本図幅地域が属する北上山地は，東側は太平洋に面し，西側は北上川本流及び馬淵川まべちがわ本流によって区切られた，東西約80km，南北約250kmの山塊である．北上山地の地形は，「北上準平原」とも称される侵食小起伏面の連なりで特徴づけられる．Nakamura（1963）によれば，この侵食小起伏面には「高位」と「低位」の2段の地形面が識別され，これらの地形面は山地の中央部で標高が高く，周辺に向かって標高がやや低くなる傾向にある．

北上山地における地形の研究は，地質の研究と同様に古くから始められた．江原（1911）や辻村（1932）は北上山地が「隆起準平原」であると述べ，山根（1917）は早池峰山などが侵食に抗して残った「残丘」であることを指摘した．その後Nakamura（1964）は，本図幅地域の北方で，新第三紀以降に起こったと考えられる侵食ステージを3回認めた．

北上山地の特徴となっている起伏も谷密度も小さいなだらかな地形の形成には，新第三紀から第四紀の長期に渡る陸上での侵食に加えて，第四紀の周氷河環境下における表層物質の移動も関与していることが明らかにされた（例えば，田村ほか，1986；桧垣，1987；西城ほか，1993）．田村（1998）は，このようななだらかな北上山地の地形が，いろいろな時代に様々な作用で形成された地形が保存されているという観点から，「多元地形（Polygenetic Landforms）」としてとらえられると述べた．

本図幅地域は，ほぼ全域が山地となっている（第1.1図）．南西端がわずかに北上川東岸丘陵（鎮西，2005）の北東縁部に相当するのみであり，広い低地の発達は見られない．

第1.1表の地形区分では区分IIIに分類される．本図幅地域では，まとまった分布はないものの，各所に小規模な堆積地形が散在する．第1.4図においては，（i）西端の紫波町行人平ぎょうにんだいら～芳沢よしざわ，及び（ii）岳川中流部の大迫町鈩野つむの～楢花ならばなのみを区別した．（i）は鮮新世～更新世の堆積盆の縁辺，（ii）は段丘面がやや広く発達している箇所である．

北上山地における地質学的研究は，Naumann（1881）による日本最初の三畳系の確認に始まる．以後半世紀にわたって，北上山地の南部を中心に古～中生界（中・古生界）が次々に確認され，層序区分がなされた．1890～1910年代には，内務省地質調査所による20万分の1地質図幅が刊行され，北上山地全域における地質の概要が明らかとなった．本図幅地域に分布する地質系統は20万分の1地質図幅「盛岡」（山根，1915）として初めて示された．そして，1940年までには，北上山地の南部においてシルル系～白亜系の基本的な層序区分が確立された．

第二次大戦後，北上山地の南部では中・古生界の層序や地質時代の見直しが進み，各地で個別に設定された地域層序が系統的に整理され，それに基づいた地史論が展開された（例えば，Kobayashi，1941；湊，1942，1944）．また，北上山地の北部の地質調査も本格的に始められ，北上山地の南部と北部における岩相の相違が認識された（湊，1950）．同時期には，深成岩や超苦鉄質岩類の記載岩石学的な検討が行われた（渡辺，1950）．北上山地の地質は，金・マンガン・鉄などの金属鉱産資源の検討も含め，10万分の1地質図を添付した「岩手県地質説明書II」として総括された（岩手県，1956）．その後，北上山地の中央部において，工業技術院地質調査所による5万分の1地質図幅「大迫おおはざま」（広川・吉田，1956）・「土淵つちぶち」（大和，1956）・「釜石」（吉田，1961）・「大槌おおつち・霞露岳かろだけ」（吉田・片田，1964）が刊行された．そして，吉田（1961）は釜石図幅の中で，北上山地の南部と北部の境界域において断層帯（後の早池峰構造帯）を認識し，北上山地は一般に南から南部北上山地（後の南部北上帯），早池峰構造帯，北部北上山地（後の北部北上帯）に区分されるようになった（例えば，小貫，1969）．1960年代以後，南部北上山地における中・古生界の層序の研究によって，層位関係・岩相・年代論が更に詳しく吟味されて総括されるとともに，それに基づいた地向斜造山論による古生代地質構造発達史が組み立てられた（湊，1966）．特に，古生界基盤や地質構造に関する議論が高まった（例えば，村田ほか，1974）．一方，北部北上山地では岩相層序による地体構造区分とその地向斜論的解釈が試みられた（例えば，杉本，1974）．そして，前期白亜紀の深成岩や火山岩は，岩相・化学組成・放射年代を基に分帯が試みられた（地質調査所，1974）．これらの成果や，金属鉱床資源調査に伴う広域的な地表踏査及び地下探査資料を基に，北上山地全域を網羅した20万分の1北上川流域地質図（小貫ほか，1981）が刊行された．

1980年代になると，プレートテクトニクス論の導入を受けて日本列島の中・古生界に関する研究が大きく転換した．日本列島の中・古生界の多くが付加体起源ととらえられる中で，南部北上山地は岩相・層序・古生物相が付加体のものと全く異なることから，失われた大陸の断片とみなされた（Saito and Hashimoto，1982）．南部北上山地に分布する地層の基盤をなす超苦鉄質岩類についても岩石化学的・放射年代学的検討が進み，島弧的な環境で形成されたことが示された（Ozawa，1988）．早池峰構造帯については，南部北上山地と北部北上山地の縫合帯（Saito and Hashimoto，1982）あるいは大陸縁のリフト帯（大上ほか，1986）と考えられた．北部北上山地に分布する地層については，その岩相や地質構造から付加体と理解され，その時代は砕屑岩からの化石によりジュラ紀とみなされた（平ほか，1981；箕浦，1983）．また，北部北上山地の微化石年代がまとめられた結果，古生代の海洋性岩石の有無と岩相の相違を基に，2帯（葛巻―釜石帯と安家あっか―田野畑帯）に区分された（大上・永広，1988）．Taira and Tashiro（1987）は，日本列島における地体構造区分を整理するとともに，南部北上山地を南部北上帯と呼んで黒瀬川帯に対比し，北部北上山地を北部北上帯と呼んで秩父帯（南帯）に対比した．

1990年代以後，特に早池峰構造帯での研究が進み，南部北上帯と北部北上帯の境界地帯について整理された．その結果，根田茂ねだも帯が新たに設けられ（永広・鈴木，2003），早池峰構造帯という地帯名が消滅することになった（永広ほか，2005）．その後，根田茂帯は前期石炭紀付加体からなることが示され（内野ほか，2005），更に根田茂帯中の玄武岩が低温高圧型変成作用を被っていることが示された（内野・川村，2010b）．一方，北部北上帯でも，年代や地質構造に関する資料が蓄積されて，川井，門かど，久慈，田野畑など各地域・地区における海洋プレート層序が復元された（Suzuki et al., 2007，永広ほか，2008）．また，以前区分された葛巻―釜石帯と安家―田野畑帯は，北部北上帯の亜帯として扱われることとなった（永広ほか，2005）．前期白亜紀の深成岩については，火山岩とともに，その岩石化学的特徴から，当時の海嶺沈み込みによる成因が論じられた（Tsuchiya et al.，2007）．磯崎ほか（2010）は，早池峰山周辺及び遠野市宮守町周辺に産する南部北上帯の超苦鉄質岩類と母体―松ヶ平帯の低温高圧型変成岩を蛇紋岩メランジュとしてとらえ，「早池峰―宮守帯」の設定を提案した．

現在では北上山地は，主に南部北上帯，根田茂帯，北部北上帯に区分される．しかしかつては，早池峰構造帯が，南部北上帯と北部北上帯の境界域をなしていた．そして，この帯の定義やとらえ方は，研究者や時代によって異なっていた．本項では，南部北上帯と北部北上帯の境界域における地体構造区分の変遷について記述する（第2.3図）．

吉田（1961）は5万分の1地質図幅「釜石」の中で，北上山地の南部と北部の境界を，苦鉄質～超苦鉄質岩類が貫入する断層帯として認識し，「早池峯―五葉山ごようざん構造帯」と呼んだ．早池峯―五葉山構造帯は，5万分の1地質図幅「大槌・霞露岳」（吉田・片田，1964）の中で「早池峯構造帯」と改称され，更に南西側の輝緑凝灰岩帯（現在の南部北上帯の一部と根田茂帯に相当）と北東側の千枚岩帯（現在の南部北上帯の一部と北部北上帯の一部に相当）に区分された．地質時代については，前者は石灰岩から得られたサンゴ・紡錘虫化石より前期石炭紀，後者は石灰岩礫を多く含む礫岩の基質から得られた紡錘虫化石より前期ペルム紀と考えられた（石灰岩，石灰岩礫を多く含む礫岩はともに現在の南部北上帯に帰属）．早池峰山東部～釜石地域の地質について研究した大沢（1983）は，吉田・片田（1964）の千枚岩帯を現在の北部北上帯に含めた．永広ほか（1988）は，早池峰構造帯南東部（大迫―川井―釜石地域）の地質について総括し，大沢（1983）同様に千枚岩帯を現在の北部北上帯に含め，輝緑凝灰岩帯を構成する古生層に早池峰複合岩類（超苦鉄質岩・角閃岩・猫底ねこぞこ火成複合岩類）を加えた地帯に対して早池峰構造帯と再定義した．一方，川村・北上古生層研究グループ（1988）やKawamura et al.（1990）は，大沢（1983）同様に千枚岩帯のほとんどを北部北上帯に含め，小黒こぐろ層（本報告では神楽火成岩類に含まれる）と薬師川やくしがわ層が整合関係にある（大沢，1983）ことを根拠に，オルドビス紀の苦鉄質岩類（本報告での神楽火成岩類）を永広ほか（1988）の早池峰構造帯から除外した．そして，彼らのユニットB（現在の北部北上帯の一部に相当），ユニットC（現在の根田茂コンプレックスに相当）とユニットD，E（超苦鉄質岩及び角閃岩）の分布域を早池峰構造帯とした．川村ほか（1996）は，川村・北上古生層研究グループ（1988）の早池峰構造帯からユニットBを除外し，猫底火成複合岩類（本報告の神楽火成岩類猫底岩体）を含む永広ほか（1988）の早池峰構造帯と区別するために，早池峰帯と新たに呼称した．また，ユニットCの名称を“根田茂相”に変更した．また，濱野ほか（2002）は，根田茂相を示す岩石の分布する地帯のみを早池峰帯と呼び，超苦鉄質岩・角閃岩については吉田・片田（1964）同様にどこの地帯にも属さないとした．永広・鈴木（2003）は，根田茂相を示す岩石（すなわち根田茂コンプレックス）の分布する地帯に対し根田茂帯という新称を付与し，早池峰複合岩類（永広ほか，1988）及び釜石地域のシルル紀～ペルム紀砕屑岩・火山岩（千丈ヶ滝層・小川こがわ層・栗林層・中和田層）に対して早池峰構造帯として再定義した．永広ほか（2005）は，南部北上帯と北部北上帯の境界域における地体構造区分を整理・統一し，根田茂コンプレックスが分布する地帯のみを根田茂帯と呼び，早池峰複合岩類を南部北上帯に含めた．その結果，早池峰構造帯の名称は消滅することとなった．

本図幅地域の南半分を占める南部北上帯は，オルドビス系，シルル系，シルルーデボン系，石炭系，ペルム系から構成される．

根田茂帯は，本図幅地域北西部から中央部を占め，下部石炭系の根田茂コンプレックスから構成される．根田茂コンプレックスは，苦鉄質岩，チャート，泥岩珪長質凝灰岩互層，砂岩，礫岩などからなる．5万分の1地質図規模では混在相を示し，露頭規模では，主に破断相を示す．苦鉄質岩（玄武岩及びドレライト）は，岩塊及び小～大規模岩体として広く分布し，その化学組成は中央海嶺玄武岩と海洋島玄武岩の領域を示す．チャートは，岩塊及び小規模岩体として分布し，成層チャートと塊状チャートとに区分される．塊状チャートからは，中期～後期デボン紀を示す放散虫化石が得られている．泥岩珪長質凝灰岩互層は，根田茂コンプレックスの主要構成岩として分布する．砂岩は，岩塊及び小規模岩体として分布し，その多くが石質ワッケである．礫岩は，岩塊としてまれに分布し，石灰岩礫には海ユリや石灰質海綿類の化石が認められる．本図幅地域の根田茂コンプレックスは，ぶどう石―パンペリー石相，パンペリー石―アクチノ閃石相または緑色片岩相の広域変成作用を被っている．根田茂コンプレックスの付加年代は，陸源性砕屑岩から得られた放散虫化石によって前期石炭紀であるとされている．

北部北上帯は，本図幅地域北東部を占め，ジュラ系の門馬かどまコンプレックスから構成される．門馬コンプレックスは，苦鉄質岩，チャート，泥質岩，砂岩からなり，5万分の1地質図規模では混在相を示し，露頭規模では主に混在相や破断相を示す．苦鉄質岩（玄武岩及びドレライト）は，岩塊及び小～中規模岩体として分布する．チャートは，岩塊及び小～中規模岩体として分布し，多くが成層チャートである．泥質岩（泥岩珪質岩薄互層，珪長質凝灰岩，泥岩，泥岩優勢砂岩泥岩薄互層）は，門馬コンプレックスの主要構成岩として分布する．砂岩は，岩塊及び小～大規模岩体として分布し，その多くが石質または長石質のワッケである．門馬コンプレックスの付加年代は，近隣地域で産する陸源性砕屑岩中の化石の年代から判断してジュラ紀とみなされる．

下部白亜系（堆積岩・火山岩）は山屋やまや層からなり，本図幅地域南西部に分布する．山屋層は，流紋岩～安山岩溶岩，珪長質凝灰岩～凝灰角礫岩，砂岩及び泥岩からなり，礫岩を挟む．凝灰角礫岩には下位の南部北上帯石炭系に由来する石灰岩の角礫が含まれ，本図幅地域南部（早池峰ダム東方）の上岩山かみのいわやま周辺では，シルル―デボン系を傾斜不整合で覆う．

下部白亜系（貫入岩）は岩脈及び深成岩からなり，南部北上帯・根田茂帯・北部北上帯の中・古生界と下部白亜系山屋層を貫く．岩脈は，デイサイト，安山岩及び細粒閃緑岩であり，幅数m～数10mで局所的に散在する．深成岩は，大規模な岩体である遠野花崗閃緑岩のほか，13の小～中規模な花崗岩類の岩体からなり，中・古生界から下部白亜系山屋層及び岩脈までの地質系統に熱影響を及ぼしている．遠野花崗閃緑岩は，粗粒の花崗閃緑岩，トーナル岩及び石英閃緑岩からなる．花崗岩類の大谷地おおやち岩体では，斑れい岩を含む．他の岩体は，主に中粒～粗粒の花崗閃緑岩～トーナル岩からなる．

古第三系は，流紋岩溶岩及び火山砕屑岩の噴出岩からなり，北部北上帯中の1地点に分布する．

第四系は，未区分鮮新―更新統，上部更新統の段丘堆積物，後期更新―完新統の地すべり堆積物及び崩壊・土石流堆積物，テフラ，完新統現河床堆積物からなる．未区分鮮新―更新統は，凝灰岩，砂岩泥岩互層，泥岩，砂岩及び礫岩からなる．段丘堆積物は，河床との比高と開析度から，上位段丘堆積物と下位段丘堆積物に区分される．上位段丘堆積物は，層厚10～40mで礫，砂及び泥からなる．下位段丘堆積物は，層厚10m以上の礫，砂及び泥からなる．地すべり堆積物は，緩速の地すべりや斜面クリープなどによる岩屑からなる．崩壊・土石流堆積物は，高速で移動した表層の土砂や岩盤の崩壊・崩落物，及び土石流によって運搬された岩屑からなる．テフラは，地質図には表現していないが，秋田駒ヶ岳や十和田カルデラを噴出源とする後期更新世から完新世の火山灰層である．現河床堆積物は，地域内の河川でみられる礫，砂及び泥であるが，広くかつ厚いものはあまり見られない．

オルドビス系～下部白亜系の地層の層理面・劈開面走向，褶曲の軸面走向，及び各地層の配列を規制している境界断層は，概ね北北西―南南東から西北西―東南東を示し，それらが本図幅地域の大局的な地質構造をなしている．南部北上帯の古生界は，下部白亜系の山屋層とともに，南西フェルゲンツの複向斜構造に支配された分布をなしている．根田茂帯下部石炭系や北部北上帯ジュラ系では，閉じた褶曲が発達する．

本図幅地域に発達する断層は，北西―南東，西北西―東南東，北東―南西の3方向に主に区分できる．西北西―東南東系断層の一部と北東一南西系断層は，前期白亜紀以降に活動したより新規の断層とみられる．西北西―東南東系断層の一部は，山屋層と南部北上帯古生界との境界をなし，また，根田茂帯と北部北上帯の境界断層を西側に変位させている．北東―南西系断層は，深成岩などの前期白亜紀以前の地質系統をほぼ垂直に切り，特に早池峰山西麓では中岳蛇紋岩中岳岩体の西方への分布を規制している．

北上山地の南部と北部を境する地帯に，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類が列をなして分布することは，古くから知られていた．例えば，10万分の1岩手県地質図（岩手県土木部，1954）や5万分の1地質図幅「土淵」（大和，1956）では，早池峰山周辺の超苦鉄質岩とそれに伴う苦鉄質岩類の分布が図示された．浅井（1955a，b）は，早池峰山周辺の超苦鉄質岩を，蛇紋岩，残晶かんらん石輝石蛇紋岩，残晶かんらん石無色角閃石透角閃石岩及び残晶かんらん石透角閃石緑泥石岩の4つの岩相に区分し，その分布を示した．その後Onuki（1963）は，盛岡市南東部～宮古市小国おぐに地区の約60kmにわたる範囲において，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類の岩相分布を示した．また両者の化学組成を検討し，超苦鉄質岩はマントルの深部で，苦鉄質岩類は浅部で形成されたことを示した．吉田・片田（1964）は，5万分の1地質図幅「大槌・霞露岳」で，北上山地の南部と北部の境界域に「早池峯構造帯」を設定し，苦鉄質岩類が卓越する地帯を「輝緑凝灰岩帯」と呼んだ（第2章1節参照）．大貫（1968）は，角閃岩類の化学組成について検討し，変成作用について論じた．

1980年代になると，早池峰構造帯の超苦鉄質岩及び苦鉄質岩に関する層位・年代・岩石化学の検討が進んだ．大沢（1983）は，釜石地域と宮古市の小国地区における早池峰構造帯の層序を組み立て，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類を古生界の最下部に位置付けるとともに，上位の砕屑岩類との関係を整合であるとした．また，釜石地域の斑れい岩の年代値（普通角閃石のK-Ar年代）が388Ma及び291Maである（金属鉱物探鉱促進事業団，1973）ことと，上述の砕屑岩類（薬師川層）との整合関係に基づき，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類を（デボン系～）下部石炭系とみなした．大沢（1983）は更に，化学組成とオフィオライト層序に類似した産状に基づき，苦鉄質岩類が海洋地殻起源であるとし，大陸地殻を分断させたリフト帯で形成されたと推論した．大上ほか（1986）は，花巻市の大迫地域における古生界層序を組み立てて，早池峰構造帯の超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類を，オルドビス紀？～シルル紀の地層（名目入沢層）の下位に位置するオルドビス系とみなした．Fujimaki and Yomogida（1986a，b）は，超苦鉄質岩の接触変成作用によって生じた，変成かんらん石，トレモラ閃石，滑石などについて鉱物相解析を行い，北から南へ4つの変成帯に区分した．また，永広ほか（1988）は，永広ほか（1986a）が示した早池峰山周辺における超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類の分布などの結果を基に，早池峰構造帯とその周辺域の地質系統を総括した．その結果，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類を「早池峰複合岩類」と総称し，その分布で定義付けられる地帯を早池峰構造帯と呼んだ（第2.3図参照）．また，早池峰複合岩類に含まれる斑れい岩やドレライトなどの苦鉄質岩類は，大迫地域では猫底ねこぞこ複合岩類，小国地区では神楽かぐら複合岩類，釜石地域では犬頭山けんとうさん複合岩類及び岩倉山いわくらやま複合岩類としてそれぞれ区分された（本章2節3項参照）．更に，上位の地層との層位関係から，大上ほか（1986）同様に，早池峰複合岩類をオルドビス系とみなし，南部北上帯古生界の最下部をなすものとした．Shibata and Ozawa（1992）は，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類からなる早池峰複合岩類と，遠野市の宮守地区に分布する宮守超苦鉄質岩体（小沢ほか，1988；本報告では宮守複合岩類と呼称：第3.1図）を一括して，「早池峰―宮守オフィオライト」と呼んだ．そして，その岩石学的特徴や角閃岩・斑れい岩におけるK-Ar年代値（473±24Maや453±18Maなど）から，超苦鉄質岩及び苦鉄質岩類がオルドビス紀の島弧オフィオライトであると考えた．また，吉田ほか（1990）及びMori et al.（1992）も，早池峰複合岩類の苦鉄質岩類を岩石化学的に再検討し，その起源を大沢（1983）の推論したリフト帯ではなく沈み込み帯の島弧とした．

超苦鉄質岩・角閃岩・火成岩を一括した早池峰複合岩類（永広ほか，1988）に関しては，かつて早池峰構造帯を特徴づけるものであったが（例えば，永広・鈴木，2003），永広ほか（2005）で行われた南部北上帯・北部北上帯の境界域における地体構造区分の整理（第2章1節参照）によって南部北上帯の構成岩に組み込まれた．

本図幅地域のオルドビス系は，中岳蛇紋岩，黒森山角閃岩，神楽火成岩類から構成される．それらは，まとめて早池峰複合岩類と一括され，南部北上帯古生界の最下部をなす．

中岳蛇紋岩は，主にハルツバージャイト及びダナイトを原岩とする剪断変形の著しい蛇紋岩からなる．本図幅地域では，中岳岩体，笠森山岩体，山屋峠岩体として断続的に分布する（第2.4図参照）．また，幅数m～数100mの岩塊～小岩体が，根田茂帯の中の断層及び北部北上帯と根田茂帯の境界断層（鞍沢くらさわ断層）に沿って分布するほか，北部北上帯中の断層に沿ってもわずかにみられる．原岩を構成していた鉱物のほとんどが蛇紋石化しかつ変質している．

黒森山角閃岩は，主に片麻状角閃岩からなり，南部北上帯では3地区に分かれて分布するほか，根田茂帯の中の断層に沿っても岩塊が点在する．

神楽火成岩類は，斑れい岩～閃緑岩，ドレライト，玄武岩などの苦鉄質岩類を主とし，石英閃緑岩～トーナル岩，粗粒流紋岩，デイサイト～流紋岩などの珪長質岩類を伴う火成岩からなる．本図幅地域では，猫底岩体，大作沢岩体，神楽岩体，コメガモリ沢岩体として分布する（第2.4図参照）．また，根田茂帯中の断層に沿っても斑れい岩や石英閃緑岩～トーナル岩の岩塊が点在する．

本図幅地域の黒森山角閃岩と神楽火成岩類（猫底岩体）の斑れい岩中の普通角閃石からは，オルドビス紀の時代を示すK-Ar年代値が報告されている（Shibata and Ozawa，1992；小沢ほか，1988）．

永広ほか（1988）により，南部北上帯堆積岩類の基盤をなす，超苦鉄質岩（中岳蛇紋岩）・角閃岩（本報告では黒森山角閃岩）・苦鉄質岩類（本報告では神楽火成岩類）を包括する高次階層の層序単元に対する名称である．なお本報告では，根田茂帯中の断層に沿って産する超苦鉄質岩（本図幅地域では蛇紋岩）・角閃岩・深成岩の岩塊～小岩体も含むものとし（第2.3図参照），南部北上帯構成岩の最下部をなすものとして扱う．

早池峰複合岩類は，本図幅地域の南西20kmに位置する遠野市宮守地区の宮守複合岩類（小沢ほか，1988の宮守超苦鉄質岩体）と，岩石学的共通性から同一の島弧オフィオライトであったと考えられている（Ozawa，1984）．

南部北上帯のシルル系～デボン系は，1930年代に日本で最初にシルル紀のサンゴ化石やデボン紀の腕足類化石が相次いで発見されて以来，主に層序学的・古生物学的に研究されてきた．両系は，日本列島の中では希小な地質系統でありながら，下位の基盤岩（氷上ひかみ花崗岩類）及び上位の石炭系～ペルム系に伴われた連続的な層序を示すため，日本列島の地質構造の解明や最初期の地史を編纂する上で，重要な研究対象とみなされてきた．

シルル系～デボン系の層序は，南部北上帯中央部に位置する大船渡市日頃市ひころいち地区と，西部に位置する一関市東山町長坂地区で最も良く研究されてきた．日頃市地区では小貫（1937）が，日頃市町樋口沢で日本最初のシルル紀（ゴトランド紀）化石を発見したことを契機として，小貫（1937），Yabe and Sugiyama（1937），Sugiyama（1940）によってシルル系～デボン系の層序区分が最初に設定された．その後，大久保（1950），小貫（1956），湊ほか（1959），村田ほか（1974），Kato et al.（1979）などによって層序区分の一部改訂や細分がなされた結果，本邦における標準層序区分として，下位より，川内層（シルル系），大野層（下部デボン系），中里層（下部～中部デボン系）が定義された．また，中里層は石炭系日頃市層に不整合に覆われることが明らかにされた（大久保，1951）．更に，シルル系はその周囲に分布する氷上花崗岩を不整合に覆うとする見解が提示（村田ほか，1974）されたことにより，南部北上帯の古生界基盤岩に関する議論が展開された（Okami and Murata，1975；北上古生層研究グループ，1982）．住田町世田米地区でも，シルル系の地層として奥火の土層が定義され，下位の氷上花崗岩類との不整合関係が明らかにされた（川村信人，1983；Kawamura，1980）．また．住田町八日町などでもシルル系の分布が確認された（中井ほか，1980）．一方，長坂地区では，野田（1934）によって初めてデボン系が確認され，鳶ヶ森とびがもり層として区分設定された．その後，橘（1952）や小貫（1956）などによって鳶ヶ森層の岩相層序や年代が検討され，鳶ヶ森層は日頃市地区にはみられない上部デボン系を主とすることが明らかにされた．鳶ヶ森層の最上部は石炭系に及ぶとされる（永広・高泉，1992）．

1980年代になると，早池峰山図幅地域を含む南部北上帯の北縁や東縁の地域において，新たにシルル紀の化石が発見され，この地域にシルル系～デボン系が広く分布することが明らかとなった．北縁部に位置する本図幅地域や川井図幅地域の小国おぐに地区では，早池峰複合岩類との層序関係を含めて新たにシルル系～デボン系の層序区分と対比が行われた（大上ほか，1986；永広ほか，1988）．また，東縁部に位置する釜石地域では，種々の産出化石によって，早池峰複合岩類の上位に最後期シルル紀～最後期デボン紀にわたる一連の地層が重なり（大沢，1983；大上ほか，1987；鈴木ほか，1994），更に最上部が石炭系に不整合で覆われることが明らかとなった（大上ほか，1987）．これと岩相の類似したデボン系は住田町上有住地区でも確認された（田沢ほか，1984）．

本図幅地域のシルル系～デボン系の研究は，花巻市・紫波町境の折壁峠おりかべとうげと花巻市大迫町白岩しらいわ東方の岳川たけがわにおいて，シルル紀化石が相次いで発見された（山崎ほか，1984；川村ほか，1984）ことに始まる．これによって，それまで石炭系またはペルム系として取り扱われていた岳川流域に分布する砕屑岩を主とする地層（例えば，小貫，1969；小貫，1981）はシルル系とみなされ，その分布，岩相層序，地質構造の検討が進められた．山崎ほか（1984）は，シルル紀化石の産出を基に，折壁峠層を定義・命名した．大上ほか（1984）は，折壁峠層の礫岩からオーソコーツァイト礫の存在を報告した．川村ほか（1984）は，産出したサンゴ化石が中期シルル紀の年代を示すことを明らかにした．大上ほか（1986）は，更に広い範囲でのシルル系の層序区分として，下位よりオルドビス系？～シルル系名目入沢なめいりざわ層，シルル系折壁峠層に区分するとともに，シルル系と断層で接する苦鉄質岩類（早池峰複合岩類）や変成岩類（久出内川変成岩類）をシルル系の下位に位置づけて，古生界層序全体の大枠を確立した．また，砕屑岩の堆積岩石学的な検討を行い，南部北上帯中央部（日頃市―世田米地区）のシルル系との岩相比較と前期～中期古生代の地質形成史を論じた．永広ほか（1986a，b）は，早池峰山南麓から新たにシルル紀を示す腕足類化石を見出して，周辺の地層をシルル系小田越おだごえ層と定義・命名した（第6章で石炭系として再定義）．永広ほか（1988）は，“早池峰構造帯”（第2章1節参照）全体の層序や地質構造を総括する中で，本図幅地域のシルル系～デボン系の層序区分を行い，小国地区の薬師川やくしがわ層を名目入沢層に，小田越層を折壁峠層にそれぞれ対比した．吉田ほか（1995）は，折壁峠層の砕屑岩中にクロムスピネルを検出し，その起源を早池峰複合岩類に求めた．川村ほか（1996）は，本図幅地域のシルル系～デボン系全体の岩相層序を，下部層・中部層・上部層に細分し，下部層（本報告の名目入沢層に相当）の下位に未区分オルドビス系？を設定した．また，中部層（本報告の折壁峠層落合砂岩礫岩部層）の粗粒砕屑岩について再検討し，礫種構成や砂岩組成を明らかにした．永広・大石（2003）は，早池峰山周辺の地質研究史を総括し，それまでの古生界層序区分の変遷を示した．下條ほか（2010）は，砕屑性ジルコンのU-Pb年代値から，名目入沢層の堆積年代をシルル紀とした．

本図幅地域のシルル系～デボン系の模式的な岩相層序とこれまでの層序区分の変遷を第4.1図に示す．

本図幅地域のシルル系～デボン系は，全層厚が2,500m以上の厚い地層であり，粗粒砕屑岩が卓越することを特徴とする．シルル系～デボン系の岩相層序は，シルル系の名目入沢層とそれに整合的に重なるシルル―デボン系の折壁峠層に区分される（第4.1図）．名目入沢層は，泥岩，砂岩，砂岩泥岩互層及び珪長質凝灰岩からなり，しばしば礫岩を挟む．一部の礫岩は，オーソコーツァイト礫を含んでいる．一部の砂岩泥岩互層には，砂岩層が膨縮変形によりブーダン状になることや，剪断変形により泥岩中に礫状に散在することもある．名目入沢層は下位のオルドビス系神楽火成岩類と断層を介して接している（第4.1図）が，東隣の川井図幅地域の小国地区では，名目入沢層に対比される薬師川層が神楽火成岩類の上位に整合的に重なる（大沢，1983：第3.8図参照）．名目入沢層の堆積年代は，砕屑性ジルコンのU-Pb年代から430Maと推定されている（下條ほか，2010）．

折壁峠層は，砕屑岩を主とし，下部の落合砂岩礫岩部層と上部の白岩砂岩泥岩部層に区分される．落合砂岩礫岩部層は，砂岩，砂岩泥岩互層，泥岩，珪長質凝灰岩からなり，礫岩や玄武岩～安山岩火山砕屑岩を挟む．礫岩には花崗岩類や珪長質火山岩類の礫が多く含まれる．また，一部の層準では石灰岩礫を多く含み，中期シルル紀を示すサンゴなどの化石が産する．白岩砂岩泥岩部層は，砂岩，砂岩泥岩互層，泥岩及び珪長質凝灰岩からなり，礫岩を挟む．

なお，南部北上帯のシルル系～デボン系は，分布地域によって岩相層序が大きく異なっている（第3.1図参照）．南部北上帯東縁部の釜石地域では，神楽火成岩類を基盤として，玄武岩～安山岩（千丈ヶ滝層下部層），珪質泥岩・細粒凝灰岩（千丈ヶ滝層中部層），砕屑岩類（千丈ヶ滝層上部層）が下位より順次整合的に重なる．一方，南部北上帯中央部の日頃市―世田米地区では，下部シルル系花崗岩類（氷上花崗岩類）を基盤として，基底部にアルコース砂岩や溶結凝灰岩を伴う，石灰岩を主としたシルル系川内層及び奥火の土層が不整合的に重なり（村田ほか，1974；川村信人，1983），その上位に火山砕屑岩類を主とするデボン系大野層及び中里層が整合的に重なる．

大上ほか（1986）による．

大迫町名目入から落合西方の猫底橋に至る名目入沢沿い（大上ほか，1986）．

模式地である名目入沢の東では，大迫町天王周辺より東方の岳川沿い，折合沢おりあいざわ下流，笠詰沢かさづめざわ下流及び清廉せいれんの滝沢たきざわ下流などに分布する（第4.2図）．名目入沢の西では，折壁～折壁峠の北方及び赤沢川あかざわがわ北東の山稜に分布する．

大迫町天王付近から東方の岳川上流域（第4.2図1～4，7，13）では本層の中の主に下部が，名目入周辺から北西部（第4.2図15～17，23，24，28～30）では主に上部が，それぞれ分布する．

北側は神楽火成岩類と高角断層で接しており，下限は不明である．上位には折壁峠層落合砂岩礫岩部層が整合的に重なる．

1,200m以上．

泥岩，砂岩，砂岩泥岩互層及び珪長質凝灰岩（Nam）を主とし，礫岩（Nag）を所々に挟む．下部では砂岩が優勢であり，上部では泥岩及び砂岩泥岩互層が優勢である（第4.2図）．

泥岩は，一般に黒灰色～灰色を呈し砂質であるが，岳川上流域では，遠野花崗閃緑岩による接触変成作用で生じた黒雲母を含むため褐色を呈する．

砂岩は，暗灰色～灰色を呈するが，遠野花崗閃緑岩の近傍では接触変成作用により，珪化し白色～灰白色を呈する．主に中粒～細粒の長石質（一部石質）ワッケで，層厚5～100cmのものが多い．成層した砂岩層の内部には，級化や平行葉理・リップル葉理も普通にみられる．砕屑粒子として石英・長石類のほか，花崗岩類や珪長質火山岩類の岩片を多く含む．岳川上流の嫁ヶ淵よめがふちや魚止うおどめの滝たきに分布する層厚50～200cmの砂岩層には，波長数10cmで褶曲変形した層理が認められる．

砂岩泥岩互層は，層厚数cm～数10cmの細粒～中粒砂岩層と砂質泥岩層の繰り返しからなる．下部では砂岩優勢である一方，上部では泥岩優勢なものが多い．下部では，膨縮変形した砂岩層とその層間の泥質部からなり，しばしば波長数10cmの褶曲を示す．天王の岳川河床では，層厚2～40cmの膨縮性の著しい中粒～粗粒砂岩が砂質泥岩と入り乱れた互層をなす．この互層は不規則な褶曲を示し，全体として未固結～半固結時の変形を示唆する（第4.3図A）．また，大迫町岳の岳川河床では，砂岩層が破断変形して泥質部に取り囲まれて，礫状を呈する産状が認められる．一方，上部では，級化した砂岩層と泥岩層が平行に成層したタービダイト互層をなすことが多いが（第4.3図B），所により，砂岩層が膨縮変形した部分や剪断されて泥岩中に礫状に散在した部分もみられる．また，波長数cmで褶曲した砂質泥岩中に幅数cmの砂岩がブーダン～礫状に孤立して散在する部分もみられ，名目入南方では，砂岩のほかに幅数10cmの黒色不純石灰岩（ワッケストーン）の岩塊も含んでいる．珪長質凝灰岩は，灰白色～緑灰色を呈し，珪質かつ泥質である．火山ガラス片や細粒の石英を含む．

礫岩（Nag）は，砂質な基質を持ち，多種の礫からなる細礫～中礫岩が多い．砂岩または砂岩泥岩互層に挟まれた局所的な分布を示し，側方への連続性は悪い．大迫町笠詰沢（第4.2図の2）では，本層下部の砂岩に挟まれて厚さ数mの礫岩が数層みられる．基質は砂質で，礫種としては珪長質火山岩類や堆積岩類が多いが，深成岩類の礫もわずかに含まれる．天王（第4.2図の13）の岳川河床では，オーソコーツァイト礫を含んだ2層の細礫岩が，砂岩泥岩互層に挟在される（第4.4図A：川村ほか，1996；内野ほか，2008b）．この礫岩は，砂質基質支持で，オーソコーツァイト礫のほかに，珪長質火山岩類，泥岩，チャート，砂岩，石英片岩などの亜円礫を含む（第4.4図B，C）．オーソコーツァイトは中粒～粗粒で，粒子成長と再結晶による縫合粒界となっているものの，結晶内は明瞭なダストリングの輪郭を持つ石英粒子から構成される（第4.5図）．模式地の名目入沢沿い（第4.2図の16）の礫岩は砂岩を伴い，中礫大の珪長質火山岩類や花崗岩類などの亜円礫が粗粒砂基質の中に散在する基質支持の礫岩である．名目入沢の入口付近にみられる礫岩は，泥質基質中に中礫大の亜角礫～亜円礫を乱雑に含むものであり，礫種として，珪長質火山岩類，花崗岩類，凝灰岩，石灰岩などが含まれる．石灰岩礫には，後述する化石が含まれる．

層理面は，一般に北西―南東方向の走向で，30～80°の南西傾斜を示し，同斜構造をなす．しかし，大迫町岳たけより東方の岳川上流域では，向斜及び背斜により，北北東―南南西の走向で70～80°の北西傾斜を示す所もある．また，紫波町赤沢地区東方では，走向が北北東―南南西となり，65～85°の西傾斜を示す．

これまでに上部の一部から産出しているのみで，下部からは産出していない．模式地の名目入沢入口に露出する最上部の礫岩には石灰岩礫が含まれており，その中にハチノスサンゴ（favositid）が見出された（第4.2図の16）．また，名目入沢沿いの県道43号線に露出する泥岩細粒砂岩互層の泥岩の層理面には，生痕化石として，長さ数cm，幅数mmの黒色有機質部が散在することが認められる．更に，その東方の県道（43号線）沿いに露出する砂岩泥岩互層中の不純石灰岩岩塊には，個体抽出はできないが多くの放散虫化石が含まれる．

下條ほか（2010）は，名目入沢下流に分布する名目入沢層上部の砂岩中の砕屑性ジルコンから，430MaのU-Pb年代値を報告し，上位の折壁峠層落合砂岩礫岩部層から中期シルル紀の化石が産することを考慮して，本層が堆積した時代を前期シルル紀であるとした．下部に含まれるオーソコーツァイト礫を多く含む礫岩と類似する地層は，小国地区の薬師川層下部の数層準に確認されている（中井・北上古生層研究グループ，1986）．この岩相の類似性も考慮すれば，名目入沢層は全体として薬師川層下部に対比される（永広ほか，1988）．なお，下條ほか（2010）は，薬師川層上部の砂岩中の砕屑性ジルコンから425MaのU-Pb年代値を報告している（第3.8図参照）．

山崎ほか（1984）による．

山崎ほか（1984）により，花巻市大迫町・紫波町境界の折壁峠付近とされる．本報告では大迫町天王西方から白岩東方までの岳川沿い（第4.6図：落合は岳川と折壁川の合流点の旧地名であり，現在は早池峰ダムで水没）を落合砂岩礫岩部層（新称）の模式地とし，白岩南東の内川目うちかわめ林道沿い（第4.2図の20・21）を白岩しらいわ砂岩泥岩部層（新称）の模式地とする．

落合砂岩礫岩部層は，折壁峠（大迫町大野山おおのやま北方）周辺，更に東方へは，折壁川南方の山稜，早池峰ダム周辺，大迫町上岩山かみのいわやま周辺，地竹山じだけやま付近まで，帯状に幅広く分布する．白岩砂岩泥岩部層は模式地周辺から大迫町鍋屋敷なべやしき北方や鳥谷とや北方の山稜にかけて分布する．

下位の名目入沢層に整合的に重なる．上位の石炭系とは断層で接する．

本層の全層厚は1,500m以上であり，落合砂岩礫岩部層は700～1,200m，白岩砂岩泥岩部層は700m以上と算定される．

落合砂岩礫岩部層の礫岩（Oog）の礫種は多種であり，多い順に，花崗岩類，珪長質火山岩，凝灰岩，砂岩，泥岩，苦鉄質火山岩である．大迫町落合と内川目林道において計測した落合砂岩礫岩部層の礫種構成を第4.7図に示す．また一部には，礫種の5割以上が石灰岩で占められる礫岩（Ool）や凝灰岩で占められる礫岩もみられる．一方，白岩砂岩泥岩部層の礫岩（Osg）の礫種は，砂岩，凝灰岩が優勢となる．各礫の特徴は，以下のとおりである．

落合砂岩礫岩部層は全般的に北西―南東北北西―南南東の走向を示し，同方向の軸を持つ褶曲によって，南西または北東に40～80°傾斜する．しかし，小呂別北方では，北東―南西北北東―南南西の走向を示す所があり，北西または南東に40～50°傾斜する．一方，白岩砂岩泥岩部層は，西北西―東南東の走向を示し，主に南西に50～80°傾斜する．

落合砂岩礫岩部層の礫岩中の石灰岩礫には，床板サンゴ類のクサリサンゴ（halysitids），ハチノスサンゴ（favoisitids），日石サンゴ（heliolitids），アルベオリテス（alveolitids），四放サンゴ類，層孔虫類，海ユリ，コケ虫，腕足類，三葉虫，腹足類（巻貝類）などの海生動物，紅藻類，及び微生物類（Renalcis sp., Rothpletzella? sp.など）の化石が含まれ（第4.9図，第4.10図），それらは主にシルル紀を示す．川村ほか（1984）は，白岩東方の岳川沿いの2地点（第4.6図）から，クサリサンゴのHalysites kuraokaensis，ハチノスサンゴのMultisolenia sp., 四放サンゴ類のCystiphyllum sp.，層孔虫類のClavidiction sp.などを報告し，山崎ほか（1984）は，折壁峠西方の県道沿いの3地点から，クサリサンゴ，ハチノスサンゴ，アルベオリテスなどの床板サンゴ類や三葉虫類（"Encrinurus" sp.）を報告した．更に大上ほか（1986）は，白岩北西や上岩山などの数地点で，床板サンゴ類や四放サンゴ類などの化石の産出を確認した．これらの地点以外でも，紫波町大野山周辺や大迫町小呂別おろべつ沢上流などに分布する落合砂岩礫岩部層の礫岩中の石灰岩礫にはサンゴなどの化石が含まれる．大野山西方では，凝灰質泥岩中には，コロニーの長さが30cmに達するクサリサンゴ（Falsicatenipora shikolcuensis, Halysites catenulariusなど），日石サンゴ，ハチノスサンゴなどの床板サンゴ類や層孔虫類などの骨格が多量に含まれる（第4.10図A）．

落合砂岩礫岩部層最下部の凝灰質泥岩には放散虫化石が含まれるが，年代特定には至っていない．また，白岩砂岩泥岩部層の砂質泥岩（第4.2図の21）には破片化し密集した陸上植物化石が認められる．

折壁峠層落合砂岩礫岩部層の礫岩層中の石灰岩礫に含まれる化石群集の内容は，西南日本外帯シルル系G2層準の特徴種を含むことから，川村ほか（1984）はこれを中期シルル紀ウェンロキアン世とし，礫岩層もほぼその年代であるとした．これまでに得られた化石にはシルル紀以外の年代を積極的に示す証拠がないこと，及びシルル紀化石が準同時性の産状を示すことから，落合砂岩礫岩部層の年代は全体として中期シルル紀とみられる．一方，白岩砂岩泥岩部層の年代については，川村ほか（1996）によって，落合砂岩礫岩部層の上位にあることや陸上植物化石の産出を根拠としてデボン紀とみなされた．本報告でもこれに従うが，シルル紀とデボン紀の境界が折壁峠層のどの層準にあるかは不明である．

南部北上帯の石炭系は，日本列島に分布する石炭系の浅海性堆積岩類の中で最も広い面積を持ち，全層厚が1,000m以上に達する厚い地層からなる．南部北上帯の多くの地域において，石炭系は，下位のデボン系や上位のペルム系と連続して分布することや，化石も多く産出することから，古くより層序学的・古生物学的な研究が進められてきた．

石炭系の層序学的研究は，主に南部北上帯中央部の日頃市―世田米地区で古くから進められた．遠藤（1924），小貫（1937，1938），湊（1941）などによる層序区分を基礎として，1940～1950年代に岩相層序や生層序の検討が進められた結果，下位のデボン系及び上位のペルム系との間に不整合が存在することが明らかにされる（例えば，湊，1942；大久保，1951；山田，1958）とともに，石炭系の標準層序区分が確立した（湊ほか，1953）．また，石炭系層序区分単元の一つである鬼丸層とその下位層との間には，大規模な構造運動を示唆する不整合があるとみなされた（Minato，1944）．1950年代～1970年代前半には，より広域的な調査研究（橘，1952；小貫，1956，1969；Saito，1968など）と生層序の再検討（小林，1973など）が行われるとともに，石炭系の層序や不整合は，東北日本の古生代構造発達史の中で造山運動の主要な時階を示すものと解釈された（湊，1966；Minato et al., 1979）．しかし，1970年代後半から，鬼丸層基底の不整合に対する否定的な証拠が提出され（Tazawa and Katayama，1979；森・田沢，1980など），1980年代には下部石炭系層序の見直しが集中的に進められ，鬼丸層とその下位層とは整合関係であることが示された（例えば，田沢ほか，1981；新川，1983；川村寿郎，1983，1984；川村，1985a，b，c；川村ほか，1985）．更に，南部北上帯中央部以外の地域に分布する石炭系層序に関する知見（例えば，田沢・大沢，1979；大石・田沢，1983）が加わり，南部北上帯の石炭系全体の層序が総括されて対比・比較されるとともに（川村・川村，1989a：川村，1997），火山岩の岩石化学的検討や石灰岩の堆積学的検討が進んだ（川村・川村，1989b）．

石炭系の形成環境として，川村・川村（1989b）は，石炭紀を通じて南部北上帯がプレートの収束境界に位置し，前期石炭紀には背弧あるいは島弧内部の展張場における活発な火山活動と分化した堆積盆への砕屑物の埋積があり，後期石炭紀には，火山活動の衰退と世界的海水準変動で平準化された陸棚上に炭酸塩が堆積したという地史的枠組みを想定した．

早池峰山図幅地域の石炭系は，南西部の紫波町船久保ふなくぼ―大迫町白岩しらいわ地区と南東部の大迫町小田越おだごえ地区の2つの地区に分かれて分布する．

船久保―白岩地区の石炭系は，小貫（1956）によって東北大学卒業論文（今西，1944MS）を引用して最初に紹介された．小貫（1956）は，赤沢あかざわ―船久保周辺の石灰岩を下部ペルム系船久保層としたが，小貫（1981）ではこれを一括して石炭系C2（鬼丸層・長岩層）として取り扱った．大石・田沢（1983）は，大迫町白岩付近の石灰岩から前期石炭紀化石を見出し，達曽部たっそべ地区の大川目おおかわめ層（Saito，1968）に延長されるものとみなした．また，大上ほか（1986）や永広ほか（1988）は，化石を報告するとともに，下位層と合わせて「未区分デボン系～石炭系」として取り扱った．川村（1987）は，石炭系を一括して船久保層として再定義し，更に川村・川村（1989a）及び川村（1997）においてその分布，岩相層序，年代対比などを明らかにした．

一方，小田越地区に分布する砕屑岩や石灰岩は，1980年代までの広域地質図（小貫ほか，1981；吉田ほか，1984）ではペルム系として取り扱われていた．しかし，永広ほか（1986a，1986a，b）によって早池峰山南方から腕足類化石が発見され，その同定結果を基にして周囲の地層はペルム系から分離してシルル系小田越層として区分された．その後，川村・北上古生層研究グループ（2000）では，石灰岩中に含まれる有孔虫類やサンゴ類の化石年代が前期石炭紀を示すことから，小田越層をシルル系ではなく石炭系として再定義した．

南部北上帯の石炭系は，分布地域によって岩相が異なることから，これまでに各地域で異なった層序区分がなされている．しかし，全体としてみると，下部（トルネーシアン階～上部ビゼーアン階）では火山砕屑岩類が，上部（上部ビゼーアン階～モスコビアン階）では石灰岩類がそれぞれ卓越する傾向を示す．特に下部では，岩相や層厚の地域差が大きく，南部北上帯中央部の世田米―日頃市地区では珪長質と苦鉄質のバイモーダルな化学組成を示す火山岩を含む一方，火山岩類がほとんど含まれない地区（一関市の長坂地区）や石炭系そのものの層厚がかなり薄い地区（釜石市の小川地区）もある．これに対し上部では，ほとんどの地域で石灰岩が主体であるが，火山砕屑岩を多く含む地域もある．

本図幅地域の石炭系は，達曽部地区（大迫図幅地域）のそれとともに，南部北上帯北部の石炭系として位置づけられる．石炭系は，南東部の小田越地区と南西部の船久保―白岩地区とに分かれて分布し，前者は小田越層，後者は船久保層として定義される．両層とも，化石を産する石灰岩及び砕屑岩を主とする点で共通するが，小田越層では玄武岩を挟む点で異なる．岩相の特徴と産出化石の年代から，本図幅地域の石炭系は，南部北上帯石炭系全体の岩相区分の中では上部（上部ビゼーアン階～モスコビアン階）に相当しており，火山砕屑岩類が多く挟有する点で，南部北上帯中央部世田米地区西方の住田町大股おおまた―陸前高田市矢作やはぎ地区の石炭系に類似する．しかし，日頃市―世田米地区にみられる石炭系下底の不整合，あるいは下部石炭系の厚い火山岩類の存在は，本図幅地域では確認されない．

永広ほか（1986b）による．川村・北上古生層研究グループ（2000）が石炭系として再定義した．

岳川支流の奥鳥沢おくとりざわ及びタカブ沢．

下位のオルドビス系早池峰複合岩類及びシルル系名目入沢層とは，断層で接する．上限は遠野花崗閃緑岩の貫入により不明である．

岳川上流部の笛貫ふえぬきの滝たき付近より小田越まで分布する．また，東隣の川井図幅地域の薬師川上流部アンニョカイ沢付近まで分布する．

450m以上．

下位より，泥岩及び砂岩（Odm），石灰岩（Odl），玄武岩溶岩及び玄武岩火山砕屑岩（Ods）からなる（第5.1図）．南方に分布する遠野花崗閃緑岩による接触変成作用を受けて，泥岩，砂岩，凝灰岩は全般的にホルンフェルス化し，黒雲母や紅柱石などが生ずるとともに，石灰岩は方解石が粗晶化している．また，泥岩や石灰岩の一部には弱い片理が発達している．

泥岩は，黒灰色～灰色を呈し，珪質かつ砂質である．砂岩は，細粒～中粒で凝灰質または石灰質であり，石灰岩や砂質泥岩に級化漸移しながら，それらと数cm～数10cmの間隔で互層をなす．凝灰質砂岩は，淡緑色または暗灰色を呈し，細粒かつ珪質である．鏡下では，石英・斜長石などの砕屑粒子と密集した火山ガラス砕片が認められる．石灰質砂岩は，灰白色を呈し，厚さ数cm～2mの生砕質粗粒石灰岩と一部互層をなす．

石灰岩は，層厚80mで，黒色～黒灰色または白色を呈し，石灰岩礫を多く含む礫岩のほか，泥岩や石灰質砂岩の薄層を挟む．黒色石灰岩は奥鳥沢中流部に見られ，波状～ノジュラー状の層理が明瞭であるが，単層の膨縮が著しく，更に内部には波長数cm～数mの褶曲がみられる．海ユリなどの生砕物やペロイドなどの粒子が多く含まれ，かつ生物擾乱も認められる．白色石灰岩は，粗粒・結晶質であり，斑状または層状に黒色部分を含む．中には，波長数10cm～数mの褶曲が発達し，強く変形している．奥鳥沢中流部では，白色石灰岩の上位に重なる．大迫町河原坊かわらのぼう付近の岳川では，層厚2～5mの石灰岩層が砂岩中に挟在しており（第5.2図A），内部に斜交層理が認められる．石灰岩礫を多く含む礫岩は，砂質または泥質な基質を持ち，細礫～中礫大の石灰岩礫を大量に含む．岳川上流の笛貫ふえぬきの滝たき周辺では，成層した砂質泥岩と石灰質細粒砂岩の互層の間に，厚さ5～10数mの泥質基質を持つ石灰岩礫を多く含む礫岩が挟まれる．

玄武岩溶岩は暗緑色～緑灰色を呈し，一般に細粒で，塊状または長径30～50cm大の枕状を示し（第5.2図B），火山砕屑岩に移化する．玄武岩溶岩は，変質した斜長石の斑晶を散点的に含み，石基部分はアルバイト・緑れん石・アクチノ閃石・緑泥石・不透明鉱物などからなり，ピロタキシティック組織を示す．玄武岩火山砕屑岩は，凝灰岩及び凝灰角礫岩であり，緑灰色を呈する．凝灰岩は，一般に不均質で，所により玄武岩溶岩や石灰岩の角礫を多く含む．鏡下では，緑泥石で充填された孔隙を多く含む杏仁状組織が認められる．

模式地周辺では，西北西―東南東ないし北西―南東の走向で，北東に50～80°傾斜するが，北傾斜の軸面を持つ転倒向斜によって北翼では逆転層となっている．一方，笛貫の滝周辺では北東―南西の走向で，北西に60～80°傾斜する．

奥鳥沢に露出する黒色石灰岩からは，有孔虫類（Saccaminopsis sp., EndothyridaeやPalaeotextulariidae）や単体四放サンゴ類が産出する（第5.3図）．その他，同定には至らないが，石灰岩中には海ユリ，コケ虫，腕足類，緑藻類などの化石片が含まれる．また，タカブ沢支流に分布する下部の石灰質砂岩には，多量の海ユリ砕片のほか，腕足類や四放サンゴ類が含まれる（永広ほか，1986a，b）．

黒色石灰岩から産出する化石は，全体として石炭紀を示す．特にSaccaminopsis sp.は，日頃市―世田米地区の鬼丸層中部層を特徴づけるものとされ（新川，1983），その年代は前期石炭紀の後期ビゼーアン期に相当する．更に，同種の化石の産出と岩相の類似性から，この黒色石灰岩は，後述する白岩地区の船久保層下部に対比できる．また，黒色石灰岩より下位の砕屑岩類は，石灰岩層を頻繁に挟み，日頃市―世田米地区の日頃市層H4部層や大平おおだいら層最上部層などの岩相に共通する．更に，石灰岩の上位に重なる玄武岩火山砕屑岩は，南部北上帯北部（達曽部地区）や中央部（大股―矢作地区）の石炭系（上部ビゼーアン階～モスコビアン階）の岩相の特徴に類似する．こうしたことから，小田越層は全体として，上部ビゼーアン階～モスコビアン階に対比される可能性が高い．

小貫（1956）による．川村（1987）及び川村・川村（1989a）が石炭系として再定義した．ここでは，川村・川村（1989a）の岩相層序から，火山角礫岩と玄武岩質凝灰岩を除く部分を船久保層とする．大石・田沢（1983）が提唱した小呂別おろべつ層と鬼丸層の全部，及び大上ほか（1986）や永広ほか（1988）の「未区分デボン系～石炭系」の上部に相当する（第5.4図）．

本報告では，紫波町船久保の白竜はくりゅう鉱山を模式地とし，大迫町白岩南西の林道を副模式地とする．

紫波町船久保地区と大迫町白岩地区に分かれて分布する．船久保地区では船久保洞窟～漆山うるしやま～白竜鉱山，白岩地区では白岩～小呂別にそれぞれ分布する．

下位の折壁峠層，及び上位の内川目層とは，それぞれ断層で接する．

600m以上．

泥岩，砂岩及び凝灰岩（Fm）と石灰岩（Fl）からなる．白岩地区には主に本層下部～中部の泥岩，砂岩及び石灰岩が，船久保地区には主に本層中部～上部の石灰岩，凝灰岩及び砂岩が，それぞれ分布する（第5.5図）．泥岩は灰色～灰緑色を呈し，一般に砂質であり，生物擾乱を受けている．砂岩は，石灰質または凝灰質であり，一部は泥岩と互層をなす．船久保地区の砂岩は，緑灰色を呈する凝灰質砂岩であり，泥岩や細粒凝灰岩と不規則な互層をなす．この凝灰質砂岩は，主に石英，斜長石，及び珪長質火山岩岩片の砕屑粒子からなり，一部に生砕物を多く含む．凝灰岩は，主に船久保地区の本層中部の石灰岩中に挟在する．赤紫色または緑灰色を呈し，安山岩の角礫や生砕物を多く含む．

石灰岩は，主に黒灰色または灰白色を呈し，下部と中部で厚層をなす．白岩地区の内川目林道に沿うルート（第5.5図のS-1）では，下位の砂岩中に厚さ0.3～1mの灰白色生砕質粗粒石灰岩（グレインストーン）の岩塊を数層挟みながら，その上位に層厚45mの灰白色塊状石灰岩層が重なる．この灰白色塊状石灰岩は，ペロイド質～ウーイド質（グレインストーン～パックストーン）で斜交層理を示し，所々に海ユリなどの粗粒生砕物を多量に含む．更に上位には，層厚30mの石灰質砂岩や泥岩を挟む黒色成層石灰岩が重なる（第5.6図A）．この黒色石灰岩は，主にペロイド質または泥質（ワッケストーン～パックストーン）であり，海ユリや有孔虫類などの生砕物，オンコイドやウーイドを多く含む層を挟む．また，一部には厚さ20cmの現地性の樹状群体サンゴコロニーがみられ（第5.6図B），生物擾乱も確認される．船久保地区の中部の石灰岩は，灰黒色または灰白色を呈し，塊状または層状で一部ノジュラー層理を示す．石灰岩はペロイド質～泥質（パックストーン～ワッケストーン）であり，海ユリなどの生砕質な部分（パックストーン～グレインストーン）を挟む．紫波町白竜鉱山の上段～中段（第5.5図のF-1）では，灰黒色成層石灰岩の上位に，海ユリなどの生砕物を多量に含む，赤紫色～ピンク色を呈する凝灰質粗粒石灰岩（パックストーン）がみられ（第5.6図C），更に上位には凝灰岩が挟まれる．また，船久保地区の上部の石灰岩（第5.5図のF-2，F-3）は，凝灰質砂岩中に層状またはレンズ状に挟在され（第5.6図D），粗粒砂～細礫大の海ユリ片などの生砕物に火山岩岩片が混入した不純石灰岩である．

船久保地区では北北西―南南東方向の褶曲軸を持つ背斜と向斜に支配される．層理面の走向は，北北西―南南東方向で，東または西に50～70°傾斜する．白岩地区でも北西―南東方向の褶曲軸を持つ複数の向斜・背斜に支配されるが，層理面の走向は，概して北西―南東方向で，南西または北東に50～70°傾斜する．

白岩地区では，石灰質砂岩から腕足類やコケ虫など，白色石灰岩から海ユリの萼がくなどの化石がそれぞれ産する．白岩南西の内川目林道では，下部の黒色成層石灰岩から有孔虫類（Saccaminopsis sp.など）のほか，四放サンゴ類（Koninckophyllum sp., Diphyphyllum sp., Yuanophylium sp., Cravenia sp., Palaeosmilia cf. kitakamiennsis, Paiaeosmilia sp., Carcinophyllum sp., Lonsdaleia sp.），コケ虫，及び緑藻類（Koninckopora sp.など）の産出が報告されている（大石・田沢，1983；大上ほか，1986；川村，1997）．船久保地区では，白竜鉱山に露出する本層中部の石灰岩から，四放サンゴ類（Dibunophyllum sp.，Zaphrentidなど），床板サンゴ類（Acaciapora? sp., Michelinia sp., Sinopora sp.など），石灰海綿類（Chaetetids），小型有孔虫類などが産する（川村，1997）．また，船久保洞窟周辺の石灰岩からは，四放サンゴ（Neozaphrentis sp.），石灰海綿類（Chaetetids），小型有孔虫類（Bradyina sp., Endothyra sp., Pseudostaffella sp.など）が報告されている（大上ほか，1986）．更に，船久保東方の県道25号線沿いに露出する本層上部の不純石灰岩からは紡錘虫類（Millerella? sp.など）が，砂岩からは海ユリの萼の化石が報告されている（大上ほか，1986；川村，1997）．これらの産出化石の多くが石炭紀を示す．本層から得られた主な有孔虫類とサンゴ類の化石を第5.7図に示す．時代・対比下部の灰白色石灰岩と黒色成層石灰岩における各々の岩相組合せは，南部北上帯のビゼーアン期の石灰岩に共通して広域的に認められている（川村・川村，1989b）．高い営力の環境の堆積相を示す（川村・川村，1989bのAssemblage 1）とされる灰白色石灰岩は，日頃市―世田米地区の日頃市層H4部層や大平層最上部と共通する．一方，ラグーン性の環境を示す（川村・川村，1989bのAssemblage 2）とされる黒色成層石灰岩は，日頃市―世田米地区の鬼丸層の堆積相（川村，1984；川村ほか，1985）と共通する．

下部から産出するサンゴ類や有孔虫類の化石は，南部北上帯の他地域の石灰岩から産出する化石とほぼ共通している．特に，四放サンゴ類のKoninckophyllum sp.は，日頃市―世田米地区の日頃市層H4部層や大平層上部から産出し，有孔虫類のSaccaminopsis sp.は日頃市―世田米地区の鬼丸層中部層を特徴づける．このような堆積相や産出化石の共通性を基にして，日頃市―世田米地区の石炭系層序の年代と比較すると，船久保層下部はほぼ上部ビゼーアン階に対比される．

一方，船久保層中部～上部は，年代対比に有効な化石の産出は少ないが，世田米―日頃市地区の石炭系長岩ながいわ層に多産する石灰海綿類のChaetetidsが含まれることから，全体としてサープコビアン階～モスコビアン階に相当するとみなされる．船久保層中部～上部にみられる凝灰岩の存在は，前述の小田越層と同様に，南部北上帯中央部や北部の石炭系に火山砕屑岩が多いことに調和する．

大上ほか（1986）による．

花巻市大迫町楢花ならばな以南の岳川沿い．

紫波町佐比内から稗貫川ひえぬきがわ（岳川）支流の黒沢流域を経て，同川支流の小又川こまたがわ付近より南側に分布する（第6.1図）．

1,100m以上．

下位の石炭系船久保層と断層で接し，下部白亜系山屋層とも断層で接するため，上下の層序関係は不明．

主に泥岩，砂岩泥岩互層及び砂岩（地質図ではUmとして一括）からなり，礫岩（Ug）や石灰岩礫を多く含む礫岩（Ugl）を挟む．内川目層の模式柱状図を第6.2図に示す．

泥岩は，葉理を持つ黒灰色砂質泥岩であり（第6.3図A），全般にスレート劈開が発達する．生物擾乱を被る部分があり，所によって層理面に生痕化石も認められる．砂岩泥岩互層は，厚さ数cm～数10cmの間隔で細粒砂岩層と泥岩層が繰り返し，砂岩層には平行葉理や級化構造が普通にみられる．砂岩は，緑灰色を呈し，しばしば複数の単層が癒着して，数m～数10mの厚層をなす（第6.3図B）．厚い単層の砂岩は，しばしば塊状を呈し，一部には，泥岩の偽礫や細礫～中礫を含む．砕屑粒子として，石英や斜長石のほか流紋岩，安山岩，玄武岩などの岩片が認められ，淘汰は比較的良い．

礫岩（Ug）は，層厚が数m～数10mであり，円磨された中礫～大礫を主とするものが多い（第6.4図A）．礫種は，流紋岩，安山岩，珪長質凝灰岩や玄武岩が多く（第6.4図B），所により細粒花崗岩，閃緑岩，石灰岩を含む．基質は，不淘汰な砂質泥岩や砂岩であり（第6.4図C），一部に石灰質なものがある．泥質な基質で支持される場合，含礫泥岩となるものもみられる．紫波町佐比内～黒沢上流部では，円磨された流紋岩，花崗岩及び石灰岩の大礫を含む礫岩が分布し（第6.4図A），これは“薄衣型礫岩”の一部に相当する．石灰岩礫には，紡錘虫，海ユリ，緑藻類，微生物類（Tubiphytes sp.）など多種の生砕物が認められる（第6.4図D）．含礫泥岩は，細礫～中礫及び中粒砂などを不淘汰に含む泥岩であり，部分的に海ユリ，サンゴ，腕足類，軟体動物などの化石を散在的に含む．

石灰岩礫を多く含む礫岩（Ugl）は，石灰岩の中礫～大礫で大部分が占められる礫岩であり，多くは砂質～泥質な基質で支持される．この礫岩は，層厚数mで側方への連続性に乏しい．大迫町樋ひの口くち付近では，石灰岩礫の中に紡錘虫，海ユリ，緑藻類などの化石が含まれる．

層理面は，一般に西北西―東南東ないし北西―南東の走向で，南西に30～80°傾斜する．層理面の走向方向にほぼ平行な軸を持つ波長250～700mの褶曲によって，広い範囲にわたって同一層準の地層が何度も繰り返しているとみられる．

樋の口の石灰岩からChalaroschwagerina cf. vulgaris, Pseudofusulina fusiformisなど，大野山南方の礫岩中の石灰岩礫からC. cf. vulgaris, Codonofusiella sp., Nankinella sp.などの紡錘虫化石，平栗東方の石灰質砂岩からDerbyia mognifico, Martinia cf. rostrata, Spiriferina cristataなどの腕足類化石が報告されている（大上ほか，1986）．これらの化石は前期～中期ペルム紀を示すことから，内川目層は南部北上帯中央部の坂本沢層及び叶倉層の一部に対比されている（永広，1989）．

根田茂帯は，永広ほか（2005）によって，南部北上帯と北部北上帯の境界域に分布する前期石炭紀付加体からなる地帯として設定・定義された（第2章1節参照）．根田茂帯の研究は，濱野ほか（2002）がチャートから後期デボン紀のコノドント化石の産出を報告し，次いで，内野ほか（2005）が泥岩から産出した放散虫化石に基づき付加年代を前期石炭紀に決定してから，大きく進展した．内野ほか（2008b）は，根田茂帯北西域における地質図を提示し，また同地域に分布する根田茂コンプレックスを，綱取ユニットと滝ノ沢ユニットに区分した．玄武岩は化学組成から，中央海嶺玄武岩及び海洋島玄武岩の特徴を示すことが明らかにされた（濱野ほか，2002；野崎ほか，2004；内野・川村，2009）．

根田茂コンプレックスは，ぶどう石―パンペリー石相（Moriya，1972）及びパンペリー石―アクチノ閃石相（大貫ほか，1988）の広域変成作用を被っていることが報告されていたが，内野・川村（2006）によって含藍閃石苦鉄質片岩の岩塊が見出され，根田茂コンプレックスが青色片岩相（緑れん石―青色片岩亜相）の低温高圧型変成作用を被っていることが示された．ところが，含藍閃石苦鉄質片岩とそれに伴う含ざくろ石白雲母片岩のフェンジャイト冷却年代がともに約380Ma（⁴⁰Ar/³⁹Ar年代）であることがKawamura et al.（2007）によって示され，また，その産状と冷却年代から，両片岩は根田茂コンプレックス中に構造的に取り込まれた母体―松ヶ平帯の松ヶ平変成岩に相当する低温高圧型変成岩岩塊であると解釈された．その後，内野・川村（2010a）は，ドレライトからNa-Ca角閃石を見出し，そのドレライトが低温高圧型変成作用を被った可能性があることを指摘し，更に内野・川村（2010b）は，玄武岩から藍閃石を見出し，根田茂コンプレックスの一部が青色片岩相（緑れん石―青色片岩亜相）の低温高圧型変成作用を被っていることを改めて示した．そして，根田茂コンプレックスが母体―松ヶ平帯の低温高圧型変成岩（母体コンプレックス；第2.2図参照）に対比できるという川村・北上古生層研究グループ（1988）の考えを支持した．

内野ほか（2008a）は，含ざくろ石フェンジャイト片岩礫を含む礫岩を見出し，その片岩礫のフェンジャイト冷却年代が347～317Ma（⁴⁰Ar/³⁹Ar年代）であることを明らかにした．そして更に，Uchino and Kawamura（2010）は，その礫岩について堆積学的・岩石学的・年代学的検討を行い，根田茂コンプレックスが形成された前期石炭紀の前弧域に，超苦鉄質岩を伴う低温高圧型変成岩が地下深部から30m.y.以内の期間で上昇・露出したと結論づけた．

根田茂帯は，中・古生代の超苦鉄質岩・火成岩及び浅海性堆積岩などからなる南部北上帯と，ジュラ紀の付加体からなる北部北上帯との境界部に位置している．根田茂帯は，盛岡市中心部から早池峰山北方まで，南北約10km，東西約40kmに及び，早池峰山東方で尖滅する（第7.1図）．根田茂帯は，付加体である根田茂コンプレックスから構成され，本図幅地域には，その南東半分が分布している．根田茂コンプレックスは，苦鉄質岩，チャート，泥岩珪長質凝灰岩互層，砂岩，礫岩などからなる．5万分の1地質図上では，苦鉄質岩やチャートなどの岩体が基質である泥岩珪長質凝灰岩互層に含まれる混在相を示す．しかし露頭では，各岩石は主に破断相を示している．地層の層理面及び劈開面の走向は，本図幅地域の西部では北北西―南南東方向を，東部では西北西―東南東方向を示す．

苦鉄質岩は，岩塊及び小～大規模岩体として多産する．その化学組成は，中央海嶺玄武岩及び海洋島玄武岩の特徴を示し，本図幅地域では特に中央海嶺玄武岩が多く分布する．チャートは，岩塊及び小規模岩体として少量産し，成層チャートと塊状チャートとに区分される．塊状チャートからは，中期～後期デボン紀を示す放散虫化石が得られている．泥岩珪長質凝灰岩互層は，根田茂コンプレックスの主要構成岩として多産し，5万分の1地質図上では基質をなす．泥岩と珪長質凝灰岩が，ともに層厚数mm～数10cm規模で互層し，互層中の珪長質凝灰岩層の多くは，ブーダン状・レンズ状に伸長変形している．砂岩は，岩塊及び小規模岩体として少量産し，その多くが石質ワッケである．礫岩は，岩塊として極めて少量産し，石灰岩礫からは海ユリや石灰質海綿類の化石が認められることがある．本図幅地域の根田茂コンプレックスは，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受けている．根田茂コンプレックスの付加年代は，北隣の外山図幅地域に産する泥岩から得られた放散虫化石により，前期石炭紀であることが明らかにされている．

川村ほか（1999）により命名．川村ほか（1996）の根田茂相を示す岩石に相当する．なお，内野ほか（2008b）は，根田茂帯北西域の根田茂コンプレックスについて，低次階層の岩相層序単元として，泥岩珪長質凝灰岩互層が卓越する綱取ユニットと，砂岩泥岩互層が卓越する滝ノ沢ユニットとに区分した．しかし，本図幅地域では，砂岩泥岩互層の産出はまれであり，根田茂コンプレックスの中で岩相層序区分はできない．従って，本報告では，内野ほか（2008b）が用いた綱取ユニット及び滝ノ沢ユニットを使用しない．

北隣の外山図幅地域に位置する．盛岡市綱取ダムから銭掛ぜにがけに至る中津川の渓谷域（“綱取渓谷”）を模式地とする（内野ほか，2008b）．また，本図幅地域中央部の砂子沢を副模式地とする．

盛岡市市街地東端から早池峰山北方まで，南北約10km，東西約40kmに及ぶ．本図幅地域の約3分の1の面積を占め，主に本図幅地域北西部の簗川やながわ，根田茂川，閉伊川へいがわ上流，本図幅地域中央部の砂子川いさごがわ，砂子沢，久出内川ひさでないがわ上流，本図幅地域東部の鞍沢上流，御山川おやまがわ中流などに分布する．また，本図幅地域南部の大迫町大谷地（花巻市）では，南部北上帯のシルル系を貫く下部白亜系花崗岩類中の捕獲岩（南北最大約300m，東西約1.5km）としても分布している．模式地である綱取渓谷と副模式地である砂子沢のルートマップをそれぞれ第7.2図と第7.3図に，柱状図を第7.4図に示す．

見掛け約9,500m以上．

根山茂コンプレックスは，苦鉄質岩，チャート，珪長質凝灰岩，泥岩珪長質凝灰岩互層，砂岩，礫岩などから構成される．本図幅地域では特に，泥岩珪長質凝灰岩互層及び苦鉄質岩が卓越する．5万分の1地質図上では，苦鉄質岩やチャートなどの岩体が基質である泥岩珪長質凝灰岩互層に含まれる混在相を示すが，露頭では，各岩石は主に破断相を示す．

本図幅地域に分布する根田茂コンプレックスの層理面及び劈開面の走向は，西部～中央部では北西―南東ないし北北西―南南東方向を示し，中央部～東部では北西―南東ないし西南西―東南東方向を示す．傾斜は，ほとんど60°以上の高角で，北東部においては南西に傾き，南西部では閉じた褶曲が発達するため南西と北東の両方に傾く（第7.13図）．

前期石炭紀

北部北上帯は，北上山地の北半分に分布しているジュラ紀付加体からなる地帯である（永広ほか，2005）．しかしかつて，卓越する岩相，地質構造，石灰岩中の化石から推定された地質時代の違い（小貫，1956，1969）を基に，西から，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～白亜系よりなる田老帯の3帯に区分された（島津ほか，1970；杉本，1974）．各帯は優地向斜性堆積物ととらえられ（吉田，1975），その堆積場がペルム紀から白亜紀にかけて，現在の北部北上帯の南西側から北東側へ移動したと考えられた（杉本，1974）．1980年代になると，各帯に分布するチャートから三畳紀を示すコノドント化石の産出が報告され（豊原ほか，1980；村井ほか，1983），当時，主に地質時代の違いで分けられていた3帯区分の根拠が失われた．この頃，プレートテクトニクス論の導入によって，北上山地の北半分に分布する地質体は，日本列島に広く分布する他の中・古生界と同様に，ジュラ紀の付加体としてとらえられ（平ほか，1981；箕浦，1983），玄武岩・石灰岩・チャートの多くは，付加体中の異地性岩体とする見解が広まった．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，北西―南東方向の関断層（岩泉構造線に相当）を境に，西側の北部北上帯（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総括し，古生代の化石を産する石灰岩・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―釜石帯と安家あっか―田野畑帯とに区分し，その境界を岩泉構造線とした（第2.1図参照）．更に，両帯の付加体の構成岩類の原岩層序を示した．その結果，狭義の北部北上帯（旧岩泉帯の西側）は葛巻―釜石帯に，安家帯（旧岩泉帯の東側）と田老帯は安家―田野畑帯に含められた．2000年以降，極東ロシアのタウハ帯や西南日本の秩父帯との比較がなされ（例えば，山北・大藤，2000），また，岩相の差異と剪断帯の認識を基に現在の北部北上帯における層序区分も試みられた（大藤・佐々木，2003）．そして，北上山地の北半分に分布しているジュラ紀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，それぞれ亜帯（葛巻―釜石亜帯と安家―田野畑亜帯）として扱われることとなった（永広ほか，2005；第2.3図参照）．

本図幅地域のジュラ紀付加体が属している葛巻―釜石亜帯では，珪質泥岩から中期ジュラ紀放散虫化石（Suzuki et al.，2007；鈴木ほか，2007；永広ほか，2008）が，泥岩から中期ジュラ紀放散虫化石（吉原ほか，2002；Suzuki and Ogane，2004）と後期ジュラ紀放散虫化石（中江・鎌田，2003）が見出され，付加年代が中期～後期ジュラ紀とみなされた．また，玄武岩の化学組成の検討から，その多くが海山起源であることが示されるとともに（土谷ほか，1999a），玄武岩に伴う石灰岩から後期石炭紀のアンモノイド化石・サンゴ化石（永広ほか，2010），中期ペルム紀のフズリナ化石（田沢ほか，1997），中生代のサンゴ化石（永広ほか，2001）などが見出された．Suzuki et al.（2007）は，宮古市の川井地域における葛巻―釜石亜帯の岩相構成や地質構造について詳細な地質図を示して明らかにするとともに，それまでの年代資料を集約して，北部北上帯のジュラ系の層序と年代をまとめた．更に永広ほか（2008）は，北部北上帯全体の海洋プレート層序を整理して提示するとともに，岩泉町安家―久慈地区の葛巻―釜石亜帯において石炭紀～三畳紀のチャート―砕屑岩シーケンスを明らかにし，その中にペルム紀と三畳紀の境界（P/T境界）を確認した（Takahashi et al.，2009）．

本図幅地域の北部北上帯に関する研究報告はこれまで極めて少なく，北上川流域地質図（20万分の1）・同説明書（小貫ほか，1981）や20万分の1地質図幅「盛岡」（吉田ほか，1984）などがあるのみで，詳細な岩相構成や地質構造は不明であった．永広ほか（1986a）は，御山川下流域より北東方のジュラ系を「門馬かどま層」として，その地質の概略を示した．そして，門馬層は，川井図幅地域の桐内きりない層に対比された（永広ほか，1988）．本図幅地域近隣における研究報告としては，川井図幅地域の宮古市平津戸ひらつど付近，箱石はこいし付近のチャートから，それぞれ後期三畳紀，前期三畳紀を示すコノドント化石が報告されている（村井ほか，1983）．吉田（1981）は，泥岩珪質岩薄互層（“チャートラミナイト”）の産状と記載に関して，川井図幅地域の数地点の例をあげている．また，米内川よないがわ上流（外山図幅内）の石灰岩からペルム紀の紡錘虫化石が（小貫，1969），更に米内川中流のチャートから前期ジュラ紀の放散虫化石（松岡，1988）が報告された．川村ほか（1996）は，外山図幅地域南西部に分布する北部北上帯の付加体（川村・北上古生層研究グループ，1988における早池峰構造帯のユニットB：第2.3図参照）について“中津川相”と呼び，その岩相構成や年代の概略を示すとともに，隣接する根田茂帯根田茂コンプレックスとの岩相比較を行い，根田茂帯と北部北上帯との境界を明らかにした．

北部北上帯は，北上山地の北半分に分布するジュラ紀付加体からなる地帯であり，北海道南西部の渡島帯や極東ロシアのタウハ帯や，また西南日本の秩父帯に延長する（永広ほか，2008）．そして，岩泉構造線を境にして，西側の葛巻―釜石亜帯と東側の安家―田野畑亜帯に区分される．本図幅地域は，葛巻―釜石亜帯の南西縁部に位置し，西側の根田茂帯と断層を介して接する．葛巻―釜石亜帯に分布するジュラ紀付加体の海洋プレート層序は，後期石炭紀～三畳紀の石灰岩を伴う海洋玄武岩，後期石炭紀～前期ジュラ紀の遠洋性～半遠洋性堆積物起源であるチャートや珪質泥岩，及び中期～後期ジュラ紀の陸源性砕屑物である泥岩・砂岩からなる（Suzuki et al.，2007；永広ほか，2008）．地域によって岩相構成と地質構造が異なっており，各地域で層序区分がなされている．

本図幅地域に分布するジュラ紀付加体は，門馬コンプレックスと定義され，玄武岩，チャート，泥質岩，砂岩からなる．葛巻―釜石亜帯の他の地域の付加体に比べて，泥岩珪質岩薄互層が卓越し，玄武岩や石灰岩が少ない．本報告での泥質岩は，泥岩珪質岩薄互層，珪長質凝灰岩，泥岩，泥岩優勢砂岩泥岩薄互層の総称であり，門馬コンプレックスの主要構成岩である．門馬コンプレックスは，5万分の1地質図では混在相を示し，露頭では主に破断相や混在相を示す．層理面及び剪断面の走向は，北西―南東ないし西北西―東南東で，傾斜は60°以上の高角度で南西または北東に傾く．珪長質凝灰岩からは，後期三畳紀？の放散虫化石が得られているが，近隣地域で産する化石年代から判断して，付加年代はジュラ紀とみなされる．

本図幅地域内の北部北上帯の地層は，これまで「門馬層」あるいは「桐内層」という層序単元名が与えられてきた（永広ほか，1986a；大上・永広，1988）．しかしこの地層は，破断や混在によって「層」としての初生的な岩相層序は保たれていない．そのため本報告では，永広ほか（1986a）によって提唱された「門馬層」から，「門馬コンプレックス」に層序単元名を変更する．

宮古市門馬の閉伊川から北東方の山稜．

宮古市去石さりいしより東の閉伊川沿い，閉伊川の支流である黒沢，松草沢，岩井沢，葛部沢くずべざわの各流域及び御山川下流域に分布する．

見掛け約7,500m以上．

門馬コンプレックスは，苦鉄質岩，チャート，泥質岩（泥岩珪質岩薄互層，珪長質凝灰岩，泥岩，泥岩優勢砂岩泥岩薄互層），砂岩からなる．全体として泥質岩が卓越する．5万分の1地質図上では，苦鉄質岩やチャートなどの岩体が，基質である泥質岩に含まれる混在相を示す．しかし露頭では，各岩石は主に破断相または混在相を示す．

本図幅地域に分布する門馬コンプレックスの層理面及び劈開面の走向は，全域にわたって北西―南東ないし西北西―東南東の方向であり，60°以上の高角度で南西または北東に傾斜する．門馬コンプレックス分布域の中央部～南東部では，両翼が閉じた褶曲構造が複数発達し，褶曲軸面の走向は層理面及び劈開面のそれと同様で，傾斜は高角である．

北隣の外山図幅地域に分布する中津川コンプレックス（内野ほか，2008b：川村ほか，1996の“中津川相”），及び，東隣の川井図幅地域に分布する高滝森たかたきもりコンプレックスの桐内サブコンプレックス（Suzuki et al.，2007）に連続する可能性がある．

小貫（1956）による．本報告で下部白亜系として再定義．本図幅地域において，流紋岩～安山岩溶岩，珪長質凝灰岩～凝灰角礫岩，砂岩，泥岩，礫岩からなり，古生界を不整合に覆う．

紫波町山屋の町道（長岡徳田線）沿い，及び同町行人平東方の林道沿い．

紫波町山屋，赤沢を経て行人平に至る一帯のほか，紫波町赤沢西方～烏帽子山～大迫町折壁北方の狭長な区域，大迫町大野山～小呂別～楢花の狭長な区域，及び，上岩山西方の尾根に，それぞれ分布する．

上岩山西方では，シルル―デボン系折壁峠層を傾斜不整合に覆う．その他の区域では，南部北上帯古生界と高角度の断層で接する．

行人平や烏帽子山西斜面で1,000m以上に達する．小呂別西方で800m以上，上岩山西方で130m以上と算定される．

主に流紋岩～安山岩溶岩，珪長質凝灰岩～凝灰角礫岩，砂岩及び泥岩（地質図ではYvで一括）からなり，所により，礫岩（Yg）や石灰岩礫を多く含む礫岩（Ygl）を挟む．行人平周辺や大野山周辺～楢花では，本層の堆積岩は隣接する古生界の堆積岩に比べて，一般に固結度・変形度もやや低く，軟質であることを特徴とする．

流紋岩溶岩は，灰白色で塊状を呈し，石英，アルバイト，有色鉱物（黒雲母？）などの斑晶を含む．一部はデイサイト質で淡緑色を呈し，斑晶としてアルバイト，斜長石，不透明鉱物，有色鉱物（普通角閃石？）の仮像を含む（第9.1図A）．安山岩溶岩は，淡緑色～濃緑色を呈し，緑泥石に変質した斜長石や普通角閃石の斑晶を含む．

珪長質凝灰岩は，淡緑色～緑灰色あるいは黒灰色を呈し，細粒ガラス質なものが多く，所により軽石片を含む粗粒部や溶結部もみられる（第9.1図B）．斜長石や石英などの結晶片を含み，鏡下では火山ガラス破片の不鮮明な仮像が認められる（第9.1図C）．凝灰角礫岩は，濃緑色または一部赤紫色を呈し，砂質凝灰岩を基質として安山岩・デイサイトなどの角礫を多量に含む．凝灰岩や凝灰角礫岩の中には，層厚数cm～数mの濃赤色またはピンク色を呈する赤鉄鉱―石英岩が挟在される．この赤鉄鉱―石英岩は，不均質ながら緻密な外観を呈し，鏡下では赤鉄鉱と粗粒な石英からなることが確認される．烏帽子山周辺では，凝灰岩及び凝灰角礫岩が，流紋岩～デイサイト溶岩を頻繁に挟有し，特に烏帽子山北麓では，赤鉄鉱―石英岩が多く挟まれる．

砂岩及び泥岩は，凝灰質なものが多く，葉理が認められる．砂岩は，細粒～中粒で，鮮緑～淡緑色を呈する．鏡下では，緑泥石からなる基質を持ち，石英，斜長石，流紋岩岩片などの砕屑粒子を豊富に含むことが確認される．

礫岩は，種々の火山岩の中礫～細礫からなり，淡緑色や赤紫色を呈する凝灰質な基質を持つ．山屋周辺では，流紋岩や安山岩の亜円～亜角礫が多く含まれる．行人平周辺や大野山周辺～楢花では，砂岩や泥岩の亜角礫～角礫を大量に含み，流紋岩，安山岩，花崗岩，閃緑岩などの亜円礫も含む（第9.1図D）．紫波町赤沢東方や大迫町小呂別西方には，赤紫色の不淘汰な泥質基質中に細礫～中礫大の凝灰岩，砂岩，シルト岩，石灰岩などの堆積岩角礫を含む礫岩や含礫泥岩が多産する．鍋屋敷北方の尾根部では，本層の基底部付近に，平行葉理の発達した灰色凝灰質砂岩及び赤紫色凝灰質泥岩の中に挟まれて，凝灰岩や石灰岩などの堆積岩の角礫を乱雑に含む礫岩がみられる（第9.1図E）．

石灰岩礫を多く含む礫岩は，緑灰色や赤紫色を呈する凝灰質基質を持つ細礫岩～大礫岩である．野外では，石灰岩礫が溶脱して多孔質な風化表面を示すことが多い．小呂別西方では，凝灰岩中に，白色や黒灰色を呈する石灰岩礫を多く含む礫岩層が数層挟まれる．上岩山西斜面の山屋層基底部には，大量の石灰岩のほか，砂岩や泥岩の礫を多く含み，赤紫色～淡緑色を呈する細礫岩～大礫岩がみられる（第9.1図F）．礫岩中には長径1～20m程度の石灰岩岩塊が含まれており，礫の内部は強く再結晶しているが，海ユリや石炭紀の有孔虫（Saceaminopsis sp.）などの化石を産出する．砂岩礫には剪断構造が多数認められ，泥岩礫にはスレート劈開が生じている．上岩山南西斜面では，急傾斜をなす折壁峠層の上位に，山屋層基底部の礫岩が凹凸に富んだ不整合面を持って覆う部分が確認される（第9.2図）．

大野山周辺の凝灰岩中には，密集した植物化石片が含まれるが，他には化石は見出されていない．火山岩類を主体とする岩相の類縁性と，前期白亜紀の花崗岩類の接触変成作用を受けていることから，北上山地に分布する他の下部白亜系に対比される．特に，永広（1977）が指摘したように，日詰―気仙沼断層の変位を考慮すると，姥石層から延長すると考えられる．

層理面の走向は，北北西―南南東または西北西―東南東方向を示す．山屋周辺の層理面は，北北西―南南東ないし北西―南東の走向で，北東に40～70°傾斜する．烏帽子山周辺の層理面は，北北西―南南東の走向で，南西に35～80°傾斜する．行人平周辺の層理面は，北北西―南南東の走向で，西に60～70°傾斜する．東方の大野山周辺～小呂別の層理面は，北西―南東ないし西北西―東南東の走向となり，褶曲によって北東または南西に40～70°傾斜する．また，上岩山西方の層理面は．西北西―東南東の走向で，南に10～40°傾斜する．

本図幅地域の岩脈は，後述する前期白亜紀の深成岩よりも古く，北上山地の各地において中・古生界を貫いて点在する岩脈や岩床とほぼ類似した岩相を呈する．これらの岩脈や岩床の年代は，前期白亜紀の堆積岩（ベリアシアン～バレミアン階）の形成と同時または直後から深成岩の貫入以前の，前期白亜紀（オーテリビアン～バレミァン期）であるとされる（小貫，1981；土谷ほか，2008）．

北上山地には前期白亜紀の珪長質な深成岩が大小多数分布しており，渡辺（1950）による総括以降，多くの研究がなされてきた．遠野花崗閃緑岩は，これらの中でほぼ中央に位置する最大の岩体である（第2.2図参照）．この岩体の南部を中心とした，地質岩石学的研究は鈴木（1954）や，5万分の1地質図幅「人首ひとかべ」（広川・吉田，1954），「大迫おおはざま」（広川・吉田，1956），「土淵つちぶち」（大和，1956）の調査・研究によって端緒が開かれた．片田ほか（1971）は，この岩体の分布・産状や岩石学的性質をまとめ，分帯区分を行った．

本図幅地域における深成岩は，遠野花崗閃緑岩を含めて13岩体が認められるが，それらは片田（1974）による分帯区分上，V帯とIII帯に属する．深成岩の内部構造や貫入形態については，加納・秋田大花崗岩研究グループ（1978）などの構造岩石学的研究がある．

遠野花崗閃緑岩については，帯磁率が高いことから磁鉄鉱系列に属すること（Ishihara，1977），角閃石や黒雲母のFe/Mg比が小さいこと（Kanisawa，1983），Iタイプ花崗岩に属すること（蟹沢・片田，1988）が知られている．また，Sr同位体（丸山ほか，1993，1996）や硫黄同位体組成（Sasaki and Ishihara，1979）が検討されている．蟹沢ほか（1986）は，遠野花崗閃緑岩について中心部相，主岩相，周辺部相などの岩相区分を行い，累帯状の分布を示した．丸山ほか（1993，1996）や西村ほか（1999）は，Sr同位体比及び化学組成に基づき，中心部分と主要部分とが別個のマグマに由来するとした．遠野花崗閃緑岩の放射年代としては，黒雲母のK-Ar年代で125～113Ma（河野・植田，1965），西部の角閃石・黒雲母・カリ長石のK-Ar年代で114～108Ma（内海ほか，1990；Shibata et al.，1994），中心部の全岩Rb-Sr年代で98±20Ma（丸山ほか，1996）が報告されている．御子柴・蟹沢（2008）は，遠野花崗閃緑岩を遠野複合深成岩体と呼び，希土類元素を含む種々の化学組成を検討し，前述したような岩相の差異をもたらしたマグマの特性と分化過程について論じた．

遠野花崗閃緑岩による周囲の接触変成作用について，Fujimaki and Yomogida（1986a，b）は，超苦鉄質岩類を4つの変成帯に区分した．また，Okuyama-Kusunose（1993，1994）は，南部北上帯古生層の泥質岩について変成相関係を基に分帯し，紅柱石・珪線石型の低圧な変成条件を推定した．

本図幅地域には南東部に，遠野花崗閃緑岩からなる大規模岩体の北西部分が広く分布し，薬師岳やくしだけ，白森山しろもりやまなどの山岳地形を形成している．更に，花崗岩類の小～中規模岩体が，花巻市大迫町の飛内とびない，大谷地，久出内ひさでない，折壁おりかべ，紫波しわ町山屋山口，盛岡市大ヶ生おおがゆう，飛鳥あすか，宮古市の区界くざかい，黒沢，松草沢上流（2箇所），達曽部（川内）牧場の計12箇所に存在する．このうち，飛内，大谷地，折壁沢，大ヶ生，区界に産する比較的大きい岩体に対して，それぞれ猫山ねこやま岩体，大谷地岩体，折壁沢岩体，大ヶ生岩体，区界岩体と便宜的に呼称する．花崗岩類の各岩体は，猫山岩体・大ヶ生岩体を除けば，すべて分布幅が2km未満の円～楕円形の小岩体である．これらはいずれも壁岩となる古生界から下部白亜系までの地質系統及び岩脈に貫入して接触変成作用を与えている．

本図幅地域の深成岩では，前述のように，遠野花崗閃緑岩中の黒雲母のK-Ar年代で125～113Ma（河野・植田，1965），角閃石．黒雲母・カリ長石のK-Ar年代で114～108Maが報告されている（内海ほか，1990；Shibata et al.，1994）．また，大ヶ生岩体花崗閃緑岩中の普通角閃石のK-Ar年代で126±4Maが報告されている（通商産業省資源エネルギー庁，1995）．北上山地の深成岩の活動年代は120～108Maを示し，特に120Ma前後に集中するとされる（土谷ほか，2008）．

深成岩は，周囲の古生界から下部白亜系山屋層までの地質系統及び岩脈に貫入して接触変成作用を与えている．地質図では，肉眼でこれらの地質系統において黒雲母が確認された範囲やホルンフェルス状の塊状緻密な産状を示す部分を地紋で表した．

接触変成作用は，特に規模の大きい遠野花崗閃緑岩と花崗岩類の猫山岩体・大谷地岩体の周辺で著しい．遠野花崗閃緑岩の北方数100m，西方数kmの範囲において，名目入沢なめいりざわ層，折壁峠おりかべとうげ層，小田越おだごえ層の泥質岩や玄武岩がホルンフェルスとなり，泥質岩の中に黒雲母，紅柱石，菫青石の形成が認められる．また，大迫町岳川上流や奥鳥沢・コメガモリ沢では，小田越層の石灰岩の一部が再結晶して白色の大理石状となり，中岳蛇紋岩（中岳岩体）にも再結晶作用が及んでいる（第3章2節参照）．

他の岩体の周辺では，岩体の規模に準ずるように通常幅数100m規模の接触変成域が認められる．ただし，区界岩体ではその東方2kmほどに変成域が広がっており，根田茂コンプレックス（泥岩珪長質凝灰岩互層やチャート）や中岳蛇紋岩（例えば，兜明神岳の蛇紋岩）が再結晶化している．なお，御山川中流・握沢にぎりざわに分布する神楽火成岩類（神楽岩体）・根田茂コンプレックス・中岳蛇紋岩には接触変成作用が及んでいるため，近傍にはないが地下浅所に深成岩が存在していると推測される．

遠野花崗閃緑岩の北方～西方及び花崗岩類大谷地岩体の周囲では，名目入沢層，折壁峠層，小田越層の泥質岩は，接触変成作用によって塊状硬質となり，赤みを帯びた暗灰色～暗褐色を呈する．鏡下では，細粒の黒雲母，白雲母，石英，斜長石，緑泥石，不透明鉱物からなり，粗粒な部分ではモザイク状の石英の粒間に黒雲母や不透明鉱物を含むことが認められた．黒雲母は褐色を呈し，長径0.2mm以下で，葉理方向に定向配列するものが多いが，白雲母は長径0.2mm程度で散在する（第10.3図A）．泥質岩では所により，スポット状の菫青石，紅柱石，あるいはざくろ石が認められる．菫青石は，径0.5～2mmで，内部が黒雲母や隠微晶質鉱物の集合で置換されており，周縁には白雲母，黒雲母，緑れん石を含む（第10.3図B）．紅柱石は径1～2mmで，内部が微細な鉱物の集合の仮像を示す．ざくろ石は径1～3mmで，黒雲母や石英などを取り込んだポイキロブラスティック組織を示す（第10.3図C）．

接触変成作用を受けた小田越層の石灰岩では，淡灰色～白色の粗粒方解石と黒色の炭質物とが縞状構造を形成している．鏡下では，最大径2mmに達する透明方解石がモザイク状に集合する．また，接触変成作用を受けた小田越層の玄武岩溶岩は，濃緑色を呈し，鏡下では，石基または斑晶の一部を交代して緑色～青緑色普通角閃石が密に生成していることが観察された．同じく玄武岩火山砕屑岩では，緑れん石，アクチノ閃石，黒雲母，電気石が普通に産する．

遠野花崗閃緑岩以外では，花崗岩類の大ヶ生岩体や区界岩体の周辺で同様の接触変成作用が普通に認められる．区界岩体周辺の飛鳥東方や区界東方では，根田茂コンプレックスの苦鉄質岩に緑色～青緑色普通角閃石や黒雲母が晶出している（第10.3図D）．チャートや珪長質凝灰岩では，石英粒子が粗粒化し透明度が増している．

本岩体の直接的な年代は不明ではあるが，岩相から北上山地の東部海岸部や内陸部に点在する珪長質火山岩類（宮古湾岸に分布する浄土ヶ浜じょうどがはま流紋岩類及びその相当層）に対比される．この年代は後期白亜紀～古第三紀であるものの，多くは古第三紀始新世の火成活動に由来するとされる（土谷ほか，1999b；土谷ほか，2008）．

紫波町芳沢よしざわ付近及び同船久保～漆山うるしやまに分布する．両者の層位関係は不明である．両地区とも層理はほとんど水平である．

芳沢では7m以上．漆山では6m以上．

下部白亜系山屋層を不整合に覆い，段丘堆積物ならびに現河床堆積物によって不整合に覆われる．

芳沢では，黄灰色（新鮮面は青灰色）で1～3cm大の軽石を密に含んだ層厚3m以上の凝灰岩（第11.1図A）と，その上位に，斜交層理を示す礫質砂岩と凝灰質シルト岩の層厚3mの互層，及び白灰色を呈する層厚1mの砂質シルト岩が順に重なる（第11.1図B）．

船久保～漆山周辺では，褐灰色（新鮮面は青灰色）を呈する砂質シルト岩，炭質の細粒砂岩～シルト岩，泥質基質支持の礫岩などの層からなる．礫としては周辺の高まりに露出する下部白亜系山屋層の安山岩や凝灰岩などの中礫～大礫大の角礫が多い．

本図幅地域の更新統（一部鮮新統）は，北上川より東側に分布するものと対比可能である．北上川より東側の更新統（一部鮮新統）については，小貫ほか（1981）の北上川流域地質図，及び吉田ほか（1984）の20万の1地質図幅「盛岡」では，「金沢かざわ層」として一括して区分されている．しかし，北上川の下流域に位置する模式地（一関市花泉町湧津わくつ）の金沢層とは岩相が大きく異なることや，北上低地帯（第2.2図参照）の鮮新―更新統の層序区分が地域によって細分され（例えば，大石ほか，1998），それらとの対比が不明なことから，本報告では未区分鮮新―更新統として取り扱う．

現河床との比高40～50mの段丘面を構成する堆積物である．岳川下流に建設された早池峰ダムの調査によって多くのことが明らかとなっている（岩手県，2001）．

現河床との比高10～20mの下位段丘上面に分布する堆積物である．

日本地すべり学会（2004）が示した「地すべり（ランドスライド）」は，斜面上の物質が主として重力の作用で下方に移動する現象で，集団移動（マス・ムーブメント）と同義である．この中には，一般的に緩速で継続性が高く，移動体の分解程度が小さいといった特徴を有する狭義の「地すべり」のほか，崩壊や土石流などの現象も含まれている．

本報告で地すべり堆積物としたものは，このうち緩速の地すべり（狭義）によるものである．高速の地すべりによる堆積物は，崩壊・土石流堆積物と呼ぶ．

本図幅地域において認められた地すべり地形は，第11.1表と第11.2図にまとめたが，地質図においては移動体が明瞭なものについてこれを堆積物として表現し，地すべりかどうかが不確実なものや，山体重力変形の初期的な段階で，移動体が地山から十分分離していないと判断されるものについては，その範囲だけを地すべり移動体として表現した．ほとんどの地すべり地形は崖や移動体といった微地形があまり明瞭ではなく，現在活動を休止している地すべりであると判断される．多くの地すべり地形が空中写真によって判読されたものであり，また現地での露出状況が十分でないために，個々の堆積物についての記載は困難であった．「久出内川1」地すべり（第11.1表の24番）では，林道や河川沿いに厚さ5m以上の堆積物が見られ，それは最大長径が60cmの蛇紋岩角礫を含む粘性土で構成されている．

その他の緩速の地すべり（狭義）としては，早池峰山頂付近で記載されている岩塊原や侵食小起伏面上でのクリープ的な土砂移動がある．これらはかなり広範に分布するものであるが，地質図には表現しなかった．

高速で移動した表層の土砂や岩盤の崩壊・崩落物，及び土石流によって運搬された岩屑からなる．

地すべり堆積物は，久出内川1（第11.1表の24番）のように，現河床堆積物（地質図では表現されていない）の上に乗り上げているものもあり，現在まで形成が継続しているものがある．一方，地形的な新鮮さから判断して活動を停止したものもある．段丘堆積物との関係が確認されるところはないが，更新世まで遡る堆積物があるものと推定される．崩壊・土石流堆積物と現河床堆積物との関係は場所によって異なり，両者は指交的な関係にある．

黄褐色あるいは暗褐色～黒灰色を呈し，細礫～小礫大の軽石（スコリア）と砂質火山灰からなる．区界周辺で30～60cmの厚さを有する．秋田駒ヶ岳の噴出物とされ，町田・新井（2003）の「秋田駒小岩井（Ak-K）」に相当する．年代は約13,000～14,000年前とされる（井上，1978；豊島，1984）．

褐色～暗褐色で，小礫を混在した不均質な火山灰である．区界周辺で層厚40～70cmである．秋田駒ヶ岳に由来するもので，約10,000～13,000年前の晩氷期の噴出物とみられている（Higaki，1980）．

赤褐色～淡褐色で，下部に軽石を含む降下火山灰である．重鉱物組成は，紫蘇輝石，普通輝石，磁鉄鉱の順に多い（田村ほか，1986）．小田越周辺で層厚15～20cmであり，下位の崖錐堆積物を覆う（第11.5図）．秋田駒ヶ岳を噴出源とし，約7,700～8,000年前の年代とみられている（井上，1978）．

白色～黄褐色のガラス質火山灰で，黒色表土中に団子状に産する．層厚は5～15cmで本図幅地域の広い範囲に分布する．十和田カルデラ起源とされ，町田・新井（2003）の「十和田中掫ちゅうせり（To-Cu）」に相当する．約5,000～5,500年前の降下火山灰とみられている（菊池ほか，1981）．

河床に沿って分布する堆積物である．各所に発達するが，厚さと広がりについて5万分の1地質図規模で表現可能な現河床堆積物の分布域は狭い．地質図では岳川と支流の小又川，閉伊川と支流の御山川，乙部川・赤沢川・中沢川沿いなどに示したのみである．

現河床との比高2～5mの位置に，いわゆる沖積段丘面が認められることがある．岳川沿いのこの面上には縄文後期～晩期（4,000年～2,500年前）の土器を出土する立石遺跡が存在し，この時期には成立していた地形面であることが分かる．ただし，比高が小さいため洪水時にはこの面上に溢流する可能性もあるので，地質図においてはこの沖積（最下位）段丘堆積物も現河床堆積物に含めて表現した．

河床部においてはしばしば先新第三系の露出が認められることから，砂防ダムの堆砂域などの特殊な部分を除けば，現河床堆積物の厚さが5mを越えるような箇所は限定される．ただし，土砂生産の活発な御山川では堆積物も厚く，10mを上回る箇所もある．現河床堆積物は，水流によって運搬され堆積したもので，礫を主体とし，砂やシルトを伴う．

本図幅地域及び南隣大迫図幅地域に分布する南部北上帯の古生界は，大局的には，南西方向に開いた盆状の複向斜構造に支配され（大上ほか，1986），下部白亜系の山屋層もその構造に加わっている．複向斜の褶曲軸面の走向は，シルル系～下部白亜系の地層の層理面の走向にほぼ平行かやや斜交した西北西―東南東方向または北西―南東方向を示す．複向斜の北翼部に分布するシルル系～石炭系では，数100mの波長を持つやや閉じた寄生褶曲の向斜・背斜が繰り返し，複向斜の軸部近傍に分布するペルム系では，数100m～1.5kmの波長を持つ開いた向斜・背斜が繰り返す．この複向斜では，南翼側に発達する寄生褶曲の軸面が，北翼側のものよりも緩い傾斜を示す傾向にあるため，複向斜の褶曲軸面は南または南西側に倒れていると考えられる．特に，早池峰連山南麓に分布する石炭系の小田越層では，軸面が南側に倒れた倒立褶曲をなす．こうしたことから，永広ほか（1988）も指摘しているように，本図幅地域の南部北上帯では，南ないし南西フェルゲンツの向斜構造をなすと考えられる．

地質図に表現可能な数100m以上の波長を持つ褶曲（アンチフォーム・シンフォーム）が，南西部において認められる．これらの褶曲の軸面走向は，地層の層理面や劈開面の走向，及び根田茂帯内の断層の延びる方向にほぼ調和的な北西―南東方向を示す．両翼の層理面の傾斜は高角度であることから，これらの褶曲は急立した軸面で閉じた形態をなすとみられる．なお，露頭においても数mm～数10mの波長を持つ褶曲が一般的にみられる．

根田茂帯と同様に，数100～1kmの波長を持つ褶曲（アンチフォーム・シンフォーム）が繰り返す．ほとんどの褶曲の軸面走向は，西北西―東南東方向を示し，両翼の層理面の傾斜は高角度であることから，これらの褶曲は急立した軸面で閉じた形態をなすとみられる．なお，露頭においても数mm～数10mの波長を持つ褶曲が一般的にみられる．

本図幅地域において広範囲に認められる断層群であり，各地帯間の境界断層，各地帯内の層序単元境界断層，及び下部白亜系と古生界との境界断層を切ることから，本図幅地域で白亜紀以降に活動した最も新期の断層群と推定される．

早池峰山図幅地域には稼行中の金属鉱山はない．過去に稼行実績のある金属鉱山としては大ヶ生おおがゆう（大萱生）金山が大規模なほか，小規模な金関連鉱山や砂金地が知られている．また，鉄・マンガンの鉱床も報告されている．以下，主に地質図上に標記した鉱山・鉱床について，岩手県鉱業会（1950）などに基づき記載する．

本図幅地域内に分布する表層地盤の構成物質は，土木地質学的な性状は以下のようにまとめられる．

岩石・岩盤物性については，岳川に建設された高さ73.5mの早池峰ダムサイト及び原石山（ともに折壁峠層落合砂岩礫岩部層に相当）において多くの成果が得られている（岩手県，2001）．

アイオン沢崩壊については，木立（1951），村井（1954），佐藤（1983），田村ほか（1986），岩井・小原（1992），高杉・岩井（1993）などの報告がある．以下にこれらをまとめて記述する．

この崩壊は1948（昭和23）年9月16日～17日にかけてこの地方を襲ったアイオン台風による豪雨によって引き起こされた．両日の降水量は20時間で350mm以上（推定500mm）であったとされる．この降水量はこの地区の9月1ヶ月分にほぼ相当する．

崩壊の発生地点は早池峰山北斜面の石合沢の標高1,600m付近（森林限界付近）である．崩壊面積は28haとされている．標高1,400m付近の凹地に流水が集中してダムアップされ，それが崩壊につながったと考えられている．崩壊土砂約70万m³は土石流となって流下し，小尾根を破壊して握沢に合流（このために崩壊発生後「アイオン沢」の名称が与えられた），御山川おやまがわ沿いに6km以上下流の閉伊川合流点まで達して本流を堰き止めた．更にこれが決壊して洪水が2波にわたって宮古市沿岸域まで達し，死者106名を出す災害となった．

発生地点での表層土砂厚は1.5mと薄い．一旦発生した土石流が，流下に従って沢底などの土砂を巻き込み，急速に成長していったものと推定される（第13.3図）．

アイオン沢においては，1980年5月21日にも，台風3号による豪雨と融雪によって，標高1,300m付近の左岸小沢で崩壊が発生した．崩壊地の規模は1.5ha，土砂量は25,000m³とされる．この崩壊も土石流となったが，これは下流の砂防ダム群によって停止させられた．

1948年アイオン台風及びその前年のカスリン台風によって，アイオン沢の崩壊のほかにも御山川流域（闇隅沢やみずみざわ・握沢にぎりざわ・滝ノ沢・御山川両岸など）や岳川たけがわ流域（コメガモリ沢・奥鳥沢など）で多数の表層崩壊が発生した（村井，1954）．

これらの崩壊の多くは，アイオン沢崩壊と同様に，森林限界付近から発生している．崩壊発生に関与した岩屑の厚さは1～2mと薄い（第13.4図）．崩壊地はしばしば発生地点を頂点とするくさび形の平面形を示し，素材は異なるが点発生タイプの雪崩（日本雪氷学会，1998）に類似している．発生地点の地質はほとんどの場合，蛇紋岩であり，この点を特異であるとする意見がある（村井，1954；小貫，1981）．一方，周氷河環境下で生産された多量の岩屑の面的な分布が表層崩壊の素因であるとの見解もある（田村，1997）．