* visiting researcher of the Institute of Geology and Geoinformation, AIST
（Written in 2013）
Outline
The Hayachine San District is located in the central part of the Kitakami Massif in Northeast Japan. This district occupies an area between latitudes 39°30′10.2″N and 39°40′10.2″N, and between longitudes 141°14′47.3″E and 141°29′47.2″E (or latitudes 39°30′N to 39°40′N, and longitudes 141°15′E to 141°30′E measured from the Tokyo Datum). The western part of the district has areas of low mountain foothills dissected by three major rivers: the Take Gawa (river), Nedamo Gawa, and Yana Gawa. There are higher mountainous areas in the eastern part that are topographically characterized by peneplains and monadnock-like peaks, including the Hayachine San (mountain) the highest point (alt. 1,914 m) in the Kitakami Massif.
This district extends across the three terranes: the South Kitakami Terrane (SKT) , the Nedamo Terrane (NT) , and the North Kitakami Terrane (NKT) , from southwest to northeast. Rocks of the terranes are covered by Early Cretaceous deposits, or intruded by Early Cretaceous dykes and granitoids. All of these rocks are sporadically covered by Quaternary deposits.
The SKT occupies the southern half of the Kitakami Massif. The SKT is generally composed of Paleozoic to Mesozoic sedimentary or volcanic rocks, accompanied by Ordovician metamorphic and Ordovician to Silurian igneous rocks. The sedimentary rocks commonly yield shallow-marine fossils. Many unconformities are recognized in the stratigraphy of the sedimentary rocks. The successions of these rocks capture a terse tectonic history that starts with Ordovician island-arc magmatism in the subduction zone, followed by Silurian to Early Permian island-arc magmatisms and shallow-marine sedimentations, and shallow-marine and terrestrial sedimentations that span up to the Late Permian to Jurassic. The SKT in this district is composed of Ordovician ultramafic, metamorphic and igneous rocks, Silurian to Devonian strata, Carboniferous strata and Permian strata, all of which lie in fault contact with each other. The distribution of Paleozoic rocks is generally arranged with younger ones toward the south.
The NT is narrowly situated in a boundary between the SKT and the NKT. The NT is composed of an Early Carboniferous accretionary complex related to Late Devonian oceanic plate subduction. It may extend to accretionary complexes of the Motai-Matsugadaira Terrane in Northeast Japan. Equivalent terranes are rare except for the Renge Terrane in Southwest Japan. The NT, which occupies a wide portion of the central zone in this district, corresponds to the southern half of the whole NT.
The NKT occupies the northern half of the Kitakami Massif. It is composed of the Jurassic accretionary complex, which is related to the subduction of the Carboniferous to Triassic oceanic plate. The NKT is subdivided into the Kuzumaki-Kamaishi Subbelt in the west and the Akka-Tanohata Subbelt in the east. The NKT extends to the Oshima Terrane to the north (in southern Hokkaido), and is equivalent to the Chichibu Terrane or the Mino-Tanba-Ashio Terranes in Southwest Japan. The NKT in the district belongs to the Kuzumaki-Kamaishi Subbelt.
Fig. 1 Summary of geology in the Hayachine San District
Quaternary tephra are not marked in the geologic map.
Ordovician of the SKT
Ordovician rocks are distributed along the northern margin of the SKT in this district. They are also scattered as small blocks along faults within the NT or NKT in the central to northern areas. The Ordovician rocks are subdivided into Nakadake Serpentinite, Kuromoriyama Amphibolite and Kagura Igneous Rocks, in ascending order, which together are summarized as the Hayachine Complex.
The Nakadake Serpentinite consists of largely serpentinized and intensely sheared ultramafic rock, including dunite or harzburgite in original lithology. It characteristically appears as a mass body forming a monadnock along the Hayachine mountain range. It is subdivided, based on its distribution, into three bodies, the Nakadake Body, the Kasamoriyama Body and the Yamayatoge Body.
The Kuromoriyama Amphibolite consists of gneissose amphibolite. It is distributed in three separate areas: on the Kuromori Yama (mountain) in the western area, south of the Isago Zawa (creek) in the central area, and near the Daisaku Zawa in the eastern area. Hornblende from the Kuromoriyama Amphibolite has been dated at 473 Ma and 453 Ma in the valid K-Ar radiometric age.
The Kagura Igneous Rocks is composed of gabbro-diorite, dolerite and basalt, with subordinate quartz diorite-tonalite, rhyolite, etc. It is also subdivided, based on its distribution, into three bodies. In the western to central areas it is continuously distributed as the Nekosoko Body and the Daisaku Zawa Body between the Kuromoriyama Amphibolite and the Silurian strata In the east, it is distributed as the Kagura Body between the Nedamo Complex of the NT and the Nakadake Serpentinite in the Oyama Gawa, and as the Komegamori Zawa Body intercalated within the Nakadake Serpentinite around the Hayachine San. Hornblende from the gabbro of the Kagura Igneous Rocks in this district has been dated at 437 Ma in the valid K-Ar radiometric age.
Silurian-Devonian of the SKT
Silurian and Devonian deposits are distributed around the Take Gawa in the southern areas of this district. They are thick piles of clastic rocks, and are subdivided into the Nameirizawa Formation and the Orikabetoge Formation in ascending order. Those successions are different from the traditional Silurian to Devonian sections in the central area of the SKT.
The Nameirizawa Formation consists mainly of sandstone and mudstone, and shows some shear deformations. It characteristically contains conglomerate with orthoquartzite pebbles. U-Pb radiometric dating of detrital zircons from the lower part indicates Early Silurian sedimentation.
The Orikabetoge Formation conformably overlies the Nameirizawa Formation, and is subdivided into the Ochiai Sandstone Conglomerate Member of the lower part and the Shiraiwa Sandstone Mudstone Member of the upper part. The Ochiai Sandstone Conglomerate Member is composed of sandstone, alternation of sandstone and mudstone, mudstone, and felsic tuff, accompanied by conglomerate and volcaniclastic rocks. Pebbles in the conglomerate are mainly granitic rocks and felsic volcanic rocks, and partly limestone containing Middle Silurian fossils. The Shiraiwa Sandstone Mudstone Member is composed of sandstone, alternation of sandstone and mudstone, mudstone and felsic tuff. It is intercalated with conglomerate containing mainly sandstone and tuff pebbles.
Carboniferous of the SKT
Carboniferous deposits in the district are subdivided into the Odagoe Formation in the southern foot of the Hayachine mountain range, and the Funakubo Formation in the Funakubo and Shiraiwa areas.
The Odagoe Formation is composed of mudstone, sandstone, limestone and basalt. Because of the occurrence of Early Carboniferous fossils, this formation is revised as being from the Carboniferous instead of from the Silurian as had been formerly established. The Funakubo Formation is composed of mudstone, sandstone, tuff and limestone, and its limestone yields Early to Middle Carboniferous fossils.
Permian of the SKT
Permian deposits are widely distributed in the southwestern part of the district. They are named the Uchikawame Formation, and are mainly composed of mudstone, alternation of sandstone and mudstone, and sandstone, and are intercalated with conglomerate. The conglomerate characteristically contains clasts of rhyolite, andesite, felsic tuff, granite and limestone. The limestone pebbles yield Early to Middle Permian fossils.
Lower Carboniferous of the NT
Early Carboniferous accretionary complex is named the Nedamo Complex. It is distributed mainly along the Yana Gawa, Nedamo Gawa and Isago Zawa. It is mainly composed of mafic rock, chert, alternation of mudstone and felsic tuff, sandstone, and conglomerate. Most of it has undergone shear deformations.
Mafic rock is common, and bears the chemical signature of oceanic islands (alkali basalt and with-in-plate tholeiite) and mid-ocean ridge basalt, and displays metamorphism of the prehnite-pumpellyite, pumpellyite-actinolite and greenschist facies. Chert is a minor component, and contains Middle to Late Devonian radiolarian fossils. Alternation of mudstone and felsic tuff is the major component, and is characteristic of the Nedamo Complex. Sandstone occurs sporadically, and is mainly lithic wacke. Conglomerate occurs rarely, and contains limestone clasts with sponge and foraminiferal fossils.
Jurassic of the NKT
Jurassic accretionary complex existing in this district is named the Kadoma Complex. The Kadoma Complex is mainly distributed along the Hei Gawa and its tributaries. It is mainly composed of basalt, chert, pelitic rocks (thin alternation of mudstone and siliceous rock, felsic tuff, mudstone, and mudstone-rich thin alternation of sandstone and mudstone) and sandstone. Most of the Kadoma Complex has undergone shear deformations. The basalt, chert and sandstone occur as sporadic blocks and partly sheeted bodies. The felsic tuff contains uncertain Late Triassic radiolarian fossils.
Lower Cretaceous (sedimentary and volcanic rocks)
Lower Cretaceous deposits named the Yamaya Formation are distributed in the southwestern part of this district. They are mainly composed of rhyolite to andesite lava, felsic tuff to tuff breccia, sandstone and mudstone, and are intercalated with conglomerate. One kind of conglomerate contains many limestone clasts, which yield Carboniferous foraminiferan fossils. An angular unconformity is locally recognized between a basal part of the Yamaya Formation and the Paleozoic strata.
Cretaceous (intrusive rocks) - Paleogene
Early Cretaceous dykes and plutonic rocks intrude into the Paleozoic, Mesozoic and Lower Cretaceous rocks in this district. The dykes are dacite, andesite and fine diorite, scattered in places. The plutonic rocks are composed of granitoids and are distributed as one large body (the Tono Granodiorite) and eleven other small bodies (e.g., the Nekoyama Body and the Ogayu Bodies). The Pateozoic and Mesozoic rocks around the intrusive rocks have developed contact aureoles. The granitoids of most of the bodies include mainly granodiorite, tonalite, or quartz diorite. Relatively more melanocratic facies are recognized in the northwestern margin of the Tono Granodiorite and its neighboring bodies. The Oyachi Body contains gabbro. Rhyolite, which could be from the Paleogene age, occurs as a small body in the Kadoma Complex of the NKT.
Quaternary
Quaternary deposits consist of undivided Plio-Pleistocene deposits, terrace deposits, landslide deposits, tephra and alluvial deposits.
The undivided Plio-Pleistocene deposits, distributed along the western margin of this district, are composed of tuff, alternation of sandstone and mudstone, mudstone, sandstone and conglomerate. They are equivalent to the Plio-Pleistocene strata along the Kitakami Gawa valley. The terrace deposits, distributed along rivers in the southwestern part of this district, are subdivided into upper and lower terrace deposits. They are both composed of gravel, sand and mud. The landslide deposits are composed of debris, and are subdivided into slow and rapid landslide deposits. The slow landslide deposits, represented by slope creep or slump deposits, are distributed in various places. The rapid landslide deposits, represented by debris flow, are mainly distributed around the Hayachine mountain range. The tephra, which is not mappable, is distributed on the mountin summit and slope areas. They originated from the Late Pleistocene to Holocene eruptions of the Akita Komagatake (Komagatake mountain) and of the Towada Caldera. Alluvial deposits, which are not generally thick in this district, are distributed along some rivers.
Geologic structure
Bedding planes, cleavage surfaces, axial planes of folds developed in each geologic body, and boundary faults between the geologic bodies trend NNW-SSE to WNW-ESE. They form a comprehensive geologic structure in this district.
The Paleozoic deposits of the SKT and Cretaceous strata concurrently show a regional open synclinorium. Its main axial plane strikes to the NW-SE or WNW-ESE, and also dips to the NE. Axial planes of closed folds developed in the NT and NKT strike to the NW-SE and WNW-ESE respectively, and also dip very steeply.
Faults are subdivided into three systems by their directional trends; NW-SE, WNW-ESE and NE-SW. The NW-SE trending faults, dipping steeply, are mainly present within the NT. The WNW-ESE trending faults, generally dipping steeply, are developed in the southern and northeastern parts of the district. They make contacts between each Paleozoic system of the SKT and the Lower Cretaceous (Yamaya Formation), between the NT and SKT, and between the NT and NKT. The NE-SW trending faults, dipping vertically. cut most of the Paleozoic and Mesozoic deposits. Some of the WNW-ESE faults and the NE-SW faults are younger.
Economic Geology and Applied Geology
Slight amounts of gold and rare metal ore deposits are embedded in several granitoids and in the contact-metamorphosed rocks that surround granitoids. Bedded iron and manganese ore deposits occur sporadically in the Nedamo Complex. These ore deposits are reported to have been mined, but the mines are now closed.
Limestone from the Carboniferous Funakubo Formation is quarried for soil conditioners. Mudstone of the Permian Uchikawame Formation is now quarried for building and paving. Sandstone of the Silurian to Devonian Orikabetoge Formation was used for an aggregate to make concrete for the Hayachine Dam.
Rapid landslides around the Hayachine mountain range have brought disasters on several occasions. In 1948, large slope failure and consequent debris-flow flooding cause severe damages along the Oyama Gawa and the Hei Gawa.
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―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，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．
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，小黒層（本報告では神楽火成岩類に含まれる）と薬師川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．
第2.3図 盛岡南東部〜花巻市大迫町北部（本図幅地域西部）における地体構造区分の変遷
NDT：根田茂帯，SKT：南部北上帯．
2.2 地帯の扱いと記載における用語の定義
本報告での地体構造区分は，基本的に永広ほか（2005）に基づくが，根田茂帯中に産する泥質岩起源の久出内川変成岩類（大上・大石，1983）については，内野ほか（2008b）に従い，根田茂帯に帰属させる（第2.3図）．なお，白亜紀以降の構造運動による変形（例えば，南部北上帯の岩石と根田茂帯の岩石が両帯境界部で複雑に入り乱れたり，また根田茂帯の岩石分布域に南部北上帯の岩石が産したりする）の結果，南部北上帯，根田茂帯，北部北上帯は，単純に帯状に並列した“belt（帯）”として捉えられるものではない．現在の複雑な地質体分布を適切に説明するためには，上記3帯を“terrane（テレーン）”としてとらえることが望ましいと考えられる．ここで使用するテレーンは，白亜紀より前にすでに断層で境され，それぞれ独自の構造層序と地史を持って配列していた地質的実体（Jones et al.，1983），すなわち，オルドビス紀～ジュラ紀の主に浅海性堆積岩類，前期石炭紀の付加体，ジュラ紀の付加体を指す．ただし，terraneの日本語名については，歴史的経緯や再定義・改名という問題もあるので，本報告ではこれまでの名称を踏襲し，南部北上帯，根田茂帯，北部北上帯を使用する．
「シルルーデボン系」は，シルル紀からデボン紀までのまたがった時代に形成された地質体（例えば，南部北上帯の折壁峠層）の年代層序単元として使用し，「シルル系～デボン系」は，シルル紀に形成された地質体とデボン紀に形成された地質体をまとめて扱った場合に使用した．変成岩と火成岩の名称は，IUGSによる分類（Fettes and Desmons，2007及びLe Maitre，2002）にそれぞれ従い，和名は日本工業規格JIS A 0204（日本規格協会，2008a）及びJIS A 0205（日本規格協会，2008b）に従った．なお，斑れい岩という岩石名については，本岩石が全般に著しい剪断変形が受けていること，広域変成作用（一部は更に接触変成作用）を受け再結晶していることから，厳密な岩石名を与えず広義（Le Maitre，2002の第2.5図におけるQAPF領域の10）で使用した．
神楽火成岩類は，斑れい岩～閃緑岩，ドレライト，玄武岩からなり，石英閃緑岩～トーナル岩，流紋岩などを含む．全体的に緑れん石角閃岩相の広域変成作用を被っている．斑れい岩の普通角閃石からは，453～437Ma（後期オルドビス紀～前期シルル紀）のK-Ar年代が報告されている（Shibata and Ozawa，1992）．
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，大迫地域では猫底複合岩類，小国地区では神楽複合岩類，釜石地域では犬頭山複合岩類及び岩倉山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．
中岳蛇紋岩の原岩年代に関しては，相伴って分布する黒森山角閃岩や神楽火成岩類の放射年代値（本章2節3項参照）から，オルドビス紀の時代であると判断される．対比される宮守複合岩類中のかんらん石角閃石岩の普通角閃石から484±15Ma（小沢ほか，1988）の，普通角閃石単斜輝岩の普通角閃石から469±17Ma（Shibata and Ozawa，1992）のオルドビス紀に相当するK-Ar年代値がそれぞれ報告されている．参考値ながら，山屋峠岩体中の残存単斜輝石から，シルル紀に相当する420Ma及び石炭紀に相当する350MaのNdモデル年代値が報告されている（Yoshikawa and Ozawa，2007）．
Shibata and Ozawa（1992）は，盛岡市五ッ葉西方と黒森山南方の角閃岩の普通角閃石から，それぞれ473±24Maと411±12MaのK-Ar年代値を報告した．後者の値は下部白亜系花崗岩類大ヶ生岩体の熱影響による年代の若返りがあったと考えられている（Shibata and Ozawa，1992）．本報告では，模式地の黒森山北西で採取した角閃岩の普通角閃石から，385±10MaのK-Ar年代値を得た（第3.1表）．これはShibata and Ozawa（1992）の試料採取地点よりも花崗岩類大ヶ生岩体に近い場所で採取したため，熱影響によってより若い年代値が示されたものとみられる．なお，黒森山角閃岩と類似する大鉢森角閃岩類の普通角閃石からは，524±26Maと479±24MaのK-Ar年代値が報告されている（蟹沢ほか，1992）．この値は，Shibata and Ozawa（1992）の473±24Maと同様か古い値である．
本図幅地域の神楽火成岩類では，小沢ほか（1988）が，長野峠北西に産する蛇紋岩に挟まれる斑れい岩中の普通角閃石から，453±18MaのK-Ar年代値を報告している．また，Shibata and Ozawa（1992）は，長野峠西と板山地区南西に産する猫底岩体の斑れい岩中の普通角閃石から，それぞれ437±17Maと244±10MaのK-Ar年代値を報告している．特に，後者の年代については，斑れい岩中に二次的な普通角閃石や緑泥石が多産しており，前期白亜紀の花崗岩類大ヶ生岩体の熱影響で若返ったと考えられている（Shibata and Ozawa，1992）．同じくShibata and Ozawa（1992）は，小国地区に産する神楽岩体の斑れい岩中の普通角閃石から，325±12Maと292±13MaのK-Ar年代値を，釜石地域に産する犬頭山岩体の斑れい岩中の普通角閃石から，455±16MaのK-Ar年代値を，それぞれ報告している．ただし，小国地区の斑れい岩の2つの年代は，前期白亜紀の遠野花崗閃緑岩の熱影響で若返っていると考えられている（Shibata and Ozawa，1992）．下條ほか（2010）は，神楽岩体のトロニエム岩中のジルコンから，466±6MaのU-Pb年代値を報告している（第3.8図）．本報告では，大迫町折壁北方の権現林道で採取した斑れい岩中の普通角閃石から，409±10MaのK-Ar年代値を得た（第3.1表）．ただし，この年代は2.5km南西方に分布する前期白亜紀の花崗岩類折壁岩体の熱影響を受けて若返っている可能性がある．
南部北上帯の中で，ペルム系は最も広く分布する地質系統であり，南部北上帯中央部以北の多くの地域で石炭系を不整合に覆い，かつ，南部北上帯の南部では三畳系に不整合に覆われる（第2.2図参照）．一般にペルム系の層序は，下部（坂本沢統），中部（叶倉統），上部（登米統）として年代層序区分されるが，各統の岩相は地域差が大きく，分布する地域によって岩相層序区分が異なっている（永広，1989）．坂本沢統では，南部北上帯中央部の日頃市～世田米地区，気仙沼地域，及び南西部の登米市の米谷地区において石灰岩が卓越する．叶倉統では，西部の一関地域や米谷地区，及び日頃市～世田米地区において花崗岩礫を特徴的に含む“薄衣型礫岩”が発達し，更に世田米地区や気仙沼市の岩井崎地区では石灰岩や砂岩が分布する．一方，登米統では全域的に泥岩が優勢となる．こうした地域的差異は，当時の造構場と堆積作用の違いが反映されたものと考えられている（例えば，吉田，2000；Yoshida and Machiyama，2004）．
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．
濱野ほか（2002）は，川目採石場に露出する海嶺玄武岩に伴う熱水性鉄マンガンチャート（39°40′42″N，141°17′05″E：第7.1図のKw2）から，後期デボン紀を示すコノドント化石（Palmatolepis glabra prima Ziegler and Huddle）を報告している．また，内野ほか（2005）は，模式地である“綱取渓谷”（外山図幅地域）に露出する泥岩（39°42′02″N，141°15′09″E：第7.1図のTs1）から，放散虫化石（Palaeoscenidium cladophorum Deflandre）を見出し，根田茂コンプレックスの付加年代が前期石炭紀であることを明らかにした．
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．
砂岩の多くは，長石質または石質のワッケに分類される．門馬北西方の岩井沢，松草沢や御山川流域において岩塊～小規模岩体をなす砂岩は，長石質または石質のワッケが多い．一方，門馬北方において中～大規模岩体をなす砂岩は，やや石英に富む長石質のワッケが多い．造構場の識別ダイアグラム（Dickinson et al.，1983）によれば，砂岩の砕屑物組成は，主に島弧（開析島弧）性供給源から大陸性供給源域を示す（第8.3図）．
大沢（1983）により命名．永広ほか（1988）は本断層について，深部では直立に近い傾斜をなすと推測し，単に早池峰断層と称した．しかし，本図幅地域のオルドビス系が島弧オフィオライトであるというShibata and Ozawa（1992）の考えに基づけば，本来層序学的下位に位置していた中岳蛇紋岩が，より上位の黒森山角閃岩や神楽火成岩類の上に低角断層を介し定置することから，本報告では衝上断層を重視し，大沢（1983）が命名した早池峰衝上断層を踏襲する．
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