱溶結―強溶結と場所により変化し，灰色あるいは褐灰色を呈する．弱溶結部では長径3～4cm以下の軽石が点在する．強溶結部では，水平方向に延びた幅3mm以下の暗色の溶結レンズがやや不明瞭ではあるが認められる．斑晶鉱物として斜長石，石英，普通角閃石，斜方輝石及び鉄鉱を含む．第3-19地点では，下部から上部へと弱溶結から強溶結に変化している（第3.9図）．層厚は8m以上である．この火砕流堆積物は局所的にしか認められず，分布の詳細は明らかではない．

火砕流堆積物の対比と給源

本層中には多数の火砕流堆積物が存在する．その岩相，記載岩石学的特徴（第3.3表）及び全岩化学組成（第3.4表）には，多様性が認められる．したがって，複数の火砕流堆積物が存在することは明らかである．これらの火砕流堆積物の詳細な区分・層序については，今回の調査では明らかにすることができなかった．本図幅地域の周辺における，小増沢層と同時期の火砕流堆積物については，あまり研究が進んでいない．現時点で知られているのは，三戸・田子地域において斗川層下部に挟在される剣吉けんよし凝灰岩及び斗内とない凝灰岩（鎮西，1958）である（第3.10図）．大石ほか（2001a）は，剣吉凝灰岩部層について5.9±0.4Maのフィッション・トラック年代を報告している．この年代は小増沢層の堆積年代とほぼ一致する．剣吉凝灰岩は白色軽石，灰色軽石及び黒曜岩岩片を含み，斑晶鉱物組み合わせは斜長石＋石英＋斜方輝石＋普通輝石＋鉄鉱であり，上部で火山豆石濃集帯が見られる．一方，斗内凝灰岩は白色軽石，灰色軽石，黒曜岩岩片及び火山豆石を含み，斑晶鉱物組み合わせは斜長石＋石英＋斜方輝石＋普通輝石＋鉄鉱±普通角閃石である．これらの特徴は小増沢層の火砕流堆積物と共通する．したがって，小増沢層中のいずれかの火砕流堆積物が剣吉凝灰岩あるいは斗内凝灰岩に対比される可能性がある．

小増沢層中の火砕流堆積物の給源については不明な点が多いが，岩質が月日山火山岩類のデイサイトと一致するので，月日山火山岩類の給源と同一の可能性も考えられる．これらの詳細な検討は今後の課題である．

化石

十和田市中屋敷付近の2地点（第3-41地点及び第3-42地点）で露出する泥岩層から採取した2試料より，珪藻化石が産出した（第3.5表）．いずれの試料もRouxia californicaを含み，Thalassionema shcraderi及びNeodenticula kamtschaticaを含まないことから，Yanagisawa and Akiba（1998）のRouxia californica帯（NPD 7A）に属する．また，Nitzschia pliocenaを産出しないことから，この2試料はN. pliocenaの終産出層準（D73，6.8Ma）とR. californicaの終多産出層準（D75，6.4Ma）の間に位置づけられる．したがって，この2試料の年代は約6.8～6.4Maであると判断される．

また，北村ほか（1972）は，本層よりAlnus cf. hirsuta Turcz., Acer cf. subpictum Saporta, Acer Iwaii Suzuki, Fagus paleocrenata Okutsu, F. protojaponicus Suzukiなどの植物化石を報告している．

時代

本層の中部より産出した珪藻化石は約6.8～6.4Maの年代を示す．また，本層中部―上部と指交関係にある月日山火山岩類上部の年代は5.5～5.1Maである（工藤ほか，2004b）．本層の下限の年代は不明であるが，本層中部の珪藻化石年代が6.8～6.4Ma，上部層の年代が5.5～5.1Maであることから，本層の堆積年代はおおよそ8～5Maであると考えられる．

岩石記載

地層名

新称．金属鉱業事業団（1976）は，本岩類の一部を和田川層安山岩及び石英安山岩貫入岩類として示した．村岡・高倉（1988）も同様に，和田川層の安山岩溶岩及び中新世のデイサイト岩脈として示した．一方，鎌田ほか（1991）による20万分の1地質図幅「八戸」では，本岩類の一部が斗川層中の安山岩溶岩及び火砕岩として示された．また，土筆つくし森付近に分布する本岩類は，金属鉱業事業団（1976）では「安山岩類（八甲田外輪山・南八甲田火山噴出物）」，村岡・高倉（1988）では「南八甲田第1期溶岩」として一括され，第四系とされていた．これらの研究では，本岩類の分布は局所的なものとされ，詳細な記載もされていない．しかし，本研究の調査の結果では，これらの溶岩類は本図幅地域に比較的広く分布し，それらの堆積年代も和田川層よりも新しいことが判明した．そこで，これらに新称を与え，新たに定義する．

模式地

十和田湖町仙上沢上流域，馬ノ神―大母屋おおもや周辺とする．馬ノ神林道沿いに良好な露頭が数多く存在する（付図2の第3-43地点及び第3-44地点など）．

分布及び層厚

本図幅南西部の馬ノ神，大母屋，小母屋こもや及び月日山周辺，本図幅西部の土筆森付近及び高峠東方の標高507m峰周辺に分布する．また，十和田湖町百目木どめき付近に小規模な分布が認められる．火山体構成物であるため層厚変化が激しいが，最大層厚は250m程度である．

層序関係

小増沢層の中部―上部層準と指交関係にある．妙端沢上流の第3-30地点（付図2）では，本岩類のハイアロクラスタイトが小増沢層の軽石火山礫凝灰岩層を覆う．また，近接する第3-20地点（付図2）では，本岩類の塊状溶岩が小増沢層の溶結した火砕流堆積物を覆う．冷水ひゃっこ沢流域では小増沢層との指交関係が明瞭に確認でき，本岩類のハイアロクラスタイトが，凝灰質砂岩・シルト岩・軽石火山礫凝灰岩の互層からなる小増沢層に挟在される様子が観察される．また，冷水沢流域及び高峠東方では，小増沢層に貫入する安山岩岩脈（Tsd）が観察される．

岩相

安山岩溶岩及び同質火砕岩を主体とし，一部で軽石火山礫凝灰岩，凝灰質砂岩及び軽石細礫岩を挟在する．また，一部では岩脈が認められる．岩脈については「Tsd」と区分して地質図上に示した．岩質は玄武岩―デイサイトと多様であるが，安山岩が卓越する．第3.6表に岩石記載表，第3.7表に代表的な岩石の全岩化学組成分析値を示す．斑晶鉱物組み合わせは，基本的に斜長石＋斜方輝石＋単斜輝石＋鉄鉱である．玄武岩や玄武岩質安山岩ではこれらにかんらん石が加わり，一部の安山岩―デイサイトでは石英が加わる（第3.6表）．また，馬ノ神及び大母屋付近に分布するデイサイトには，普通角閃石を含むものが存在する（第3.6表）．

本岩類と指交関係にある小増沢層が海成層であり，本岩類中にはハイアロクラスタイトが見られることから，本岩類は海底火山体であったと考えられる．分布から考えると，本岩類は複数の火山体の集合体であると推定される．しかし，小増沢層の一部で溶結した火砕流堆積物が出現し（第3.9図），これを本安山岩類の塊状溶岩が覆うこと，また，大母屋北方の標高384m峰ではアグルチネートが産することから，一部は陸上環境にあった可能性がある．

溶岩はハイアロクラスタイトの産状を示すもの（第3.11図）と，塊状溶岩の産状を示すものがある（第3.12図B）．ハイアロクラスタイトは，ブロック状の緻密な岩塊と周囲を埋める基質で構成され（第3.11図），1枚のユニットの層厚は数m-20mである．岩塊のサイズは長径数cm―数10cmであることが多いが，長径lm程度の岩塊が含まれることもある．岩塊の表層には表面と垂直方向に冷却節理が発達することが多く（第3.11図B），岩塊全体で見ると放射状の節理を呈する．

土筆森の南西斜面（第3-46地点，付図1）では塊状溶岩が観察される（第3.12図B）．これらには厚さ約1mの板状節理が発達している．土筆森付近に分布する溶岩にはしばしば直径数cm以下の苦鉄質包有物が観察される．

馬ノ神，大母屋，小母屋，土筆森及び月日山周辺に分布する本火山岩類は，主に上記のようなハイアロクラスタイト及び塊状溶岩から構成されている．一方，高峠東方の標高507m峰付近では，溶岩に加えて火砕岩が多く産する．代表的な露頭写真を第3.12図Aに示す．ここでは層厚3m以上の凝灰角礫岩層が観察される．この凝灰角礫岩層は，長径30cm以下の安山岩スコリア及び岩片と，基質の淡褐灰色細粒―粗粒火山灰で構成される．また，放射状の冷却節理が発達したスコリア質火山弾が多数含まれている（第3.12図A）．堆積物には弱い成層構造が見られる．一見するとハイアロクラスタイトの様に見えるが，礫種が単一ではないことと，発泡したスコリアを含むことからその可能性は否定される．堆積物の淘汰が悪いこと，長径30cmの火山弾を含むことから，この凝灰角礫岩は降下火砕堆積物の火口近傍相である可能性が考えられる．また，岩塊に冷却節理が発達していること，細粒物を含むことから，マグマ水蒸気噴火による産物である可能性が高い．更に，この堆積物の上位側で水中堆積の凝灰質砂岩が出現することから，火口の位置及び堆積環境は水中であったと考えて間違いはない．

標高507m峰の山頂付近の第3-50地点（付図1）では，上記の岩相を示す凝灰角礫岩を覆って，層厚4m以上の軽石火山礫凝灰岩が産出する．この軽石火山礫凝灰岩は，長径5cm以下の淡褐白色軽石と長径20cm以下の緻密な本質岩塊からなる．本質岩塊には冷却節理が発達している．この堆積物は，窪地を埋めるようにして堆積していることから，火砕流堆積物である可能性がある．

岩脈（Tsd）は冷水沢流域及び高峠東方の3箇所で確認された．そのうち2つは小増沢層に貫入し，1つは本火山岩類の凝灰角礫岩中に貫入している．いずれも板状の貫入岩体である．岩質はいずれも安山岩である（第3.6表）．高峠東方の第3-51地点（付図1）では，小増沢層の凝灰質中粒―粗粒砂岩中に岩脈が貫入している．貫入面の走向・傾斜はN7°E48°Eである．岩脈の厚さは4～5mである．境界部の砂岩は焼結を受けて固結しており，更に岩脈との境界に近くなるとガラス質岩へと変化している．

時代

工藤ほか（2004b）は，月日山火山岩類のK-Ar年代として，馬ノ神山頂付近の溶岩より5.39±0.37，5.49±0.38Ma，高峠東方の標高507m峰山頂付近の溶岩より5.06±0.15，5.12±0.15Ma（それぞれ同一サンプルを2回測定）を報告している．これらのサンプルは月日山火山岩類の上部層準から採取されたものである．小増沢層の中部層準の年代が，珪藻化石より6.8～6.4Maと判断されることを考慮に入れると，月日山火山岩類の噴出時代は後期中新世の7～5Maであると考えられる．

岩石記載

地層名

早川ほか（1954）により命名され，Chinzei（1966）により再定義された．斗川層という名称は，本図幅の南方及び南東方地域に分布する鮮新統に対して用いられてきた（早川ほか，1954；鎮西，1958；Chinzei，1961，1966；根本・鎌田，1997；鎌田・根本，1998）．一方，本図幅地域における後期鮮新世の砂主体の地層については「川口砂岩層」という名称が用いられてきた（北村ほか，1972；金属鉱業事業団，1976；岩井，1989）．しかし，「川口砂岩層」はChinzei（1966）による斗川層上部層と顕著な岩相の違いがなく，一連の地質体を構成すると解釈される．したがって，本研究では「斗川層」の名称を用いる．Chinzei（1966）は，斗川層上部層が砂主体の岩相，下部層が泥岩主体の岩相であることを示している（第3.10図）．よって，本地域で見られる斗川層は上部層に相当すると考えられる（第3.10図）．Chinzei（1966）は斗川層を9つの部層に区分した．その層序，分布及び岩相から，本図幅地域に分布する斗川層は，「西越互層（Saikoshi alternation）」（Chinzei，1966）に相当する可能性が高い．一方，三戸・田子地域で見られる斗川層下部層については，小増沢層と指交関係にあると考えられる（第3.10図）．

模式地

Chinzei（1966）は西越互層の模式地を，西越東方の浅水川の河床としたが，現在露出は良くない．本地域における斗川層の典型的な岩相が観察できる地点として，十和田市中渡の第3-83地点（第3.13図，付図4）を挙げておく．

分布及び層厚

本図幅中央部の高森山付近から本図幅南東地域にかけて広く分布する．本層は十和田八戸火砕流堆積物及び十和田大不動火砕流堆積物の埋積を免れた丘陵部で露出する．本層の層厚は最大で300～400mである．

層序関係

下位の小増沢層との直接の層序関係は露頭では確認できなかった．十和田湖町芦名沢あしなさわ―森原付近の小増沢層は生内背斜の東翼を構成し，東方に20～55°で急傾斜する．一方，この地域で地形的高所に認められる斗川層は西方に7°で緩傾斜しており，この付近では本層と小増沢層は不整合の関係にあると解釈される．同様に地層の走向・傾斜から考えると，上記の地域以外では斗川層と小増沢層の関係は整合的である．第3-85地点では，本層が高森山層に不整合に覆われることを確認できる（第4.1図）．本図幅南東地域では，しばしば層厚数m-10数mの第四紀降下テフラ群（地質図上では非表示）に覆われる．

岩相

未固結の中粒―粗粒砂層を主体とし，細―中礫層及びシルト層を伴う．また，一部で火砕流堆積物及び火山灰層を挟む．砂層は淡褐灰色―黄褐色を呈し，しばしばトラフ状斜交層理が発達している．礫層は亜円礫―円礫から構成されることが多く，亜角礫を伴う場合もある．

本層の典型的な岩相として，第3.13図に十和田市中渡における露頭写真を，第3.14図にこの地点で得られた柱状図を示す．ここでの本層は，淡褐灰色の中粒砂層を主体とし，4～6mおきに層厚数10cm～1.5mの細―中礫層を挟む（第3.14図）．砂層及び礫層ともにトラフ状斜交層理が発達することが多い．砂層は層厚数cmのレンズ状の礫層を挟む場合がある．一方，礫層は層厚数10cm以下のレンズ状の砂層を挟むことがある．礫層の底面は軽微な不整合面となっていることが多い．貝化石は特定の層準に濃集する傾向があり，礫層もしくは礫混じり砂層中に多産する．

第3.15図に十和田市矢神やがみの第3-86地点（付図3）における本層の露頭写真を示す．ここでの本層は底田そこた撓曲帯上に位置し，東方に45°で急傾斜している．平行層理の発達した粗粒砂―中粒砂層からなり，各単層の厚さは3cm以下で細かく成層している．砂層は黄褐色―淡黄褐色を呈し，黒灰色―暗灰色を呈する砂鉄濃集層と縞模様を構成する．この層準より上位側が露出する第3-87地点（付図3）では，砂層中に生痕化石濃集帯が観察される（第3.16図）．ここでは層厚1m以上の褐灰色の塊状中粒砂層中に，多数の生痕化石が認められる．これらの生痕化石は，その形状からRosseliaであると判断される．これらの生痕化石は淡褐灰色の細粒砂―シルト粒子で構成されている．同様な生痕化石濃集帯はより下位側の層準でも認められた．この生痕化石濃集層の上位には層厚30cmの凝灰質細粒砂―軽石細礫互層が認められ（第3.16図），更にその上位には，平行葉理の発達した灰白色を呈する凝灰質シルト層が層厚2m以上にわたって続いている．

十和田湖町向村むかいむら―篠沢山開拓付近の本層中には，火砕流堆積物が挟在することがある．十和田湖町向村の第3-84地点（付図4）における露頭写真と柱状図を，第3.17図及び第3.14図に示す．第3-84地点では，砂層，礫層及び凝灰質シルト層と5枚の火砕流堆積物が認められる．また，下部には最大直径4cmに及ぶ火山豆石を多数含む層厚1.5mの淡褐灰色細粒火山灰層が観察される（第3.14図）．下位の4枚の火砕流堆積物は，いずれも層厚が0.5～2.5mと比較的薄く，長径3cm以下の白色軽石をまばらに含んでいる．最上位の火砕流堆積物は層厚が約10mと厚く，下位層を整合に覆う．この火砕流堆積物の下部には層厚80cm前後のラグブレッチャ層が認められる（第3.17図A）．ラグブレッチャ層は長径20cm以下の石質岩片の角礫―亜角礫で構成される．火砕流堆積物は淡褐灰色細粒―粗粒火山灰の基質と長径15cm以下の軽石及び岩片から構成される．軽石及び岩片に富み（第3.17図B），本質物質として白色軽石，灰色軽石，白灰縞状軽石及び黒曜岩片を含む．軽石の斑晶鉱物組み合わせは，斜長石＋斜方輝石＋単斜輝石＋鉄鉱である．白色軽石の岩質は，全岩SiO₂量が68～69wt.%のデイサイトである（第3.8表）．岩片は，斑状の安山岩，変質安山岩及びシルト岩からなる．

火砕流堆積物の対比と給源

本層中の火砕流堆積物は，露出が少ないために分布や層序について不明な点が多い．大石・田鎖（1995）は，八戸図幅内の八戸市尻内周辺において，斗川層中に層厚約10mの火砕流堆積物を報告している．大石ほか（1995）はこの火砕流堆積物について，3.0±0.5Maのフィッション・トラック年代を報告している．今回，火砕流堆積物の対比を検討するために現地調査を行った．十和田湖町向村の火砕流堆積物と八戸市尻内の火砕流堆積物は，両者とも軽石の斑晶鉱物組み合わせが斜長石＋斜方輝石＋単斜輝石＋鉄鉱と共通する．しかし，前者は岩片に富み，しばしば黒曜岩岩片を含むのに対し，後者は岩片が少なく，黒曜岩を含まない．このように，岩相が異なることから，両者は対比されないと判断される．

本図幅地域西方の八甲田地熱地域（村岡・高倉，1988）においては，後期鮮新世―完新世にかけてカルデラ火山群が活動している（村岡，1991，1993；村岡ほか，1991）．このうち，後期鮮新世には湯ノ沢カルデラと碇ケ関カルデラが活動し，大規模火砕流堆積物をもたらしている（村岡・高倉，1988；村岡ほか，1991）．湯ノ沢カルデラは尾開山凝灰岩，碇ケ関カルデラは虹貝凝灰岩の噴出により形成されたと考えられている（村岡・高倉，1988；村岡・長谷，1990）．斗川層中に挟在する火砕流堆積物は，鉱物組み合わせ及び岩相の特徴から見て，これらとは対比されない．なお，同様にこれらと対比できない後期鮮新世の火砕流堆積物としては，青森西部図幅地域に分布する大滝沢凝灰岩部層（加藤ほか，1958）がある．大滝沢凝灰岩部層からは2.9±0.3Maのフィッション・トラック年代が得られており（根本，2000），斗川層中の火砕流堆積物とほぼ同時期である．しかし，大滝沢凝灰岩は多量の石英結晶を含む点で，上記の斗川層中の火砕流堆積物とは対比できない．

このように，後期鮮新世における給源不明の火砕流堆積物は，八甲田地熱地域の各地で認められる．これらの地域において，後期鮮新世に大規模火砕流の給源となり得るのは，八甲田地域のカルデラ群以外には考えにくい．斗川層中の火砕流堆積物及び大滝沢凝灰岩部層の給源は，おそらくこの地域のいずれかのカルデラ火山，もしくはその近傍に求められると推定される．更に，十和田湖の北東地域には顕著な低重力異常帯が認められ（広島ほか，1989），湖成堆積物も存在する（宝田・村岡，2004）ことから，未発見のカルデラがこの地域に存在する可能性も考えられる．斗川層中の火砕流堆積物の対比及びその給源については，今後詳細な調査が望まれる．

化石

本層からは多数の軟体動物化石の産出が報告されている（鎮西，1958；Chinzei，1961；北村ほか，1972；小笠原ほか，1986；島口・小幡，2000；島口，2001）．第3.9表に産出化石のリストを示す．なお，これらの化石産出地点は本図幅東隣の八戸地域，南東隣の三戸地域及び南隣の田子地域内である．鎮西（1958），Chinzei（1961），増田・小笠原（1981）によれば，本層から産する軟体動物化石は，大桑―万願寺動物群と竜ノ口動物群の混合群集からなる．また，島口・小幡（2000）及び島口（2001）は，軟体動物化石の種類より本層の堆積環境を推定し，上部浅海帯（水深0～30m）及び中浅海帯（水深20～60m）とした．八戸市尻内（八戸図幅内）では，本層より鯨化石が報告されている（大石・田鎖，1995；大石ほか，2001b）．これらは「はちのへクジラ」と呼称されている．

時代

八戸市尻内付近（八戸図幅内）に分布する斗川層上部層について，以下のフィッション・トラック年代が報告されている．大石ほか（1995）は，層厚6cmの凝灰岩より3.6±0.5Maの年代値，層厚約10mの火砕流堆積物より3.0±0.5Maの年代値を得ている．また，大石ほか（2001a）は，層厚3cmの粗粒凝灰岩より2.6±0.4Maの年代値を得ている．大石ほか（2001a）は，2.6±0.4Maの年代を得た凝灰岩の層準が斗川層最上部の層準にあたり，この直上で野辺地層に不整合に覆われることから，斗川層の上限が更新世に及ぶ可能性を否定している．これらの年代値及び本層と小増沢層の層序関係から，本層の堆積年代は前期―後期鮮新世と判断される．

岩石記載

地層名

新称．金属鉱業事業団（1976）では「安山岩類（八甲田外輪山・南八甲田火山噴出物）」，村岡・高倉（1988）では「南八甲田第1期溶岩」に一括され，第四系とされていた．

模式地

十和田市，小増沢支流上流域の第3-88地点（付図1）．

分布及び層厚

本図幅地域の北西部に分布する．分布は北方の七戸図幅内へ約400mほど張り出している．現在は2箇所に分布しているが，元々は連続していたと考えられる．層厚は最大で150m程度である．

層序関係

本溶岩は小増沢層を不整合に覆い，八甲田第2期火砕流堆積物に不整合に覆われる．

岩相

玄武岩―玄武岩質安山岩の複数の溶岩流からなる．模式地では層厚4m以上の塊状の溶岩流が観察される．斑状組織を持つものが多いが，一部で無斑晶質なものが認められる．露出状態が悪いため，多くの場合は林道の切り割りなどで崖錐や転石として認められるのみである．斑晶鉱物組み合わせにはやや多様性が認められる（第3.10表）．第3.11表に代表的な岩石の全岩化学組成分析値を示す．

時代

工藤ほか（2004b）は法量北溶岩のK-Ar年代として，1.82±0.22，1.79±0.21Maを報告している．したがって，法量北溶岩は1.8Ma前後の鮮新世末期―更新世初期に形成されたと判断される．法量北溶岩は，七戸図幅内の八幡岳溶岩（工藤ほか，2004b），八甲田山図幅内の大中台溶岩（工藤ほか，2004b）及び黒森溶岩（宝田・村岡，2004）と分布が近接するだけでなく，岩質が非常に類似している（工藤ほか，2004b）．したがって，これらはほぼ同時期の活動による可能性がある．

岩石記載

地層名

新称．本層に相当する地層の詳しい記載は，これまで全くなされていない．従来の地質図での本層の分布域は，市ノ渡層（岩井，1989），あるいは川口砂岩層（北村ほか，1972）として示されていた．今回，鮮新統の斗川層（上記の市ノ渡層，川口砂岩層に相当する）を不整合に覆う礫層主体の河成堆積物を発見したので，これを「高森山層」として新たに命名・定義する．

模式地

十和田市深持ふかもちの第3-85地点（付図3）．

分布及び層厚

本図幅中央部の高森山付近及び十和田湖町樋口山開拓付近に分布する．高森山付近のものは最大で層厚20mに達する．樋口山開拓付近のものは，露頭で確認する限り，少なくとも層厚10m以上に達する．

層序関係

本層は模式地の第3-85地点（第4.1図，付図3）及び高森山山頂西方の第4-1地点（付図1）において，斗川層を不整合に覆う．第4-2地点（付図4）では天狗岱テフラ群のWP以上のテフラに，第3-85地点では古期テフラ群のBoP以前の時代未詳のテフラに覆われる（第4.2図）．

岩相

本層は一般に円磨度の高い亜円―円礫の巨礫―中礫層と砂礫互層を主体とすることを特徴とする．このような岩相の特徴から，本層は河成堆積物であると考えられる．

模式地では層厚7mの礫層が斗川層の凝灰質粗粒砂層を不整合に覆う（第4.1図，第4.2図）．礫層は，長径50cm以下の亜円礫―円礫とそれらの隙間を埋める砂からなり，礫支持の岩相を示す．礫層は層厚10～20cmのレンズ状の砂層を挟むことがある．礫種は雑多で，玄武岩―安山岩，凝灰岩及び堆積岩からなる．

樋口山開拓の第4-2地点（付図4）では，砂層及び礫層の互層が見られる（第4.2図）．浸食面で境された少なくとも7つのユニットが認められ（第4.2図），これらは下位層を削り込んで堆積している．これらの層は東方に20度前後で傾斜している．それぞれのユニットの層厚は2.5m～80cmである．各ユニットは数～10数cmオーダーで互層する砂礫互層，粒度の異なる砂の互層，あるいは砂・シルト互層からなり，しばしば斜交層理が発達する．礫は細礫―中礫サイズで，亜角―円礫からなる．砂は淡褐灰色を呈する細粒砂―極粗粒砂からなる．

時代

上部鮮新統の斗川層を不整合で覆うことから本層は第四系と判断される．本層は多数の地点で第四紀降下テフラ群に覆われている．樋口山開拓付近の第4-2地点では，本層の上位に天狗岱テフラ群のWP及びNPが認められた（第4.2図）．また，十和田市矢神やがみでは，本層の上位に古期テフラ群のKS-2以上の降下テフラが認められる（第4.26図）．一方，模式地では，本層を覆う時代未詳の2枚の降下テフラが認められる（第4.2図）．これらの降下テフラは，十和田市清瀬で観察される古期テフラ群と対比できないため，より古いテフラの可能性がある．本層はこの他にも多数の地点で，時代未詳の古い降下テフラに覆われている．以上より，本層の堆積年代は前期更新世―中期更新世前期と判断される．

地層名

新称．中川ほか（1972），金属鉱業事業団（1976）及び岩井（1989）による「田代平溶結凝灰岩」の一部に相当する．村岡・高倉（1988）では「八甲田第2期火砕流堆積物」として一括されていた．高峠たかとうげ付近に分布する本堆積物は，従来の研究では溶岩として誤認されており，金属鉱業事業団（1976）では「八甲田外輪山・南八甲田火山噴出物」，村岡・高倉（1988）では「南八甲田第1期溶岩」とされていた．また，宝田・村岡（2004）の八甲田山図幅では，高峠付近のものは「八甲田第1期火砕流堆積物」，立惣辺山たっそべやま付近のものは「八甲田第2期火砕流堆積物」とされていた．今回，これらが八甲田第1期・第2期火砕流堆積物のいずれとも岩相が異なり，八甲田第1期火砕流堆積物よりも古い火砕流堆積物であることが明らかになったことから，新たに命名・定義する．

模式地

十和田湖町栃久保とちくぼの“法量ほうりょうのイチョウ”付近の国道102号線沿いの露頭（第4-3地点，付図1）．

分布及び層厚

本図幅西部の奥入瀬川流域，高峠付近及び立惣辺山たっそべやま付近に分布する．高峠付近と立惣辺山付近の八甲田高峠火砕流堆積物はメーサ状の火砕流台地を構成している（第1.3図）．一方，奥入瀬川流域では，本堆積物は奥入瀬川の浸食谷の下部に露出し，八甲田第1期・第2期火砕流堆積物に覆われている．これは以下のように解釈される．高峠及び立惣辺山付近は新第三系の基盤岩高度が標高500～350mである．それに対し，奥入瀬川流域での基盤岩高度は標高170m付近である．よって高峠及び立惣辺山付近は，もともと基盤高度が高かったと判断できる．八甲田高峠火砕流堆積物はそのような地形上に堆積し，堆積後も元来の基盤地形を反映した地形面を形成したと考えられる．その後，河川浸食を受けた際に，地形的高所である高峠と立惣辺山付近がメーサ状に浸食を免れたと考えられる．そして，八甲田第1期・第2期火砕流堆積物が，地形的高所の高峠と立惣辺山付近を回り込んで選択的に低所に堆積したと考えられる．その後，引き続いた河川の下刻浸食により，奥入瀬川の浸食谷の下部に本堆積物が露出するに至ったと考えられる．本堆積物の層厚は高峠付近で約70m，立惣辺山付近で50～140mである．

層序関係

高峠付近の第4-4地点（付図1）及び淵沢川ふちさわがわ流域の第4-5地点（付図1）において，本堆積物は小増沢層を不整合に覆う．色内川しきないがわ流域の第4-6地点（付図2）では層厚数m以上の土石流堆積物を挟んで八甲田第2期火砕流堆積物に覆われる．

岩相

強溶結のデイサイト質火砕流堆積物である（第4.3図）．結晶に非常に富み，2～7mm程度の大型の斜長石・石英結晶が目立つ特徴的な岩相を示す．この特徴から，結晶量が相対的に少なく，結晶サイズが2mm以下と小さい八甲田第1期火砕流堆積物と区別することが可能である．本堆積物は八甲田第2期火砕流堆積物の強溶結部と似た岩相を示すが，本堆積物がより大きいサイズの斜長石・石英結晶に富むという点で区別できる．基質は淡褐灰色―淡紫灰色を呈し，斑点状に白灰色の部分が認められる．それぞれの斑点は長径6mm以下であり，球状―楕円球状の形態を示す．周囲よりも溶結度がやや弱い．この斑点は軽石に由来する部分である可能性が高い．その周囲の淡褐灰色―淡紫灰色の部分は，色の濃い部分と薄い部分で縞模様を示すことがある．まれに長径1.5cm以下の黄白色を呈する圧密された軽石を含むことがある．長径2cm以下の変質した火山岩岩片をまれに含む．堆積物全体としては，規則的な柱状節理及び板状節理は発達せず，不規則な節理が卓越する傾向がある（第4.3図）．第4.1表に強溶結部の凝灰岩全岩の全岩化学組成分析値を示す．

対比

佐々木ほか（1998）は八甲田山図幅地域において，八甲田第1期火砕流堆積物の下位に出現する火砕流堆積物を「八甲田第0期火砕流堆積物」と命名した．その後，宝田・村岡（2004）はこの火砕流堆積物を「黄瀬おうせ川火砕流堆積物」と再定義した．黄瀬川火砕流堆積物はスコリア流堆積物であり，石英を含まないことから，八甲田高峠火砕流堆積物とは対比されない．一方，植木・鈴木（2004）は，宝田・村岡（2004）の黄瀬川火砕流堆積物の下位に存在する火砕流堆積物を報告し，これを「黄瀬川火砕流堆積物」と命名した．植木・鈴木（2004）の「黄瀬川火砕流堆積物」は石英を含まない非溶結の火砕流堆積物であり，これも八甲田高峠火砕流堆積物とは対比されない．このように現時点では，他地域において八甲田高峠火砕流堆積物に対比される火砕流堆積物は見つかつていない．

噴出源

本地域における後期鮮新世―前期更新世の大規模火砕流堆積物の給源は，いずれも八甲田地域のカルデラ群を構成する八甲田カルデラ，沖浦カルデラ，碇ケ関いかりがせきカルデラ，湯ノ沢カルデラ周辺に求められる（第2.2図）．八甲田高峠火砕流堆積物の鉱物組み合わせは，斜長石＋石英＋斜方輝石＋単斜輝石であり，八甲田カルデラ起源の八甲田第1期・第2期火砕流堆積物と共通する．一方，普通角閃石や黒雲母を含まない点で沖浦カルデラ，碇ケ関カルデラ及び湯ノ沢カルデラの噴出物とは一致しない．したがって，八甲田高峠火砕流堆積物の給源は八甲田カルデラであると考えられる．

時代

八甲田高峠火砕流堆積物の放射年代はこれまで報告されていない．今回，定方位で採取した本堆積物のコア試料について，段階交流消磁実験及び段階熱消磁実験を行った．その結果，本堆積物は逆帯磁していることが判明した．本堆積物は八甲田第1期火砕流堆積物よりも高所で堆積面を形成しているので，八甲田第1期火砕流堆積物よりも古いことは確実である．八甲田第1期火砕流堆積物は正帯磁を示し（植木・鈴木，2004），Brunhes/Matuyama Chronozone境界の直上の層準にあると考えられている（鈴木ほか，2001b）．したがって，本堆積物が0.78Maよりも古いことは確実である．給源となる八甲田火山群の活動時期が1.1Ma以降であること（宝田・村岡，2004）を考慮に入れると，本堆積物の噴出年代はMatuyama Chronの0.99～0.78Maの間である可能性が高い．

岩石記載

地層名

村岡・高倉（1988）及び村岡・長谷（1990）により命名・定義された．十和田図幅内における本堆積物は，岩井・鈴木（1957）では野左掛のさがけ層，中川ほか（1972），金属鉱業事業団（1976）及び岩井（1989）では，田代平たしろたい溶結凝灰岩とされていた．村岡・高倉（1988）は，本図幅内に八甲田第1期火砕流堆積物の分布を示していないが，今回の調査で本地域にも分布していることが明らかとなった．

模式地

八甲田山図幅内の十和田湖町黄瀬おうせ川中流域（村岡・長谷，1990）．

分布及び層厚

本図幅西部の奥入瀬川流域及び中里川上流域に分布する．奥入瀬川流域では奥入瀬川の浸食谷基部に散点的な分布が認められる．中里川流域では浸食谷の下部及び河床にその露出が認められる．層厚は最大で約70mである．

層序関係

本堆積物は八甲田第2期火砕流堆積物に覆われる（第4.4図）．中里川流域の赤飯平せきはんだい入り口付近の露頭（第4-10地点，付図1）では，厚さ3～4mの凝灰質砂層とシルト層の互層を挟んで八甲田第2期火砕流堆積物に覆われる．また，淵沢川流域の露頭（第4-11地点，付図1）では，厚さ4～5mの崖錐堆積物を挟んで八甲田第2期火砕流堆積物に覆われるのが観察できる．本堆積物は上部中新統の小増沢層を覆い，十和田八戸火砕流堆積物に覆われる．

岩相

デイサイト質の火砕流堆積物である．奥入瀬川流域では強溶結岩相として産することが多い．本図幅地域で最も強溶結の岩相は，十和田湖町百目木どめきの第4-12地点（付図2）において見られる（第4.4図）．ここでは層厚40～50mの本堆積物の露出が観察される．溶結度は垂直方向に変化し，露頭の下部―中部では強溶結であるが，最上部の6～7mは弱溶結に漸移する．垂直方向と水平方向の節理が発達しており，縦1～2m×横2～3mのブロック状の節理が発達している（第4.4図）．肉眼では本質物質や岩片がほとんど確認できないため，一見すると均質であるが，良く観察すると水平方向に延びる長径数1cm以下，幅3mm以下のレンズ状暗色部が認められる．十和田湖温泉郷付近や片貝沢付近での岩相も強溶結岩相であり，模式地と同様である．これらの地域では，短径2mm以下，長径1cm以下の明瞭な溶結レンズを観察することができる．強溶結岩相は灰色を呈し，溶結レンズは黒色―暗灰色を呈する．第4.1表に凝灰岩強溶結部の全岩化学組成分析値を示す．

中里川流域では弱溶結岩相として産する．弱溶結岩相の呈する色は暗灰色―淡灰色である．短径4mm以下，長径5cm以下の扁平化したレンズ状の淡灰色―暗灰色軽石を含む．また，長径1cm以下の火山岩岩片をまれに含む．

噴出源

本図幅北西方に位置する八甲田カルデラ（第2.2図）である（村岡・高倉，1988；村岡・長谷，1990）．

時代

村岡・高倉（1988）及び村岡（1991）は八甲田第1期火砕流堆積物の年代を，複数のK-Ar年代の平均値から0.65Maとした．また，高島ほか（1990）は複数のTL年代の平均値から0.53Maとした．一方，弘前市（2001）は0.65±0.16MaのFT年代を報告している．

鈴木ほか（2001a，b）は，八甲田第1期火砕流堆積物のco-ignimbrite ashとして，房総半島上総層群国本層中の国本こくもと1テフラ（徳橋・遠藤，1984），大阪層群中の今熊Iテフラ（Itihara et al.，1975）及び男鹿半島北浦層中のOT21テフラ（的場，1992）を広域対比し，それを八甲田国本テフラ（Hkd-Ku）と命名した．八甲田国本テフラはBrunhes/Matuyama Chronozone境界の直上の酸素同位体ステージ19.1-18.4に位置することから，その降下年代は約0.76Maと推定されている（鈴木ほか，2001b）．また，鈴木ほか（1998）は国本1テフラについて0.70±0.25MaのFT年代を報告している．これらの結果は，八甲田第1期火砕流堆積物の古地磁気極性が正であること（植木・鈴木，2004）と調和的である．

一方，佐々木ほか（1998）は，八甲田第1期火砕流堆積物の下位に存在する降下軽石層に含まれる黒雲母のK-Ar年代として0.79±0.6Ma及び1.28±0.56Ma，ジルコンのFT年代として0.78±0.12Maを報告している．

本研究では最新の研究による層位年代（鈴木ほか，2001b）を重視し，八甲田第1期火砕流堆積物の年代を約76万年前と判断する．

岩石記載

地層名

岩井（1951）により命名された．野辺地層という名称は，上北平野に広く分布する更新世の浅海堆積物に対して用いられてきた（岩井，1951；中川，1972；岩井，1991；島口，1999；Kuwabara，2001）．野辺地層は複数の海成段丘面構成層の集合体であり（Kuwabara，2001），古くから地形学的手法・地質学的手法を用いた細分化が試みられてきた（中川，1963；新戸部，1975；宮内，1985；Miyauchi，1987；桑原，2004）．本図幅地域の野辺地層は，その分布が北東端部に限られ，露頭も極めて少ないために，本調査では詳細な露頭情報を得ることができなかった．したがって，本地域に分布する野辺地層は，上記の研究により細分化された地層のいずれに対応するのか不明である．したがって，本研究では総括的な「野辺地層」の名称を用いることにする．

模式地

岩井（1951）は模式地を設定していない．ここでは，本層の模式地を七戸図幅内の十和田市大沢田の第4-13地点（第4.5図，付図5）としておく．

分布及び層厚

本図幅北東端地域に分布する．最もまとまった分布は十和田市八斗沢はっとさわ付近で見られ，七百面を構成する．その他，十和田市街地東側及び十和田市洞内ほらない付近に小規模に分布する．層厚は少なくとも30m以上である．野辺地層は本図幅の北東方の小川原湖付近ではより広域に分布し，その周辺での全層厚は140m前後と見積もられている（岩井，1951）．

層序関係

七戸段丘堆積物及び十和田八戸火砕流堆積物に不整合に覆われる．十和田市洞内ほらないの第4-14地点（付図3）で七戸段丘堆積物に不整合に覆われる様子が観察される（第4.6図）．

岩相

未固結の砂層を主体とし，中―細礫層及び泥層を伴う．典型的な岩相は七戸図幅内の十和田市大沢田付近で見られる．第4-13地点（付図5）では，層厚10mの中粒砂―細粒砂層が見られる（第4.5図）．砂層は黄褐色を呈し，トラフ状斜交層理が顕著に発達している（第4.5図）．十和田市洞内ほらないの第4-14地点（付図3）では，野辺地層とそれを不整合に覆う七戸段丘堆積物の関係が観察される（第4.6図及び第4.7図）．この地点では，下位より，層厚2mの塊状の黄褐色粗粒砂層，層厚2mの生物擾乱を受け多数の生痕化石が認められる塊状の極細粒砂層（第4.6図B），層厚60cmの細礫―砂―泥層互層，層厚1mの淡褐灰色の凝灰質細粒―粗粒砂層が認められる（第4.7図）．これらを七戸段丘堆積物の中礫層が不整合に覆う．野辺地層はいずれの地点でもほぼ水平堆積している．野辺地層は浅海堆積物であり，内湾もしくは外浜環境で堆積したと推定されている（桑原，2004）．

化石

本層からは多数の軟体動物化石の産出が報告されている（岩井，1951；Iwai and Siobara，1968；島口，1999）．第4.2表に産出化石のリストを示す．また，岩井（1951）は本層より珪藻化石を報告している（第4.3表）．

時代

本研究では，本層と下位層との関係は確認していない．大石・田鎖（1995）及び大石ほか（2001b）は，東隣の八戸図幅内において，上部鮮新統の砂層が基底礫層を伴う砂層に不整合に覆われる関係を示した．そして，暫定的に前者に斗川層，後者に野辺地層の名称を与えている．野辺地層と斗川層は双方とも砂層を主体とし岩相が類似する．したがって，それらの区分には今後検討が必要であるが，本研究では中川（1972）による解釈と同様に，野辺地層の下限を前期更新世としておく．本図幅内での野辺地層は七百面構成層として出現する．七百面は地蔵平テフラ（岩崎，1983；町田・新井，1992，2003）以降の降下テフラ群に覆われる（宮内，1985）．地蔵平テフラは約40万年前の八甲田第2期火砕流堆積物の下位に，層厚30～40cmの褐色土壌を挟んで出現する．したがって，七百面はおおよそ40万年前前後に形成されたと考えられる．以上より，本地域における野辺地層の堆積期間は前期更新世-40万年前前後と判断される．

地層名

村岡・高倉（1988）及び村岡・長谷（1990）により命名・定義された．十和田図幅内における本堆積物は，岩井・鈴木（1957）では野左掛のさがけ層，中川ほか（1972），金属鉱業事業団（1976）及び岩井（1989）では田代平溶結凝灰岩と呼ばれている．

模式地

青森東部図幅内，青森市荒川沿いの井繰いぐりの滝付近（村岡・長谷，1990）．

分布及び層厚

本図幅の北西部に広く分布する．北東部，南東部及び南西部では小規模な分布域が点在している．層厚は検行平けんぎょうだい牧野付近で最大約150m，十和田湖温泉郷付近では最大約100mである．南東部では層厚を減じ，最大でも6m程度となる．

層序関係

中里川流域の赤飯平せきはんだい入り口付近の露頭（第4-10地点，付図1）では，厚さ3～4mの凝灰質砂層とシルト層の互層を挟んで八甲田第1期火砕流堆積物を覆う．また，淵沢川流域の露頭（第4-11地点，付図1）では，厚さ4～5mの崖錐堆積物を挟んで八甲田第1期火砕流堆積物を覆う．十和田湖町百目木どめきの第4-12地点（付図2）では，層厚2～3mの礫混じり褐色土壌層を挟んで八甲田第1期火砕流堆積物を覆う（第4.4図）．色内しきない川流域の第4-6地点（付図2）では，層厚数m以上の土石流堆積物を挟んで八甲田高峠火砕流堆積物を覆う．また，多数の地点で十和田八戸火砕流堆積物に覆われる（第4.8図，第4.9図）．

岩相

非溶結―弱溶結―強溶結のデイサイト質の火砕流堆積物である．大部分は弱溶結岩相を示し（第4.9図），強溶結岩相は十和田湖温泉郷付近，冷水ひゃっこ沢流域，赤飯平，検行平，北股沢流域などの給源の八甲田カルデラ（第2.2図）に近い本図幅西端地域に限定される．非溶結岩相は十和田市小田道付近で観察される（第4.8図）．強溶結岩相は灰色，淡灰色あるいは淡青灰色を呈する．弱溶結岩相は淡青灰色，淡灰色，白灰色，褐色，桃灰色あるいは赤紫灰色と多様な色を示すが，淡青灰色を示す場合が多い．非溶結岩相は淡褐灰色あるいは淡青灰色を示し，長径3cm以下の白色軽石を少量含む．強溶結岩相では柱状節理がしばしば発達する．結晶は最大で長径3mm程度であり，2mm以下のものが大多数である．基質はまれに暗色部と明色部で縞模様を示すことがあるが，大多数は非常に均質である．弱溶結及び強溶結岩相では本質レンズ，軽石及び岩片はまれにしか認められず，サイズも長径1cm以下と小さい．熊ノ沢川上流域の第4-15地点（付図1）付近で見られる弱溶結岩相には，例外的に本質レンズが多数認められる．本質レンズは長径10cm以下で淡灰色―灰色を示す．形態は楕円球状―不規則形のものが多いが，短径数mm，長径数cmオーダーで引き伸ばされているものも存在する．本質レンズは，軽石の発泡組織を保持しているものから，気泡がほとんど潰れてしまったものまで多様である．第4.1表に本質レンズ部の全岩化学組成分析値を示す．

八甲田第2期火砕流堆積物は，八甲田第1期火砕流堆積物に較べて結晶量が多い特徴を示す．また，八甲田第1期火砕流堆積物は暗色の溶結レンズを含むことがあるが，八甲田第2期火砕流堆積物にはほとんど含まれない．一方，八甲田高峠火砕流堆積物は結晶量が多く，八甲田第2期火砕流堆積物と似た岩相を示す．しかし，八甲田高峠火砕流堆積物の方が基質の色が暗色であり，結晶サイズがより大きい傾向がある．これらの点から八甲田カルデラ起源の3つの火砕流堆積物を岩相で区別することが可能である．

八甲田第2期火砕流堆積物の直下には，まれに降下火砕堆積物や火砕サージ堆積物が認められることがある．十和田市清瀬の第4-16地点（付図4）の柱状図と露頭写真を第4.10図に示す．これらの降下火砕堆積物・火砕サージ堆積物と八甲田第2期火砕流堆積物の間には，堆積間隙を示す証拠は認められない．したがって，これらは一連の噴火による産物と判断される．町田・新井（1992）によれば，これらの一連の降下テフラは，岩崎（1983）によるTE-1に相当する．したがって，本研究ではこれらの降下火砕堆積物及び火砕サージ堆積物を，八甲田TE-1テフラ：TE-1と呼ぶことにする．TE-1の最下位のユニットは層厚20cmの灰白色を呈する成層した降下粗粒火山灰層で，遊離結晶に非常に富む．その上位に，淡褐灰色，灰白色及びオレンジ色を呈し，1cm以下の軽石・火山礫を多く含む降下粗粒火山灰の互層が，層厚35cmにわたって続く．これらの層も遊離結晶に非常に富む．その上位には，最下位のユニットと同様な特徴の層厚55cmの降下粗粒火山灰層が重なる．そして，このユニットをやや削り込むようにして，灰白色の細粒火山灰からなる層厚約15cmの火砕サージ堆積物が重なる．TE-1の最上位のユニットは，長径5mm以下の白色軽石をまばらに含み，灰白色を呈する層厚50cmの降下細粒火山灰層である．この上位に弱溶結した八甲田第2期火砕流堆積物が重なる．TE-1最上位の降下火山灰層の鉱物組み合わせは，斜長石＋石英＋斜方輝石＋単斜輝石＋鉄鉱であり，八甲田第2期火砕流堆積物と同じである．

噴出源

本図幅北西方に位置する八甲田カルデラ（第2.2図）である（村岡・高倉，1988；村岡・長谷，1990）．

時代

村岡・高倉（1988）及び村岡（1991）は八甲田第2期火砕流堆積物の年代を，複数のK-Ar年代の平均値から0.40Maとした．一方，高島ほか（1990）は複数のTL年代の平均値から0.25Maとした．また，NEDO（1993）は0.41±0.06Ma，弘前市（2001）は0.37±0.08MaのFT年代値を報告している．このように，八甲田第2期火砕流堆積物の年代はK-Ar年代とFT年代が約40万年前で一致し，TL年代が約25万年前と若い．TL年代は他の年代測定法よりも若めの年代が出る場合があるとされている（高島，1995）．そこで，本研究ではK-Ar年代とFT年代を採用し，八甲田第2期火砕流堆積物の年代を約40万年前と判断する．

岩石記載

地層名

新称．岩井（1951）の三本木層の一部に相当する．中川（1963）の三本木層の一部，及び沼崎層の河成部に相当する．また，岩井（1989）による「河岸段丘・扇状地堆積物（sg2）」にほぼ対応する．なお，七戸面の名称は宮内（1985）に由来するが，宮内（1985）は七戸面の構成層が主に十和田大不動火砕流堆積物であるとし，地層名を与えていない．そこで本研究では，七戸面の構成層として「七戸段丘堆積物」を新たに命名・定義した．

模式地

十和田市椛沢かばさわ付近の第4-19地点（付図3）．

分布及び層厚

本図幅北東部の比較的広い地域及び十和田湖町沢田付近に分布する．層厚は最大で30～40m程度であり，多くの場所では20m以下である．

層序関係

十和田市洞内ほらないの第4-14地点（付図3）において，本層は野辺地層を不整合に覆う（第4.6図）．十和田市小田道の第4-20地点（付図3）では，層厚約8mの本堆積物の砂礫層が，層厚約6mの十和田八戸火砕流堆積物に不整合に覆われることを確認できる．十和田市三間木沢みまきさわ東方の第4-21地点（付図3）では，層厚7m以上の本堆積物の砂礫層が，厚さ80cmの黒色泥炭層を挟んで層厚約5mの十和田大不動火砕流堆積物に覆われることが確認される．

岩相

大きく2つの岩相からなる．1つは砂礫層主体で泥層を伴う岩相（第4.11図）であり，本堆積物の主要な岩相である．もう1つは，平行層理の発達した泥層を主体とし，砂層及び礫層を伴う岩相（第4.12図）である．後者は顕著な平行層理及び平行葉理が発達し，泥層を主体とすることから，湖などの流れの少ない静穏な環境で堆積したと考えられる．泥層主体の岩相は，本堆積物分布域東部の十和田市真登地まとじ―樋口ひぐち付近で観察される．

十和田市椛沢の模式地では層厚約10mの砂礫層主体の岩相が観察される．砂礫層は淘汰が悪く，粗粒砂―中礫から構成される（第4.11図）．礫は亜円礫が多い．軽石礫に富む層と安山岩礫に富む層が交互に繰り返している．しばしばトラフ状斜交層理が発達し，一部で平板斜交層理が発達する（第4.11図）．泥層は層厚80cm以下で，まれに砂礫層中に挟在される．泥層は淡褐灰色を呈し塊状である．

十和田市洞内の第4-14地点（付図3）では本堆積物と野辺地層の関係が観察される（第4.6図）．ここでは，野辺地層を不整合に覆う層厚約3mの中礫層とその上位の層厚5m以上の礫・砂・泥層互層が観察される．中礫層は黒灰色シルト―極粗粒砂からなる基質と，長径2cm以下の亜角―亜円礫で構成される．炭質物に富み，淘汰は悪い．下部に黒色―褐色の木片を大量に含むことを特徴とする．泥炭層を主な母材とした土石流堆積物であると推定される．

十和田市真登地まとじ付近の第4-22地点（付図3）では，層厚約15mの泥層主体の岩相が観察される（第4.12図）．成層した褐色―淡褐色の泥層を主体とし，層厚数10cm以下の砂層及び礫層を伴う．泥層は数cm―数mm単位で細かく成層し，平行層理及び平行葉理が良く発達している．十和田市南樋口みなみひぐちの第4-23地点（付図3）では，層厚3m以上の塊状の褐色シルト―極細粒砂層が観察される．長径3mm以下の植物片を大量に含むことを特徴とし，米粒状の形態を示す暗褐色の種子皮を多く含む．

山岡・蜂屋（1964）は，十和田市樋口ひぐち付近において珪藻土の産出を報告し，これらを含む層を中川（1963）の沼崎層に対応するとした．この岩相が本研究での七戸段丘堆積物の泥層主体の岩相に対応する．本研究による調査でも，第4-23地点（付図3）において，砂層に挟在される層厚70cmの珪藻質シルト―極細粒砂層を確認した．この層は塊状で大量の珪藻化石を含み，風化面は淡黄褐色を呈するが，内部は青灰色を呈する．

化石

山岡・蜂屋（1964）により，本堆積物の泥層主体の岩相より多数の珪藻化石が報告されている（第4.4表）．山岡・蜂屋（1964）によれば，珪藻はすべて淡水種であり，海棲種は含まれていない．山岡・蜂屋（1964）は珪藻化石の種類を根拠に，これらが比較的浅い湖盆で堆積したと推定している．

時代

第4-21地点（付図3）において，本堆積物は厚さ80cmの黒色泥炭層を挟んで3万年前に噴出した十和田大不動火砕流堆積物に覆われる．したがって，本堆積物の堆積が終了したのは3万年前よりも少し前と判断できる．一方，本堆積物は野辺地層及び八甲田第2期火砕流堆積物を覆う．したがって，本堆積物の堆積開始時期は40万年前以降である．七戸面は十和田面よりも1段高く，かつ明瞭な平坦面を保存している．また，七戸段丘は河成段丘であり，海退期の産物であると考えられる．したがって，本堆積物の堆積時期は最終氷期の約7万年前―約3万年前である可能性が高い．

地層名

大池・中川（1979）により「奥瀬火砕流」と命名されたものを，宝田・村岡（2004）が給源火山名を追加し，「十和田奥瀬火砕流堆積物」とした．中川ほか（1972）による高館b火山灰流凝灰岩，Hayakawa（1985）によるOkuse ignimbriteに相当する．

模式地

十和田湖町仙ノ沢の第4-24地点（第4.13図，付図2）．

分布及び層厚

分布は局所的であり，十和田湖町片淵川かたふちがわ流域，十和田湖町生内おもない開拓付近及び十和田湖町川代かわしろ付近で見られる．層厚は，片淵川流域では8～10m，生内開拓付近では約8m，川代付近では3m以上である．

層序関係

模式地において十和田大不動火砕流堆積物に覆われる（第4.13図）．生内開拓付近の第4-25地点（付図2）では小増沢層の凝灰質砂岩及び軽石火山礫凝灰岩を不整合に覆う．

岩相

安山岩質のスコリア流堆積物である．長径4cm以下のスコリア及び岩片を含む．スコリアはやや角の取れた亜角礫で，淡灰色―灰色を呈する．スコリアは無斑晶質であり，発泡度は悪い．ごくまれに3mm程度の斜長石斑晶を含むことがある．十和田火山の近傍（八甲田山図幅及び十和田湖図幅内）で観察すると，スコリアの最大径は30cmであり，スコリア表面は発泡度が悪く淡灰色―暗灰色を示すが，内部は発泡度が良く黒色を示す．したがって，スコリアが示す淡灰色―灰色は，風化によって変色した結果であり，本来は黒色のスコリアであったと判断できる．また，スコリア内部の発泡度は高いのは遅延発泡によるものと考えられる．スコリアは，発泡度や石基組織の差によって生じた風化変色の程度の差により，縞状の組織を示すことがある．岩片は安山岩や玄武岩が主体である．変質した火山岩，凝灰岩及び堆積岩の岩片も見られる．基質は褐色―淡褐色の粗粒―細粒火山灰で構成される．Hayakawa（1985）及び早川（1993）は，本堆積物中に白色軽石と白黒縞状軽石も含まれていると記載している．しかし，著者のこれまでの調査の中では，本火砕流堆積物中に白色軽石と白黒縞状軽石は見つかつていない．

十和田奥瀬火砕流堆積物は，その直下にしばしば降下火砕堆積物を伴う．この降下火砕堆積物は十和田奥瀬火砕流堆積物と一連の噴火による産物である（Hayakawa，1985）．この降下火砕堆積物は，レッドパミステフラ：RP（東北地方第四紀研究グループ，1969；大池・中川，1979）あるいは十和田レッドテフラ：To-Rd（町田・新井，1992，2003）と呼ばれている．本研究ではこれを十和田レッドパミステフラ：RPと呼ぶことにする．RPは十和田火山から北東方向に分布軸を持つ降下テフラであり，上北平野に広域に分布する（第4.14図）．十和田湖町仙ノ沢開拓南東約2km地点の第4-26地点（付図2）で得られた柱状図と露頭写真を第4.15図に示す．RPは大きく2つのユニットからなる．下部ユニットは層厚70cmの降下軽石層で，長径5cm以下の白色軽石から構成される．上部ユニットは層厚7cmの降下スコリア層で，長径2.5cm以下の暗灰色スコリアから構成される．そして，この上位に十和田奥瀬火砕流堆積物が重なる．上部ユニットのスコリアは，十和田奥瀬火砕流堆積物のスコリアと同一の岩質を示す．

下部ユニットの軽石と上部ユニット以上で出現するスコリアはどちらも斑晶量が2～3vol.%であり無斑晶質である（第4.5表）．全岩SiO₂量は軽石が66.33wt.%，スコリアが61.25wt.%であり，組成ギャップが認められる（第4.6表）．

噴出源

本図幅南西方に位置する十和田火山である（Hayakawa，1985）．十和田奥瀬火砕流堆積物とRPテフラをもたらした一連の噴火は，Hayakawa（1985）により「噴火エピソードQ」と名付けられている．

時代

年代が決まっているテフラと土壌の厚さから，本堆積物の年代は約55kaと推定されている（Hayakawa，1985）．

岩石記載

地層名

東北地方第四紀研究グループ（1969）により「大不動浮石流凝灰岩」と命名されたものを，宝田・村岡（2004）が給源火山名を追加し，「十和田大不動火砕流堆積物」とした．Hayakawa（1985）によるOfudoignimbriteに相当する．

模式地

十和田市杉ノ木の第4-27地点（付図4）付近（東北地方第四紀研究グループ，1969）．

分布及び層厚

本図幅南半部においては，谷沿いに分布が認められる．また，北東部では七戸段丘堆積物を覆って分布し，谷沿いに火砕流堆積面を形成している．十和田八戸火砕流堆積物に広く覆われているために露出面積は狭いが，その下位には広域に伏在していると考えられる．層厚は本図幅南半部では最大20mである．一方，北半部では最大でも10mであり，数mである場合が多い．

層序関係

多数の露頭で十和田八戸火砕流堆積物に覆われることが確認できる（第4.16図）．十和田湖町仙ノ沢の第4-24地点（付図2）では，十和田奥瀬火砕流堆積物を覆う（第4.13図）．十和田市三間木沢みまきさわ付近の第4-21地点（付図3）では，層厚80cmの泥炭層を挟んで七戸段丘堆積物を覆う．

岩相

流紋岩質の軽石流堆積物である．軽石を多く含み，その粒径は最大で20cm程度であるが，5cm以下であることが多い．軽石は白色を呈する．やや灰色がかった軽石がごく少量含まれることがある．軽石の発泡は良く，球形―長孔型の気泡が多く見られ，部分的に繊維状の発泡組織が見られることもある．軽石の円磨度は亜角―亜円である．基質は淡褐灰色を呈し，細粒―粗粒火山灰で構成される．厚さ数m―数10cmのレンズ状の軽石濃集部が見られることがある．岩片は少なく，長径10cm以下であり，安山岩，玄武岩，デイサイト及び変質火山岩からなる．本堆積物はしばしば炭化木片を含む．本堆積物は層厚数mの複数のフローユニットより構成されるが，フローユニットの境界は漸移的で不明瞭である．本堆積物は全体として正級化構造を示す場合が多く，上部で軽石の粒径が小さくなる傾向がある．

十和田湖町仙ノ沢の露頭（第4.13図）では，火砕流基底部において，長径5cm以下の岩片に富む厚さ30cmの岩片濃集層（ground layer）が認められる．岩片濃集層は，層厚20cm以下の数枚のユニットからなり，各ユニットは側方に層厚が変化する．各ユニットは正級化構造を示す．これらは下位に存在する十和田切田テフラを削り込んでいる．

十和田大不動火砕流堆積物は，上位の十和田八戸火砕流堆積物と非常によく似た岩相を示す（第4.16図）．しかし，両者を比較すると以下の違いが認められる．十和田八戸火砕流堆積物は普通角閃石斑晶を含むのに対して，十和田大不動火砕流堆積物は普通角閃石を全く含まない．また，十和田大不動火砕流堆積物の方が相対的に小さいサイズの軽石に富み，灰色軽石が少ない．

十和田大不動火砕流堆積物は，その直下にしばしば降下火砕堆積物を伴う．これらは一連の噴火による産物である（Hayakawa，1985）．この降下火砕堆積物は，ビスケットパミス1テフラ（BP1）（東北地方第四紀研究グループ，1969；大池・中川，1979）あるいは，切田降下火砕堆積物（Kirida fallout deposits）（Hayakawa，1985）と呼ばれている．本研究では，より詳しいユニット区分を行ったHayakawa（1985）による名称を用い，このテフラの名称を十和田切田テフラ：KRとする．KRは下位より，切田1降下火山灰，切田2降下火山灰，切田3降下軽石及び切田4降下火山灰の4つのユニットに区分されている（Hayakawa，1985）．KRは十和田火山の東方に広く分布する（第4.17図）．十和田湖町仙ノ沢の第4-24地点（付図2）で得られた柱状図と露頭写真を第4.18図に示す．ここでは，切田3降下軽石及び切田4降下火山灰が認められた．切田3降下軽石は層厚10cmであり，長径0.5cm以下のオレンジ色の軽石からなる．切田4降下火山灰は層厚50cmであり，主に灰白色の細粒火山灰からなり，長径1.5cm以下の白色軽石をまばらに含む．切田4降下火山灰の下部20cmの部分は軽石を比較的多く含んでいる．これらの上位に，長径1.5cm以下の軽石，粗粒火山灰及び細粒火山灰の互層からなる層厚30cmの降下ユニットがあるが，Hayakawa（1985）のユニット区分との対応は不明であり，Hayakawa（1985）では未記載のユニットである可能性がある．

第4.6表に十和田大不動火砕流堆積物と切田3降下軽石中の代表的な軽石サンプルの全岩化学組成を，第4.5表にモード組成を示す．両者で岩質の違いは認められない．

噴出源

本図幅南西方に位置する十和田火山である（中川ほか，1972；Hayakawa，1985；松山・大池，1986）．十和田大不動火砕流堆積物と十和田切田テフラ（KR）をもたらした一連の噴火は，Hayakawa（1985）により「噴火エピソードN」と名付けられている．

時代

現在までに報告されている本堆積物の¹⁴C年代値を第4.7表に示す．これらは19,450～30,130年BPの幅を示し，ややばらつく．一方，青木・新井（2000）は，三陸沖で得られた海底コア中に本堆積物に対比される火山灰層を見いだし，その堆積年代を酸素同位対比層序より29～29.6kaと推定した．本研究ではこの年代を採用し，本堆積物の噴出年代を約3万年前と判断する．

岩石記載

地層名

中川ほか（1972）により「八戸浮石流凝灰岩」と命名されたものを，宝田・村岡（2004）が給源火山名を追加し，「十和田八戸火砕流堆積物」とした．Hayakawa（1985）によるHachinohe ignimbriteに相当する．

模式地

中川ほか（1972）は模式地を設定していない．本研究では，十和田市中屋敷の第4-29地点（付図4）を模式地としておく．

分布及び層厚

本図幅全域にわたって広く分布する．本図幅西端地域では地形的高所の八甲田第2期火砕流堆積物の堆積面上にも分布しているが，それ以外の地域では尾根などの地形的高所を避け，選択的に低所に堆積している．そのため，特に南東部においては河川の流域に沿って分布している．一方，十和田市芦沢付近及び七戸町荒屋平付近では扇状地状に広がる火砕流堆積面を構成している．層厚は，本図幅南半部では最大20mで，10m前後の場所が多い．一方，北半部では最大で10mで，数mである場合が多い．

層序関係

多数の露頭で十和田大不動火砕流堆積物を覆う（第4.16図）．そのほかに，多数の露頭で新第三系や八甲田第2期火砕流堆積物を覆う（第4.8図）．十和田市小田道おだみちの第4-20地点（付図3）では，本堆積物が七戸段丘堆積物を覆うことを確認できる．また，十和田市半在池はんざいいけ南方の第4-30地点（付図4）では，本堆積物が十和田段丘堆積物に覆われることが確認できる（第4.23図）．

岩相

デイサイト―流紋岩質の軽石流堆積物である．長径20cm以下の軽石を多く含む．白色軽石，灰色軽石及び白灰の縞状軽石を含む．量比では白色軽石が多い．白色軽石と灰色軽石は全岩化学組成では差が見られない（第4.6表）．薄片の顕微鏡観察によれば，灰色軽石は白色軽石よりも石基中に微晶が多い．したがって，軽石の色の違いは石基の結晶度の差によると判断できる．軽石の発泡は良好で，球形―長孔型の気泡が見られる．部分的に繊維状の発泡組織が見られることもある．軽石の円磨度は亜角―亜円である．基質は淡褐灰色を呈し，細粒―粗粒火山灰で構成される．岩片は少なく，長径20cm以下で，大部分が安山岩，玄武岩，デイサイト及び変質火山岩からなる．しばしば炭化木片を含む．

本堆積物は，基質の粒度，軽石のサイズ及び軽石の含有率の違いで大きく2つのユニットに区分できる（第4.19図）．ここではそれを「上部ユニット」と「下部ユニット」と呼ぶ．十和田市平山の露頭では，この2つのユニットが観察される（第4.19図）．この他にも，いくつかの露頭でこの2つのユニットの関係を見ることができる．下部ユニットが主体であり，大多数の露頭では下部ユニットのみが見られ，上部ユニットの露出は少ない．層厚は，下部ユニットが数m―数10mであり，上部ユニットが数mである．両ユニット共に，層厚数mの複数のフローユニットから構成されるが，それらのユニットの境界は漸移的で不明瞭である．一方，上部ユニットと下部ユニットの境界は，急激な岩相変化をともない，明瞭であることが多い（第4.19図）．十和田市平山の露頭（第4.19図）で観察すると，上部ユニットは層厚4mで，細粒火山灰主体の基質と長径3cm以下の軽石からなる．上部ユニットは基質部分が多く，軽石の含有率は10～20%である．一方，下部ユニットは層厚7mで，粗粒火山灰主体の基質と長径10cm以下の軽石からなる．下部ユニットの軽石の含有率は50～60%である．

砂土路さどろ川沿いの第4-31地点（付図3）では，本堆積物下部に埋没樹幹密集部が観察される（第4.20図）．ここでは直径40cm以下，長さ3～4mの樹幹が大量に密集している．これらの樹幹は乱雑な状態で含まれており，立ち木は含まれていない（第4.20図）．よって，これらは火砕流により運搬されて堆積したものであると考えられる．この密集部は層厚3～4m，水平距離200mにわたって続いている．

十和田八戸火砕流堆積物は，ほとんどの場合その直下に降下火砕堆積物を伴う．この降下火砕堆積物は十和田八戸火砕流堆積物と一連の噴火による産物であり，八戸浮石層（大池ほか，1959；大池，1964；東北地方第四紀研究グループ，1969），八戸降下浮石：HP（大池・中川，1979；松山・大池，1986），あるいは八戸火山灰部層：HP（早川，1983a）と呼ばれている．本研究ではこの降下火砕堆積物を十和田八戸降下テフラ：HPと呼ぶ．十和田八戸降下テフラは上北平野に広域に分布し（第4.21図），古くから鍵層として用いられてきた．十和田八戸降下テフラは，大池ほか（1970）により，HPI-VIの合計6枚のユニットに区分されている．早川（1983a），Hayakawa（1990）も，このユニット区分に従い，アラビア数字を用いてHP1～6と言い換えている．本研究でもこの名称に従う．十和田市中屋敷の第4-29地点（付図4）で得られた柱状図を第4.22図に示す．十和田八戸降下テフラは，主に灰白色の細粒火山灰から構成されるHP1，HP3及びHP5と，主に降下軽石から構成されるHP2，HP4及びHP6からなる（第4.22図）．第4-29地点での軽石の最大粒径はHP1：4cm，HP2：5cm，HP4：8cm，HP5：4cm，HP6：5cmである．HP1及びHP5は細粒火山灰を主体とするが，それらのユニット内には軽石を多く含む薄いユニットが数枚挟まれている（第4.22図）．細粒火山灰が卓越するHP1，HP3及びHP5には，火山豆石が含まれる場合がある．早川（1983a）及びHayakawa（1990）は，十和田八戸降下テフラについて詳細な層序・岩相の観察と粒度組成分析を行い，十和田八戸降下テフラが水蒸気プリニアン噴火の産物であることを示した．

第4.6表に十和田八戸火砕流堆積物と八戸降下テフラ中の代表的な軽石サンプルの全岩化学組成を，第4.5表にモード組成を示す．両者で大きな差は見られないが，八戸降下テフラ中には，まれにかんらん石斑晶を含むものが存在する．

噴出源

本図幅南西方に位置する十和田火山である（中川ほか，1972；Hayakawa，1985；松山・大池，1986）．十和田八戸火砕流堆積物と十和田八戸降下テフラをもたらした一連の噴火は，Hayakawa（1985）により「噴火エピソードL」と名付けられている．

時代

本堆積物について現在までに多くの¹⁴C年代値が報告されている（第4.7表）．これらは10,400～14,000年BPの幅を示す．これらを暦年に換算すると，14.5～17kaとなる（町田・新井，2003）．一方，青木・新井（2000）は，三陸沖で得られた海底コア中に本堆積物に対比される火山灰層を見いだし，その堆積年代を酸素同位体比層序より14.9～15.3kaと推定した．本研究ではこの年代を採用し，本堆積物の噴出年代を約1万5千年前と判断する．また，寺田ほか（1994）は，本堆積物中の埋没林の年輪年代学的検討から，この噴火イベントの起こった季節を冬と判断した．

岩石記載

地層名

新称．岩井（1951）及び中川（1961）による三本木層の一部に対応する．なお，岩井（1951）が提唱した三本木層は，本研究の十和田段丘堆積物，七戸段丘堆積物及び十和田八戸火砕流堆積物を含んでいる．その後，中川（1961）は，三本木層を三本木段丘の構成層として再定義した．その後，東北地方第四紀研究グループ（1969）と東北大学理学部地質学古生物学教室災害調査グループ（1969）により，三本木段丘が柴山段丘，折茂段丘及び大和段丘に細分され，それにともない三本木層も下位より柴山礫層，坪礫層及び大和砂礫層に細分された．しかし，それらの段丘面の分布は地図上で示されておらず，段丘構成層の分布も地質図上に示されていないため，詳細が不明であった．本研究による十和田面は，宮内（1985）による三本木面にほぼ対応するが，宮内（1985）は三本木面の構成層について地層名を与えていない．そこで本研究では，十和田面の段丘構成層として「十和田段丘堆積物」を新たに命名・定義した．十和田段丘堆積物は，岩井（1989）による「河岸段丘・扇状地堆積物（sg1）」にほぼ対応する．

模式地

十和田市赤沼の第4-33地点（付図3）．

分布及び層厚

本図幅中央部を東西に流れる奥入瀬川沿いに主な分布が認められる．その他，後藤川，切田川及び片淵川沿いに小規模な分布が認められる．最も広い分布は十和田市街地付近及び十和田湖町沢田付近に認められ，これらはそれぞれ別個の扇状地面を構成している．層厚は十和田湖町田茂木付近では少なくとも10m以上に及ぶ．また，岩井（1989）によりまとめられたボーリングデータによれば，十和田ポニー温泉では，深度0～15mまでは礫層，深度15～25mは砂礫層，深度25～30mで粘土層となる．したがって，この地点における本堆積物の層厚は15～25mである可能性が高い．一方，後藤川流域における本堆積物の層厚は，最大で8mである．

層序関係

十和田市半在池はんざいいけの第4-30地点（付図4）では，層厚6～7mの本堆積物の砂礫層が，十和田八戸火砕流堆積物を不整合に覆う関係が観察される（第4.23図）．またここでは，本堆積物が層厚数10cmの土壌層を挟んで十和田中掫ちゅうせりテフラに覆われる関係も観察される（第4.23図）．このほかにも，本堆積物が多数の地点で十和田中掫テフラに覆われることを確認できる．十和田市豊川付近では，十和田面は十和田八戸火砕流堆積物の堆積面よりも1段低い面として識別される．このことは，十和田段丘堆積物が十和田八戸火砕流堆積物よりも新しいことを示す．

岩相

礫層及び砂礫層を主体とする．模式地の第4-33地点では層厚8mの礫層が観察される（第4.24図）．礫層は，細礫から長径20cmまでの亜角礫―亜円礫で構成される．礫種は溶結凝灰岩，玄武岩及び安山岩などからなる．第4-30地点で認められる砂礫層は，細―中礫の亜円―円礫からなる礫層と極粗粒砂層の互層からなる．本堆積物を構成する礫層及び砂礫層は，一般的に淘汰が悪い．これらには平行層理や波長の長い斜交層理が発達することがある．場所により，十和田八戸火砕流起源の軽石を多く含む礫層が見られることもある．

時代

15kaの十和田八戸火砕流堆積物を覆い，6kaの十和田中掫テフラに覆われることから，本層の堆積年代は少なくとも15～6kaの間であると判断できる．十和田段丘堆積物と十和田中掫テフラとの間には，十和田中掫テフラより上位の土壌層と同程度の厚さの土壌層が挟まれる．このことから，本層の堆積年代は15～12kaの間である可能性が高い．