最新東北の地質

岩手県の地質永 広昌之
岩手大学工学部社会環境工学科 越 谷信
東北大学名誉教授

1 はじめにを占め、八幡平－岩手山以南の脊梁山地の基盤はその西岩手県の地質は，南北方向に分かれた3 地域ごとにそ下部白亜系からなる。根田茂帯は、盛岡東方の西に開いの構成がことなる。東半部の北上山地は先新第三系によった三角形状の地帯をなし、石炭紀の付加体により占められて占められ、その縁辺部を新第三系・第四系がうすく覆う。

る．北部北上帯は、北上山地の北半分を占め、その西方

西側の奥羽脊梁山地では、いわゆるグリンタフを主体とす

延長は八幡平以北の脊梁山地に露出する。ジュラ紀（～最る中新統を第四紀の火山噴出物が覆い、局部的に基盤の前期白亜紀）付加体からなる。

先新第三系が露出する。中央部の北上低地帯に沿っては、
おもに鮮新統－更新統が分布する。
以下に、先新第三系に関しては永広が、新第三系・第四系に関しては越谷が分担してその概要を紹介する。

方延長である。先シルル紀基盤岩類と浅海成シルル系～

白亜紀初期の火山岩類・火砕岩類や前期白亜紀花崗岩
類は、上記の構造帯区分にかかわらず、その境界を越えて広く北上山地全体に分布する。下部白亜系上部の宮古層群や上部白亜系・古第三系堆積岩類は北上山地北部の沿荒砥沢ダム上流大規模地すべりによる河道閉塞

岸地域に点在するが、同時期の火山岩類は主として北部の各地に点在する。

■ 2．
2 南部北上帯
岩手県内の南部北上帯の先白亜系は、主に先シルル紀
基盤岩類とシルル系～ペルム系からなる。三畳系・ジュラ
系は主として宮城県内に分布する。

■ 2．
2．
1 先シルル紀基盤岩類および中部古生界
先シルル紀基盤岩類とシルル系・デボン系は地域ごとに岩相層序を異にする。
北上山地西縁部の一関－江刺東方に分布する基盤岩類は、母体変成岩類と正法寺閃緑岩からなり、これらの上位に上部デボン系～最下部石炭系鳶ヶ森層が重なる。
母体変成岩類は付加体起源の岩手県内の先新第三系略図

高圧型変成岩類
で、緑 色 片 岩、

2 先新第三系
■ 2．
1 概説

3

泥質・珪質片岩、角閃岩などからなる。片岩類に岩手県の先新第三系は、北上山地に広く分布するほか、はちりめんじわ

奥羽脊梁山地の基盤として点在する。構造発達史のちが劈開が発達すいから、南部北上帯、根田茂帯および北部北上帯に区分さる。角閃岩中のれる。南部北上帯は、早池峰山以南の北上山地の南半分

変成ホルンブレ鳶ヶ森層の植物化石 Leptophloeum

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ンドの K-Ar 年代は約 5 億年前で、カンブリア紀の付加

釜石 西方地 域には体がカンブリア紀末に変成作用をうけたものと考えられる

オルドビス系早池峰（蟹澤ほか、1992）。

複合岩類とその上位

正法寺閃緑岩は、水沢東方の正法寺周辺に点在するのシルル－デボン系

閃緑岩～はんれい岩類で、顕著な変形はうけていない。

が広く分布する。

K-Ar 年代は約 442Ma で、本来母体変成岩類に貫入し、

早 池 峰 山－小 国

デボン系に不整合に覆われたと考えられる（蟹澤・永広、地域の早池峰複合

1997）。

岩類は、蛇紋岩化し東北の地質

鳶ヶ森層の下部は砂岩泥岩互層ないし泥岩から、中た超 塩 基性 岩類を部は赤紫色の凝灰質岩類をはさむ砂岩・泥岩から、上主体としはんれい岩

部はレンズ状含礫泥岩をはさむ泥岩からなる。中部のをともなう中岳蛇紋

赤 紫色 岩には角礫 岩もあり、下位の母体変 成岩類に岩、超塩基性岩類・由来すると考えられる角閃岩・片岩類が普遍的に含まはんれい岩・トロニれる。本層はわが国で最初に確認されたデボン系で、

エム岩・ドレライト

中部から Cyrtospirifer などの多 数の腕 足類や 鱗 木からなる神楽複合岩類、および玄武岩・ドレライトからな

Leptophloeum など後期デボン紀の化石を産する。最り、凝灰質泥岩や砂岩をはさむ小黒層からなる（永広ほ

上部の泥岩は後期デボン紀のアンモノイドにくわえて、最か、1988）。宮守地域では超塩基性岩類が主体をなし、初期石炭紀のものも含む。

大迫北方や釜石西方では神楽複合岩類類似の岩相が多南部北上帯北縁部の宮守－大迫－早池峰山－小国－

神楽複合岩類のドレライト・トロニエマイト
岩脈群 ( 薬師川 )くを占める。早池峰複合岩類のドレライトや玄武岩は当岩手県の古生界層序図。岩相は本文参照。

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初リフト帯での産物とみなされたが、後に微量元素組成か紀を示すものとより若いものとが報告されている。

ら沈み込み帯起源とされた（Mori et al., 1992）。上位の折

日頃市地域では、氷上花崗岩を石灰岩相のシルル系川壁峠層や小田越層との層位関係や放射年代から早池峰複内層が覆う。川内層は多数のサンゴ・三葉虫などの化石

合岩類はオルドビス系と考えられる。 下條ほか
（2010）はを含む。川内層の上位には大野層・中里層が重なる。大小国地域の神楽複合岩類中のトロニエム岩中のジルコン

野層下部はスランプ相をともなう淡緑色～赤紫色凝灰質の LA-ICP-MS U-PB 年代として466 Ma を報告している。

珪質泥岩および凝灰質珪質泥岩からなり、下位の氷上花

小国地域では、薬師川層が小黒層に整合に重なる。

崗岩類や川内層に由来する花崗岩・アルコース・石灰岩な泥岩・砂岩を主体とし、凝灰岩をはさむ。さらに上位にどの大小さまざまなブロックを含む。中部は凝灰質珪質

泥岩・砂岩・石灰岩・玄武岩などからなる小田越層が重泥岩・泥質凝灰岩の互層から、上部は淡緑色～緑色のなる。下條ほか（2010）による薬師川層最下部の凝灰岩

中粒～粗粒凝灰岩からなり、凝灰質砂岩・泥岩をともなのジルコン年代は457Ma である。小田越層はシルル紀う。大野層下部は最後期シルル紀の放散虫を含む。中の腕足類を含む。

里層は、凝灰岩類、凝灰質泥岩・砂岩、砂岩・泥岩など

折壁峠層のサンゴ化石 Halysites

大迫地域では、からなる。中里層中部は中期デボン紀の三葉虫化石を産

早池峰複合岩類する。小松峠・八日町地域にも日頃市地域と類似のシルの上位に、泥 岩・ル系－デボン系が分布する。

砂 岩主体の名目

奥火の土地域では、氷上花崗岩類をシルル系奥火の土

入沢層、礫岩・砂層が不整合に覆い、その上位に未来分デボン系がある（川

岩・泥 岩 に 石 灰村、1983）。奥火の土層は、泥岩や熔結凝灰岩に始まり、

岩 をともなう折

主体は石灰岩からなり、前期シルル紀ランドベリ世後期～

壁 峠 層、および中期シルル紀ウェンロック世前紀を示す Falsicatenipora

未来分デボン系が重なる。折壁峠層は中期シルル紀のshikokuensis などのサンゴ類を産する。

Halysites や Favosites, Heliolites などの多数のサンゴを産する。
釜石地域の早池峰複合岩類の上位には千丈ヶ滝層が分布する。千丈ヶ滝層の下部は、後述する日頃市地域の大野層類似の、凝灰質珪質泥岩を主体とし、最下部に玄武岩をともなう。上部はおもに泥岩からなる。下部から最後期シルル紀～前期デボン紀を示す放散虫、最上部から後期デボン紀の鱗木化石 Leptophloeum を産する。
南部北上帯東部の日頃市－世田米地域の先シルル紀
基盤は、氷上花崗岩類とその捕獲岩である壺の沢変成岩からなる。これらをシルル系が不整合に覆い、さらに下部－中部デボン系が重なる。上部デボン系は欠けている。

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氷上花崗岩を不整合に覆う川内層基底の礫質アルコース。破線部が境界。
矢印はスケールのハンマー。左後方はクサヤミ沢。

■ 2．
2．
2 石炭系

氷上花崗岩類は、氷上山を中心として分布する氷上岩

石炭系は岩手県内の南部北上帯のほぼ全域に広く分布

体と、小松峠、八日町、奥火の土などに分布する小岩体し、下部～中部石炭系からなり、上部石炭系を欠く。下部からなり、花崗岩を主体とし、花崗閃緑岩をともなう。小は火砕岩をともなう砕屑岩類を主体とし、上部はおもに石林ほか（2000）は、化学組成から、沈み込み帯起源と考灰岩からなる。下部の岩相層序・層厚は地域ごとに異なる。

えている。壷の沢変成岩は、泥質岩を主体とし、砂質岩

日頃市地域の下部は日頃市層、上部は鬼丸層・長岩層かをともなう接触変成岩で、弱い片状構造を示す。これら

らなる。日頃市層は中部デボン系中里層を不整合に覆うはシルル系に不整合に覆われるが（例えば、村田ほか、

H1 部層から H4 部層までの4 部層からなる。基底部の1974；Murata et al., 1982）、放射年代値はオルドビス礫岩に始まり、砂岩・砂質泥岩・凝灰岩などからなり、
石灰

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岩をはさむ。サンゴ・腕足類・三葉虫類などの化石から下む石灰岩を主体とし、上部にうすい凝灰岩をはさむ。猊

部石炭系のトルネー統－ビゼー統に対比される。鬼丸層

鼻渓をつくる。

はおもに黒色の石灰岩からなり、Kueichouphyllum や
Dibunophyllum などのビゼー統を示すサンゴ類を多産

これらのほか、石炭系は世田米北東の上有住地域、大迫地域、達曽部地域などにも分布する。

する。長岩層はおもに灰白色の石灰岩からなり、うすい
凝灰岩をはさむ。サンゴ・フズリナ・コノドントなどの化石から、サークプホブ階－モスコー階に対比される。

■ 2．
2．
3 ペルム系
ペルム系は、白亜紀花崗岩類を除くと、南部北上帯で

世田米－雪沢地域では、下位より、尻高沢層・有住層・最も広い分布面積をもつ地質系統である。下位より、坂大平層・鬼丸層・長岩層に区分される。尻高沢層・有住層・

本沢統、叶倉統および登米統に3 分され、それぞれおお

大平層は日頃市地地域の日頃市層に対比され、岩相も類

よそ下部、中部、上部ペルム系に対比される。模式層序似するが、その累計層厚は日頃市層の2 倍以上ある。鬼では、坂本沢層・叶倉層は下部が礫岩・砂岩・泥岩、上部

丸層・長岩層の岩相は日頃市地域のそれに類似する。

がおもに石灰岩からなるが、南部北上帯全域では泥岩相

釜石西方の小川地域の石炭系は小川層からなる。小が卓越している（永広、1989）。登米統はおもに厚い泥岩

川層は千丈ヶ滝層を不整合に覆う礫岩に始まり、主体はからなる。登米統中部のスレート劈開が発達した細粒均

ビゼー期サンゴを含む石灰岩からなる。日頃市層に相当質な泥岩は屋根用スレートや壁材・硯石等に利用されてきする岩相を欠いている。

た。主要な地域の層序を示す。

世田米西方の大股から矢作地域にいたる日詰－気仙日頃市地域のペルム系は、下位より、坂本沢層、上城層、

沼断層に沿う地域では、下位より、加労沢層、仙婆巌層

深渡層、田茂山層に区分される。坂本沢層は、石炭系長に区分される。前者は日頃市層や尻高沢層－大平層に岩層を不整合に覆う基底礫岩にはじまり、下部は砂岩・泥相当し、砕屑岩類や火砕岩類からなり、石灰岩をはさむ。

岩から、中部－上部はおもにフズリナ化石を含む石灰岩か

仙婆巌層は、鬼丸層－長岩層に相当し、火砕岩をはさむらなる。上城層は、坂本沢層と一部同時異相で、長岩層石灰岩からなるが、長岩層に比べて火砕岩が厚い。

を不整合に覆う基底部の礫岩と主部の泥岩卓越部からな人首地域の石炭系は、下位の米里層と上位の芝層かる。深渡層は、上城層に整合に重なり、いわゆる薄衣式らなる。米里層は厚い火山岩・火砕岩をはさむ砕屑岩

礫岩と砂岩・泥岩から構成される。田茂山層はおもに泥類からなる。日頃岩からなる。世田米－下矢作地域のペルム系は、
坂本沢層、

市層相当層である

叶倉層、小原木層、長部礫岩および出山石灰岩に区分さが、南部北上帯のれる。後 2 者は小原木層下部と同時異相の関係にある。

この層準の地層で坂本沢層は基底礫岩にはじまり、下部は砂岩・泥岩からなは 最も厚く、層 厚る。上部は石灰岩が卓越するが、北部では最上部に砂岩・は1,000m を越え

泥岩互層が発達する。
石炭系長岩層に不整合に重なるが、る。芝層は泥岩を一部ではより下位の鬼丸層、大平層、有住層ないし尻高沢

はさむ石灰岩から層まで削り込んでいる。叶倉層の下部は主に石灰質砂岩なる。

からなり、礫質砂岩をともなう。上部は叶倉沢周辺では厚長坂地域の石炭

い灰色石灰岩からなるが、南方では、石灰質砂岩・泥岩や系 は、下 位 か ら、泥岩などの互層にかわる。小原木層は主として泥岩からな

唐梅館層および竹

り、うすい砂岩や礫岩をはさむ。長部礫岩は厚い薄衣式

沢 層に区分され、礫岩と泥岩や砂岩泥岩互層からなり、レンズ状石灰岩をとそれぞれ、日頃市もなう。出山石灰岩は泥岩や砂岩の薄層をともなう石灰層、鬼丸層－長岩層に対比される。唐梅館層は、下位の岩からなる。達曾部地域には下部ペルム系達曾部層と中鳶ヶ森層に整合に重なり、泥岩・砂岩を主体とする。最部（～上部）ペルム系外川目層が、北方の大迫地域には下上部に石灰岩や凝灰岩をはさむ。竹沢層はサンゴを含部～中部ペルム系内川目層が分布する。達曽部層は、下長坂地域の猊鼻渓をつくる竹沢層の石灰岩

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部石炭系大川目層を不整合におおう基底礫岩にはじま■ 2．2．4

三畳系

り、下部は砂岩と泥岩、中部は石灰岩、上部はレンズ状

唐桑地域ではペルム系－最下部白亜系が南に開いた石灰岩をはさむ泥岩からなる。外川目層は砂岩と泥岩を綱木坂向斜をなし、このうち下部三畳系平磯層の最下主体とし、礫岩をともなう。内川目は縞状泥岩を主体と部部分が県境部に露出する。礫岩・砂岩からなり、凝灰し、石灰岩、砂岩や薄衣式礫岩をはさむ。

質泥岩をともなう。

中平地域のペル

大船渡地域ではペルム系田茂山層と下部白亜系大船

ム系は、下位より、

渡層群にはさまれた狭い範囲に上部三畳系明神前層が

中 平 層、細 尾 層、分布する。凝灰岩および凝灰質礫岩・砂岩からなり、二上 八 瀬 層、黒 沢

枚貝 Monotis を含む。

層、鍋 越 山 層に区分され（御前・永広、

■ 2．3

根田茂帯

2004）、い ず れ も

根田茂帯は、南部北上帯と北部北上帯にはさまれた、

整 合 関 係 にある。

古生代付加体からなる地体である。根田茂コンプレック

鍋越山層は岩手県

スの分布で特徴づけられ、おもに泥岩酸性凝灰岩互層

内には分布しない。下部ペルム系中平層は、石炭系を不と緑色岩からなり、レンズ状のチャート、泥岩、砂岩、砂整合に覆う基底礫岩に始まる。主部は厚い灰色石灰岩

岩・泥岩互層、礫岩などをともなう。一般に強い剪断変

と泥岩の互層からなり、粗粒砂岩や礫岩をはさむが、岩形をうけ、破断相・混在相を呈することも多い。緑色岩は、相の側方変化が大きい。細尾層は黒色泥岩を主体とす

海山玄武岩ないし T-MORB 型玄武岩である（濱野ほか、るが、しばしばレンズ状の薄い礫岩、石灰質砂岩、石灰

2002）。

上 八 瀬 層 の ア ン モ ノイド Cibolites 。 陸
前高田市飯森産（ 陸前高田市立博物館蔵：
3.11 の津波で失われた）。

岩をはさむ。上部から産するアンモノイドから下部ペル西側の綱取ユニットと東側の滝ノ沢ユニットに細分さ

ム系最上部～中部ペルム系ワード階に対比される。上れる（内野ほか、2008）。綱取ユニットは、泥岩酸性凝八瀬層は石灰岩・石灰質泥岩・砂岩を主体とし、黒色泥灰岩互層と緑色岩が卓越し、滝ノ沢ユニットは緑色岩と岩や礫岩を伴う。フズリナ、ウミユリ、コケムシ、腕足類、砂岩泥岩互層が多い。また、前者の砂岩が火山岩片に頭足類などの化石を多数含み、中部ペルム系ワード階～

富むのに対し、後者のそれは石英・長石に富む。綱取ユ

キャピタン階に対比される。黒沢層は無層理の黒色泥

ニットの MORB 型玄武岩にともなうチャートから後期岩を主体とするが、まれに砂岩薄層やレンズ状石灰岩をデボン紀のコノドントが（濱野ほか、2002）、チャート－

ともなう。下部はフズリナ Lepidolina やアンモノイドか砕屑岩シーケンスの上部層をなす陸源砕屑岩から前期

らキャピタン階に対比されるが、中・上部は上部ペルム石炭紀とみなされる放散虫（内野ほか、2005）が報告さ系と考えらる。サメ類 Helicoprion も本層下部から発れており、石炭紀付加体と考えられる。

見されている。
大籠地域のペルム系は、下位より、錦織層、東深萱層、■ 2．
4 北部北上帯

新田層、大籠層および千松層に区分され、いずれも整合

北部北上帯は、ジュラ紀付加体からなる地体で、年代である。下部ペルム系錦織層は泥岩が卓越し、石灰岩やと砂岩組成のちがいから、岩泉構造線を境に、西側の砂岩をともなう。下部～中部ペルム系東深萱層は黒色泥

葛巻－釜石亜帯と東側の安家－田野畑亜帯に細分され岩・縞状泥岩を主体とし、上部に礫岩や砂岩をはさむ。新る（大上・永広、1988；永広ほか、2005）。ただし、砂岩

田層は厚い粗粒砂岩、砂岩泥岩互層および縞状泥岩から組成は必ずしも岩泉構造線で明瞭に変化するものではなる。大籠層の主体は縞状泥岩からなるが、その下部にないようである。

厚い砂岩・砂岩泥岩互層をはさむ。最上部は無層理の黒色泥岩である。最下部から後期ペルム紀のアンモノイが発

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■ 2．
4．
1 葛巻-釜石亜帯

見されている。千松層下部は縞状泥岩からなり、砂岩泥

葛巻－釜石亜帯の主要な構成要素は、チャート－砕岩互層をともない、上部はおもに黒色無層理泥岩からなる。

屑岩シーケンスと混在岩で、これに小規模な石灰 岩、

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岩シーケンスの泥岩や泥岩中のマンガン
ノジュールから中期ジュラ紀アーレン期～
後期ジュラ紀キンメリッジ期の放散虫群集が報告されており、付加年代は中期ジュラ紀から後期ジュラ紀にわたる（ Suzuki
et al.,2007；永広ほか、2008）。
安 家 川 上 流 地 域 のチャート中には、
珪 質粘土 岩 や黒色 粘土 岩からなる、いわ ゆ る PT 境 界 層 が は さま れて い る（Takahashi et al., 2009）。

■ 2．
4．
2 安家-田野畑亜帯
本亜帯の特徴は、チャート－砕屑岩シー

北上山地の北部北上帯海洋プレート層序（永広ほか、2008 にもとづく）

ケンスや混在相に加え、安家ユニットに代玄武岩をともなう。玄武岩類は、岩洞湖東方のものが表される大規模な海山玄武岩－石灰岩シーケンスをとも

MORB 組成であるのをのぞき、海洋島型である（土谷

なうことである。波長数 km の東フェルゲンツの閉じたほか、1999）。東

転 倒 褶 曲をなす

端 部をのぞき、地 域 が 多 い。 前露 頭 では西 傾

期 三 畳 紀 以降 の斜 の同 斜 構 造

化石のみが見いだが卓 越 するが、されており、古生

マップスケール

代の要素を欠く。

の各岩相単位の田 野 畑 地 域の泥ユニットの傾 斜岩から中期ジュラ

は、きわめて低紀バトン期後期～

角な西傾斜が卓カロブ期の、青森

越する地域もあ

県 尻 屋に分 布 する。一戸南方のる尻 屋 層 群 の 泥

石灰岩ブロック

岩から最後期ジュから 後 期 石 炭

ラ紀チトニアン期～初期白亜紀の放散虫群集が、また、安家紀アンモノイドが、安家川上流部のチャート層最下部か地域の高屋敷ユニットの砂岩から後期ジュラ紀オックスフォー

ら後期石炭紀のコノドントが報告され、本亜帯の海洋プド期のアンモノイドが産出するので、その付加年代は後期

レート層序の多くは上部石炭系を含む。チャート－砕屑

ジュラ紀（～初期白亜紀）である（ Suzuki et al., 2007）。

葛巻 - 釜石亜帯の整然相をなす褶曲したチャート（宮古市川井）安家ユニット（沢山川層）の枕状玄武岩（久慈市山根）

■ 2．
5 白亜系
白亜系は、火山岩・火砕岩類、あるいはそれらをともなう砕屑岩類からなる最下部～下部白亜系、それらを貫く
前期白亜紀深成岩類、下部白亜系上部の宮古層群、および上部白亜系からなる。前 2 者は南部北上帯と北部北上帯にまたがって分布し、あるいは両者の境界に貫入
葛巻 - 釜石亜帯の混在相（宮古市花輪）。

している。

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■ ２.5.1 最下部～下部白亜系
大船渡地域には下部白亜系大船渡層群が広く分布する。大船渡層群は、下位から、箱根山層、船河原層、飛定地層、小細浦層、蛸浦層に区分され、それぞれ整合関係にある。オーテリブ期～アプト期のアンモノイド・二枚貝などを産する。大船渡東方の綾里地域にも同様の地層が分布するが、火砕岩類が占める割合が大きい。箱根山層は、ペルム系に不整合に重なり、おもに火山円礫岩

北上山地の白亜系・古第三系の層序からなる。船河原層は、おもに砂岩・泥岩からなり、安山
岩質凝灰岩、火山円礫岩、礫岩などをはさむ。 飛定地■ 2．
5．
3 下部白亜系上部 －宮古層群－

層は、砂岩・泥岩互層を主体とし、礫岩や石灰質泥岩を宮古層群は、陸中海岸の宮古～田野畑地域の海岸沿ともなう。小細浦層は、火砕岩類が卓越し、礫岩、砂岩、いに点在し、急立したジュラ紀付加体や小本層・原地山層、泥岩をはさむ。蛸浦層は、礫岩、砂岩、泥岩、火砕岩類

前期白亜紀花崗岩類などを顕著な不整合に覆い、東方からなる。

に緩やかに傾斜する。下位から、羅賀層、田野畑層、平

三陸海岸北部地域では、ジュラ紀付加体を覆い、下部

井賀層、明戸層、日出島層に区分される。いずれも整合

白亜系小本層と原地山層が分布する。後者やその相当関係にあるが、日出島層は独立して分布する。宮古層群層である三崎酸性火山岩類や黒崎酸性火山岩類は海岸はアンモノイド・貝類・サンゴなどの海生動物化石を多産沿いに広い分布を示す。小本層は凝灰質砂岩、凝灰質し、下部白亜系上部のアプト階上部～オーブ階下部に対泥岩や火砕岩類からなる。原地山層は、火山岩・火砕岩比される。

類を主体とし、凝灰質砂岩・泥岩をともなう。火山岩類はデイサイト質・安山岩質のものが多いが、玄武岩質のものもある。
これらのほか、火山岩・火砕岩類が卓越する下部白亜系として、釜石西方の仙磐山層、遠野東方～ 釜石鉱山
地域の猫川層・六角牛層・馬木ノ内層・土倉層、種山高原の姥石層、大迫地域の未命名層、気仙沼北方の新月層、一関東方の山毛欅峠層などがある。これら前期白亜紀火山岩類にはアダカイト質のものが多く、若いプレートの沈み込みによるものと考えられている（ Tsuchiya andKanisawa, 1994）。

ジュラ紀付加体 ( 左下 ) を不整合に覆う宮古層群礫岩（田野畑村ハイペ）

羅賀層はおもに大礫～巨礫岩からなり、石灰質の礫質
粗粒～極粗粒砂岩をはさむ。田野畑層は、礫岩と粗粒■ 2．
5．
2 前期白亜紀深成岩類

砂岩からなる下部、礫質の粗粒砂岩からなる中部、およ前期白亜紀深成岩類は、長円形～亜長方形をなす小び石灰質砂岩・砂質シルト岩互層からなり、下部に酸性～大岩体として北上山地全域に分布し、東から、Ⅰ帯～

凝灰岩の薄層をはさむ上部に3 分される。平井賀層は、Ⅴ帯に分けられる。トーナル岩、花崗閃緑岩や花崗岩を

石灰質砂岩・砂岩を主体からなり、北方の中部～上部の主体とし、石英閃緑岩やはんれい岩をともなう。磁鉄鉱

砂岩は有孔虫オルビトリナを含む。明戸層は、石灰質細系列に属し、活動年代は120－110Ma に集中する。ア

粒～中粒砂岩からなり、泥岩をはさむ。日出島層は、砂岩・ダカイト質花崗岩類を含み、アダカイトを中心相とし周泥岩薄互層からなる。

辺相が Sr に乏しい、累帯深成岩体をなすものが多い（ Tsuchiya and Kanisawa、1994）。周辺の先白亜系に接触変成作用を与え、釜石・赤金などの鉱床を生じている。

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■ 2．
5．
4 上部白亜系
上部白亜系は久慈、岩泉、門の3 地域に分かれて分布

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し、ジュラ紀付加体や前期白亜紀花崗岩類などを不整合層と中沢夾炭部層に細分される。前者は主に礫岩からなに覆う。古第三系をともなう。

り、砂岩をともなう。後者は凝灰質砂岩・シルト岩からなり、久慈地域の上部白亜系久慈層群は、下位より、玉川層、下部に酸性凝灰岩、中部～上部に褐炭層をはさむ。大久国丹層および沢山層に区分される。また、種市地域に種保層は、鬼久保砂岩礫岩互層部層と大久保シルト岩層に市層が分布する。アンモノイド・イノセラムスにもとづき、細分される。前者は礫岩優勢の礫岩砂岩互層からなり、

本層群は上部白亜系コニャック階～シャンパーニュ階にシルト岩や凝灰岩薄層をともなう。後者は、主にシルト岩対比される。玉川層は、基底部の礫岩、下部の細粒～中からなり、炭質泥岩・砂岩・細礫岩・凝灰岩などをはさむ。

粒砂岩、上部の礫岩・砂岩・泥岩などからなり、凝灰岩・雷峠層は、淘汰の悪い角礫～亜角礫岩を主体とし、砂岩・炭質泥岩・炭層をはさむ。炭層にはしばしばコハクが含泥岩薄層をともなう。

まれる。国丹層は、主に青灰色～緑灰色のアルコースからなる。沢山層は、陸成で、礫岩・砂岩・シルト岩と凝灰岩からなり、炭層をともなう。種市層は、有家部層、小古内部層および八木部層に3 分される。有家部層は基底礫岩と泥岩・亜炭層から、小古内部層は細粒～中粒砂岩から、八木部層は無層理の中粒～粗粒砂岩からなる。
岩泉地域の上部白亜系は沢廻層で、岩泉地溝帯に沿う狭い地域に分布する。基底部の礫岩と、主部の中粒～

古第三紀の浄土ヶ浜流紋岩（宮古市浄土ヶ浜）

粗粒砂岩、礫岩などからなる。アンモノイド・二枚貝化石

古第三紀の火山岩類は、デイサイトや流紋岩および同から上部白亜系シャンパーニュ階に対比される。

質火砕岩類を主体とし、一部に火道角礫岩をともなう。宮門地域には上部白亜系横道層が分布する。基底礫岩

古東方閉伊崎の閉伊崎噴出岩類、宮古市浄土ヶ浜の浄層、砂岩シルト岩層および赤色岩層に細分される。陸成

土ヶ浜流紋岩、宮古西方に点在する門神岩デイサイト、岩で、シルト岩からはヒシ化石を産する。赤色岩層は流紋泉の二升石デイサイト、小国の小国デイサイトなどからなる。

岩質熔結凝灰岩からなり、ラテライト化している。熔結凝
灰岩の FT 年代は71Ma である。

■ 2．
7 構造発達史の概要
南部北上帯の前 期古生代基盤岩類はゴンドワナ大■ 2．
6 古第三系

陸北 縁にあった沈み込み帯で 形成された（Ehiro and

北上山地の古第三系は、上部白亜系にともなって久慈・Kanisawa、1999）。カンブリア紀には沈み込み帯で母岩泉・門に分布する堆積岩類と、山地の主に北部に点在

体変成岩類の原岩が付加体となり、カンブリア紀末に沈する火山岩・火砕岩類からなる。

み込み帯深部で高圧型の松ヶ平・母体変成作用を蒙っ久慈地域の野田層群は河川堆積物からなり、礫岩に始た。南部北上山地北縁部では、オルドビス紀中期～後期

まり、砂岩・泥岩へと上方細粒化する4 つの堆積サイクルに早池峰複合岩類の塩基性～超塩基性岩類の活動が、からなり、各サイクルの最上部には石炭層・炭質泥岩や凝東部や西縁部ではオルドビス紀末に氷上花崗岩類や正灰岩をはさむ。下位の3 サイクルが港層、最上位のサイク

法寺閃緑岩の貫入があり、これら変成岩・火成岩類が南ルが久喜層にあたる。

部北上帯の大陸基盤をつくった。これらはその後地表で岩泉地域の清水川層は、淘汰のわるい中礫～大礫の侵蝕をうけ、シルル系川内層や上部デボン系鳶ヶ森層に亜角礫岩～角礫岩からなるが、下部は粗粒砂岩薄層をは不整合に覆われた。南部北上帯の古生層～中生層はこさむ。門地域の小川層群は、下位より、小松層、名目入層、の大陸の陸棚上で堆積したもので、シルル紀～石炭紀に大久保層、雷峠層に区分される。炭層をともなう湖沼成

は島弧火成活動が活発であったが、石炭紀末には火山～河成堆積物からなる。小松層は、上部白亜系横道層を活動は沈静化した。

不整合に覆い、凝灰質シルト岩・凝灰岩などからなり、うシルル紀・デボン紀のサンゴ化石の群集構成から、古すい炭層・炭質泥岩をはさむ。名目入層は。鴨沢礫岩部

生代前期～中期の南部北上帯は、当時赤道直下にあっ

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東北の地質

たゴンドワナ大陸北縁部のオーストラリアや南中国に近前期白亜紀後期には、激しく褶曲した先白亜系や前期い位置にあったと考えられる。デボン紀に南部北上帯は、白亜紀火山岩類・花崗岩類を不整合に覆い、浅海成の宮

南中国とともに、ゴンドワナから分離し、前期石炭紀鬼丸

古層群が山地の東縁部に堆積した。また、後期白亜紀や層のサンゴ化石群集は南中国とのみ深い関係を示すよう

古第三紀にも局部的な海進による堆積盆や、河川成・湖になった。ペルム紀～三畳紀の南部北上帯も、アンモノ

沼成堆積盆が東縁部に形成された。酸性火成活動も随イド・サンゴなどの古生物地理によれば、依然として低緯所に見られた。これら白亜紀前期～古第三紀の堆積岩度にあり、南中国やインドシナに近接していたかそれらの類は北海道中軸帯のエゾ堆積盆の南方延長にあたる海一部であった（Ehiro, 2001)。

盆の西縁部をなすもので、三陸沖の陸棚下には海盆中軸根田茂帯ではデボン紀に形成された海洋地殻の上に部の厚い堆積物が知られている（大澤ほか、2002）。後遠洋成堆積物が堆積し、海山を作るホットスポットの活動期白亜紀～古第三紀の北上山地は、ロシア沿海州に接しもあった。石炭紀に入ると、この海洋地殻は、おそらくはた大陸東縁をなしていた。

南部北上帯前縁に沈み込み始め、陸源砕屑物とともに付加体となった。
北部北上帯葛巻 - 釜石亜帯では遅くとも石炭紀後期には海洋地殻が形成され、石炭紀、ペルム紀、三畳紀な

3 新第三系・第四系■ 3．
1 はじめにどに海山の形成をともないながら、移動してきた。ペル

岩手県において、新生代の地質は主に新第三系およびム紀 / 三畳紀境界付近では、海洋無酸素事変の影響

第四系から構成され、これらは奥羽脊梁山地や北上低地をうけ、黒色珪質粘土岩や黒色粘土岩が広く堆積した。

帯地域に分布する（図1；図 2）
。古第三系は、これらの最安家 - 田野畑亜帯では三畳紀には海洋地殻が形成され下部層にみられるほか、久慈地域にまとまって分布する。

ていたが、それ以前の歴史はよくわかってはいない。こ

本項ではおもに前者の地域の地質について述べる。

れら北部北上帯の海洋地殻とその上位の遠洋成堆積物

岩手県の新生代の地質の総括的研究は、1950 年代には、ジュラ紀中期からジュラ紀末期にかけてつぎつぎに始まり、早川ほか（1954）や北村（1959）にまとめられてい当時のアジア大陸前縁（南部北上帯＋根田茂帯？）に付る。1980 年代には、それまでの研究成果に基づき、（株）加していった。

長谷地質調査事務所（1981）や東北地方土木地質図編
纂委員会（1988）から、説明書とともに二十万分の一地質図が、北村編
（1986）より代表的ルートに沿った五万分の一地質図が公表されている。産業技術研究所地質調査
総合センター（旧工業技術院地質調査所）からは、20万分の一地質図が公表されている（岩手県に関わる図幅は、「八戸」；鎌田ほか、1991、「弘前及び深浦」；大沢・須田、1978、「盛岡」；吉田ほか、1984「秋田及び男鹿」；1980、「一関」；竹内ほか、2005、「新庄及び酒田」；大沢ほか、
1980）。日本の地質「東北地方」編集委員会編（1989）および日本の地質増補版編集委員会編（2005）では、当時岩泉町安家川上流部の PT 境界層

11の最新知見をまとめている。最近、建設技術者のための白亜紀初期に、激しい褶曲・断層活動をともないつつ、

東北地方の地質編集委員会（2006）から、20万分の1デ

南部北上帯と北部北上帯の現在の接合関係がほぼ完成

ジタル地質図および解説書が公表され、統一的な視点かしたころ、ふたたび激しい島弧火成活動が北上山地に生ら岩手県に限らず、東北地方の地質を概観できるようにじ、北上山地全域に火山岩・火砕岩類を堆積させ、そのなった。本項では、北村編（1986）、日本の地質「東北地

後花崗岩類がこれらを貫いた。このころ沈み込んだ海洋方」編集委員会編（1989）、日本の地質増補版編集委員

プレートは海嶺をともなっていたにちがいない。

会編（2005）および建設技術者のための東北地方の地質

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東北の地質

編集委員会
（2006）に基づいて、層序や地質を述べるこ含む。建設技術者のための東北地方の地質編集委員会とにする。地質年代の区分は建設技術者のための東北（2006）
では、東北本州弧が日本海拡大前の「陸弧であっ地方の地質編集委員会（2006）の地質図の区分に従ってた頃の地層」に区分されている。

おり、古第三系〜下部中新統下部（同地質図の PG4に相当）、下部中新統上部〜中部中新統下部
（N1）
、中部中新

■ 3．
3 下部中新統上部〜中部中新統下部

統上部〜上部中新統下部（N2）、上部中新統上部〜鮮新田山地域の佐比内層、一戸地域の仁左平石英安山岩、

統
（N3）
、更新統
（Q）とした（図1；図 2）
。また、同書では

傾成峠安山岩、四ッ役層、門の沢層、末の松山層、雫石

新生代の東北本州弧の地質構造発達史にあわせて、新西部地域の生保内層、国見峠層、雫石東部・北上低地帯

生界を「陸弧であった頃の地層」、「引張テクトニクスの時

地域の飯岡層、川尻地域の大石層、焼石岳地域の小出代の地層」、「最大海進期の地層」および「広域的海退と川層がこの区分に相当する（図 3）。

カルデラ群の時代の地層」に区分しており、本項ではそれらとの関係も示してある。

これらのうち、「陸弧であった頃の地層」に相当するのは、仁左平石英安山岩、
佐比内層、
生保内層、
大石層下部・
大鍋沢安山岩部層である。仁左平石英安山岩は主に溶■ 3．
2 古第三系〜下部中新統下部

結凝灰岩やデイサイト溶岩からなり、21.8 Ma の K-Ar

奥羽脊梁山地の漸新統〜下部中新統下部は、大荒沢

年代が得られている（木村、1985、1986）
。佐比内層
（100

層に代表される（図3）。大荒沢層（層厚100 〜800 m）
は、〜200 m）は変質安山岩を主体とし、火山角礫岩・凝灰先古第三系花崗岩類や変成岩類を不整合に覆う。本層

角礫岩を伴う。生保内層（200 m）は変質輝石安山岩溶

は、変質輝石安山岩溶岩と変質火砕岩類（火山角礫岩、岩および同質火砕岩類からなる。本層に貫入する粗粒玄

凝灰角礫岩など）からなり、安山岩溶岩は自破砕の産状

武岩から21.8 Ma の K-Ar 年代が報告されている（須藤・を呈するものが多く、火砕岩との区別が困難である。台

石井、1987）。大石層大鍋沢安山岩部層はしそ輝石普島型植物化石群や台島期〜西黒沢期の海棲動物化石を

通輝石安山岩からなり、同層下部は安山岩質凝灰岩か

図 1 岩手県北部の新生界地質図
建設技術者のための東北地方の地質編集委員会（2006）に基づき編集

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東北の地質

久井岳安山岩部層）を伴う。本層からは N8 帯
（16.3 〜
15.2 Ma）の有孔虫化石を産する。一戸地域に分布する、
傾成峠安山岩から末の松山層に至る地層群は、東に傾動したあまり活動の高くない半地溝を埋積したものである。
国見峠層（750 m 以上）は石灰質砂岩・泥岩を主体とし、水冷玄武岩溶岩およびデイサイトを伴う。飯岡層（800 m）
は輝石安山岩質の水冷された溶岩・同質火砕岩を主体とし、凝灰質砂岩や泥岩をはさむ。本層からは、CN3 後期から CN4 前期（およそ15 〜17 Ma）の石灰質ナンノプラ
ンクトン化石を産する。大石層岩滑沢泥岩部層は硬質泥岩・中〜酸性凝灰岩からなり、N8 〜 N9 帯
（16.3 〜14.6
Ma）の有孔虫化石を含み、漸深海帯上部（500 〜150 m）
以浅を示す化石を産する。上部層は主にしそ輝石普通輝石安山岩および同質火砕岩からなり、最上部には川尻凝灰岩部層・甲子安山岩部層が重なる。小出川層（500 m）
は砂質凝灰岩、安山岩〜流紋岩質火山岩、同質火砕岩、砂岩、泥岩などからなる■ 3．
4 中部中新統上部〜上部中新統下部
本地質系統に属するのは、田山地域の田山層、一戸地域の留崎層、舌崎層、雫石西部地域の竜川層、小志戸前
沢層、山津田層、雫石東部・北上低地帯地域の猪去沢層、川尻西部地域の小繋沢層、黒沢層、川尻東部地域の鈴鴨川層、綱取層、菱内層、前塚見山酸性火山岩、焼石岳
図 2 岩手県中〜南部の新生界地質図
建設技術者のための東北地方の地質編集委員会（2006）に基づき編集らなる。図 3の柱状図には記していないが、北上低地帯
地域の飯岡層の下位に、デイサイト質溶結凝灰岩からなる水分層（130 m；21.9 Ma）、輝石安山岩質火砕岩からなる東根山層（150 m）および輝石安山岩質溶結凝灰岩からなる湯沢森層（60 m）があり、これらは飯岡層に不整合に覆われる（大上ほか、1990）。
日本海拡大期を含む「引張テクトニクスの時代の地層」に相当するのは、傾成峠安山岩、四ッ役層、門の沢層、末の松山層、国見峠層、飯岡層、大石層上部・岩滑沢泥岩部層、小出川層である。四ッ役層（30 〜 90 m）は、傾成
峠安山岩（300 m）の再堆積した砂岩、シルト岩および礫岩からなり、門の沢動物化石群に属する貝化石を含む。
門の沢層（100 m）は砂岩およびシルト岩からなり、門の沢
動物化石群を含む。末の松山層（70 〜 90 m）は主に粗粒砂岩からなり、安山岩質火砕岩（合川安山岩部層や名13地域の前川層、下嵐江層である。
これらのうち、「引張テクトニクスの時代の地層」に相当するのは、小繋沢層下部、鈴鴨川層および前川層である。小繋沢層（100 〜 400 m）
は、砂岩と泥岩を主体とし、下部に玄武岩（翁沢玄武岩部層）を伴う。下部から有孔虫化石帯 N9 〜 N11帯
（15.2〜13 Ma）と漸深海帯中部（2000 〜 500 m）
を示す微化石を産する。鈴鴨川層（100〜 500 m）は凝灰質塊状細〜中粒砂岩を主体とし、礫岩や泥岩を伴う。下部に大規模スランプ相がみられる。前川層（400 〜 450 m）はおもに砂質シルト岩、黒色頁岩、細粒砂岩からなり、中部に酸性安山岩質凝灰岩からなる
小寒沢凝灰岩部層をはさむ。浅海帯（150 〜 0 m）漸深海帯上部を示す貝化石が混合して産する。
「最大海進期の地層」に相当するのは、留崎層、竜川層、小繋沢層上部、綱取層および下嵐江層である。この時期
は引張テクトニクスの時代が終了し、東北本州弧では日
本海側を中心に緩慢な沈降が継続し、13 〜12 Ma ごろ

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東北の地質

最大海進期をむかえた。
「女川階の硬質頁岩」が堆積し明神植物化石群）や汽水域〜浅海帯の貝化石を産する。

たのはこの頃である。留崎層（170 〜250 m）は砂岩を主猪去沢層（700 m）は、下猿田層、男助層および矢櫃層を体とする。川口頁岩部層や下斗米珪藻シルト岩部層を挟あわせたものに相当し、デイサイト質火砕岩・凝灰質砂岩・在し、最大海進が太平洋側まで及んだことを示している。

シルト岩互層からなり、塊状デイサイト質火砕岩からなる

竜川層（300 m）は坂本層ともいわれ、おもに硬質泥岩か

男助部層をはさむ。黒沢層（400 m）は砂岩やシルト岩からなる。綱取層（100 〜200 m）は軽石質凝灰岩、凝灰らなり、浅海帯を示す貝化石を産する。菱内層は凝灰質質砂岩およびシルト岩互層からなる。有孔虫、貝および植砂岩・シルト岩・泥岩互層からなる。浅海帯の貝化石や物化石を産する。下嵐江層（400 m）は凝灰質砂岩、凝植物化石（菱内植物化石群）を産する。

灰角礫岩および黒色頁岩からなる。分布域の東半部では
酸性凝灰角礫岩からなる市野々原凝灰岩部層となる。浅海帯を示す貝化石を産する。

■ 3．
5 上部中新統上部〜鮮新統および更新統
本地質系統は、田山地域の五ノ宮嶽層、荒屋層、高倉

最大海進期の後の「広域的海退とカルデラ群の形成の山安山岩、樫内層（更新統）、一戸地域の久保層、斗川層、時代の地層」に相当するのは、田山層、舌崎層、小志戸前

雫石地域の舛沢層、川尻西部地域の花山層、川尻東部地

沢層、山津田層、猪去沢層、黒沢層および菱内層である。

域の石羽根層、竜の口層、本畑層、岩崎新田層、萱刈場

田山層は一部溶結相を呈するデイサイト質凝灰岩類を主

層
（更新統）
、百岡層
（更新統）が属する。いずれも「広域的体とし、水冷層を示すデイサイト溶岩をはさむ。軽石凝灰

海退とカルデラ群の形成の時代の地層」に相当する。五ノ岩を主体とし、泥岩・安山岩溶岩はさむ上新田層状凝灰宮嶽層（200 m）
は植物化石を産する湖成堆積物からなり、岩および溶結デイサイト質火砕岩からなる兄畑溶結凝灰荒屋層の下部に相当する。荒屋層（200 〜300 m）
は石英岩を挟在する。小志戸前沢層（400 m）は小志戸前層とも安山岩や安山岩溶岩からなり、一部に溶結凝灰岩を挟在いわれ、下部のシルト岩および上部の細〜粗粒砂岩からする。樫内層（100 m）は安山岩質の非溶結または溶結凝なり、礫岩を伴う。雫石盆地北方の滝ノ上温泉層は竜川灰岩からなる。本層は北上低地帯地域の渋民溶結凝灰層と小志戸前沢層の北方延長である。山津田層（400 〜岩に相当する。久保層（150 〜300 m）は軽石凝灰岩をは500 m）はシルト岩や凝灰質砂岩からなり、植物化石（御さむ砂岩からなる。斗川層（230 m）は砂岩・泥岩互層を図 3 岩手県新生代の代表的柱状図
北村編（1986）、大石ほか（1996）、建設技術者のための東北地方の地質編集委員会（2006）に基づき作成

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東北の地質

主体とし、シルト岩、砂岩、礫質砂岩、泥炭などをはさむ。

形カルデラ内に火山体が成長し、現在の薬師岳を形成す

舛沢層（200 m）は凝灰質シルト岩・砂岩互層からなる湖る噴火が続いている（図 4）。西岩手火山でも約 7000 年

成堆積物層で、植物化石（御所植物化石群）
や昆虫化石を前以降に、やや規模の大きい水蒸気爆発が少なくとも4産する。花山層は礫岩、砂岩、シルト岩、酸性凝灰岩、亜回発生している（土井、2000）。文献に残る噴火活動は、

炭およびデイサイト質溶岩からなる。

1686年の山頂噴火と1732年の東山腹から噴火した焼走

中新世最末期〜前期鮮新世に形成された川舟カルデラり溶岩流がある（細井ほか、
1993；伊藤、
1998）
。秋田駒ヶ

に関連した地質は、基盤由来の高下川岩塊、カルデラ内

岳は、玄武岩〜安山岩の成層火山で、山頂部には、北部火砕岩からなる赤沢凝灰岩、カルデラ壁由来の岩屑なだ

カルデラ（1.2 km ×1 km）と南部カルデラ（3 km ×2 km）

れ堆積物である楷倉山角礫岩、湖成層からなる川舟層、が隣接している。主成層火山期に山体北部が崩壊し、西流紋岩からなる高平山溶岩およびデイサイトからなる黒森方に岩屑なだれ堆積物を発生させた（Ui et al.、1986；

山溶岩である。

土井ほか1997）。約13000 年以降、南部カルデラと北部

北上低地帯西縁では猪去沢層の上位に志和層が重なカルデラが形成され、このときの噴火により小岩井軽石とる。小坂ほか（2011）によると、志和層は下〜中部と上部に柳沢軽石を噴出した（和知ほか、1997）。北部カルデラは区分され、両者は不整合の関係にあるとしている。下部は主成層火山の崩壊跡に形成された。1970 〜1971年にシルト岩、デイサイト質火山岩、安山岩質火山岩からなり、は南部カルデラ内の中央火口丘の一つである女岳から溶

中部は砂岩・シルト岩互層からなり、これらは下部鮮新統

岩流やスコリアを噴出した。栗駒山は安山岩の成層火山から下部更新統に相当するとしている。上部は砂礫からな

で、火山体を形成している噴出物から得られる最新の年

り、中部更新統に属するとしている。

代値は約11万年前で、剣岳をなす最新の溶岩ドームは数

石羽根層、竜の口層、本畑層、岩崎新田層、萱刈場層お万年以内に噴火した可能性がある（藤縄ほか、2001）。山

よび百岡層は、北上低地帯西縁夏油川下流域で従来「本頂付近や山頂北側斜面に堆積している火山灰の分析か畑層」
として一括されていた地層群を再区分したものである

ら、約 6100 年前以降に4 回の水蒸気爆発があった報告（大石ほか；1996、1998）。石羽根層（15 〜 60 m）
は礫岩、

されている
（熊井・林、2002）。

砂岩、泥岩および亜炭からなる。竜の口層（40 m）は泥岩からなり、砂岩をはさむ。竜の口動物化石群を産する。本

■ 3．
7 活断層

畑層
（70 〜180 m）は礫岩、砂岩を主体とし、泥岩、亜炭、

岩手県における活断層は、折爪断層、雫石盆地西縁 -凝灰岩をはさむ。岩崎新田層（240 m）
は泥質砂岩を主体

真昼山地東縁断層帯および北上低地西縁断層帯が知ら

とし、
砂岩、
亜炭、
凝灰岩、
角礫岩をはさむ。萱刈場層
（200

れている
（地震調査研究推進本部による）。

m）
は角礫岩からなり、
百岡層（10 m）
は塊状泥岩からなる。

折爪断層は葛巻町北部から青森県倉石村に至る、北北
西 - 南南東に47 km の西側隆起の逆断層と推定されて■ 3．
6 第四紀火山岩手県には八幡平、岩手山、秋田駒ヶ岳、栗駒山など15いる。第四紀後期の活動については不明な点が多く、今後の研究が待たれる。

の第四紀火山がある。八幡平火山は、主に安山岩の成層

雫石盆地西縁 - 真昼山地東縁断層帯は雫石盆地西火山群から構成される。約 6000 年前と7000 〜 9000

縁から真昼山地東縁へと延びる北北東－南南西方向の年前の火山灰が報告されている（和知ほか、2002）。岩断層帯であり、雫石町玄武洞付近から同町鶯宿に至る

手山は、東岩手火山および西岩手火山の2 成層火山から

雫石盆地西縁断層帯と、雫石町南西部から秋田県山内なり、玄武岩〜安山岩質岩石から構成される。基盤岩は村に至る真昼山地東縁断層帯からなる。両者とも、北北

渋民溶結凝灰岩（1.5 〜 0.7Ma）である。約 6000 年前に

東 - 南南西方向の西側隆起の逆断層で、長さはそれぞ

東岩手火山の山頂部が崩壊し、山頂部には馬蹄形カルデ

れ17 km、38 km である。真昼山地東縁断層帯の北部

ラが形成され、山麓部には平笠岩屑なだれ堆積物が流は、1896 年陸羽地震の際に横手盆地東縁断層帯北部や出した。平笠岩屑なだれ堆積物は北上川を南流し、現在

駒ヶ岳西麓断層群の一部とともに活動した。真昼山地東の盛岡市まで到達している（土井、2000）。その後、馬蹄縁断層帯は、Sato et al. (2002) によれば、正断層として

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東北の地質

■ 「先新第三系」
に関する文献永広昌之、1989、第２章中・古生界、(2) 南部北上帯、(2)-5ペルム系。
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濱野幸治・岩田圭示・川村信人・北上古生層研究グループ、
図 4 岩手山分かれ火山灰の層序* は岩手山以外の火山を給源とする火山灰を示す。

2002、早池峰帯緑色岩中の赤色チャートから得られた
後期デボン紀コノドント年代。地質雑、108、114-122。

形成された断層が圧縮応力場のもとで逆断層として再活

蟹澤聰史・永広昌之、1997、南部北上帯西縁部の先デボ

動しているとされている。雫石盆地西縁断層帯は、1998

ン紀正法寺閃緑岩－その岩石学と K-Ar 年代－。岩鉱、年の岩手県内陸北部の地震（M 6.2）により、本断層帯の92、195-204。

一部が地表地震断層として出現し、篠崎地震断層と名付けられた（越谷ほか、1998）。
北上低地西縁断層帯は奥羽脊梁山地東縁部に位置し、矢巾町から奥州市の胆沢扇状地に至る、南北方向の
長さ62 km の断層帯である。本断層帯はおもに複数の

蟹澤聰史・永広昌之・大上和良、1992、松ヶ平－母体変成岩類中の角閃岩類の K-Ar 年代とその意義。岩鉱、87、412-419。
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西側隆起の逆断層により構成される。この断層帯を構成

小林靖広・高木秀雄・加藤 潔・山後公二・柴田賢、2000、

する出店断層を横切る反射法地震探査により、地下深部

日本の古生代花崗岩類の岩石化学的性質とその対比。

構造が明らかになってきている（Kato et al.、2006；斉地質学論集、56、65-88。

藤ほか、2008）。それらによると、出店断層の深部形態

御前明洋・永広昌之、2004、南部北上山地、気仙沼北方から、初期には半地溝の境界をなす西傾斜の正断層とし

上八瀬－飯森地域の中部ペルム系。地質雑、110、129-て形成された断層が、圧縮応力場において逆断層として145。

再活動していると判断される。この半地溝の境界をなす

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複数の断層が出店断層と同様の方向に認められる。また、and Mesozoic sequences in t he K ita kam i

2008 年岩手宮城内陸地震は、この北上低地西縁断層帯

Mountains (29th IGC Field Trip A05). In Adachi,と認識されていたところより、西側の地形的に山地の東縁

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を画する断層に沿って発生した。

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