** Interdisciplinary Faculty of Science and Technology, Shimane University
*** Cosmo Construction Consultants Co. Ltd
**** Former postgraduate, Tohoku University
***** Former postgraduate, Shimane University (Present address: WESCO Co. Ltd.)
（writeen in 2009）
The Saigō district includes Dogo Island and many uninhabited islets around it. Dogo is the largest island in the Oki Islands, which lies about 40-60km off the Shimane Peninsula in southern Japan Sea. Three other major islands (Nishinoshima, Nakanoshima. and Chiburishima) in the Oki Islands lie within in the Urago district. The geological report in this series for Urago was published in 2000.
The basement of Dogo Island consists of Oki Metamorphic Rocks and Dogo-Minamidani Granite. These are mantled by latest Paleogene to Quaternary volcanic rocks and sediments, as shown in Fig. 1, which summarizes the geology of the district.
Fig.1 Summary of the geology of the Saigō district
OKI METAMORPHIC ROCKS
The Oki Metamorphic Rocks are distributed in the northeastern part of the island, cropping out within an almost circular area with a radius of about 8km. Lithologically the Oki Metamorphics are dominated by migmatitic gneiss, accompanied by lenses of pelitic gneiss, gneissose granite, and amphibolite, along with a small volume of calcareous and siliceous gneisses. These lenses exhibit gradational contacts with surrounding migmatitic gneiss, and can be traced for no more than a few kilometers. Generally, the metamorphic massif appears to form a dome structure, because the gneissosity is very steeply inclined towards the outside of the massif. The central part of the dome is occupied by a great volume of Miocene Tsuzurao Formation volcanic rocks.
In general the metamorphic rocks were regionally metamorphosed to amphibolite facies conditions. However, some may have reached granulite facies conditions, based on the presence in amphibolite of orthopyroxene coexisting with clinopyroxene. Monazite CHIME ages of 250 Ma from the metamorphic rocks indicate the age of the metamorphism, which is the same as the Hida Metamorphic Rocks.
DOGO-MINAMIDANI GRANITE
The Dogo-Minamidani Granite consists of fine-grained or aplitic granite. It intrudes the Oki Metamorphic Rocks in the northeastern part of the island, forming a spearhead-shaped dyke about 3km long. The granite also occurs as stocks in the middle reaches of the Choshi River and its tributary Hotokedani River, and as a vein in the uppermost reaches of the Togo River.
MIOCENE
The Miocene succession of the Saigo district includes the Tokibariyama, Kori, Kumi, Tsuma, Omosu and Tsuzurao Formations.
The Tokibariyama Formation is more than 1000m thick, and consists mainly of rhyolite to andesite lava and pyroclastic rocks of nonmarine origin, accompanied by minor amounts of basalt to basaltic andesite lavas and clastic sediments, and surrounds the basement. The lower part of the formation is dominated by felsic volcanic rocks, which contain welded tuff in the northeast. Mudstone and pebbly mudstone beds are intercalated within the felsic volcanic rocks to the west of the basement area. In contrast, the upper part of the Tokibariyama Formation is dominated by andesite, which is distributed mainly to the west and east of the basement area. Tokibariyama fission track ages range from 26.0 Ma to 18.1 Ma, and hence its lowermost part may be correlated with the uppermost Oligocene.
The Kori Formation unconformably overlies the Tokibariyama Formation, and is distributed extensively from the central part of the island to the southern coast. In the central area it is characterized by a NE-SW trending anticlinorium, the southern flank of whiclh stretches as far as the southern coast. In the southern flank Kori Formation consists of conglomerate, sandstone, mudstone, acidic tuff, basalt lava, and alternations of these lithotypes. Total thickness reaches about 2600m. The Kori Formation contains abundant plant and fresh water fish and mollusc fossils in sediments with fluvial facies, and hence appears to have been deposited under fresh water conditions. However, CHNS analyses of mudstones in the middle horizons of the formation indicate that they are of marine origin. Zircon fission track ages of felsic tuffs within the Kori Formation range from 21.3 Ma to 14.6 Ma, and whole rock K-Ar ages of basalt lavas range from 21 Ma to 18 Ma. Deposition of this formation thus mainly occurred between 20 Ma and 17 Ma.
The Kumi Formation rests uncomformably on the Kori Formation, and is exposed at many localities in Dogo except in the basement area. However, the extent of each each exposure is very limited due to extensive cover by younger sediments and volcanic rocks. The Kumi Formation consists mainly of black mudstone and tuffaceous mudstone more than 500m thick, accompanied by diatomite, although in its type locality its lowermost part consists of altemations of sandstone and mudstone about 150m thick. In some horizons, the mudstones grades into diatomites, which reach maximum thickness of about 100 m. The alternation in the lowermost part yields fossils of larger foraminifera such as Miogypsina sp.，Operculina sp.，Sphaerogypsina globulus and Lenticulina sp., along with planktonic foraminifera and mollusca. These assemblages indicate an age of 16.5 Ma to 16.0 Ma.
The Tsuma Formation uncomformably overlies the Kumi Formation, and is composed of sandstone, tuffaceous sandstone and acidic tuff of shallow marine origin. As the Omosu Formation rests comformably and nearly horizontally on the Tsuma Formation, the latter crops out only on some valley floors between mountains consisting of the former. The Tsuma Formation yields an assemblage of molluscan fossils, which indicates deposition at the end of the Miocene or the beginning of the Pliocene, consistent with a fission track age of 6.6 Ma from a felsic tuff.
The Omosu Formation is composed mainly of rhyolite and trachyte lavas, along with more than ten intercalated beds of their pyroclastic rocks. Trachyandesite and shoshonite lavas and dykes also occur in the uppermost part. Volcanic rocks of this formation cover most of the western and southern parts of Dogo. However, they are not in direct contact with the Tsuzurao Formation, which also consists of alkaline volcanic rocks and has nearly the same radiometric age.
The Tsuzurao Formation consists mainly of rhyolite lava and pyroclastic rocks. It is about 500 m thick, filling a c. 6 km × 8 km basin with nearly rhombic shape in the central to northern parts of the basement area. A vent fissure about 1500 m long and about 400 m wide is found in the southeastern part of the basin. The vent is filled by rhyolite and pyroclastic rocks which mainly consist of fragmented rhyolite accompanied by rubble consisting of basement rocks, rhyolite and trachyte.
PLIOCENE
The Pliocene is composed mainly of the Muko-ga-oka Formation and alkaline basalt. The Muko-ga-oka Formation is composed of brackish-water sediments deposited during a temporary transgression in the early Pliocene, succeeded by fluvial sediments deposited during the following regression. Basalt lavas occur in some horizons. The Muko-ga-oka Formation is less than 90 m thick, and is distributed in the foot hills of mountains constituted by volcanic rocks of the Omosu Formation, The Muko-ga-oka Formation is dominated by debris flow sediments or pebbly muds, and is conformably overlain by the Omineyama Basalt of the first stage.
The Pliocene and Pleistocene basalts occur mainly as lavas, which were erupted in five stages, partly as dykes, sheets and volcanic necks. The first stage lasted from 4.7 to 4.1 Ma, the second stage from 3.7 Ma to 3.3 Ma, the third from 2.8 Ma to 2.3 Ma, the fourth stage occurred around 1.3 Ma, and the fifth stage occurred from 0.85 Ma to 0.42 Ma. Although Pliocene basalt lavas are scattered over the eastern part of the island, those of the first stage crop out in a line with NW-SE trend. In general, the Pliocene basalts contain many ultramafic and mafic xenoliths.
QUATERNARY
The Quaternary consists of Pleistocene basalt lavas erupted in the fourth stage and the fifth stage, Higher I, II and III terrace deposits, and Middle terrace deposits. Lavas of the fifth stage are subdivided into the Saigo and Misaki Basalts. The Higher I, II and III terrace deposits are composed of gravel, sand and mud of fluvial origin, and are distributed along the Yabi and Araki Rivers in the southern part, but not along any other rivers. The Middle terrace sediments consist of gravel, sand, mud and volcanic ash, and are found along or near the southern coast.
The Holocene sediments are distributed mainly on valley floors, beaches, and in present-day riverbeds.
NATURAL HAZARDS AND EARTHQUAKES
Neither large lineaments nor active faults are evident in the district, and there is no historical record of shallow earthquakes. The Muko-ga-oka Formation usually contains alternations of highly permeable pebbly mud with impermeable clay. It forms gentle hills at the feet of steep mountains. The beds are mainly inclined in the same direction as the topographical slope, leading to a tendency for sliding.
変成岩類飛騨変成岩類との関わりから本島の変成岩類を調べた太田（1963）は，それらを隠岐変成岩類と名付け，主に黒雲母片麻岩と花崗岩質ミグマタイトからなり，白雲母花崗岩，石灰質片麻岩，眼球状片麻岩などを伴うことを示した．また，隠岐変成岩類は2回の変成作用を受けており，その変成史は飛騨山地のそれと対応するとした．引き続き，Shibata and Nozawa（1966）は，飛騨変成岩について175Maと174Ma，隠岐変成岩について169Maの黒雲母K-Ar年代値を報告し，隠岐変成岩類は飛騨変成帯に属すると考えた．更に，早瀬・石坂（1967）が，隠岐変成岩類について187Maの黒雲母Rb-Sr年代値を報告し，これらの研究によって，隠岐変成岩類は飛騨変成帯に属すると考えられるようになった．
しかし，1970年代後半になって，大久保雅弘を中心とした島根大学の学生と教官による数年間に及ぶ継続的な研究が行われ，いくつかの重要な成果がだされた．とくに，久見川中流部の砕屑岩層から中期中新世の東印内動物群に対比される貝化石群集（Okubo and Takayasu，1979；高安，1979）とMiogypsina（大久保・高安，1980）の発見は，島後の中新統各層の時代決定と層序区分に重要な役割を果たした．これらの化石の発見によって，久見層が設定され，化石による中新統層序として下位より下部中新統（淡水成層），中部中新統（久見層），上部中新統（伊後層，都万層）に区分することが提案された（大久保，1981）．更に，これらの成果を引き継いで，島後の新しい中新統層序が山崎（1984）によって提案された．
1980年代後半以降なると，多くの放射年代が報告されるようになった．ジルコンのフィッショントラック年代値として，時張山層の溶結凝灰岩については26.0Ma（鹿野・中野，1985），郡層については，18.7Ma（木村・辻，1992），21.2±1.0Ma，14.6±0.7Ma（山崎・雁沢，1989），19.9～21.3Ma（吉谷ほか，1995）が報告された．郡層火山岩類の全岩K-Ar年代では18.0±0.6Ma，19.2±0.7Ma（Uto et al.，1994）や20～18Ma（沢田ほか，2008a）の値が報告されている．
隠岐粗面岩・流紋岩類について6.8Maの全岩Rb-Sr年代値（岩田ほか，1988），大峯玄武岩について4.6Maの全岩K-Ar年代値（藤巻ほか，1989）などが報告された．その後，Uto et al.（1992）は，隠岐粗面岩流紋岩類の全岩K-Ar年代が5.5～5.4Maを示すことを報告し，その中で，岩田ほか（1988）の年代は，マグマ混合による組成の乱れのために噴出年代を示していないとした．また，沢田ほか（2008b）が，葛尾石英流紋岩類の粗面岩についても5.45±0.17MaのサニディンのK-Ar年代値を報告し，隠岐粗面岩流紋岩類と葛尾石英流紋岩類の活動が同時期である可能性を指摘している．
その後の主な成果としては，島後南谷花崗岩について53.3～42.4Maのジルコンのフィッショントラック年代がだされたこと（大平・筒井，2000），10個の玄武岩岩体について全岩K-Ar年代が測定され，それらが鮮新統と更新統に対比されたこと（Kimura et al.，2003），海成鮮新統の向ヶ丘層の発見（山内ほか，2005）などがあげられる．
角閃岩中に斜方輝石と単斜輝石の共存が認められ，少なくとも隠岐変成岩類の一部はグラニュライト相に達したとされる（Hoshino，1979；星野，1981）．Suzuki and Adachi（1994）は，モナズ石のCHIME年代にもとづいて，その変成年代を飛騨変成岩類と同じ250Maとしている．隠岐変成岩類と飛騨変成岩類の関連性については古くから議論されており，とくに，両者ともにグラニュライト相に相当する広域変成作用の後，マイロナイト化作用を受けたという共通性が指摘されている（太田，1963）．
隠岐変成岩類の変成年代については，Suzuki and Adachi（1994）によるモナズ石のCHIME年代よりおよそ250Maと考えられ，これは飛騨変成岩類の変成年代と一致する．隠岐変成岩類と飛騨変成岩類の関連性については小川（1906）により早くより議論されている．また，太田（1963）は隠岐変成岩類の変成作用については，角閃岩相高温部に相当する広域変成作用の後，マイロナイト化作用を受けたとし，飛騨変成岩類との類似性を指摘した．
角閃岩は片麻岩類と調和的に分布し，両者は同じ変成作用を受けたと考えられる．角閃岩にはホルンブレンド―単斜輝石―斜方輝石の組み合わせが認められるものがあり，変成作用は少なくとも低温のグラニュライト相に達している．角閃岩中の単斜輝石と斜方輝石の組み合わせについて，Wood and Banno（1973）の地質温度計を用いて830℃の変成温度が見積もられている（Hoshino，1979）．一方，泥質片麻岩の変成条件については，ざくろ石―黒雲母地質温度計（Thompson，1976）と斜長石―ざくろ石―珪線石―石英地質圧力計（Ghent，1976）から，580～630℃（平均600℃），2.9～3.9kb（平均3.2kb）が見積もられた（星野，1981）．隠岐変成岩に対して推定されたこれら2組の変成温度について，Hoshino（1979）と星野（1981）は角閃岩の単斜輝石と斜方輝石の組み合わせにみられる初期のピーク変成作用と泥質片麻岩のざくろ石―黒雲母間のFeM-g分配や角閃岩のホルンブレンド，カミングトン閃石及び黒雲母の形成により示される後退変成作用に対応するとした．
の反応が考えられる．ここでざくろ石―黒雲母―斜長石―珪線石―石英の鉱物組合せより，変成温度と圧力は620～660℃（Ganguly and Saxena，1984），1.3～2.0kb（Kozioi and Newton，1988）が見積もられた．上記の反応曲線のP-T図上での位置を，熱力学的データベース（Berman，1988）を用いて決定したものが第3.4図に示されている．PH2O＜＜Ptotalの場合に地質温度計より推定された条件となる．その後，更に温度低下が起こり，珪線石の安定領域から紅柱石の安定領域に入ったと考えられる．
隠岐変成岩類の角閃岩及び泥質片麻岩のSm-Nd全岩アイソクロン年代がいずれもおよそ20億年を示し，これはそれぞれ，原岩の塩基性火成岩の生成年代及び堆積岩の原岩が生成された年代または堆積年代と考えられた（田中・星野，1987）．また，泥質片麻岩中のジルコンのSIMSによる単結晶のU-Pb年代は23億年，20億年，及び17億年の3つの年代グループに分かれる．これらは泥質片麻岩の原岩である堆積物の後背地の原生代地殻中の酸性火成岩に由来する（Tsunogae，1995）．同様に泥質片麻岩中のジルコンのSHRIMP U-Pb年代は24～19億年と18億年の2つの年代グループが認められた（Tsutsumi et al.，2006）．泥質片麻岩中の砕屑性ジルコンのCHIME年代は30～3.5億年の範囲に広がる（Suzuki and Adachi，1994）．このことより隠岐片麻岩の原岩の堆積年代は350Ma以降と考えられた．
隠岐変成岩の冷却年代については，角閃岩中のホルンブレンド及び片麻状花崗岩中の白雲母の40Ar/39Ar年代がそれぞれ199～192Maと168～167Maであり，およそ500℃と375～400℃の冷却年代を示す（Dallmeyer and Takasu，1998）．更に，およそ350℃の冷却年代を示すRb-Sr黒雲母年代が161±2Maである（Yamashita and Yanagi，1994）．また，飯美地域の片麻状花崗岩中のジルコンのフィッション・トラック年代は133.8±9.0Maとなりジルコンの閉鎖温度240℃付近での冷却年代を示す（大平・筒井，2000）．これらの年代測定結果は，第3.5図に示すように，隠岐変成岩のピーク変成年代からその後の冷却過程を示す．その他，K-Ar黒雲母年代169Ma（Shibata and Nozawa，1966），Rb-Sr黒雲母年代187Ma（早瀬・石坂，1967），Sm-Nd斜長石・角閃石年代166±41Ma（田中・星野，1987）の報告がある．
鹿野・中野（1985）は，本層下部の流紋岩質溶結凝灰岩から，26.0±4.2Maのフィッショントラック年代値を報告した．ただし，これは，Hurford（1990）の勧告以前の値である．山本・大平（1999）は，本層下部の流紋岩質凝灰岩から18.1±0.7Ma，流紋岩溶岩から18.8±0.9Ma，上部の安山岩溶岩中のシルト捕獲岩から18.2±1.1Maのフィッショントラック年代値を報告した．また，Kojima et al.（2001）は，本層下部の流紋岩質火山礫凝灰岩の基質及び粗粒凝灰岩から，23.7±1.3Ma及び20.0±2.3Maのフィッショントラック年代値を報告している．しかし，本土側に分布する古第三紀コールドロン群の年代値30～44Maに相当する年代値は，時張山層からは得られていない．これらのことから，時張山層は，隠岐島後における中新統最下部であり，一部は漸新統まで下がる可能性もあると考えられる．
ジルコンのフィッショントラック年代として，木村・辻（1992）は本層下部の酸性凝灰岩について18.7Maの値を，山崎・雁沢（1989）は中部と上部の凝灰岩について，それぞれ13.7±0.70Maと21.2±1.0Maの値を報告している（第5.7図）．このほか，第8.7図の地点④の大露頭には褐炭層と泥岩層を伴った数枚の火砕岩のひとつについて，木村・辻（1992）と山崎・雁沢（1989）が，それぞれ16.9Maと14.6±0.7Maの値を，吉谷ほか（1995）が隠岐温泉第1温泉源で19.9～21.3Maを報告している（第5.7図）．また，Uto et al.（1994）は，浜那久西方の海岸に分布する本層中部の玄武岩溶岩について18.0±0.6Ma，油井の北西約1.7kmの海岸の本層上部の玄武岩質溶岩について19.2±0.7Maの全岩K-Ar年代を報告している．沢田ほか（2008a）は油井・長尾田間の沿岸部に分布する郡層上部の玄武岩溶岩について19～21Maの全岩K-Ar年代値を報告している（第5.16図）．
この露頭では，細礫岩凝灰質砂岩凝灰質泥岩からなる郡層を厚い凝灰質泥岩からなる久見層が覆っている．写真にみられるように，久見層は郡層を削り込んでいることから両者は不整合と判断される．郡層は写真の右側ではほぼ水平であるが，写真の範囲内では緩くうねっている．山崎ほか（1991）が Denticulopsis lauta 帯（Akiba, 1986）の珪藻化石を報告した露頭は，この露頭の北東約50 m にある．山崎ほか（1991）が珪藻化石を報告したシルト岩は写真中の久見層凝灰質泥岩に連続する．写真右側では，郡層と久見層の不整合面は写真の道路面よりさらに下方に約2 m 削り込んでいる．
重栖層の火山岩について，以下の全岩K-Ar年代値が報告されている．黒滝岩の黒曜岩：6.3Ma（Kaneoka et al.，1970），ショショナイト（ミュジアライトとして記載）：5.4Ma（藤巻ほか，1989），流紋岩，粗面岩，ショショナイト：5.5～5.4Ma（Uto et al.，1994），大領と寺山のショショナイト：5.12±0.09Ma，5.30±0.10Ma（Kimura et al.，2003），油井地域のショショナイトシート：5.53±0.29Ma，5.40±0.28Ma（沢田ほか，2008a）．岩田ほか（1988）は，流紋岩と粗面岩から6.8±0.2MaのRb-Sr全岩アイソクロン年代を報告しているが，Uto et al.（1994）は，用いた試料はマグマ混合の形跡があるために噴出年代を示していないとしている．Suzuki（1970）は久見の黒曜石についてフィッション・トラック年代値3.9Maを報告しているが，ζ較正されていないので確からしさは不明である．不確かさのある年代を除くと，重栖層の年代は後期中新世と結論される．
全有機炭素（TOC）濃度は，向ヶ丘地区の深度4.55mの試料（酸性火山灰層下部）を除いた粘土層のすべての試料が1～3.5%前後の高い値を示している．この値は，平均的な日本の海成泥質岩の約0.6%（三瓶ほか，2000）と比べてかなり高い．また，同粘土と上里地区の一部を除いた粘土の全イオウ（TS）濃度は，TOC濃度と同様な変化傾向を示し，0.5～3%の比較的高い値を示した．同試料のC/S比は1～2程度であり，内湾または半閉鎖汽水域的な貧酸素底質環境を示す（Berner，1984；Berner and Raiswell，1984；Sampei et al.，1997）．また，同試料のC/N比は9～13を示すが，この値は植物プランクトンがやや優勢な有機物起源を示している（Bordowskiy，1965a，b；Ertel and Hedges，1984；Hedges et al.，1986；Sampei and Matsumoto，2001）．
大満寺山の標高480m付近から山頂までに分布する厚さ約130～60mの玄武岩溶岩は，大満寺山玄武岩（山内ほか，2005）とよばれる．大満寺山玄武岩は斑状で斜長石斑晶に富み，かんらん石，輝石の斑晶も多くみられる．溶岩の下底面は分布からみてほぼ水平で，山頂東側の標高480m付近で下位の礫層を整合に覆うと判断される．藤巻ほか（1989）とUto et al.（1994）によれば，本玄武岩の全岩K-Ar年代値は，4.7～4.4Maである．
島の北西端，空峰山の標高240m付近より山頂まで分布する厚さ約80mの玄武岩溶岩は，空峰山玄武岩（山内ほか，2005）とよばれる．空峰山玄武岩は，斑状で，かんらん石や斜長石などの斑晶を多く含む．向ヶ丘層の礫層を整合に覆う．本玄武岩の全岩K-Ar年代は，4.18±0.38Maである（Kimura et al.，2003）．
島の東部，釜周辺に分布する厚さ約50mの玄武岩溶岩・岩脈は，釜玄武岩（山内ほか，2005）とよばれる．釜玄武岩は，向ヶ丘層の含礫泥層ないし礫混じり泥層を整合に覆う場合と，時張山層の安山岩溶岩やデイサイト火砕岩あるいは郡層の凝灰岩や玄武岩溶岩を不整合に覆う場合とがある．本玄武岩は標高250～150mに面をもつ台地状の地形を形成しており，その頂面には他の堆積物などは確認されていない．本玄武岩の全岩K-Ar年代は，4.13±0.12Maである（Kimura et al.，2003）．
元屋玄武岩は，中村港南東側の尾根に分布する灰色―暗灰色の粗面玄武岩溶岩で，時張山層を不整合に覆い，その厚さは約80mと推定される．本溶岩は，柱状節理が発達し，かんらん石や斜長石の斑晶を多く含む．また，厚さ約5mの角礫化した部分を伴う．径2～3cmの超苦鉄質・苦鉄質捕獲岩が含まれている．元屋粗面玄武岩について，2.46±0.05Maの全岩K-Ar年代が報告されている（Kimura et al.，2003）．
全岩Rb，Sr含有量及びSr同位体値の分析方法は以下の通りである．岩石粉末試料からのSrの抽出とSr同位体比測定，同位体希釈法によるSrの定量については，加々美ほか（1982），Kagami et al.（1987，1989）に準拠した．Sr同位体比測定は飯泉（1996）の方法により，島根大学総合理工学部地球資源環境学教室設置のフィニガン・マット社製MAT261表面電離型質量分析計を用いて行った．Sr含有量に富む試料（試料番号97060101）についてのSr，及び全てのRbの定量は，同機関における蛍光X線分析装置（リガク製RIX2000）を用いて分析した．分析試料は試料と混合融剤の混合比，1：2法で作成したガラスビード法（Kimura and Yamada，1996）を用いた．87Sr/86Sr比は87Sr/86Sr＝0.1194で規格化した．測定期間中における標準試料NBS 987の87Sr/86Sr比の平均値は0.710259±0.000010（2σ mean，N＝5）であった．87Rbの壊変定数はλ＝1.42×10-11/y（Steiger and Jäger，1977）を用い，アイソクロン年代及びSr同位体初生値はYork（1966）の計算式に準拠し，川野（1994）のパーソナルコンピュータプログラム（Ver. 2.2.3）を使用し算出した．その際，87Rb/86Sr及び87Sr/86Srの誤差はそれぞれ3%，0.015%（1σ）とした．
原田から都万目にかけての地域には10個以上の玄武岩岩体が分布するが，本報告では，層位と岩質の類似性を考慮して，これらも池田玄武岩に一括した．そのうち，雨来地区西側の山地に広く分布する玄武岩溶岩（雨来玄武岩：山内ほか，2005），国道485線の近石橋の西方約450mに岩脈として産出する玄武岩（近石西玄武岩：山内ほか，2005）からは池田玄武岩と同時期の放射年代値が報告されている（Kimura et al.，2003）．
粗面玄武岩と玄武岩の両者からなり，布施港周辺に分布する．平島では層厚5m以上の枕状溶岩をなす．布施海岸の本玄武岩は，最大60°の角度で傾斜し，いろいろな方向の走向を示す流理をもつことから，その一部は時張山層中に貫入していると判断される．Uto et al.（1994）によれば，布施港玄武岩の全岩K-Ar年代値は，0.79±0.13Maである．
時張山層，郡層，重栖層，葛尾層の火山岩類，平粗面岩類，トカゲ岩粗面岩，及び鮮新～更新世の火山岩類について主・微量成分分析を行った．ここでは主成分についてまとめる．分析は島根大学総合理工学部地球資源環境学教室設置の波長分散型蛍光X線分析装置（リガク製RIX2000）を用い，ガラスビード法で行なった．試料と融剤の希釈率は1：5法（試料：融剤Li2B4O7＝0.7g：3.5g）（沢田ほか，1997）と1：2法（小林・沢田，1998）を併用した．1：2法は試料と混合融剤（LiBO2：Li2B4O7＝1：4）の割合を1.8g：3.6gとし，分析方法はKimura and Yamada（1996）に準拠した．主成分分析の際の補正係数は多重回帰法で求めた．
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