地域地質研究報告

5 万分の 1 地質図幅
秋田（06）第 16 号
NJ-54-13-10

外山地域の地質内野隆之・小松原琢

令和6年
国立研究開発法人

産業技術総合研究所

地質調査総合センター

外山地域の地質
内野隆之 1・小松原

琢1

産業技術総合研究所地質調査総合センターは，明治 15 年（1882 年）にその前身である地質調査所が創設されて以来，国土の地球科学的実態を解明するため，様々な縮尺の地質図を作成・出版してきた．それらのうち 5 万分の 1 地質図幅は，自らの地質調査に基づく最も詳細な地質図であり，基本的な地質情報が網羅されている．
外山図幅地域の調査・研究は，平成 28 年度～令和 3 年度に実施された．執筆の分担については，地形，第四系，地質構
造及び応用地質を内野・小松原が担当し，中古生界ならびに全体の調整と取りまとめを内野が行った．
本図幅地域の研究・野外調査にあたっては，東北森林管理局，岩手県企業局，東北電力技術センター，簗川ダム建設事務所，盛岡砕石工業株式会社，株式会社熊谷砂利店に林内・敷地内での地質調査の許可をいただき，また岩手県農林水産部には林域の地形図情報を提供いただいた．東北大学大学院の大月義徳博士及び株式会社明治コンサルタントの佐々木 優
氏には，図幅範囲外（「藪川」及び「沼宮内」図幅地域）に分布する下部更新統上部（白椛層）の情報提供と現地調査に同行していただきご教示を賜った．有限会社アルプス調査所の本郷美佐緒博士には第四系の材化石同定・花粉分析を，株式会社
古澤地質の古澤 明博士には第四系のテフラを分析・鑑定していただいた．北海道総合地質学研究センターの川村信人博
士と東北大学の鈴木紀毅博士には中古生界の地質について助言を賜った．
以上の関係機関及び各位に，記して感謝を表する．なお，本図幅に用いた岩石薄片は，地質情報基盤センター地質標本
館室の佐藤卓見氏，福田和幸氏，平林恵理氏，小倉夏穂氏，大和田 朗氏の作成によるものである．

所 属
1
地質調査総合センター 地質情報研究部門
Keywords : areal geology, geological map, quadrangle series 1:50,000, Sotoyama, Iwate Prefecture, Kitakami Massif, Nedamo Belt, North Kitakami
Belt, Paleozoic, Mesozoic, Ordovician, Devonian, Carboniferous, Permian, Triassic, Jurassic, Cretaceous, Quaternary, Calabrian, Chibanian, late
Pleistocene, Holocene, Sotoyama Plateau, dissected mountains, arc-type ophiolite, accretionary complex, Hayachine Complex, Nakadake Serpentinite,
Kagura Igneous Rocks, Tateishi Schists, Tsunatori Unit, Yagura Rhyolite, Takinosawa Unit, Kadoma Unit, Shirakaba Formation, Hamizu Formation,
Yabukawa Tephra, terrace deposit, gentle-slope piedmont deposit, fan-like gentle-slope deposit, summit gentle-slope deposit, landslide deposit, marsh
deposit, valley-fill deposit, Kurasawa Fault, Hayachine Eastern Marginal Fault, manganese ore
令和 5 年 8 月 25 日受理

令和 6 年 3 月 31 日発行

目

次

第1章

地形.....................................................................................................................................................................1

1. 1

北上山地北部の広域地形と地殻変動....................................................................................................................................1

1. 2

外山高原と平底面・開析山地.................................................................................................................................................2

1. 3

地形区分と特徴的な地形........................................................................................................................................................5

1. 3. 1

第四紀後期の地形面........................................................................................................................................................5

1. 3. 2

その他の特徴的な地形....................................................................................................................................................8

1. 3. 2. 1

リニアメント............................................................................................................................................................8

1. 3. 2. 2

地すべり地形............................................................................................................................................................8

1. 3. 2. 3

谷中分水界と河川争奪地形....................................................................................................................................8

第2章

地質概説.............................................................................................................................................................92. 1

既存の地質図............................................................................................................................................................................92. 2

地質系統..................................................................................................................................................................................102. 2. 1

オルドビス紀超苦鉄質岩及び深成岩..........................................................................................................................102. 2. 2

デボン紀及びペルム紀結晶片岩.................................................................................................................................. 11

2. 2. 3石炭紀付加体..................................................................................................................................................................122. 2. 4

ペルム紀流紋岩..............................................................................................................................................................122. 2. 5

前期三畳紀付加体..........................................................................................................................................................122. 2. 6前期～中期ジュラ紀付加体..........................................................................................................................................122. 2. 7前期白亜紀岩脈..............................................................................................................................................................122. 2. 8前期白亜紀花崗岩類......................................................................................................................................................13

2. 2. 9第四紀堆積物..................................................................................................................................................................13

2. 3

地質構造..................................................................................................................................................................................13

2. 4

根田茂帯の設定と早池峰構造帯の破棄..............................................................................................................................14

2. 5

用語の定義と記述方針..........................................................................................................................................................14

第3章

オルドビス紀超苦鉄質岩及び深成岩........................................................................................................... 17

3. 1

研究史及び概要......................................................................................................................................................................173. 1. 1

研究史..............................................................................................................................................................................173. 1. 2

概要..................................................................................................................................................................................17

3. 2

早池峰複合岩類......................................................................................................................................................................17

3. 2. 1

中岳蛇紋岩......................................................................................................................................................................18

3. 2. 2

神楽火成岩類..................................................................................................................................................................23

第4章

デボン紀及びペルム紀結晶片岩................................................................................................................... 26

4. 1

研究史及び概要......................................................................................................................................................................26

4. 1. 1

研究史..............................................................................................................................................................................26

4. 1. 2

概要..................................................................................................................................................................................26

4. 2

建石片岩類..............................................................................................................................................................................29

4. 3

変成年代..................................................................................................................................................................................30− ii −

4. 4

対比..........................................................................................................................................................................................30

第5章

石炭紀付加体................................................................................................................................................... 32

5. 1

研究史及び概要......................................................................................................................................................................32

5. 1. 1

研究史..............................................................................................................................................................................32

5. 1. 2

概要..................................................................................................................................................................................32

5. 2

綱取ユニット..........................................................................................................................................................................33

5. 3

産出化石と年代......................................................................................................................................................................40

5. 4

地質構造..................................................................................................................................................................................40

第6章

ペルム紀流紋岩............................................................................................................................................... 42

6. 1

研究史及び概要......................................................................................................................................................................42

6. 2

矢倉流紋岩..............................................................................................................................................................................42

第7章

前期三畳紀付加体........................................................................................................................................... 44

7. 1

研究史及び概要......................................................................................................................................................................44

7. 1. 1

研究史..............................................................................................................................................................................44

7. 1. 2

概要..................................................................................................................................................................................44

7. 2

滝ノ沢ユニット......................................................................................................................................................................44

7. 3

年代..........................................................................................................................................................................................52

7. 4

地質構造..................................................................................................................................................................................52

第8章

前期～中期ジュラ紀付加体........................................................................................................................... 53

8. 1

研究史及び概要......................................................................................................................................................................53

8. 1. 1

研究史..............................................................................................................................................................................53

8. 1. 2

概要..................................................................................................................................................................................54

8. 2

門馬ユニット..........................................................................................................................................................................54

8. 3

年代..........................................................................................................................................................................................65

8. 3. 1

化石年代..........................................................................................................................................................................65

8. 3. 2

砕屑性ジルコン U–Pb 年代............................................................................................................................................66

8. 3. 3

付加年代..........................................................................................................................................................................66

8. 4

対比..........................................................................................................................................................................................66

8. 5

地質構造..................................................................................................................................................................................66

第9章

前期白亜紀岩脈............................................................................................................................................... 68

9. 1

研究史及び概要......................................................................................................................................................................68

9. 1. 1

研究史..............................................................................................................................................................................68

9. 1. 2

概要..................................................................................................................................................................................68

9. 2

岩脈..........................................................................................................................................................................................69

9. 3

放射年代..................................................................................................................................................................................75

第 10 章前期白亜紀花崗岩類..................................................................................................................................... 76

10. 1

研究史及び概要....................................................................................................................................................................76

10. 1. 1

研究史............................................................................................................................................................................76

10. 1. 2

概要................................................................................................................................................................................76

10. 2

北上花崗岩類........................................................................................................................................................................77− iii −

姫神岩体........................................................................................................................................................................77

10. 2. 1

10. 2. 1. 1

南部亜岩体............................................................................................................................................................79

10. 2. 1. 2

北部亜岩体............................................................................................................................................................79

10. 2. 2

飛鳥岩体........................................................................................................................................................................79

10. 2. 3

達曽部岩体....................................................................................................................................................................80

10. 3

年代........................................................................................................................................................................................80

10. 4

接触変成作用........................................................................................................................................................................80

第 11 章第四紀堆積物.................................................................................................................................................. 83

11. 1

研究史及び概要.....................................................................................................................................................................83

11. 1. 1

研究史.............................................................................................................................................................................83

11. 1. 2

概要.................................................................................................................................................................................84

11. 2

白椛層.....................................................................................................................................................................................85

11. 3

葉水層.....................................................................................................................................................................................87

11. 4

中期更新世後期～完新世の風成堆積物.............................................................................................................................91
風成堆積物（テフラ及びテフリックレス）層序概観 ..............................................................................................91

11. 4. 1

11. 4. 1. 1

外山テフラ群.........................................................................................................................................................92

11. 4. 1. 2

渋民テフラ群.........................................................................................................................................................92

11. 4. 1. 3

分テフラ群.............................................................................................................................................................92

11. 5

段丘堆積物.............................................................................................................................................................................94

11. 5. 1

上位（古期）段丘堆積物 ..............................................................................................................................................94

11. 5. 2

下位（新期）段丘堆積物 ..............................................................................................................................................94

11. 6

斜面堆積物.............................................................................................................................................................................96

11. 6. 1

上位（古期）山麓緩斜面堆積物...................................................................................................................................97

11. 6. 2

下位（新期）山麓緩斜面堆積物...................................................................................................................................97

11. 6. 3

扇状地状緩斜面堆積物.................................................................................................................................................97

11. 6. 4

山頂緩斜面堆積物.........................................................................................................................................................99

11. 6. 5

地すべり堆積物.............................................................................................................................................................99

11. 7

湿地堆積物...........................................................................................................................................................................100

11. 8

谷底堆積物...........................................................................................................................................................................100

第 12 章地質構造....................................................................................................................................................... 101

12. 1

概要......................................................................................................................................................................................101

12. 2

断層......................................................................................................................................................................................101

12. 2. 1

早池峰東縁断層..........................................................................................................................................................101

12. 2. 2

鞍沢断層......................................................................................................................................................................101

12. 2. 3

ユニット内部の北西 – 南東系断層...........................................................................................................................102

12. 2. 4

北東 – 南西系胴切断層...............................................................................................................................................103

12. 3

基盤の構造的配列..............................................................................................................................................................103

12. 3. 1

初生的構造配置..........................................................................................................................................................103

12. 3. 2構造岩体・岩塊の定置機構.......................................................................................................................................103

12. 4

新生代後期の構造運動......................................................................................................................................................105− iv −

第 13 章応用地質....................................................................................................................................................... 106

13. 1

地質資源..............................................................................................................................................................................106

13. 1. 1

金属資源......................................................................................................................................................................106

13. 1. 1. 1マンガン鉱山......................................................................................................................................................106

13. 1. 1. 2

金鉱山..................................................................................................................................................................107

13. 1. 2

非金属資源..................................................................................................................................................................108

13. 2

ダムサイトの地質..............................................................................................................................................................108

13. 3

災害地質..............................................................................................................................................................................109

13. 3. 1

土砂災害......................................................................................................................................................................109

13. 3. 2

地すべり地形と地すべり移動体..............................................................................................................................109

13. 3. 3

土砂災害ポテンシャル..............................................................................................................................................109

13. 4

環境地質.............................................................................................................................................................................. 110

文献................................................................................................................................................................................. 111
Abstract............................................................................................................................................................................ 126−v−

図・表目次第 1. 1 図

北上山地を含む東北地方の地形陰影図....................................................................................................................1

第 1. 2 図

北上山地中央部における地形陰影図と外山図幅地域............................................................................................2

第 1. 3 図

外山図幅地域及び周辺地域における傾斜量図と接峰面........................................................................................3

第 1. 4 図

小起伏を呈する外山高原の景観................................................................................................................................4

第 1. 5 図

外山高原から開析山地に流出する河川の河床縦断面............................................................................................4

第 1. 6 図V 字渓谷をなす滝ノ内沢（滝ノ内渓谷）....................................................................................................................5

第 1. 7 図

外山図幅地域の地形概要図........................................................................................................................................7

第 2. 1 図

北上山地の地帯構造区分図........................................................................................................................................9

第 2. 2 図

外山図幅地域の地質概略図......................................................................................................................................10

第 2. 3 図

外山図幅地域の地質総括図...................................................................................................................................... 11

第 2. 4 図

外山図幅地域の付加体中に挟在するより古い岩体・岩塊と前期白亜紀貫入岩の関係を示した概念図.......13

第 2. 5 図

盛岡 – 早池峰山地域における南部北上帯／北部北上帯境界の地帯及び地質単元区分の変遷.......................15

第 3. 1 図

中岳蛇紋岩の観察適地及びルートマップ（その 1）..............................................................................................18

第 3. 2 図

中岳蛇紋岩の観察適地及びルートマップ（その 2）..............................................................................................19

第 3. 3 図

早池峰複合岩類の観察適地のルートマップ..........................................................................................................20

第 3. 4 図

中岳蛇紋岩の露頭及び薄片写真..............................................................................................................................21

第 3. 5 図

神楽火成岩類の研磨片及び薄片写真......................................................................................................................22

第 3. 6 図

神楽火成岩類の産出地点..........................................................................................................................................24

第 3. 7 図N-MORB で規格化された石英閃緑岩の微量元素のスパイダー図......................................................................25

第 4. 1 図

建石片岩類の産出地点と地質概略図......................................................................................................................26

第 4. 2 図

建石片岩類周辺のルートマップと露頭スケッチ..................................................................................................27

第 4. 3 図

矢倉沢上流域に産する建石片岩類周辺のルートマップ......................................................................................27

第 4. 4 図

建石片岩類の標本・薄片写真...................................................................................................................................28

第 4. 5 図

EPMA により測定された建石片岩類中のざくろ石の組成...................................................................................30

第 5. 1 図

根田茂帯に分布する付加体の地質概略図..............................................................................................................33

第 5. 2 図

模式地である綱取渓谷における綱取ユニットのルートマップ..........................................................................34

第 5. 3 図

綱取ユニットの玄武岩類..........................................................................................................................................35

第 5. 4 図

綱取ユニットの石灰岩..............................................................................................................................................35

第 5. 5 図

綱取ユニットのチャート..........................................................................................................................................36

第 5. 6 図

綱取ユニットの珪長質凝灰岩..................................................................................................................................36

第 5. 7 図

綱取ユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層..................................................................................................................37

第 5. 8 図

綱取ユニットの陸源性砕屑岩..................................................................................................................................38

第 5. 9 図

綱取ユニットの砂岩のモード組成を示した三角図..............................................................................................40

第 5. 10 図

綱取ユニットから産出した放散虫化石と周辺のルートマップ..........................................................................41

第 5. 11 図

綱取ユニットの岩石の層理面及び片理・劈開面のステレオプロット................................................................41

第 6. 1 図

矢倉流紋岩周辺のルートマップ..............................................................................................................................42

第 6. 2 図

矢倉流紋岩の写真......................................................................................................................................................43− vi −

第 7. 1 図

模式地である小貝沢地区における滝ノ沢ユニットのルートマップ..................................................................45

第 7. 2 図

副模式地である滝ノ沢における滝ノ沢ユニットのルートマップ......................................................................46

第 7. 3 図

建石林道及びヌスト沢におけるアルカリ角閃石を含む玄武岩類周辺のルートマップ..................................46

第 7. 4 図

滝ノ沢ユニットの玄武岩類及び層状チャート......................................................................................................49

第 7. 5 図

滝ノ沢ユニットの珪長質凝灰岩と陸源性砕屑岩..................................................................................................50

第 7. 6 図

内沢に沿う建石林道崖に産する “ 建石礫岩 ” 周辺のスケッチ.............................................................................51

第 7. 7 図

滝ノ沢ユニットの岩石の層理面及び片理・劈開面のステレオプロット...........................................................52

第 8. 1 図

北部北上帯における付加体の分布及び陸源性砕屑岩年代を示した図..............................................................53

第 8. 2 図

門馬ユニット（上部）の副模式地のルートマップ................................................................................................55

第 8. 3 図

館沢林道における門馬ユニット（上部）のルートマップ....................................................................................56

第 8. 4 図

門馬ユニット（上部）の玄武岩類及びチャートが連続する露頭のルートマップ............................................57

第 8. 5 図

駒ヶ沢集落東方における門馬ユニット（下部）の副模式地のルートマップ....................................................57

第 8. 6 図

門馬ユニットの玄武岩類及び石灰岩......................................................................................................................59

第 8. 7 図

門馬ユニットのチャート..........................................................................................................................................60

第 8. 8 図

門馬ユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層..................................................................................................................62

第 8. 9 図

門馬ユニットの葉理泥岩..........................................................................................................................................63

第 8. 10 図

門馬ユニットの砂岩及び砂岩泥岩互層..................................................................................................................64

第 8. 11 図

門馬ユニットの岩石の層理面及び片理・劈開面のステレオプロット................................................................67

第 8. 12 図

門馬ユニットに発達する微褶曲と下部に特徴的な低角構造..............................................................................67

第 9. 1 図前期白亜紀岩脈の岩種・規模・姿勢........................................................................................................................69

第 9. 2 図前期白亜紀岩脈の露頭写真......................................................................................................................................71

第 9. 3 図岩脈の露頭及び標本の近接写真..............................................................................................................................72

第 9. 4 図

岩脈の薄片写真..........................................................................................................................................................72

第 9. 5 図ダナイト捕獲岩を含む緑泥石角閃石岩の薄片写真..............................................................................................75

第 10. 1 図

北上山地における前期白亜紀花崗岩類の分布図..................................................................................................77

第 10. 2 図前期白亜紀花崗岩類とジュラ紀付加体境界付近のルートマップ......................................................................78

第 10. 3 図

北上花崗岩類の露頭及び標本..................................................................................................................................81

第 10. 4 図

北上花崗岩類の薄片写真..........................................................................................................................................82

第 10. 5 図

ホルンフェルスの薄片写真......................................................................................................................................82

第 11. 1 図

北上山地の地形発達史...............................................................................................................................................84

第 11. 2 図

大石川下流右岸における白椛層の観察適地の露頭スケッチ...............................................................................85

第 11. 3 図

白椛層のシルト層から得られた花粉化石のダイアグラム...................................................................................86

第 11. 4 図

白椛層の層相...............................................................................................................................................................87

第 11. 5 図

外山川沿いに分布する葉水層のルートマップ.......................................................................................................88

第 11. 6 図

葉水層の層相...............................................................................................................................................................88

第 11. 7 図

葉水層の模式地露頭の柱状図...................................................................................................................................89

第 11. 8 図薮川テフラ直上に堆積する火山灰火山礫互層とスフェルライト.......................................................................91

第 11. 9 図

葉水層の泥炭層から得られた花粉化石のダイアグラム.......................................................................................91

第 11.10 図

岩手山東麓地域の第四紀テフラの模式層序...........................................................................................................93

第 11.11 図

下位（新期）段丘堆積物の層相.................................................................................................................................95− vii −

第 11.12 図

大石川の下位（新期）段丘堆積物の露頭柱状図....................................................................................................96

第 11.13 図

下位（新期）段丘堆積物より得られた花粉化石のダイアグラム........................................................................96

第 11.14 図

各種斜面堆積物の層相..............................................................................................................................................98

第 11.15 図

外山図幅地域の湿原及び湿地堆積物......................................................................................................................99

第 11.16 図“ 蛇塚湿原 ” の堆積物の樹木花粉ダイアグラム...................................................................................................100

第 12. 1 図

外山図幅地域内の地質体分布と境界及び砂岩中ジルコンの最若クラスターU–Pb 年代...............................101

第 12. 2 図

根田茂帯付加体中に発達する北西 – 南東方向及び南西傾斜の断層露頭.........................................................102

第 12. 3 図

南部北上帯北縁，根田茂帯，北部北上帯南縁の地質単元の構造関係を示したブロックダイアグラム....103

第 12. 4 図

渋民溶結凝灰岩・白椛層とその上面高度の分布図.............................................................................................104

第 13. 1 図

根田茂帯綱取ユニット中のマンガン鉱床............................................................................................................107

第 13. 2 図

外山図幅地域内で見られるダム及びダム湖........................................................................................................108

第 13. 3 図推定される北上山地東部の土砂災害発生プロセス............................................................................................109

第 1. 1 表

外山図幅地域の地形区分............................................................................................................................................6

第 3. 1 表

建石林道に産する角閃石岩の普通角閃石 K–Ar 年代............................................................................................23

第 3. 2 表

石英閃緑岩の全岩化学組成......................................................................................................................................25

第 7. 1 表

綱取ユニットと滝ノ沢ユニットの比較..................................................................................................................47

付図 1

ルートマップ作成範囲と観察露頭地点....................................................................................................................... 119

付図 2

年代測定，化石抽出，全岩化学分析，変成温度解析された試料の採取地点図...................................................120

付図 3

外山図幅地域内及び東西範囲外（一部）に貫入する岩脈と北上花崗岩類の位置図.............................................122

付図 4

金属鉱山・鉱床地点図....................................................................................................................................................124

付表 1

神楽火成岩類の産出地点リスト...................................................................................................................................124

付表 2

炭質物温度計を用いて推定した泥質岩の変成温度...................................................................................................124

付表 3

前期白亜紀岩脈の露頭リスト.......................................................................................................................................125

Fig. 1

Geological tectonic division of the Kitakami Massif..........................................................................................................127

Fig. 2Geological index map in the Sotoyama District..................................................................................................................128

Fig. 3

Summary of geology of the Sotoyama District...................................................................................................................129− viii −

第1章

地

形

（小松原

琢・内野隆之）ま べ ち がわ

5 万分の 1 地質図幅「外山」（以降，外山図幅）の地域は，側は北上川及び馬淵川に沿う低地帯に挟まれた，南北約

北 緯 39° 40′ 10. 2″ ～ 39° 50′ 10. 1″ ， 東 経 141° 14′ 47. 3″ ～180 km，東西約 70 km の紡錘形の範囲に分布する山地で141°29′47.2″（ 日本測地系では北緯 39°40′～39°50′，東経ある（第 1. 1 図）．

はや ち

ね さん

141°15′～141°30′）で囲まれる範囲であり，北上山地中西北上山地は，本図幅地域南方に位置する早 池 峰 山部に位置する（第 1. 1 図）．行政区として，岩手県の盛岡（1,917 m）や本図幅北西端付近に位置する姫 神 山（1,124

市東部，宮古市北西部ならびに岩泉町南西部を含む．

m）などの残丘状の突出した高峰を除くと，頂稜の高度がひめ かみさんそろった高原状の概形をなす．残丘状の高峰を除き，山1. 1

北上山地北部の広域地形と地殻変動

地頂部は，早池峰山の周囲で最も高く，南北に向かって高度が低下し，浸食性の小起伏面（北上準平原：山根，外山図幅地域が属する北上山地は，東側は太平洋，西第 1. 1 図

1917；辻村，1922）が広く発達する（第 1. 2 図；第 1. 3 図）．

北上山地を含む東北地方の地形陰影図
国土地理院の「地理院地図」の陰影起伏図を用いて作図．

−1−

第 1. 2 図

北上山地中央部における地形陰影図と外山図幅地域
地理院地図の陰影起伏図を用いて作図．経度緯度は日本測地系による．
「」内の名称は 5 万分の 1 地質図幅の図郭名．
白破線は東側の太平洋に直接注ぐ河川流域と西側の北上川へ注ぐ河川流域との分水界を示す．黒実線は河川．

この山頂小起伏面は，海抜 900～1,300 m のものと 550 m

代（以降，U–Pb 年代）から 6～5 Ma（中新世末～鮮新世初前後のものの 2 段に区分されている（香川，1933；檜垣ほ期）に堆積したと考えられる陸成層の鳥谷層中に礫層がか，2005）．また，北上山地の小起伏面を開析する谷に挟在する（辻野ほか，2018）ことから，北上山地は遅くととやは，傾斜変換点を境として 3 段（このうち最低位のもの

も鮮新世初期には隆起を始めていた可能性が高い．田村は現谷底面に連続する）の緩勾配部とその間の急勾配部（1997）は，北上準平原の形成が，後期白亜紀以降から新が存在する（Nakamura，1963）．多くの場合，この緩勾配

第三紀に至る長期間の緩慢な隆起と，同時に進行した浸部は幅 100～500 m 程度の幅広い谷底の平坦面ないし緩食作用によって徐々に形成されていったとしている．

斜面（合わせて「平底面」と呼ぶ：後述）と一致するが，そ第四紀後期の地殻変動に関連して，北上山地中央付近の下流端にチャートのような超硬岩が分布することはまから東に流下する閉伊川の段丘面と現河床の比高についれで，単なる組織地形ではなく，それぞれ基準面の安定て検討した Nakata（1976）や中田（1996）は，流域を通じ期に形成されたもの考えられる（Nakamura，1963）．

て段丘面と現河床の比高がほぼ一定のまま海成段丘面に

へ

い がわ

連続することから，北上山地は波長の大きな広域的隆起

なお，Chinzei（1966）は馬淵川流域に分布する新第三運動を受けたと考えている．

系に粗粒堆積物が認められないことから，北上山地の準平原形成は新第三紀に完了したとしている．しかし，北
おりつめ

さんのへ

したざき

上山地北端に位置する折爪断層が，三戸層群中部・舌崎

1. 2

外山高原と平底面・開析山地層（辻野ほか，2018 によると上部中新統の中部）堆積時にいちのへ活動を始めたこと（Chinzei，1966），一戸地域ではフィッ本図幅地域には，山頂小起伏面が最も典型的に発達す

ション・トラック年代（以降，FT 年代）及びウラン – 鉛年

る外山高原とそれを取り巻く開析山地（川村ほか，2013）−2−

第 1. 3 図

外山図幅地域及び周辺地域における傾斜量図と接峰面
接峰面は幅 2 km 以下の谷を埋めて作成．傾斜量図は「シームレス傾斜量図」（https://gbank. gsj. jp/seamless/slope/）を使用．DEM データは国土地理院の基盤地図情報数値標高モデル（5 mメッシュ）を基としている．

が広がる（第 1. 3 図；第 1. 4 図）．

の比高から求めた起伏量は概ね 200 m 未満，平均傾斜はたんどうがわ外山高原は，周囲の馬淵川水系，北上川水系（丹藤川・よ ないがわ

なかつがわ

約 15° 未満（岩手県編，1970）で，谷密度の低い小起伏山

おもとがわ

米内川・中津川），小本川水系（大川）及び閉伊川水系の地をなす．

河谷に囲まれている．この高原は，接峰面高度が 800～

外 山 高 原 は， 香 川（1933）や 檜 垣 ほ か（2005）な ど に

1,300 m であり，約 1 km の区域における最高点と最低点記載された山頂小起伏面のうち高位の面に相当し，その2−3−

第 1. 4 図

第 1. 5 図

小起伏を呈する外山高原の景観
御大堂山（1,196 m）の西斜面より西方を望む．

外山高原から開析山地に流出する河川の河床縦断面
黒太実線は外山川 – 中津川流路，灰太点線及び斜体は丹藤川 – 北上川流路．

あおまつ ば やま

標高は本図幅地域南東部の青松葉山（1,365 m）で最も高断面形を示す（Nakamura，1963）．特に，本図幅地域西端

く，北ないし北西に向かって徐々に低下する（第 1. 3 図）．

の中津川と，外山ダムから米内川へ向かって流下する滝

外山高原の周囲は北端の丹藤川河谷との境界以外は明瞭

ノ内沢（ともに約 3 km 区間）では V 字谷をなす（第 1. 6

な遷急線または尾根線によって開析山地と区分される．

図）．本図幅では，それぞれを “ 綱 取渓谷 ”，“ 滝ノ内渓

外山高原から北隣の藪川図幅の外山川上流部と丹藤川

谷 ” と呼ぶ．このような河床縦断面形は，河川が平衡状

及び馬淵川沿いには，幅 100～500 m 程度の谷底低地，

態に到達していないことを示しており，特に外山高原は段丘面及び扇状地状緩斜面からなる，幅広い谷地形（複未だ開析途上にあることを示唆している．

つなとり

やぶかわ

合地形）が断続的に発達する．この特徴的な谷地形の底外山高原を取り巻いて発達する開析山地は，外山高原面を本図幅では「平底面」と呼ぶ．平底面における現河床と比較して谷密度が高く斜面勾配の急な中起伏山地であの勾配はかなり緩い．平底面は，北上山地の隆起途上にる．開析山地の稜線高度は，外山高原より低く，河谷にお い て， 過 去 の 浸 食 基 準 面 に 対 応 し て 形 成 さ れ たよる開析のため，谷密度が相対的に高い．開析山地の起（Nakamura，1963）谷底低地に由来すると考えられる．

伏量は 200～700 m，平均傾斜は約 15～40°（ 岩手県編，

外山高原から開析山地に流出する河川は，第 1. 5 図に1970）であり，これらは外山高原と比較すると大きいも示すように標高 600～700 ｍ付近の，外山高原の輪郭付のの，本州北部の他の山地と比較すると特段大きいわけ

近に遷急点をもち，その下流側で上に凸の特異な河床縦

ではない．
−4−

て，外山高原周辺を中心とする北上山地北部では多くの化石周氷河現象が認められている（例えば，檜垣ほか，
2005）．
周氷河作用によって形成された緩斜面は，位置と地形的特徴及び地形形成作用により，尾根沿いに形成された
山頂緩斜面と，山腹斜面下部に形成された山麓緩斜面及び扇状地状緩斜面に大別される（第 1. 1 表）．
外山高原を中心として本図幅地域の標高 700 m 以上の尾根には，広く緩い凸状の横面形をもつ平滑な幅数 10～
数 100 m の山頂緩斜面（本図幅では，檜垣，1987 の山頂緩斜面と平滑尾根型緩斜面を一括）が分布する．これらは，直下の基盤岩と同種の角礫と泥質の基質からなる．厚さ
数 m 以下の堆積物によって構成され，更新世末期以降のテフラを含む風成層に覆われる（檜垣，1987）．特に植生が荒廃した山頂緩斜面では，現在においても周氷河性斜面物質の移動が生じている（澤口，1987；澤口・小疇，
1998）．
外山高原の山腹斜面下部には，上位（古期）と下位（新期）の 2 面に細分される山麓緩斜面が，谷沿いから谷の出口にかけて，扇状地状緩斜面（Matsumoto，1971 の blockstream［岩塊流］を含む）が発達する（第 1. 7 図）．これら
は側方の山腹斜面に滑らかに連続するとともに，斜面上
第 1. 6 図方の基盤岩からなる山腹斜面とも，斜面下方の河成段丘

V 字渓谷をなす滝ノ内沢（滝ノ内渓谷）
周囲の岩石は北部北上帯門馬ユニットの葉理泥岩．

面とも明確な傾斜変換線を介することなく滑らかに連続する（Higaki，1988）．またこれらは，いずれも上に凹の縦断面形を示す傾斜 10～15°以下の平滑な斜面である．2 面

1. 3

地形区分と特徴的な地形の山麓緩斜面は，ともに角礫を主として泥質層をレンズ状に挟有する堆積物によって形成されている．また，扇本図幅地域における地形区分の地形・地質の一般的特状地状緩斜面は若干円磨された礫とそれを充填する泥質徴を第 1. 1 表及び第 1. 7 図に示す．

の基質から構成され，構成層の厚さは数 m～最大で 10 m
以上に達する（檜垣，1987）．上位（古期）山麓緩斜面を構

1. 3. 1

第四紀後期の地形面

成する堆積物にはしばしば “ くさり礫 ” が含まれる．ま外山図幅地域に分布する第四紀後期に形成された（小た，2 面の山麓緩斜面堆積物と扇状地状緩斜面堆積物～）微地形スケールの地形面として，主に周氷河作用には，いずれも後期更新世ないし完新世のテフラを含む風よって形成された緩斜面群，主に河成作用によって形成

成層に覆われる（檜垣，1987）．

された段丘面群，そして平底面内の狭い範囲に限定された湿原面・谷底低地が挙げられる．

以上の斜面は，主として直下または背後の斜面を構成する先古第三紀基盤岩類と同質の円磨されていない淘汰

やぶかわ

本図幅地域内の外山高原に位置する盛岡市薮川（標高

不良な礫を主とする砕屑物で構成されることや，場所に680 m）は，本州で最も寒冷な定住集落として知られる．

よって斜面傾斜方向に礫の長軸が並んだファブリックが気象庁のデータによると，平均気温は西暦 1991 年～2020

認められること，そして更新世末期のテフラによって覆年では 6.4 ℃で，土壌凍結深と高い相関をもつ積算寒度

われることから，最終氷期ないしそれ以前の寒冷期に周（平均気温が氷点下になる日の平均気温とその日数の積

氷河作用に伴う物質移動によって形成された堆積性の地算）は同期間で 686 ℃・日であり，ともに北海道の旭川形面と判断される．一方，本図幅地域の河川沿いには，と近い値を示す．ちなみに薮川地区は 1945 年 1 月 26 日

上位（古期）及び下位（新期）の 2 面の河成段丘面と湿原・に氷点下 35 ℃を記録したこともある（岩手放送百科事典

谷底低地が分布する．

発行本部編，1998）．このような寒冷気候に加え，小起伏

2 段の段丘面は，それぞれ上位（古期）及び下位（新期）

で開析途上の（河床高度が高く河川の浸食作用が波及し

山麓緩斜面と連続する河成段丘面であり，特に下位（新にくい）地形であることや移動しやすい後期更新世の風期）段丘面は，円磨された礫を主体として泥層や有機質成層が被覆していることなどの地形・地質条件を反映し層をレンズ状に挟有する，厚さ 5 m 以上の堆積物によっ
−5−

−6−

第 1. 1 表

外山図幅地域の地形区分
地形区分は 5 万分の 1 地質図幅「早池峰山」（川村ほか，2013）の第 1. 1 表にしたがった．

第 1. 7 図

外山図幅地域の地形概要図
ダム湖に表現した平底面は，ダム建設以前の地形から判断した．地形区分（Ⅰb～Ⅱb）は第 1. 1 表を参照．

−7−

て構成された堆積性の段丘面である．一方で，上位（古崖とその下方斜面の小起伏の移動体斜面のセットとして期）段丘面の構成堆積物については，未だに十分なデー認識されるものである．外山高原とその周辺の比較的標タが得られていない．

高の高い地域に多く，開析山地の標高の低い地域にはほ

がんどう

湿原は，外山高原の岩洞湖南湖畔（外山川の源流部）ととんど分布しない．なかでも比較的開析が進んだ軽松沢

岩泉町 蓬 原地区の大川の最上流部（ノロメキ沢上流）な

川上流部や姫神山南東の斜面の地すべり地形では，一部

どの限られた範囲に分布する（第 1. 7 図）．これらの湿原で山頂緩斜面を切る頭部亀裂が認められることから，更は，平底面中の河川勾配が極めて緩く，河川の下刻から新世末の後氷期～完新世にも滑動しているとみられる．

よもぎはら

免れており，かつ無機砕屑物の供給が少ない場所に立地
1. 3. 2. 3

している．また，そこでは現在に至るまで湿原植生が残存している．

谷中分水界と河川争奪地形

外山川と丹藤川の分水界（標高 695 m）は，岩洞湖南端

谷底低地は平底面を中心として丹藤川上流部（柴沢川に発達する幅 300 m 余りの湿原の南縁に位置する．このも含む）と丹藤川支流の軽松沢川，大の平地区の外山川

流域境界は，平底面の中に位置しており，第四紀後期に，支流沿いに僅かに分布するが，当地のような比較的起伏

丹藤川と比較して流程が短く全体の勾配が急な外山川がの小さな山地としては発達程度が弱い（第 1. 4 図，第 1. 7

下刻して河川争奪したためにできたものと考えられる．

図）．

外山川は，外山高原の南西外縁部（外山ダム下）を流下す

かるまつざわ がわ

おおたいる V 字谷区間（滝ノ内渓谷：第 1. 6 図）においては「滝ノ1. 3. 2

その他の特徴的な地形

1. 3. 2. 1

内沢」と名称を変え（第 1. 7 図），上に凸な縦断面形をもリニアメントつ急勾配区間となっている（第 1. 5 図）．この区間はジュ

外山図幅地域には第四紀後期の基準面を変位させる活ラ紀付加体の泥岩が主に露出しており，チャートのよう断層地形は認められないが，南西部を中心に北西 – 南東

な超硬岩の露出は極僅かである．このような河床縦断面

走向の明瞭なリニアメントが多数発達する．これは，先を示すことは，外山川がこの区間を下刻するようになっ白亜紀基盤岩の付加体の構造（チャートの分布など）をてからの時間が短く，未だ平衡状態に達していないこと反映した，組織地形（差別浸食地形）と考えられる．

を示唆する．後述するように，外山川最上流部やその支流の大石川で，現在谷壁斜面の崩壊が活発に生じている

1. 3. 2. 2

地すべり地形ことは（第 11. 13 図 b 参照），このような地形発達段階に

本図幅地域には，外山高原の周縁部を中心に，少数な関連する現象と考えられる．

がら地すべり地形が認められる．これらは馬蹄形の滑落

−8−

第2章

地 質 概 説（内野隆之）
東北日本の火山フロント東側に位置する北上山地で2005）を基に，5 万分の 1 地質図幅やその他各種データをは，先白亜紀の主な基盤として，南部北上帯に属するカ

追加し編集した「東北地方全域の地質図（デジタル地質

ンブリア紀後期～シルル紀の島弧オフィオライトと花崗図）」が発行された（建設技術者のための東北地方の地質

岩類，シルル紀～ジュラ紀の陸棚性堆積岩類，根田茂帯

編集委員会，2006）．外山図幅地域周辺の 5 万分の 1 地質に属する石炭紀前期（ミシシッピアン亜紀）及び前期三図幅については，大迫図幅（広川・吉田，1956），土淵図

畳紀の付加体，北部北上帯に属するジュラ紀の付加体が幅（大和，1956），釜石図幅（吉田，1961），大槌・霞露岳図分布する．そして前期白亜紀の各種岩脈及び深成岩が基

幅（吉田・片田，1964），田老図幅（島津ほか，1970），宮古

盤岩類を貫き，また白亜紀以降の堆積岩類が一部でそれ図幅（吉田・片田，1984）などがあるがいずれも古い．近らを覆う．南部北上帯の西縁部には低温高圧型変成岩が年では早池峰山図幅（川村ほか，2013）や陸中関図幅（中分布し，それは阿武隈山地東縁部に産するものとともに江ほか，2021）が刊行されている．外山図幅範囲では，前

ね だ

も

おおはざま

つちぶち

おおつち

か ろ だけたろう

はやちねさんもたい

りくちゅうせき母体 – 松ヶ平帯と一括される（第 2. 1 図）．
北上山地中西部に位置する 5 万分の 1 地質図幅「外山」（以降，外山図幅）では，南西から北東にかけて，根田茂
帯と北部北上帯に属する付加体群が北西 – 南東方向の構造をもって分布している．また，根田茂帯中には前期オルドビス紀の超苦鉄質岩・深成岩，後期デボン紀及びペルム紀前期の結晶片岩が構造岩体・岩塊として産するほか，北部北上帯南縁部にもペルム紀前期の流紋岩が同様に産している．そして，これら中古生界を貫いて前期白亜紀の各種岩脈と花崗岩類が僅かに産し，山間部では段丘堆積物や斜面堆積物をはじめとする第四紀堆積物が上
記の先上部白亜系を覆っている．外山図幅地域は，オルドビス紀，石炭紀，ペルム紀，前期三畳紀，前期ジュラ
紀，中期ジュラ紀，前期白亜紀と様々な時代や種類の岩石が産することから北上山地の基盤の地史を明らかにする上で重要であるとともに，中央～北東部に広がる小起
伏地形及び表層を覆う堆積物は周氷河作用など第四紀の古環境変遷・地史を理解する上でも重要である．本図幅
地域に分布する各地質系統についての地質概略図と地質総括図をそれぞれ第 2. 2 図及び第 2. 3 図に示す．

2. 1

既存の地質図外山図幅地域を含む広域地質図としては 20 万分の 1 地
質図幅「盛岡」（山根，1915）が最初である．そして時を経て，岩手県土木部（1954）が北上山地の地質を包括的にまとめた 10 万分の 1 地質図を公表した．その後，1980 年
代に入り，長谷地質調査事務所編（1981）が「北上川流域
及び北上山地の地質図」（北上川流域地質図（20 万分の

第 2. 1 図1））を，地質調査所が 20 万分の 1 地質図幅「盛岡」（吉田ほか，1984）を刊行した．2006 年には，20 万分の 1 日本
シームレス地質図（産総研地質調査総合センター編，−9−

北上山地の地帯構造区分図
北上山地内の白塗色部は前期白亜紀後期以降の火山
岩・堆積岩類を表す．川村ほか（2013）の第 2. 1 図を一部改変．

第 2. 2 図

外山図幅地域の地質概略図
胴切断層は間引いてある．門馬ユニットの下部の分布域は便宜的に岩洞湖周辺の厚いチャート岩体以北とした．なお，このチャート岩体を欠く東部の境界部は前期ジュラ紀と中期ジュラ紀の砂岩露頭の間とした．

述した岩手県土木部（1954）の地質図をほぼ踏襲した 5 万状劈開が著しく，アンチゴライトを特徴的に含む．輝石

分の 1 表層地質図「外山」（岩手県編，1970）がある．本図

岩はほぼ単斜輝石からなり，角閃石岩は単斜輝石を伴う

幅範囲の根田茂帯については，Uchino（2021）が論文中で褐色普通角閃石からなるが，一部で青色普通角閃石から約 6 万 5 千分の 1 縮尺の地質図を提示している．

なるものもある．
深成岩は角閃石斑れい岩と石英閃緑岩からなり，両者

2. 2

地 質 系 統は通常，幅数 m で産するが，角閃石斑れい岩に関しては
最大 200 mに達する．両者はしばしば密接に伴って産し，

2. 2. 1

オルドビス紀超苦鉄質岩及び深成岩

また，双方とも著しい圧砕変形を被っている．角閃石斑

根田茂帯の付加体分布域には，超苦鉄質岩と深成岩のれい岩は，主に褐色普通角閃石，斜長石，不透明鉱物か

岩体・岩塊がレンズ状に産する．これらは南部北上帯基らなり，ときに単斜輝石を含む．石英閃緑岩は斜長石，

盤のカンブリア紀後期～オルドビス紀島弧オフィオライ

石英，普通角閃石からなり，まれに単斜輝石を含むこと

トの一部（早池峰複合岩類）とされ，超苦鉄質岩と深成岩もある．石英閃緑岩中のジルコンからは約 480 MaのU–Pbはそれぞれ早池峰複合岩類の中岳蛇紋岩，神楽火成岩類

年代が得られている（内野，2022）．

なかだけ

かぐら

に相当する（川村ほか，2013）．本図幅地域における中岳

これらの岩体・岩塊は，白亜紀以降の構造運動によっ蛇紋岩は蛇紋岩を主体とし，僅かに輝石岩や角閃石岩をて付加体中に定置させられたと考えられる．

伴う．岩体の幅は最大 160 m に達する．蛇紋岩は，鱗片− 10 −

第 2. 3 図

2. 2. 2

外山図幅地域の地質総括図＊ 1：ロ世（ローピンジアン世），＊ 2：グ世（グアダルピアン世）．破線は主要断層を示す．

デボン紀及びペルム紀結晶片岩

石片岩類はざくろ石を含む泥質片岩と藍閃石を含む苦鉄石炭紀と前期三畳紀付加体の境界域ならびに前期三畳質片岩からなり，マイロニティック～カタクラスティッ

紀付加体と前期ジュラ紀付加体の境界域に，周囲の付加

クな変形を被っている．フェンジャイトの放射年代は，体よりも古い年代の結晶片岩が岩塊として断層に沿って建石林道のものが約 380 Ma（Kawamura et al.，2007），矢産する．この結晶片岩は建石片岩類と呼ばれ，盛岡市の倉沢上流域のものが約 290 Ma（ 内野・坂野，2022）を示

建石林道沿いと矢倉沢上流域の 2 箇所で認められる．建す．岩相・鉱物組み合わせ・変成度・年代から，母体–松ヶ

たていし

やぐらざわ

− 11 −

平帯の低温高圧型変成岩に対比でき，また西南日本のたことが伺える．化石が未発見のため長く時代未詳で蓮華変成岩に相当する（Kawamura et al.，2007；内野・坂

あったが，近年，砂岩から約 250 Ma の砕屑性ジルコン

野，2022）．建石片岩類もまた，白亜紀以降の構造運動に

U–Pb 年代が報告され，本ユニットの付加年代は前期三畳よって付加体中に定置させられたと考えられる．

紀と考えられている（Uchino，2021）．

れんげ

2. 2. 3石炭紀付加体2. 2. 6つなとり

前期～中期ジュラ紀付加体

石炭紀の付加体は，根田茂帯の南西部に位置し，綱取

前期～中期ジュラ紀付加体は，北部北上帯の南西部一ユニットと呼ばれる．日本列島では，先石炭紀の高圧型帯に広く分布する．本図幅地域に分布する地質単元は変成岩を除けば，現状では一番古い付加体である．綱取
ユニットは，珪長質凝灰岩泥岩互層，珪長質凝灰岩，玄門馬ユニットと呼ばれ，構造的上位と下位に位置するものをそれぞれ “ 上部 ”，“ 下部 ” と区分した．両者とも岩相

武岩類を主体とし，少量のチャート，泥岩，岩片質砂岩，の差異はほとんどなく，葉理泥岩，チャート，砂岩，泥礫岩，石灰岩を伴う．特に珪長質凝灰岩泥岩互層が卓越

岩砂岩細互層を主体とし，珪長質凝灰岩泥岩互層，玄武することが特徴的で，中生代の付加体に一般的に見られ岩類，石灰岩を僅かに伴う．葉理泥岩はシルトからなるるような層状チャート，石英長石質砂岩，石灰岩が極め

灰色部と粘土鉱物・炭質物からなる暗灰色部が mm オーて少ない．全体的に変形が著しく，珪長質凝灰岩泥岩互

ダーで細互層する特徴的な岩相である．本岩はまた数cm

層中の珪長質凝灰岩はブーディン化し破断相を呈する．

～数 10 cm の玄武岩類，チャート，砂岩などをシート状玄武岩類も多く産し，MORB（中央海嶺玄武岩）に伴う熱ないしレンズ状に挟有する．チャートは成層構造をなし，水性赤色チャートからは後期デボン紀のコノドント化石

下部では分布幅が 2.7 kmにも及ぶ大規模なものが存在すが発見されている（濱野ほか，2002）．また，変形の弱い

る．またこの層状チャートは，しばしば mm オーダーで泥岩からは後期デボン紀～石炭紀前期の放散虫化石が得細互層する“チャートラミナイト”を随伴する．下部の玄られており，付加年代は石炭紀前期（ミシシッピアン亜

武岩類については，一部でアルカリ角閃石が認められる．

紀）と考えられている（内野ほか，2005）．

本ユニットは，全体に著しい変形を被っており，特に泥かどま質岩においては片状構造や微褶曲が発達する．
2. 2. 4

ペルム紀流紋岩

年代については，黒色チャート及び泥岩からそれぞれ

北部北上帯の前期ジュラ紀付加体中に，幅約 150 m，長前期ジュラ紀前期，前期ジュラ紀後期～中期ジュラ紀のさ約 2 kmの緑灰色を呈する流紋岩の岩体が産する．本岩

放散虫化石が報告され（松岡，1988；内野・鈴木，2021），

やぐら

は矢倉流紋岩と呼ばれ，斑晶として石英，斜長石，アルまた数地点の砂岩からは約 190 Ma から 170 Ma までの砕カリ長石を含み，より細粒の単斜輝石やざくろ石を少量

屑性ジルコン U–Pb 年代が得られている（内野，2019；内伴う．長径最大 3 cmに及ぶ斑晶を大量に含むことを特徴

野，2021a）．上部から下部に向かい傾斜が緩やかになるとする．岩体の周縁部には著しい剪断変形が認められる．

とともに，付加年代も前期ジュラ紀から中期ジュラ紀へ

当初，北上山地の中古生界に貫入する前期白亜紀岩脈のと若くなる傾向を示す．

一つと考えられていたが，ジルコンの U–Pb 年代測定に2. 2. 7

よってペルム紀前期（シスウラリアン世）であることが前期白亜紀岩脈判明した（内野，2023）．本岩は，現在東北日本には分布

岩脈は北上山地全域に広く産し，外山図幅地域でも 70していないものの，過去にその存在が想定されているペ枚以上の岩脈が付加体を貫いている．岩脈幅は多くがルム紀島弧火成岩体を起源とし，これもやはり白亜紀以

数 m 以下で，また，その姿勢は高角度で付加体の構造方降の構造運動によってジュラ紀付加体中に移動・定置さ向と直交する北東 – 南西方向のものが多い．岩種としてせられたと考えられる．

は，優黒石英閃緑岩，斑状細粒優黒石英閃緑岩，角閃石
安山岩，石英閃緑岩，斑状細粒石英閃緑岩，デイサイト，

2. 2. 5

前期三畳紀付加体

斑状細粒トーナル岩，流紋岩，緑泥石角閃石岩の 9 タイ

前期三畳紀付加体は，根田茂帯の北東部に位置し，滝プが識別された．これらの中でも前三者の優黒質岩が半ノ沢ユニットと呼ばれる．珪長質凝灰岩泥岩互層，珪長分強の産出割合を占める．岩種による分布域の偏りや，質凝灰岩，玄武岩類，砂岩泥岩互層を主とし，チャート，

岩種と岩脈の幅及び姿勢との関連性は特段認められな砂岩，泥岩，礫岩を伴う．全体に変形を被っており，互い．年代は，流紋岩から約 120 Ma のジルコン U–Pb 年代層の多くが破断相を示す．岩相は綱取ユニットと似るが，（内野・羽地，2021）が，緑泥石角閃石岩から約 126 Ma の

高圧型変成岩礫や超苦鉄質岩礫を含む礫岩，層状チャー

普通角閃石 K–Ar 年代（Yamasaki and Uchino，2023）が，そト，石英長石質砂岩を産する点で異なる．玄武岩類は綱して本図幅の少し東範囲外（大川図幅内）の角閃石安山

取ユニットと同様に多産するが，滝ノ沢ユニットでは一岩から約 130 Ma の普通角閃石 K–Ar 年代（内野・羽地，部に藍閃石が認められ，より高い圧力条件下にさらされ2021）が得られている．岩脈の多くは，北上山地に大規− 12 −

模に産する前期白亜紀花崗岩類に若干先行して形成されたとみられる．
2. 2. 8前期白亜紀花崗岩類

本岩はいわゆる北上花崗岩類と呼ばれ，北上山地の中古生界を貫き，山地全域に複数の小～大規模岩体として産している．本図幅地域では，北西端部に長径 10 km に
ひめかみ

及ぶ姫神岩体の一部が，また南西端部と南東端部には径
あすか

た っ そ べ約 2 km の飛鳥岩体及び達曽部岩体の一部がそれぞれ僅
かに分布する．姫神岩体は従来，南部岩体と北部岩体に岩相区分されていたが，本図幅においては南部亜岩体・北部亜岩体として再区分され，前者は石英モンゾニ岩～
石英モンゾ閃緑岩から，後者は花崗岩～花崗閃緑岩からなる．南部亜岩体は全体的に北部亜岩体より優黒質で，一部に黒雲母角閃石斑れい岩を伴う．飛鳥岩体及び達曽部岩体はいずれもトーナル岩からなる．これらの北上花
崗岩類は，付加体を主とする周囲の基盤岩に最大約 1 kmの幅で接触変成作用を与え，砕屑岩にはアルカリ長石，
菫青石，黒雲母などを，苦鉄質岩には主にアクチノ閃石

第 2. 4 図を，蛇紋岩にはトレモラ閃石や変成かんらん石を生じさせている．
2. 2. 9外山図幅地域の付加体中に挟在するより古い岩体・岩塊と前期白亜紀貫入岩の関係を示した概念図
太線は断層を示す．

第四紀堆積物カラブリアン期以降の堆積物が先古第三紀基盤岩類を帯に属する前期～中期ジュラ紀付加体の門馬ユニット

不整合に覆って分布する．これらは，谷底面を埋積する（上部・下部）が北西–南東方向に帯状に分布している（第白椛層（カラブリアン統上部）・葉水層（チバニアン統上

12. 1 図参照）．各ユニット内の走向も概ね北西 – 南東で，部），河成段丘面を構成する段丘堆積物群（上部更新統），

傾斜については，局所的にシンフォーム・アンチフォー

緩斜面を被覆する斜面堆積物群（中部～上部更新統）とムが発達するものの，大局的にはどれも高角南落ちであ地すべり堆積物（恐らくチバニアン期以降），谷底低地にる．ただし，門馬ユニットは上部から下部にかけて低角分布する湿地堆積物と谷底堆積物（完新統）及び風成堆になる．初生的には構造的上位から下位に向かって，綱積物（テフラとそれを含むテフリックレス：上部更新統取ユニット，滝ノ沢ユニット，門馬ユニットという配置～完新統）に大別される．段丘堆積物群は更に上位（古になっていると考えられる．そして，綱取及び滝ノ沢ユ期）と下位（新期）の 2 段に区分される．また，斜面堆積

ニットには，オルドビス紀の超苦鉄質岩・深成岩や古生物群は，山麓緩斜面堆積物，扇状地状緩斜面堆積物，山代後期の高圧型変成岩が，門馬ユニットにはペルム紀の頂緩斜面堆積物及び地すべり堆積物に区別され，山麓緩流紋岩が岩体・岩塊として断層に伴って混在するとい

斜面堆積物は更に上位（古期）と下位（新期）に細分されう，いわば西南日本の黒瀬川帯の様な特徴を有している

る．分布としては山頂緩斜面堆積物が最も多い．

（第 2. 4 図）．

しらかば

は みず

やぶかわ

本図幅地域では，盛岡市薮川地区において，葉水層中

上記の各ユニットを境する北西 – 南東系の断層は，そに約 240 kaのジルコンFT年代を示す「薮川テフラ」（内野

れぞれ鞍沢断層，早池峰東縁断層と呼ばれる．これらのほか，2022）が，またその上位に堆積する下位段丘堆積物

境界断層は，地質分布から高角と推定されることや上述

中に後期更新世の 36～30 ka を示す「十和田 – 大不動テフ

した古い超苦鉄質岩・深成岩や高圧型変成岩を岩体・岩ラ」（町田・新井，1992，2003）が確認されている（工藤・塊として挟有していることから，初生的なものではなく内野，2021）．

白亜紀以降に活動したものと考えられる．また，これら

くらさわの断層は更にその後に活動した北東 – 南西系の多数の胴2. 3

地 質 構 造切断層によって変位させられている．
地形的には，本地域南東部には北西 – 南東方向の直線

本図幅地域に分布する先白亜紀基盤は，南西側から北状の短小な谷，鞍部列や傾斜の急変帯からなるリニアメ

東側にかけて，根田茂帯に属する石炭紀付加体の綱取ユントが多数認められるが，これらは中古生界の構造を反ニット，前期三畳紀付加体の滝ノ沢ユニット，北部北上映した組織地形（差別浸食地形）である．
− 13 −

2. 4

根田茂帯の設定と早池峰構造帯の破棄

果，主に超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類からなる地帯が早池
峰 構 造 帯 と な っ た． 程 な く し て， 内 野 ほ か（2005）に

本節では，2000 年代に入って新設された根田茂帯なよって根田茂コンプレックスの泥岩から放散虫化石が発らびにそれに伴う早池峰構造帯の破棄について紹介す見され，同コンプレックスが石炭紀前期（ミシシッピア

る．早池峰構造帯のこれまでの扱いに関する変遷を第ン亜紀）の付加体であることが明らかにされた．

2. 5 図に示した．なお，同帯にまつわる研究史は，永広・このように研究が進展する一方で，研究者間によって鈴木（2003），永広・大石（2003），内野ほか（2008b），川南部 / 北部北上帯境界域の地帯区分について見解の相違

村ほか（2013）にも詳しい．

は残存したままであった．そのような中，主要研究者間

北上山地の地質は，古くより北部型と南部型の岩相対によって改めて地帯区分の整理が行われ，石炭紀前期の立が指摘され（湊，1950），その境界域（特に早池峰山南付加体（根田茂コンプレックス）が分布する地帯を根田東方）に断層帯あるいは超苦鉄質岩と苦鉄質岩の貫入帯茂帯とし，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩（永広ほか，1988 のとして「早 池 峯 – 五 葉山構造帯」が設定された（吉田，早池峰複合岩類）が分布する地帯を南部北上帯に含める

1961）．吉田・片田（1964）は，同帯について早池峯構造という形で決着した（永広ほか，2005）．その結果，「早池

帯と改称し，吉田（1961）が示した分布域よりその範囲を峰（構造）帯」の名称は実質的に破棄されることとなっかなり拡張し，いわゆる緑色岩で特徴付けられる「輝緑

た．

はや ち

ね

ごようさん

凝灰岩帯」と片状砕屑岩で特徴付けられる「千枚岩帯」かその後，内野ほか（2008b）は，根田茂コンプレックス

らなるとした．プレートテクトニクス理論が日本に導入が岩相の違いにより綱取ユニットと滝ノ沢ユニットに区されはじめた 1980 年代以降，早池峰構造帯とその周辺

別できることを示した．そして，特に時代未詳であったの地質の分布・構成・構造・年代・テクトニクスなどが滝ノ沢ユニットについては，砕屑性ジルコン年代から前

徐々に明らかにされ，南部北上帯，早池峰構造帯，北部期三畳紀であることが判明し（Uchino，2021），根田茂帯

北上帯の各帯を構成する岩体や岩相について，層序・年には石炭紀前期と前期三畳紀の時代の異なる付加体が分代・化学組成などを基にした地質単元や地帯の整理・再布するという状況になった．なお，本図幅において，両区分が進んだ（例えば，大沢，1983；永広ほか，1988；川ユニットを岩相層序区分における第一義的な層序単元に村・北上古生層研究グループ，1988；川村ほか，1996）．大

階層を格上げしたことにより，それらを包有していた沢（1983）は早池峰構造帯東部の研究から，釜石 – 川井地「根田茂コンプレックス」は破棄された．

域の「千枚岩帯」を北部北上帯に含めて，早池峰構造帯の地質構成を整理した．永広ほか（1988）は，上記の「輝緑2. 5

用語の定義と記述方針

凝灰岩帯」に，早池峰山を中心に広く分布する超苦鉄質
岩・苦鉄質岩・角閃岩（早池峰複合岩類：永広ほか，1988）

緯度・経度の表記は，特に注釈がない限り，世界測地の分布域も合わせて早池峰構造帯とした．一方，川村・系を使用している．変成岩と火成岩の名称は，国際地質

北上古生層研究グループ（1988）は，「輝緑凝灰岩帯」に相科学連合（IUGS）による分類（Fettes and Desmons，2007；

当する苦鉄質岩類（永広ほか，1988 の小黒層）の一部が南Le Maitre，2002）にそれぞれしたがい，和名及び地質記号

こぐろ

やくしがわ

部北上帯オルドビス系？～シルル系（薬 師川層）と整合の表記は日本工業規格 JIS A0204（日本規格協会，2019a）関係であること（大沢，1983；永広ほか，1988）から，それ及び JIS A0205（日本規格協会，2019b）にしたがった．地らを不可分な一連の地質体として南部北上帯に所属さ質図における岩体境界・断層・褶曲軸の位置精度の信頼せ，砕屑岩類（現在の付加体）と超苦鉄質岩・角閃岩の分区間については，「位置正確」を 200 m 未満，「位置ほぼ正布域に限定して早池峰構造帯と呼んだ．地質の詳細が明確」を 200 m以上 500 m未満，位置推定を 500 m以上 1,000

らかになるにつれ，同帯は“構造帯”というよりもむしろ

m 未満とした．

固有の地史（付加プロセス）を有する地帯として認識さオルドビス紀の苦鉄質深成岩については斜長石が著しれるようになり，川村ほか（1996）は「構造帯」という用く変質しており灰長石成分によって閃緑岩と斑れい岩を語を外し，“ 早池峰帯 ” と呼称した．

厳密に区別することが困難なこと，また随伴する石英閃

2000 年代に入り，早池峰（構造）帯のチャートから漸緑岩との岩相の違いをより明確にするため，「斑れい岩」く化石（後期デボン紀コノドント）が発見され（濱野ほを使用した．かつて一般的に使用された「ひん岩」や「斑か，2002），同帯の堆積岩類は古生代後半の付加体の可能岩」といった半深成岩については，JIS A 0204（解説）で性が示唆された．その後，永広・鈴木（2003）は抜本的には非推奨とされているため，本図幅では「細粒閃緑岩」や

早池峰構造帯の層序単元と地帯の整理・再区分を行い，「細粒トーナル岩」などの名称を使用し，特に斑晶質の場

堆積岩類を主体とする地質体（川村ほか，1999 の根田茂合は「斑状」を付与した．また，玄武岩類の中で，斑晶以

コンプレックス）の分布する地帯に対し「根田茂帯」と新外の主要鉱物が 1 mm を越えるものについては「ドレラたに命名・定義し，早池峰構造帯から分離した．その結イト」と呼んだ．
− 14 −

− 15 −

第 2. 5 図

盛岡 – 早池峰山地域における南部北上帯／北部北上帯境界の地帯及び地質単元区分の変遷
楕円は付加体中の岩体・岩塊を表す．UAP：超苦鉄質岩・角閃岩・深成岩，HC：早池峰複合岩類，YR：矢倉流紋岩 .

時代名（代，紀，世など）の細分については，ジュラ紀やは，見かけの層厚が 500 m 以上を大規模岩体，250～500

白亜紀など前期（下部）や後期（上部）が公式に定義されm を中規模岩体，50～250 m を小規模岩体とし，50 m 未ている場合は時代名の直前に配置し（例えば，前期ジュ満については岩塊と表記する．またこの基準は，付加体ラ紀），そうでない場合（石炭紀やペルム紀など）は直後

中の断層に沿って産するより古い岩石（中岳蛇紋岩，神に配置した（例えば，石炭紀前期）．

楽火成岩類，建石片岩類，矢倉流紋岩）にも適用する．な

付加体の構造層序単元名については，一般にコンプ

お，石灰岩，超苦鉄質岩，深成岩，結晶片岩など希少か

レックス（例えば，中江，2000）やユニット（例えば，山つ重要な岩塊と厚めの岩脈については誇張して地質図に

北，1998）が使用されているが，本図幅では，根田茂帯で表現した．また，断面図中の第四系の層厚も同様であ既に設定されている綱取ユニット・滝ノ沢ユニット（内る．

野ほか，2008b；Uchino，2021）を踏襲し，「ユニット」で統付加体の形成年代（付加年代）は，陸源性砕屑岩の堆積

一することにした．付加体中の変形した岩相表現につい年代をそれに近似することが一般的であるため（例えては，地層が様々な程度に破断され，地層としての連続ば，松岡ほか，1998），本図幅でもその考えにしたがう．

性が途切れている状態を「破断相」とし，地層としての連また砕屑性ジルコン U–Pb 年代測定法で推定された陸源

続性が完全に欠如し，様々な種類や大きさの岩体・岩塊

性砕屑岩の堆積年代は，最も若いジルコン粒子集団（最と，それらを取り巻く泥質岩の “ 基質 ” からなる状態を

若クラスター）の加重平均値（誤差 2σ）を基にした．

「混在相」と呼ぶ．付加体中の岩体規模の記述に関して− 16 −

第3章

オルドビス紀超苦鉄質岩及び深成岩（内野隆之）
3. 1
3. 1. 1
はや ち

ね

研究史

けいとうざん

研究史及び概要

は，南隣の早池峰山図幅（川村ほか，2013）中で詳しい記載がなされ，また，早池峰複合岩類の要素とされた．最近，内野（2022）によって，外山図幅地域内を流れる盛岡

なかだけ

うちさわ

やな がわ

早池峰連峰（鶏頭山–中岳–早池峰山–早池峰剣ヶ峰）を市の内 沢（簗 川 支流）沿いに産する石英閃緑岩のジルコ

中心に南部北上帯の北縁に沿って弧状に分布する超苦鉄ンから約 480 Ma（前期オルドビス紀）のU–Pb年代が示さ

質岩あるいは苦鉄質岩類は，かつての “ 早池峰構造帯 ”

れ，その蓋然性は高まった．ただし，これら構造岩塊に（前身は吉田，1961 の早池峯 – 五葉山構造帯）を特徴付け

ついての地球化学的特性を含めた岩石学的な性状や，根る岩石であった（吉田，1961；吉田・片田，1964；永広ほ

田茂帯中への定置機構はまだ良く分かっていない．

ごようさん

か，1988；川村・北上古生層研究グループ，1988）．超苦みやもり

3. 1. 2

鉄質岩及びそれに随伴する苦鉄質岩類は，遠野市宮守地

概要

域に広く分布するものと併せ，東京大学の小澤一仁らの本図幅地域内では，南隣の早池峰山図幅地域と同様に，一 連 の 研 究（ 例 え ば，Ozawa，1984，1988，1990，1994；

根田茂帯中の付加体分布域に，超苦鉄質岩，角閃石斑れOzawa and Shimizu，1995；Yoshikawa and Ozawa，2007）にい岩，石英閃緑岩といった島弧オフィオライトの一部がよって島弧オフィオライトであることが示され，形成時

構造岩体・岩塊として産する．前者は中岳蛇紋岩（永広期も放射年代からオルドビス紀とされた（小沢ほか，

ほか，1988），後二者は神楽火成岩類と呼ばれ（川村ほか，

1988；Shibata and Ozawa，1992；Yoshikawa et al.，2012）．

2013），南部北上帯北縁でシルル紀浅海成堆積岩類の基なかでも南部北上帯の北～東外縁部に分布する超苦鉄質

盤をなす早池峰複合岩類（永広ほか，1988）に相当する．

かぐら

岩と苦鉄質岩類は，永広ほか（1988）によって南部北上帯

中岳蛇紋岩は，蛇紋岩を主体とし，僅かに輝石岩や角シルル系の基盤をなす「早池峰複合岩類」として一括さ閃石岩を伴う．本図幅地域におけるその最大分布幅はれた．早池峰複合岩類の所属（ひいては前章で記述した

160 m に達する．蛇紋岩は鱗片状劈開が著しく，ときに早池峰構造帯の扱い）については研究者間で異なった考

ちりめんじわ褶曲も発達する．アンチゴライトを含むこえがあったが（第 2 章 4 節参照），2000 年代に入り，永広とが特徴的であり，原岩の組織はほとんど残っていなほか（2005）によって同岩類は南部北上帯の構成要素に

い．輝石岩は単斜輝石と少量の褐色普通角閃石からな組み込まれ，そして早池峰構造帯に含まれていた古生代

る．角閃石岩は単斜輝石を伴う褐色普通角閃石からなる堆積岩・玄武岩類（現在の知見では付加体）分布域が根田が，一部で青色普通角閃石からなるものもある．輝石

茂 帯として別個に設定されたこともあり（永広・鈴木，岩・角閃石岩とも，変形によってしばしば鉱物の劈開が2003），早池峰構造帯の地帯名は事実上破棄された．

褶曲している．

ね

だも早池峰複合岩類中の苦鉄質岩類は，島弧的な組成をも

神楽火成岩類は幅数mで産し，岩体の最大分布幅は 200

つことが指摘されていたが（Mori et al.，1992），
Uchino andm に達する．構成要素である角閃石斑れい岩と石英閃緑

Kawamura（2016）は化学組成などを基にスープラサブダ

岩はしばしば密接に伴って産し，双方とも著しい圧砕変

クション域で形成されたことを示し，より具体的には背形を被っている．角閃石斑れい岩は主に褐色普通角閃石，

弧起源と考えた．南部北上帯シルル系薬師川層下位に位

斜長石，不透明鉱物からなり，単斜輝石を含むこともあ

置する斑れい岩（大沢，1983）中の“トロニエム岩”からはる．石英閃緑岩は斜長石，石英，普通角閃石からなり，

オルドビス紀の，またトーナル岩からはカンブリア紀後

まれに単斜輝石を含む．これらの年代は少なくとも前期期のジルコン U–Pb 年代が，それぞれ下條ほか（2010）とオルドビス紀以前である．

土谷・佐々木（2017）によって報告されている．
根田茂帯の付加体（旧早池峰構造帯の堆積岩・玄武岩

3. 2

早池峰複合岩類（Hn, Hk）

類）分布域中に蛇紋岩の岩体・岩塊が散在することは古くから認識されており（例えば，岩手県土木部，1954），ま当初，大上ほか（1986）により，南部北上帯北縁に分布

た，少量ではあるが斑れい岩や石英閃緑岩も同付加体中する超苦鉄質岩～苦鉄質岩類と小黒層（大沢，1983）を一に岩塊として産することが知られていた（川村・北上古括して「早池峰複合岩体」と命名された．その後，永広

生層研究グループ，1988）．それらの岩体・岩塊について

ほか（1988）によって，中岳蛇紋岩と神楽複合岩類（ともこぐろ− 17 −

第 3. 1 図

中岳蛇紋岩の観察適地及びルートマップ（その 1）
灰色域は岩体の分布を示す．盛岡市の高森林道．

に永広ほか，1988 で命名）及び小黒層を包括する層群相～数 10 mでレンズ状に散在する．高森林道の尾根付近で当の岩相層序単元である「早池峰複合岩類」として再定

最も厚く産し，その見かけの厚さは 160 m に達する（第義された．第 2 章や研究史で述べたように，かつては旧

3. 1 図）．

早池峰構造帯に所属していたが，永広ほか（2005）によっ［岩相］て南部北上帯の構成要素とされた．早池峰複合岩類は，蛇紋岩

遠野市宮守地域周辺の超苦鉄質岩～苦鉄質岩（小沢ほするが，まれに暗緑色のものもある（第 3. 4 図 a）
．飛鳥

か，1988 の宮守超苦鉄質岩体）とともに，早池峰 – 宮守地区西方の建石林道沿いでは，暗灰色と黄味掛かった淡オ フ ィ オ ラ イ ト（Ozawa and Shimizu，1995； 小 澤 ほ か，

緑色のレイヤーが細互層するような層状蛇紋岩も認めら

2013）の一要素である．なお，早池峰山図幅では中岳蛇れる（第 3. 4 図 b）．蛇紋岩の中には，劈開面に白色～白紋岩・黒森山角閃岩・神楽火成岩類を一括して早池峰複緑色の滑石を随伴することがあるほか（第 3. 4 図 a），露合岩類と呼んだ（川村ほか，2013）．外山図幅地域内では頭規模でちりめんじわ褶曲が発達するものもしばしば認

中岳蛇紋岩と神楽火成岩類のみが根田茂帯の付加体中にめられる（第 3. 4 図 c）．蛇紋岩は，主に蛇紋石と磁鉄鉱

岩体・岩塊として産する．

からなり，クロムスピネルやマグネサイトを含む．蛇紋

ほとんどの蛇紋岩が鱗片状劈開を有し黒色を呈石は，クリソタイルの他に，網目状に配列する長柱状～3. 2. 1

中岳蛇紋岩（Hn）

短柱状結晶のアンチゴライトがしばしば認めらる．また，［命名・定義］ 永広ほか（1988）によって，南部北上帯にまれにバスタイト化した直方輝石が観察され（第 3. 4 図

分布する地質体の最下部をなすオフィオライトのうち，

f），原岩の一部はハルツバージャイトであった可能性が超苦鉄質岩に対して命名された．蛇紋岩化したかんらん

示唆される．層状蛇紋岩は，暗灰色部分では針状・毛状岩を主体とし，輝石岩や角閃石岩を伴う．

のクリソタイルに富み，黄味掛かった淡緑色部では短柱［模式地・分布］ 模式地は早池峰連峰中岳付近．外山図

状～長柱状のアンチゴライトに富む（第 3. 4 図g）．また，

幅地域では，カヤカリ沢（中津川支流）と栃沢（米内川支全体にマグネサイトが発達している．

な か つ がわ

とちざわ

よ な い がわ

おおあずか

さわ

流）を結ぶ高森林道の尾根付近と中津川に沿う平六沢林

観察適地の峠から北方の大預り沢に向かって下る大預

道沿いの露頭が観察適地である（第 3. 1 図；第 3. 2 図）．

り沢林道（第 3. 1 図）沿いでは層厚 70 cm で白色を呈する

輝石岩や角閃石岩は内沢（簗川支流）に沿う建石林道でロジン岩が蛇紋岩中に挟在する（第 3. 4 図 d）．ロジン岩も見られる（第 3. 3 図）．本図幅地域内では通常，幅数 m

は，変質した単斜輝石と微細なチタン石，リューコキシ

たていし− 18 −

第 3. 2 図

中岳蛇紋岩の観察適地及びルートマップ（その 2）
盛岡市小貝沢地区東方，中津川沿いの平六沢林道．

ン，緑泥石，灰ばんざくろ石，ハイドログロシュラーかすることもあり，また微細な褐鉄鉱も認められる．

らなり，本図幅地域で現状確認されているのはこの一露
角閃石岩 平六沢林道では蛇紋岩中に幅 1 m のレンズ状頭のみである．

岩塊として産するが（第 3. 2 図），建石林道では蛇紋岩を輝石岩

輝石岩は鶯色ないし淡緑色を呈する．高森林道

伴わず，滝ノ沢ユニットの堆積岩類あるいは神楽火成岩

では蛇紋岩中に幅 10 m のレンズ状岩塊として産するが類の深成岩と断層を介して産している（第 3. 3 図）．長径（第 3. 4 図 e），建石林道では蛇紋岩を伴わず，前期三畳1 cm 未満の粗粒な褐色普通角閃石を主体として，単斜輝紀付加体（滝ノ沢ユニット）の堆積岩類あるいは早池峰

石や斜長石を伴う．単斜輝石の量が比較的多い場合は輝複合岩類の深成岩と断層を介して産している（第 3. 3石角閃石岩となる（第 3. 4 図i）．斜長石は一般にソーシュ図）．輝石岩は，単斜輝石を主体とし，僅かに普通角閃石

ライト化している．平六沢林道に産するものは，現在はやチタン石を伴う（第 3. 4 図 h）．単斜輝石は，無色で最緑泥石に置換されているが元はかんらん石と考えられる

大径が 5 mm に達する．劈開が顕著に発達しており，そ仮像を有する．どの試料にも径 0.1～0.2 mm 程度の粒状

れは変形によってしばしば褶曲している．普通角閃石はの緑れん石が産するほか，少量ではあるが緑泥石も認め

他形～半自形で淡褐色を呈し，単斜輝石同士の結晶間あられる．角閃石岩は全般に著しい変形を被っており，普るいは単斜輝石内に虫食い状に産する．チタン石は最大

通角閃石や単斜輝石中の劈開面が褶曲していたり（第長径 0.2 mm の細粒結晶として散在する．その他，単斜輝

3. 4 図 i），圧砕によってカタクラサイト化していること

石同士の結晶間に緑泥石やトレモラ閃石が二次的に発達も多い．
− 19 −

第 3. 3 図

早池峰複合岩類の観察適地のルートマップ
灰色域は神楽火成岩類の岩体分布を示す．放射年代が得られた角閃石岩の露頭周辺は，
現在はコンクリートで覆われている．内野（2022）の Fig. 2 を一部修正．

（p. 21 →）第 3. 4 図 中岳蛇紋岩の露頭及び薄片写真（a）暗緑色を呈する蛇紋岩．大預り沢林道．
（b）層状構造を示す蛇紋岩．建石林道．
（c）ちりめんじわ褶曲が発達する蛇紋岩．滝ノ沢上流の枝沢．
（d）蛇紋岩中に挟在するロジン岩．
大預り沢林道．
（e）蛇紋岩中に挟在する輝石岩．高森林道．
（f）aの蛇紋岩の薄片．
（g）bの蛇紋岩の薄片．
（h）建石林道沿いの輝石岩の薄片．
（i）建石林道沿いの輝石角閃石岩の薄片．
（j）建石林道沿いの角閃石岩の薄片．レンズキャップの直径は 4 cm，ハンマーの長さは 30
cm．薄片は f のみ直交ポーラー，他は単ポーラー．Atg: アンチゴライト，Bs：バスタイ
ト，Cpx：単斜輝石，Ctl：クリソタイル，Ep：緑れん石，Hbl：普通角閃石，Mag：磁鉄鉱，Mgs：マグネサイト，Pl：斜長石，Px：輝石岩，Rg：ロジン岩，Rt：ルチル，Sp：蛇紋岩，Tlc：滑石．

− 20 −

− 21 −

− 22 −

第 3. 1 表

3. 2. 2

建石林道に産する角閃石岩の普通角閃石 K–Ar 年代
測定はTeledyne Isotope社による．計算に用いた壊変定-10-10数は，λβ＝ 4.962 × 10 / 年，λε＝ 0.581 × 10 / 年，40K/38K-2＝ 1.167 × 10 atm%（Steiger and Jäger，1977）である．

神楽火成岩類（Hk）［命名・定義］ 川村ほか（2013）によって，南部北上帯北東縁部の最下部をなす早池峰複合岩類のうち，超苦鉄質岩・片麻状角閃岩を除いた，苦鉄質火成岩とそれに付随する中間質～珪長質火成岩に対して命名された．本図幅
地域では，角閃石斑れい岩と石英閃緑岩がその要素である．角閃石ドレライトに相当するやや細粒なものも一部に存在するが，全体的に量が少ないことや角閃石斑れい
岩と粒度以外に差異はないので，ここでは角閃石斑れい岩に含めた．

や く し がわ

［模式地・分布］ 西隣の川井図幅地域を流れる薬師川に建石林道では約 380 Ma のフェンジャイト 40Ar–39Ar 年

沿うタイマグラ林道を模式地とする．本図幅地域では内代を示す高圧型変成岩岩塊（建石片岩類：第 4 章参照）が沢（簗川支流）に沿う建石林道が観察適地である（第 3. 3

産するが，それと密着接触するように近傍に角閃石岩が図）．外山図幅地域で確認された露頭地点を第 3. 6 図及び産する（第 3. 3 図；第 4. 2 図）．この角閃石岩中の普通角

付表 1 に示す．本図幅地域の角閃石斑れい岩と石英閃緑

閃石は，青色を呈する点（第 3. 4 図 j）で他の角閃石岩と岩は，幅数 m～数 10 m でレンズ状に散在し，両者はしばは異なる．青色角閃石は最大長径 7 mm に達する．本角

しば密接に伴って産する．根田茂帯と北部北上帯の境界

閃石岩には，長径 0.5 mm 以下の粒状の緑れん石や長部に当たる鍋倉地区南方の西北西 – 東南東尾根付近では径 0.2 mm 以下の長柱状のルチルを含むほか，細粒な褐鉄

角閃石斑れい岩の分布幅が最大 300 m に達する．川村ほ鉱やチタン石・リューコキシンも認められる．緑れん石

か（2013）では，これらの角閃石斑れい岩及び石英閃緑岩の周囲の普通角閃石は薄茶色に汚濁している．普通角閃は，付加体中に発達する北西 – 南東系断層に沿って蛇紋

石同士の結晶間は緑泥石で充填されていることがある．

岩に伴われながら産していると解釈されている．しかし，なお，輝石は含まれていない．

根田茂帯全体で実際に蛇紋岩を伴う露頭は多くなく，鍋［年代］ 遠野市宮守地域の宮守超苦鉄質岩体（南部北上倉地区南方の大規模岩体（第 3. 6 図のG2–G7）の一部や飛帯）のかんらん石角閃石岩からは 484 ± 15 Ma（小沢ほか，

鳥地区北方の岩塊（G21）に限られる．

1988）， 普 通 角 閃 石 単 斜 輝 石 岩 か ら は 469 ± 17 Ma［岩相］（Shibata and Ozawa，1992）のともに普通角閃石 K–Ar 年代

角閃石斑れい岩が報告されており，中岳蛇紋岩の形成年代はオルドビス色を呈する（第 3. 5 図 a）
．主に斜長石，普通角閃石，単紀とされている（川村ほか，2013）．

斜輝石及び不透明鉱物からなる（第 3. 5 図 d）．単斜輝石

角閃石斑れい岩は，暗緑色～帯緑暗灰

本図幅地域では，建石林道沿いの角閃石岩から 433 ±を欠く場合（第 3. 5 図 e）やまれであるが逆に普通角閃石

11 Ma の普通角閃石 K–Ar 年代が得られた（第 3. 1 表；第をほとんど含まない場合もある．角閃石斑れい岩はどれ

3. 3 図）．ただし，この年代は上記で報告された年代値にも圧砕変形を受けているが，変形の弱い部分では等粒状比べてかなり若く，また本試料地点の北西延長の角閃石組織が確認できる．その他，変成・変質鉱物として，緑岩は沈み込み変成を被った可能性のある青色普通角閃石

泥石，チタン石，セリサイト，緑れん石，ぶどう石，トを含むことから（第 3. 4 図 j），若返った値を示している

レモラ閃石，方解石などが認められる．斜長石は，自形可能性がある．

で長柱状～短柱状を示し，最大長径は 7 mmに達する．また斜長石は，ソーシュライト化によって微細な緑泥石，（← p. 22）
第 3. 5 図 神楽火成岩類の研磨片及び薄片写真（a）角閃石斑れい岩．建石林道沿い（G19 地点）．
（b）
石英閃緑岩．内沢林道沿い（Q7 地点）．
（c）優黒質部を層状に挟有する石英閃緑岩．簗川沿い（Q4 地点）．
（d）輝石角閃石斑れい岩の薄片．栃沢西隣の沢（盛岡
図幅範囲内：G1 地点の北西方）．
（e）角閃石斑れい岩の薄片．鍋倉南方斜面（G2 地点）．
（f）bの石英閃緑岩の薄片．内野（2022）のFig. 3bを引用．
（g）石英閃緑岩の薄片．中津川沿い（Q1 地点）．
（h）cの石英閃緑岩の薄片．g のみ直交ポーラーで，その他は単ポーラー．
Chl：緑泥石，Cpx：単斜輝石，Hbl：普通角閃石，
o-Chl：酸化緑泥石，Pl：斜長石，Qz：石英．

− 23 −

緑れん石（一部はクリノゾイサイト）やセリサイトなど
によって置換され，ときに著しく汚濁している．普通角閃石は，褐色～淡褐色で斜長石や単斜輝石の間に他形～
半自形で産し，最大長径は 5 mm に達する．まれにそのほとんどが緑泥石に置換されていることもある．単斜輝
石は，斜長石や普通角閃石の間に短柱状に産し，最大長
径は 4 mm に達する．しばしば劈開に沿って緑泥石やセリサイトなどが虫食い状に産する．不透明鉱物の一部はチタン鉄鉱であり，周囲はしばしばチタン石に置換されている．変形が著しい試料では，残存している単斜輝石や普通角閃石の劈開は褶曲している．
なお，早池峰山図幅（川村ほか，2013）でも指摘されて

第 3. 6 図

神楽火成岩類の産出地点
左上の括弧内は図幅区画名．露頭の緯度経度情報は付表 1 を参照のこと．基図は地理院地図を引用．

いるが，根田茂帯中の斑れい岩は，単斜輝石を多く含む

ものはやや多めである．普通角閃石は長柱状～短柱状のことや普通角閃石が褐色を呈する点で，南部北上帯の早自形～半自形で，長径最大が 4 mm に達する．ほとんど

池峰複合岩類のプロパーとはやや異なる特徴を示す．

が淡緑色を呈するが，まれに中心部で淡褐色の部分が残存する．変質が著しい場合はすべて緑泥石に置換されて

石英閃緑岩

石英閃緑岩は，淡緑灰色～灰緑色を呈するいることもある．普通角閃石はときに定向配列しながら（第 3. 5 図 b）．全体として圧砕変形を被っているが，変濃集することがあり，その場合，普通角閃石に富む優黒

形の弱い部分では等粒状組織が認められる．主に斜長石，

色部と斜長石に富む優白色部とが標本規模で互層する

石英，普通角閃石，不透明鉱物からなるが（第 3. 5 図 f），（第 3. 5 図 c, h）．単斜輝石は長柱状～短柱状で半自形～単斜輝石を含むこともある（第 3. 5 図 g）．斜長石は，長他形を示し，最大長径は 2 mm に達する．不透明鉱物の柱状～短柱状の自形を示し，最大長径は 3 mm に達する．

一部はチタン鉄鉱（最大径 1 mm）であり，その場合，周ソーシュライト化が著しく，微細なセリサイト，緑泥石，

囲はしばしばチタン石に置換されている．副成分鉱物と緑れん石などによって置換されている．斜長石には微文してまれにジルコンを含み，普通角閃石中に産する場合

像組織が認められることがある．石英は他形～半自形では多色性ハローを示す．石英閃緑岩はどれも二次的な変最大径は 3 mm に及び，すべて波動消光を示す．石英の質・変成を被っているため，全般に緑れん石や緑泥石が全体の産出割合は低いが，簗川沿い（第 3. 6 図の Q4）の生じており，試料によってはそれに加えてパンペリー− 24 −

第 3. 2 表

第 3. 7 図N-MORB で規格化された石英閃緑岩の微量元素のスパイ
ダー図
N-MORB のデータは Sun and McDonough（1989）の値を使用．

石・ぶどう石が産する場合やアクチノ閃石が産する場合もある．その他，褐色～緑褐色を呈する細粒で針状の酸化緑泥石が全体に発達することもあり，特に中津川（Q1）の試料ではそれが顕著である（第 3. 5 図 g）．
中津川（Q1），内沢（Q5），建石林道（Q10）の石英閃緑岩について全岩化学分析を予察的に行った結果，組成的には P2O5 を除いてどれも概ね類似しており，SiO2 量は 55～57 wt.%，K2O は 0.5～0.9 wt.% の範囲に収まる（第 3. 2
表）．N-MORB で規格化された微量元素のスパイダー図
を見ると，Lu から Th にかけて緩やかに左上がりを示しつつも Ti・Ta・Nb で明瞭な負の異常を示すという沈み込み帯起源特有の組成パターンを呈する（第 3. 7 図）．
［年代］ 内沢沿いに産する石英閃緑岩（第 3. 3 図；第 3. 5
図 b；第 3. 6 図の Q5）のジルコンから 478.3 ± 2.8 Ma のU–Pb年代（加重平均年代）が得られた（内野，2022）．早池
峰山図幅地域の神楽火成岩類に関しては，長野峠北西方の角閃石斑れい岩から 453 ± 18 Ma（小沢ほか，1988），同
峠西方の角閃石斑れい岩から 437 ± 17 Ma（Shibata andOzawa，1992）のともに普通角閃石 K–Ar 年代が報告されている．また，薬師川沿いタイマグラ林道の斑れい岩に伴う “ トロニエム岩 ” からは 466 ± 6 Ma のジルコン U–Pb
年代が得られている（下條ほか，2010）．近年，土谷・佐々木（2017）は神楽火成岩類のトーナル岩から 494 ± 4
Ma及び 487 ± 4 Maの，石英閃緑岩から 500 ± 4 Maのジル
コン U–Pb 年代を報告している．遠野市宮守地域の宮守
超苦鉄質岩体の角閃石斑れい岩からは 477 ± 15 Maと 445± 14 Ma の K–Ar 年 代 が 報 告 さ れ て い る（ 小 沢 ほ か，
1988）．以上より，神楽火成岩類プロパーはカンブリア紀後期～オルドビス紀に形成されたといえる．ちなみ
おうしゅう
もたい
しょうぼうじに，奥州市の母体層群（母体 – 松ヶ平帯）に伴う正法寺閃緑岩からは約 490 Ma のジルコン年代が報告されている（Isozaki et al.，2015）．
− 25 −

石英閃緑岩の全岩化学組成
分析はカナダのActivation Laboratories社による．
主
要元素及び微量元素はそれぞれ ICP-OES，ICP- MSで測定． FeO*：全鉄を 2 価として計算．L. O. I.：
灼熱減量．試料採取地点は第 3. 6 図を参照．

第4章

デボン紀及びペルム紀結晶片岩（内野隆之）
4. 1
4. 1. 1

研究史及び概要

る松ヶ平変成岩（永広・大上，1990）に対比できると考えた．更に内野・坂野（2022）は，根田茂帯と北部北上帯の研究史

境界部において，高圧型変成作用を被った結晶片岩を認

おうしゅう

北上山地では，西縁部（岩手県 奥 州 市）に分布する

め，またフェンジャイトから約 290 Ma の K–Ar 年代を報

母 体層群で低温高圧型の変成岩が認められる（前川，

告した．内野ほか（2008b）や内野・坂野（2022）は，これ1981）．この変成岩は，阿武隈山地東縁に散在する結晶片

らの建石片岩類について，初生的には根田茂帯石炭紀付岩類（松ヶ平変成岩，山上変成岩，割山変成岩など）とと加体の構造的上位に位置していた 380–290 Ma の変成年

もに低温高圧型変成帯，すなわち母体 – 松ヶ平帯として代をもつ高圧型変成岩（母体 – 松ヶ平帯の変成岩に相当）一括されてきた（例えば，原・梅村，1979；前川，1988）．

が，白亜紀以降の構造運動によって各付加体層序単元のそれら以外には結晶片岩は知られていなかったが，内境界部へ定置させられた構造岩塊と考えている．

もたい

やまがみ

ね

わりやま

だ

も

野・川村（2006）によって根田茂帯中から含ざくろ石泥質
4. 1. 2片岩と含藍閃石苦鉄質片岩が報告され，その変成度は青概要

色片岩相（緑れん石 – 青色片岩亜相）に及んでいることが根田茂帯には石炭紀及び前期三畳紀の付加体が分布す示された．Kawamura et al.（2007）はこれらの結晶片岩をるが，それら付加体よりも古い年代の結晶片岩（建石片建石片岩類（Tateishi Schists）と命名し，更に泥質片岩と岩類）が幅数 m のレンズ状の構造岩塊として産する．建苦鉄質片岩中のフェンジャイトからともに約 380 Ma の石片岩類は盛岡市の建石林道と矢倉沢上流域の 2 箇所でAr–39Ar プラトー年代を得て，建石片岩類が根田茂帯の認められ，前者の結晶片岩は根田茂帯の石炭紀付加体

石炭紀付加体よりも一世代古い付加体を原岩とする高圧（綱取ユニット）と前期三畳紀付加体（滝ノ沢ユニット）と型変成岩であると推定した．彼らはまた，建石片岩類をの境界付近に，後者のものは滝ノ沢ユニットと北部北上

母体 – 松ヶ平帯の後期デボン紀以前に形成されたとされ帯ジュラ紀付加体（門馬ユニット）の境界付近に産する．

たていし

やぐらざわ

40

第 4. 1 図

つなとり

かどま

建石片岩類の産出地点と地質概略図
内野ほか（2008b）の第 3 図を一部改変．

− 26 −

第 4. 2 図

建石片岩類周辺のルートマップと露頭スケッチ（a）建石林道沿いのルートマップ．
（b）建石片岩類が産する西側露頭．
（c）建石片岩類が産する東側露頭．内野・川村（2006）の第 16 図，第 17 図を一部修正．建石片岩類と周囲の岩石はすべり面（断層）を介して密着接触している．

第 4. 3 図

矢倉沢上流域に産する建石片岩類周辺のルートマップ− 27 −

− 28 −

建石片岩類はざくろ石を含む泥質片岩と藍閃石を含む苦［岩相］

鉄質片岩からなり，マイロニティック～カタクラス

苦鉄質片岩

ティックな変形を被っている．フェンジャイト（白雲母）

全体に片理が顕著に発達する（第 4. 4 図 b）．また，変形の放射年代は，建石林道のものが約 380 Ma，矢倉沢のもにより多くの部分でマイロナイト～カタクラサイト化しのが約 290 Ma である．岩相・鉱物組み合わせ・変成度・ている．同岩は緑れん石，緑泥石，アルバイト，フェン

年代から，母体 – 松ヶ平帯の高圧型変成岩に対比でき，

ジャイト，石英，アルカリ角閃石，トレモラ閃石～アク

西南日本内帯では蓮華変成岩に相当する．

チノ閃石，不透明鉱物（一部は硫化鉱物）からなり，ルチ

れんげ

苦鉄質片岩（第 4. 4 図 a）は淡緑色を呈し，

ル，電気石，アパタイト，方解石を伴う．完全に再結晶

4. 2

建石片岩類（Tt）

しているため，原岩組織は全く残っておらず，緑れん石，アルバイト，フェンジャイト，角閃石の変成鉱物が［命名・定義］ Kawamura et al.（2007）により命名．根田定向配列する（第 4. 4 図e）．アルバイトは最大径 5 mmの茂帯に産する古生代の変成年代をもつ結晶片岩と定義さ斑状変晶として産することがあり，その内部により細粒れる．内野・川村（2006）では後期デボン紀（380 Ma前後）の緑れん石，フェンジャイト，石英，ルチル，トレモラの 変 成 年 代 を も つ も の を 指 し て い た が， 内 野・坂野

閃石～アクチノ閃石，アルカリ角閃石，アパタイトなど（2022）による約 290 Maを示す結晶片岩の発見によって，を包有する．緑れん石は長柱状～短柱状を呈する粗粒な今回定義内容（変成年代幅）を一部変更した．

ものから，粒状を呈する細粒なものまである．特に長柱［模式地］ 内沢（簗川支流）に沿った建石林道脇．

状のものは最大長径が 1.2 mm に達し，伸張変形によりそ［分布・産状］ 結晶片岩は模式地の建石林道と矢倉沢の多くがマイクロブーディン化している．フェンジャイ

うちさわ

やながわ

なかつがわ

（中津川支流）上流域の枝沢に産する．前者は根田茂帯のトは最大長径が 1 mm に達し，露頭でもその存在がよく石炭紀付加体（綱取ユニット）と前期三畳紀付加体（滝ノ目立つ．フェンジャイトの Si 値（O = 22，全鉄を 2 価とし沢ユニット）との境界部に，後者は前期三畳紀付加体とて計算）は 6.6～6.8 である．アルカリ角閃石は長柱状～

北部北上帯ジュラ紀付加体（門馬ユニット）の境界部に

短柱状の主に半自形結晶として 0.1 mm 程度の細粒結晶相当する（第 4. 1 図）．それぞれのルートマップを第 4. 2として産するが，極まれに最大長径 1 mm に達する粗粒

図 a，第 4. 3 図に示す．建石林道では互いに 20 m 程度離なものも見られる（第 4. 4 図 e, h）．その産出割合はモー

れた 2 箇所に産し，いずれの露頭も苦鉄質片岩と泥質片ド比で 4 % 程度である．アルカリ角閃石の軸色は Z’ ＝淡岩が密接に伴って産し（第 4. 2 図 a）
，角閃石岩や角閃石

紫色～紫色，X’ ＝淡青色～青緑色であり（第 4. 4 図 f–h），

斑れい岩（第 3 章参照）を随伴している（第 4. 2 図 b，c）．

鉱物組成からマグネシオリーベック閃石～（フェロ）藍周囲には前期三畳紀付加体の玄武岩類や堆積岩類が産し閃石ないし（フェロ）ウィンチ閃石である（内野・川村，ており，それらと結晶片岩とは高角なすべり面を介して

2006）．トレモラ閃石～アクチノ閃石は長径 0.3 mm 以下

密着接触する（第 4. 2 図 a）
．矢倉沢上流域の泥質片岩はの針状結晶として産し，またしばしばアルカリ角閃石の玄武岩類に挟まれて産するが，境界部の露頭は欠如してリムやクラック中に発達することもある（第 4. 4 図f–h）．

いる（第 4. 3 図）．建石林道の結晶片岩に比べ，変質が進

電気石は褐緑色～淡褐色を呈し，粒状で径 0.1～0.2 mm

んでいる．なお，ともに露頭の規模が小さいため，地質のものが多いが，まれに 0.6 mm に達する粗粒なものもあ

図では誇張して表現してある．

る．ルチルは濃褐色を呈し，主に粒状で長径は 0.1～0.2［層厚］ 建石林道では 1.5 m 以下，矢倉沢上流域では約mm である（第 4. 4 図 f）．酸化緑泥石は褐色を呈し，細粒7 m である．

の針状結晶としてシーム状や放射状に産したりするほか（第 4. 4 図 h），フェンジャイトとラメラ状に互層することがある．苦鉄質片岩中には，斜長石や炭酸塩鉱物を伴（← p. 28）
第 4. 4 図 建石片岩類の標本・薄片写真（a）建石林道に産する密着接触する苦鉄質片岩と泥質片岩．
（b）aの苦鉄質片岩部の研磨片．
（c）aの泥質片
岩部の研磨片．
（d）矢倉沢上流域に産する変質した泥質片岩．
（e）b の苦鉄質片岩の薄片写真．
（f–h）苦鉄質片岩中のアルカリ角閃石（i）.
c の泥質片岩の薄片写
真．
（j）泥質片岩中の非対称変形．
（k）d の泥質片岩の薄片写真．a-Amp：アルカリ角閃石，Ab：アルバイ
ト，Act：アクチノ閃石，Chl：緑泥石，Ep：緑れん石，Grt：ざくろ石，o-Chl：酸化緑泥石，p-Ab：アルバイト斑状変晶，Phn：フェンジャイト，QV：石英脈，Qz：石英，Rt：ルチル，Ttn：チタン石．

う石英の細脈が頻出する．
泥質片岩

建石林道の泥質片岩（第 4. 4 図 a）は灰色を呈する．苦鉄質片岩同様，片理が顕著に発達し（第 4. 4 図c），全体的にマイロナイト化ないしカタクラサイト化している．主に石英，アルバイト，フェンジャイト，緑泥石からなり，少量のざくろ石，ルチル，電気石，トレモ
ラ閃石，ジルコン，不透明鉱物，酸化緑泥石，方解石を伴う（第 4. 4 図 i）．Kawamura et al.（2007）では黒雲母が産するとしているが，これは酸化緑泥石の可能性が高い．石英は脈状・レンズ状に頻出し，しばしば方解石を− 29 −

伴う．サブグレイン化によるモザイク状構造が顕著であり，波動消光する．アルバイトはしばしば最大長径 5mm に達する斑状変晶として産し，後のマイロニティッ
クな変形によってその両側にプレッシャーシャドーが発達することがある（第 4. 4 図 j）．斑状変晶の内部には細粒の石英，フェンジャイト，ルチル，トレモラ閃石，アパタイト，ジルコン，方解石が包有される．特に石英が多く包有される場合は，全体的にモザイク状を呈する．
フェンジャイトは長径 1 mm 程度のものが多いが，なかには 5 mm に達するものもある．その産出割合はモード
比で 40 % に及び，露頭でもその存在がよく目立つ．ざくろ石はCaに富むアルマンディンで（第 4. 5 図），最大長
径 5 mm に達する．そのほとんどが後の変質によって分解し，周縁部及び内部に細粒の緑泥石，石英，白雲母，
クリノゾイサイトなどが産している（第 4. 4 図i）．トレモ
ラ閃石は長径 0.5 mm 以下の針状結晶として産し，アルバ

第 4. 5 図

イト中に産する場合が多い．ルチルや電気石は，どれも概ね長径 0.1～0.2 mm で，ときに 0.4 mm に達するものもある．泥質片岩中には，石英が，斜長石，フェンジャイEPMA により測定された建石片岩類中のざくろ石の組成
前期三畳紀付加体の建石礫岩に含まれる泥質片岩礫
中のざくろ石組成も併せて示した．

ト，方解石を伴いながら，細脈として産している（第4. 4 図 c）．
矢倉沢の泥質片岩は緑色掛かった灰色を呈するが，風2006）．フェンジャイトの 6.6～6.8 という比較的高いSi値

化変質が進んだ部分では黄味掛かる（第 4. 4 図 d）
．露頭

もこの変成度と調和的である．矢倉沢上流域の泥質片岩

では，片理に沿ってフェンジャイトの産出が良く目立つ

は，内野・坂野（2022）によると，Si 値 6.5～6.7 のフェン

ほか，岩石中に幅数 mm 以下の石英細脈の発達が認めら

ジャイト，Ca に富むアルマンディン，アルバイト，石英れる（第 4. 4 図 d）．泥質片岩は，全体的に弱いマイロナの共存と，黒雲母の不在という鉱物組み合わせから，三イト化～カタクラサイト化を被っている．鏡下ではアル波川帯のざくろ石帯に相当するとされる．建石林道の泥バイト，フェンジャイト，緑れん石，ざくろ石，石英，

質片岩もほぼ同様の変成度であると考えられ，つまり，緑泥石，チタン石，不透明鉱物，電気石，アパタイト，

建石片岩類は低温高圧型の変成作用を被っていると判断

酸化緑泥石が観察される（第 4. 4 図 k）．フェンジャイト

される．

は，長径が最大 1 mm，短径が最大 0.3 mm に達する粗粒なものが多い．Si 値は 6.5～6.7 である（O = 22，全鉄を 2

4. 3

変 成 年 代価として計算）．石英は波動消光を示し，粗粒なものについてはしばしば部分的にサブグレイン化している．ざ

建石林道の泥質片岩のフェンジャイト 3 粒子からくろ石は径 0.5 mm 以下で，しばしばクラックが発達し細

386.2 ± 1.4 Ma，379.4 ± 1.8 Ma，383.3 ± 1.6 Ma の 40Ar–39Ar

粒化している．また，内部に微細な鉱物を包有している．

プラトー年代が，苦鉄質片岩のフェンジャイト 2 粒子か

組成的には Ca に富むアルマンディンで（第 4. 5 図），正のらは 366.8 ± 1.7 Ma 及び 379.9 ± 1.9 Ma の 40Ar–39Ar プラ

累帯構造を示す（内野・坂野，2022）．緑れん石は径 0.1

トー年代が得られている（Kawamura et al., 2007）．なお，～0.3 mm の細粒なものが多いが，まれに長径 0.5 mm 程

これら 5 粒子の加重平均値は 379.8 ± 0.7 Ma であり，過度の粗粒な長柱状結晶が産し，それらはマイクロブー

剰 Ar による年代の老化はないと評価されている．一方，

ディン化している．チタン石の長径は 0.1～0.3 mm であ

矢倉沢上流域の泥質片岩のフェンジャイトからは 292.9

る．緑泥石は，片理に沿って頻繁に産するほか，フェン± 6.0 Ma の K–Ar 年 代 が 報 告 さ れ て い る（ 内 野・ 坂 野，

ジャイトの粒間に狭長に産する．酸化緑泥石は褐色を呈

2022）．

し，通常の緑泥石の縁辺部に産したり，長径 0.1～0.2 mmの細粒な針状結晶として全体に散在する．電気石は褐緑

4. 4

対

比

色を呈し，径 0.4 mm 以下で粒状に産する．
［変成度］ 建石林道の苦鉄質片岩の変成度は，藍閃石 +建石林道の泥質片岩及び苦鉄質片岩は約 380 Ma を示

緑れん石 + 石英の共存から，青色片岩相の緑れん石 – 青

し，これは後期デボン紀に相当する．南西側に隣接する色片岩亜相に達していたとされている（内野・川村，

根田茂帯の綱取ユニットの付加年代は石炭紀前期のた− 30 −

め，本結晶片岩は年代的に綱取ユニットの変成相ではな（例えば，辻森・八木，2014，2015），本図幅では，建石林

い．ところで，阿武隈山地東縁に分布する母体 – 松ヶ平

道と矢倉沢上流の結晶片岩類について，原岩年代に違い

帯の松ヶ平変成岩は，南部北上帯の上部デボン系に不整がある可能性はあるが，一つの地質単元（建石片岩類）と合に覆われることが知られており（永広・大上，1990），そした．すなわち，建石片岩類は蓮華変成岩に相当する．

の変成年代は後期デボン紀以前である．したがって，建なお，建石林道と矢倉沢上流域の結晶片岩中のざくろ石

石林道の結晶片岩類は母体 – 松ヶ平帯の松ヶ平変成岩にはともに Ca に富むアルマンディンであり，その組成は対比できるとされている（Kawamura et al., 2007）．一方，

概ね類似している（第 4. 5 図）．

矢倉沢上流域の泥質片岩は約 290 Ma を示し，放射年代，

ちなみに，根田茂帯の前期三畳紀付加体（滝ノ沢ユ

鉱物組み合わせ，フェンジャイトやざくろ石組成などのニット）中の礫岩（“ 建石礫岩 ”：第 7 章参照）には含ざく

類似性も含め，母体 – 松ヶ平帯に分布する山上変成岩にろ石泥質片岩礫が特徴的に含まれており，その鉱物組み対比されている（内野・坂野，2022）．

合わせ，ざくろ石組成（Uchino and Kawamura，2010；第建石林道と矢倉沢上流の結晶片岩類は互いに放射年代

4. 5 図），フェンジャイトの Si 値（6.5～6.8）， Ar– Ar ス

差が存在する．しかし，山上変成岩の対比先である西南

ポット年代（347～317 Ma：内野ほか，2008b）らを考慮す

日本の蓮華変成岩（例えば，宮下ほか，2020）は実際にると，その母岩は建石片岩類であると推測される．

40

380～280 Ma と幅広い放射年代値を示していることから− 31 −

39

第5章

石炭紀付加体（内野隆之）
5. 1
5. 1. 1

研究史及び概要型であることを示した．濱野ほか（2002）はまた，周辺地域の玄武岩には MORB 型だけでなく海山型もある

研究史

ね

だ

ことを示し，内野・川村（2009）も同様の成果を得た．

も南部北上帯と北部北上帯の間に狭長に分布する根田茂

Kuwahara et al.（2022）は更に川目鉱床について，Ce など

帯の地質体は，かつて「早池峰構造帯」と呼ばれた地帯のの微量元素や Os 同位体組成を分析し，また他時代の鉄主要部であった（例えば，吉田・片田ほか，1964）．根田茂

マンガン鉱床と比較した結果，本鉱床は後期デボン紀の帯の設定を含め地帯区分の扱いや変遷については第 2 章

海洋無酸素状態から有酸素状態に回復する過程で特に鉄に記述してあるので，本項ではその詳細は割愛する．なの多い鉱床になったと考察した．

はや ち

ね

お，本節では原典で「早池峰（構造）帯」とされていても2013 年には外山図幅地域の南隣に当たる早池峰山図

根田茂帯と読み替えて記述する．

幅（川村ほか，2013）が刊行され，根田茂コンプレックス

根田茂帯の地質構成・岩相が詳しく紹介されたのは，について詳しく記載された．内野・栗原（2019）は，内野

永 広 ほ か（1988）や 川 村・ 北 上 古 生 層 研 究 グ ル ー プ

ほか（2005）が発見した放散虫化石を含む泥岩露頭近傍（1988）であった．川村ほか（1996）では根田茂帯と北部に産する礫岩の基質から中期デボン紀末～石炭紀前期の北上帯との境界付近を中心に岩相比較がなされた．しか放散虫化石を見出し，綱取ユニットの付加年代の妥当性しながら，2000 年代に入るまでは根田茂帯を主対象とを支持した．

した研究は少なく，年代やテクトニックセッティングは

なお，根田茂コンプレックスのうち，前期三畳紀の年

不 明 な ま ま で あ っ た． そ の よ う な 中， 漸 く 濱 野 ほか

代が判明した滝ノ内ユニットについては第 7 章で紹介す（2002）によって玄武岩に伴う熱水性赤色チャートからる．

後期デボン紀のコノドント化石が発見され，根田茂帯を
5. 1. 2構成する地質体が古生代後期の付加体である可能性が認概要識されはじめた．そして内野ほか（2005）によって泥岩

根田茂帯に分布する付加体の地質単元は，これまで綱から放散虫化石が発見され，根田茂帯の地質体は石炭紀

取ユニットと滝ノ沢ユニットを包有した根田茂コンプ

前期の付加体であることが明らかになった．根田茂帯のレックスと呼ばれていた．しかし，付加年代について前

付加体は，日本において化石で年代が決定された付加体

者が石炭紀前期で後者が前期三畳紀であることから，本の中では最古であり，これまで良く分かっていなかった

図幅では，両ユニットの地質単元の階層を岩相層序区分

先ペルム紀の沈み込みテクトニクスを解明する上で，石における第一義的な単元にそれぞれ格上げし，それに伴炭紀前期という年代が限定された意義は大きなものでい，異なった時代の地質単元を包括する形となっていた

あった．本付加体は，最初に川村ほか（1996）で根田茂「根田茂コンプレックス」を破棄した．

相と命名された後，学会講演要旨内ではあるが川村ほか

綱取ユニットは，根田茂帯の南西部（構造的上位）に位（1999）によって根田茂コンプレックスと改称され，以降置し，珪長質凝灰岩泥岩互層，珪長質凝灰岩，玄武岩類

そ の 単 元 名 が 使 用 さ れ て き た（ 例 え ば，永 広・ 鈴 木，が卓越し，少量のチャート，泥岩，岩片質砂岩，礫岩，

2003； 永 広 ほ か，2005； 内 野 ほ か，2005； 川 村 ほ か，

石灰岩を伴う．珪長質凝灰岩が卓越し，中生代の付加体

2013）．根田茂コンプレックスは岩相の違いにより更にに一般的に見られる層状チャートや石英長石質砂岩，石「綱取ユニット」と「滝ノ沢ユニット」に区分されたが（内灰岩が極めて少ないことを特徴とする．全体的に変形が野ほか，2008b），後者については Uchino（2021）により前著しく，特に珪長質凝灰岩泥岩互層中の珪長質凝灰岩は期三畳紀付加体であることが明らかになり，石炭紀前期

ブーディン状に分断し，破断相を示す．MORB に伴う熱の付加体は綱取ユニットに限定されることとなった．

水性赤色チャートからは後期デボン紀のコノドント化石

つなとり

濱 野 ほ か（2002）， 野 崎 ほ か（2004），Kuwahara et al.

が，陸源性砕屑岩からは石炭紀前期の放散虫化石が得ら（2022）は，簗川の支流である内沢下流部に産する熱水性れている．綱取ユニットは，付加体起源の高圧型結晶片

赤色チャート中の鉄マンガン鉱床（川目 鉱床）の研究を岩を除けば，現在日本で一番古い付加体である．

やながわ

うちさわ

かわ め

行うとともに，母岩の玄武岩が MORB（中央海嶺玄武岩）− 32 −

第 5. 1 図

5. 2

根田茂帯に分布する付加体の地質概略図
Uchino（2021）のFIGURE 2 を一部改変．滝ノ沢ユニットにおけるジルコン年代測定試料の採取地点はUchino（2021）による．

綱取ユニット（Tnb，Tnl，Tnc，Tnf，Tna，Tng）

して後者の構造的上位に位置していたと考えられる（第12. 2 図参照）．

［命名・定義］ 内野ほか（2008b）により命名．根田茂帯［層厚］ 8,000 m 以上．

に分布する主に石炭紀前期の付加年代を示す付加体．

［岩相］ 主に珪長質凝灰岩泥岩互層，珪長質凝灰岩及び内野ほか（2008b）では，綱取ユニットは滝ノ沢ユニッ

玄武岩類が卓越し，少量のチャート，泥岩，砂岩，礫岩

トとともに根田茂コンプレックス（川村ほか，1999）の下を伴う．ジュラ紀の付加体と比べ，層状チャート，石英

位階層の地質単元として設定されたが，両ユニットは岩

長石質砂岩，厚層理泥岩，石灰岩が極めて少ないことを

相のみならず付加年代が大きく異なることから，今回，特徴とする．変形が著しく，特に珪長質凝灰岩泥岩互層

両者をより高次の第一義的な層序単元に格上げする．そなどでは珪長質凝灰岩層がブーディン化し破断相を呈しれに伴い，両ユニットを包括していた上位階層の根田茂ている．

コンプレックスを破棄する（第 2. 5 図）．
ぜにがけ

なかつがわ

［模式地］ 盛岡市銭崖地区からに綱取ダムに至る中津川

玄武岩類（Tnb） 玄武岩類は溶岩及び火山砕屑岩からなの渓谷域（“ 綱取渓谷 ”：第 1 章 2 節参照）．

る．玄武岩溶岩は，淡緑色～暗緑色で，まれに赤紫色を［分布］ 綱取ユニットは根田茂帯の南西部に幅約 10

呈する．中津川河床では枕状構造が認められる（第 5. 3 図

km，長さ 40 km の範囲で広く分布する（第 5. 1 図）．しかa）．玄武岩溶岩はしばしば赤色玄武岩凝灰岩，熱水性のし本図幅地域では，綱取ユニットの北東部が区画の南西

赤色チャート（ときに赤色ジャスパー）（第 5. 3 図 b，c）及域（ 簗 川 沿 い の 宇 曽 沢 地 区 ～ 水 沢 地 区， 高 畑 地 区 ～びチャート様の淡緑色珪質岩を挟在する．露頭ではしばう

たていしやまそ ざわ

もとのぶ

建石山付近，中津川沿いの元信地区～銭崖地区など）のしば幅数 mm の石英脈が確認され，その他，簗川支流で限られた範囲に分布する．模式地のルートマップを第ある内沢下流部右岸の旧採石場（川目採石場）では薄紫

5. 2 図に示す．

色を呈する斧石の細脈が極まれに認められる．玄武岩溶［層序関係］ 本ユニットは，南西側では南隣の早池峰山

岩は，斜長石，単斜輝石，不透明鉱物からなるが，単斜図幅内で早池峰複合岩類と，北東側では前期三畳紀付加輝石を欠く場合もある．鏡下では，一般に長径 1 mm 未体の滝ノ沢ユニット（第 7 章参照）と高角断層で接する

満の針状あるいは長柱状斜長石が発達し（第 5. 3 図g，h），（第 5. 1 図）．しかし，初生的には前者の構造的下位，そそれらの間を変質したガラスや隠微晶質な鉱物が埋める− 33 −

インターサータル組織を示す．しばしば斜長石の斑晶を含み（第 5. 3 図h），その最大長径は 6 mmに達する．二次鉱物として緑れん石，緑泥石，パンペリー石，ぶどう石，
アクチノ閃石，セリサイトなどが産する．また，石英，
方解石，緑泥石が幅 1 mm 未満の細脈として産し，それらはときに緑れん石，パンペリー石，ぶどう石を随伴す
る．赤色を呈する玄武岩溶岩は微細な赤鉄鉱に富む．
玄武岩火山砕屑岩は，玄武岩凝灰岩と玄武岩火山角礫岩に分けられ，淡緑色～暗緑色あるいは赤紫色を呈す
る．これらの火山砕屑岩は玄武岩溶岩に伴うことが多い
が，泥岩中に混在し両者が未固結時変形を被ったような産状を示すこともある（第 5. 3 図d）．玄武岩凝灰岩は，隠微晶質な鉱物を主体とし，ときに斜長石粒子を伴う．全体に，微細な粘土鉱物が定向に発達している（第 5. 3 図i）．また，細粒な緑泥石，緑れん石，アクチノ閃石などの二次鉱物も認められる．赤紫色を呈する凝灰岩は，微細な赤鉄鉱や褐鉄鉱に富み，内沢下流の水沢鉱床（第 12章参照）付近のものは放散虫化石の仮像が認められる．
玄武岩火山角礫岩は，中礫サイズの溶岩のほか長径数 cm～数 10 cm の暗赤色～赤色ジャスパーを礫として含み（第 5. 3 図 e，f），それらの礫はしばしば伸長変形している．角礫岩の基質には，中粒～粗粒砂サイズの斜長石，
単斜輝石，不透明鉱物，粘土鉱物などが充填する．
玄武岩類は，変成鉱物組み合わせから，ぶどう石 – パ
ンペリー石相，パンペリー石 – アクチノ閃石相，緑色片岩相の広域変成作用を被っている（Moriya，1972；大貫ほか，1988；内野・川村，2010b）．また，化学組成について
は外山図幅範囲外も含め，濱野ほか（2002）や内野・川村（2009）などによって全岩化学分析が行われており，中央海嶺玄武岩（MORB），海洋島アルカリ岩，海洋島ソレア
イトの特徴が示されている．本図幅内では旧川目採石場
ごで MORB を，中津川渓谷右岸沿いの林道（スーパー御だいどう

大堂林道）で MORB と海洋島ソレアイトを示す苦鉄質岩が認められている（付図 2）．ちなみに南隣の早池峰山図
幅内に広く分布する綱取ユニットの玄武岩類は，その多くが MORB 型を示す．
石 灰 岩（Tnl） 石 灰 岩 は 旧 川 目 採 石 場 の 1 露 頭（ 東 経
141°17′11.39″，北 緯 39°40″43.27″）で の み 確 認 さ れ て おり，珪長質凝灰岩泥岩互層中に幅約 40 cm のレンズ状岩塊として産する（第 5. 4 図 a）
．暗灰色を呈し，ドロマイトの薄層を挟有している．鏡下観察によると，細粒の方
解石基質の中に元はウミユリとみられる生物化石片が含まれている．その他に，石英粒子，斜長石粒子，泥岩礫など陸源性の砕屑物が僅かに含まれる（第 5. 4 図 b）．ま第 5. 2 図

た部分的に，炭質物からなる黒色シームの発達が認めら模式地である綱取渓谷における綱取ユニットのルートマップれる．なお，石灰岩は極めて小規模ではあるが，その希少性から地質図には誇張して表現した．

− 34 −

第 5. 3 図

綱取ユニットの玄武岩類（a）扁平した枕状溶岩．中津川．
（b）赤色玄武岩凝灰岩を挟む溶岩．中津川左岸沿いの伐採用林道．
（c）赤色塊状チャートを含む赤色溶岩．中津川．
（d）泥岩中に混在している玄武岩凝灰岩．中津川の送電線巡視路登り口．
（e）赤色玄武岩火山角礫岩．中村北方の杉ノ沢（簗川支流）（f）赤色ジャスパーを含む玄武岩火山砕屑岩．中津川．
（g）やや粗粒な玄武岩の薄片写真．根田茂
川．直交ポーラー（h）斑晶質な玄武岩の薄片写真．簗川．単ポーラー．
（i）玄武岩火山砕屑岩の薄片写真．中津川左岸沿いの伐採用林道脇．単ポーラー．BL：玄武岩溶岩，Bt：玄武岩凝灰岩，Cpx：単斜輝石，MS：泥岩，Pl：斜長石，RC：赤色
チャート，RJ：赤色ジャスパー．

第 5. 4 図

綱取ユニットの石灰岩（a）露頭写真．旧川目採石場．
（b）薄片写真．BF：生物化石片，Cal：方解石，FM：珪長質凝灰岩泥岩互層，
MS：泥岩片，PQ：モザイク状石英，Qz：石英，SM：珪質泥岩片．

− 35 −

第 5. 5 図

綱取ユニットのチャート（a）MORB 中の塊状チャート．旧川目採石場．内野ほか（2008b）の第 15 図を引用．
（b）鉄マンガン層と細互層する赤色チャート．内沢下流の水沢鉱床付近．レンズキャップの直径は 4 cm．
（c）鉄マンガン層と互層する赤色チャートの標本．
旧大倉鉱床跡地．
（d）鉄マンガン層を挟有する赤色層状チャート．銭掛南方尾根．
（e）放散虫化石を含む赤色層状チャート．
カヤカリ沢下流部．
（f）e の薄片写真．単ポーラー．Ba：玄武岩溶岩，Ch：赤色塊状チャート，Rad：放散虫化石仮像．

第 5. 6 図

綱取ユニットの珪長質凝灰岩（a）玄武岩に伴う珪長質凝灰岩．建石山南西の林道沿い．
（b）縞状の珪長質凝灰岩．中津川．
（c）凝灰質泥岩と接する灰色の塊状珪長質凝灰岩．中津川．
（d）aの薄片写真．
（e）bの薄片写真．
（f）cの薄片写真．薄片はいずれも単ポーラー．Ba：玄武岩，Ft：珪長質凝灰岩，TM：凝灰質泥岩．

− 36 −

第 5. 7 図

綱取ユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層（a）転石写真．中津川．
（b–d）露頭写真．c はやや厚い珪長質凝灰岩を挟有する．d は成層構造を示す．c は簗川沿いの採石場，b と d は中津川．
（e，f）研磨片写真．ともに簗川．
（g–h）細互層の薄片写真．h の珪長質凝灰岩層（白色部）には火山
ガラス片の仮像が認められる．ともに単ポーラー．Ft：珪長質凝灰岩層，Ms：泥岩 ,VG：火山ガラス片の仮像．a 及び hは内野ほか（2008b）のそれぞれ第 9 図 A，B を引用．

− 37 −

− 38 −

チャート（Tnc） チャートは，玄武岩に伴う小規模岩体

灰岩泥岩互層に伴う場合がある．細粒で再結晶度が高い

あるいは岩塊として少量産する．塊状のものが多く，層場合，露頭では淡緑色チャートと見分けがつきにくく，状のものは少ない．塊状チャートは，熱水性で明赤色～

特に玄武岩に密接に伴うものはほとんどが細粒で再結晶

暗赤色を呈し，玄武岩中に幅数 cm～数 m でレンズ状あるしている．しかし，鏡下では，火山ガラス片の仮像や石いはシート状に産する（第 5. 5 図a）．しばしば厚さ数mm

英粒子が認められることから，珪長質凝灰岩と判別でき～数 cm の暗褐色を呈する鉄マンガン層が発達することる（第 5. 6 図 d–f）．綱取渓谷の中津川では玄武岩に伴っがあり，特に内沢下流部の河床（水沢鉱床）や旧川目採石て，緑色を呈する部分と帯黄薄緑色を呈する部分が互層場（川目鉱床）などでは鉄マンガン層が顕著に認められした縞状の珪長質凝灰岩が産し（第 5. 2 図；第 5. 6 図 b），

る（ 濱 野 ほ か，2002； 野 崎 ほ か，2004；Kuwahara et al.,

この岩相は本ユニットの他の場所でもしばしば認められ2022）（第 5. 3 図 b，c；第 12 章参照）．鏡下では，径 0.05

る．緑色部は微細な石英，粘土鉱物，緑泥石，方解石かmm 以下の陰微晶質石英と赤鉄鉱からなり，鉄マンガン

らなり，一方，帯黄薄緑色部はリューコキシンや微細な層を伴う場合はバラ輝石やアンドラダイトも産する（野チタン石及び緑れん石を伴った隠微晶質な鉱物からなる

崎ほか，2004）．なお，旧川目採石場の MORB に挟在する（第 5. 6 図 e）．この縞状の珪長質凝灰岩は綱取ユニット

鉄マンガンチャート（第 5. 5 図 a）からは後期デボン紀のを特徴付ける岩石の一つである．珪長質凝灰岩は一般にコノドント化石が発見されている（濱野ほか，2002）．

淡緑色であるが，中津川綱取渓谷の一部では灰色を呈す

層状チャートは薄赤色ないし赤色～赤紫色あるいは灰るものが産する（第 5. 2 図；第 5. 6 図 c；第 5. 10 図 a）．ち色を呈し，建石山北方の山頂（標高 635 m）尾根沿いから

なみに，この露頭は，内野ほか（2005），内野ほか（2008b），

元信沢上流にかけて，幅 100 m で狭長に分布する．層厚

内野・栗原（2019）のルートマップで灰色チャートとされ

1～10 cmのチャート単層が成層構造をなし（第 5. 5 図d），たものである．

本チャートも鉄マンガン層を挟有し鉱床を形成している（ 第 12 章 参 照 ）． 中 津 川 支 流 の カ ヤ カ リ 沢 に 産 す る

珪長質凝灰岩泥岩互層（Tna） 珪長質凝灰岩泥岩互層

チャートは薄赤色を呈し（第 5. 5 図 e）
，灰色のチャート

は，綱取ユニットの主要構成岩であり．本ユニットを最を密接に伴う．本チャートは粘土岩薄層を挟まず単層同も特徴付ける岩相である．初生的には，淡緑色の珪長質士が一部で癒合している．鏡下では，陰微晶質石英と少凝灰岩と灰色～暗灰色の泥岩とがともに層厚数 mm～10量の赤鉄鉱からなり，定向配列するセリサイトと石英細数 cm のオーダーで互層するものであるが，全般に強い脈が発達していることが観察できる．また，放散虫化石

変形を被っており，膨縮構造，ブーダン構造，非対称変の仮像も認められる（第 5. 5 図 f）．

形構造などが発達し（第 5. 7 図），破断していない細互層の露頭は本図幅地域ではほとんど認められない．珪長質

珪長質凝灰岩（Tnf） 珪長質凝灰岩は一般に露頭幅が数

凝灰岩層は，径 0.01 mm 以下の石英，斜長石，緑泥石，10 cm～数 m だが，露頭の分布から推定される最大分布幅

緑れん石，チタン石，不透明鉱物などの隠微晶質な鉱物

は 400 mに及ぶ．しばしば厚さ数cm以下で泥岩と互層すの集合体からなる．また，径 0.1 mm 程度の石英，斜長るが，この珪長質凝灰岩泥岩互層については次項で記述

石，方解石が不均質に含まれたり，径 0.1 mm 以下のガラ

するため，本項では数 10 cm 以上の厚いものを対象としス片の仮像が認められることもある（第 5. 7 図 h）．しば

記載する．珪長質凝灰岩は主に淡緑色～緑灰色を呈し，しば幅数 mm 程度の方解石脈や石英脈が形成され，脈中玄武岩に伴う場合（第 5. 6 図 a）と泥岩あるいは珪長質凝には緑泥石，パンペリー石，セリサイトなどを伴う場合がある．

（← p. 38）
第 5. 8 図 綱取ユニットの陸源性砕屑岩（a）非変形の成層した泥岩．凝灰質泥岩層を挟有す
る．
（b）岩片質の緑色砂岩の研磨片．
（c）級化構造を示す砂岩泥岩互層．砂岩は淡灰色～灰色を呈す．
（d）
泥岩偽礫を含む扁平した礫岩．
（e）aの薄片写真．
（f）aの泥岩中に含まれる放散虫化石の仮像及びイラス
ト．
（g）b の薄片写真．
（h）d の薄片写真．
（i）礫岩の薄片写真．産地はiのみ簗川でそれ以外はすべて中津川
渓谷．薄片は f, h のみ直交ポーラー，それ以外は単ポーラー．c-Ss：極粗粒砂岩，f-Di：細粒閃緑岩，Ft：
珪長質凝灰岩，MC：泥岩偽礫，Ms：泥岩，m-Ss：
中粒砂岩，Qz: 石英，Rad：放散虫化石仮像，TM：凝灰質泥岩．

互層中の泥岩は，暗灰色～灰色を呈し，一般に剪断変形を被っている．鏡下では，しばしば定向配列している
粘土鉱物が認められる．泥岩や珪長質凝灰岩中には，黒色シーム状の圧力溶解劈開が発達していることが多い（第 5. 7 図 g）．珪長質凝灰岩泥岩互層には極めてまれに− 39 −

変形が弱いものが見られ，その場合，葉理などの初生的な堆積構造が認められることがある（第 5. 7 図 d, g）．
なお，地質図では，後述する極まれにしか産しない塊状泥岩や砂岩も Tna に含めている．
泥岩

厚層理の泥岩は極めて少ないが，そのなかでも，綱取渓谷の中津川とグトリ沢が合流する付近（第 5. 2 図）
では，単層厚が 2～3 cm で成層した暗灰色泥岩の露頭が見られる（第 5. 8 図 a）．その周辺では，凝灰質のものもしばしば産し，本凝灰質泥岩は粘土鉱物の発達によって
帯黄淡緑色を呈し，上記露頭でも泥岩中に薄く挟在している（第 5. 8 図 a）
．本露頭の泥岩は綱取ユニット中では例外的に変形が弱く（第 5. 8 図 e）
，この泥岩には放散虫化石が含まれている（第 5. 8 図 f）．
砂岩

砂岩は泥岩とともに綱取ユニットの中でその産出は非常に少ない．厚さは数cm～数mで，淡緑色～緑色あ
るいは灰緑色～灰色を呈し，粒度は細粒砂から極粗粒砂まで様々である．特に，綱取渓谷の中津川とグトリ沢との出合付近では（第 5. 2 図），粗粒な緑色砂岩（第 5. 8 図b）が層厚約 4 m で珪長質凝灰岩中に挟在するほか（第5. 10 図 a），上記地点より 1 km 及び 1.5 km 下流部などでは淡緑色～緑灰色の中粒～粗粒な砂岩が，泥岩層あるい第 5. 9 図は珪長質凝灰岩泥岩互層中に挟在する．泥岩と互層する
場合は，級化構造が認められることもある（第 5. 8 図 c）．

綱取ユニットの砂岩のモード組成を示した三角図比較として前期三畳紀付加体の滝ノ沢ユニットのものも併せて示した．

砂岩の多くは石質ワッケに分類され，特に中津川とグト
リ沢との合流部の緑色砂岩は岩片量が 75 % 以上に及ぶ
極めて岩片質なものである（第 5. 8 図 g；第 5. 9 図）．岩灰岩礫が認められている（川村ほか，2013）．なお，礫岩片としては，極細粒砂岩，泥岩，珪質泥岩，凝灰岩，の露頭は小規模であるが，その希少性から地質図には誇チャート，石英マイロナイト，玄武岩，デイサイトなど

張して表現した．

が認められる．基質には定向配列した長径 0.1 mm程度のセリサイトが目立つほか，試料によっては方解石が多産

5. 3

産出化石と年代する．緑味が強い砂岩では，緑れん石，緑泥石，パンペ
リー石，ぶどう石など二次的な変質鉱物が岩片中あるい

濱野ほか（2002）は，内沢下流部の旧川目採石場に露出は砂岩全体に発達する．砂岩の多くは剪断変形を受けてする玄武岩に伴う熱水性の赤色鉄マンガンチャート（北おり，黒色シーム状の圧力溶解劈開が発達することが多緯 39°40′39.25″，東経 141°17′07.41″，付図 2）から，後期

い．産出は少ないものの，緑色の岩片質砂岩もまた本ユ

デボン紀のコノドント化石（Palmatolepis glabra prima）を

ニットを特徴付ける岩相の一つである．

報告した．また，内野ほか（2005）は，模式ルートである“ 綱 取 渓 谷 ” の 中 津 川 右 岸 に 露 出 す る 泥 岩（ 北 緯

礫岩（Tng） 礫岩は層厚 1～2 m 程度で簗川や中津川な39°42′02.43″，東経 141°15′09.44″；第 5. 10 図の地点 A）か

どで極めて僅かに産する．礫岩は級化して砂岩に漸移しら，前期デボン紀～石炭紀前期の生存期間を示す放散虫

たり，泥岩中に層厚数 10 cm 以下の薄層として挟在した

化 石（Palaeoscenidium cladophorum）を 見 出 し た（ 第 5. 8

りする．細礫～中礫サイズの亜角礫～角礫を含み，礫支

図 f；第 5. 10 図 b）．そして彼らは，綱取ユニット（原典持で淘汰は悪い．礫種としては，珪長質凝灰岩，凝灰質では根田茂コンプレックス）の付加年代の解釈につい砂岩，凝灰質泥岩などほぼ凝灰質岩からなる場合が多て，陸源性砕屑岩がチャートよりも新しいという海洋プ

い．中津川の放散虫化石を含む泥岩層直上の礫岩（第 5. 8

レート層序の考え方に則り，泥岩の堆積年代を石炭紀前

図 d；第 5. 10 図 a）は泥岩偽礫を含むほか，礫種の約 3 分

期（ミシシッピアン亜紀）と限定した．内野・栗原（2019）の 2 が珪長質凝灰岩ないし凝灰質な砕屑岩である（内はこの泥岩の層位学的直上に位置する礫岩（第 5. 8 図d；

野・栗原，2019）．本礫岩は全体に変形を被っており，礫第 5. 10 図 a の地点 B）の基質から中期デボン紀末期～石はすべて扁平している．本礫岩の泥岩偽礫中には放散虫

炭 紀 前 期 の 生 存 期 間 を 示 す 放 散 虫 化 石（Trilonche cf.

化石が認められる（第 5. 8 図 h）．

vetusta）を見出し（第 5. 8 図 h；第 5. 10 図 b），綱取ユニッ

簗川で見られる礫岩には，凝灰質岩に加えチャート，

トの石炭紀前期という付加年代の妥当性を支持した．

閃緑岩，細粒閃緑岩，花崗岩質岩，珪長質火山岩，玄武岩，緑れん石石英岩，普通角閃石緑泥石岩，緑泥石岩な

5. 4

地 質 構 造ど様々な岩片を含む（第 5. 8 図i）．ちなみに，早池峰山図
幅地域の根田茂地区簗場集落東方のヨロベツ林道沿いに

綱取ユニットの地層の層理面と片理・劈開面は概ね同産する礫岩には，石灰質海綿や小型有孔虫化石を含む石

じトレンドを示し（第 5. 11 図），それらの走向は同ユニッ− 40 −

第 5. 10 図

綱取ユニットから産出した放散虫化石と周辺のルートマップ（a）産出地点周辺のルートマップ．内野ほか（2005）を一部改変．
（b）柱状図及び放散虫化石の電子顕微鏡写真．
化石写真は内野ほか（2005）及び内野・栗原（2019）より一部引用．
（c）産出地点の露頭写真．

ト分布域の北西部から中央では北西 – 南東方向で，南東
部では北北西 – 南南東方向である．全体に半波長 200～
500 m 程度のシンフォーム・アンチフォームが発達しているが，傾斜は大局的に南西落ちである．

第 5. 11 図− 41 −

綱取ユニットの岩石の層理面及び片理・劈開面のス
テレオプロット
下半球投影．

第6章

ペルム紀流紋岩（内野隆之）
6. 1

研究史及び概要

分布していないペルム紀島弧火成岩体の断片だと考えられている（内野，2023）．

かどま

北部北上帯の前期ジュラ紀付加体（門 馬ユニット上部）中に幅 150 m，長さ約 2 km の流紋岩が分布する．本6. 2

矢倉流紋岩（Yg）

岩は，当所，北上山地の中古生界を貫く白亜紀火成岩岩脈の一つとして図示され（川村ほか，1996 の第 35 図），内

［命名・定義］ 新称．北上山地北半部に分布するペルム

野・羽地（2021）でも前期白亜紀の巨斑晶質流紋岩岩脈と紀の年代を示す珪長質火山岩．

して記載された．しかし，内野（2023）によって約 280［模式地］ 中津川上流の取水場周辺．

Ma のジルコン U–Pb 年代が得られ，本岩はペルム紀前期［分布・産状］ 矢倉流紋岩は盛岡市矢倉地区北方に位置（シスウラリアン世）の火山岩であることが明らかになする中津川の取水場付近から中津川支流である熊ノ沢にり，本図幅で矢倉流紋岩として新たに定義する．

かけて西北西 – 東南東方向に分布し，総延長は 2 km に及

なかつがわ

やぐら

矢倉流紋岩は，主に石英，斜長石，アルカリ長石からぶ．北部北上帯前期ジュラ紀付加体（門馬ユニット上部）

なり，少量の単斜輝石やざくろ石を含む．淡緑色を呈し，中に細長いレンズ状に産する．市道沿いでは矢倉流紋岩

長径最大 3 cm に及ぶ珪長質な斑晶を含むことを特徴との北縁と変質した玄武岩類（恐らく門馬ユニット）が高する．本岩は，白亜紀以降の構造運動によってジュラ紀

角なすべり面を介して密着接触する（第 6. 1 図）．なお，

付加体中に移動・定置させられた，現在の東北日本には本流紋岩は北東–南西方向の胴切断層によって数 10 m程

第 6. 1 図

矢倉流紋岩周辺のルートマップ
内野（2023）の第 1 図を一部改変．

− 42 −

第 6. 2 図

矢倉流紋岩の写真（a）露頭写真．中津川左岸崖．
（b）剪断変形を受けた流紋岩の標本研磨写真．中津川河床．
（c）薄片写真．直交ポーラー．
（d）b の薄片写真．単ポーラー．Afs：アルカリ長石，Pl：斜長石，o-Chl：酸化緑泥石，Qz：石英．

度変位している．

斜輝石の長径は 0.5 mm 以下であり，その産出割合は低［層厚］ 最大約 150 m．

い．ざくろ石及びジルコンは径 0.1 mm 以下，緑れん石は［岩相］ 矢倉流紋岩は，全体に淡緑色を呈し，長径 3 cm

長径 0.2 mm 以下で，いずれも産出は僅かである．酸化緑に及ぶ斑晶を含む特徴的な流紋岩である（第 6. 2 図 a）．

泥石は長径 0.1 mm 以下の褐色を呈する細粒針状結晶と斑晶は淡緑色～灰色を，石基は淡緑色から緑灰色を呈し，して産する．変質のため，石基全体にセリサイトや微細特に乾いた露頭では，斑晶部分はより浮き出て白色化しなリューコキシンが発達し，特に後者は斑晶の周りを取て見える（第 6. 2 図 a）
．中津川河床では，流紋岩の南限

り囲むように産することがある．また，剪断変形を被っに当たる部分が，著しい剪断変形を被っていることが確た流紋岩は，斑晶鉱物がしばしば分断され，非対称変形

認できる（第 6. 2 図 b）．

構造や黒色シーム層が認められる（第 6. 2 図 d）．
［年代］ ジルコンからは 276.3 ± 2.2 Ma（誤差 2σ）のU–Pb

鏡下観察によると，斜長石，石英，アルカリ長石，不透明鉱物からなり，副成分鉱物として，ざくろ石，単斜年代（加重平均値）が得られている（内野，2023）．この年

輝石，ジルコン，チタン石が，二次鉱物として緑れん石，

代はペルム紀前期（シスウラリアン世）に相当する．

白雲母，セリサイト，緑泥石，酸化緑泥石，リューコキ［対比］ 南部北上帯ペルム系に挟在する “ 薄 衣型礫岩 ”

シン，炭酸塩鉱物が認められる（第 6. 2 図 c，d）．斑晶は（加納，1971）に含まれる花崗岩礫の年代（柴田，1973；

斜長石，アルカリ長石，石英であり，特に長径 1 cm を超Takeuchi and Suzuki，2000；Li and Takeuchi，2022）や南部

える斑晶については，斜長石同士あるいはアルカリ長石

北上帯砕屑岩中の砕屑性ジルコン年代のピーク解析

うすぎぬ同士の集斑晶として産する（第 6. 2 図 c）
．斜長石の多く（Pastor-Galán et al., 2021）などから，ペルム紀前期～中期

はソーシュライト化しており，微細なセリサイト，緑泥のアジア東縁域には島弧火成岩体が存在していたと想定

石，緑れん石，炭酸塩鉱物などが産している．アルカリされている．矢倉流紋岩はその一部に相当する可能性が長石はパーサイト構造が顕著に見られる．石英は丸みをある．

帯びていることが多く，またしばしば融食形を示す．単− 43 −

第7章

前期三畳紀付加体（内野隆之）
7. 1
7. 1. 1

研究史及び概要

れたが，Uchino（2021）の地質概略図では，早池峰山図幅
地域内の根田茂帯の北東縁部と北部北上帯の南縁部を，

研究史

はや ち

砕屑性ジルコン年代，岩相類似性，蛇紋岩の有無を根拠

ね

本地質体は，もともとは旧早池峰構造帯の「輝緑凝灰に滝ノ沢ユニットに含めている．

岩帯」（吉田・片田，1964）（現在の知見ではその大部分がねだも

7. 1. 2

根田茂帯に相当：第 2 章参照）の北東縁部に相当するも概要の で あ っ た． 第 5 章 で も 記 述 し た よ う に， 内 野 ほ か従来，“ 根田茂コンプレックス ” に含まれていた根田茂（2008b）は根田茂帯北西部（盛岡図幅東縁部と外山図幅

帯北東部の滝ノ沢ユニットは前期三畳紀付加体と判明し西縁部の範囲）の地質図を示すとともに，同帯に分布すたため，本図幅において，石炭紀前期の綱取ユニット同る根田茂コンプレックスを岩相の違いから綱取ユニット

様，地質単元の階層を岩相層序区分での第一義的な単元と滝ノ沢ユニットに区分した．綱取ユニットは放散虫化に格上げされた．

つなとり

石から石炭紀前期（ミシシッピアン亜紀）と時代が判明

滝ノ沢ユニットは，石炭紀前期付加体の綱取ユニット

していたが（内野ほか，2005），滝ノ沢ユニットについての構造的下位に位置し，珪長質凝灰岩泥岩互層，珪長質

は化石の未発見により時代未詳であった．綱取ユニット

凝灰岩，玄武岩類，砂岩泥岩互層が卓越し，砂岩，層状と同時代の可能性を残しつつも，滝ノ沢ユニットが南西

チャート，礫岩を伴う．綱取ユニットと岩相が似るが，側に分布する石炭紀前期付加体（綱取ユニット）と北東

それと比べ，石英長石質の砂岩が頻繁に産すること，層側に分布するジュラ紀付加体の間に位置していることか

状チャートがやや多いこと，全体的に変形がやや弱いこら，西南日本の超丹波帯に当たるペルム紀付加体の可能となどの違いがある．礫岩は，火山岩，深成岩，堆積岩性が想定された（内野ほか，2008b）．その後，釜石地域（北だけでなく，超苦鉄質岩や石炭紀の低温高圧型変成岩と部北上帯南西縁部）に分布する桐内コンプレックスの泥いった特徴的な礫を含む．

きりない岩からペルム紀後期（ローピンジアン世）の放散虫化石

滝ノ沢ユニット中には，綱取ユニット同様，南部北上が発見され（Nakae and Kurihara，2011），南部北上帯と北帯の早池峰複合岩類起源と考えられるオルドビス紀の蛇部北上帯との間にペルム紀後期付加体の存在が示された紋岩・角閃石斑れい岩・石英閃緑岩の岩体・岩塊が挟在ことは，上記の支持にもつながった．ところが近年，している．

Uchino（2021）によって滝ノ沢ユニットの砂岩から前期

7. 2 滝ノ沢ユニット（Tkb，Tkc，Tkf，Tka，Tks，Tkg）

三畳紀の砕屑性ジルコン U–Pb 年代が報告され，本ユニッ
トが前期三畳紀の付加体であることが明らかにされた．
内野・川村（2009）は根田茂帯中の玄武岩溶岩の地球化［命名・定義］ 内野ほか（2008b）により命名．根田茂帯に分布する主に前期三畳紀の年代を示す付加体．

学的研究を行い，滝ノ沢ユニットの試料は，分析数は少ないものの海山型ソレアイトを示すことを報告した．内

内野ほか（2008b）は，石炭紀前期の綱取ユニットとと野ほか（2008a）は滝ノ沢ユニット（原典では根田茂コン

もに根田茂コンプレックスの下位階層の層序単元としてプレックス）から含ざくろ石泥質片岩礫を含む礫岩を見設定したが，第 5 章でも述べたように，両ユニットは岩出し，更にこの片岩礫のフェンジャイトから 347～317

相のみならず付加年代が大きく異なることから，今回，Uchino and Kawamura
Maの Ar– Arスポット年代を得た．

両者の層序単元をより高次の階層に格上げする．これに（2010）は含ざくろ石泥質片岩や超苦鉄質岩といった特伴い，両ユニットを包有していた上位階層の「根田茂コ

徴的な礫を含む礫岩を “建石礫岩 ” と呼び，堆積学的及びンプレックス」は破棄された（第 2. 5 図）．

40

39

たていし

もたい

岩石学的検討から，片岩礫が母体 – 松ヶ平帯の低温高圧

滝ノ沢ユニットは，根田茂帯の層序単元の中で構造的型変成岩（山上変成岩）に由来すること，更にその高圧型

下位に位置し，珪長質凝灰岩泥岩互層，珪長質凝灰岩，

変成岩が蛇紋岩とともに地下深部から比較的海溝寄りの玄武岩類，砂岩泥岩互層が卓越し，石英長石質な砂岩や前弧域に上昇・露出したことを示した．

少量の層状チャート，やや厚い泥岩，礫岩を伴うことをやまがみ

南隣の早池峰山図幅（川村ほか，2013）では，根田茂帯の付加体は根田茂コンプレックスとして一括して記載さ特徴とする．

こがいざわ

なかつがわ

［模式地］ 本図幅にて，盛岡市小貝沢地区の中津川を模− 44 −

第 7. 1 図

模式地である小貝沢地区における滝ノ沢ユニットのルートマップ
大川ほか（2013）の試料採取地点は内野・大藤（2014）による．

式地として，また中津川支流の滝ノ沢中流部を副模式地

陸源性砕屑岩と層状チャートが多い点や弱変形岩の割合として設定する．

がやや多い点で異なる．両者の比較を第 7. 1 表に示し

［分布］ 滝ノ沢ユニットは，外山図幅範囲外も含め根田

た．

茂帯の北東部に最大幅約 3 km，長さ約 50 km の範囲で広玄武岩類（Tkb） 玄武岩溶岩及び玄武岩火山砕屑岩と少く分布する（第 5. 1 図参照）．本図幅地域では北西から南

量のドレライトからなる．

こあずか

さわ

よ ないがわもとのぶ

ぜにがけ

東にかけ，小預り沢（米内川支流），元信地区，銭崖地区，

玄武岩溶岩は，淡緑色～暗緑色あるいは赤紫色を呈し，

小貝沢地区，内沢，簗川上流，飛鳥地区などに分布する．

内沢河床では枕状構造を示す（第 7. 4 図 a）
．滝ノ沢沿い南隣の早池峰山図幅範囲内に分布する北部北上帯門馬コの林道では，幅数 mm～3 cm の緑れん石脈が縞状に発達

ンプレックス（本図幅では門馬ユニット）の南縁部（蛇紋する玄武岩溶岩も認められる（第 7. 4 図 b）．また，内沢

岩産出地点以南）も砕屑性ジルコン年代から判断して滝

支流のヌスト沢上流では，弱い片理を示すやや粗粒な玄

ノ沢ユニットに属する（Uchino，2021）．

武岩が産する（第 7. 3 図；第 7. 4 図 e）．鏡下観察による

うちさわ

やながわ

かどま

正副模式地及びアルカリ角閃石を含む玄武岩類露頭と，本玄武岩は，主に斜長石，単斜輝石，不透明鉱物か（後述）周辺のルートマップをそれぞれ第 7. 1 図，第 7. 2

らなり，二次的にアルバイト，緑れん石，アクチノ閃石，

図，第 7. 3 図に示す．

緑泥石，パンペリー石，ぶどう石，チタン石，リューコ［層序関係］ 本ユニットは，南西側の綱取ユニット及びキシン，アパタイト，石英，方解石，セリサイトが様々

北東側の北部北上帯門馬ユニットと，ともに高角断層でな組み合わせで産するほか，ヌスト沢の玄武岩ではアル接しているとみられ（第 5. 1 図），初生的には前者の構造

カリ角閃石である藍閃石が認められる．

的下位，後者の構造的上位に位置していると考えられてこのアルカリ角閃石を含む玄武岩の斜長石は最大長径いる（第 12. 2 図参照）．

2.5 mm に達し，ほとんどがソーシュライト化している．

［層厚］ 層厚は 5,000 m 以下．

単斜輝石は長径 1.5 mm 未満で，多数のクラックが発達［岩相］ 珪長質凝灰岩泥岩互層，珪長質凝灰岩，玄武岩

し，そのクラックを細粒のアクチノ閃石や緑泥石が充填類，砂岩泥岩互層が卓越し，砂岩や少量の層状チャート，している．アルカリ角閃石は，0.2 mm 以下の細粒結晶と泥岩，礫岩を伴うことが特徴的である．綱取ユニットのして，アクチノ閃石の周縁部やクラックに沿って発達岩相と類似するが，同ユニットに比べ，石英長石に富む

し，まれに単柱状結晶あるいは針状結晶として産する− 45 −

第 7. 3 図
第 7. 2 図

副模式地である滝ノ沢における滝ノ沢ユニットのルートマップ− 46 −

建石林道及びヌスト沢におけるアルカリ角閃石を含む玄武岩類周辺のルートマップ

第 7. 1 表

ドレライトは，緑色～濃緑色を呈し，ヌスト沢に沿う

綱取ユニットと滝ノ沢ユニットの比較

建石林道沿い（第 7. 3 図）や内沢上流域などに産する．特に建石林道沿いのものは，濃緑色を呈する非変形の斑状
ドレライトで，斑晶の斜長石は長径 2 cmに達する（第 7. 4
図 l）．このドレライトについては内野・川村（2010a）によって詳しく記載されており，鏡下では，斜長石，単斜輝石，不透明鉱物と僅かな細粒褐色角閃石（ケルスート
閃石～パーガス閃石）が観察され，また全体的にオフィ
ティック組織が認められる（第 7. 4 図m）．斜長石は斑晶・石基ともにソーシュライト化しており，単斜輝石はディ
オプサイド～普通輝石で淡桃味を帯びており（第 7. 4図 m），最大径は 4 mm に達する．二次鉱物としてヘデン
輝石，アルカリ角閃石，アクチノ閃石，アルバイト，石英，緑泥石，緑れん石，パンペリー石，チタン石が生じている．ヘデン輝石は淡緑色で単斜輝石のリムや一部に生じており（第 7. 4 図 n），そのアクマイト成分は 0.15 以下である（内野・川村，2010a）．アルカリ角閃石は Na–Ca
角閃石のウィンチ閃石 / フェロウィンチ閃石（一部，リヒ
ター閃石 / フェロリヒター閃石）で，単斜輝石のリム及び緑泥石・パンペリー石のプール中に長径 0.6 mm以下の針（第 7. 4 図 f，g）．EPMA 分析によると，本アルカリ角閃石状・長柱状結晶として生じる（第 7. 4 図 o）．Na–Ca 角閃

はNa角閃石の藍閃石/フェロ藍閃石～リーベック閃石/マ石のリムには更にアクチノ閃石が生じている．

グネシオリーベック閃石であり，部分的に Na–Ca 角閃石

これら玄武岩類は，綱取ユニットと同様にぶどう石–パのウィンチ閃石～フェロウィンチ閃石も産する（内野・ンペリー石相，パンペリー石 – アクチノ閃石相，緑色片

川村，2010b）．

岩相の広域変成作用を被っている（Moriya，1972；大貫ほ

玄武岩溶岩は斑状のものと無斑晶状のものがあり，前か，1988；内野・川村，2010b）が，藍閃石などの細粒なア

者では長径最大 6 mm に及ぶ斜長石の斑晶が認められる

ルカリ角閃石が生じているものがあることから（内野・（第 7. 4 図 h，i）．石基または無斑晶状の玄武岩溶岩では，

川村，2010a，b），その変成度は一部で，緑色片岩相ない

斜長石は長針状あるいは長柱状に発達し，それらの間をしパンペリー石 – アクチノ閃石相と青色片岩相の漸移相変質したガラスや隠微晶質な鉱物が埋めるインターサー

程度の高圧変成を被っていると判断される．玄武岩類のタル組織を示す（第 7. 4 図 h，i）．また，無斑晶状の玄武

地球化学的特性については，建石林道沿い（第 7. 3 図；岩溶岩では，淡褐色～淡桃色を呈する細粒長柱状のチタ

付図 2）と早池峰山図幅範囲内の関ヶ沢林道（御 山川流

ン普通輝石が発達することがある（第 7. 4 図j）．玄武岩溶域）沿いの試料から全岩化学組成が得られており，いず岩全体として，径 1 mm 以下の発泡痕が認められること

れも海洋島ソレアイトの特徴を示す（内野・川村，2009）．

おやまがわがあり，発泡痕は石英，方解石，緑泥石，緑れん石など
チャート（Tkc） 模式地の小貝沢地区の中津川左岸（第によって充填されている．

おおあずか

さわ

玄武岩火山砕屑岩は，シルト～砂サイズの不定形なガ

7. 1 図）や建石林道沿い，内沢，大預り沢，平六沢林道入

ラス片の仮像や隠微晶質な鉱物を主とする玄武岩凝灰岩

り口付近の小沢（第 3. 2 図参照）など幾つかの地点で層状（第 7. 4 図 c）と，主に細礫～中礫サイズの溶岩角礫を含チャートが産する．粘土岩薄層をほとんど挟まないためむ玄武岩凝灰角礫岩または玄武岩火山角礫岩（第 7. 4 図

成層構造はやや不明瞭で，また層状チャート全体の厚さd，k）からなり，ともに淡緑色～暗緑色あるいは赤紫色をも露頭規模で数 m 以下，地質分布としても 50 m 以下と北呈する．内沢に産する火山砕屑岩中の溶岩角礫はしばし

部北上帯門馬ユニットの層状チャートに比べかなり薄ば層理面に平行な伸長変形により引き伸ばされている

い．灰色～灰白色を呈するが，まれに淡緑色や赤紫色を（第 7. 4 図 d；第 3. 3 図参照）．角礫岩の基質には，中粒呈するものもある．単層の厚さは 2 cm以下のものが多い～粗粒砂サイズの斜長石，単斜輝石，不透明鉱物などがが（第 7. 4 図 p），内沢のチャートは単層厚数 mm で成層認められ，二次鉱物として細粒の緑れん石，緑泥石，する．後者のものは，チャートと粘土岩が数 mm で細互

リューコキシンのほかセリサイト等の粘土鉱物が発達す層する “ チャートラミナイト ”（吉田，1981；第 8 章参照）

る．玄武岩凝灰岩は泥岩と混在し，両者が互層状を呈すに類似する（第 7. 4 図 q）．内沢の別の箇所（第 3. 3 図参ることもある．

照）では，上位に向かって灰色チャートからチャートラ− 47 −

ミナイトを経て泥質岩に漸移する露頭も認められる．平川及び市道沿い（第 7. 1 図），滝ノ沢（第 7. 2 図）などで好

六沢林道入り口付近の小沢では玄武岩溶岩に伴って層厚露頭が観察できる．砂岩泥岩互層は，数 cm の灰白色砂岩

約 2 mの赤色層状チャートが産する（第 3. 2 図；第 7. 4 図と 10 数 cm の暗灰色泥岩が互層し，ときに級化構造が認r）．鏡下では，隠微晶質な石英の集合体からなり，ときめられる（第 7. 5 図 d）．互層中の砂岩層は細粒～中粒でに層理面に沿ってセリサイトや白雲母，緑泥石が発達し多くが石質ワッケに分類され，泥岩層はしばしば砂質のているのが観察される（第 7. 4 図 s）．また石英細脈が面葉理を挟む（第 7. 5 図 e）．

構造を切って発達する．チャートは産出が小規模かつま

砂岩は塊状で灰色を呈し（第 7. 5 図 f），粒度は細粒～れなため，地質図には誇張して表現した．

粗粒まで様々で，互層中のものと同様に多くが石質ワッケに分類される．綱取ユニットの砂岩に比べて石英や長珪長質凝灰岩（Tkf） 珪長質凝灰岩は，淡緑色を呈し，数石に富み（第 5. 9 図；第 7. 5 図 k, l），北部北上帯ジュラ紀

10 cm～数 m の厚さで産する．通常は塊状を示すが，ヌス付加体中の砂岩に類似する．特に粗粒な砂岩では，しばト沢などでは弱い成層構造を示すものある（第 7. 3 図；

しば長径 4 mm以下の扁平した泥岩偽礫を含む．岩片は，第 7. 5 図 a）．一般的に細粒で，特に再結晶度が高い場合

一般に極細粒砂岩，泥岩，珪質泥岩，珪長質凝灰岩，

はチャート様に見える．鏡下では，隠微晶質な鉱物の集チャート，石英質マイロナイト，玄武岩，デイサイト，

合体からなり（第 7. 5 図 h），試料によっては微細な石英，

緑れん石岩などが認められる．特に，米内川支流の栃沢

斜長石，緑泥石，緑れん石，チタン石，不透明鉱物の粒源流（標高 490 m地点）に産する極粗粒砂岩は緑泥石岩岩

子が認められる．石英などのやや粗粒な粒子を含む凝灰片を含む．この岩片は，長径 3 mm で扁平しており，ま質砂岩もあり，ときに火山ガラス片の仮像も認められるたバスタイトやクロムスピネルを含むことから（第 7. 5

（第 7. 5 図 i）．凝灰質岩は，全体に方解石が産している場

図 m），元は超苦鉄質岩と考えられ，後述する “ 建石礫岩 ”

合が多い．また，しばしば，石英細脈が，セリサイトや中の緑泥石岩礫と似る．砂岩の基質には定向配列した長緑れん石などを伴って発達している．

径 0.1 mm 程度のセリサイトがしばしば散在する．また，

とちざわ

ときに多量の方解石が基質に発達する．
珪長質凝灰岩泥岩互層（Tka） 珪長質凝灰岩泥岩互層

砂岩泥岩互層も砂岩も，一般に変形を受けており（第は，綱取ユニットのものと同様に，初生的には珪長質凝7. 5 図 e），鏡下ではしばしば黒色シーム状の圧力溶解劈

灰岩と泥岩がともに層厚数 mm～数 10 cm 規模で互層す開が認められる（第 7. 5 図 k）．

ると考えられるが，剪断変形のため，珪長質凝灰岩層の多くは破断している（第 7. 5 図 b，c）
．本互層の分布は，

礫岩（Tkg） 建石林道には，超苦鉄質岩や低温高圧型変

綱取ユニットよりも滝ノ沢ユニットの方が少ない．互層成岩をはじめ，火山岩・深成岩・堆積岩など様々な礫を中の珪長質凝灰岩は細粒で淡緑色～明灰色ないし白色を呈し，再結晶度が高い場合はやはり淡緑色チャート様を示す．一露頭内で再結晶度の異なるものが共存することもある（第 7. 5 図 b）．
泥岩

珪長質凝灰岩泥岩互層や砂岩泥岩互層の要素以外

では，暗灰色を呈する幅数 m 程度の塊状泥岩としてまれに産出する．この塊状泥岩は，しばしば砂質な葉理を挟有している．鏡下では，シルト岩からなり，全体に剪断変形による黒色シームが発達することが観察される（第7. 5 図 j）．建石林道沿いの泥岩（第 3. 3 図；第 7. 5 図 j）について，炭質物ラマン温度計（Kouketsu et al., 2014）を利用して変成温度解析した結果，314 ± 5 ℃の値が得られた（付表 2）．なお，塊状泥岩は小規模かつ少量のため，地質図では Tka に含めた．
砂岩泥岩互層及び砂岩（Tks） 本図幅では砂岩泥岩互層と砂岩を一括して表現した．砂岩泥岩互層及び砂岩の各露頭の幅は数 m だが，両者の露頭の分布から推定される
最大分布幅は 50 mに達する．両者は滝ノ沢ユニットを特徴付ける岩石でもあり，模式地である小貝沢地区の中津（p. 49 →）第 7. 4 図 滝ノ沢ユニットの玄武岩類及び層状チャート（a）赤色枕状溶岩．内沢．
（b）緑れん石脈が発達する
緑色玄武岩．滝ノ沢林道．
（c）赤色玄武岩凝灰岩．中津川．
（d）玄武岩火山角礫岩．内沢．
（e）アルカリ角閃石を含むやや粗粒な玄武岩の薄片写真．ヌスト沢．
（f，g）e で見られる藍閃石．
（h）緑色玄武岩の薄片写
真．建石林道．
（i）赤色玄武岩の薄片写真．建石林道．
（j）チタン普通輝石を含む無斑晶状玄武岩の薄片写
真．銭掛．
（k）赤色玄武岩凝灰角礫岩の薄片写真．内沢．
（l）建石林道沿いの斑状ドレライトの研磨片．
（m）lの薄片写真．
（n）lに含まれるヘデン輝石．
（o）lに含まれるアルカリ角閃石．
（p）建石林道の灰色層状チャート．
（q）内沢の灰白色層状チャート．
（r）玄武岩に伴う
赤色層状チャート．平六沢林道入り口付近の沢．
（s）
灰色層状チャートの薄片写真．小貝沢地区の中津川沿い．h，s の薄片のみ直交ポーラー，その他は単ポーラー．Act：アクチノ閃石，BL：玄武岩溶岩片，Cpx：
単斜輝石，Ep-V：緑れん石脈，Chl：緑泥石，Ep：緑れん石，Gln：藍閃石，Hd：ヘデン輝石，Krs：ケル
スート閃石，Ms：白雲母，Pl：斜長石，p-Pl ：斜長石斑晶，Pum：パンペリー石，Ti-Aug：チタン普通輝石，Ttn：チタン石，Wnc：ウィンチ閃石．

− 48 −

− 49 −

第 7. 5 図

滝ノ沢ユニットの珪長質凝灰岩と陸源性砕屑岩（a）成層構造を示すやや厚い珪長質凝灰岩．ヌスト沢．
（b，c）剪断変形を被った珪長質凝灰岩泥岩互層の露頭及び標本．b は建石林道，c は内沢．
（d，e）砂岩泥岩互層の露頭及び研磨標本．d は小貝沢地区の中津川河床．e は滝ノ沢．
（f）塊状砂岩．小貝沢地区の中津川．
（g）礫岩（“ 建石礫岩 ”）の研磨標本．建石林道．
（h）珪長質凝灰岩の薄片写真．建石林道．
（i）凝灰質砂岩の薄片写真．滝ノ沢．
（j）泥岩の薄片写真．建石林道．
（k，l）砂岩の薄片写真．k は内沢支流の高屋敷沢，l は中村地区北方の杉ノ沢．
（m）砂岩中の超苦鉄質岩岩片の薄片写真．栃沢源流．
（n）建石礫岩中の超苦鉄質岩礫の薄片写真．
（o）建石礫岩中の結晶片
岩礫の薄片写真．b，d，i，l は Uchino（2021）の Fig. 6b，6d，7c，7b をそれぞれ引用，g，n，o は Uchino and Kawamura（2010）の Fig. 3a，5a，4a をそれぞれ引用．l，m，o は直交ポーラー，その他は単ポーラー．Ab：アルバイト，Bs：バスタイト，
Chl：緑泥石，Cr：クロムスピネル，Dc：デイサイト，Ft：珪長質凝灰岩，Grt：ざくろ石，MS：泥岩，r-Ft：再結晶した珪
長質凝灰岩，Phn：フェンジャイト，Qz：石英，Sch：結晶片岩，SS：砂岩，VG：火山ガラス片仮像．

− 50 −

第 7. 6 図

内沢に沿う建石林道崖に産する “ 建石礫岩 ” 周辺のスケッチ
内野ほか（2008b）の第 16 図 B を一部改変．太実線は断層．

含む特徴的な礫岩が，内沢を挟んで南北 2 箇所（同一層から，南部北上帯基盤の島弧オフィオライトである早池

準）に産する（第 3. 3 図；第 4. 2 図参照）．この礫岩層は

峰 – 宮守オフィオライト（Ozawa and Shimizu，1995；小澤Uchino and Kawamura（2010）によって “ 建石礫岩 ” と呼ばほか，2013）を起源とすると考えられている．

みやもり

れ，詳しい堆積学的・岩石学的研究がなされている．2

含ざくろ石泥質片岩は，角礫～亜角礫で最大長径が 3箇所の露頭のうち南側に分布するものは，砂岩と密接にcm に及ぶ（第 7. 5 図 g）．石英，アルバイト，フェンジャ

伴いながら厚さ 30 cm と 1.5 ｍで 2 層準産する（第 7. 6

イト，石墨を主体とし，ざくろ石，ルチル，不透明鉱物，図）．見かけ下位の層準の薄い礫岩層は砂岩に漸移してい緑泥石，緑れん石，チタン石，炭酸塩鉱物を伴う（第 7. 5

る．見かけ上位の礫岩は珪長質凝灰岩泥岩互層と断層で

図o）．石英の多くはサブグレイン化しモザイク状となっ接し，この珪長質凝灰岩泥岩互層中にも幅 30 cm 及び 70ており，すべて波動消光を示す．フェンジャイトは長径cm の 2 つの礫岩がレンズ状に挟在している．

が最大 2 mm に達する．アルバイトはジルコン，ルチル，

建石礫岩は礫支持の中礫岩で，全体に暗灰色を呈してフェンジャイトを包有する場合がある．ざくろ石は，いる（第 7. 5 図 g）．若干の変形を被っているが変成作用

径 0.5 mm 以下のものが多いが，ときに最大径 3 mm に及は受けていない．淘汰は良くなく，基質は暗灰色の砂質

ぶ 斑 状 変 晶 と し て 産 す る こ と が あ る（Uchino andシルト岩からなる．礫のサイズはで径約 5～15 mm の中Kawamura，2010 の Fig. 4b）．粗粒なざくろ石には，細粒礫が多いが，最大 15 cm に及ぶ大礫を含むこともある．

のジルコンやルチル，定向配列した不透明鉱物が包有さ

円磨度は亜角礫～亜円礫が多いが，ときに円礫～超円礫

れているほか，内部に発達したクラックに沿ってセリサも認められる．礫種は含クロムスピネル緑泥石岩（モーイト・炭酸塩鉱物・石英を伴った緑泥石が生じている．

ド比：6 %），含ざくろ石泥質片岩（8 %），石英準片岩（3この含ざくろ石泥質片岩は，石英＋アルバイト＋フェン%），苦鉄質片岩（2 %），変玄武岩（4 %），緑れん石石英

ジャイト＋緑れん石＋緑泥石＋ざくろ石という鉱物組み

アルバイト岩（7 %），珪長質火山岩（9 %），安山岩（3 %），合わせや，フェンジャイトの Si 値（6.46～6.82：O ＝ 22）

ドレライト（1 %），玄武岩（7 %），花崗岩質岩（2 %），石から，三波川変成帯のざくろ石帯と同程度の低温高圧型

英質マイロナイト（1 %），珪長質半深成岩（2 %），珪長質変成を受けたものと考えられている（内野ほか，2008a）．

凝灰岩（10 %），石灰岩（1 %），砂岩（5 %），泥岩（23 %）40
39
また，フェンジャイトからは石炭紀の Ar– Ar 年代が得と多種にわたる（Uchino and Kawamura，2010）．以下に本ら れ て お り（ 内 野 ほ か，2008a），Uchino and Kawamura

礫岩に特徴的な含クロムスピネル緑泥石岩と含ざくろ石（2010）はざくろ石が Ca に富むアルマンディンであるこ泥質片岩について記載する．

とも併せて，この含ざくろ石泥質片岩の起源を母体–松ヶ含クロムスピネル緑泥石岩は最大長径が約 4 cm に達平帯の山上変成岩に求めている．ざくろ石の組成は，山するものがあり，クロムスピネルは自形～半自形で最大

上変成岩から報告されたもの（宮下ほか，2020）に類似す

径が約 2 mm で，赤褐色あるいは不透明である（第 7. 5 図るほか，建石片岩類（第 4 章参照）のものとも類似するn）．この緑泥石岩は，元は直方輝石と考えられるバスタ（第 4. 5 図参照）．Uchino and Kawamura（2010）は，これら

イトを含んでいることからも，超苦鉄質岩が変質したも超苦鉄質岩礫と低温高圧型変成岩礫の円磨度が低いことのと考えられる．Uchino and Kawamura（2010）によると，から，それらの母岩はともに海溝に比較的近い位置に露3+
クロムスピネルの低 Ti と低 Fe 及び高い Cr/（Cr ＋ Al）比出していたと考えている．

− 51 −

ター年代が得られている．砂岩と珪長質凝灰岩とには 40
m.y. 程度の年代乖離があるが，Uchino（2021）は珪長質凝灰岩には堆積同時性のジルコンが含まれていなかったと判断し，砂岩のジルコン年代値を堆積年代の解釈に用いて，滝ノ沢ユニットの形成年代を前期三畳紀とした．ただし，年代測定した 3 試料中 2 試料はペルム紀末の最若クラスター年代を示すため，形成年代の下限はペルム紀末まで古くなる可能性はある．なお，学会講演要旨ではあるが，大川ほか（2013）は滝ノ沢ユニットの砂岩（試料
採取地点は内野・大藤，2014 に図示；第 7. 1 図）から，
241.2 ± 6.5 Ma の最若ジルコンを報告している．
ちなみに，近年，西南日本に分布するペルム紀後期の付加体中の砕屑性ジルコンからも前期三畳紀の最若クラスターU–Pb 年代が報告されており（例えば，Hara et al.,2018；Ohkawa et al.，2021），これまでペルム紀後期の付加体とされていたものの一部は，年代の上限が前期三畳紀まで若くなる可能性が出てきている．
そのほか，前節でも述べたように，建石礫岩に含まれる含ざくろ泥質片岩礫中のフェンジャイトから 347～40
39
317 Ma（加重平均値：332 ± 7.6 Ma）の Ar– Ar スポット

第 7. 7 図

年代が得られている（内野ほか，2008a）．

滝ノ沢ユニットの岩石の層理面及び片理・劈開面のステレオプロット
下半球投影．

7. 4

地 質 構 造

滝ノ沢ユニットの地層の層理面と片理・劈開面は概ね

7. 3

年

代

同じトレンドを示し，本図幅地域内では主に北西 – 南東方向である（第 7. 7 図）．隣接する綱取ユニットや門馬ユ

これまで化石の産出報告はない．Uchino（2021）は 3 露

ニットとも調和的である（第 5. 1 図；第 8. 11 図参照）．た頭の砂岩（うち 1 露頭は早池峰山図幅範囲内）と 2 露頭のだし，建石山北西方や飛鳥地区西方などの滝ノ沢ユニッ

珪長質凝灰岩のジルコンから U–Pb 年代を報告した（第ト南縁部の一部では，北北西 – 南南東ないし北北東 – 南南

5. 1 図参照）．砂岩については 257～248 Ma（ペルム紀末

西の走向を示すものもある．傾斜については，同ユニッ～前期三畳紀）の（第 12. 1 図参照），珪長質凝灰岩についトの北東半部で半波長 50～600 m程度のシンフォーム・ア

ては 288～281 Ma（ ペルム紀前期）のともに最若クラス

ンチフォームが発達するが，大局的には南西落ちである．

− 52 −

第8章

前期～中期ジュラ紀付加体（内野隆之）
8. 1
8. 1. 1

研究史及び概要

研究史

小貫（1956）は北部北上山地に分布する地質体（北部型古生層）に対して，卓越する岩相の違いによって，
「輝緑
ね

だ

も

凝灰岩卓越区域」（現在の根 田茂帯と南部北上帯北縁部を含む），「チャート卓越区域」，「石灰岩・輝緑凝灰岩・チャート交層区域」に区分した．その後，同山地の地質
体は，岩相，地質構造，石灰岩中の化石年代の違い（例えば，小貫，1969）を基に，南西から北東にかけて，石炭系？～ペルム系よりなる北部北上帯（狭義），三畳系～
ジュラ系よりなる岩泉帯，ジュラ系～白亜系よりなるたろう

田老帯として，小貫（1956）の 3 区域の範囲が変更され，
新 た な 地 帯 区 分 が な さ れ た（ 島 津 ほ か，1970； 杉 本，
1974）．当時，各帯の地質体は地向斜性堆積物と捉えられ（吉田，1975），そしてその堆積場が時代とともに東方へ移動したと考えられた（杉本，1974）．1980 年代に入り，これら 3 帯中のチャートから三畳紀のコノドント化
石が相次いで発見され（例えば，豊原ほか，1980；村井ほか，1983；吉田ほか，1987），地帯区分の基にもなっていた時代的根拠が失われた．また同時に，北部北上山地の地質体はジュラ紀付加体として認識され，玄武岩・石灰岩・チャートは付加体中の異地性岩体と捉えられるようになってきた（平ほか，1981；箕浦，1983）．小貫（1981）
は岩泉帯について，岩相やコノドント化石の年代から，
せき

北西 – 南東方向の関断層（岩泉構造線に相当）を境に，西
あっか側の北部北上帯（狭義）と東側の安家帯とに区分した．大上・永広（1988）は，北上山地のジュラ紀付加体を整理・総括し，古生代の化石を産する石灰岩やチャートの有無と砂岩の砕屑物組成の差異を根拠に，葛巻 – 釜石帯と安家 – 田野畑帯とに区分し，その境界を岩泉構造線とした（第 8. 1 図）．更に彼らは，両帯の付加体の構成岩類の原岩層序を示し，前者は北部北上帯（狭義）及び旧岩泉帯西半分からなり，後者は旧岩泉帯の東半分（安家帯）及び田老帯からなるとした．その後，北部北上山地のジュラ紀

第 8. 1 図付加体からなる地帯は北部北上帯として一括され，葛巻 – 釜石帯及び安家 – 田野畑帯は，それぞれ葛巻 – 釜石亜帯，安家 – 田野畑亜帯として格下げされることとなった（永広ほか，2005）．
北部北上帯の“ジュラ紀付加体”は，北部北上山地以外

おう う

で奥羽山脈以西や下北半島でも僅かに分布しており，北上山地も含め 20 地点以上の陸源性砕屑岩から化石やジ− 53 −

北部北上帯における付加体の分布及び陸源性砕屑岩
年代を示した図Uchino and Suzuki（2020）の Fig. 1 を一部修正．年代地点（1–15）の文献は当該論文のキャプションを参照
されたい．16：内野（2021a），17：内野・鈴木（2021），
18：Muto et al.（2023），19: Osaka et al.（2023）．

ルコンの年代が得られている（第 8. 1 図）．その結果，東MORB の特徴を示すとした．内野（2021b）もまた外山図

北地方における “ ジュラ紀付加体 ” は南西（盛岡東部）か

幅地域の門馬ユニット（原典では中津川コンプレック

ら北東（下北半島尻屋崎）にかけて三畳紀末から前期白ス）において，数地点の玄武岩の全岩化学組成を分析し亜紀までの大局的な若化トレンドを示す（例えば，永広（付図 2），海洋島玄武岩だけでなく MORB の特徴を示す

ほか，2008；Uchino and Suzuki，2020）．ちなみに，これまものが幾つかあることを報告した．

でのところ葛巻 – 釜石亜帯でしか古生代の海洋性岩石は
8. 1. 2認められていない．また，かつて両亜帯で砂岩中の砕屑概要

物組成が異なることが指摘されていたが（大上・永広，

北部北上帯の南西縁部（外山図幅地域及びその周辺）

1988），それは高橋ほか（2016）によって否定されている．

には門馬ユニットと呼ばれる三畳紀末～中期ジュラ紀の外山図幅地域を含む北部北上帯南西縁部についての研付加体が広く分布する．本ユニットは，南側に分布する

究はさほど多くない．岩手県土木部（1954）の地質図は根田茂帯の前期三畳紀付加体（滝ノ沢ユニット）とは高北上山地の地質を初めて包括的にまとめられたものであ角断層を介して接すると考えられる．葉理泥岩，チャーる．それは 5 万分の 1 表層地質図「外山」（岩手県編，

ト，砂岩，砂岩泥岩互層を主体とし，珪長質凝灰岩泥岩

1970）でもほぼ踏襲されており，それ以降，詳細な地質

互層，玄武岩類，石灰岩を僅かに伴う．本ユニットに卓図は示されていない．松岡（1988）は米 内川 流域の館 沢

越する葉理泥岩はシルトからなる灰色部と粘土鉱物・炭林道沿いに産する黒色チャートから前期ジュラ紀前期の質物からなる暗灰色部が mm オーダーで細互層する特徴

よ な い がわ

たてざわ

放散虫化石を発見し，本地域の地質体が実際にジュラ系的な岩相を示す．また，しばしば数cm～数 10 cmの玄武を含むことを初めて示した．川村ほか（1996）は北部北岩，チャート，砂岩などをシート状ないしレンズ状に挟

上帯南西縁部の岩相を整理し，それを “ 中津川相 ” と呼有する．本図幅地域の岩石は全般に著しい変形作用被っ

び，南西隣の旧早池峰構造帯の岩相（“ 根田茂相 ”）とは異ており，特に細粒砕屑岩においては片状構造や微褶曲がなるとした．大藤・佐々木（2003）は北部北上帯南縁部に顕著に認められる．

はや ち

ね

くざかい

剪断帯（区界 – 釜石剪断帯）を認定した．南隣の早池峰山

門馬ユニットは大まかに南西部の上部と北東部の下部

図 幅（ 川 村 ほ か，2013）で は， 北 部 北 上 帯 の 付 加 体 はに分けられる．この上部と下部はそれぞれ構造的上位と「門馬コンプレックス」として定義・記載され，珪長質凝下位に当たる．岩相は下部において，厚いチャートが挟

灰岩から中期～後期三畳紀の可能性がある放散虫化石が在する以外に特段の差異はないが，地質構造は全体とし得られていたものの，中期ジュラ紀として扱われた．そて概ね北西 – 南東走向で，上部から下部に向かって高角の後，内野（2017）はこの放散虫化石を含む珪長質凝灰岩

から低角に移化する．陸源性砕屑岩の堆積年代について

近傍の凝灰質泥岩からジルコン U–Pb 年代を測定し，三は，最上部（南隣の早池峰山図幅地域内）では凝灰質泥岩

畳紀末の最若クラスター年代を得て，門馬コンプレックから三畳紀末の，上部では砂岩から前期ジュラ紀の，下スの一部が三畳紀末の付加体である可能性を示した．内部では中期ジュラ紀の砕屑性ジルコン U–Pb 年代が得ら野（2019，2021a）は外山図幅地域内の数地点の砂岩を対れており，上部から下部に向かって若くなる傾向を示す．

かどま

象に砕屑性ジルコン年代を測定し，北上山地の北部北上帯（南西縁部）において前期ジュラ紀の付加体が存在す

8. 2

門馬ユニット（Kb，Kl，Kc，Kf，Ks，Km）

ることを初めて示したほか，一方で本図幅地域の北東部の付加体は中期ジュラ紀であることを明らかにした．

［命名・定義］ 南隣の早池峰山図幅（川村ほか，2013）にOsaka et al.（2023）も，内野（2019）が示した前期ジュラ紀

おいて，北部北上帯南西縁の付加体に対し，門馬コンプ

砂岩地点のやや北東側（前期ジュラ紀砂岩と中期ジュラ

レックスと命名・定義された．これは門馬層（山崎，紀砂岩の中間地点）の砂岩からやはり前期ジュラ紀の砕

1985；永広ほか，1986）から改称されたものである．また

屑性ジルコン年代を報告し，前期ジュラ紀付加体の分布

従来，外山図幅地域に分布する北部北上帯ジュラ紀付加

範囲がより北東側に拡張することを明らかにした．

体については，中津川コンプレックス（内野ほか，2008b：

Mori et al.（1992）は第 29 回万国地質学会（IGC）の巡検

川村ほか，1996 の中津川相）と呼ばれ，近年の論文でも使で北上山地におけるジュラ紀付加体の観察地点用されてきたが（例えば，内野，2019，2023；内野・鈴木，（STOP1）として，岩洞ダム下の崖に大規模に露出する，

2021；Osaka et al., 2023），両者は岩相対比できるため，玄武岩類・チャート及びそれらを岩塊として含む泥質岩

本 図 幅 で は「 門 馬 ユ ニ ッ ト 」と し て 一 括 す る．

を紹介した．土谷ほか（1999a）は北部北上帯の玄武岩類

本ユニットは，北部北上帯南西部では構造的最上位に位の全岩化学組成を網羅的に分析し，そのほとんどが海洋置するもので，三畳紀末～中期ジュラ紀の付加体からな

島玄武岩の特徴を示すことを報告した．ただし，岩洞ダ

る．

がん どう

ム下（Mori et al.，1992 のSTOP1）やその西方（岩洞湖畔国なお，三畳紀末と考えられる地層は南隣の早池峰山図

道 脇 ）の 玄 武 岩 に つ い て は， 北 部 北 上 帯 で は ま れ な

幅地域，すなわちより構造的上位に位置しており，本図− 54 −

幅地域に分布するユニットは前期～中期ジュラ紀のものである．また，第 7 章でも述べたように，早池峰山図幅地域に分布する門馬ユニットの南側 3 分の 1 は前期三畳紀付加体の滝ノ沢ユニットに相当する（Uchino，2021）．
へい がわ［模式地］ 早池峰山図幅では「宮古市門馬の閉伊川から北東方の山稜」と設定されている．外山図幅地域では，
かま つだ

盛岡市矢倉地区以北の中津川沿い及び岩泉町釜津田地区
駒ヶ沢集落付近の大川沿いがそれぞれ上部・下部の観察適地であり，それらを副模式地とする．また，米内川及び県道 204 号（大志田停車場線），館沢林道（県道 204 号と国道 455 号を結ぶ市道），滝ノ内沢，オンドコ沢（大川支流）などでも良好な露頭が観察できる．副模式地及び館沢林道のルートマップをそれぞれ第 8. 2 図～第 8. 5 図に示す．
［分布と層序関係］ 北部北上帯の南西縁部一帯に広く分布し，南西限は早池峰東縁断層を介して前期三畳紀付加体の滝ノ沢ユニットと接する．一方，北限については本
図幅地域外の北ないし北東方に位置すると考えられるが，現状では未確定である．門馬ユニットは分布が広範囲にわたるため，本図幅では便宜的に，岩洞湖周辺に産する厚いチャート岩体の南縁を境に，構造的上位の部分と構造的下位の部分に分けて，それぞれ層序的な意味をもたない「上部」及び「下部」と呼ぶことにする．上記の厚いチャートの側方延長が途切れる図幅東部では両者の境界部が不明瞭となるため，前期ジュラ紀砂岩露頭と中期ジュラ紀砂岩露頭の間にその境界部を置いた（第 2. 2
図；第 12. 1 図参照）．
上部は北部北上帯の南西縁部に幅約 10 km の範囲で分布し，本図幅地域の約 6 割を占める．分布域は，南西縁
いわ がみやまは盛岡市鍋倉地区から岩 神 山まで，北東縁はおおよそ
しばさわ がわ

あおまつ ば や ま

柴 沢川 流域（岩洞湖南岸）から青松葉 山北方までの間である．下部は，上部の北東縁から北東側（駒ヶ沢・岩ノかるまつざわがわ

渡付近の大川，軽松沢川，向井沢川）に，幅約 10 km 以上の範囲で分布し，本図幅地域の約 3 割を占める．
［層厚］ 上部，下部ともに 10,000 m 以上．
［岩相］ 門馬ユニットは上部及び下部ともに大きな差異
はなく，玄武岩類，チャート，石灰岩，珪長質凝灰岩泥岩互層，葉理泥岩，砂岩泥岩互層，砂岩からなる．全体として葉理泥岩が卓越し，珪長質凝灰岩泥岩互層や砂岩
泥岩互層は細互層を示す．地質図規模では，玄武岩類，
チャート，砂岩などの岩体が，基質に相当する葉理泥岩の分布域中にシート状～レンズ状に含まれる混在相を示す．露頭規模では，それらは葉理泥岩中にシート状に薄く挟在している場合が多い．門馬ユニットは著しい変形

第 8. 2 図を被っており，特に泥質岩（葉理泥岩，珪長質凝灰岩泥岩互層，砂岩泥岩互層）においては片状構造や微褶曲が発達したり，互層中の砂岩や珪長質凝灰岩が分断して破断相を示したりする．

− 55 −

門馬ユニット（上部）の副模式地のルートマップ

玄武岩類（Kb） 見かけの幅が 500 m 以下の岩塊及び小～中規模岩体として少量産する．玄武岩溶岩及び火山砕屑岩を主体とするが，僅かにドレライトを伴う．上部ではオリカベ沢（米内川支流）下流部や外山ダム湖北湖畔
ねこ そこ またざわなどで，下部では軽松沢川中流部や猫足又沢（末崎川支きね流）流域などで比較的厚いものが見られる．なお，甲子またざわ

又沢（中津川支流）下流沿いの市道崖（北緯 39°43′32.10″，
東経 141°20′22.32″）では，赤紫色溶岩から漸移する緑色
玄武岩火山砕屑岩（<25 cm）の上位に灰緑色のチャート
ラミナイトが見かけ整合的に累重する露頭が認められる（第 8. 6 図 a）．
玄武岩溶岩は，暗緑色～緑色及び暗赤紫色を呈する．
まれに枕状溶岩が認められる（第 8. 6 図b，c）．鏡下では，針状の斜長石の間を隠微晶質な鉱物が充填するインター
サータル組織を示している（第 8. 6 図 g）．ときに斜長石（<4 mm）や単斜輝石（<1.5 mm）の斑晶を含むことがある
ほか，まれに六角形のかんらん石仮像（<1 mm）とみられる斑晶も認められる（第 8. 6 図 h）．石基は斜長石，単斜輝石，リューコキシン，その他隠微晶質な鉱物からなり，二次鉱物として緑泥石，パンペリー石，緑れん石，
アクチノ閃石が様々な組み合わせで生じている．石基中の単斜輝石は淡褐色を呈するチタン普通輝石のこともある．暗赤紫色溶岩の石基には微細な赤鉄鉱が多産する．
まれに発泡痕が認められ，そのほとんどが緑泥石に置換されている．また，しばしば，石英，緑泥石，緑れん石，白雲母，方解石からなる細脈が発達する．変成鉱物については，緑泥石，緑れん石が発達し，試料によってはパンペリー石やアクチノ閃石が産する．ただし，下部のしょうが くぼ さわ

庄ヶ久保沢（軽松沢川支流）河床（北緯 39°48′01.62″，東経141°24′00.11″）の玄武岩では，淡褐色を呈するチタン普通
輝石や褐色を呈するケルスート閃石のリムに幅 0.01 mm
以下の淡紫色～淡青色を呈する微細なアルカリ角閃石が認められる（第 8. 6 図 j，k）．したがって，本玄武岩は，
パンペリー石 – アクチノ閃石相の中でも高圧部に相当す
る変成を被っていると考えられる．北部北上帯の付加体におけるアルカリ角閃石の発見は，守屋（1970）や Shibaet al.（1984）によって葛巻地域の玄武岩からマグネシオ
リーベック閃石が報告されて以来，2 例目である．玄武岩は一般に剪断変形を被っており，微細なリューコキシ
ンからなる黒色シームが発達していることが多い．
玄武岩火山砕屑岩は，火山礫凝灰岩または凝灰岩であり，緑色～緑灰色あるいは暗赤紫色～赤紫色を呈する．
むかい

またざわ

火山礫凝灰岩は滝ノ沢上流や向 井ノ又 沢（末崎川支流）などで見られ，長径 2 cm 以下の溶岩を礫として含む（第8. 6 図 f）．鏡下では斜長石斑晶を含む溶岩岩片が確認できる（第 8. 6 図l）．基質部分は隠微晶質な鉱物からなる細第 8. 3 図

粒岩片とその粒子間を微細な赤鉄鉱が埋めるほか，しば館沢林道における門馬ユニット（上部）のルートマップ

しば緑泥石がプール状に産している．凝灰岩のうち，特に暗赤紫色～赤紫色を呈するものは，しばしば灰色− 56 −

第 8. 4 図

第 8. 5 図

門馬ユニット（上部）の玄武岩類及びチャートが連続する露頭のルートマップ

駒ヶ沢集落東方における門馬ユニット（下部）の副模式地のルートマップ− 57 −

チャート中に幅数 10 cm で挟在したり，チャート単層と庄ヶ久保沢と岩洞ダム下のものは海洋島アルカリ玄武岩

互層したりする（第 8. 2 図，第 8. 6 図 d）．また，下部ではの特徴を示すとしている（付図 2）．

葉理泥岩中に幅数 mm～1 m の淡緑色凝灰岩がシート状に挟在する例が多く見られる（第 8. 5 図，第 8. 6 図e）．暗石灰岩（Kl） 石灰岩は岩塊として，米内川上流及び支流

赤紫色～赤紫色凝灰岩は鏡下では，隠微晶質な鉱物からの北ノ沢，中津川支流の甲子又沢上流部（ヒコベ沢），大なる長径 0.1 mm 以下の砕屑物が定向配列し，その粒子間川，向井沢川下流部，オンドコ沢林道などに産する．多を微細な赤鉄鉱が埋める．また，全体に微細な粘土鉱物

くが幅数 m の孤立露頭で産するため周囲の岩石（多くはが定向に産するほか，赤鉄鉱はしばしば線状に濃集し黒葉理泥岩）との直接の関係は不明だが，北ノ又沢に沿っ色シームを形成している．緑色～緑灰色凝灰岩は長柱状た市道（米内 – 櫃取線）崖や大川上流ではチャート中に薄～針状の斜長石，緑泥石，チタン石など微細な鉱物が概くレンズ状に挟在する．向井沢川下流部（取水ダムより

ひっとり

ね定向に配列しており（第 8. 6 図 m），ときにやや粗い粒

200 m 下流）では幅 20 m 程度でチャートに伴って産する状の単斜輝石を含む．試料によってはセリサイト，アクほか，大川やオンドコ沢林道では泥質岩（葉理泥岩ある

チノ閃石，パンペリー石，黄鉄鉱が認められることがあいは砂岩泥岩細互層）中に厚さ数 10 cm 以下の薄いシーる．これら玄武岩火山砕屑岩には，しばしば石英と方解トとして産する．
石灰岩は灰白色～灰色を呈し，層状または塊状で，一石からなる細脈が，緑泥石（あるいは酸化緑泥石）を伴い

部で礫質のこともある．甲子又沢の層状石灰岩は厚さ 6ながら発達している．
ドレライトは滝ノ沢（中津川支流）上流部，熊ノ沢（中cm 以下の玄武岩火山砕屑岩岩片を含み，一方，大川上流

津川支流）の枝沢である山猫沢に沿う熊ノ沢林道や矢倉のものは単層厚 15 cm 程度で単層厚 40～60 cm のチャー

流紋岩岩体北側の市道沿いなどで幅数 m の岩塊として産トと互層する．また，どの石灰岩にもドロマイトが多かする（第 6. 1 図参照）．大川上流（パクチガ沢との出会い

れ少なかれ発達しており，特に下部の向井沢川下流部に付近）のものは，幅 20 cm 程度で石灰岩とチャートの間に産するものはドロマイト優勢のため全体としては薄黄土

レンズ状に挟在している．下部では，軽松沢川中流部（標色を呈している（第 8. 6 図 n）．石灰岩内部には，数 mm

高 785 m 付近）で玄武岩溶岩に伴って，また岩洞ダム下

オーダーで灰色部と暗灰色部が細互層した縞状構造が認の崖（Mori et al.，1992 の STOP1b）で葉理泥岩中に幅 4 m

められることがある（第 8. 6 図o）．鏡下観察によると，石のレンズ状岩塊として産する．前者は岩手県土木部

灰岩は 0.01～0.1 mm の細粒方解石からなり，生物遺骸とやまねこざわやぐら（1954）の地質図で斑れい岩として図示されているものに当たる．軽松沢川のドレライトは，自身の厚さは 5 m程度であるが，周囲の玄武岩と合わせた層厚は約 30 m に及ぶ．ドレライトは緑色～灰緑色を呈し，主に斜長石と単斜輝石からなり，チタン石を含む．単斜輝石を欠く場
合や，斜長石や単斜輝石を斑晶として含む場合もある．
単斜輝石はまれに淡褐色を呈するチタン普通輝石のこともあり（第 8. 6 図 i），その場合，微細なケルスート閃石も伴う．斜長石はどれもほとんどがソーシュライト化し，セリサイト，緑泥石，アルバイト，アクチノ閃石，パンペリー石などの細粒な二次鉱物によって置換されている．全体に生じている変成鉱物としては，緑泥石と緑れん石が発達し，試料によってはパンペリー石やアクチノ閃石が産する．プール状の緑泥石や，緑泥石・セリサイ
トからなる細脈もしばしば認められる．岩洞ダム下のレンズ状岩塊は完晶質で，ほぼソーシュライト化した斜長石とチタン鉄鉱（一部はチタン石）からなる（内野，2021bの第 2 図 f 参照）．
内野（2021b）は，門馬ユニット上部の中津川支流のモタラ沢に沿う林道脇の暗赤紫色玄武岩溶岩（第 8. 6 図 g）と甲子又沢支流の緑色玄武岩溶岩について全岩化学分析を実施し，両者ともに MORB の特徴を示すことを明らかにしている．また下部では，岩泉町駒ヶ沢集落の大川と盛岡市の軽松沢川中流の緑色玄武岩溶岩は MORB を，（p. 59 →）第 8. 6 図 門馬ユニットの玄武岩類及び石灰岩（a）チャートラミナイトと整合的に接する玄武岩類．
甲子又沢下流沿いの市道脇．
（b）枕状溶岩露頭．外山
ダム湖の北の沢．
（c）枕状溶岩中の急冷組織．中津川
支流安庭沢．
（d）チャートと互層する赤色玄武岩凝灰岩．中津川．
（e）葉理泥岩中に挟在する玄武岩凝灰岩．
大川．
（f）玄武岩凝灰角礫岩の研磨片．滝ノ沢上流．
（g）無斑晶質赤色玄武岩溶岩の薄片写真．中津川支流
モタラ沢．
（h）斑状玄武岩の薄片写真．大川．
（i）ドレ
ライトの薄片写真．熊ノ沢林道．
（j，k）玄武岩中に発達する細粒のアルカリ角閃石．軽松沢川支流庄ヶ久
保沢．
（l）c の薄片写真．
（m）e の薄片写真．
（n）ドロマイトの発達する塊状石灰岩．向井沢川．
（o）葉理泥岩中にレンズ状に挟在する縞状石灰岩．駒ヶ沢地区の大川．
（p）玄武岩片を含む層状石灰岩の薄片．甲子又
沢．
（q）o の薄片写真．薄片は q 以外すべて単ポー
ラー．g と h は内野（2021b）のそれぞれ第 2 図 a，第 2
図 c を引用．a-Amp: アルカリ角閃石，Ba：玄武岩，
BL：玄武岩溶岩，Bt：玄武岩火山砕屑岩．c-Cal：粗粒方解石，Chl：緑泥石，Ch：チャート，CL：チャー
トラミナイト，Cpx：単斜輝石，Dol：ドロマイト，
f-Cal：細粒方解石，Krs: ケルスート閃石，Lm：葉理
泥岩，Ls：石灰岩，OP：かんらん石斑晶の仮像，Pl：
斜長石，Qz：石英，St：スタイロライト，Ti-Aug：
チタン普通輝石．

− 58 −

− 59 −

第 8. 7 図

門馬ユニットのチャート（a）灰色層状チャート．甲子沢上流の枝沢．
（b）赤色層状チャート．中津川．
（c）緑色層状チャート．
滝ノ沢上流．
（d）褶曲している層状チャート．大倉山．
（e）赤色チャートと淡緑色チャートの互層．向井ノ又沢．
（f）チャートラミナイト．中津川．
（g）チャート中のマンガン被覆ノジュール．滝ノ内渓谷．
（h）cの緑色チャートの薄片写真．
（i）灰色チャートの薄片写真．大川．薄片はいずれも直交ポーラー．
Ms：白雲母，Src：セリサイト．

みられる粗粒方解石や径 0.1 mm 程度のやや褐色掛かっ

散点的に認められる（第 8. 6 図 q）．暗灰色部では黒色

たドロマイトが認められる（第 8. 6 図p）．縞状石灰岩は，シームが濃集している．また，石灰岩全般に，波状を呈

径 0.1 mm以下の方解石とともに径 1 mm以下のより粗いするスタイロライトが観察される（第 8. 6 図 p）．なお，

方解石粒子が散在するほか，径 0.2 mm 以下の石英粒子も石灰岩の露頭は小規模であるが，その希少性のため地質− 60 −

珪長質凝灰岩泥岩互層（Kf） 珪長質凝灰岩と泥岩がと図には誇張して表現してある．

もに層厚数mmオーダーで互層する（第 8. 8 図a）．本互層チャート（Kc） 本ユニットのチャートは一般に成層しは全体として珪長質凝灰岩優勢であり，珪長質凝灰岩はた層状チャートであり，厚さは数 10 cm から 200 m に及ときに層厚数 cm 以上になることもある（第 8. 8 図 b，c）．

ぶ．地質図上の分布幅としては数 100 m から最大 2.7 km

地質図に表現できる規模の分布はあまり多くなく，中津に及ぶが，これらは褶曲や初生的低角断層による構造的

川上流の支流（モタラ沢，焼 山沢，甲子又沢，ズザ沢）やな繰り返しなどによって厚化しているものとみられる．

米内川支流の岩高沢などに限られる．珪長質凝灰岩は主特に，下部の岩洞湖周辺やその東方の軽松沢川に産するに明灰色だが，まれに淡緑色を呈する．薄片観察による岩体は本図幅地域で最大規模の分布を示す．上部では，と，珪長質凝灰岩は隠微晶質な鉱物の集合体からなり，

図幅地域西端の朴沢や中央部の北ノ又沢（ともに米内川

ときに粘土鉱物が定向配列しながら散在する．再結晶し支流），甲子又沢（中津川支流）で比較的規模の大きい岩ている場合，野外ではチャートと見分けがつきにくい体が分布する．

が，鏡下では斜長石粒子や長柱状～針状のやや粗い石英

やきやまさわほうのきざわチャートは主に灰色を呈するが，赤色やまれに淡緑色粒子を含むことや火山ガラス仮像が認められることからの場合もある（第 8. 7 図a–c）．赤色チャートは下部（図幅

火山灰起源と判断できる（第 8. 8 図 f）．互層中の泥岩は地域北東端）の向井ノ又沢や猫足又沢（ともに末崎川支

灰色～暗灰色で，セリサイトなどの粘土鉱物が発達し，流）で厚いもの（<750 m）が見られる．一般に，単層厚 1

また微細な炭質物が黒色シーム群を形成している．

～10 cm で，数 mm の粘土岩薄層と律動的に互層し成層す

珪長質凝灰岩層の中でも厚いものは，粒度差による葉るが，粘土岩層を欠くこともある．成層したチャートは

理が認められることがある（第 8. 8 図 d）．特に粗粒な部し ば し ば 露 頭 規 模 で 褶 曲 が 認 め ら れ る（ 第 8. 7 図 d）．

分では火山ガラス仮像が顕著に認められる（第 8. 8 図g）．

チャートは玄武岩溶岩を密接に伴って分布することがあ

珪長質凝灰岩泥岩互層は，門馬ユニット内に発達する著り，特に下部の軽松沢川でそれが顕著である．また，向しい剪断変形のため，ほとんどが片状あるいは千枚岩状

井ノ又沢中流部では，赤色部と淡緑色部が互層するになったり，珪長質凝灰岩層が分断して破断相を示すがチャートが見られ，一単層内においても中心部から外側（第 8. 8 図 b，e）
，変形の弱い部分ではまれに成層構造がに向かって赤色から淡緑色に漸移する様子が認められる認められることから（第 8. 8 図 c）
，初生的には堆積性の（第 8. 7 図 e）
．赤色チャートにはまれにマンガン層を挟細互層であったと考えられる．本層はまた，しばしばち有する場合があり，熊ノ沢支流の山猫沢（第 6. 1 図参照）

りめんじわ褶曲などの微褶曲も発達する．なお，この珪の上流（旧熊ノ沢鉱山：第 13. 1 章参照）や岩洞湖畔でも長質凝灰岩泥岩互層は本ユニットの上部に多く産する．

認められる．外山ダムから流下する滝ノ内沢（滝ノ内渓

ちなみに，根田茂帯の綱取ユニット及び滝ノ沢ユニッ

つなとり谷）の左岸（標高 455 m 付近）では，灰色チャート中に長トにも珪長質凝灰岩泥岩互層が特徴的に産するが，根田径 13 cm，短径 6 cm のマンガンノジュールが認められる茂帯のものは互層中の珪長質凝灰岩が淡緑色を呈するの（第 8. 7 図 g）．ノジュールは，表面のみが厚さ 1 cm 以下に対し，門馬ユニットのものはほとんどが明灰色であるの黒色マンガンによって薄く皮膜され，その内部は明灰ため，この二つの岩相はユニット間で区別が可能である．

色の塊状チャートである．チャートはその他に，層厚数mm～10 数cmの赤紫色を呈する玄武岩凝灰岩と互層し葉理泥岩（Km） 葉理泥岩は，本ユニットの主要構成岩たり（第 8. 6 図 d），極まれに層厚 10 数 cm 以下の石灰岩であり，灰白色～灰色部と暗灰色部が mm オーダーで細と互層したりする．また，チャートと粘土岩が数 mm 規

互層する（第 8. 9 図 a–c）．一般的に，灰白色部～灰色部

模で互層する“チャートラミナイト”（吉田，1981）がしばと暗灰色部の割合は，等量か暗灰色部優勢（第 8. 9 図 b，

しば産し，本岩は門馬ユニット（特に上部）を特徴付けるc）である．灰白色～灰色部は粘土～シルトからなり，と岩相の一つとなっている．チャートラミナイトは，露頭

きに砂サイズの石英粒子を含むほか，微細な粘土鉱物が幅が数 10 cm から数 m まで様々で，層状チャートととも定向に散在する（第 8. 9 図g）．泥岩薄層が凝灰質な場合，に産する場合が多い（第 8. 7 図 f）．

全体的により黄土色～白色を帯びる（第 8. 9 図 a，h）．一鏡下観察によると，チャートは微晶質石英からなり，方，暗灰色部は，定向配列したセリサイトや緑泥石など

しばしば微細なセリサイト（一部で白雲母）が発達するの粘土鉱物と微細な黒色炭質物シームからなる（第 8. 9

（第 8. 7 図 h，i）．弱い変成を受けている場合は，石英

図 g）．細粒な酸化緑泥石や鉄水酸化物が多くなると，やが 0.01 mm程度に粗粒化している（第 8. 7 図i）．粘土岩薄や深緑色掛かる（第 8. 9 図 a）．

層ではセリサイトや酸化緑泥石などの粘土鉱物が，微細葉理泥岩には，しばしばモザイク状の石英からなる細な炭質物からなる黒色シームや不透明鉱物を伴いながら脈が葉理に平行あるいは斜交し（第 8. 9 図 b，e），鏡下で発達する．

は灰色部内のみに発達する石英細脈もしばしば見受けられる（第 8. 9 図 g）．ときに標本規模で黄鉄鉱の濃集が認− 61 −

第 8. 8 図

門馬ユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層（a）珪長質凝灰岩泥岩互層の研磨片．中津川．
（b）破断した珪長質凝灰岩優勢珪長質凝灰岩泥岩互層．中津川．
（c）弱変形の珪長質凝灰岩優勢珪長質凝灰岩泥岩互層の研磨片．米内川支流源衛門沢．
（d）葉理をなす厚い淡緑色珪長質凝灰岩．中津川取水場西方の沢．
（e）強い剪断変形を被った珪長質凝灰岩泥岩互層．米内川支流ヤツマキ沢．
（f）c の珪長質凝灰岩部の薄片写真．
（g）d の薄片写真．火山ガラス片仮像に富む．薄片はともに単ポーラー．Ft：珪長質凝灰岩，
Ms：泥岩，Qz：石英，VG：火山ガラス片の仮像．
（p. 63 →）第 8. 9 図 門馬ユニットの葉理泥岩（a，b）葉理泥岩の研磨片．a は中津川支流の本田沢，b は中津川．
（c）剪断変形を被った葉理泥岩の露頭．中津川．
（d）ちりめんじわ褶曲を示す葉理泥岩の露頭．滝ノ沢上流．
（e）玄武岩凝灰岩と砂岩岩塊を挟有する葉理泥岩の露頭．岩ノ渡地区の大川．
（f）玄武岩凝灰岩を挟有する葉理泥岩の研磨片．オンドコ沢．
（g）葉理泥岩の薄片写真．外山川下流．
（h）凝灰質泥岩層を挟有する葉理泥岩．大川支流の上ノ内沢上流．
（i）褶曲する葉理泥岩の薄片写真．中津川．
（j）葉理泥岩の暗灰色部に発達するちりめんじわ劈開．中津川源流．f の薄片のみ直交
ポーラー，その他は単ポーラー．Bt：玄武岩凝灰岩，CC：ちりめんじわ劈開，Ft：珪長質凝灰岩，LM：葉理
泥岩，Py：黄鉄鉱，QV：石英脈，Sl：シルト岩，SS：砂岩，SSl：砂質シルト岩，TM：凝灰質泥岩．

− 62 −

− 63 −

第 8. 10 図

門馬ユニットの砂岩及び砂岩泥岩互層（a）塊状砂岩．大川．
（b）淡緑色砂岩の研磨片．米内川支流のクラアテ沢．
（c）葉理泥岩中に挟在するアルコース砂岩．
中津川．
（d）アルコース砂岩の研磨片．中津川．
（e）砂岩泥岩細互層．中津川．
（f）砂岩泥岩互層の研磨片．大川．
（g，h）
破断変形した砂岩泥岩互層．大川．
（i）アルコース砂岩の薄片写真．
（j）bの淡緑色砂岩の薄片写真．内野（2019）の第 2
図 b を引用．
（k）セリサイトが定向に発達する砂岩の薄片写真．向井沢川．
（l）ちりめんじわ褶曲をなす砂岩泥岩細互層の薄片写真．大川．薄片は l のみ単ポーラー，それ以外は直交ポーラー．A-SS：アルコース砂岩，CC：ちりめん
じわ劈開，Ep：緑れん石，MS：泥岩，Ms-c：泥岩偽礫，Pl：斜長石，Qz：石英，Src：セリサイト，SS：砂岩．

められる（第 8. 9 図 b）．

変形した葉理泥岩は，薄片では石英粒子の縁にプレッ葉理泥岩は，本ユニットに発達する著しい剪断変形にシャーシャドーができる非対称変形も見られる．褶曲はよって，そのほとんどが片状（千枚岩状）になったり，灰しばしば露頭規模でも発達し（第 8. 12 図a，b参照），箱型

白色～灰色部が破断したりする．しかし，まれに産する褶曲，流れ褶曲，キンク褶曲，ちりめんじわ褶曲など

変形の弱いものでは，前述したように mm オーダーで互

様々なタイプが認められる（第 8. 9 図 d，i）．また，ちり層する様子が認められるため（第 8. 9 図 a，g），この縞状

めんじわ劈開がインコンピーテントな暗灰色部に発達すの構造は初生的な堆積構造を示していると考えられる．

る（第 8. 9 図 j）．葉理泥岩は，ときにシート状～レンズ− 64 −

状の砂岩やチャート，玄武岩類を含み（第 8. 6 図e参照），

よって砕屑粒子間の境界が不明瞭になっている様子が観変形が著しい場合は，露頭あるいは標本規模で混在相を察される（第 8. 10 図 i）．岩片は，珪長質火山岩の石基と呈する（第 8. 9 図 e，f）．

考えられる隠微晶質な鉱物の集合体が多いが，再結晶に岩神沢（中津川支流）上流部とオンドコ沢（大川支流）

より粗粒化し微細な石英の集合体になっているものある．

源流部の葉理泥岩について，炭質物ラマン温度計を用い

砂岩は，全体として微細な炭質物や緑泥石からなる黒て変成温度解析した結果（付図 2），それぞれ 352 ± 7 ℃，

色シームがちりめんじわ状に発達し，それにセリサイト

303 ± 11 ℃の値が得られた（付表 2）．ただし前者についや白雲母がしばしば随伴する．また石英・斜長石からなては，約 2 km 南西に位置する岩神山周辺の地質体が前る細脈が頻繁に発達し，脈中の石英はサブグレイン化し期白亜紀花崗岩類による接触変成を受けているため，そている．下部の駒ヶ沢集落の大川に産する塊状砂岩（第の熱的影響を被って高い温度を示している可能性がある．

8. 10 図 a）は層面劈開が顕著で，鏡下でも圧力溶解劈開に

なお，野外では露頭状況や変形・変質（風化）によっ

沿ってセリサイト（一部は白雲母）が定向に発達していて，チャートラミナイト，珪長質凝灰岩泥岩互層，砂岩

る（第 8. 10 図 k）．また，強い変形を被った砂岩では，石泥岩細互層（後述）の判別が困難なことがあり，その場

英や長石の両翼にプレッシャーシャドーが形成され，非合，地質図ではすべて葉理泥岩として塗色した．

対称変形構造も認められる．

砂岩及び砂岩泥岩互層（Ks） 砂岩も砂岩泥岩互層も主する（第 8. 10 図 e，f）．特に厚さ数 mm で互層するものをに幅数m～数 10 mの岩塊ないし小規模岩体として産する

砂岩泥岩細互層と呼ぶ．砂岩と泥岩の量比は，砂岩優勢ため，地質図では両者を一括して表現した．本ユニット

から泥岩優勢のものまで様々である．変形の弱い砂岩泥の上部では図幅地域西端の朴沢（米内川支流），中央南部

岩互層では，ときに級化構造が認められることがある．

の焼山沢・イギツネ沢（ともに中津川支流），ヒエガラ沢

しかし本互層の多くは，剪断変形のため，分断した砂岩（大川支流）で，下部では北東端の向井沢地区で，層厚がレンズ化し破断相ないし混在相を示す（第 8. 10 図 g，350～800 mの厚い分布を示す．砂岩は一般に灰色～灰白h）．また葉理泥岩同様に，しばしば微褶曲も発達し，特色を呈し，塊状で劈開や節理が発達する（第 8. 10 図 a）．

にインコンピーテントな泥岩層ではちりめんじわ褶曲や

粒度は細粒～粗粒まで様々で，多くが長石質～石質のちりめんじわ劈開が認められる（第 8. 10 図 l），

砂岩は，しばしば泥岩と数 mm～数 cm オーダーで互層

ワッケに分類される．構成物はどのタイプの砂岩でも類似しており，石英，斜長石，アルカリ長石の粒子と泥岩，

8. 3

年

代

チャート，珪長質火山岩，珪長質凝灰岩，極細粒砂岩，
8. 3. 1

凝灰質泥岩，玄武岩，花崗岩質岩，半深成岩などの岩片

化石年代からなるほか，少量ではあるが，緑れん石，チタン石，

米内川支流の館沢に沿う館沢林道脇の黒色チャート

白雲母，電気石，ジルコンなどの粒子も認められる．ま（第 5. 1 図；第 8. 3 図；付図 2）から，松岡（1988）によった，しばしば長径 6 mm 以下の扁平した泥岩偽礫を特徴て Parahsuum simplum，Canoptum sp.，Pantanellium sp. の的に含む．斜長石はソーシュライト化していることが多放散虫化石が得られており，チャートの堆積年代は前期

い．淘汰は粒度が粗くなるほど悪くなる．粒子間にはしジュラ紀前期とされた．小貫（1969）及び村井ほか（1983）

ばしばセリサイトや緑泥石が産し，それらはときに融食によると北ノ又沢（米内川上流支流）沿いの石灰岩からされた石英の周縁にも発達する．試料によっては二次的

ペルム紀型の紡錘虫化石（Misellina? sp., Schwagerinae gen.

に生じた方解石が多産する．

et sp. indet.）が，またチャートからコノドント化石が報告

上部ではまれに灰緑色を呈する石質ワッケ（第 8. 10 図されている．川村ほか（1996）は，JR 浅岸第一トンネルb）や長石質アレナイト（“アルコース砂岩”：第 8. 10 図c，

中津川側出口付近の市道沿いのチャート（第 8. 2 図）からd）も認められる．灰緑色の石質ワッケはクラアテ沢（米中期三畳紀を示す放散虫化石（Triassocampe cf. deweveri）

内川支流）に単層厚約 1 m で露出する．岩片を主体とし，を得ている．ただし，小貫（1969）や村井ほか（1983），川斜長石，石英及び少量のアルカリ長石からなるほか，や村ほか（1996）では化石写真は提示されていない．内野・や粗粒な緑れん石も認められる（第 8. 10 図 j）．石英はほ鈴木（2021）
は，
米内川上流
（付図2）
の泥岩からWilliriedelloidea

とんどが波動消光を示し，斜長石はソーシュライト化し上科，Amphipyndacioidea 上科，Eucyrtidiellidae 科などのている．また，他の砂岩と同様に大量の泥岩偽礫を含ん放散虫化石を見出し，種の同定までは至らなかったもの

でいる（第 8. 10 図 b）．一方，アルコース砂岩は，中津川の，放散虫の産出年代として前期ジュラ紀後期～中期

や米内川などにおいて葉理泥岩に伴って産する（第 8. 2

ジュラ紀の可能性を指摘している．

図；第 8. 10 図 c）．数 10 cm～数 m の層厚をもつ灰白色のなお，南隣の早池峰山図幅地域内に分布する門馬ユ

粗粒～極粗粒砂岩で，野外や標本ではマイロナイト化しニットの最上部に相当するの珪長質凝灰岩からは中期～た花崗岩にも見える（第 8. 10 図 d）．鏡下では，再結晶に

後期三畳紀を示唆するTriassocampe? spp.が報告されてい− 65 −

る（第 5. 1 図；川村ほか，2013 の第 8. 5 図参照）．

層は門馬ユニット下部に相当するとみられる．小貫ほか（1969）の記載を参考にすると，達曽部口・芳門層・青松

8. 3. 2

砕屑性ジルコン U–Pb 年代

沢層は岩相的にはさほど違いはなく，これは広範囲に分

内野（2019）は館沢林道の前期ジュラ紀放散虫化石を布する門馬ユニットが明確に岩相層序区分できないこと含む黒色チャート（松岡，1988）近傍に産する石質砂岩を支持するものである．なお，早池峰山図幅では，門馬と，クラアテ沢に産する淡緑色砂岩（第 8. 10 図 b）から，ユニットは東隣の川井図幅地域に分布する高滝森コンプそれぞれ 193.3 ± 6.6 Ma，191.9 ± 3.0 Ma（ともに誤差 2σ）

レックスの桐内サブコンプレックス（Suzuki et al., 2007）の最若クラスター年代を得て，本図幅地域における門馬に対比できる可能性が示されている．また，奥羽山脈中

ユニット南縁部（上部）の砂岩の堆積年代を前期ジュラ軸部に位置する十和田湖図幅（工藤ほか，2019）地域内に紀と解釈した．内野（2019）はまた，下部に産する駒ヶ沢

僅かに分布するジュラ紀付加体の柴森コンプレックス

集落の大川と向井沢川下流の砂岩について年代測定し，は，砂岩の砕屑性ジルコン U–Pb 年代が 174.6 ± 0.7 Ma（中それぞれ 253.8 ± 3.8 Ma と 170.8 ± 2.0 Ma（ ともに誤差は期ジュラ紀：第 8. 1 図の 6）を示し（内野，2018），かつ外2σ）の最若クラスター年代を得た．特に前者のペルム紀

山図幅地域の葉理泥岩と酷似する“泥質千枚岩”が卓越す末という年代については，若い年代を示すジルコンを抽ることから，門馬ユニット下部に対比できると考えられ出できなかった可能性が考えられ，その後，内野（2021b）

る．

きりない

によって前者近傍の砂岩（第 8. 5 図；第 8. 10 図 a）から
164.8 ± 6.5 Ma（誤差は 2σ）の最若クラスター年代が改め

8. 5

地 質 構 造て報告された．Osaka et al.（2023）は，前述した前期ジュ
とどまつざわラ紀と中期ジュラ紀の砂岩露頭の中間に当たる椴 松沢

門馬ユニットの層理面及び片理・劈開面の走向は，全（ヒエガラ沢支流）沿いの町道崖と三ノ又沢（大川支流）

域にわたって北西–南東ないし西北西–東南東の方向を示

河床の砂岩の年代測定を行い，それぞれ 183.3 ± 1.0 Ma，す（第 8. 11 図）．ただし，桐ヶ沢（ヒエガラ沢支流），薮

176.7 ± 1.6 Ma（ともに誤差 2σ）の最若クラスター年代を川沢（ヒエガラ沢支流），ヒエガラ沢下流部，ヒエガラ沢

やぶ

かわざわ

と 大 川 の 出 会 い 付 近， 駒 ヶ 沢 集 落 西 方 の 大 川 沿 い，得た．これらの年代測定地点は付図 2 に示してある．

ほりごめがしら堀米頭（標高 979 m）周辺，下ノ又沢・上ノ又沢（ともになお，早池峰山図幅地域内に分布する門馬ユニットの最上部に相当する凝灰質泥岩（Triassocampe? spp. を含む

大川支流）などにおいては，しばしば走向が北北西 – 南南

珪長質凝灰岩の傍）からは 209.4 ± 3.7 Ma（誤差は 2σ）が東～北北東 – 南南西方向に振れる．これらは，断層活動

得られている（内野，2017）．

に伴う局所的なブロック回転による可能性がある．
本ユニット中には半波長 70～250 m のシンフォーム・

8. 3. 3

付加年代

アンチフォームが発達する．また，露頭規模でしばしば砂岩の砕屑性ジルコン年代や泥岩の化石年代から，本微褶曲が認められ，それは特に葉理泥岩で顕著である

図幅地域における門馬ユニットの上部は前期ジュラ紀，（第 8. 12 図a，b）．傾斜については，褶曲のため南西もし

下部は中期ジュラ紀に形成された付加体と考えられる．

くは北東と振れるが，大局的には南西落ちである（第また，早池峰山図幅地域内のデータも含めると，同ユニッ8. 11 図）．上部では多くが 70° 以上の高角を示すが（第トは，三畳紀末から中期ジュラ紀前期にかけて形成され

8. 11 図 a），米内川上流域や甲子又沢流域など下部に近いた付加体である可能性が高い．

一部の地域，そして下部の多くの地域では低角構造を示

8. 4

対

す（第 8. 11 図；第 8. 12 図 c–e）．

比本ユニットでは，砕屑性ジルコンの最若クラスター年
代が 209.4 ± 3.7 Ma，193.3 ± 6.6 Ma，191.9 ± 3.0 Ma，183.3

門馬ユニットの上部と下部は，年代や全体的な地層の± 1.0 Ma，176.7 ± 1.6 Ma，164.8 ± 6.5 Ma，170.8 ± 2.0 Ma

傾斜度以外にほとんど違いがない．小貫ほか（1969）は本と，164.8 ± 6.5 Ma の誤差範囲を考慮すれば，上部（南西図幅地域の南及び南東側を流れる閉伊川沿いに分布する側）から下部（北東側）にかけて若くなる（第 8. 1 図；第北部北上帯南西縁部の付加体について，下位（南西側）か

12. 1 図；Osaka et al.，2023 の Fig. 2 参照），すなわち北東

ら達曽部口層（模式地：宮古市達曽部口地区付近），芳門

側により新しい地層群がスラストを介して連続的に付加層（模式地：宮古市芳門地区付近），青松沢層（模式地：

している可能性を示す．冒頭で述べた北部北上帯の付加

岩泉町青松沢流域）に区分している．側方への連続性か

体全体に認められる大局的な若化極性は，一層序単元内ら，達曽部口層は門馬ユニット上部に，芳門層・青松沢

でも同様の傾向を示すといえる．

た っ そ べ ぐち

ほうもん

− 66 −

第 8. 11 図

第 8. 12 図

門馬ユニットの岩石の層理面及び片理・劈開面のステレオプロット（a）上部．
（b）下部．N：測定数，下半球投影．

門馬ユニットに発達する微褶曲と下部に特徴的な低角構造（a，b）葉理泥岩に発達する微褶曲．
（c）葉理泥岩中に挟まれるチャートのシート状岩塊．
（d）葉理泥岩中に挟まれる石灰岩のシート状岩塊．
（e）全体に緩く褶曲するチャートシートを挟む葉理泥岩．点線は層理面．
a はオンドコ沢，それ以外はすべて大川沿い．Ch：チャート，LM：葉理泥岩，Ls：石灰岩．

− 67 −

第9章

前期白亜紀岩脈（内野隆之）
9. 1
9. 1. 1

研究史及び概要

岩脈の放射年代については，土谷ほか（2015）が南部北上帯南端部の石巻地域に産する黒雲母角閃石石英モンゾ

研究史

閃緑岩及び黒雲母角閃石トーナル岩からともに約 128

北上山地には幅数 10 m 以下の岩脈が頻繁に産し，それMa の ジ ル コ ン U–Pb 年 代 を 報 告 し て い る．Ueda et al.

は各地域の 5 万分の 1 地質図幅でも記載されている（例（2018）は，北部北上帯北端部（下北半島尻屋崎）に産する

えば，気仙沼図幅：神戸・島津，1961；石巻図幅：滝沢ほ閃緑岩より 122 MaのジルコンU–Pb年代を報告している．

か，1984；宮古図幅：吉田・片田，1984；志津川図幅：竹内野・羽地（2021）は，外山図幅地域の流紋岩から約 120

内・兼子，1996）．その岩種は苦鉄質から珪長質まで，まMa のジルコン U–Pb 年代を，東隣の大川図幅地域の角閃た粗粒から細粒までバリエーションに富み，多くは角閃石安山岩から約 130 Ma，細粒石英閃緑岩から約 120 Ma

石ひん岩・珪長質ひん岩・長石斑岩などと呼称されていの普通角閃石 K–Ar 年代を報告した．

る．また，径 3 cm 程度の大きな銭型の斜長石斑晶を含む

なお，北上山地の岩脈の中には，北上花崗岩類を貫く

珪長質な半深成岩～火山岩は，“ 銭型ポーフィリー”（通ものも存在するが（例えば，吉田，1961；滝沢ほか，1990；

称，ゼニポーまたはゼニポ）と呼ばれ，北上山地の特徴的

竹内・御子柴，2002），土谷ほか（2015）によると，それらな岩脈の一つとなっている（例えば，吉田，1961；吉田・は北上花崗岩類と同様の岩石化学的特徴を有することか

片田，1984）．これらの岩脈は，南部北上帯の中古生界，ら，花崗岩類に先行する岩脈とは区別して，北上花崗岩

根田茂帯・北部北上帯の中古生代付加体のほか，両帯を類の一員として扱うべきであるとしている．

ね

だ

も

覆う下部白亜系をも貫き，更に岩脈自身が前期白亜紀北

最近，Yamasaki and Uchino（2023）は，ダナイトを捕獲

上花崗岩類（第 10 章参照）に切られていたり，また同花岩として含む緑泥石角閃石岩（原典では細粒斑れい岩）

崗岩類による接触変成作用を被ったりしているため，北の転石（後述）について，捕獲岩及びホスト中の単斜輝石

上花崗岩類に若干先行して形成されたと考えられているの化学分析と温度・圧力解析ならびにホスト中の普通角（池田，1984；滝沢ほか，1984；西岡・吉川，2004；土谷ほ閃石の K–Ar 年代測定を行った．その結果，このダナイ

か，2015）．

トは下部地殻のキュムレートを起源とし，また約 125 Ma

これまで北上山地における岩脈を扱った主な研究としに形成されたホストの組成はバハアイト（高 Mg 安山岩ては土谷ほか（1999b）ぐらいであり，彼らは北部北上帯の一種）質であることを明らかにした．そして，このバ

南東部及び南部北上帯東縁部に産する岩脈群について岩ハアイトは，北上山地に広く分布する前期白亜紀のアダ石化学的検討を行い，高 Sr 安山岩，ホルンブレンド斑れ

カイトに先行して生じた非アダカイト質の珪長質メルトい岩，ざくろ石流紋岩など 7 タイプに区分した．また，が，下部地殻のダナイトを取り込み，同化することで形それら岩脈の成因論についても議論された（土谷ほか，成され得ることを示した．

1999b；Tsuchiya et al.，2005；土谷，2008）．また，内野・
9. 1. 2羽地（2021）は外山図幅地域で認められた岩脈の記載を概要行い，優黒石英閃緑岩，角閃石安山岩，流紋岩，斑状細北上山地では，小規模ながら，基盤岩を貫く各種火成

粒トーナル岩など 9 タイプの岩種を識別した．ただし，岩脈がいたる所で認められる．本岩脈の多くは，当山地

その 1 つである巨斑晶質流紋岩は，その後，ペルム紀前に大規模に産する前期白亜紀の北上花崗岩類に若干先行期の火山岩であることが判明した（第 5 章参照；内野，

して貫入したものである．外山図幅地域では 70 枚以上2023）．内野・羽地（2021）はまた，岩脈の姿勢から貫入の岩脈が付加体を貫いている．幅は数 10 cm～数 m のも時の応力解析を実施し，前期白亜紀の北上山地は大島造のが多く，貫入面は北北東–南南西方向のものが優勢で，山運動（Kobayashi，1941；小貫，1981）による東西圧縮応

そのほとんどが高角度である．岩種としては，優黒石英

力場にあったとされる中で，130～120 Ma の一時期には閃緑岩，斑状細粒優黒石英閃緑岩，角閃石安山岩，石英

北西 – 南東方向の引張応力場が存在していた可能性を示

閃緑岩，斑状細粒石英閃緑岩，デイサイト，斑状細粒トーした．その見解は，その後の山路ほか（2022）による久慈ナル岩，流紋岩，緑泥石角閃石岩の 9 タイプが識別され地域のジュラ紀付加体中に発達する石英脈の応力解析かており，なかでも前三者の優黒質岩が半分強の産出割合

らも，概ね支持されている．

を占める．岩種による分布域の偏りや，岩種と岩脈の幅− 68 −

第 9. 1 図前期白亜紀岩脈の岩種・規模・姿勢（a）岩種を示した円グラフ．転石である緑泥石角閃石岩は含めていない．
（b）各岩種における岩脈幅と貫入方向を示した方対数グラフ．
（c）岩脈の姿勢を示したステレオグラフ．下半球投影．濃淡は極密度を示す．N：岩脈数，n：姿勢が判別できる岩脈数．内野・羽地（2021）を一部修正．

及び姿勢との関連性は特段認められない．年代について

図 a）．残りの半分弱については，珪長質な各種岩石が 7は，角閃石安山岩から約 130 Ma の普通角閃石 K–Ar 年代～10 ％で概ね均等に存在する．

が，流紋岩から約 120 Ma のジルコン U–Pb 年代が得られ岩脈幅（露頭が連続していると判断されるものも含ているほか（内野・羽地，2021），転石の緑泥石角閃石岩め）は 10 cm から 60 m まで様々であるが，基本的にはどから約 125 Ma の普通角閃石岩 K–Ar 年代が報告されていの岩種も数 m以下のものが多い（第 9. 1 図b；付表 3）．まる（Yamasaki and Uchino，2023）．

た，岩種による分布域の偏りや岩種と岩脈幅との関連性は特に認められない．貫入面については岩種に関係なく

9. 2

岩脈（Dk）

ばらつくが，傾斜はほとんどが高角度で，走向は北東 – 南
西を示すものが多い（第 9. 1 図 c）
．被貫入母岩種の割合

外山図幅地域及び本図幅の若干東西範囲外において，については，葉理泥岩が半分を，チャートが 4 分の 1 を，

73 箇所で岩脈露頭が確認されている．岩脈の露頭地点を

そして玄武岩類，珪長質凝灰岩，砂岩泥岩互層などが残

付図 2 に，リストを付表 3 に，そして岩種・幅・走向傾りを占める（付表 3）．

斜を示したグラフを第 9. 1 図にそれぞれ示す．なお，こ岩脈のほとんどは小規模のため地質図に表現できない

れらの岩脈については，既に内野・羽地（2021）で詳細な記載がなされているため，本図幅では基本的にそれらをが，盛岡市水沢地区の簗 川，綱 取渓谷の中津川（第 5. 2図参照），根田茂帯 / 北部北上帯境界付近の中津川，岩泉

引用する形で記述する．

町駒ヶ沢集落東方の大川（第 8. 5 図参照），滝ノ内渓谷の

やながわ

つなとり

よ な い がわ

岩脈は優黒質から優白質，また粗粒から細粒なものま

滝ノ内沢，米内川，オンドコ沢（大川支流），岩泉町の下で多様であり，鏡下判定により，優黒石英閃緑岩，斑状ノ又林道（七兵衛頭南方）に産する細粒優黒石英閃緑岩・

細粒優黒石英閃緑岩，角閃石安山岩，石英閃緑岩，斑状角閃石安山岩・石英閃緑岩・流紋岩については誇張して細粒石英閃緑岩，デイサイト，斑状細粒トーナル岩，流図示した．すべての岩脈の産出地点は付図 3 に示してあ紋岩，緑泥石角閃石岩の 9 つの岩種が識別された．なお，る．以下に各岩種について記載する．

しちべいかしら緑泥石角閃石岩については，転石が 1 つ認められるのみである．露頭岩脈の種類に関しては，前三者の優黒質岩［岩相］

が半分強の産出割合を占め，特に斑状細粒優黒石英閃緑

優黒石英閃緑岩

岩と角閃石安山岩がそれぞれ 26 %，25 % と多い（第 9. 1を多量に含むことを特徴とする．色指数は 60～65 程度で− 69 −

優黒石英閃緑岩は暗灰色で普通角閃石

ある．観察適地である盛岡市矢倉地区北方の中津川河床て，緑れん石，アパタイト，黄鉄鉱，チタン石が，二次（付図 3 の地点 49）では，北部北上帯門 馬ユニットの鉱物として緑泥石，緑れん石，炭酸塩鉱物，白雲母，セ

チャート中に幅 5 m で高角に貫入し，また径 60 cm のリサイト，トレモラ閃石などが認められる．斑晶は普通

チャート岩塊を捕獲している（第 9. 2 図 a）
．本露頭の優角閃石と斜長石であり，ともに長径は 5 mm 以下が多い

黒石英閃緑岩は，長径 1 cm，幅 4 mm 程度の粗粒な長柱が，前述したように普通角閃石が 1 cm に及ぶものもあ状普通角閃石を含むことを特徴とし（第 9. 3 図 a）
，母岩

る．普通角閃石は短柱状～長柱状の自形結晶として産すに向かって細粒化した急冷相が確認できる．また，大川

る．褐色～淡褐色を呈し，周縁部では概ね淡緑色になっ支流のヒエガラ沢（地点 15）でも周縁急冷相が認められている．単純双晶を示すものも多い．また，しばしば長る．

径 0.6 mm 以下の緑泥石に置換された有色鉱物を包有しかどま鏡下観察によると，完晶質で，主に普通角閃石，斜長ている．斜長石は半自形～他形で，石英よりも屈折率が石，石英，不透明鉱物からなり，単斜輝石を含む場合も低い．まれに微文象構造を示すものもある．試料によっある（第 9. 4 図 a）
．副成分鉱物として，緑れん石，アパて程度の差はあるが，斜長石はソーシュライト化しておタイト，チタン石が，また二次鉱物として緑れん石，緑り，微細なセリサイトが産している．石英は長径 0.5 mm

泥石，白雲母，セリサイト，トレモラ閃石などが認めら

以下の他形結晶としてすべての試料で認められ，まれにれる．普通角閃石は，自形～半自形で通常長径 5 mm 程

集斑晶状に産する．緑れん石は，優黒石英閃緑岩と同様度の短柱状結晶として産するが，上述したように長柱状に，他形の毛状結晶の集合体として産するほか，長径 0.3で長径が最大 1.2 cm に達することもある．鏡下では，基mm 以下の細粒自形結晶として二次的にも産する．緑泥

本的に淡褐色を呈すが，周縁部では淡緑色を示す（第 9. 4

石は，上述したように自形状の有色鉱物を置換するほか，

図a）．普通角閃石はしばしば長径 0.7 mm以下の変質した

普通角閃石同士の間を充填したり，石英や炭酸塩鉱物を自形の有色鉱物を包有している．斜長石は半自形～他形

伴ってプール状に産したりする．普通角閃石の周縁部かで，石英よりも屈折率が低く，ソーシュライト化していらは針状あるいは毛状のトレモラ閃石が生じていることることも多い．石英は長径 0.4 mm以下の他形結晶としてがある．変質の著しい試料では全体に方解石や白雲母が産し，すべての試料で認められる．単斜輝石は無色かつ発達している．

自形で，最大径は 5 mm に達する．初生的な緑れん石は，普通角閃石・斜長石・石英よりも後に晶出した 1 mm 以

角閃石安山岩下の他形結晶として産し，ときには集合結晶となりその津川中流河床（付図 3 の地点 63）を観察適地とするが，旧長径は 3 mm に及ぶ（第 9. 4 図 b）．また，しばしば毛状あ

大志田駅東方の館沢林道沿い（地点 29，30，32）でも良好

るいは放射状構造を示し，波動消光する．一方，二次的な露頭が幾つか確認できる．観察適地では，幅 7 m，長角閃石安山岩は暗灰色～灰色を呈し，中たてざわ

な緑れん石は 0.1～0.3 mm 程度の細粒自形結晶として普さ 60 m の規模で根田茂帯綱取ユニットの玄武岩類を貫通角閃石や斜長石中に頻繁に認められる（第 9. 4 図b）．白

きそれに沿って中津川が流れている（第 9. 2 図 c；第 5. 2

雲母は普通角閃石の劈開や裂罅に沿って，また細粒のも図参照）．角閃石安山岩は，しばしば長径数 mm～数 cmのはセリサイトとして斜長石中に産する．普通角閃石のの石英岩を捕獲しており，その捕獲岩は特に観察適地の周縁部にはトレモラ閃石が毛状あるいは針状に産する場

露頭では長径 5 cm に及ぶ（第 9. 3 図 d）．岩泉町の下ノ又合がある．

林道に産する角閃石安山岩（地点 3）は，幅 1 m で門馬ユニットのチャート中に中角度で貫入しており，本地域の斑状細粒優黒石英閃緑岩

斑状細粒優黒石英閃緑岩は，

角閃石安山岩の中では最も変質が弱い．盛岡市の矢倉林

暗灰色を呈し，盛岡市矢倉の中津川中流河床（付図 3 の道沿い（地点 55）では，幅 2 m の斑状細粒優黒石英閃緑岩

地点 53）を観察適地とするが，米内川（地点 24b）やオリとともに幅 10 cm で門馬ユニットの葉理泥岩を貫き，岩カベ沢（米内川支流）（地点 33）などでも良好な露頭が確

脈の先端は上方に尖滅している（第 9. 2 図 d）．

認できる．米内川の露頭では幅 3 m で門馬ユニットの砂鏡下観察によると，斑状組織を示し，普通角閃石，斜岩泥岩細互層を高角で貫き，上方の通水管から沢水が岩

長石，石英，不透明鉱物からなり（第 9. 4 図 d，e），まれ

脈を伝って流れ込んでいる（第 9. 2 図 b）．本露頭でも周に単斜輝石や変質した有色鉱物を含むことがある（第縁急冷相が確認できる．オリカベ沢の露頭では長径 1 cm

9. 4 図 e）．副成分鉱物としてチタン石と黄鉄鉱が，二次に及ぶ長柱状の普通角閃石の斑晶を含んでいる（第 9. 3

鉱物として緑れん石，クリノゾイサイト，白雲母，緑泥

図 b）．まれに，岩脈中に共役節理が認められることがあ石，セリサイト，炭酸塩鉱物，トレモラ閃石などが認める（第 9. 3 図 c）．

られる．斑晶は一般に普通角閃石と斜長石であり，試料鏡下観察によると，完晶質でしばしば斑状組織を示す

によっては単斜輝石，変質した有色鉱物，石英が晶出す（第 9. 4 図 c）．普通角閃石，斜長石，石英，不透明鉱物

ることもある（第 9. 4 図 e）．斑晶の長径は一般に 1～1.5からなり，単斜輝石を含むこともある．副成分鉱物としmm程度で最大 3 mmに達する．普通角閃石は短柱状～長− 70 −

第 9. 2 図前期白亜紀岩脈の露頭写真（a）チャート中の優黒石英閃緑岩．チャートの捕獲岩を含む．中津川：地点 49．
（b）砂岩泥岩細互層中の細粒優黒石英閃緑岩．米内川：地点 24b．
（c）付加体玄武岩類中の角閃石安山岩．中津川：地点 63．
（d）
葉理泥岩中の角閃石安山岩及び細粒優黒石英閃緑岩．矢倉林道：地点 55，56．
（e）チャート / 玄武岩境界に産する石英閃緑岩．大川支流青金沢：地点 19．
（f）チャートを包有する葉理泥岩中の石英閃緑岩．オ
ンドコ沢：地点 6．
（g）葉理泥岩中の細粒石英閃緑岩．大川：地点 11．
（h）珪長質凝灰岩泥岩互層中のデイサイト．内沢支流の上屋敷の林道：地点 67．
（i）砂岩泥岩細互層中のデイサイト．ヒエガラ沢：地点
17．
（j，k）付加体玄武岩類中の流紋岩．簗川：地点 65a，c．
（l）ダナイトの捕獲岩を含む緑泥石角閃石岩の転石．金堀沢川：地点 0．白点線は貫入面，赤点線は母岩の層理面または片理・劈開面を示す．f，h，j，l 以外は内野・羽地（2021）の Fig. 4 を引用．l は Yamasaki and Uchino（2023）の Fig. 2a を引用．

− 71 −

第 9. 3 図岩脈の露頭及び標本の近接写真（a）優黒石英閃緑岩．中津川．
（b）細粒優黒石英閃緑岩．オリカベ沢．
（c）細粒優黒石英閃緑岩中の共役節理．滝ノ内沢．
（d）石英岩の捕獲岩を含む角閃石安山岩．中津川．
（e）石英閃緑岩の標本．オンドコ沢．
（f）流紋岩の研磨片．
簗川．c 以外は内野・羽地（2021）の Fig. 5 を引用，一部改変．Hbl：普通角閃石，Pl：斜長石，QR：石英岩．

− 72 −

柱状あるいは六角形状で，淡褐色を呈し，しばしば累帯

以下の微細なセリサイトが産している．普通角閃石は褐構造や単純双晶を示す．石基中のものは針状結晶が多い．

色を呈し，しばしば単純双晶を示す．石英は長径 0.4 mm

単斜輝石は短柱状で，その周縁部を普通角閃石が取り囲の他形結晶として産する．緑泥石は，プール状に産したむ場合がある．有色鉱物はほぼ緑泥石に置換されており，り，普通角閃石をすべてあるいは部分的に置換したりす

劈開に沿って微細なクリノゾイサイトや石英が生じている．緑れん石は 1 mm 以下の他形結晶として産するほか

る．斜長石はソーシュライト化しており，試料によって（第 9. 4 図 f），緑泥石プール中や斜長石中に自形結晶としはそのほとんどが白雲母やセリサイトなどによって置換て二次的にも産する．クリノゾイサイトは主に斜長石中されている．緑泥石は前述したように有色鉱物を置換すに長径 0.3 mm 以下で，また緑泥石プール中にも長径 0.7

るほか，石基中では針状のトレモラ閃石を伴ったプール

mm以下で，ともに自形結晶として頻出する．試料によっ状として認められる．緑れん石は径 0.1 mm以下で石基中ては全体に炭酸塩鉱物が発達しているものがある．

や普通角閃石斑晶中に産する．多くの試料において，全体に炭酸塩鉱物が発達している．なお，角閃石安山岩に斑状細粒石英閃緑岩

含まれる石英岩の捕獲岩は，サブグレイン化した細粒なた灰白色を呈し，観察適地である岩泉町釜津田地区岩ノ石英の集合体からなる（第 9. 4 図 d）．

渡西方の大川河床（付図 3 の地点 11）では門馬ユニット

斑状細粒石英閃緑岩は緑味を帯び
かま つだの葉理泥岩中に幅 2.2 mで高角に貫入している（第 9. 2 図
石英閃緑岩g）．また，母岩に沿って約 5 cm の幅でより細粒化してお石英閃緑岩は灰白色を呈し，しばしば緑味

り，急冷相が認められる．

を帯びる．岩泉町オンドコ沢中流部河床（付図 3 の地点
ひっとり

あおがねざわ8b）を観察適地とし，岩泉町櫃取付近の青金沢（大川上流

鏡下観察によると，斑状組織を示し，石基はやや粗粒

部支流）（地点 19）でも良好な露頭が確認できる．地点 19で完晶質である．斜長石，普通角閃石，石英，不透明鉱の露頭では門馬ユニットのチャートと玄武岩との境界中物からなり，副成分鉱物としてチタン石が含まれる．まに幅 5 m で高角に貫入している（第 9. 2 図 e）．地点 6 のた二次鉱物として，緑れん石，クリノゾイサイト，緑泥

オンドコ沢では，チャートを含む葉理泥岩中に幅 2 m で石，リューコキシン，白雲母，セリサイト，炭酸塩鉱物

やはり高角に貫入する（第 9. 2 図 f）．本岩は野外でも等などが認められる（第 9. 4 図 g）．斑晶は斜長石と普通角粒状の組織が確認できる（第 9. 3 図e）．スケエジ沢（オン閃石である．斜長石はソーシュライト化しており，セリ

ドコ沢上流部支流）に産するもの（地点 9）では周縁急冷

サイトや白雲母のほか，緑れん石や長径 0.3 mm に及ぶク相が確認できる．

リノゾイサイトが斜長石中に産する．普通角閃石は最大

鏡下観察によると，完晶質で，斜長石，普通角閃石，

長径が 3 mm に達する長柱状～六角形状で一般に緑泥石

石英，不透明鉱物からなる（第 9. 4 図 f）．副成分鉱物とに置換されているが，緑れん石やリューコキシンを伴う

して，ジルコン，緑れん石，チタン石が，二次鉱物とし場合やほとんどがクリノゾイサイトで充填されている場て緑泥石，緑れん石，クリノゾイサイト，白雲母，セリ合もある．緑泥石はしばしばプール状に産し，炭酸塩鉱

サイト，炭酸塩鉱物，リューコキシンが認められる．斜物，石英，緑れん石を伴う．変質が著しい場合，試料全長石は半自形～他形で，微文像組織を示すことがある．

体に大量の白雲母や炭酸塩鉱物が発達する．

また，多かれ少なかれソーシュライト化しており 0.1 mm
デイサイト

デイサイトは灰白色～帯緑灰白色を呈し，

岩泉町の大川上流河床を観察適地とする（付図 3 の地点（← p. 72）
第 9. 4 図 岩脈の薄片写真（a）優黒石英閃緑岩．米内川．
（b）優黒石英閃緑岩の初生的緑れん石と二次的緑れん石．aの試料．
（c）細粒優黒石英閃緑岩．中津川．
（d）角閃石安山岩．中津川．
（e）角閃石安山岩．下ノ又沢林道．
（f）石英閃緑岩．オ
ンドコ沢支流．
（g）斑状細粒石英閃緑岩．大川．
（h）デ
イサイト．旧浅岸駅南方の沢．
（i）斑状細粒トーナル
岩．内沢上流のヨガエ沢．
（j）流紋岩．矢倉南方の沢．
a，c，e，g は単ポーラー，その他は直交ポーラー．Bt：
黒雲母，Chl：緑泥石，CM：変質した有色鉱物，Cpx：
単斜輝石，Czo：クリノゾイサイト，Grt：ざくろ石，
Hbl：普通角閃石，Ms：白雲母，pEp：初生的緑れん石，Pl：斜長石，Qz：石英，sEp：二次的緑れん石，
Z：石英岩捕獲岩片．h以外は内野・羽地（2021）のFig.
6 と Fig. 10 を引用・一部改変．

− 73 −

うちさわ18）．内沢（簗川支流）上流の上屋敷（盛岡市）の林道脇では，根田茂帯滝ノ沢ユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層中に幅 1 m で高角に貫入している（第 9. 2 図 h）．大川支流のヒエガラ沢（地点 17）では，強い変質のため淡褐色を呈し，15 cm の幅で門馬ユニットの砂岩泥岩細互層中に貫入している（第 9. 2 図 i）．
鏡下観察によると，斑状組織を示し，主に斜長石，石英，有色鉱物，不透明鉱物からなる．副成分鉱物としてざくろ石とチタン石が，二次鉱物として緑れん石，クリ
ノゾイサイト，緑泥石，白雲母，セリサイト，炭酸塩鉱物が認められる（第 9. 4 図 h）．斑晶は斜長石と有色鉱物からなる．斜長石はしばしば集斑晶状に産し，また試料によっては顕著な累帯構造を示す．多くがソーシュライ
ト化しており，セリサイトが多産するほか，斜長石中に長径 0.4 mm 以下のやや粗いクリノゾイサイトが産する

リューコキシンが認められる．斑晶は，主に斜長石とざことがある．有色鉱物は，斑晶では短柱状～長柱状に，くろ石であるが，試料によっては，アルカリ長石，石英，

石基中では針状に産し，ともに二次鉱物に置換されてい黒雲母もある．ざくろ石の斑晶は最大径が 1.6 mmに及ぶる．この二次鉱物は，緑泥石を主体とし，微細な緑れん（第 9. 4 図 j）．斜長石斑晶はしばしば集斑晶として産す

石，石英，不透明鉱物，鉄水酸化鉱物を伴っている．ざる．斜長石は，ソーシュライト化しており，セリサイト

くろ石は一部の試料で認められ，その最大径は 1 mm にのほか，長径 0.3 mm 以下のやや粗い白雲母やクリノゾイ

及ぶ．クリノゾイサイトはまれに集斑晶状に産すること

サイトを含む．アルカリ長石斑晶は，斜長石や石英を伴っもある．変質の著しい試料では全体に大量の炭酸塩鉱物て球顆状に産することがある．黒雲母は，斑晶としてはが発達している．なお，内沢に沿う建石林道の滝ノ沢ユ

短柱状～長柱状結晶としてまれに産し，一方，石基中でニット中にも，周縁急冷相を示す幅 20 cm 程度のデイサ

はフレーク状結晶として多産する．黒雲母のほぼすべて

イトが認められる（地点 67；第 4. 2 図参照）．

が緑泥石に置換されており，しばしば白雲母をラメラ状たていしに含む．緑れん石は石基中に他形結晶として認められる
斑状細粒トーナル岩

斑状細粒トーナル岩は白色～灰白ことがある．チタン石は石基中に散在するほか，しばし色を呈し，まれに淡褐色味を帯びる．盛岡市上屋敷のヨばチタン鉄鉱の周囲に密集して産する．変質した試料でガエ沢下流部（内沢上流）河床を観察適地とする（付図 3

は，全体に白雲母や炭酸塩鉱物が頻出する．

の地点 58）．
鏡下観察によると，斑状組織を示し，石基はやや粗粒

緑泥石角閃石岩

緑泥石角閃石岩は図幅地域北東部の向かなほりざわがわ

で完晶質である．斜長石，石英，黒雲母，不透明鉱物か

井沢川支流である金堀沢川中流部河床に転石として産すらなる．副成分鉱物としてジルコンが，二次鉱物として，る（ 付 図 3 の 地 点 0； 第 9. 2 図 l）． 転 石 で は あ る が，

白雲母，セリサイト，緑泥石，緑れん石，クリノゾイサ

Yamasaki and Uchino（2023）により 125 Ma の普通角閃石

イト，リューコキシンが認められる（第 9. 4 図 i）．斑晶は岩 K–Ar 年代が報告されていること，基盤である付加体の石英，斜長石及び黒雲母で，試料によっては斜長石のみ構成要素にこのような岩石は存在しないことから，本岩の場合もあり，いずれも最大長径は 2 mm 強である．石は前期白亜紀の岩脈とみられる．本転石は現河床堆積物

英は，試料によっては，斑晶・石基中とも丸みを帯びるに埋まっているため全体の大きさは不明だが，露出部分（第 9. 4 図i）．斜長石は累帯構造を示すものや微文象組織

は幅・高さとも 60 cm である．ダナイトの捕獲岩を多量を示すものが認められる．ソーシュライト化が著しい場に含み，捕獲岩部はしばしば選択的に侵食され，凹状を合は斜長石中に細粒の白雲母やセリサイトが頻出する．

呈している（第 9. 2 図l）．ホストをなす緑泥石角閃石岩は黒雲母は粗粒で短柱状のものと細粒で針状～長柱状のも

帯緑黒色を呈し，主に普通角閃石からなり，緑泥石と単のが共存する場合と，後者のみが産する場合がある．部

斜輝石を伴う．捕獲岩のダナイトは，最大長径 8 cm に及

分的に褐色の黒雲母が残存することもあるが，緑泥石とぶ不規則な楕円形を示し，黄灰色～灰色で概ね中粒であ

少量の不透明鉱物に置換されており，ときに石英や白雲る．

母がそれに加わる．緑泥石はプール状に産し，しばしば緑泥石角閃石岩は，粒度・モード組成ともに場所によ

その中に長径 0.1 mm 以下の細粒な緑れん石が認められる変化が大きく，捕獲岩との境界部付近の普通角閃石はる．試料によっては，長径 0.3 mm 以下のクリノゾイサイ

径 0.5～1.5 mm の粗粒な自形結晶として産する（第 9. 5

トが斜長石中に多産する．どの試料も全体に白雲母が発図）．コア～マントルで褐色～緑褐色，リムで緑色～緑褐

達しており，その最大長径は 1 mm に及ぶ．

色を呈する累帯構造を示し，コアにはしばしば汚濁した単斜輝石が含まれる．捕獲岩との境界部から離れた部分

流紋岩

流紋岩は白色～灰白色または帯緑白色を呈す．

の普通角閃石は，径 0.1～1.2 mm の自形～半自形あるい観察適地である盛岡市水沢地区の簗川上流河床（付図 3は融食形の単斜輝石をポイキリティックに包有する．いの地点 65b）では綱取ユニットの玄武岩類中に幅 4 mで高ずれの場合も，普通角閃石の粒間は無色の緑泥石によっ角に貫入しているほか（第 9. 2 図 j），その数 m 上流ではて埋められている（第 9. 5 図）．緑泥石中には，最大長径

更に 2 枚の同質岩脈がともに 1 m の幅で貫いている（第1 mm で長柱状のアパタイトが少量産するほか，普通角閃

9. 2 図 k）．簗川の流紋岩は，特に緑味を帯びており，ま石のリムから二次的に生じた針状・長柱状のトレモラ閃た 1 cm未満の斜長石斑晶がよく認められる（第 9. 3 図f）．

石が発達する．その他，斑状組織を示す細粒の部分もあ鏡下観察によると，斑状組織を示し，斜長石，石英，

るが，変質のため斑晶の普通角閃石はほとんどがトレモ

アルカリ長石，黒雲母，不透明鉱物からなる（第 9. 4 図

ラ閃石に置換され，また石基部は，主に細粒のクリノゾj）．副成分鉱物として，ざくろ石，ジルコン，アパタイ

イサイトからなり，緑れん石，緑泥石，チタン石，方解ト，チタン石が，二次鉱物として緑れん石，クリノゾイ

石を伴う．普通角閃石が細粒から粗粒へ移化するにつ

サイト，緑泥石，白雲母，セリサイト，炭酸塩鉱物，

れ，より新鮮な単斜輝石が含まれるようになる．

− 74 −

る．捕獲岩とホストの境界部には蛇紋石，滑石，磁鉄鉱，
トレモラ閃石からなる幅数 mm の反応帯が認められる（第 9. 5 図）
．なお本岩については，Yamasaki and Uchino（2023）によって，年代・化学組成などを基に成因が考察されている．

9. 3

放 射 年 代内野・羽地（2021）は，米内川上流河床（地点 20）のチャートに幅 3 m で貫入している流紋岩から，120.0 ±0.9 Ma のジルコン U–Pb 年代値を得ている．大川図幅地域（外山図幅地域の東隣）ではあるが，岩泉町釜津田地区
第 9. 5 図ダナイト捕獲岩を含む緑泥石角閃石岩の薄片写真
Chl：緑泥石，Cpx：単斜輝石，Hbl：普通角閃石，
Mag：磁鉄鉱，Ol：かんらん石，Spl：クロムスピネ
ル，Srp：蛇紋石．単ポーラー．

岩ノ渡北方の下ノ又沢に沿う下ノ又林道崖（地点 3）のチャートに幅 1 m で貫入している角閃石安山岩からは130.8 ± 2.9 Ma の，宮古市夏屋の川内 – 夏屋 – 釜津田林道沿いに産する幅約 20 m の細粒石英閃緑岩からは 122.0 ±そいり

6.1 Ma の，また岩泉町の鼠入林道沿いに幅 3 m で産する
角閃石安山岩からは 119.0 ± 2.6 Ma の普通角閃石 K–Ar 年
捕獲岩のダナイトは主としてかんらん石から構成さ代が得られている（内野・羽地，2021）．ただし，鼠入林

れ，少量のクロムスピネルを含むほか（第 9. 5 図），まれ

道の角閃石安山岩は近傍に産する北上花崗岩類（宮古岩に単斜輝石を含む．かんらん石は半自形・粒状（1～5体）の接触変成作用を被っているため，この K–Ar 年代はmm）で，メッシュ状に割れ目が発達し，粒間は磁鉄鉱と花 崗 岩 類 の 貫 入 年 代 を 示 し て い る 可 能 性 が あ る．

蛇紋石によって充填されている（第 9. 5 図）．また細粒のYamasaki and Uchino（2023）は，金堀沢川河床に転石とし炭酸塩鉱物が全体に散在する．クロムスピネルは，1 cmて産するダナイトの捕獲岩を含む緑泥石角閃石岩のホス未満の半自形～自形あるいは短柱状結晶で，サイズの大トをなす褐色普通角閃石から 124.6 ± 2.8 Ma の K–Ar 年代

きなものはホストとの境界部付近に産する傾向にある．

を得ている．以上より，外山図幅及びその周辺の岩脈は

単斜輝石は，かんらん石やクロムスピネルの粒間に産す130～120 Ma 頃に形成されたと考えられる．

− 75 −

第 10 章前期白亜紀花崗岩類（内野隆之）
10. 1
10. 1. 1

研究史及び概要（1965）は，同岩体（原典では姫神深成岩）を南北で姫神型
おおひらと大平型の 2 タイプに区分し，それぞれの型においても研究史

更に細分した．特に，大平型にはアルカリ斑れい岩（特北上花崗岩類の岩体数は大小合わせて 30 以上に及ぶにかんらん石を含む “ ケンタレン岩 ”）や超苦鉄質岩（含（第 10. 1 図 a）．この花崗岩類の存在は古くから認識され角閃石黒雲母輝石岩，含角閃石輝石黒雲母岩など）が僅ていたが，渡邊（1950）はそれまでの情報を総括し，花崗かではあるが特徴的に産することを示した．片田ほか

岩類を西から東にかけて 3 帯 5 列に区分して，そのテク（1991a）は増田ほか（1965）の地質図・岩相区分を踏襲しト ニ ク ス を 考 察 し た． 石 井 ほ か（1956）で は， 第 1 列つつ，更に詳細な地質図を提示した．また，改めて南部（千厩・人首岩体），第 2 列（気仙川・遠野岩体），第 3 列岩体と北部岩体とに分けた上で更にそれぞれを細分した（五葉山・栗橋岩体），第 4 列（宮古・田野畑・種市岩体）（後述）．そして南部岩体は珪長質岩と苦鉄質岩の複合岩に分けられ，それぞれの岩相が記載されるとともに，岩体からなるとし，特にモンゾ斑れい岩～モンゾニ岩とい

せんまや

ひとかべ

ごようざん

たねいち

質は非常に変化に富むことが示された．また，貫入時期

う特徴的な岩石について詳細に記載した．片田ほか

については，大島造山運動（Kobayashi，1941；小貫，1981）（1991b）は各種岩石の全岩化学組成（主成分・微量成分）の直後（前期白亜紀）と想定された．片田ほか（1971）は，から姫神岩体を形成したマグマの結晶分化作用を論じ

北上山地全域に産する花崗岩類を網羅的に収集し，分布た．土谷・瀬川（1996）も全岩化学分析を基に，南部岩体と化学組成も含めた岩石学的特徴に基づいて，北東からと北部岩体のマグマ形成モデルについて，前者は一連の南西にかけて An・B・C・D・E・As・F・G の 8 帯に分け

結晶分化作用によって説明でき，後者は南部岩体そのもた．その後，片田（1974）は上記区分に若干の変更を加のあるいは同様の K2O に富む苦鉄質マグマが，それとはえ，Ⅰ・Ⅱ・Ⅲ・Ⅳ・Ⅴ・Ⅵ a・Ⅵ b の 7 帯に再区分し別の K2O にやや乏しい珪長質マグマと混合することで説た．特に，Ⅲ・Ⅳ・Ⅵ b 帯については，斑れい岩質マグ

明できるとした．また，その端成分となった珪長質のマを起源とすることが推定された．なお，この区分は片ショショナイトマグマは，堆積物を 20～30 % 含んだスラ

田・ 金 谷（1980）を は じ め と し， 蟹 沢・ 片 田（1988），

ブメルティングによって形成されたと考察した．

Tsuchiya and Kanisawa（1994）など，現在まで概ね踏襲さ
10. 1. 2

れている（第 10. 1 図b）．吉井・片田（1974）は各花崗岩体

概要

における K2O の偏在性を指摘した．特に，北上山地西縁

北上山地には，前期白亜紀の花崗岩類（いわゆる北上部に当たるⅣ帯に属する一戸・切掛・日神子・姫神岩体

花崗岩類）が，南部北上帯，母体 – 松ヶ平帯，根田茂帯そではアルカリ斑れい岩（いわゆる “ ケンタレン岩 ”）が特して北部北上帯に分布する中古生界基盤を貫いて広範囲

徴的に産することを示した．その他，北上花崗岩類につ（山地の約 5 分の 1）に散在している．外山図幅地域には，

いては，磁鉄鉱系列に属すること（金谷・石原，1973；

地域北西端部に長径 10 km の姫神岩体の一部が，南端・Ishihara，1977），I タイプ花崗岩に属すること（蟹沢・片南東端部に径約 2 km の飛鳥岩体及び達曽部岩体の一部

田，1988），アダカイト質でスラブメルティングに起因すがそれぞれ僅かに分布する．北上花崗岩類の中でも K2Oること（例えば，Tsuchiya and Kanisawa，1994，第 10. 1 図に富む姫神岩体は北部と南部で岩相が異なり，本図幅地a）などこれまでも多くの成果が公表されてきた．年代に域でも北半部は花崗岩～花崗閃緑岩が，南半部は石英モ

ついては，北上花崗岩類の黒雲母，普通角閃石，アルカ

ンゾニ岩～石英モンゾ閃緑岩が産する．前者は優白質でリ長石から幾つもの K–Ar 年代が報告されており，どれも桃色のアルカリ長石と長柱状の普通角閃石を特徴的に含概ね 125～110 Ma の値を示している（河野・植田，1965；

み，後者はより優黒質で石英が少ない．また南部では斑内海ほか，1990；Shibata et al.，1994）．土谷ほか（2015）はれい岩も僅かに認められる．飛鳥岩体及び達曽部岩体は，

いちのへ

きりかけ

ひの み

こ

ひめかみ

もたい

あすか

ね

だ

も

た っ そ べ北上山地全域のアダカイト質花崗岩を中心に，128～113

いずれもアルカリ長石をほとんど含まないトーナル岩かMa のジルコン U–Pb 年代を得て，西列の方が東列に比べらなる．これらの北上花崗岩類は，付加体を主とする周若いという傾向を見出した．

囲の地質体に最大約 1 km の幅で接触変成作用を与えて本図幅地域の北西端にその一部が分布する姫神岩体にいる．そのため，花崗岩類近傍の砕屑岩類には定向配列

ついては，これまで幾つかの研究例がある．増田ほか

した黒雲母のほか，菫青石，ざくろ石，アルカリ長石が，− 76 −

第 10. 1 図

北上山地における前期白亜紀花崗岩類の分布図（a）土谷ほか（2015）による岩相区分．
（b）片田・金谷（1980）による花崗岩類の分帯．

玄武岩類にはアクチノ閃石が，蛇紋岩にはトレモラ閃石（付加体及び蛇紋岩）に接触変成作用を与えている（後や変成かんらん石が産する．

述）．どの岩体もなだらかな地形を形成し，多くは牧場として利用されている．次項では各岩体の詳細を記す．

10. 2

北上花崗岩類（Hms，Hmn，As，Ts）

なお，岩石種の識別はモード組成解析による．
10. 2. 1

外山図幅地域における北上花崗岩類の占める割合は
やま や かわ め ぼく や姫神岩体

1.5 % 程 度 で あ り， 北 西 端 部（ 盛 岡 市 山 谷 川 目 牧 野・姫神岩体は北上山地の中西部に南北 10 km，東西 7 km

物見山周辺）の姫神岩体，南端部（盛岡市飛鳥周辺）の飛の範囲で比較的広く分布し，岩体中央部には姫神山（標鳥岩体，南東端部（宮古市達曽部沢上流域）の達曽部岩体

高 1,124 m）がそびえている（第 10. 1 図 a）．本岩体は，片がある（付図 3）．これらの花崗岩体は周囲の基盤岩類

田・金谷（1980）が北上山地の深成岩類に対して行った区

ものみやま− 77 −

第 10. 2 図

前期白亜紀花崗岩類とジュラ紀付加体境界付近のルートマップ

分のⅣ帯に属する（第 10. 1 図 b）．片田ほか（1991a）は，質構造としては，姫神岩体全般に，北西 – 南東走向，北増田ほか（1965）の区分を概ね踏襲しつつ，南部岩体と北東傾斜の卓越する流理構造が認められる．そして，分部岩体に区分し，前者を更に城内型・日戸型に，後者を布・産状から判断して，北部岩体よりも南部岩体が先に高木・小桜・姫神型に細分した．従来の研究によると，貫入したと考えられている．

じょうない

ひのと

北部岩体は花崗岩，花崗閃緑岩，石英モンゾ閃緑岩から

本図幅地域には姫神岩体の南東端部（姫神山南東山

なり，南部岩体に比べ優白色で石英に富む．最も広範囲

麓）が，天峰山–山谷川目牧野–市道田代線にかけて僅かに産する小桜型では，桃色を呈するアルカリ長石と普通に分布している．眺望場でもある天峰山からサクラパー

角閃石の柱状結晶が良く発達する．高木・小桜・姫神型

ク姫神や岩洞第一発電所を経由して盛岡市街へ下る市道の順で石英が多くなりかつ色指数が減少し，全体としては姫神岩体（“ 南部岩体 ”）とジュラ紀付加体との境界を同心円状累帯構造（zoned pluton）をなす．一方，南部岩横断しており（第 10. 2 図），道路沿いには両者の境界付

体は北部岩体に比べ，全体的に石英が少ない石英モンゾ

近の露頭が観察できる．本図幅範囲内では連続露頭は少ニ岩～石英モンゾ閃緑岩からなり，有色鉱物に富み，北なく，花崗岩類の転石からなる岩塊流堆積物（第 11 章 6部岩体ではほとんど見られない単斜輝石を普遍的に含節参照）が分布する．近年建設された風力発電施設用のむ．優黒質な割にアルカリ長石が多い．一部で，かんら道路沿いでは風化され残った球状岩塊がしばしば露出すん石黒雲母両輝石モンゾ斑れい岩（“ ケンタレン岩 ”）にる（第 10. 3 図 a）．この風化による球状化は，姫神山城内代表されるアルカリ斑れい岩や角閃石輝石岩・角閃石黒

登山口の採石場脇（西隣，盛岡図幅範囲内）で，その形成

雲母岩などの超苦鉄質岩を伴うことも特徴的である．地過程が良く観察できる（第 10. 3 図 b）．

てんぽうざんたしろ

がんどう− 78 −

なお，図幅範囲内では姫神岩体の分布が僅かなため，で，最大長径は 3 mm に達する．しばしば，内部あるい地質図では増田ほか（1965）や片田ほか（1991a）の詳細なは周縁部に二次鉱物として細粒のトレモラ閃岩や緑泥石

タイプ区分を用いず，“ 南部岩体 ” と “ 北部岩体 ” とに分が産している．

けるに留めた．また，これらの岩体は姫神岩体の下位階10. 2. 1. 2層に当たるため，本図幅ではそれぞれ「南部亜岩体」，「北部亜岩体」と呼ぶ．

北部亜岩体（Hmn）

花崗岩～花崗閃緑岩からなる（第 10. 3 図g）．主要構成
鉱物は斜長石＞石英＞アルカリ長石＞普通角閃石＞黒雲10. 2. 1. 1

南部亜岩体（Hms）

母＞不透明鉱物であり（第 10. 4 図 c），副成分鉱物として

石英モンゾニ岩～石英モンゾ閃緑岩からなり，僅かにチタン石，緑れん石，ジルコン，アパタイトを少量含む

斑れい岩を伴う．花崗岩類の中には，鉱物の定向配列にほか，極まれに単斜輝石を含むことがある．鏡下観察による弱い面構造を示すものがある（第 10. 3 図c）．花崗岩

よると，斜長石は最大長径 6 mm の自形～半自形で，累類の主要構成鉱物は，斜長石＞アルカリ長石＞普通角閃帯構造やカールスバッド双晶・アルバイト双晶が目立石≒石英＞黒雲母＞不透明鉱物≒単斜輝石であり，そのつ．斜長石の一部はソーシュライト化によって，微細な他にチタン石，ジルコン，アパタイト，方解石を少量含アルバイト，セリサイト，緑れん石，緑泥石が生じていむ（第 10. 4 図a）．南部亜岩体は北部亜岩体に比べて優黒る．石英は最大長径 3 mm の他形でサブグレイン化して質で（第 10. 3 図 e），普遍的に単斜輝石を含むことが特徴

いる部分がある．アルカリ長石は最大長径 7 mm の半自的である．鏡下観察によると，斜長石は最大長径 5 mm形～他形で，パーサイト構造や斜長石との境界でミルメの自形～半自形で，累帯構造やカールスバッド双晶・ア

カイトがしばしば認められる．普通角閃石は最大長径 7ルバイト双晶を示す．一部でソーシュライト化による微mm の半自形で淡緑色を呈し，まれに双晶が認められる．

細なセリサイト，緑れん石，緑泥石が生じている．アル内部に径 0.4 mm 以下の斜長石，黒雲母，不透明鉱物，石カリ長石は最大長径 6 mm の半自形～他形で，パーサイ

英，チタン石などを包有するポイキリティック組織をしト構造や斜長石との境界でミルメカイトがしばしば認め

ばしば示す．黒雲母は最大長径 1 mmの半自形～他形で，られる．普通角閃石は最大長径 6 mm の半自形で，淡緑一部あるいは全体が緑泥石に置換されていることが多色を呈する．まれに双晶が認められ，また，内部に径 0.4

い．単斜輝石は最大長径 0.6 mmの自形で普通角閃石中にmm 以下の斜長石，黒雲母，不透明鉱物，石英などを包生じている．チタン石は最大長径が 1 mm に達するやや有するポイキリティック組織をしばしば示す．石英は最粗粒なものもあり，くさび状あるいは粒状に産する．そ

大長径 2.5 mm の他形で，波動消光を示す．黒雲母は最大の他，まれに不透明鉱物，普通角閃石，黒雲母，チタン

長径 2 mm の半自形～他形で，一部で緑泥石に置換され石の細粒結晶が集まり集斑晶状に産することがある．

ている．不透明鉱物は最大長径 1.2 mmで粒状～不規則な10. 2. 2結晶として生じる．単斜輝石は最大長径 3 mm で，どれ飛鳥岩体（As）

も普通角閃石中に自形結晶として生じている（第 10. 4 図

本岩体はトーナル岩からなり（第 10. 3 図 h），本図幅地a）．副成分鉱物であるチタン石は最大長径 1.5 mm に及域中央南端部の飛鳥地区（根田茂帯滝ノ沢ユニット中）

ぶ粗粒なものが存在し，くさび状あるいは粒状に産すに幅最大 1 km 程度の小岩体として分布し，南隣の早池峰

る．なお，本岩は普通角閃石に富む優黒質な同質岩を捕山図幅範囲内に連続する．転石は目立つものの露頭自体

獲岩として含むことがあり，その長径は 30 cm に及ぶが少なく，また露頭は風化によりマサ化が進んでいる．

（第 10. 3 図 d）．

主要構成鉱物は，斜長石＞石英＞黒雲母＞普通角閃石＞

はや ち

ね

さん

ひのとうばふところ

斑れい岩は本図幅地域では日 戸姥懐（天峰山西方）付不透明鉱物であり（第 10. 4 図 d），その他，副成分鉱物と近で転石のみが確認され（第 10. 2 図），暗灰色で等粒状して，チタン石，緑れん石，ジルコンなどが認められる．

を示す（第 10. 3 図 f）．主要構成鉱物は，斜長石＞単斜輝

鏡下観察によると，斜長石は最大長径 4 mm の自形～半石≒黒雲母＞直方輝石＞不透明鉱物であり（第 10. 4 図

自形で，累帯構造や双晶が目立つ．全体的に変質によるb），僅かにアパタイトやジルコンを含む．鏡下観察によソーシュライト化が著しく，微細なアルバイト，セリサ

ると，斜長石は最大長径 5 mm の自形～半自形で，カーイト，クリノゾイサイト，緑れん石，緑泥石が生じていルスバッド双晶・アルバイト双晶を示す．斜長石の一部

るほか，白雲母やぶどう石も確認できる．石英は最大長は，ソーシュライト化しており，細粒のセリサイト，ク

径 2 mm の他形で，一部でサブグレイン化している．まリノゾイサイト，緑泥石が産している．単斜輝石は半自た，二次的に生じたと考えられる径 0.5 mm 以下の円形の形で最大長径が 6 mm に達し，内部には細粒の黒雲母，

細粒石英が全体に散在していることが特徴的である（第斜長石，不透明鉱物などが虫食い状に産する．黒雲母は10. 4 図 d）．黒雲母は最大長径 1 mm の半自形～他形で，他形で褐色を呈し，最大長径は 3 mm に及ぶ．一部にはしばしば一部あるいは全体が緑泥石に置換されている．

細粒で緑色を呈するものも存在する．直方輝石は半自形

普通角閃石は最大長径 4 mm の半自形～他形で淡緑色を− 79 −

呈する．内部に細粒な斜長石，黒雲母，不透明鉱物など

ンからともに約 121 Ma の U–Pb 年代を報告している．土を包有するポイキリティック組織を示すことが多い．不谷ほか（2015）は姫神岩体だけでなく，北部北上山地の北

透明鉱物は姫神岩体に比べ細粒で量も少ない．

上花崗岩類のジルコン年代を網羅的に測定しており，どこの岩体も 125～120 Ma を示す．ジルコンが示す火成岩

10. 2. 3

達曽部岩体（Ts）

形成年代の信頼性を考慮すると，本図幅地域の北上花崗本岩体はトーナル岩からなり（第 10. 3 図 i），本図幅地
へ

岩類の年代もバレミアン期に形成されたといえる．

い がわ

域南東端部，達曽部沢（閉伊川支流）上流域から達曽部牧場にかけて幅最大 1.2 km程度の小岩体として分布してい10. 4

接触変成作用る．南隣の早池峰山図幅でも分布が記されているが，実際はそれよりも北方に長細く，外山図幅範囲まで延長し

本図幅地域の北上花崗岩類は，周囲の中古生界に最大ている．本トーナル岩は，北部北上帯の門馬ユニット中

1.5 kmの幅で接触変成を与えている．北西部の姫神岩体，に貫入し，付加体との境界に近い部分ではマサ化が進ん

南部の飛鳥岩体・達曽部岩体のほか，東隣の盛岡図幅地

でいる．主要構成鉱物は，斜長石＞石英≒普通角閃石＞

域内に産する白石岩体（姫神岩体の南方衛星岩体：付図黒雲母＞不透明鉱物である（第 10. 4 図e）．本図幅内の岩3）や南隣の早池峰山図幅地域北縁部の小岩体の熱的影

体の中では変質の程度が最も大きい．鏡下観察による

響も外山図幅地域内に及んでいる．盛岡市の日戸姥懐のと，斜長石は最大長径 5 mm の自形～半自形で，累帯構道路沿いでは境界付近のホルンフェルス露頭が良く観察

造や双晶が目立つ．ソーシュライト化によって微細なアできる（第 10. 2 図）．この花崗岩類に近接する門馬ユニッ

ルバイト，セリサイト，緑れん石，緑泥石，白雲母が生トの葉理泥岩や砂岩では，菫青石，アルカリ長石，黒雲じている．石英は最大長径 2.5 mm 以下の他形で，波動母，ざくろ石，白雲母が発達する．菫青石は径 1.5 mm に消光を示す．粗粒な石英はときに，長径 2 mm 以下の斜達し，ピナイト化している（第 10. 5 図 a）．ざくろ石は径

かどま

しろいし

長石，普通角閃石，黒雲母をポイキリティックに包有す

1.5 mm に達するものがある（第 10. 5 図 a）
．黒雲母は長ることがある．普通角閃石は最大長径 4 mm の半自形で径 0.5 mm 以下の長柱状～短柱状結晶がしばしば定向配

淡褐色～淡緑褐色を呈する．こちらも内部に細粒な斜長列する（第 10. 5 図 b）．その他，0.05 mm 程度の微細な粒石，黒雲母，不透明鉱物などを包有するポイキリティッ

状～不定形の不透明鉱物が大量に散在したり，まれに 0.1

ク組織をしばしば示す．黒雲母は最大長径 1.5 mmの半自

mm 以下の淡緑色を呈するスピネルが集合して産したり

形～他形で，一部あるいは全体が緑泥石に置換されていする（第 10. 5 図 b）．姫神岩体から離れるにしたがい，接ることが多い．本岩体には二次的変質によって形成され触変成の影響は弱くなり，泥岩中には細粒の黒雲母のみた最大長径 0.6 mm に達するトレモラ閃石が頻繁に産しが散在するようになる．黒雲母を含む泥岩はほのかな赤ているほか，褐鉄鉱も目立つ．

味を帯びるため，野外においても接触変成の有無の判断が可能である．ホルンフェルス化したチャートでは，再

10. 3

年

代

結晶した粗粒石英が細粒なものと入り混じりモザイク状になっているほか，より粗粒な石英からなる細脈が縦横

姫神岩体からは，幾つかの放射年代が得られている．

無尽に発達している．

河野・植田（1965）はアルカリ斑れい岩及び石英モンゾニ

飛鳥岩体周辺の滝ノ沢ユニットの玄武岩類には，薄緑岩の黒雲母からそれぞれ約 115 Ma及び約 110 MaのK–Ar色を呈する粗粒なアクチノ閃石が細粒黒雲母とともに発年代を報告している．しかし，土谷ほか（2015）は黒雲達し（第 10. 5 図 c），また早池峰複合岩類の蛇紋岩（中岳

母 角 閃 石 花 崗 岩 の ジ ル コ ン か ら 124 ± 1 Ma の， ま た蛇紋岩）には粗粒なトレモラ閃石と変成かんらん石が認

Osozawa et al.（2019）もモンゾ閃緑岩と閃緑岩のジルコめられる（第 10. 5 図 d）．

なかだけ（p. 81 →）第 10. 3 図 北上花崗岩類の露頭及び標本（a）姫神岩体南部亜岩体の花崗岩類の岩塊．風力発電施設用道路沿い．
（b）風化して球状化しつつある南部亜岩体の花崗岩類．姫神山城内登山口横の採石場脇．
（c）鉱物が定向配列している南部亜岩体の花崗岩類．
（d）南部亜岩体の花崗岩類に含まれる優黒質岩．
（e）南部亜岩体の石英モンゾニ岩の研磨片．
（f）南部亜岩体の輝石黒雲母斑れい岩．転石．
（g）北部亜岩体の花崗閃緑岩の研磨片．
（h）飛鳥岩体のトーナル岩の研磨片．
（i）達曽部岩体のトーナル岩の研磨片．
Afs：アルカリ長石，Hbl：普通角閃石，MP：優黒質岩の捕獲岩，Pl：斜長石，Qz：石英．

− 80 −

− 81 −

第 10. 4 図 北上花崗岩類の薄片写真（a）姫神岩体の南部亜岩体に産する石英
モンゾニ岩．
（b）南部亜岩体の輝石黒雲母
斑れい岩．a, bとも日戸姥懐．
（c）北部亜岩体 の 花 崗 閃 緑 岩． 牧 野．
（d）飛 鳥 岩 体 のトーナル岩．飛鳥．
（e）達曽部岩体のトーナル岩．達曽部牧場北方の沢．b の薄片のみ単ポーラー，それ以外は直交ポーラー．
Afs：アルカリ長石，Bt：黒雲母，Cal：方解石，Cpx：単斜輝石，Hbl：普通角閃石，
Pl：斜長石，Qz：石英，Ttn：チタン石．

第 10. 5 図

ホルンフェルスの薄片写真（a）門馬ユニットの変成した砂岩．
（b）門馬ユニットの変成した泥岩優勢砂岩泥岩互層．a，b とも日戸姥懐の道路沿い．
（c）滝ノ沢ユニットの変成した玄武岩．飛鳥北西．
（d）早池峰複合岩類の変成した蛇紋岩．飛鳥南方の岩神林道崖．すべての薄片が単ポーラー．Act：アクチノ閃石，Afs：アルカリ長石，Bt：黒雲母，Crd：
菫青石，Grt：ざくろ石，Ms：白雲母，m-Ol：変成かんらん石，Spl：スピネル，Tr：トレモラ閃石．

− 82 −

第 11 章第四紀堆積物（小松原
11. 1
11. 1. 1

研究史及び概要

琢・内野隆之）最終氷期における地形形成作用や化石周氷河地形に関する研究が蓄積されてきた．なかでも，檜垣大助による一研究史

連の研究（Higaki，1980，1988，1992；檜垣，1987）は，最行一

終氷期中の 2 時期に周氷河作用に伴って緩斜面が形成さによる下部更新統の層序学・年代学的研究と，古植生学

外山図幅地域周辺の第四系に関する研究は，橘れたこと，それと対応して堆積段丘が形成されたこと，及び地形学研究者らによる第四紀後期の古気候学的・気更に晩氷期から完新世にかけて標高の低い場所から高い

候地形学的研究という 2 つの視点から進められてきた．

場所へと順次周氷河性緩斜面を下刻する谷と崖錐が形成

橘 の 一 連 の 研 究（ 例 え ば，橘，1969，1970，1975，1977；

されていったことを詳細なテフラ編年に基づいて示した

Tanaka and Tachibana，1979）は，北上川上流の沼宮内付近（第 11. 1 図）．この地形発達過程の研究は，ヨーロッパア

から北上低地帯北部一帯，北隣の藪川図幅内を流れる丹ルプスとは異なる日本の山岳地域の地形発達過程の特徴

藤川中流の岩手町北山形地域の小盆地や古館川流域の大として広く認められている．一方，山地に点在する湿地

ぬまくない

やぶかわ

どうがわ

きたやまがたたん

ふるだてがわしぶ

神地区に，デイサイト質の白色～灰色溶結凝灰岩層（渋堆積物を用いた古気候学・古植生学的な研究においても，

民溶結凝灰岩［旧，玉山溶結凝灰岩］：橘，1971）が段丘堆

当地域は特色ある調査対象の 1 つとされ，山中（1978）は積物状の河川成砂礫層に挟在することを認め，それが岩

花粉分析により晩氷期以降における植物相の変遷を明ら

手火山の北側を給源とする第四紀の火砕流堆積物である

たみ

たまやま

ことを記載したものである．この溶結凝灰岩は，須藤かにしている．外山川支流の大石川上流部に位置し，現
へびつか
在は農地化されている “ 蛇塚湿原 ” は，北上山地の高地の（1982）や町田ほか（1987）など多くの研究によって年代

中では有機質細粒物質が連続的に堆積している数少ない

測定がなされ，奥羽山脈から北上山地北部に広く分布す場所の 1 つとされており（三浦，1998），この研究は北上る，カラブリアン期末の重要な鍵層と認識されている山地のみならず広範囲の古環境復元に有効なデータと（土井ほか，1994）．近年，佐々木・大月（2021）は，渋民なっている．

おう う

溶結凝灰岩を挟有する河川成砂礫層が橘（1977）に示さ

ところで，当地域周辺の山稜部は，その気候環境から

ま べ ち がわ

れた分布範囲よりも東の丹藤川流域から馬淵川上流域に最終氷期の寒冷期のみならず晩氷期～完新世においてもかけて更に広く分布することを明らかにするとともに，周氷河作用が働きやすい環境にあったことが澤口

地形発達史上の意義について論じている．

（1984）や大丸（2018）によって明らかにされている．こ

奥羽山脈の東側に位置する北上山地北部は，顕著な周のような，いわば周氷河限界という環境を反映して，森

氷河地形が発達することに加え，テフラによる編年が可林伐採によって裸地化した稜線周辺の緩斜面では，現在

能という地理的条件から，古気候学的・気候地形学的研でも周氷河作用が働いており（小疇・澤口，1988；大丸，究 が 活 発 に 行 わ れ て き た（ 田 村，1997； 吉 永・ 三 浦，

2018），当地域近傍における斜面物質の動態観測（澤口 ,1998）．北上山地北部には後期更新世～完新世のテフラ

1987；澤口・小疇，1998）は，氷期における地形形成作用が適度な厚さで分布し（Tamura，1989；田村，1998），かつを解明する上で重要なデータとなっている．

昭和期の森林伐採や放牧地造成に伴って山地表層を被覆

これらの陸成堆積物に関する研究とは別に，テフラ層する地層が良く露出していたこともあり（岩田，1998），

序に関する研究は，西隣の北上低地帯から岩手山麓に至世界的に見ても類例の少ない詳細な斜面地形・斜面堆積る地域を対象として，中川ほか（1963）以来数多くなされ物の編年がなされてきた（田村，1996）．特に外山高原はてきた（磯，1976；大上ほか，1980；Inoue，1980；Inoue and

北上山地北部でも多くの周氷河地形に関する研究が行わ

Yoshida，1980；土井ほか，1983，1986；土井，1984，1991，れてきた地域である．この地域では，松本（1967）及び1999，2000；土井・新井，1987；古澤，2003；伊藤ほか，

Matsumoto（1971）による周氷河性岩塊地形，阪野（1971）2018）．これら隣接地域を中心に組み立てられたテフラによる周氷河性緩斜面の記載，磯（1973，1974，1976）の層序は，本地域の地形・地質編年の重要な基礎となってテフラを用いた斜面地形発達史，井上ほか（1981）の化石

いる．上記の中でも大上・土井（1978）及び土井（2000）

周氷河現象の記載，山谷・仙谷（1976）の土壌形成環境には，広範囲にわたる綿密な調査を積み重ねたものであ関する研究，Miura et al.（1992）や三浦（1998）による古植り，これらによって岩手山東麓地域のテフラ層序が確立

生に基づく斜面地形形成環境の復元など多様な観点からされた．更に古澤（2003）は後期更新世前期の洞 爺テフ

とうや− 83 −

第 11. 1 図

北上山地の地形発達史
檜垣ほか（2005）の図 2. 1. 4 を引用．

ラ（Toya）以降のテフラについて野外調査と構成物質のでは外山川最上流部支流の大石川に露出する．葉水層

屈折率などの岩石学的検討結果を組み合わせて，確実なは，有機質シルトと火山砕屑物を主とする地層であり，テフラの識別基準を示すと同時に，広域テフラとの層位

白椛層とともに外山川最上流部の河谷を埋積するように関係を明らかにし，テフラの対比・同定と編年にあたっ分布する．段丘堆積物群は，2 段に分けられる河岸段丘て重要な知見を示している．

面を構成する堆積物であり，河川の影響とともに周氷河

やぶかわ

外山図幅地域では，内野ほか（2022）が，盛岡市薮川地

環境下における斜面物質移動の影響も受けて形成され区を流れる外山川上流の谷底低地を埋める第四紀堆積物

た．古いものから上位（古期）と下位（新期）の 2 つに区分から 80 cm 厚の降下火砕堆積物を発見し，「薮川テフラ」

される．斜面堆積物群は，分布と層相・形成機構から，と命名した．そして，軽石中のジルコンから約 240 ka の山頂緩斜面堆積物，山麓緩斜面堆積物，扇状地状緩斜面

FT 年代を報告した．また，工藤・内野（2021）は，外山川堆積物及び地すべり堆積物に大別される．山頂緩斜面堆

源流に注ぐ大石川下流の谷底低地を埋積する第四紀堆積

積物は，標高 700 m 以上の稜線の表層を覆う角礫を主と物中に後期更新世の「十和田 – 大不動テフラ」を認めていする周氷河性の堆積物である．山麓緩斜面堆積物は，山る．

腹斜面基部に発達する緩斜面を構成する角礫質の堆積物であり，形成時期によって上位（古期）と下位（新期）の

11. 1. 2概要

2 つに区別される．それぞれ上位段丘堆積物と下位段丘

外山図幅地域の第四紀堆積物は，下部更新統上部（カ堆積物に滑らかに連続する緩斜面を構成する．扇状地状

ラブリアン階）の白椛層，中部更新統（チバニアン階）上

緩斜面堆積物は，山腹斜面を浅く開析する盆状の谷沿い部の葉水層（新称），上部更新統の段丘堆積物群・斜面堆

ないしその出口に埋谷緩斜面～小扇状地状の地形を構成

しらかば

は みず

積物群，完新統の湿地堆積物と谷底堆積物，時代未詳

する堆積物である．地すべり堆積物は，山腹斜面に分布（恐らく中部更新統～完新統）の地すべり堆積物及び上する地層が塊状に斜面下方に移動した地質体で，本図幅部更新統～完新統のテフラを含む風成堆積物（テフリッ

地域に分布するものは山頂緩斜面堆積物など周氷河性のクレス）に区分される．

未固結堆積物が再移動・堆積したものである可能性があ

白椛層は，北隣の藪川図幅内の丹藤川及び古館川沿い

る．湿地堆積物は，外山川，大石川，柴沢川及び大川のの河谷や，北上低地に分布する渋民溶結凝灰岩層を挟む最上流部の幅広い河谷に分布する有機質堆積物である．

砂礫層に対比される河川成堆積物であり，外山図幅地域

谷底堆積物は，現河床周辺に分布する礫主体の堆積物で− 84 −

第 11. 2 図

大石川下流右岸における白椛層の観察適地の露頭スケッチ
第 11.4 図 a に露頭写真を提示．

ある．その他，岩手火山や秋田駒ヶ岳火山，十和田火山

められる（橘，1975，1977）．外山図幅地域では盛岡市薮川

などを給源とする第四紀後期の風成堆積物（テフラとそ

地区蛇塚を流れる大石川下流が観察適地である．

れを含むテフリックレス）も陸成堆積物中に挟在あるい［層序関係］ 下位のジュラ紀付加体を不整合に覆う．葉は地表面を被覆する形で分布する．

水層との層序関係は直接観察できていないが，両者の年以上の第四紀堆積物は，白椛層と葉水層を除いて，地代から，本層は葉水層の下位に位置すると考えられる．

形面を構成しており，地形判読によりその分布の概要を

観察適地では，下位段丘堆積物に不整合に覆われる（第把握することができる．本図幅地域の地形分類図は第 1

11. 2 図；第 11. 4 図 a）

章の第 1. 7 図に示している．

［分布］ 外山図幅地域内では大石川河床（標高約 690 m）
以外では確認されていない．なお，北隣の藪川図幅地域

11. 2

白椛層（S）

内に流れる丹藤川・古館川の上流部（標高 400～500 m）
こ くじゅうにも同様の地層（白椛段丘の砂礫層・子九十層）が露出す
すなこざわ［命名・定義］ 橘（1975）が記載した「白椛段丘」（橘，る（橘，1977）ほか，盛岡市玉山砂子沢の砂子沢川河床（北1977 では白樺段丘と表記）の「河岸段丘砂礫層」を佐々緯 39°51′27.0″，東経 141°16′19.2″：標高 650 m）でも認め

木・大月（2021）が白椛層と改称．白椛層は，渋民溶結凝

られる．

灰岩（橘，1971）（旧称玉山溶結凝灰岩：橘，1969）を挟有［層厚］ 5～10 m．

する河川成堆積物とされている（佐々木・大月，2021）．た［層相］ 鈍器の軽打によって先端が少しめり込む程度にだし，渋民溶結凝灰岩は上位の砂礫層に削剥され失われ弱く固結した，黄白色のテフラ質シルト層，砂層及び砂ていることがあり（橘，1977），必ずしも側方には連続し礫層の互層からなる（第 11. 4 図）．シルト層は不明瞭にない．

成層した淘汰不良の砂混じりのものを主体とし（第 11. 4［模式地］ 正式には設定されていないが，北に隣接する

図 b），部分的にレンズ状に厚さ数 cm 以下の灰色弱有機

藪川図幅西部の岩手町大字川口北山形に良好な露頭が認

質シルト層を挟む．また，径 40 mm 以下の亜円礫を含む

きたやまがた− 85 −

ほか，径 2～10 mm の変質した黄白～橙色軽石と赤黒～
赤褐色スコリア（第 11. 4 図c）及びところによって直立した植物根跡が認められる．この軽石・スコリアを含むシルト層は大石川河床に広く産している．砂層はトラフ状の斜交層理を有し，シルト及び径 4 cm 以下の亜円礫及び軽石・スコリアを含み，淘汰は良くない．砂礫層は径 2～60 mm の亜円～亜角礫を主体とし，シルト混じり砂からなる不淘汰な基質を伴う（第 11. 4 図d）．下位段丘堆積物の有機質土の不整合面直下に産する礫層は，礫支持でかなり固結しており，最大長径が 35 cm に達する礫も見られる（第 11. 4 図 a）．礫の種類はチャートが最も多く，風化した付加体起源の泥岩や砂岩もある．場所によってイプシロン型斜交層理が認められる（第 11. 4 図 d）．なお，本図幅内では渋民溶結凝灰岩の挟在は確認されていない．
［花粉及び大型植物化石］ 蛇塚と藪川図幅地域の盛岡市
玉山砂子沢におけるシルト層より得られた花粉組成を第11. 3 図に示す．2 地域の花粉群集は，ともに現在日本列島に自生しない分類群の花粉を含まず，Picea（トウヒ属）や Pinus（ マツ属），Betula（カバノキ属），Alnus（ ハンノキ属），Quercus（subgen. Lepidobalanus）（コナラ属コナラ亜属）などを含む．しかし，蛇塚の試料は，砂子沢の試料と異なり Tsuga（ツガ属）を多く含む一方，Fagus（ブナ属）を含まず，かつCryptomeria（スギ属）も少量しか含まないこと及び草本植物花粉が高い割合を占めることといった相違がある．

第 11. 3 図

し も だ し と ざ わ

橘（1977）は沼宮内図幅地域の盛岡市下 田四斗沢において，本層に対比される渋民溶結凝灰岩上位の砂礫層よ白椛層のシルト層から得られた花粉化石のダイアグラム
木本植物の花粉のみ示した．+は 0.5 %未満を示す．同定及び表作成は本郷美佐緒
博士による．蛇塚の試料採取地点は北緯
39°47′06.0″，東経 141°20″13.5″，砂子沢の
試 料 採 取 地 点 は 北 緯 39°51′27.0″， 東 経
141°16″19.2″．

り Picea glehnii（アカエゾマツ）の球果を見出している．
［堆積環境］ 白椛層は多種の礫を含む砂礫層を伴い，上述したように，その一部にイプシロン型斜交層理が認められること及び本層中のシルト層に直立植物根が認められることから，蛇行河川の堆積物と考えられる．その分
布状況から，丹藤川や外山川最上流部（大石川）などの平底面（第 1 章 2 節参照）をなす幅広い河谷を埋積しつつまた，本層には Metasequoia（メタセコイア属）など現流下した河川の堆積物と判断される．
［対比・編年］ 本層は，橘（1975）の “ 白椛段丘 ” の河岸

在の日本列島に自生しない植物群の花粉は含まれていな

段丘砂礫層及び橘（1977）の子九十層と一連の地層であい．一方，1.9 ± 0.3 Ma～1.2 ± 0.2 Ma の FT 年代（大石ほると考えられる．本層はまた岩手町北山形周辺においてか，1996：大石・吉田，1998）を示す北上低地帯の下部更渋民溶結凝灰岩（橘，1971）を挟有する（橘，1975，1977；

新統岩 崎新 田層（大石ほか，1996）からは Metasequoia の佐々木・大月，2021）．渋民溶結凝灰岩は逆帯磁し（橘，可能性の高い Taxodiaceae（スギ科）の花粉化石が 20～30

1977），かつ 1.2 ± 0.8 Ma～0.9 ± 0.5 Ma（須藤，1982），1.06% 検出されている（杉山，1998）．東北地方北部では第四いわさき しんでん± 0.09 Ma（Tamanyu and Lanphere，1983），1.5 ± 0.3 Ma

紀花粉層序が十分確立されていないという問題があるも～0.7 ± 0.3 Ma（須藤，1987）の K–Ar 年代及び 0.716 ± 0.06のの，上記のことは，Metasequoia を含まない白椛層が岩Ma（ 町田ほか，1987）の FT 年代を示す（土井，2000）．土崎新田層よりも新しく，前期更新世後期以降のものであ井（2000）は，古地磁極性とこれらの放射年代値に加え，る可能性を示唆しており，土井（2000）が示した渋民溶

下位の小 和瀬 凝灰岩上部も逆帯磁していることを総合

結凝灰岩の年代とも矛盾しない．よって，白椛層の堆積

し，渋民溶結凝灰岩の年代が 1.0 Ma～0.7 Ma である可能

年代はカラブリアン期後期とみなされる．

こ

わ

せ

性を示している．
− 86 −

第 11. 4 図

白椛層の層相（a）白椛層と下位段丘堆積物との不整合露頭．長尺の長さは 1 m．
（b）礫・砂混じりのシルトからなる地層．ハンマーの長さは 30 cm．
（c）軽石及びスコリアを含むシルト層の近接写真．Pm：黄白～橙色を呈する軽石，Sc：赤褐色を呈するスコリア．
（d）イプシロン型斜交層理．写真内の折尺の長さは 45 cm．場所はすべて大石川下流．

11. 3

は みず

葉水層（H）

テフラ層，火山灰火山礫互層からなる．模式地・副模式
地露頭の写真をそれぞれ第 11. 6 図 a 及び b に，また，両［命名］ 新称．

者の柱状図を第 11. 7 図に示す．

［模式地］ 模式地は盛岡市薮川地区外山の葉水集落を流砂層及びシルト層れる外山川左岸崖（北緯 39°47′04.53″，東経 141°20′03.66″），

物のため正確な値は不明であるが，少なくとも 1.9 m 以

両層を合わせた層厚は，現河床堆積

副 模 式 地 は 模 式 地 か ら 約 300 m 下 流 の 左 岸 崖（ 北 緯上である．基本的にベージュ色を呈し，部分的に褐色や39°47′00.87″，東経 141°19′53.60″）．

灰色掛かる層準もある．副模式地では，砂層とシルト層［層序関係］ 上部更新統の下位段丘堆積物（礫層）に不が 10～数 10 cm オーダーで互層し，前者はシルト混じり整合に覆われる．この段丘礫層は一部葉水層の上部をであったり，後者は砂混じりであったりすることもある．

削って堆積している．下位の白椛層との関係は不明であまた，上位に位置する泥炭層直下の灰ベージュ色を呈す

る．

る中粒砂層には一部で長さ数 cm の材化石が含まれる．

［分布］ 薮川地区葉水集落を流れる外山川沿いの東西約河床近くの砂層は厚さ 4 cm の細礫（一部中礫）層を挟有

600 m の区間．模式地では露頭が水平距離で約 60 m 連続

し，その直上の砂層は厚さ 6 cm 程度で鉄・マンガン成分

し，西側の下流に向かうにつれ散点的になる．最も下流が濃集し固化している（第 11. 6 図 b；第 11. 7 図）．

側の露頭は薮川郵便局裏から約 100 m 東に産し，その一泥炭層

層厚は 1.5～2 m で，模式地露頭の少し東では 65

部が副模式地である．ルートマップを第 11. 5 図に示す．

cm と薄くなり，側方変化が認められる（第 11. 7 図）．黒［層厚］ 5 m 以上．

色～暗灰色を呈し，特にその上部層準では材化石（最大［層相］ 下位より，砂層及びシルト層，礫層，泥炭層，

長径 30 cm）が大量に含まれ（第 11. 6 図 c），その一部は− 87 −

第 11. 5 図

第 11. 6 図

外山川沿いに分布する葉水層のルートマップ

葉水層の層相（a）模式地の葉水層．薮川テフラを含む．
（b）副模式地の葉水層．
（c）泥炭層中の材化石．
（d）泥炭層中のYT2iPテフラ．
（e）YT2iP テフラの近接写真．場所はすべて外山川沿い．
（f）薮川テフラ主部である B3 層中の軽石．
（g）軽石の近接写真．
（h）軽石の薄片写真．単ポーラー．
（i）薮川テフラの火山ガラスの顕微鏡写真．場所はすべて外山川沿
い．長尺及びハンマーの長さはそれぞれ 1 m と 30 cm．b 以外は内野ほか（2022）の図を引用．

− 88 −

YT2iP テフラは，厚さが 2～6 cm で，脱水作用の影響とみられる側方膨縮を呈する流動変形の構造が特徴的である（第 11. 6 図 e）．本テフラは，細粒火山灰からなる薄ベージュ色の下部と，粗粒火山灰からなる灰色掛かった
ベージュ色の上部からなり，上方粗粒化（逆級化）している（第 11. 6 図 e）
．内野ほか（2022）によると，残渣中の鉱物量比は，下部・上部ともに，石英≫直方輝石≫チタ
ン鉄鉱≒長石≫普通角閃石≒黒雲母≒単斜輝石である．
石英にはしばしば六方両錐形の高温型石英が認められる．本テフラは，石英を主体とすること，直方輝石が多いこと，普通角閃石が極めて少ないことが特徴的で，後述する「薮川テフラ」中の残渣の内容とは異なる．また，火山ガラスの屈折率は 1.498～1.503 であり（内野ほか，
2022），こちらも薮川テフラのものとは異なっている．
副模式地露頭では泥炭層中（上面から 40 cm下位）に層
厚 10 cm 以下の淘汰の悪い細礫層が挟在しており（第11. 6 図 b），残渣中の重鉱物は直方輝石に次いで単斜輝石が多く，普通角閃石はほとんど認められない．
テフラ層（薮川テフラ） 内野ほか（2022）によって命名・記載された．模式地露頭のテフラ層は下位より B1～
B4 に単層区分されている（第 11. 6 図 a；第 11. 7 図）．本
項では，内野ほか（2022）を引用しながら記載する．
B1 は層厚 10 cm の中礫サイズの火山礫からなり，薄ベージュ色を呈する．火山礫の大部分は著しく粘土化した軽石からなり，石質岩片を少量伴う．軽石は粘土化のため，外形が不明瞭となっているものが多いが，確認できるサイズとしては長径 5 mm 程度のものが多く，最大で 2 cm に達する．最上部には厚さ 1～2 cm で緑灰色を呈する風化変質した軽石の濃集層が認められる．この軽石もすべて粘土化しており外形は不明瞭であるが，一部で径 5 mm～1 cm のものが確認できる．B1 中にまばらに含まれる石質岩片は，長径 2～3 mm で多くが暗緑色～暗灰色の火山岩である．
B2 は層厚 19 cmで中礫サイズの火山礫からなり，ベージュ色を呈する．この火山礫も B1 同様，風化変質した軽石を主体とする．軽石は長径 1 cm 程度であり，多くが粘土化しているが，まれに粘土化が軽度で発泡組織が残されているものも認められる．石質岩片は長径数mmで，第 11. 7 図

最大 1 cm に及ぶ．緑灰色を呈する火山岩が多いが，赤葉水層の模式地露頭の柱状図
河床面の高さは時期によって異なる．

紫色を呈するものも少量認められる．石質岩片の含有率
は 1 割弱に及び，薮川テフラ中で最も高い．
B3 は薮川テフラの主部をなし，層厚は 40 cm である．
大部分が薄橙色で，一部で灰色掛かったベージュ色を呈

Picea sp.（トウヒ属）と Abies sp.（モミ属）の可能性が高する．全体的に級化しており，粒度によって下部と上部

い．模式地露頭では，本層の上面から約 70 cm 下位の層に分けられる．下部は主に中礫サイズの比較的淘汰の良準に，また副模式地露頭では上面から約 1.1 m 下位の層

い火山礫からなり，礫支持である．火山礫はほとんどが準に薄いテフラ層が認められる（第 11. 6 図b，d）．本テフ

軽石で，石質岩片が少量認められる．軽石は，薄ベー

ラは内野ほか（2022）によって YT2iP テフラと呼ばれ，特ジュ色で短柱状の形態を示し，最大長径は 3 cm に及ぶに模式地露頭周辺では水平距離で 20 m 程追跡できる．

（第 11. 6 図 f）．この軽石は，著しく発泡した繊維状の火− 89 −

山ガラスを主体とするが，この繊維状ガラスの間にしば

石英・長石を主とし，その次に普通角閃石，直方輝石が，しば楕円形のバブル状ガラスを挟有する（第 11. 6 図 g，

そして僅かにチタン鉄鉱，単斜輝石，黒雲母，緑れん石h，i）．これらの火山ガラスの内部には，火山ガラスが変などが含まれる．また，すべてにおいて六方両錐型の高質したものと思われる白色粘土が充填することが多い

温型石英が認められる．

（第 11. 6 図 g）．軽石は無斑晶状ではあるが，長径 0.5 mm

火山灰火山礫互層以下の石英（高温型を含む），長石，有色鉱物（普通角閃

する（第 11. 6 図 a）．細粒～粗粒火山灰と変質した火山礫層厚は 25 cm で淡緑色～灰緑色を呈石，直方輝石，単斜輝石，黒雲母），不透明鉱物（鉄鉱の集とが厚さ約 2 cm以下で互層したものから構成される．特合体，チタン鉄鉱）及びジルコンなどが僅かに認められに，最下部では細粒火山灰層が，また上部では軽石からる．石質岩片は少量であり，長径は数 mm～1 cm 程度でなる火山礫層が挟在している．場所によっては斜交葉理ある．B3 上部は主に細礫サイズの火山礫からなり淘汰はが確認できる（第 11. 8 図 a）．軽石は無斑晶状で長径最大

良い．火山礫は下部同様にほとんど軽石で，石質岩片が1 cm に及び，その多くが変質によって粘土化し，ベー

少量認められる．軽石は下部に比べ粘土化が進んでいる．

ジュ色あるいは灰緑色を呈する．変質は著しいものの，

石質岩片は，最大長径 1 cm 未満で，全体的に下部より小一部で繊維状の発泡組織が残存している．石質岩片は流さい．岩種としては，玄武岩質安山岩，安山岩，デイサ

紋岩，デイサイト，安山岩のほか，粗粒な安山岩や珪長イト，流紋岩，凝灰質砂岩，含海緑石凝灰質泥岩，トー質火山岩も認められ，それらは緑れん石や緑泥石などのナル岩，チャートであり，量比としては安山岩とデイサ

変質鉱物の発達によって緑色を呈するものが多い．残渣

イトが多くを占め，これらの詳細な記載や薄片写真は内中の鉱物の量比も薮川テフラ中ものとさほど変わらな野ほか（2022）を参照されたい．火山ガラスの各主成分のい．軽石に由来する繊維状もしくは平板状の火山ガラス

平均含有率（wt. %）は，SiO2：78.3，TiO2：0.07，Al2O3：

もしばしば認められ，特に上部で量が多い．石英はまれ

12.7，FeO*（ 全 鉄 を 2 価 で 計 算 ）：1.02，MnO：0.12，に六方両錐形の高温型のものが認められる．残渣中の石MgO：0.06，CaO：0.67，Na2O：4.34，K2O：2.79 である質岩片の含有割合は長石と同程度である．

（内野ほか，2022）．また，内野ほか（2022）では鉱物の屈特筆すべき点として，下部でも上部でも径 1 mm 以下

折率も測られており，火山ガラス及び普通角閃石は，その白色で球顆状を呈するスフェルライト粒子が多産する

れぞれ 1.495～1.498，1.673～1.685 であり，後者は 1.677

ことが挙げられる．鏡下では中心から外側にかけて繊維～1.680 付近にピークをもつ．少量含まれる直方輝石は状結晶が放射状に発達した構造が認められ，粒子のリム

1.706～1.711 及び 1.724～1.731 で双峰型の分布を示す．

は隠微晶質な鉱物の晶出によって汚濁している（第 11. 8

B4 は層厚 10 cmで粗粒砂～細礫サイズの火山灰～火山

図 b）．また，スフェルライト粒子はしばしば複数個の粒礫からなり，正級化している．薄い緑灰色を呈するが，子同士が融合していることがある（第 11. 8 図 c）．

橙色掛かったベージュ色の部分もある．火山礫の多くは内野ほか（2022）は，本層において，斜交葉理が発達軽石であるが，ほぼ粘土化している．石質岩片は長径がすることや，スフェルライトの大量濃集が堆積時の水流5 mm 以下で，B3 のものより小さいが，含有率は B3 よりによる分級作用に起因する可能性があること，石質岩片高い．これらの石質岩片や軽石は変質・粘土化によってのデイサイトには一部にスフェルリティック組織を示す

淡緑色になっており，それが B4 の色として反映されていものがあることから，本層は薮川テフラを主な母材としる． 火 山 ガ ラ ス の 各 主 成 分 の 平 均 含 有 率（wt. %）は，たリワーク堆積物である可能性が高いとみている．

SiO 2：78.4，TiO 2：0.11，Al 2O 3：12.7，FeO*：0.90，［花粉化石］ YT2iP テフラの直上の泥炭層から得られた

MnO：0.09，MgO：0.07，CaO：0.66，Na2O：4.30，K2O：

花粉化石を第 11. 9 図に示す．温帯針葉樹の Cryptomeria

2.77 である（内野ほか，2022）．火山ガラス及び普通角閃（スギ属）が優勢で，Picea（トウヒ属）がこれに次ぐ．冷石の屈折率は，それぞれ 1.495～1.497，1.674～1.691 で，温帯落葉広葉樹の Fagus（ブナ属）及び温帯落葉広葉樹の

特に後者の普通角閃石は 1.679～1.682 と 1.690～1.691 付

Betula（ カ バ ノ キ 属 ）や Quercus（subgen. Lepidobalanus）

近に 2 つのピークをもつ．また，直方輝石の屈折率は（コナラ属コナラ亜属）なども僅かに産し，加えて，暖温1.702～1.740 で幅広い分布を示す（内野ほか，2022）．

帯常緑広葉樹の Q.（subgen. Cyclobalanopsis）（コナラ属ア

火山ガラスの組成は B3・B4 ともに，SiO2，K2O の平均

カガシ亜属）や Castanopsis／Pasania（シイ属／マテバシ

含有率がそれぞれ 78 %，2.8 %と高く，一方でCaOが 0.7

イ属）などが極まれに産する．また，1 粒のみであるが寒% 弱，MgO が 0.07 % 程度，TiO2 が 0.1 % 程度と低い特徴

冷環境を示す Alchemilla（ハゴロモグサ属）に類似した花を示す．FeO*–SiO2 のハーカー図では SiO2 の含有率が高粉も確認された．

くなるにつれ FeO* の含有率が低下する負の相関を示し［堆積環境］ 泥炭層に含まれる Myrica gale var. tomentosaている．火山ガラスの屈折率にはついては，両者ともほ型の低灌木や草本植物の Cyperaceae（ カヤツリグサ科）

ぼ同様の値を示す．内野ほか（2022）によると，B1～B4の産出率が高く，Sphagnum（ミズゴケ属）が産しないこから得られた残渣中の鉱物の量比はどれも大差はなく，とから，フェンのような低層湿原であったと考えられ− 90 −

第 11. 8 図薮川テフラ直上に堆積する火山灰火山礫互層とスフェルライト
（a）地層中に発達する斜交葉理．模式地露頭．
（b）本層中に特徴的なスフェルライト粒子の薄片写真（直交ポーラー）．
（c）4 粒子が融合したスフェルライトの電子顕微鏡写真．a，bは内野ほか（2022）の第 11 図及び第 8 図を引用．

る．泥炭層の厚さが 2 m 以上に及ぶことや，材化石が大量に含まれていることも低層湿原環境と合致する．
［年代］ 薮川テフラ主部（B3）の軽石からジルコン（63粒子）を抽出し，FT 年代を測定した結果，すべての粒子の値が χ2 検定に合格し，0.24 ± 0.04 Ma（誤差 1σ）の年代（pooled age）が得られている（内野ほか，2022）．また，下位の泥炭層及び材化石の 14C 年代を測定した結果，ともに少なくとも 5 万年前より古いことが判明している（内野ほか，2022）（第 11. 7 図）．したがって，葉水層の年代はチバニアン期後期を示すと考えられる．
［対比］ 岩手山山麓に分布するテフラのうち，海洋酸素
同位体比ステージ（MIS）5d（約 10.9 万年前）の洞爺テフラ（Toya）（町田ほか，1987；年代値は東宮・宮城，2020 による）よりも下位層準において，薮川テフラと産状及び記載岩石学的特徴が最も類似するテフラは，松内テフラ
群（松内火山灰）下部の大台白色火山灰（OdWA）（大上ほ
か，1980：第 11. 9 図）である．土井（2000）が記載した大台白色火山灰の岩相，軽石の特徴，残渣鉱物種，火山ガ
ラスの屈折率，石質岩片種は薮川テフラと概ね一致する（内野ほか，2022）．

11. 4

中期更新世後期～完新世の風成堆積物

11. 4. 1 風成堆積物（テフラ及びテフリックレス）層序概観
本図幅地域の中部更新統上部～完新統には，テフラを含む風成堆積物が含まれ，編年上重要な鍵層となっている．しかし，いずれのテフラも薄いため地質図上には表記していない．
本図幅地域の西側に位置する岩手山東麓には，多数の第 11. 9 図

第四紀後期（中期更新世後期以降）のテフラがあり，詳細な層序が編まれている．北上山地や北上川流域の第四紀後期テフラは，岩手山東麓におけるテフラ層序を基本と

葉水層の泥炭層から得られた花粉化石のダイアグ
ラム
木本植物の花粉のみ示した．+は 0.5 %未満を示す．
同定及び表作成は本郷美佐緒博士による．

して対比・編年されてきたことから，まず年代層序の基準となっている岩手山東麓のテフラ層序について概観す− 91 −

る．なお，大上・土井（1978），土井（2000），古澤（2003）と外山テフラ群最上部に見出されている（大上ほか，をはじめとする先行研究においては，「分火山灰」「渋民

1980；土井，1991；古澤，2003）．

火山灰」というように，休止期を含む複数回の噴火堆積物を総称した単位に「○○火山灰」という名称が用いら

11. 4. 1. 2

れてきた．しかし，この命名法では「○○火山灰」が複数［命名］ 中川ほか（1963）による．磯（1976）にて再定義．

のテフラを総称した名称なのか，テフラ単層を示す名称［模式地］ 西隣，盛岡図幅地域の盛岡市 JR 渋民駅付近

なのか分かりにくく，混乱を生じる恐れがある．そこで（中川ほか，1963）．

本図幅説明書では，それらの名称を「テフラ群」として読［ 層 厚 ］ 模 式 地 で 3～4 m（ 大 上・ 土 井，1978； 土 井，

み替え，改名して記載する．

渋民テフラ群

2000）．

岩手山東麓の第四紀後期テフラは，中川ほか（1963），［層序関係］ 下位の外山テフラ群を整合ないし一部不整磯（1976），大上ほか（1980），土井（2000），古澤（2003）

合に覆う（土井，2000）．

などによって詳細に層序が検討され，下位から，寺林テ［層相及び指標・広域テフラ］ 数枚のスコリア層及び軽フラ群，玉山テフラ群，岩手川口テフラ群，江刈内テフ

石層・火山灰層を含む黄褐色のテフリックレスを主体とラ群，沼宮内テフラ群，山崎テフラ群，松内テフラ群，する（大上・土井，1978；土井，2000）．このテフラ群の上外山テフラ群，渋民テフラ群及び分テフラ群のテフラ群

部のテフリックレスには 2 層準で側方連続性の良いクに大別されている（土井，2000：第 11. 10 図）．外山図幅

ラック帯が発達する（遠藤，1977；大上・土井，1978）．渋

地域では，上部更新統～完新統のテフラとして外山テフ

民テフラ群の中には特徴的な外見のスコリア層・軽石層

ラ群以上が確認されている．昭和期には，外山ダム湖，が認められているが，特に加賀内第 1 スコリア（K1S：

岩洞湖，御大堂山山腹道路沿いにテフラの好露頭が認識

さ れ て い た が（ 例 え ば，磯，1976； 大 上・ 土 井，1978，

磯，1976），生出黒色テフラ（OBA：中川ほか，1963）及び
滝沢第 2 スコリア（T2S：磯，1976），十和田 – 大不動テフ

Higaki，1980），現在ではかつて柱状図が記載された露頭ラ（To-Of：第 11. 10 図の大不動火砕流［Ofpfl：東北地方第を含む多くが植被や崩積土に覆われており観察条件は極四紀研究グループ，1969］）及び滝沢第 1 スコリア（T1S：

めて悪くなっている．

磯，1976）は野外で比較的容易に識別できる指標テフラ

わかれ

がんどう

ご だ い どうさん

おいで

以下の項では，上部更新統の外山テフラ群，渋民テフである．十和田 – 大不動テフラの年代については，32 ka

ラ群，完新統の分テフラ群とその中の指標テフラと広域

BP前後（小岩ほか，2007）あるいは 32.1～30.1 ka（Matsu’ura

テフラについて，土井（2000）などの公表資料に基づいてet al.，2018）とされている．更に辻野ほか（2018）は，小岩

記載する．

ほか（2007）の値を補正して約 36 cal ka BP の暦年補正年
代を示している．また，Matsu’ura et al.（2014）は，この

11. 4. 1. 1

外山テフラ群

テフラが下北半島沖深海底コアの底棲有孔虫殻の酸素同［命名］ 磯（1976）による．大上・土井（1978）で再定義．

位体比層序（Domitsu et al.，2011）の MIS 3 晩期の層準か［模式地］ 外山ダム西方 2.5 km の尾根付近（大上・土井，ら産出することを報告している．また，渋民テフラ群の1978）．

基底部からは十和田 – 川口テフラ（Kw：第 11. 10 図の川［層序関係］ 下位の松内テフラ群を不整合に覆う（土口軽石［KwP：磯，1976］）が見出されている．なお，渡辺

井，2000）．

（1986），早田（1989）及び檜垣（1987）は T2S と T1S の間に［層厚］ 模式地で約 6～8 m（大上・土井，1978；土井，挟在するガラス質テフラを姶良 Tn テフラ（AT）に対比し2000）ているが，土井（2000）や古澤（2003）はこれを否定し，［層相及び指標・広域テフラ］ 褐色～黒褐色スコリア

To-Of 及びこの火砕流に伴う co-ignimbrite ash の好摩ガラ層，軽石層，火山灰層及び風化した褐色テフリックレス

ス質テフラ（KGA）に対比している．また，古澤（2003）

からなる（土井，2000）．本テフラ群上部には四十四田第はT1Sのマトリックス中にAT由来のガラスが含まれるこ1 軽石（S1P：大上・土井，1978 の四十四田第 1 浮石），とを報告し，両者が同時期に堆積したことを示した．

あいら

こうま

しじゅうし だ

おおぶけ

いしはな

大更第 1 スコリア（Ob1S：土井，2000），石花第 2 スコリア（Is2S：大上ほか，1980），石花第 1 スコリア（Is1S：大11. 4. 1. 3

分テフラ群

上ほか，1980）及び水沢スコリア（MS：土井，2000）の指［命名］ 中川ほか（1963）による．磯（1976）にて再定義．

標テフラが挟在する（磯，1976；大上・土井，1978：土井［模式地］ 盛岡図幅地域の滝沢市分 レ付近（中川ほか，

わか2000）．岩手山東麓において，広域テフラの洞爺テフラ

1963）．

（Toya：町田ほか，1987，MIS 5d あるいは約 10.9 ka；年代［層厚］ 模式地で 1.0～1.5 m（土井，2000）．

値は東宮・宮城，2020 による）と阿蘇 -4 テフラ（Aso-4：［層序関係］ 渋民テフラ群を不整合に覆う（中川ほか，

約 90～85 ka の MIS 5a～5b に相当する温暖期；年代値は1963）．

町田・新井，2003 による）が，それぞれ Is2S と Is1S の間［層相及び指標・広域テフラ］ スコリア層・軽石層・火− 92 −

− 93 −

第 11. 10 図

岩手山東麓地域の第四紀テフラの模式層序土井（2000）の図 24 を引用（一部，横幅間隔を詰めてある）．本図の「〇〇火山灰」は，本図幅説明書では「○○テフラ群」と記載．

山灰層と，それを挟有する黒色ないし褐色の埋没土壌状

比高が 40～50 m の「永田面」が，厚さ 8～9 m の閉伊川系のテフリックレスからなる．最下部に十和田八戸テフラの礫層によって構成されていることを記載している．早（To-Hc： 第 11. 10 図 の 八 戸 火 砕 流［HPfl： 中 川 ほ か，

池峰山図幅地域を東西に流れる岳川沿いでは，同様に現1972］），秋田駒小岩井テフラ［Ak-K］（中川ほか，1963：

河床との比高 40～50 mの上位段丘面は平均 15 m以上，最第 11. 10 図の小岩井軽石［KP］），秋田駒柳沢テフラ［Ak-大 35 m の厚さの堆積物によって構成されている（川村ほY］（中川ほか，1963：第 11. 10 図の柳沢軽石［YP］）を含む

か，2013）．外山図幅地域の上位段丘面も，恐らく同様にだけがわ（例えば，土井，2000）．その年代として，To-Hc は MIS 2

河成堆積物によって形成された堆積段丘と考えられる．

末期にあたる約 15.5 cal ka BP（Horiuchi et al.，2007）ある［層相］ 閉伊川中流部で認められる礫層のほか，岳川上

いは 15.9～14.9 cal ka BP（Matsu’ura et al.，2018），Ak-Kは流部に位置する早池峰ダムサイトでは，円礫・角礫混じ

約 13.5～12.0 ka BP（和知ほか，1997）［暦年較正するとおり泥を主とする．後者の礫は，長径数 mm～数 10 cm で

およそ 16～14 cal ka BP］，Ak-Y は 11.9～11.6 ka BP（和知

その多くが風化している（川村ほか，2013）．

ほか，1997）［暦年較正するとおおよそ 13.5 cal ka BP］の［構成する地形面］ 現河床との比高 30～50 m の開析さ値が得られている．なお，放射性炭素年代値のおおよそれた段丘面を構成する．本図幅地域では分布が限られての較正暦年代は，Reimer et al.（2020）の IntCal20 データ

おり段丘面など他の地形面との関係は明らかでないが，セットを参照した．

東隣の大川図幅地域や南隣の早池峰山図幅地域では背後の上位山麓緩斜面に連続する（Higaki，1988；川村ほか，

分テフラ群は岩手山東麓において 15 層のテフラ層位（W1～W15）に区分されている（第 11. 9 図）が，そのうち2013）．

W8b の最上部とされた層準より約 6.2 cal ka BP（Inoue et［年代］ 本堆積物からは年代を示す試資料は得られていal.，2011）とされる十和田中掫テフラ（To-Cu：大池ほか，ないが，少なくとも下位段丘堆積物よりは古いことか

1966）に由来すると考えられる火山ガラスと直方輝石がら，後期更新世初頭ないしそれ以前の堆積物である可能検出されている（古澤，2003）．To-Cu は，岩手山東麓では

性が高い．

ちゅうせり

肉眼で純層として認められていないものの，北上山地東
あっか部の岩泉町安家周辺において最大で層厚 1 m に達し（菊11. 5. 2

池ほか，1981），本図幅地域の東方ではテフリックレス中［名称］ 早池峰山図幅（川村ほか，2013）にならう．

下位（新期）段丘堆積物（t2）にも純層で見出されている（檜垣，1987；Higaki，1992）．

［分布］ 丹藤川，外山川及びその支流，大川，中津川，柴沢川，向井沢川など，本図幅地域の多くの河川の中流

11. 5

段丘堆積物（t1，t2）～最上流部に発達する．
［層厚］ 5～10 m．

本節では，河川沿いの段丘面を構成する堆積物を段丘［層相］ 外山川最上流部に注ぐ大石川では厚さ 5～10 m

堆積物として記載する．外山図幅地域の河成段丘堆積物の弱風化砂礫層を主体とし，礫層・砂層・泥層及び有機は，地形的特徴（現河床との比高及び背後斜面との関係）

質土層を挟有する．上部では上方細粒化し，最上部は灰に基づいて，上位（古期）
・下位（新期）の 2 つに区分され白色粘土層からなる（第 11. 11 図 a；第 11. 12 図）．大石

る．これらの段丘堆積物は，いずれも後述する山麓緩斜

川下流では門馬ユニット（ジュラ紀付加体）及び白椛層

面堆積物と指交関係にあり，河成の堆積物であるが，同を，外山川上流では葉水層を不整合に覆っている（第時に山地斜面における周氷河環境下での表層物質移動と

11. 11 図 b；第 11. 4 図 a；第 11. 6 図 a）．

深く関連した地形形成作用によって運搬・堆積したもの

砂礫層は，外山川上流で見られるやや円磨された多種と考えられる．段丘堆積物（及び山麓緩斜面堆積物）は，の礫を主体とし，礫間を砂混じりシルトないしシルト混

昭和期の開発に伴って一時的に多くの人工露頭が出現

じり砂が充填する（第 11. 11 図 c）．砂礫層は，ところにし，そこで詳しく観察・記載されたが，現在では人工露より最大径数 10 cm のマッドクラストを含むほか，砂頭の大部分が植生や表土に覆われており，露頭で堆積物

層・シルト層及び有機質泥層や後述する下位（新期）山麓

全体を観察できる地点は極めて限られている．

緩斜面堆積物と似た角礫層をレンズ状に挟有する．砂礫層は成層しており，まれに斜交葉理が確認できる（第11. 5. 1

上位（古期）段丘堆積物（t1）

11. 11 図 d）．礫層は，細礫と中礫とが不均質に混ざり合

はや ち ね さん［名称］ 南隣の早池峰山図幅（川村ほか，2013）にならう．

う淘汰の悪いものが多く，角礫～亜角礫を主体として礫［分布］ 丹藤川上流部や向井沢川下流部に断片的に分布支持である．礫の長径は 3 cm 前後のものが多いが，ときする．

に 10 cm 程度の大礫も認められる．礫種はジュラ紀付加［層厚］ 外山図幅地域では露頭を確認できていないが，体起源のチャートがほとんどだが，泥岩や砂岩も僅かに

Higaki（1988）は南東隣の川井図幅地域内の閉伊川中流部

認められる．また，チャート礫は灰色，暗灰色，白色がにおいて，外山図幅地域の上位段丘と同じく現河床との多く，そのほか黒色，赤紫色，淡緑色もあり色調に富む．

へ

い がわ

− 94 −

第 11. 11 図

下位（新期）段丘堆積物の層相（a）下位段丘を構成する砂礫層．有機質泥層を挟在し，最上部では灰白色粘土層からなる．ハンマーの長さは 30
cm．
（b）ジュラ紀付加体（門馬ユニット）を不整合で覆う砂礫層．
（c）砂礫層の近接写真．レンズ状に角礫層や細粒物質に富む地層を挟有する．写真内の長尺の長さは 45 cm．
（d）斜交葉理を示す砂礫層．
（e）最上部の粘土層中に挟在する十和田 – 大不動テフラ（To-Of）と直立植物根跡．長尺の長さは 1 m． 場所はすべて大石川下流左岸崖．

礫層は一部で薮川テフラとその上位の火山灰火山礫互層

中に挟在する有機質シルト層及びその上位の最上部粘土を削り込んで堆積しており，この凹面を埋積した礫の直層）より第 11. 13 図に示す花粉化石群集が得られた．2 層

上には厚さ 2 cm 程度の炭質層が挟在する（第 11. 6 図 a，

準ともPinus（マツ属）が優勢で，Picea（トウヒ属）やTsuga

第 11. 7 図）．

（ツガ属）が比較的多く含まれるとともに，Juglans／

本層上部は上方細粒化する砂～粘土層からなり，最上Pterocarya（クルミ属／サワグルミ属）や Fagus（ブナ属），

部の灰白色粘土層には直立した植物根跡が認められる（コナラ属コナラ亜属）
Quercus（Subgen. Lepidobalanus）（第 11. 11 図e）．最上部の粘土層には，厚さ 10 cm程度のが含まれる．砂礫層中の有機質シルト層と比較して最上テフラ層が挟在する（第 11. 11 図e）．このテフラ層はMIS部粘土層では，Fagus や Quercus（Subgen. Lepidobalanus）

3 晩期（後期更新世の 36～30 ka）に十和田火山から噴出など主として温帯に分布する分類群の割合が低下する．

した十和田 – 大不動テフラ（To-Of）に対比される（工藤・［対比・編年］ 本層は，最上部に MIS 3 晩期の To-Of を

内野，2021）．

挟有すること（工藤・内野，2021），礫主体の厚い堆積物

なお，外山川あるいは大石川による下刻が最近の地質によって構成されることから，Higaki（1988）による閉伊時代に至るまで進んでいなかった外山川最上流域では，

川の川内面，小本川の小川面（Higaki，1992 の F2 段丘面

本堆積物を覆って泥炭質堆積物が堆積し（山中，1978；構成層）及び川村ほか（2013）の下位段丘堆積物に対比さMiura et al.，1992；三浦，1998），その一部は完新世まで湿れる．北上山地北部周辺において同じ年代の堆積段丘と原を形成していた．

しては，葛巻地域の馬淵川のⅡ面（西城，1987）が挙げら［花粉化石］ 第 11. 12 図に示す本層中の 2 層準（砂礫層れる．これらは最終氷期前期（MIS 3～4）に，周氷河作用− 95 −

おもとがわ

第 11. 12 図

大石川の下位（新期）段丘堆積物の露頭柱状図
位置は第 11. 2 図の露頭の約 30 m北西の大石川左岸．

の影響下で行われた斜面物質移動に伴って形成されたと考えられている（Higaki，1988，1992）．なお，葉水層の模式地露頭において，同層を覆っている礫層に挟在する厚さ 2 cm の炭質層（第 11. 6 図 a，第 11. 7 図）から約 50,000．
～51,000 y BPの 14C年代が得られている（内野ほか，2022）
しかし，この値は 14C 年代の測定限界に近い値であるため，本堆積物の堆積開始年代を約 5 万年以前として扱っておく．
［地形面］ 現河床との比高 10～20 m の開析の進んでいない段丘面を構成する．段丘面は緩やかな起伏を持ち，早池峰山図幅地域や大川図幅地域と同様に背後斜面の下位山麓緩斜面に連続する（Higaki，1988）．

11. 6

第 11. 13 図

斜面堆積物（p1，p2，f，s，l）

本図幅では，堆積性斜面を構成する堆積物について，− 96 −

下位（新期）段丘堆積物より得られた花粉化石のダ
イアグラム+ は 0. 5 % 未満を示す．同定及び表作成は本郷美佐緒氏による．

その分布と形成様式に基づいて，山麓緩斜面堆積物，扇る場所も少なくないが，背後斜面との間に明瞭な傾斜変状地状緩斜面堆積物，山頂緩斜面堆積物及び地すべり堆

換線を介さずに連続する上に凹な縦断形の緩斜面を構成積物に区分して記載する．

する．南隣の早池峰山図幅地域及び東隣の大川図幅地域

山麓緩斜面堆積物は，山腹斜面基部で基盤岩を覆う堆においては，上位段丘面と滑らかに連続する斜面を構成

積性緩斜面を構成する物質を総称したものである．北海

する（Higaki，1988）．

道を除く日本列島の大部分においては，この定義の山麓［ 年 代 ］ 檜 垣（1987）や Higaki（1988，1992）に よ る と，

緩斜面堆積物は主として表層崩壊物質からなる崖錐堆積

Is2S ないし S1P に覆われることから，最終間氷期前期な物である．しかし，本図幅地域の山麓緩斜面堆積物の多いしそれ以前に堆積したと考えられる．檜垣（1987）は，

くは，これと異なって主に周氷河作用に伴う斜面物質移

この中には異なる時代のものが含まれている可能性があ動によって山腹斜面基部にもたらされた物質からなるもると記している．

のであり，上方の背後斜面や下方の段丘面などと滑らかに連続する斜面を構成するという地形的特徴をもつ．本11. 6. 2

下位（新期）山麓緩斜面堆積物（p2）図幅地域では崖錐性の斜面堆積物は極小規模なものに限［名称］ 檜垣（1987）の「山麓緩斜面」を構成する堆積物られている．扇状地状緩斜面堆積物は，山腹斜面を浅くのうち，前記②の OBA 下位のやや風化した角礫を含む地開析する盆状の谷沿いないしその出口に埋谷緩斜面～小層及び①分テフラ群に直接覆われる未風化角礫を含む地

扇状地状の地形を構成する堆積物である．山麓緩斜面堆層を併せたものを下位（新期）山麓緩斜面堆積物として積物と比較して流水の作用の影響をやや強く受けた，亜記載する．

角礫を主体とすることが特徴である．山頂緩斜面堆積物［分布］ 外山高原を中心として外山川・丹藤川及び大川

は，下位の基盤岩に由来する角礫とその間を充填する粘上流部の山腹斜面基部に断片的に分布する．

土からなり，分テフラ群に覆われた堆積物である．これ［層相］ 背後斜面に分布する地層と同質の角礫層，角礫は周氷河作用によって形成されたものと考えられる．地混じり泥層からなる（第 11. 14 図）．角礫混じり泥層は淘

すべり堆積物は，地すべりに伴って斜面下方に移動した

汰が悪く，粘土を主とするがシルト・砂を含む．全体に地質体であるが，本図幅地域の地すべり堆積物は分布が斜面に平行に成層し（第 11. 14 図 a），角礫混じり泥層は限られており，その多くについて移動・堆積の年代は明斜面に平行して傾斜したレンズ状に挟在する．角礫層のらかでない．

基質はしばしばテフラ質である（第 11. 14 図 b）．

昭和期にはこれらの斜面堆積物が露出した人工露頭が［地形面との関係］ 山腹斜面の基部に，背後斜面との間多く存在したが，現在では露頭が少なくなっているたに明瞭な傾斜変換線をもたずに連続する上に凹な縦断形

め，以下では先行研究を参考にして記載する．

の緩斜面を構成する．下位段丘堆積物が分布する場所で

11. 6. 1

上位（古期）山麓緩斜面堆積物（p1）［年代］ OBA あるいは分テフラ群に覆われることから，［名称］ 檜垣（1987）は「山麓緩斜面」を構成する堆積物

最終氷期前期（MIS 3～4）に堆積したものに加え，最終氷を，①分テフラ群直下の未風化角礫を含む地層，②渋民期後期（MIS 2）ないし後氷期（MIS 1）に堆積したものがテフラ群の生出黒色テフラ（OBA）下位のやや風化した含まれると考えられる．大石川上流部（工藤・内野，2021）

角礫を含む地層，③外山テフラ群上部の石花第 2 スコリなど，段丘面との関連が明確な場所では，多くが To-Of

ア（Is2S）あるいは四十四第 1 軽石（S1P）より下位の風化

降下時前後に離水したと考えられる下位（新期）段丘面

角礫を含む地層に三分したが，本図幅では，③に相当すと滑らかに連続することから，なかでも最終氷期前期にる堆積物を上位（古期）山麓緩斜面堆積物として記載する．

堆積したものが少なくないと考えられる．

は，これに滑らかに連続する斜面を構成する．

［分布］ 外山川・丹藤川及び大川上流部の山腹斜面基部に断片的に分布する．

11. 6. 3［層相］ 背後斜面に分布する地層と同質の角礫層，角礫［名称］ 檜垣（1987）の「扇状地状緩斜面」の構成層を扇扇状地状緩斜面堆積物（f）

混じり泥層からなる．礫の中には “ くさり礫 ” が含まれ状地状緩斜面堆積物として記載する．この中には松本

る．檜垣（1987）や Higaki（1988，1992）によると，基盤を（1967）及び Matsumoto（1971）の岩塊流堆積物が含まれ覆う風化角礫層，火山灰層，角礫層及びこれらの混合層

る．

からなる互層が，極めて複雑な層位関係で堆積した露頭［分布］ 山腹斜面を浅く盆状に開析する谷及びその出口が確認されている．また，基質の粘土化が進み，固結し（本流系河川沿いの段丘面や谷底面と接する場所）に分た状態のものも認められる（檜垣，1987）．基質は黄褐色

布する．

（マンセル色表示で 7.5YR5/8 程度）を呈する．

［層相］ 付加体を基盤とする地域では，山麓緩斜面堆積［地形面との関係］ 檜垣（1987）や Higaki（1988，1992）に物と比較するとより円磨された亜角礫主体の礫層からな

よると，後述する下位（新期）山麓緩斜面堆積物に覆われる．良好な状態の露頭は少ないが，ヒエガラ沢上流の右− 97 −

第 11. 14 図

各種斜面堆積物の層相（a）下位（新期）山麓緩斜面堆積物．角礫を主体とし，斜面に平行状に成層する構造が認められる．上位は分テフラ（群）に覆われる．場所は蛇塚．
（b）細礫を主体とする下位山麓緩斜面堆積物．斜面に平行状に成層し，基質にはテフ
ラ質の物質が含まれる．場所は岩神山西斜面．
（c）扇状地状緩斜面堆積物．粘土層を挟む基質支持の中礫層．櫃取湿原に向かう自然観察舗装道終点先の崖．ノロメキ沢．
（d）山頂斜面堆積物．露頭は右手前方向に傾斜した斜面で，礫の長軸は斜面と平行して右手前を下とする方向に揃っている．場所は図幅北東部，堀米頭（標高 979 m）の南の林道．

岸斜面では河床から 6 m のところに粘土層を挟有する基

面堆積物の礫と比較して小径のものからなる（檜垣，ひっ

質支持の中礫層が認められるほか，ノロメキ沢上流の櫃1987）．

取湿原へ向かう自然観察道終点先の崖でも同様の地層が［地形面との関係］ 傾斜 10 数度以下の開析の進んでい観察できる（第 11. 14 図 c）．檜垣（1987）によると，扇状

ない緩斜面を構成する．本層が構成する緩斜面の多くは地状緩斜面の礫層の層厚は一般に 4～5 m 以上であり，厚現河川によって下刻されて段丘化し，河川沿いに分布すとりいところでは 10 m以上に達する．本図幅地域北西部の北る下位（新期）段丘面へと滑らかに連続する．

「岩塊流斜面」（松本，
上花崗岩類（姫神岩体）分布域では，［化石］ 高橋ほか（2000）は，東隣の盛岡図幅地域東部の1967；Matsumoto，1971）を構成する粗大な角礫状岩塊か

盛岡市玉山地区城内（標高 330 m）に分布する本斜面堆積らなる．

物相当の粘土層から，最終氷期後期の 14C 年代（暦年未補

ひめかみ

じょうない

くざかい

早池峰山図幅地域の区界高原や北西に隣接する沼宮内

正値で約 20,000 yBP）と，Larix（カラマツ属）・Abies（モ

図幅地域の姫神山北方では，本層は最終氷期前期の年代

ミ属）
・Picea（トウヒ属）などからなる大型植物化石群・を示す埋没土壌や同時期の OBA を境として礫の風化程

花粉及び植物珪酸体化石群を報告している．

度及び基質の固結程度の異なる 2 層に区分され（檜垣，［年代］ 本層の下部は最終氷期前期の年代を示す埋没土

1987），上位の礫層が Ak-K や Ak-Y を含む分テフラ群に壌や OBA に覆われること，下位（新期）段丘面と滑らか覆われる露頭が見出されている（檜垣，1987）．

に連続することから，最終氷期前期（MIS 3～4）に堆積し本層には不明瞭な成層構造は認められるものの，一般たと考えられる．また，本層の上部は Ak-K や Ak-Y を含に分級はなされていない（檜垣，1987）．花崗岩類分布域

む分テフラ群に覆われることから，最終氷期後期（MIS

を除き，本層中の礫は，現河床の礫や同時代の山麓緩斜2）に堆積したと考えられる．
− 98 −

第 11. 15 図

11. 6. 4

外山図幅地域の湿原及び湿地堆積物（a）櫃取湿原の景観．岩泉町蓬原ノロメキ沢上流．
（b）大石川下流側の渓岸に露出する “ 蛇塚湿原 ”の湿地堆積物．豪雨に伴って小規模な崩壊が頻発している．

山頂緩斜面堆積物（s）

体と同義である．

［名称］ 檜垣（1987）の「山頂緩斜面」と「平滑尾根型斜［認定及び表現方法］ 地すべり堆積物の分布を地表地質面」の構成層を山頂緩斜面堆積物として記載する．

資料のみから認定することは困難であり，通常は地形判［分布］ 標高 700 m 以上の，幅広く平滑で未開析の尾根

読を含めて認定される．本図幅では，斜面に分布する地上に分布する．

質体が移動したことを示す地形的特徴（地すべり移動体［層相］ 下位に分布する先古第三系と同質の角礫と，そ末端部の膨隆や移動体内部の亀裂など）が明確に識別でれを充填する泥からなる（第 11. 14 図d）．礫は未風化で，きるものを「地すべり堆積物」として認定し，その分布を礫径は不揃いで径数 mm のものから数 10 cm のものまで

地質図に記した．一方，地質体が移動していることを示混在するが，上部では径数 cm 以下の中礫が主体となる．

す証拠を欠くもの（例えば，頭部亀裂だけが地形的に認層厚は概ね数 m 以下である（檜垣，1987）．礫の長軸は斜められるもの）については，地質図上で滑落崖は記載し面の傾斜方向に揃う傾向がある．本層は Ak-K 及び Ak-Y

たが，地すべり堆積物の分布域は示していない．

を含む分テフラ群に覆われる（檜垣，1987）．特に幅広い［分布］ 軽松沢川上流，大川上流，岩泉町釜津田地区駒ヶ尾根及び幅広い鞍部状の緩斜面においては，数 10 cm 以

沢集落北方の牧草地，岩神山北方（中津川源流），宮古市

上の厚さの埋没土壌に覆われる（池田ほか，2011）．

の達 曽部沢 上流など，河川上流部の山腹斜面に点在す［地形面との関係］ 傾斜 10 数度未満の，平滑で未開析のる．特に外山高原外縁に多い．一方，標高 600 m 以下の幅広い尾根を構成する．この平滑な尾根は明確な傾斜変開析山地には認められない．

換線を介することなく山腹斜面に連続することが多い．

［層相］ 巨礫を含む不淘汰な礫混じり泥などからなる．

先第四系のくぼみを埋めて山頂緩斜面堆積物が堆積し，ボーリングなどのデータがないため母岩に関する資料は両者が一連の平滑な尾根を構成している場所も認められ得られていないが，分布範囲から斜面堆積物を移動物質る（檜垣，1987）．礫の長軸が斜面の傾斜方向に向くこととしている可能性がある．

から，これは周氷河環境下におけるクリープによって移［地形との関係］ 背後に馬蹄形の滑落崖を伴う，不規則

動，堆積したものと考えられる．

な起伏をもつ緩斜面を構成する．

［年代］ YP 及び KP を含む分テフラ群に覆われることか［年代］ 本図幅地域の地すべり堆積物に関しては，移ら，後期更新世に形成されたと考えられる．また，礫が動・堆積の年代は明らかでないが，恐らくチバニアン期

クリープによって移動したと考えられることから，最終以降のものと考えられる．また，外山高原の中では起伏

氷期後期（MIS 2）の寒冷気候下で生じた周氷河作用にが大きな御大堂山北側の小軽町 沢（軽松沢川支流）の谷伴って形成された可能性がある．

に面する斜面や，外山高原外縁（図幅北西部姫神山南麓

かるまつざわがわ

いわがみやまた っ そ べ さわ

こ か る まちざわ

やまやかわめぼくやの山谷川目牧野南東方斜面，東部の向井沢川源流，駒ヶ11. 6. 5

地すべり堆積物（l）

沢上流域など）では，山頂緩斜面堆積物からなる平滑な［定義］ 地すべりに伴って母岩から分離して移動した地

尾根状緩斜面を滑落崖が切って発達する地すべり地形が質体を地すべり堆積物と定義する．これは地すべり移動認められることから，一部は最終氷期後期以降に滑動し− 99 −

第 11. 16 図

“ 蛇塚湿原 ” の堆積物の樹木花粉ダイアグラム
山中（1978）から引用（一部，日本語に変換）．F. G. ：最終氷期最寒冷期，L. G. ：晩氷期，RI：
完新世寒冷時代（グリーンランディアン期に相当），RⅡ：完新世温暖時代（ノースグリッピアン期に相当），RⅢ：完新世減暖時代（メガラヤン期に相当）．

たと考えられる．

Ishizuka et al.（1957），中村・石塚（1958），山中（1978）は花粉分析を行っている．特に山中（1978）は，大石川源流

11. 7

湿地堆積物（m）
おお部の“蛇塚湿原”においてハンドボーラーにより連続的に土試料を採取し，第 11. 16 図に示す花粉群集を得ていたい［分布］ 外山川沿いの大の平地区北西，岩洞湖西及び南る．それによると，泥炭層（最上部更新統：暦年未補正

湖畔，外山ダム湖畔，ノロメキ沢（大川支流）上流部に断年代で 11,900 ± 155 yr BP）では Pinus（マツ属），Abies（モ

片的に分布する．特に，ノロメキ沢上流部の標高 1,000 mミ属），Betula（カバノキ属）が高率を占める一方，泥炭層付近に位置する櫃取湿原（第 1. 5 図，第 11. 15 図 a）は，を覆うシルト質層からは下位の泥炭層中には認められな

北上山地最大の面積（35 ha）をもち，湿原の少ない北上山

かった Cryptomeria（スギ属）や，泥炭層中では少量含まれ

地 に お い て 代 表 的 な も の と さ れ（ 岩 泉 自 然 調 査 団，

るに過ぎなかったFagus（ブナ属）
・Quercus（コナラ属）が2008），「21 世紀に残したい日本の自然 100 選」にも選ばれ産出する（山中，1978）．

ている．ちなみに，外山川支流の大石川にも “ 蛇塚湿原 ”があるが，昭和期に入り農地化され，現在では大石川下

11. 8

谷底堆積物（v）

流部の渓岸で断面の一部を確認できるのみである（地質図 に は 表 記 ）． 大 石 川 で は 最 近 の 地 質 時 代 に お け る［分布］ 現河床に分布する．丹藤川上流，柴沢川，岩洞

下刻に伴って渓岸崩壊が発生しており，21 世紀に入って湖畔，軽松内川，外山川の支流（大の平）に沿う河谷ではからも豪雨に伴う小規模な崩壊が認められる（第 11. 15

一部で幅 100 m 程度の氾濫原を有する．その他では河道

図 b）．

近傍に細長く分布するだけであり，地質図では省略して［層相］ 黒色の泥炭及び有機質土からなり，斜面近傍でいる．

はレンズ状の角礫層を挟有する（第 11. 15 図 b）．

［層相］ 礫，砂及び泥からなる．

［花粉化石］ 本図幅地域の湿地堆積物を対象として，− 100 −

第 12 章地 質 構 造（内野隆之・小松原
12. 1

概

要

琢）

述べ，各ユニット内の個別の地質構造についてはそれぞれの章を参照されたい．

外山図幅地域に分布する先白亜紀基盤は，構造的上位
ねだも（南西側）から根 田茂帯に属する石炭紀前期付加体の

12. 2

つなとり

断

層

綱取ユニット，前期三畳紀付加体の滝ノ沢ユニット，北かどま

12. 2. 1

部北上帯に属する前期～中期ジュラ紀付加体の門 馬ユ

早池峰東縁断層

ニットが北西 – 南東の構造方向をもって帯状に分布して旧“早池峰構造帯”と北部北上帯を境していた断層であいる．これらの各ユニットを境する北西 – 南東系の断層

る．永広ほか（1988）によって命名され，永広ほか（1986）

は，それぞれ鞍 沢断層及び早 池 峰東縁断層と呼ばれるの区界 – 川井断層はその一部である．早池峰構造帯の名（第 12. 1 図）．これらの断層は，高角であることや両側の称は現在使われなくなったが（第 2 章参照），本図幅では付加体より古い蛇紋岩・火成岩・高圧型変成岩の構造岩

早池峰東縁断層を根田茂帯と北部北上帯の境界断層とし体・岩塊を随伴していることから，付加体形成時の初生てこれまでどおり使用する．根田茂帯の分布は早池峰山

的なスラストではなく，白亜紀以降に再活動したものとの北東部で途切れ，それより東側では南部北上帯の島弧考えられる．そして，更にその後に活動した北東 – 南西

オフィオライト（早池峰複合岩類）と北部北上帯の付加

系の胴切断層によって変位させられている（第 12. 1 図）．

体が直接接するようになるが，この境界断層も早池峰東

くらさわ

はや ち

ね

くざかい

また，外山高原をはじめとした北上山地中央北部は，縁断層であり，同断層は釜石から盛岡まで弧状に連続す

鮮新世～第四紀に起こった地殻変動によって隆起したとる（第 2. 1 図）．なお，南隣の早池峰山図幅地域では根田考えられる．

茂帯と北部北上帯の境界断層は鞍沢断層（後述）と呼ばおやまがわれているが，宮古市門馬地区御山川下流域の付加体が前

本章では図幅地域内の主要な断層や構造運動について

期三畳紀付加体であることが判明したことによって（Uchino，2021），当該地区の鞍沢断層は綱取ユニットと滝ノ沢ユニットとの境界断層となる（第 5. 1 図）．
この早池峰東縁断層は，周囲の地質分布から高角な断層と考えられている（永広ほか，1988）．外山図幅地域内の本断層は北西 – 南東方向であるがやはり高角で，飛鳥
や ぐら

おおあずか

さわ

地区北東，矢倉地区，鍋倉地区南西の大預り沢付近を通る．断層に沿って所々で蛇紋岩の岩塊が産し，本図幅範
かぐら

囲内では特に西部でオルドビス紀深成岩（神 楽火成岩類）の岩体が産している（第 3 章参照）．また，矢倉沢（中津川支流）上流の枝沢では本断層付近に約 290 Ma（ペルたていし

ム紀前期）を示す高圧型変成岩岩塊（建石片岩類）が産している（第 4 章参照）．本図幅地域において断層露頭は見出せていないが，岩相の変化，蛇紋岩・深成岩の岩体・岩塊の産出，地形などで断層の位置は概ね推定できる．
また，滝ノ沢（中津川支流）上流部では，断層北側に分布する門馬ユニットの泥質岩が幅約 130 m にわたって変質を被り黄土色化している（第 7. 2 図）．
12. 2. 2
第 12. 1 図

鞍沢断層（再定義）

前述したように早池峰山図幅（川村ほか，2013）で，根外山図幅地域内の地質体分布と境界及び砂岩中ジ
ルコンの最若クラスターU–Pb 年代
胴切断層は間引いてある．

田茂帯と北部北上帯を境する西北西 – 東南東ないし北
西 – 南東方向の断層として定義されたが，実際は根田茂− 101 −

第 12. 2 図

根田茂帯付加体中に発達する北西 – 南東方向及び南西傾斜の断層露頭（a）綱取ユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層中に発達する断層．上盤側が著しく変質している．盛岡
とちゅう
市戸 中北西の旧採石場（西隣の盛岡図幅地域東部）．
（b）綱取ユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層中に発達する断層．盛岡採石場．
（c）滝ノ沢ユニットの玄武岩と蛇紋岩とを境する断層．大預り沢林道．

帯の綱取ユニットと滝ノ沢ユニットを境することが判明

は構造方向に概ね平行な北西 – 南東系の断層が発達してしたので，両ユニットの境界断層として再定義する．

いる．付加体中には幾つか断層露頭も確認され，どれも外山図幅地域の鞍沢断層は，北西 – 南東方向の断層で，南西に高角に傾斜する（第 12. 2 図a，b）．断層に沿って蛇内 沢（簗 川支流）沿いの建石林道から銭掛地区南西を通紋岩や深成岩の小岩体・岩塊が産し，蛇紋岩と付加体のる．周囲の地質分布から高角断層と考えられる．断層に断層境界面も北西 – 南東走向で南西に高角ないし中角に沿って蛇紋岩や深成岩の小岩体・岩塊が産する．また，傾斜する露頭が確認できる（第 12. 2 図 c）．なお，蛇紋岩

建石林道では約 380 Ma（後期デボン紀）を示す高圧型変

中の片理・劈開面も多くが北西 – 南東走向で南西に中角

成岩型（建石片岩類）も産する（第 4. 2 図 a）．本断層は，～高角で傾斜している．

うちさわ

やながわ

場所により複数本の断層群からなる可能性があるが，建北部北上帯の北西 – 南東系断層については，根田茂帯

石林道の N28°W，60°W の断層はその一つとみられる（第のように断層の存在の根拠となる蛇紋岩や深成岩の岩塊

4. 2 図 a）．その断層沿いに産する深成岩の岩塊はカタクが産しないため，その認定は限定的となっている．門馬

ラサイト化が激しい．本図幅地域では，岩相の変化，蛇ユニット中にはペルム紀前期の流紋岩（矢倉流紋岩：第 5紋岩・深成岩の産出，砕屑性ジルコン年代，地形などを章参照）が幅 150 m，長さ 2 km で細長いレンズ状岩体と基に断層の位置を推定した．

して産し，内野（2023）は本流紋岩が後生の構造運動でやぐら

なお，早池峰山図幅地域内の鞍沢断層は，西に向かっ

他の地帯から移動・定置したと考えている．それに基づて走向を西北西 – 東南東から北北西 – 南南東に急変させ，けば矢倉流紋岩の長軸延長線上に北西 – 南東系断層の存

根田茂帯と北部北上帯とを境しているが（川村ほか，

在が推定されるが，本流紋岩の東西両側にある胴切断層2013），外山図幅での再定義にて，実際は東から，桐ノ木（後述）のため，その実際の延長は不明である．その他，沢（閉伊川支流），区界地区，飛鳥地区南を通る西北西 – 東

特に図幅東部（例えば，大川上流域）については，岩相分

南東～北西 – 南東走向の断層となる．

布及び地層の走向が北北西 – 南南東～南北に急変する箇

へ い が わ所がしばしばあり，その間には局所的なブロック回転を
12. 2. 3

ユニット内部の北西 – 南東系断層もたらした北西 – 南東系断層が存在すると推測される．

根田茂帯の綱取ユニット及び滝ノ沢ユニットの内部に− 102 −

第 12. 3 図

12. 2. 4

南部北上帯北縁，根田茂帯，北部北上帯南縁の地質単元の構造関係を示したブロックダイアグラム（a）前期白亜紀に起きた構造運動（大島造山運動）より前の初生的な地帯配列と構造関係．母体 – 松ヶ平帯の変成岩類は , 北上山地に発達する前期白亜紀左横ずれ断層を復元した場合，現在の南部北上帯と根田茂帯の間付近に配置される．
（b）大島造山運動後の構造配置．オルドビス紀の超苦鉄質岩・深成岩，デボン紀～ペルム紀の結晶片岩，ペルム紀の流紋岩は，後生の断層活動によって根田茂帯・北部北上帯の付加体中に定置させられた．

北東 – 南西系胴切断層は南西に傾斜している（第 5. 11 図；第 7. 7 図；第 8. 11

根田茂帯及び北部北上帯の付加体中には北東 – 南西方

図）．西南日本内帯で見られる，より古い付加体が構造的向のいわゆる胴切断層が非常に多く発達する．これらの上位に向け積み重なるパイルナップ構造（例えば，磯﨑・断層は付加体の構造方向における岩相及び走向の相違，

丸山，1991）を参考にすれば，北上山地においても同様に

そして褶曲軸の変位から推定される．実際に川や沢の両初生的には南西陸側の構造的上位により古い付加体が位岸で岩相が連続しないことが多い（第 3. 2 図；第 3. 3 図；

置していた可能性がある（第 12. 3 図 a）．ただし，現在の第 4. 3 図；第 5. 1 図；第 7. 1 図；第 8. 2 図；第 8. 5 図）．

ユニット境界断層は，前期白亜紀に起きた日詰 – 気仙沼

各ユニットの境界断層も地質分布から，本胴切断層に断層のような左横ずれ運動（例えば，永広，1977：第 2. 1

よって最大数 100 m ほど変位しているとみられる．片田図）をはじめとした大規模地殻変動（大島造山運動：

ほか（1991a）も，東隣の盛岡図幅地域内ではあるが，前

Kobayashi，1941；小貫，1981）に伴って形成された可能性

期白亜紀花崗岩類の姫神岩体とその南に分布する白石岩が高い（第 12. 3 図 b）．

ひめかみ

しろいし

ひづめ

体（付図 3）の間に左横ずれセンスの北東 – 南西系断層を
12. 3. 2

想定している．また，南隣の早池峰山図幅でも同系の断構造岩体・岩塊の定置機構

層が多数存在し，それらは下部白亜系山屋層を切ってい根田茂帯の付加体（綱取ユニット・滝ノ沢ユニット）中ることから，本胴切断層は前期白亜紀以降に活動したとには，オルドビス紀の中岳蛇紋岩・神楽火成岩類及びデ判断される．

ボン紀～ペルム紀の建石片岩類が小岩体ないし岩塊としなかだけ

なお地質図において，胴切断層は，岩石の露出が良いて産するほか，北部北上帯の付加体（門馬ユニット）中に開析山地（特に南西部）ではかなり密に示されているが，もペルム紀の矢倉流紋岩が岩体として産している．いず北東部の小起伏地形をなす外山高原では露出が少ないた

れも基盤の付加体よりも年代が古い．
内野ほか（2008b）は，鞍沢断層沿いに産するデボン紀

め，その認識精度は低くなっている．

の建石片岩類について，もともと構造的上位に位置して

12. 3

もたい

基盤の構造的配列

いた母体 – 松ヶ平帯の高圧型変成岩が，白亜紀以降に活動したスラストに沿って，地下深部から中岳蛇紋岩とと

12. 3. 1

初生的構造配置もに上昇し，現在の綱取ユニットと滝ノ沢ユニットの境

根田茂帯の綱取ユニット，滝ノ沢ユニット及び北部北界部に定置したと考えた．早池峰山図幅（川村ほか，

上帯の門馬ユニット中の層理面及び片理・劈開面は，と2013）では，根田茂帯の付加体中に岩体・岩塊として産もに概ね北西 – 南東方向を示し，局所的に半波長 600 m

する蛇紋岩や深成岩は南部北上帯基盤のオルドビス紀島

以下の褶曲が発達するものの，どのユニットも大局的に弧オフィオライト（中岳蛇紋岩や神楽火成岩類：早池峰− 103 −

第 12. 4 図

渋民溶結凝灰岩・白椛層とその上面高度の分布図
土井（2000）の図 7 に本図幅調査でのデータを追記した．花輪東断層帯の分布位置については，地震調査
研究推進本部（2014）を引用した．

複合岩類）に相当するとした．その後，内野（2022）は鞍た可能性が考えられている（内野，2023）．

沢断層沿いに産する神楽火成岩類の石英閃緑岩から前期

前述したように前期白亜紀は，北上山地において東西

オルドビス紀のジルコン年代を報告し，川村ほか（2013）

圧縮による大規模な左横ずれ運動が起こった時期であの考えを証明するとともに，白亜紀以降（恐らく前期白り，また 130～120 Ma の一時期には逆に東西引張場に転亜紀）の大規模左横ずれ断層によって移動・定置した可換し，右横ずれ運動が起きた可能性も指摘されている能性を示した．更に，内野・坂野（2022）は早池峰東縁断（内野・羽地，2021）．このように，本図幅地域内の中岳層沿いからも，年代はペルム紀であるが泥質片岩（外山

蛇紋岩，神楽火成岩類，建石片岩類，矢倉流紋岩は白亜

図幅では建石片岩類に帰属）を見出し，前述した鞍沢断紀以降の構造運動によって，各付加体中に定置した可能層沿いのデボン紀泥質片岩・苦鉄質片岩と同様に，後生性が高い（第 12. 3 図 b）．

の構造運動によって母体 – 松ヶ平帯の高圧型変成岩からなお，母体 – 松ヶ平帯の高圧型変成岩類は，北上山地

移動・定置したと考えた．これらの岩体・岩塊は根田茂に発達する前期白亜紀の北北西 – 南南東系左横ずれ断層

帯中に限られるとみられていたが，内野（2023）は北部北を復元すれば，現在の南部北上帯北縁部の島弧オフィオ

上帯のジュラ紀付加体（門馬ユニット）中からも，ペルム

ライトと根田茂帯の付加体のほぼ同列付近に位置すると紀前期の流紋岩（矢倉流紋岩）岩体を見出した．本岩は岩みられ（川村・北上古生層研究グループ，1988），根田茂

体周縁部が剪断変形を被っており，矢倉流紋岩も白亜紀

帯の構造的上位に母体 – 松ヶ平帯が位置していた可能性

以降の構造運動によって門馬ユニット中に移動・定置しは高い（第 12. 2 図 a）．
− 104 −

12. 4

新生代後期の構造運動

2001）や，近年の熱年代学による 1 千万年スケールの平均削剥速度（0.1 m/ 千年以下：梶田ほか，2020）と比較し外山図幅地域には第四紀後期の地形面・地層を明確にて大きな値である．しかし，①上記の値には北上低地帯

変位させる活構造は認められない．本図幅地域とその北の沈降成分が含まれていること，②北上山地北部の海岸

隣の藪川図幅地域において，外山高原などの北上準平原

付近には最高で海抜約 300 m に達する海成第四系水無層を開析する平底面（第 1 章参照）内には，カラブリアン階が分布すること（中江ほか，2021），③北上山地北端部に

やぶかわ

しらかば

みずなし

しぶたみ

上部の河川成層と考えられる白椛層が散在する．渋民凝

おける MIS 5e の海成段丘の旧汀線高度が 30～40 m であ灰岩及び白椛層上面の高度は，岩手山付近から北上川付ること（小池・町田，2001），④本地域周辺には現河床と近で最も低く，ボーリング孔から知られる最低地点の標の比高が数 10 m に達する低位河成段丘面（本図幅地域や高は海抜 136 m（橘，1971 の図から読み取り）ないし 100

南隣の早池峰山図幅地域の下位段丘面）が発達すること～200 m（土井ほか，1994，1998）である．一方，盛岡市を考慮すると，これは特段異常な値という訳ではない．

薮川地区大石川における白椛層上面（第 11. 2 図）の標高

ただし，この隆起速度・隆起量については，前述した前は 685 m であり（第 12. 4 図），両者の比高は 500～600 m

提条件の設定も含め更なる検討が必要であり，今後の研になる．

究の進展に委ねたい．

やぶかわ

もしこれらの白椛層がほぼ同じ標高で堆積したと仮定

ところで，本図幅地域の東南に隣接する閉伊川の河成した場合，この比高は本層堆積以降に北部北上山地が北段丘の高度分布を調査した Nakata（1976）によると，河口上低地帯に対して相対隆起した量と考えることができ，から 50 km 程度上流まで 3 段の段丘面と現河床の比高に

渋民溶結凝灰岩・白椛層の堆積年代を約 1 Ma とすると，

顕 著 な 違 い は 認 め ら れ な い． こ の こ と か ら，Nakata

北上低地帯に対する北上山地の隆起速度は 0.5～0.6 m/千（1976）や中田（1996）は，北上山地は第四紀後期におい年になる．この値は従来考えられていた，氷河性海面変て 100 km オーダーの広がりをもって広域的に隆起した動を平均化した海水位に対する北上山地の隆起速度・隆と結論付けている．

起量（第四紀地殻変動研究グループ，1968；町田・鎮西，− 105 −

第 13 章応 用 地 質（内野隆之・小松原
13. 1
13. 1. 1

地 質 資 源琢）

沢鉱床，中村鉱床の小規模な鉄マンガン鉱床が存在する．
いずれも石炭紀前期付加体綱取ユニットの玄武岩中に挟

金属資源

在する熱水性チャート中に幅数 m 以下でレンズ状～層状

外山図幅地域において稼行中の金属資源の鉱山はなに胚胎するものである．以下に，賦存状況を報告した通い．南部（1980）によると，北部北上山地にはチャートに

商産業省（1960，1961）に基づいて記載する．中村鉱床

伴うマンガン鉱床が認められ，特に根田茂帯（旧早池峰

は，宮古街道に沿う中村地区北方の杉ノ沢（簗 川支流）

構造帯）には小規模ではあるがその分布域が集中するこ上流にある．鉱床は赤色チャート（層厚約 25 m）中に 2～

ね

だ

も

はや ち

ね

やながわ

とを指摘している．マンガン鉱床は，外山図幅地域内で3 m の厚さで胚胎し，Mn 含有量は 2.6～3.8 % である．現は，根田茂帯の石炭紀付加体綱取ユニットで 7 箇所，北

在でも杉ノ沢右岸斜面で坑口が確認できる．水沢鉱床は

つなとり

かどま

うちさわ

部北上帯のジュラ紀付加体門馬ユニットで 1 箇所存在す

たていし

内沢（簗川支流）に沿う建石林道脇に産し，現在でも坑口る．また，戦前に稼行された金鉱山が，北上花崗岩類跡が確認できる．本鉱床は赤色チャート（層厚 6 m）中に（姫神岩体）南東側に 1 箇所存在した．これらの鉱山・鉱薄層として僅かに認められるのみである．内沢河床では床地点は付図 4 に示した．

その延長部である層厚数 10 cm の薄層が観察できる（第13. 1. 1. 1マンガン鉱山（天狗岩周辺）に位置する旧大倉沢集落北の南斜面の赤

熊ノ沢鉱山

ひめかみ

5. 5 図 b 参照）．大倉沢鉱床は簗川沿いの水沢地区北西方
本図幅地域の付加体中では比較的規模が大色チャート中に産する．鉱床の厚さは 1～1.5 m で，Mn

きかったマンガン鉱山で，北部北上帯の門馬ユニット中含有量は 3.5～4.6 % である．坑口は確認できないが，現に位置する．南部ほか（1973）及び高橋・南部（2003）によ

在でも大量のズリが認められ，なかには赤色チャートとると，本鉱山は熊ノ沢（中津川支流）中流部の枝沢である

鉄マンガンが互層するものがある（第 5. 5 図 c 参照）．高山猫沢（第 6. 1 図参照）上流左岸斜面に位置し，鉱床は玄

畑鉱床は高畑地区の東方，生内山（605 m）西方稜線近く

武岩と赤色チャート（層厚 50 m 以下）の間に幅 0.5～1.5に産する．鉱床の厚さは 2～3 m で，品位は低い．現在でやまねこざわm で層状に胚胎する．表層部は主に二酸化マンガン鉱

も坑口が確認できる（第 13. 1 図a）．元信鉱床は元信地区（クリプトメレーン鉱：南部・谷田，1964）が，下部は菱の南方（標高 492 ｍの山頂地点より約 400 m南）の中津川

マンガン鉱などの炭酸マンガン鉱（中心部にはハウスマ

右岸崖に位置する．赤色チャートの上盤側に最大幅 6.5 m

ン鉱・ヤコブス鉱を含むチョコレート鉱）が産する．炭で胚胎する．鉱床は上下でチャートと漸移し，南方延長

酸マンガン鉱及びチョコレート鉱の精鉱品位（Mn）は，部も鉱況を劣化させチャートに移化する．Mn 含有量はそれぞれ約 35 %，40～45 % であった．また，露頭の初生

2.4～6.6 % 程度で，ほとんどが赤鉄鉱からなる．

マンガン鉱が地表水で溶解・沈殿した溢流型の鉱床も認ぜに がけめられ，その二酸化マンガンの精鉱品位（MnO2）は 70～

銭 崖 南の鉱床

滝ノ沢集落南西（建石山の北北西）の尾

79 % であった．本鉱山の発見自体は明治初期であった

根の送電線鉄塔傍に露出する綱取ユニットの赤色層状が，鉄鉱床と誤認されたことによって長らく放置され，チャート（第 5. 5 図d）中に胚胎する．文献記録はないが，その後，昭和初期にマンガン鉱床と判明して試掘権が設

現在でも竪坑跡が残存しており（第 13. 1 図 b），また坑口定された．しかし，その後も採掘は十分行われず，1953

下の谷では大量のズリが認められることから（第 13. 1 図

年（昭和 28 年）になって漸く本格的に稼行しはじめ，c），かつて採掘されていたことが伺える．しかし，母岩1966 年頃まで続いた．最盛期の 1955 年には，二酸化マの規模やマンガン鉱床の層厚からして鉱量は限定的でンガン鉱で 291 t，金属マンガン鉱で 125 t の産出があっあったと推測される．母岩の赤色チャートは見かけの厚た．現在では，マンガン鉱のズリや選鉱場跡地は認めらさが約 70～80 m で北西 – 南東方向に約 160 m ほど連続しれるものの，北東斜面に複数あるとされる坑口はすべて尾根を形成しており，南東の頂でもマンガン鉱床を含む

埋められかつ植林されたため確認できない．

チャートが露出している．本チャート岩体の延長は，中

もとのぶ

元信・高畑・大倉沢・水沢・中村鉱床

津川を隔てた北西側にも長さ 100 m 程度の小岩体として
外山図幅地域内

連続し，赤色チャート露頭は元信沢上流部で確認できるの根田茂帯では，元信鉱床，高畑鉱床，大倉沢鉱床，水（第 5. 5 図 e 参照）．なお，元信鉱床はこの更に北西延長− 106 −

第 13. 1 図

根田茂帯綱取ユニット中のマンガン鉱床（a）高畑鉱床の坑口．高畑地区東の沢．
（b）銭型南鉱床の坑口．銭掛地区南方の中津川支流．
（c）銭型南鉱床のズリ．
Ch：赤色チャート層，Mn：黒光沢を帯びたマンガン層．

岩体の南東端（中津川北斜面）に相当する．
かわ め

川 目 鉱床回復する過程で形成されたためと推測されている．

簗川支流である内沢下流右岸（水沢鉱床の13. 1. 1. 2

金鉱山

500 m 南西側）の旧採石場（川目採石場）に鉄マンガン鉱

乙女石鉱山

本図幅地域の金鉱山としては，旧県牛肉生床が存在する．本鉱床は，綱取ユニットの玄武岩類中の産公社玉山牧場内を流れる沢の源頭部（天峰山桂松院のお と め いしてんぽうざん赤色チャート（第 5. 5 図 a）に幅 3 m 以下で層状に胚胎し北東：第 10. 2 図）に乙女石鉱山がかつて存在した（岩手ている．濱野ほか（2002）は，鉄マンガン鉱床を伴う玄武

県土木部，1954）．岩手県鉱業会編（1950）によると，鉱岩が N-MORB～P-MORB であること，鉱床中より発見し山名の由来は，堀場の所有者が場所の秘密を守るためにたコノドント化石（第 5 章参照）から本玄武岩が後期デボ一人娘とその恋人をあやめ，その後，峰の岩の下に埋めン紀の海洋底火山活動によって形成されたことを明らかたことから，人々がその峰を乙女石と呼ぶようになったにした．野崎ほか（2004）も，玄武岩・チャート・マンガという言い伝えによる．沿革については，古くは源

ン鉄鉱の化学組成から，本鉱床が中央海嶺近傍で形成さ平が砂金を採集して軍用金とし，それは南部藩の時代まれた熱水性堆積物であることを示した．鉱床中の含有量で続いた．そして，200～300 年前からは坑道掘りに移としては鉄が多く，全岩化学組成における MnO は 3～10

行したという．日本金山誌編纂委員会編（1992）による

wt. %程度である（野崎ほか，2004）．
Kuwahara et al.（2022）と，1912～1926 年（大正年間）には，山元に小規模の搗

義は，Ce などの微量元素や Os 同位体組成を分析し，また鉱機を備え混汞し，青化精錬していたという．鉱床は熱白亜紀や古第三紀の他地域・他時代の鉄マンガン鉱床と水性の含金銀石英脈で，金脈中には黄鉄鉱・硫砒鉄鉱等比較した．その結果，Os 同位体比はさほど変わらないを主とし，金は自然金として含有されている．本𨫤の脈が，川目鉱床は鉄がかなり多い点で異なる．これは川目

幅は 50 cm，延長 300 m で，その品位は金が 20～25 g/t，鉱床が後期デボン紀の海洋無酸素状態から有酸素状態に銀が 13～20 g/t と良好であった（地質調査所編，1955）．
− 107 −

第 13. 2 図

外山図幅地域内で見られるダム及びダム湖（a）簗川ダム．
（b）外山ダム．
（c）岩洞ダム．
（d）岩洞ダムの取水場．

1937 年（昭和 12 年）には金 600 g，銀 670 g を，1938 年か

容量 19,100,000 m3 の重力式コンクリートダムで（第 13. 2

ら 1943 年にかけて金 32 kg，銀 20 kg を売鉱した実績が図 a），2021 年に完成したばかりである．基盤の岩石は玄あったが（岩手県鉱業会編，1950），1943 年（昭和 18 年）

武岩類の岩塊を一部に含む珪長質凝灰岩泥岩互層（綱取

頃には堀りつくしたようである．母岩は，北上花崗岩類

ユニット）である．外山ダムは，1943 年に外山川中流部（姫神岩体）によってホルンフェルス化した泥質岩であに主として発電用に建設された湛水面積 0.49 km2，総貯る．なお，現在は植生のため，坑口は確認できない．

水容量 3,751,000 m3 の重力式コンクリートダムである（第 13. 2 図 b）．このダムを境に下流側では V 字谷を形成

13. 1. 2

非金属資源するほど地形が急峻となり（第 1. 4 図），その渓谷（滝ノ本図幅地域で現在稼行している採石場は，簗川の右岸沢渓谷）間では，外山川から一旦，滝ノ内沢と川名が変沿いに立地する 2 箇所のみである．ともに根田茂帯綱取

わる．基盤の岩石は玄武岩類やチャートの岩体・岩塊をユニットの珪長質凝灰岩泥岩互層を採石している．前節挟有する葉理泥岩（門馬ユニット）である．岩洞ダムはで述べた内沢下流部の川目採石場では，2000 年代前半ま1960 年に外山高原の湿地帯（丹藤川の上流域）に建設さ

では玄武岩類を大規模に採石していたが，近年は新区界れた主に灌漑・発電用のダムで，小石川，渋沢川，大橋

トンネル工事の際に排出された残土の仮置き場として使川など複数の小河川が注ぎ込む．湛水面積 6.24 km2，総用されてきた．そのため，デボン紀コノドント化石や川

貯水容量 65,600,000 m3 のロックフィルダムである（第目鉱床を含む赤色チャートの露頭は埋没している．

13. 2 図 c）．広大な貯水湖は岩洞湖として知られ，冬にはたんどう がわ

くざかい

全面凍結しワカサギ釣り客でにぎわう．渋沢川が流れ込

13. 2

ダムサイトの地質

む岩洞湖西湖畔に設置してある取水口（第 13. 2 図d）から6 km 西方の岩洞第一発電所と 12 km 西方の第二発電所へ

本図幅地域には根田茂帯中に簗川ダムが，北部北上帯

水管を通じて導水している．基盤の岩石はチャート岩塊

中に外山ダムと岩洞ダムがある．簗川ダムは簗川中上流

を挟有する葉理泥岩と厚い層状チャート（門馬ユニッ

部に主に治水用に建設された湛水面積 0.97 km ，総貯水ト）である．なお，この導水管は旧乙女石鉱山鉱区北部

がんどう

2

− 108 −

の地下を通っており，掘削の際に本𨫤先端の鉱脈を抜いたといわれている（日本金山誌編纂委員会編，1992）．

13. 3
13. 3. 1

災 害 地 質土砂災害

北上山地は，先古第三紀の付加体や花崗岩類など比較的硬い岩石で構成され，起伏が比較的小さいことや，豪雨や豪雪がさほど多くない気候と相まって，大規模な土砂災害の記録は少ない（今村，2020）．ただし，隣接地域
では近現代に本図幅地域と類似した地形地質条件の場で土砂災害が発生した記録が残されている．
1947 年 9 月の台風第 9 号（カスリン台風）と翌 1948 年
9 月の台風 21 号（アイオン台風）は，ともに北上川流域に甚大な土砂災害・洪水災害を発生させた．特に後者は，本図幅地域南隣の早池峰山周辺の斜面で表層崩壊を多発させ，その総面積は 126.5 ha に達した（村井，1952）．これらの台風時に発生した表層崩壊の多くは森林限界付近から発生し，崩壊に関与した岩屑の厚さは 1～2 m 程度であった（田村，1997；川村ほか，2013）．また，崩壊発生
地点はほとんどの場合，蛇紋岩分布地域である（村井，
1952；小貫，1981）．また，これらの台風によって表層崩壊を発生させた斜面には山頂緩斜面堆積物が広く分布しており，これが崩壊の素因となったと考えられている（田村，1997）．

おもとがわ2016 年 8 月の台風 10 号は，小本川流域を中心とする第 13. 3 図推定される北上山地東部の土砂災害発生プロセス
岡本・阿部（2019）を引用，一部改変．

13. 3. 2

地すべり地形と地すべり移動体

北上山地東部地域に土砂災害を発生させた．この台風に伴って，東隣の大川図幅地域の岩泉町大川地区で，花崗岩類をその風化層（マサ土）が覆って分布する急斜面が，長さ 60 m，幅 20 m，深さ 1 mにわたって表層崩壊を引き

本図幅地域には，数は多くないが，外山高原周辺の標起こした（井良沢ほか，2017）．井良沢ほか（2017）は，古高の高い地域には地すべり地形・堆積物が存在し，特にい空中写真の判読から，この崩壊は以前に生じた崩壊跡

外山高原とその周辺の相対的に起伏の大きな斜面では最地に残存していた残土が流出したものと判断している．

終氷期後期以降に滑動したと考えられるものがある．一

一方，花崗岩類以外の先古第三系が分布する斜面では山方で，開析山地の標高の低い地域には地すべり地形は認

腹斜面の崩壊は少なく，その規模も小さい．また，渓床められない．このことから，当地の地すべりは先古第三に堆積していた土砂が大量に再移動して，比較的細粒な紀の基盤岩ではなく山頂緩斜面堆積物など周氷河性の未砂礫からなる土石流ないし土砂流が多発した例もある

固結堆積物を移動体としている可能性がある．地すべり（例えば，井良沢ほか，2017；岡本・阿部，2019）．このよの規模や運動様式は，移動体やすべり面の物性と深く関うな土砂移動を生じさせた素因として，①周氷河作用に係しており，当地の地すべりに伴う土砂移動現象の把握

よって生産された斜面堆積物（山頂緩斜面堆積物・山麓にあたっては，地下地質調査を含めた検討が望まれる．

緩斜面堆積物・扇状地状堆積物）が後氷期の土砂移動に
13. 3. 3

よって再移動し，渓岸に厚く堆積していたこと（井良沢

土砂災害ポテンシャル

ほか，2017），②山腹斜面を覆う表土層は薄く（岡本ほ

先述のとおり，20 世紀後半以降の周辺地域の土砂災

か，2017），低透水性の先古第三系基盤岩が斜面直下に露

害では，周氷河作用によって形成された未固結層が強雨出するため，雨水が斜面から渓流に速やかに流出する傾に伴って土石流・土砂流として再移動して土砂災害を引向があり，強雨時には渓流で水位が急上昇しやすいこと

き起こした例が知られている．本図幅地域では，標高の（岡本・阿部，2019）が挙げられる（第 13. 3 図）．

高い地域には山頂緩斜面堆積物，その下方斜面には最大で 10 m以上の厚さの山麓緩斜面堆積物・扇状地状緩斜面− 109 −

堆積物，という未固結堆積物が広範囲で斜面を覆って分しないことを「風衝荒廃」と呼ぶ．本図幅の外山高原など

布する．また，所によって河川流路沿いに 10 m 以上の厚北上山地の稜線周辺は，森林伐採や放牧など人為的な植さの段丘堆積物（下位（新期）段丘堆積物）が河床近くま生破壊も加わり，広範囲でこの風衝荒廃が生じているで分布している．

（村井，2012）．

当地のような比較的起伏の小さな山地では，これら第本図幅地域においては外山高原の山稜の広い範囲に未四紀後期の堆積物が土石流などの形で移動することは比固結の角礫を主体とする山頂緩斜面堆積物が分布する．

較的まれと考えられてきたが，強雨時に不安定化し土石植生が保たれた状態では，山頂緩斜面堆積物はテフラや流・土砂流となって流下する可能性は否定できない．特テフリックレスといった風成の細粒堆積物に覆われて安に，本図幅地域北西部の北上花崗岩類姫神岩体分布域に定しているが，植生が失われ斜面が裸地化すると，細粒は粗大な岩塊を含む粗粒な扇状地状緩斜面堆積物

堆積物は風食（小疇・澤口，1988）や凍上（大丸，2018）に（岩塊流堆積物）が比較的急な谷に厚く堆積しておりよって浸食され，角礫層が地表に露出し，植生は復活し（Matsumoto，1971），これが土石流災害の素因となる危険

にくくなる（小疇・澤口，1988）．特に風上側の西斜面（風性はある．

衝斜面）を中心として積雪の少ない斜面では，晩冬～初

また，外山川の最上流部（外山ダム湖より上流側）は春にかけての強風と地面の凍結・融解に伴って地表に露

第四紀後期に丹藤川水系より争奪されたと考えられ，そ出した礫は，斜面下方にクリープ的に移動する（澤口，こでは外山ダム湖湛水以前においては地質学的な時間ス

1987：澤口・小疇，1998）．この物質移動は更に植生の復ケールでみて急激な下刻（河床勾配の低下）が生じてい活を妨げ，礫の露出した荒廃地は拡大する悪循環を生みたと考えられる．近年の外山川最上流部における渓岸崩だす（小疇・澤口，1988；大丸，2018）．

壊の多発は，この下刻作用と関連している可能性がある．

このような風衝荒廃をもたらす要因として，大丸（2018）
は，①凍上しやすい細粒テフリックレスからなる表層土

13. 4

環 境 地 質壌が分布すること，②特に戦後大規模に行われた森林開発や放牧などに伴って土壌層を保護する植生が破壊され北上山地は積雪が少ないため，特に冬季の稜線には風たこと，③冬季における寒冷・強風にさらされたことをを遮るものがなく，一度植生が破壊されると，植生が回挙げている．長期にわたって渓流保護や緑化工などの対復しにくい環境にある．このような環境下で何らかの原策事業が行われてきたが，21 世紀初頭の段階でもなお因によって植被が失われ岩礫が露出したまま植生が回復

荒廃地が残存している（村井，2012）．

− 110 −

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− 118 −

− 119 −付図 1

ルートマップ作成範囲と観察露頭地点
黒点は確認露頭を示す．

− 120 −付図 2 年代測定，化石抽出，全岩化学分析，変成温度解析された試料の採取地点図
基図は国土地理院の数値地図 50000「岩手」を使用．

− 121 −

− 122 −付図 3 外山図幅地域内及び東西範囲外（一部）に貫入する岩脈と北上花崗岩類の位置図
花崗岩類の貫入岩体も示した．番号は岩脈地点を示す．付表 3 に各地点の岩脈の詳細が示してある．基図は国土地理院の数値地図 50000「岩手」を使用．

− 123 −

付表 1 神楽火成岩類の産出地点リスト
G は角閃石斑れい岩，Q は石英閃緑岩を示す．

付図 4 金属鉱山・鉱床地点図．
基図は国土地理院の数値地図 50000「岩手」を使用．

付表 2 炭質物温度計を用いて推定した泥質岩の変成温度データ処理にはPeak Fit 4.12 を使用し，最高変成温度はKouketsu et al.（2014）による方法を用いて計算した．
データ処理にはPeak Fit
4.12を使用し，最高変成温度はKouketsu
et al .（2014）による方法を用いて計算した．
付表2

炭質物温度計を用いて推定した泥質岩の変成温度

Gバンド

誤差

Gバンド

誤差

D1バンド

誤差

D1バンド

誤差

FWHM

（1σ）

（cm ）

（1σ）

FWHM

（1σ）

25.6

1340.9

1.3

76.3

2.3

2.1

1.0

32

314

17.1

1344.1

1.8

58.7

3.1

1.5

0.5

32

352

7

1342.2

1.6

81.3

5.2

2.4

0.9

31

303

11

試料番号

層序単元

20190327L2

滝ノ沢ユニット

1582.39.9

73.6

20201007L1

門馬ユニット上部

1582.3

7.4

66.2

20171006LA 門馬ユニット下部

1577.4

10.2

87.2

26.1

-1
（cm ） （1σ）

-1

− 124 −

R1比

誤差
（1σ）

測定数

変成温度

誤差

（℃）

（1σ）
5

付表 3

前期白亜紀岩脈の露頭リスト− 125 −QUADRANGLE SERIES, l:50,000
Akita (6) No.16

Geology of the Sotoyama District

UCHINO Takayuki1 and KOMATSUBARA Taku1
ABSTRACT
Outline
Pre-Cretaceous basement units are distributed in the Kitakami Massif, which is located on the eastern side of the volcanic
front in northeastern Japan. These units are composed of Cambrian to Silurian arc-type ophiolite/granitoids and Silurian toJurassic shelf deposits in the South Kitakami Belt, early Carboniferous and Early Triassic accretionary complexes in the
Nedamo Belt and late Permian and latest Triassic to Late Jurassic accretionary complexes in the North Kitakami Belt. The
units are intruded by Early Cretaceous dikes and plutonic batholiths. High-P/T metamorphic rocks in the western Kitakami
Massif form part of the Motai–Matsugadaira Belt (Fig. 1), and their equivalents are distributed in the eastern margin of the
Abukuma Massif.
NW–SE-trending accretionary complexes in the Nedamo and North Kitakami belts in the Sotoyama District, which islocated in the western-central Kitakami Massif, are distributed mainly from southwest to northeast and include tectonic
blocks composed of Early Ordovician ultramafic and plutonic rocks, Late Devonian and early Permian high-P/T schists andearly Permian rhyolite. Early Cretaceous dikes and granitoids intrude the Paleozoic and Mesozoic accretionary complexes.
The accretionary complexes and granitoids are overlain by Quaternary deposits, such as terrace and slope deposits, particularlyon the Sotoyama Plateau.
Examination of rocks of various ages and types in the Sotoyama District is essential for reconstructing the geotectonic
histories of both the Kitakami Massif and the eastern Asian continental margin. In addition, investigation of the gently
undulating topography of the Sotoyama Plateau and the overlying Quaternary deposits containing various tephras can help toinfer the periglacial processes and paleoecological transitions recorded in the Tohoku area, northeastern Japan. A geologicalindex map and geological summary of the Sotoyama District are presented in Figs 2 and 3, respectively.
Ordovician ultramafic and plutonic rocks
Ultramafic rocks (i.e., the Nakadake Serpentinite) and plutonic rocks (i.e., the Kagura Igneous Rocks) occur as tectonic
blocks in accretionary complexes of the Nedamo Belt. These two sets of rocks constitute the Hayachine Complex. The
ultramafic rocks consist of serpentinite with minor pyroxenite and hornblendite. Their apparent thicknesses are mainly <50
m but reach 160 m locally. The serpentinite shows intensively developed scaly cleavage and typically contains antigorite. The
plutonic rocks comprise hornblende gabbro and quartz diorite, which co-occur locally. The rocks are typically several meters
thick, but the gabbro is also exposed as a 200-m-thick block between the Nedamo and North Kitakami belts. The plutonic
rocks have undergone intensive cataclastic deformation. The gabbro consists of brown hornblende, plagioclase, opaqueminerals and/or minor clinopyroxene. The quartz diorite is composed of quartz, plagioclase and hornblende, with rareclinopyroxene, and has yielded a zircon U–Pb age of ca. 480 Ma.
These two tectonic blocks were probably emplaced into accretionary complexes in the Nedamo Belt from Ordovician arctype ophiolitic basement (Hayachine Complex) in the South Kitakami Belt by post-Jurassic tectonic movement along a
structure such as a strike-slip fault.

1

Research Institute of Geology and Geoinformation, Geological Survey of Japan− 126 −

Fig. 1 Geological tectonic division of the Kitakami Massif
It was partly revised from Kawamura et al. (2013). White areasin the massif indicate distribution of post-Jurassic volcanic andsedimentary rocks. HEMF: Hayachine Eastern Marginal Fault,
HKF: Hizume–Kesennuma Fault, ITL: Iwaizumi Tectonic Line.

Devonian and Permian schists
Late Devonian and early Permian schists (i.e., the Tateishi Schists) occur between the early Carboniferous and Early
Triassic accretionary complexes and between the Early Triassic and Early Jurassic accretionary complexes, respectively. The
Tateishi Schists consist of garnet-bearing pelitic schist and glaucophane-bearing mafic schist. These schists have undergone
mylonitic and cataclastic deformations. Phengites from the schists have yielded ages of ca. 380 Ma (40Ar–39Ar) and ca. 290
Ma (K–Ar). These schists are equivalent to the high-P/T metamorphic rocks of the Motai–Matsugadaira Belt and correspondto the Renge Metamorphic Rocks in Southwest Japan, as inferred from their lithology, mineral assemblage, metamorphic
grade and radiometric age. The Tateishi Schists are likewise considered to have been emplaced as tectonic blocks between
the accretionary units of different ages.
Carboniferous accretionary complex
An early Carboniferous accretionary complex (the Tsunatori Unit) is distributed in the southwestern Nedamo Belt. This
complex consists of alternating beds of felsic tuff and mudstone with felsic tuff and basaltic rocks, and minor chert, mudstone,
lithic sandstone, conglomerate and rare limestone. The Tsunatori Unit contains scarce bedded chert, quartzo-feldspathic
sandstone and limestone, which are characteristic features of the Jurassic accretionary complexes. This unit has undergone
intense deformation, with felsic tuff layers in the alternating beds commonly showing boudinage structures.
Late Devonian conodonts and early Carboniferous radiolarians have been extracted from hydrothermal chert andterrigenous mudstone, respectively, yielding an early Carboniferous accretion age for the Tsunatori Unit. This unit is theoldest accretionary complex in Japan, except for Paleozoic high-P/T schists of the Kurosegawa Belt and part of the Renge
Belt in Southwest Japan.

− 127 −

Fig. 2 Geological index map in the Sotoyama District
Permian rhyolite
Greenish-gray rhyolite (i.e., the Yagura Rhyolite) occurs in the southwestern part of the Early Jurassic accretionary
complex in the North Kitakami Belt. The rhyolite is exposed over an area measuring approximately 150 m wide and 2 km
long. It consists of quartz, plagioclase and alkali feldspar, with minor clinopyroxene and garnet, and typically contains large
phenocrysts of up to 3 cm in diameter. The rhyolite has undergone shear deformation near its margins. Zircon U–Pb datingof the Yagura Rhyolite has yielded an early Permian eruption age. The rhyolite is presumed to have been emplaced into the
Kadoma Unit of the Jurassic accretionary complex as a tectonic block from a Permian igneous mass by post-Jurassic tectonic
movement.
Early Triassic accretionary complex
An Early Triassic accretionary complex (i.e., the Takinosawa Unit) is distributed in the northeastern Nedamo Belt. This
complex consists of alternating beds of felsic tuff and mudstone, felsic tuff, basaltic rocks and alternating beds of sandstone
and mudstone, with minor chert, sandstone, mudstone and rare conglomerate. Although the lithology of the Takinosawa Unit
is similar to that of the early Carboniferous Tsunatori Unit, occurrences of bedded chert, quartzo-feldspathic sandstone andconglomerate containing clasts of high-P/T schist and ultramafic rock are characteristically found in the Takinosawa Unit.
Moreover, the basaltic rocks locally contain fine glaucophane formed under high-pressure conditions. Although the accretionage of the Takinosawa Unit was previously unknown because of the lack of identifiable fossils, recent U–Pb dating of detrital
zircons from sandstone has yielded an Early Triassic formation age for the unit. Early Triassic accretionary complexes suchas the Takinosawa Unit are rare in Japan.
Early to Middle Jurassic accretionary complex
An Early to Middle Jurassic accretionary complex (i.e., the Kadoma Unit) occurs in the southwestern part of the North
Kitakami Belt. The Kadoma Unit in the Sotoyama District is divided into tectonically upper and lower subunits. The Kadoma
Unit is composed of laminated mudstone, bedded chert, sandstone and alternating beds of sandstone and mudstone, withminor basaltic rocks, limestone and alternating beds of felsic tuff and mudstone. The laminated mudstone, which is acharacteristic facies of the unit, consists of millimeter-scale alternations of gray to pale-gray siltstone or tuffaceous siltstone
and dark-gray to black claystone. The beds of sandstone and mudstone also commonly show millimeter-scale alternations.
These laminated rocks also contain basaltic rocks, chert and sandstone, which occur as sheets or lenses measuring several
decacentimeters in thickness. The basaltic rocks locally contain fine-grained alkali amphibole. The Kadoma Unit has− 128 −

Fig. 3 Summary of geology of the Sotoyama District
L: Late, M: Middle, E: Early, Mis: Mississippian, Pen.: Pennsylvanian, Cis.: Cisuralian,
Gua.: Guadalupian, Lop.: Lopingian. Fm.: Formation. Dashed line indicates a main fault.

undergone intense deformation; in particular, the pelitic rocks display foliation and microfolds. Dip angles of bedding planes
and foliations in the Kadoma Unit become shallower toward the northeast.
In the upper subunit, black chert and mudstone have yielded early Early Jurassic and late Early to Middle Jurassic
radiolarians, respectively. In addition, detrital zircon U–Pb dating has yielded youngest cluster ages of ca. 190–175 Ma forsandstones in the upper subunit. In contrast, the lower subunit yields zircon U–Pb ages of ca. 170 Ma for sandstones.
Therefore, the Kadoma Unit of the North Kitakami Belt within the Sotoyama District formed during the Early to Middle
Jurassic. Furthermore, the accretion age of the unit most likely youngs from the upper to lower subunits.
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Early Cretaceous dikes
More than 70 dikes intrude the Tsunatori, Takinosawa and Kadoma units. These dikes measure less than several meters inwidth, dip mostly at high angles and trend approximately NNE–SSW. The dikes are classified into nine rock types: melaquartz
diorite, porphyritic fine-grained melaquartz diorite, hornblende andesite, quartz diorite, porphyritic fine-grained quartz
diorite, dacite, porphyritic fine-grained tonalite, rhyolite and chlorite hornblendite. The former three rock types account forhalf of the dikes. Only chlorite hornblendite occurs as boulders. Dikes of most rock types (except for chlorite hornblendite)
are largely evenly dispersed throughout the district. Clear relationships between dike lithology, width and attitude are notrecognized. The rhyolite and chlorite hornblendite have yielded a zircon U–Pb age of ca. 120 Ma and a hornblende K–Ar age
of ca. 125 Ma, respectively. In addition, the hornblende andesite occurring in the eastern Okawa District has yielded ahornblende K–Ar age of ca. 130 Ma.
Early Cretaceous granitoids
Early Cretaceous granitoids (i.e., the Kitakami Granitoids) are distributed as masses of various sizes in the Kitakami
Massif. In the Sotoyama District, part of the Himekami Body occurs in the northwestern margin of the district, and parts of
the Asuka and Tassobe bodies are exposed in the southern margin. The Himekami Body is subdivided into southern andnorthern sub-bodies. The former comprises quartz monzonite and quartz monzodiorite with minor gabbro, and the latter
consists of granite and granodiorite. The former also shows more melanocratic and complicated facies. The Asuka andTassobe bodies are composed of tonalite. The three granitic bodies have generated contact aureoles of up to 1.5 km wide in
the surrounding geologic units, including the Early Cretaceous dikes.
Quaternary deposits
Quaternary deposits consist of the latest Calabrian Shirakaba Formation, the late Chibanian Hamizu Formation, late
Pleistocene river-terrace and slope deposits, Holocene marsh and valley-fill deposits and late Pleistocene to Holocene eolian(tephric loess) deposits. The Shirakaba and Hamizu formations comprise fluvial sediments deposited in flat valleys on the
Sotoyama Plateau. The Hamizu Formation contains the Yabukawa Tephra, which has been dated at ca. 240 ka (zircon fissiontrack age). The terrace deposits are divided into older higher terrace and younger lower terrace deposits. The upper part of thelower terrace deposits contains the Towada-Ofudo Tephra (36–30 ka). The slope deposits are subdivided into five types: older
and younger gentle-slope piedmont deposits, fan-like gentle-slope deposits, summit gentle-slope deposits and landslide
deposits. The fan-like gentle-slope and summit gentle-slope deposits contain late Pleistocene to Holocene tephric loess of the
Wakare Tephra group. These gently sloping deposits were formed by periglacial processes during the last glacial period andhave formed smooth, gently sloping, subdued topography. Landslide deposits are distributed on the Sotoyama Plateau and its
surrounding high-elevation area. Holocene marsh deposits composed of peat and clay and valley-fill deposits are distributedon flat valley floors on the plateau.
Geological structure
The early Carboniferous Tsunatori, Early Triassic Takinosawa and Early to Middle Jurassic Kadoma units, which constituteparts of the pre-Cretaceous basement units of the Kitakami Massif, are zonally distributed with approximately NW–SEtrending structures from southwest to northeast in the Sotoyama District. Each of these units dips to the southwest anddisplays folds with half-wavelengths of <600 m. The Tsunatori and Takinosawa units and the upper subunit of the Kadoma
Unit dip mainly at high angles, whereas the lower subunit dips at consistently low angles. From southwest to northeast, theseunits lie in successively tectonically lower positions and show younging accretion ages.
Boundary faults between the three units are oriented NW–SE. The Kurasawa Fault separates the Tsunatori and Takinosawa
units, and the Hayachine Eastern Marginal Fault separates the Takinosawa and Kadoma units. These faults are considered tobe high-angle faults. The tectonic blocks of the Ordovician ultramafic and plutonic rocks and middle to late Paleozoic highP/T schists occur along these faults. Therefore, it is possible that the faults formed during the Early Cretaceous tectonic eventof the Oshima Orogeny. The boundary faults are cut by later NE–SW-trending faults.
Applied geology
Small manganese ore deposits occur together with red chert in accretionary complexes of the northern Kitakami Massif,
particularly in the Nedamo Belt. The early Carboniferous Tsunatori Unit (Nedamo Belt) in the Sotoyama District hosts sevenmanganese ores deposits: i.e., the Motomobu, Takahata, Okurazawa, Mizusawa, Nakamura, south Zenigake and Kawame
deposits. The upper subunit of the Jurassic Kadoma Unit in the North Kitakami Belt hosts one manganese deposit, namely,− 130 −

the Kumanosawa Mine. The Kadoma Unit also hosts a small gold-ore deposit (i.e., the Otomeishi Mine) in hornfels formedby the Himekami Body of the Early Cretaceous granitoids. There are two working quarries and one disused quarry along the
Yanagawa River in the Sotoyama District.
The Sotoyama Plateau is overlain by the summit gentle-slope piedmont and fan-like gentle-slope deposits formed byperiglaciation. These various deposits are prone to landslides caused by torrential rain as a result of their unconsolidated
nature. In addition, landslide deposits have formed on the plateau since the last glacial period. Therefore, the potential for
future landslides and other types of slope instability needs to be recognized as a potential geological hazard.

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執筆分担
第 1 章

地形

小松原

琢・内野隆之内野隆之・小松原

第 2 章

地質概説

第 3 章

オルドビス紀超苦鉄質岩及び深成岩

内野隆之

琢

第 4 章

デボン紀及びペルム紀結晶片岩

内野隆之

第 5 章

石炭紀付加体

内野隆之

第 6 章

ペルム紀流紋岩

内野隆之

第 7 章

前期三畳紀付加体

内野隆之

第 8 章

前期白亜紀岩脈

内野隆之

第 9 章

前期～中期ジュラ紀付加体

内野隆之

第 10 章前期白亜紀花崗岩類

第 11 章第四紀堆積物小松原

内野隆之

第 12 章地質構造

内野隆之・小松原琢

第 13 章応用地質内野隆之・小松原琢琢・内野隆之文献引用例
全体の引用例
内野隆之・小松原

琢（2024）外山地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），産総研地質調査総合センター，131p．
章単位での引用例
内野隆之（2024）第 5 章

石炭紀付加体．外山地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），

産総研地質調査総合センター，32–41．
Bibliographic reference
In the case of the whole citation:
Uchino, T. and Komatsubara, T. (2024) Geology of the Sotoyama District. Quadrangle Series, 1:50,000,
Geological Survey of Japan, AIST, 131p. (in Japanese with English abstract).
In the case of part citation:
Uchino, T. (2024) Chapter 5, Carboniferous accretionary complex. Geology of the Sotoyama District.
Quadrangle Series, 1:50,000, Geological Survey of Japan, AIST, 32–41 (in Japanese).

地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）

Geology of the Sotoyama District. Quadrangle Series, 1:50,000

外山地域の地質

Published on March 31, 2024

令和 6 年 3 月 31 日発行

国立研究開発法人

産業技術総合研究所

地質調査総合センター〒 305-8567

茨城県つくば市東 1-1-1

印刷所

Geological Survey of Japan, AIST
AIST Tsukuba Central 7, 1-1, Higashi 1-chome, Tsukuba,
305-8567, JAPAN

中央事業所 7 群株式会社 アイネクスト©2024

Inext Co., Ltd
Geological Survey of Japan, AIST裏表紙写真説明：岩手山と姫神山を望む秋の岩洞湖
岩手県北上山地中西部の外山高原には，湛水面積が約 6 km2 に及ぶ岩洞湖がひろがる．冬には全面凍結し，ワカサギ釣り客で毎年賑わう．湖周辺の高原は周氷河作用によるなだらかな
小起伏地形を呈し，基盤は北部北上帯に属する中期ジュラ紀の付加体からなる．写真中央左
奥には活火山の岩手山（標高 2,038 m）が，中央右手前には前期白亜紀花崗岩類からなる姫神
山（標高 1,124 m）が望める．民話によると岩手山と姫神山は夫と妻の関係にある．
Back Cover Photo: Autumn Lake Gando against Mts. Iwate and Himekami
Lake Gando with a surface area of ca. 6 km2 is distributed to the Sotoyama Plateau in the mid-western
Kitakami Massif, Iwate Prefecture. The completely frozen lake in winter welcomes many Hypomesus
olidus anglers every year. The plateau around the lake displays a gentle undulation, and its basement
unit is composed of the Middle Jurassic accretionary complex in the North Kitakami Belt. The
two mountains in the middle of the photo are Mt. Iwate (alt. 2,038 m) of an active volcano and Mt.
Himekami (alt. 1,124 m) of the Early Cretaceous granitoids from left to right. According to a folktale,
Mt. Iwate is the husband of the Mt. Himekami.