日本东北南鹿半岛门前组地层的再研究.docx

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日本东北南鹿半岛门前组地层的再研究

日本东北——南鹿半岛门前组地层的再研究

摘要：

门前组地层位于赤岛组和野村川组及台岛组之间，标准剖面的位置在门前到赤岛的海岸线上及西Oga半岛上。

与赤岛组接触的底部为断层而与野村川组和台岛组接触的顶部为不整合。

以由下至上的地层顺序，门前组被重新划分为以下段：

舞台岛玄武岩、龙岛英安岩、长乐寺砂砾岩、长乐寺玄武岩、长崎英安岩、毛无山英安岩和真山流纹岩。

长乐寺玄武岩局部与长乐寺砂砾岩互层。

在门前组地层中占主要成分的火山岩是在极可能从36ma到34ma这段较短的时间内火山喷发进而在张应力作用下缓慢开裂的陆地到浅海区域内形成的火山机构。

门前组形成的地质作用可能表示早中新世迅速张开的日本海的前奏。

但是在门前组和上覆的台岛组之间存在超过107年的较长时间间隔，因此扩展研究区域以寻找在两个地层单元之间缺失的地层是十分必要的。

关键词：

门前组、台岛组、野村川组、始新世、早中新世、后弧盆地、张裂、火山作用。

主要内容：

门前组以南鹿市的门前到赤岛的海岸为标准剖面的产地，其位于赤岛组的上部并为野村川组或者台岛组所覆盖，以火山岩为主体。

与下部的赤岛组以断层接触，与上部的野村川组以及台岛组存在不整合关系。

出露地表的门前组从火山岩的岩相组合和其空间的展布这两方面出发，可以相互识别。

该套地层单元，以由下至上的顺序可以划分为舞台岛玄武岩、龙岛英安岩、长乐寺砂砾岩、长乐寺玄武岩、长崎英安岩、毛无山安山岩和真山流纹岩。

其中长乐寺砂砾岩和长乐寺玄武岩为指状交互关系。

构成该组主体的火山岩，是在不断沉降的水域或水域之外的陆地上，在34——36Ma这一极短的时间范围内喷发的，并且相互重叠构成若干火山岩体。

从门前组地层中读取的地质信息被认为是日本海扩张的前兆。

但是门前组和其上部的台岛组之间存在超过1000万年的时间间隔，因此对于在22——20Ma以后活跃起来的日本海的扩张作用与门前组形成时的火山作用之间的关系，有必要在更广的领域内研究。

1、前言

南鹿半岛（图1）早在上世纪二十年代就进行过地质调查，因为在其他地区先进行过研究并且明确了其层序和构造特征，所以该区就成为日本东北绿凝灰岩发育的、新生界的标准剖面产地。

集南鹿半岛地质学研究之大成者首推藤冈先生。

综合由前人所做的火山岩研究成果，藤冈所提出的地层层序，虽然在后来由其本人进行过多次修改，但其大的框架没有变化，直到现在。

图1：

南鹿半岛西部地质图，台岛组和潮濑岬砂砾岩地质图由Sato所做。

但是有关每套地层、岩体的年代学证据，自1970年以来，随着微体古生物化石地层学研究和放射性年代测定的进展，已经有了很大的变化，尤其是以火山岩为主体，此前被认为是中新世的、南鹿半岛最下部的赤岛组和其正上方的门前组，依据放射性年代测定数据的统计结果，如今认为赤岛组是始新世前期的地层，而门前组是后始新世末期到前渐新世的地层。

岩相层序方面也存在问题。

在火山岩分布和叠置复杂的赤岛组和门前组中，构成上述地层的火山岩种类繁多且分布广泛，因此在有关层序叠置关系方面仍待研究。

尽管其他研究机构或个人也做过相当多的努力，但仍旧没有解决问题。

基于这样的背景，笔者在最近数年内，主要以巨厚堆积火山岩的门前组为对象，致力于研究火山喷发、堆叠样式和喷发环境，识别各种火山岩相、揭示火山岩相之间的相互关系和重新建立岩相层序等工作。

结果，识别出广泛分布于南鹿半岛西部，由火山岩组成的台岛组不整合地覆盖构成门前组的各种火山岩。

在本论文中，再一次研究了野村川组之下，广发分布于南鹿半岛西部的门前组地层的层位和定义以及岩相层序的划分。

2、门前组的层位和定义

出露在南鹿半岛的新生界地层，由火山岩极为发育的赤岛组、门前组、台岛组以及超覆

于其上的西黑泽组和女川组等地层组成。

其最下部的赤岛组由玄武质熔岩、火山碎屑岩（赤岛熔岩类）和英安岩质熔结凝灰岩组成，分布于入道崎到赤岛之间。

在赤岛组的正下部存在角闪石黑云母花岗岩，赤岛组不整合地分布于其上。

但是花岗岩点状分布在赤岛组熔岩之中且出露面积较小。

因花岗岩体整体上受到侵蚀，所以其与赤岛组熔岩的关系很可能是一种捕虏体。

门前组的火山喷出物质成分复杂且产状不同，广泛分布于研究区的东南侧，相当于赤岛组残留地层的上部。

与赤岛组之间的层位关系虽然因植被和土壤的覆盖而不能观测，但是在接近侵蚀海岸的地方两者出露的高度大致相同，所以判断为以高角度断层相接触。

藤冈先生把门前组划分为潜岩熔岩类、真山流纹岩类和潮濑岬砂砾岩类（1959，1973）并把潜岩熔岩类和加茂熔岩类定位在下部，把潮濑岬砂砾岩类和真山熔岩类定位在上部。

真山流纹岩类是在底部夹有流纹岩质的火山碎屑岩及凝灰质砂砾岩，主要由流纹质熔岩组成的地质单元，覆盖加茂熔岩类且因为填埋起伏的分界面而能够明显地与加茂熔岩类相区别。

图2：

门前组地层划分的变迁

加茂熔岩类和潜岩熔岩类在组成岩相上相似，而在放射性年龄上没有差别，所以两者被认为是同时异相。

然而加茂熔岩类和潜岩熔岩类都由各种组成成分和不同产状的火山岩构成。

因为追踪火山岩的分布十分困难，所以就有必要研究各种火山岩相和测定火山岩的产状。

本研究的先行者小林等（2004）认为：

分布于真山流纹岩类占主体的真山北侧，以前定为加茂熔岩类的火山岩，岩相虽然与加茂熔岩类相似，但是却不整合地覆盖真山流纹岩，根据放射性测年数据，可定为有效的、年轻的地质单元，并被命名为野村川组（图1、图2及图3）。

野村川组由凝灰质砂砾岩、英安岩质火山碎屑岩、玄武质熔岩和火山碎屑岩组成，为西黑泽组和女川组所覆盖，岩相和标准层序都大致与台岛组火山岩对应，因此很有必要在将来重新研究台岛组之后，将两者合二为一，并重新划分地层（小林等，2004）。

关于以潮濑岬命名的砂砾岩，虽然定位在门前组，但是与其他地质单元的层位关系是模糊的（藤冈，1959）。

根据笔者的研究，分布在舞台岛附近的、藤冈认为是砂砾岩的岩石是构成火山碎屑丘的火山喷发物质的一部分，西南鹿集团研究组确定的立岛砾岩是泥流沉积物。

藤冈认为潮濑岬砂砾岩为台岛组帆掛岛石英安山岩（英安质熔结火山角砾岩、凝灰岩）所覆盖，因此把它定位到门前组。

后来，铃木（1980）发现在潮濑岬砂砾岩中存在来源于真山流纹岩的砾岩或锆石，指出它可能是在真山流纹岩类形成之后堆积而成。

但是，根据鹿野等人（2007，2008）的最新研究，真山流纹岩类和潮濑岬砂砾岩的放射性年龄值相近，而且，构成真山流纹岩类底部的火山碎屑岩成因的碎屑颗粒大量地混入到潮濑岬砂砾岩层的凝灰质砂岩中，所以潮濑岬砂砾岩与真山流纹岩类最底部可对比的可能性较大。

台岛组覆盖门前组的观点，是依据藤冈所确立的潮濑岬砂砾岩与帆掛岛石英安山岩之间的关系确定的，然而到了近期，观察了新出现的露头的鹿野等人认为直接覆盖潮濑岬砂砾岩的并不是帆掛岛石英安山岩，而是包含帆掛岛石英安山岩成因的碎屑粒子等的砂砾岩，而且根据夹在砂砾岩之间的浮石火山角砾凝灰岩的放射性年龄，确认可以对比台岛组。

综上所述，门前组以南鹿市的门前到赤岛的海岸为标准剖面产地，层位上位于赤岛组上部且为野村川组或台岛组所覆盖，是以火山岩为主体的地层（图2）。

从放射性年龄来看，赤岛组为50Ma，门前组为34——36Ma，野村川组和台岛组为

20——22Ma或更晚，赤岛组和门前组之间、门前组和台岛组之间分别存在超过1000万年的时间间隔（图3）。

若根据Gradstein等人（2004）的地质年代表，赤岛组为前始新世，门前组为后始新世——前渐新世，野村川组和台岛组可与前中新世对比。

3、门前组的岩相层序

门前组主要是由玄武岩——流纹岩这一类熔岩和火山碎屑岩组成，并伴有砾岩、砂岩等碎屑物质。

这些岩石的产状表现为多样性的特点而且岩层叠置样式复杂。

因此在研究门前组岩相层序时，在本研究中，根据岩层的各自产状，把火山岩作为最小的地质单元，识别其可区分的岩相，研究其分布状况。

在划分岩相的时候，根据表面形态把陆上的熔岩分为绳状熔岩、块状熔岩。

对水下熔岩有许多分类。

在本研究中，按照火山岩产状汇编委员会的方案，根据表面形态分为水下绳状熔岩和水下块状熔岩。

熔岩穹是块状熔岩的一种，但是对通常呈薄片状的块状熔岩来说，一种或多种熔岩集合组成穹状熔岩的，则选择别的划分方案，水下熔岩穹也同样处理。

除此之外，在本报告中所用的火山岩术语，只要不特别说明，都参考火山岩产状汇编委员会的方案。

图4B：

户贺湾南部门前组地层剖面图

图4A：

户贺湾北部门前组地层剖面图

在本论文中，按上述做法识别各种岩相并研究其分布，而且根据各岩相的组合特征和其空间的分布状况把门前组按从上至下的顺序划分为舞台岛玄武岩、龙岛英安岩、长乐寺砂砾岩、长乐寺玄武岩、长崎英安岩和毛无山安山岩（图1、图2和图3）。

以下对这些岩相层序的产地、层序关系、层厚、分布和岩相这几方面分别叙述之（图1、图3和图4A、B）.

另外，附加在地层单元上的玄武岩和英安岩这一类名称，其意义是从斑晶组合等记录岩石学特征的结构来说有代表性的岩质，在象征性地使用着。

实际上构成各自地层单元的岩石种类是多样的，例如舞台岛玄武岩及长乐寺玄武岩的全岩化学分析结果是从玄武岩到玄武岩质粗面安山岩、玄武岩质安山岩，而龙岛英安岩的全岩化学分析结果则跨越粗面安山岩到流纹岩的范围。

但是由于判断其是否为碱性岩的肉眼特征不明显，所以以下除了特征性的例子以外，都看作是非碱性岩。

关于斑晶，因受到不同程度的变质，所以除了特征性的例子之外，不特别说明。

3.1、舞台岛玄武岩

地层名：

新定

标准剖面：

南鹿半岛门前北西方向，位于舞台岛及其周边海岸地区。

层序关系：

底界不确定。

在大部分地区被龙岛英安岩整合地覆盖，但在本山的西部为真山流纹岩所不整合地覆盖。

分布和地层厚度：

从加茂的青砂到门前沿海岸广泛分布。

地层厚度在大栈桥附近为220米以上，在毛无山附近发育得更厚。

岩相：

主体为碱性橄榄石玄武岩和玄武岩——玄武岩质安山岩的枕状熔岩。

熔岩的主体为褐灰色块状并发育有柱状节理。

厚度在几米到20米之间，在其上下发育有相同厚度的火山熔渣（破碎角砾岩），火山熔渣总体上呈现带状的紫灰色，含有暗红色的岩屑。

在熔岩之间夹有厚度为几厘米——十几厘米的、连续性良好的、呈现暗红色的、与熔岩成分相同的凝灰岩——火山角砾岩。

图5：

构成舞台岛玄武岩质火山碎屑丘的玄武岩质火山碎屑层

在舞台岛及面向舞台岛东侧的海蚀崖下，火山渣形成的火山碎屑堆积物占主要成分（图5）。

火山渣堆积物几乎都是火山角砾，因粒度不同形成的不明显层里存在于其中，同时还伴有直径超过几十厘米到一米的火山弹。

此外，富含多面体岩屑平行到波状层理明显的岩涌堆积物与其协调地共生。

这套地层主要向南南西向倾斜，但其倾向并不确定。

再者，在位于舞台岛南东方向的帽子岩内构成下部地层的火山渣堆积物上重叠有前述的具有波状层理的堆积物质，向南南东方向倾斜。

这种具波状层里的堆积物由粒径从数毫米到5厘米的红色火山渣岩屑和粒径从几厘米到三十厘米的暗色多面体岩屑组成，向上由细到粗，构成倾角为30度左右的、稳定的层状构造。

缺少火山灰物质而且分选良好。

因上述事实，分布于舞台岛及其周边的堆积物质，其主要成分是火山渣碎屑丘，帽子岩相当于其南部的边缘相。

形成火山渣丘的火山口因堆积物向南倾斜，所以应该位于舞台岛的北侧，但是因剥蚀严重而无法识别。

在面向舞台岛东侧的海蚀崖的最上部，藤冈认为分布有叫做舞台岛砾岩的火山碎屑堆积物，这些堆积物富含花岗岩等异岩岩屑，咋一看是砾岩，但混有大量的多面体形状的玄武质火山角砾，如果从组成成分的特征和分布位置来说，认为是在火山活动末期，从火山渣丘里释放出的岩浆水蒸气发生爆炸形成的产物。

在本山西部的长岩地区，因分选不好而发育由组分复杂而且大量的岩屑组成的凝灰质基质支撑的砾岩（泥流沉积物），而且伴有含红褐色——橙褐色的不定形——纺锤形火山弹的玄武质安山岩——安山质凝灰角砾岩和火山角砾岩（垮塌火山碎屑堆积物）。

凝灰质砾岩间夹凝灰质砂岩，它们呈互层状产出，形成火山麓扇状体。

放射性年龄：

测得的全岩K——Ar年代值为31.1±0.7、32.5±0.8、32.8±0.8、33.8±1.1Ma。

3.2、龙岛英安岩

地层名：

新定

标准剖面：

南鹿半岛门前以西，从龙岛连续到北西斜坡一带。

层序关系:

整合地叠置在下部的舞台岛玄武岩质上，被长乐寺玄武岩所覆盖。

分布和地层厚度：

分布在户贺以北的广阔区域内、盐滨周边、加茂的青砂和门前之间的山腰上。

顶层厚度在户贺以北最大达到600米，在加茂的青砂以南，重叠有厚度超过10米的熔岩，形成高度为200米左右的陡崖。

在其南部和北部尖灭。

图6：

龙岛英安岩中的英安岩质火山岩块、火山灰流堆积物（潜岩北侧）。

露头高度10米左右。

岩相：

在户贺以北，块状的或角砾状的紫灰色粗面岩——英安岩质熔岩（块状熔岩）发育，并伴生有英安岩组分的块状无层理火山角砾岩——凝灰角砾岩（火山岩块、火山灰流堆积物）和浮石火山角砾凝灰岩（浮石流堆积物）、凝灰质砾岩和砂岩。

火山岩块、火山灰流堆积物在潜岩周围由几乎无气孔的灰白色岩屑和更细的岩屑组成，厚度超过30米（图6）。

砾石分选不好，无层理且在局部侵入下部，保留有重力印模。

在最上部多转变为粒序层理的砂岩。

根据这些特征认为：

这些砾岩和砂岩是泥流堆积物（图7）。

这些泥流堆积物在上部发育，在南部以缓慢的倾斜覆盖具有30度以上倾角的熔岩，极有可能包围以熔岩为主体的、倾角更大的火山主体而构成坡积扇。

在户贺以南，和户贺以北相同，厚层的块状熔岩发育，而且颜色的变化多样性，从暗灰色——暗紫色到带状的绿灰色，组成成分也以英安岩为主的粗面岩或者安山岩变化为流纹岩，而且还少量伴有同组分的火山碎屑岩。

熔岩在立岛——长岩之间尤为发育，厚度大，形

成穹状的山体。

图7：

歌舞伎岩以北的龙岛英安岩中的泥流堆积物，锤子的长度为30厘米。

放射性同位素年龄：

测定的全岩K——Ar年代值为27.1±0.6Ma，而锆石裂变轨迹年代值为31.5±1.7Ma和29.8±0.6Ma。

3.3、长乐寺砂砾岩

地层名：

新定。

标准剖面：

南鹿半岛的门前，长乐寺礼拜路的入口附近。

层序关系：

在门前地区，侵蚀舞台岛玄武岩并覆盖于其上,而且和长乐寺玄武岩互层。

长乐寺砂砾岩在门前地区的海蚀崖处夹有长乐寺玄武岩中的玄武质熔岩,另外沿着长乐寺东侧的沼泽,长乐寺玄武岩夹有与标准剖面产地的砂砾岩相似的碎屑岩。

在门前地区的东部，台岛组地层覆盖长乐寺砂砾岩和长乐寺玄武岩。

分布和层厚：

仅分布在门前地区的周围，厚度大约20米。

岩相：

长乐寺砂砾岩由含有玄武岩、玄武质安山岩、英安岩等各种岩质的次棱角——圆形的厚度为40厘米——数米的凝灰质砾岩及厚度为数厘米——10厘米、波状层理明显的砂岩、粉砂岩薄层和凝灰质含砾砂岩的互层组成。

在层位的最下部含有来自于龙岛英安岩的磨圆较好的砾岩。

3.4、长乐寺玄武岩

地层名：

新定。

标准剖面：

南鹿半岛门前地区，长乐寺礼拜道周边。

层序关系：

长乐寺玄武岩在户贺以北的歌舞伎岩、白岩附近和户贺以南的加茂青砂——舞台岛之间与龙岛英安岩整合地接触，在龙岛英安岩尖灭的舞台岛以南，直接地覆盖下部的舞台岛玄武岩，其上被毛无山安山岩和真山流纹岩所覆盖。

在盐滨南部，以断层方式与龙岛英安岩接触。

在长乐寺周边，和长乐寺砂砾岩指状交互在一起。

分布和层厚：

广泛地分布在户贺以北的歌舞伎岩、白岩周边和户贺湾南岸——加茂青砂之间的海岸以及加茂青砂——门前之间山地的高处。

关于入道崎南东向的北海岸和大明神崎周边分布的玄武质安山岩为主的岩相，由于以“飞来峰”形式孤立地分布，所以不能确认其层位关系，但是在岩相的相似性方面判断，其中含有长乐寺玄武岩。

地层厚度在户贺以北的歌舞伎岩地区大约是250米，在户贺以南发育最厚的本山及阿治岛附近地区。

其厚度为180米左右。

岩相：

长乐寺玄武岩含有碱性橄榄石玄武岩——玄武岩质粗面安山岩和贫碱的玄武岩——玄武岩质安山岩两者，大多数以灰黑色——暗紫灰色——褐灰色的熔岩形式产出。

熔岩的产状具多样性，有时呈枕状，有时伴有氧化的熔渣等，因地区和层位的不同而有差异。

常常夹有由同组分的火山砾石、火山砾凝灰岩（岩涌成因的火山碎屑堆积物）及组分类似的岩屑和组分不同的岩屑组成的凝灰质角砾岩和凝灰质砾岩。

图8、户贺湾北部、歌舞伎岩处长乐寺玄武岩中的玄武岩质安山岩枕状熔岩

在户贺以北，枕状熔岩为主体，上部发育有其他熔岩（图8）。

在相当于下部层位的位置，枕状熔岩向南南东方向变成1.5——0.5米的绳状熔岩并随时变细形成分支（图8），而且在白岩地区同样可识别出向南南东方向流出的这种产状。

因为表面受到侵蚀，所以一般不能判断其外表构造特征，但在绳状熔岩的表面有时可识别出“条纹状”构造，所以可以认为这些熔岩形成于水面附近。

图9：

户贺湾以北，歌舞伎岩处玄武岩质安山岩的其他熔岩

在加茂青砂的西部，长崎周边的海岸，在玄武岩质安山岩的水下块状熔岩中，玄武岩质火山渣形成的火山碎屑堆积物和岩涌堆积物及其他熔岩按顺序重叠。

在这种水下块状熔岩中，大量的同组分的岩脉侵入其中且分布复杂，而且这种岩脉的若干表现出不规则的外形。

因为在镜下可见到迅速冷却的组分，所以可将其看作是饱和水的地表附近侵入而形成的岩脉，其延伸方向是北北东——南南西方向，在长崎的南侧，侵入有相同方向延伸的玄武岩质集块组成的岩脉和流纹岩等岩脉（图10），这些岩脉的密集部分宽度为10——20米，一部分岩脉穿透玄武岩质火山渣碎屑堆积物和岩涌堆积物，也可见岩脉扩展到其他熔岩中。

构成集块岩脉的各种熔岩碎屑呈红褐色，在高度熔结的地方呈现灰黑色并延长开来。

火山渣碎屑

沉积物虽然熔结程度低，但是一部分却表现为类似于集块岩脉的外观，可认为是从岩脉中喷出的，同时集块岩脉可看作是充填岩脉延长方向的裂缝形成的火山通道充填堆积物。

图10：

吉良宾馆北侧海蚀崖处的长乐寺玄武岩岩相图

放射性同位素年龄：

大口等（1995）所测得的全岩K——Ar年代值如下：

26.9±0.6，29.9±0.7，31.5±0.8，32.5±0.8，34.3±0.9，34.5±0.9，33.6±0.8Ma。

3.5、长崎英安岩

地层名：

新定。

标准剖面：

南鹿半岛，加茂青砂北西向的长崎附近。

层序关系：

覆盖下部的长乐寺玄武岩，因地区不同被毛无山安山岩、真山流纹岩、野村川玄武岩等地质单元所覆盖。

受剥蚀的区域较多，在上部达到7米厚，伴有来源于长崎英安岩的岩屑所组成的再堆积形成的岩相。

南鹿山牧场附近的长崎英安岩在相当于汤本断层南侧延伸部位的东缘发生角砾化，和上部的女川组地层以直线界面（可能是高角度断层）相接触。

图11：

吉良宾馆北侧的长乐寺玄武岩中的玄武岩质岩涌堆积物，镜头盖的直径为6厘米

分布和层厚：

除了标准剖面产地——长崎以外，在三目泻周边、南鹿山牧场附近以小区域的形式分布。

地层厚度在标准剖面位置为30米，在三目泻为100米。

岩相：

呈淡紫色——亮灰色，由包含不同数量的异岩岩屑的熔结凝灰岩组成（火山灰流堆积物）。

底部岩屑富集，其最上部由岩屑较少的非熔结凝灰岩或者细粒凝灰岩组成，为层状。

长崎北部及户贺以北的长崎英安岩主要由英安质火山角砾凝灰岩组成，并伴有斜层理发育的凝灰质砂岩。

熔结凝灰岩的熔结程度是不同的，在标准剖面产地——长崎，流动形成的拉长透镜体和流动褶曲局部可见（图12）。

图12：

长崎英安岩中的熔结的、局部褶曲的英安岩质火山碎屑流堆积物，长崎北侧的吉良宾馆，锤子的长度为30厘米。

放射性同位素年龄：

测得的锆石裂变轨迹年龄为27.1±1.3Ma，35.5±1.2Ma。

3.6、毛无山安山岩

地层名：

新定。

标准剖面：

南鹿半岛门前地区北部沿海到毛无山沼泽。

层序关系：

底部为凝灰质砾岩和细粒泥质堆积物，重叠在长乐寺玄武岩之上。

在毛无山周边等地，因为非整合地覆盖在下部层位之上，所以其一部分被解释为不整合接触关系。

在弁天岬和毛无山，被上部的真山流纹岩所覆盖。

分布和层厚：

在户贺以北——弁天岬之间的海岸部位及内陆位置，分布在户贺以南的毛无山——门前地区之间的地形高点处。

层厚在户贺以北为130米，在户贺以南为160米。

岩相：

在加茂的青砂到门前地区之间，安山质水下块状熔岩发育。

总体特征为遇水破碎。

在冷水川流域，可识别从块状相到遇水破碎岩的渐变（图13）。

而且由类质岩屑组成的火山角砾凝灰岩和凝灰质角砾岩相伴生。

在户贺以北，富含斜长石斑晶的厚层块状安山质熔岩为主体。

图13：

毛无山安山岩中的遇水破碎熔岩，锤子的长度是30厘米。

放射性同位素年龄：

测得的全岩K——Ar年龄值为：

31.4±0.8，31.9±0.9Ma。

3.7、潮濑岬砂砾岩

地层名：

藤冈命名。

标准剖面：

南鹿半岛潮濑岬。

层序关系：

根据鹿野等人的研究，该地层为台岛组砂砾岩以角度不整合的形式所覆盖，而且和周围的门前组地层的关系无法确定。

但是根据从构成潮濑岬砂砾岩的火山渣堆积物中提取的锆石所测定的放射性年龄值，以及火山渣堆积物正下方的砂岩含有来自于真山流纹岩底部的火山碎屑岩中的黑云母、酸性火山玻璃等碎屑物质来判断，其极有可能与真山流纹岩底部的层位大致相当。

Sato和鹿野等人指出：

在广布于潮濑岬砂砾岩南部的台岛组地层中存在破火山口，而且该套地层很可能是破火山口形成时，潮濑岬砂砾岩和其南部的台岛组帆掛岛石英安山岩垮塌到破火山口内所形成的块体。

其上下限都不明确，地层厚度超过40米。

岩相：

由下到上按顺序出现以安山岩岩屑为主要成分的火山砾岩、硅长质凝灰岩和凝灰质砂岩互层、块状中粒砂岩、波状层理细砂岩、极细粒砂岩、粉砂岩——泥岩、玄武质火山碎屑岩、砂岩和砾岩。

下部的火山砾岩为块状、分选不好，且含有大量的气孔不发育的暗黄绿色火山角砾。

玄武质火山碎屑岩中直径30——40厘米以下的火山渣和异岩岩屑富集的岩层以及缺乏该物质的岩层互相平行或波状起伏，重复地叠置在一起，形成厚度为40米的地层，因含有火山豆石等，所以认为是火山碎屑岩涌堆积物（图14）。

其正下方的砂岩——泥岩接触面明显，砂泥岩发生重力变形，形成宽度10厘米以下的岩脉并侵入到岩涌堆积物中，而且在不同的地方，砂岩——泥岩呈楔状侵入到下覆的堆积物中并将它们分开。

覆盖玄武质火山碎屑岩的砂

岩发育水平——波状层理，所见之处都夹有透镜状砾岩。

主要的组成物质是火山玻璃和斜长石，含有黑云母。

图14：

潮濑岬砂砾岩中的火山渣堆积物，锤子的长度为30厘米。

放射性同位素年龄：

从玄武岩质火山碎屑岩的火山渣中提取的锆石的放射性年龄数据为：

32.8±1.5Ma和34.7±1.9Ma。

图15：

（A）真山流纹岩底部的砾岩，镜头盖的直径是6厘米。

（B）真山流纹岩底部的砂砾岩（长崎以北），照片的高度为10米左右。

3.8、真山流纹岩

地层名：

随着门前组地层划分的变化，为了使地层单元的名称一致，把藤冈（1959）划分的真山流纹岩类中的“类”字撤销，改为真山流纹岩。

标准剖面：

南鹿半岛的真山。

层序关系：

不整合地覆盖门前组的各种岩相。

在真山流纹岩的底部可以识别出来源于加茂熔岩类或者潜岩熔岩类的砂砾岩。

而且被野村川组不整合地覆盖。

分布和层厚：

仅在户贺以北最南端的弁天岬小规模地出露。

在户贺以南，从真山、毛无山到加茂河流域进而到加茂青砂周边的海岸连续分布。

在海岸地区进一步地向北断续分布，在内陆地区的野村川河流域，多数呈窗状出露。

在真山的西部发育最厚，可见的层厚超过200米。

岩相：

以含黑云母流纹质熔岩为主（水下块状熔岩），在底部伴有凝灰质砾岩、砂岩和流纹质火山角砾岩（图15），熔岩全部为玻璃质，由中部的块状岩相和随后逐渐变厚的角砾岩相组成。

块状相的边缘破裂为“拼图玩具”的形状，相变为外侧的角砾岩（图16）。

此外，一部分块状相没有表现出和角砾岩的渐变关系，示现出自侵入相的特征。

图16：

真山流纹岩中的遇水破碎流纹质熔岩，镜头盖的直径为6厘米

熔岩总体的可见厚度变化明显，从本山到毛无山，在加茂青砂以南发育的门前组火山岩体形成的高处仅有较薄的地层分布，而在北部的真山到加茂青砂周围迅速地变厚，而且在加茂青砂附近，流纹岩侵入到流纹质火山碎屑岩中。

这