The Asuke district spans eastern Aichi Prefecture and the central part of the Mikawa Plateau. The topography of the Mikawa Plateau follows a gentle southwestward inclination from 1,200 to 200 meters in altitude with a low-relief surface. Lowlands in this district are mainly distributed along the Tomoe River and its branches.
Figure 1 shows the geologic outline of the Asuke district and peripheral regions. Figure 2 summarizes the geology of the Asuke district. The Asuke and surrounding districts consist of a Jurassic accretionary complex of the Chichibu Belt, Sambagawa Metamorphic Complex, Ryoke Metamorphic Complex, Ryoke Plutonic Rocks, Jurassic accretionary complex of the Mino terrane, Neogene sediments and dikes, and Quaternary deposits. Jurassic to Cretaceous geologic bodies are divided into two regions, the Inner Zone and Outer Zone of southwest Japan, by the Median Tectonic Line (MTL). The region southeast of the MTL consists of the Sambagawa Metamorphic Complex and Jurassic accretionary complex of the Chichibu Belt, while the region northwest of the MTL consists of the Ryoke Metamorphic Complex, Ryoke Plutonic Rocks and Jurassic accretionary complex of the Mino terrane. The Asuke district is located in the region northwest of the MTL, and the Ryoke Metamorphic Complex, Ryoke Plutonic Rocks, Neogene rocks and Quaternary deposits are distributed across the district.
Fig. 1 Simplified geologic map of the Asuke and neighboring districts.
Modified from the Geological Map of Japan 1:200,000, Toyohashi and Irago Misaki (Makimoto et al., 2004).
Fig. 2 Stratigraphic summary of the Asuke district
The time scale follows Gradstein et al. (2004). *: not exposed in the district. **: not shown in the geologic map due to small distribution.
Ryoke Metamorphic Complex and contact aureole of the Ryoke Plutonic Rocks
The Ryoke Metamorphic Complex is composed of Late Cretaceous low-pressure and high-temperature metamorphic rocks, consisting of metamudstone, metasandstone and metasiliceous rock. The rocks of the Ryoke Metamorphic Complex in the Asuke district have NE-SW trending strikes and are distributed mainly in the northeast. The Ryoke Metamorphic Complex continues to the Goyu district in the southeast of the Asuke district.
In the northeast, metamudstone-dominant and metasandstone-dominant strata occur repeatedly with several NE-SW trending antiforms and synforms, intercalated relatively well with continuous metasiliceous rock. The schistosity of the metamudstones in this area is steeply dipping toward the northwest or southeast. From north to south, apparent upper structural levels are exposed in the northeastern area and apparent lower structural levels are exposed in the southeastern area. The estimated accumulative thickness of the metamorphic rocks is up to 5,300 m.
In the Mt. Nebiso-dake area, northeast of the Asuke District, the dips of the metamudstones change rapidly from 70-90° to 10-40° and undulate gently in antiforms and synforms. Since many small intrusions of the Busetsu Granite are observed in this area, the Busetsu Granite is probably distributed at very shallow levels under the Ryoke Metamorphic Complex in this area.
Using the mineral assemblage of metamudstone, metamorphic biotite and K-feldspar-cordierite zones can be defined. The biotite zone is one of the zones of regional metamorphism. The K-feldspar-cordierite zone is the contact aureole of the Ryoke Plutonic Rocks. The boundary between the biotite zone and the K-feldspar-cordierite zone is not parallel to the shistosity or bedding of the metamorphic rocks and depends mainly on the distance from the intrusive plane of the large granitic body. In the Mt. Nebiso-dake area, the K-feldspar-cordierite zone is widely distributed due to roof contact with the Busetsu Granite.
Ryoke Plutonic Rocks
The Ryoke Plutonic Rocks in the Asuke district are composed of Late Cretaceous Kamihara Tonalite, Mitsuhashi Granodiorite and associated mafic rocks, Inagawa Granite and Busetsu Granite. The distribution of the Kamihara Tonalite ranges from the southwestern area to the middle of the eastern section of the Asuke district, and the largest body has a NE-SW trending spindle-shape. The Kamihara Tonalite consists mainly of medium-grained hornblende-biotite tonalite with conspicuous foliation defined by biotite, hornblende and plagioclase. The Mitsuhashi Granodiorite is distributed in the southeastern margin of the Asuke district and encloses the mafic plutonic body. It consists mainly of medium-grained gneissose (foliated) hornblende-biotite granodiorite. Medium to fine-grained quartz diorite is also observed in mafic inclusion-rich portions. The mafic rocks consist mainly of coarse-grained hornblende gabbro and fine-grained hornblende-quartz gabbro to diorite. The fine-grained gabbros and/or diorites are included as mafic inclusions in the Mitsuhashi Granodiorite as well as Mafic Magmatic or Microgranular Enclaves (MME). The Inagawa Granite occupies the northwestern area of the Asuke district and is subdivided into two lithological units, the massive facies in the northwestern area and gneissose porphyritic facies in southeastern area. The boundary between the two lithological units coincides with the NE-SW trending steep-dipping Asuke Fault. The massive facies consist mainly of coarse to medium-grained biotite monzogranite, and the gneissose porphyritic facies consist mainly of coarse to medium-grained gneissose hornblende- biotite granodiorite. The gneissose structure trends NE-SW and is concordant with an elongation of the mass. The Busetsu Granite is distributed in the southeastern part of the Asuke district. It consists mainly of medium-grained muscovite-biotite monzogranite and includes garnet in some cases. Mutual relations among the Ryoke Metamorphic Complex and the various magmatic bodies of the Ryoke Plutonic Rocks are as follows: the Kamihara Tonalite intrudes into the Ryoke Metamorphic Complex, Mitsuhashi Granodiorite intrudes into Ryoke Metamorphic Complex and Kamihara Tonalite, Inagawa Granite intrudes into Ryoke Metamorphic Complex, and Busetsu Granite intrudes into Ryoke Metamorphic Complex and all of the Ryoke Plutonic Rocks.
Neogene
Neogene constituents are divided into the Tsukude Formation, igneous dikes and a clastic dike. They are distributed in the southeastern part of the mapped district.
The Middle Miocene Tsukude Formation underlain by the Ryoke Metamorphic Complex and Ryoke Plutonic Rocks, is fluvial boulder conglomerates about 30-70 m thick, which is thought to consist of sediments related to the rapid uplift in the fore-arc area of the southwest Honshu Arc that occurred around 15 Ma.
In the SE area of the Asuke district, there are andesite to ryolite dikes ranging from a few meters to a few tens of meters wide. They intrude into the Ryoke Metamorphic Complex and the Mitsuhashi Granodiorite. Based on petrological features and occurrence in the outcrops, the dikes correlate to the Sheet Swarm of the middle Miocene Shitara Volcanic Rocks.
There is one clastic dike in the southeastern Asuke district. This and other dikes in the surrounding area are made up of conglomeratic sandstone of the latest Miocene to Pliocene Tokai Group. However, that group is not distributed around this area. The formation of dikes and erosion of the Tokai Group is synchronized with the movement of the southern margin of the Mikawa Plateau, which was gently inclined towards the northwest in Quaternary times.
Quaternary
The Quaternary deposits in the mapped area consist of Late Pleistocene to Holocene fluvial deposits. They are mainly distributed along the Tomoe River and its branches. The Late Pleistocene deposits, subdivided into upper and lower terrace deposits, are composed of subrounded to rounded rocks ranging in size from boulders to pebble beds. The Holocene fluvial deposits are mainly composed of valley bottom plain deposits. In addition, Late Pleistocene to Holocene colluvial deposits are partly recognized along the foot of the mountains.
Economic and environmental geology
The Mikawa area, including the Asuke district, is known for its production of silica stone. The deposits are a silica-rich portion of the metasiliceous rocks of the Ryoke Metamorphic Complex, some of which are mined as "Dando Ishi" and "Mikawa Keiseki". The silica stones are used for abrasion-resistant industrial goods and wall materials. There has also been a manganese mine in the Mt. Dando area in the northeastern part of the Asuke district. The manganese deposit was closely accompanied by metasiliceous rock of the Ryoke Metamorphic Complex.
Granites from the Ryoke Plutonic Rocks are used as decorative stone for rock walls and gravestones. The Busetsu Granite is known locally as "Inabu Ishi", "Nabeta Ishi" and "Hanazawa Ishi". The Inagawa Granite is called "Koromo Mikage" and "Fujioka Mikage" in the Mikawa area. Both are also used for crushed stone. There are several hot springs in the Asuke Shear Zone. Most of them are unused, and there is only one spa in the Asuke district at this time. Some trench- and inland-type great earthquakes related to the Philippine Sea Plate subduction have occurred around the district.
本図幅地域及び周辺地域の領家変成コンプレックス構成岩類から，101.9±10.5Ma，100±10Ma，98.7±5Ma及び98.0±3.2Ma，本図幅地域東隣の「田口」図幅地域から98.8±10.5MaのモナザイトCHIME法（chemical Th-U-Total Pb isochron method ； Suzuki and Adachi, 1991）による年代が報告されている（森下・鈴木，1993；鈴木ほか，1994；Suzuki et al., 1994）．本図幅地域南東の「三河大野」図幅地域からも98.9±2.9Ma及び98.0±11.1MaのモナザイトCHIME年代が報告されている（Suzuki and Adachi, 1998）．また，本図幅地域東隣の「田口」図幅地域から71±3Maと65±3Maの黒雲母K-Ar年代（Banno and Miller, 1965），及び64.1Maの黒雲母―全岩Rb-Sr年代と70.6-69.1Maの黒雲母K-Ar年代（Ueno et al., 1969）が報告されている．なお，上述のK-Ar法及びRb-Sr法で得られた年代値は，40Kの壊変定数としてλβ＝4.962×10-10/yとλe＝0.581×10-10/y，87Rbの壊変定数として1.47×10-11/y（Steiger and Jäger, 1977）で再計算した値を用いている．
本図幅周辺地域での領家変成コンプレックスの変成岩類の変形・変形作用の研究は，主として南隣の「御油」図幅地域を対象として多くが行われている．そのうち，本図幅地域の変成岩類を対象にしたものとして，Masuda et al.（1991）は，本図幅地域から東隣の「田口」図幅地域及び「御油」図幅地域にかけての領家変成コンプレックスの変成チャート中の石英の粒成長機構を明らかにした．彼らは，変成チャート中の石英の微小構造が変成度の上昇にともなってポリゴナル，デュープレックス，そしてイレギュラーへと発達し，これらが2次再結晶によって生じたと解釈した．そして，ポリゴナルな石英及びこれと共存する雲母類の平均粒径が雲母類の体積比率の増大に伴い減少することを明らかにした．
3.1.2 概要
本図幅地域の領家変成コンプレックスは，変成泥岩・変成砂岩・変成珪質岩から構成される（第3.1図）．地質図においては，これらの原岩の岩相に基づく区分と合わせて，変成泥岩の鉱物組合せによる変成分帯を示した（第3.2図）．変成分帯の鉱物帯の名称と分帯の基準は，南隣の「御油」図幅（宮崎，2008）と共通である．本図幅地域には，黒雲母帯及びカリ長石菫青石帯が分布する．カリ長石菫青石帯は，領家深成岩類の貫入による接触変成域であるが，変成岩としての記載の便宜上，本章で記述する．なお，変成岩の記載に際し，本報告書では，片岩，片麻岩，グラノフェルスの名称を用いる．これらの名称の定義はInternational Union of Geological Sciences (IUGS) Subcomission of the Systematics of Metamorphic Rocksの，Metamorphic Rocks: A Classification and Glossary of Terms (Fettes and Desmons, 2007)に従う．
Ishihara and Terashima（1977）は，本図幅地域を含む，白川・土岐・岡崎横断面に沿う地域の白亜紀花崗岩類から48個の全岩主成分及び微量成分組成を報告し，広域的な変化を論じた．更に，領家花崗岩類が中部―下部地殻において異常に高い熱流量の下で主として泥質―砂質変成岩から発生したことを主張し，はじめて岩石成因論的な議論を行った．こうした地球科学的検討はその後も黒田ほか（1982）による水素同位体比の検討，Tsusue et al.（1987）の希土類元素パターンの検討などによっても行われている．
Nakai and Suzuki（2003）及びKutsukake et al.（2003）には，本図幅地域を含む三河地域の領家深成岩類の地質学的，岩石学的，地球化学的特徴及びそれまでに得られている年代がまとめられている．このうち，Nakai and Suzuki（2003）によると，武節花崗岩体は細粒黒雲母花崗閃緑岩，中粒黒雲母花崗岩―花崗閃緑岩（トーナル岩を含む），中粒両雲母モンゾ花崗岩，そして細粒両雲母花崗閃緑岩の4つの岩相に区分され，それぞれの分布の境界は明瞭ではないものの，中粒両雲母モンゾ花崗岩が最も広範に分布していると述べている．更に，中粒両雲母モンゾ花崗岩が細粒細粒両雲母花崗閃緑岩に貫入されているとしている．
Tsuboi（2005）は，本図幅地域を含む伊奈川花崗岩（岩型）のアパタイトのSr同位体比の検討を行い，同岩体のSr同位体初生値に著しい不均質性が認められること，そうした不均質性は単純な結晶分化作用では説明できず，2成分混合が重要な役割を果たしていることを指摘した．そして，伊奈川花崗岩のうち，Nakai（1974）によるType IとIIでは，同岩相に多数含まれる暗色包有岩の同化作用，あるいは包有岩をもたらした苦鉄質マグマとの混合が生じており，Type IIIとIVはすでに混合が終了したマグマから形成されたと述べた．更に，Tsuboi and Asahara（2009）では，アパタイトのSr同位体比の検討を神原トーナル岩（岩型）に対しても行い，Sr同位体初生値の不均質性が存在し，その不均質性が基盤の変成岩類の同化作用によるものであるとした．
Ishihara and Chappell（2007）は，本図幅地域を含む中部地方の領家深成岩類の全岩化学組成の再検討を行い，すべての岩体がイルメナイト系列（Ishihara, 1977）に属し，武節花崗岩（岩型）がアルミナ飽和度（A/CNK）においてSタイプ花崗岩（Chappell and White, 1974）の特徴をもち，アルカリ比についてはIタイプ花崗岩の特徴をもつこと，そしてそれ以外の花崗岩類はIタイプ花崗岩に分類されることを示した．更に，武節花崗岩体以外の1タイプ花崗岩類は，中央構造線から北方にむけて珪長質となることを指摘した．
1960年代以降，領家深成岩類及び領家変成コンプレックス構成岩類の放射年代が出されはじめ，領家深成岩類全体の活動史や岩体間の対比に大きな制約を与えてきた．そうした活動史や岩体対比は，既存及び新たな年代測定手法による年代データの蓄積により，度々見直しが行われてきた．そこで，以下に本図幅地域から得られた年代と，本図幅地域を構成する領家深成岩類に相当する岩型の年代について整理する．なお，K-Ar法及びRb-Sr法で得られた年代値は，40Kの壊変定数としてλβ＝4.962×10-10/yとλe＝0.581×10-10/y，87Rbの壊変定数として1.47×10-11/y（Steiger and Jäger, 1977）で一部再計算した値を用いている．以下に述べる既存の年代値のまとめを第4.1表に示す．
柴田ほか（1962）は，長野県，岐阜県及び愛知県の伊奈川花崗岩（岩型）の黒雲母K-Ar年代として74-65Maを報告している．三都橋花崗岩体の黒雲母K-Ar年代として，93±7Maが報告されている（Banno and Miller, 1965）．河野・植田（1966）は，伊奈川花崗岩（岩型）の黒雲母K-Ar年代として長野県と岐阜県から69-66Ma，武節花崗岩の黒雲母K-Ar年代として愛知県岡崎市から75Maを報告している．早瀬・石坂（1967）は，本図幅地域北西の「瀬戸」図幅地域の愛知県豊田市猿投町の伊奈川花崗岩から黒雲母のRb-Sr鉱物年代として69Maを報告している．また，Kagami（1973）は，三都橋花崗岩体と伊奈川花崗岩体（長野県・岐阜県）のRb-Sr全岩アイソクロン年代として，それぞれ136.1Maと76.9Maを報告している．仲井（1982）は，武節花崗岩から71.7±1.4MaのRb-Sr全岩アイソクロン年代を報告した．また，Shibata and Ishihara（1979）は，82.5±3.9MaのRb-Sr全岩アイソクロン年代を報告している．
1990年代からは，三河地方の領家深成岩類のモナザイトのCHIME法による年代測定が精力的に行われた．三都橋花崗閃緑岩については，北設楽郡設楽町のざくろ石含有黒雲母アダメロ岩の80±20Ma（森下・鈴木，1993），84.1±3.1Ma（Suzuki et al., 1994），愛知県北設楽郡設楽町栗島のペグマタイトの83.8±1.3Ma（鈴木ほか，1994）を報告し，三都橋花崗閃緑岩体の固結年代として84.1±3.1-83.8±1.3Maを報告した（鈴木ほか，1994）．武節花崗岩については，本図幅地域の豊田市足助町及び松平町から，78.5±2.6Ma，78.1±2.0Ma及び77.6±3.7Maを報告している（鈴木ほか，1994）．また，岡崎市滝町から恵田町の3箇所の砕石場から，77.2±4.1Ma，75.9±6.1Ma及び75.3±4.9Maを報告している（Nakai and Suzuki, 2003）．神原トーナル岩については，長野県下伊那郡天竜村の模式地周辺地域から，94.9±4.9Maと94.5±3.1Maが報告されている（Nakai and Suzuki, 1996）．伊奈川花崗岩については，本図幅地域の北西の「瀬戸」図幅地域の愛知県豊田市猿投町（本図幅地域の塊状岩相に相当）から82.6±1.8Maと81.9±1.4Maを報告している（Suzuki and Adachi, 1998）．
そのほかの年代値の最近の報告として，Ishihara et al.（2002）は，岡崎市滝町の武節花崗のペグマタイト質岩脈中のモリブデナイトのRe-Os年代として，76.4±0.3Maを報告している．Tsuboi（2005）は，伊奈川花崗岩のRb-Sr鉱物アイソクロン年代として，Type II岩相（本図幅地域の片麻状斑状岩相に相当）の71.5±2.4Maと63.0±2.0Ma，Type III岩相（本図幅地域の塊状岩相に相当）の67.4±1.4Maを報告している．更に，Tsuboi and Asahara（2009）は，神原トーナル岩のRb-Sr鉱物アイソクロン年代として65.2±2.7Maを報告している．Murakami et al.（2006）は，本図幅地域の伊奈川花崗岩分布域である豊田市田振町から，76±4Ma-67±4MaのレーザーアブレーションICP-MSによるU-Pbジルコン年代と，73±7Maのジルコンフィッショントラック年代を報告し，前者を同地域の伊奈川花崗岩の形成年代であるとした．更に，Murakami et al.（2006）は，同地域の足助剪断帯のシュードタキライト中のジルコンフィッショントラック年代として53±9Maを報告し，断層活動時の摩擦熱による年代であると述べた．
領家帯中に産する苦鉄質岩類は，これまで領家深成岩類の火成活動の最古期に位置づけられてきた（山田ほか，1974；原山ほか，1985，牧本ほか，2004）．しかし，1990年代後半から，これまで変輝緑岩として花崗岩類中の変成作用を受けた苦鉄質岩のゼノリスであると解釈されてきたものの一部が，花崗岩類とマグマとして同時共存したことが明らかとなってきた（吉倉・熱田，2000；西岡，2001；西脇・奥平，2005など）．Nakajima et al.（2004）は，本図幅地域南隣の「御油」図幅地域の新城市作手の苦鉄質岩類について，SHRIMP（高精度高分解能イオンマイクロプローブ）によるU-Pbジルコン年代として，72.4±1.2Maを報告している．
第4.1表 「足助」図幅地域に産する領家深成岩類（岩型）の放射年代値
「足助」図幅地域外からの報告を含む．CHIME: chemical Th-U-total Pb isochron method，F-T: フィッション・トラック法，LA-ICP-MS: レーザーアブレーション ICP-MS，SHRIMP: 高精度高分解能イオンマイクロプローブ．
4.1.3 概要
本図幅地域の領家深成岩類は，北西から南東にむけ，伊奈川花崗岩，武節花崗岩及び神原トーナル岩，三都橋花崗閃緑岩と苦鉄質岩類が分布する（第4.1図）．これらの名称は，上述の中部地方領家帯の深成岩類の広域的対比を踏まえた岩型名である．このうち，伊奈川花崗岩は北西部の塊状岩相（Nakai, 1974によるType IIIに相当）と，南西部の片麻状斑状岩相（Nakai, 1974によるType IとIIに相当）とに分けられる．本図幅地域に分布する領家深成岩類のモード組成を第4.2図に示す．深成岩類の記載に際し，本報告書では，岩石の名称の定義としてInternational Union of Geological Sciences (IUGS) Subcomission of the Systematics of Igneous Rocksの，Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms (Le Maitre, 2002)に従う．和名は日本工業規格JIS A0204（日本規格協会，2008a）及びJIS A0205（日本規格協会，2008b）による．粒度については，おおむね粒径5mm以上を粗粒，1～5mmを中粒，1mm以下を細粒とよぶ．「片麻状（gneissose）」という語は，単に面構造を有することを意味し，「foliated」同義として使用する．岩石記載において顕微鏡下の組織を示す用語は，黒田・諏訪（1983）に従う．
神原トーナル岩の固結年代として，長野県下伊那郡天竜村の模式地周辺地域の試料から，94.9±4.9Maと94.5±4.9MaのCHIMEモナザイト年代が報告されている（Nakai and Suzuki, 1996）．また，本図幅地域からは，Rb-Sr鉱物アイソクロン年代として65.2±2.7Maが報告されている（Tsuboi and Asahara, 2009）．本図幅地域の豊田市神殿町北0.5kmの粗粒片麻状角閃石黒雲母トーナル岩から黒雲母を分離し，K-Ar法による年代測定を行った結果，70.7±1.8Maの年代を得た（第4.2表）．この黒雲母のK-Ar年代と，Rb-Sr鉱物アイソクロン年代は，神原トーナル岩の冷却年代を示す．
三都橋花崗閃緑岩の固結年代として，北設楽郡設楽町のざくろ石含有黒雲母モンゾ花崗岩から80±20Ma（森下・鈴木，1993），84.1±3.1Ma（Suzuki et al., 1994），愛知県北設楽郡設楽町栗島のペグマタイトから83.8±1.3Ma（鈴木ほか，1994）のモナザイトのCHIME法による年代が報告されている．鈴木ほか（1994）は，80±20MaはThO2の変化幅が小さいために信頼性に欠けるとして，三都橋花崗閃緑岩の固結年代として84.1±3.1-83.8±1.3Maを報告した．
伊奈川花崗岩の固結年代として，Suzuki and Adachi（1998）は，本図幅地域北西の「瀬戸」図幅地域の豊田市猿投町から82.6±1.8Maと81.9±1.4MaのCHIMEモナザイト年代を報告している．更に，豊田市田振町から，76±4Ma-67±4MaのレーザーアブレーションICP-MSによるU-Pbジルコン年代と，73±7Maのジルコンフィッショントラック年代が報告されている（Murakami et al., 2006）．Murakami et al.（2006）は，U-Pbジルコン年代が伊奈川花崗岩の形成年代を示すとしたうえで，既存のCHIMEモナザイト年代の約83Maから，レーザーアブレーションICP-MSによるU-Pbジルコン年代のうち最も若い67Maまでを本図幅地域の花崗岩類の形成年代と解釈している．
冷却年代としては，Tsuboi（2005）が，本図幅地域の片麻状岩相から63.0±2.0Maの，塊状岩相から71.5±2.4MaのRb-Sr鉱物アイソクロン年代を報告している．Murakami et al.（2006）は，豊田市田振町の足助剪断帯のシュードタキライト中のジルコンフィッショントラック年代として53±9Maを報告し，断層活動時の摩擦熱による年代であると述べている．
(a) 武節花崗岩の研磨面（豊田市御内町の北東約2 km の林道沿い［GSJ R100017/AS602］）．
(b) 武節花崗岩中の層状構造（豊田市十明山の南東約2 km の道路沿い）．
(c) 領家変成コンプレックスの変成泥岩との境界でざくろ石を含む武節花崗岩（北設楽郡設楽町豊邦の南東約2 km の林道沿い）．
(d) b の拡大．粒径 1 cm 程度の赤褐色ざくろ石を含み，全体として優白質な岩相を示す．
放射年代
固結年代として，本図幅地域の豊田市足助町及び松平町から，78.5±2.6Ma，78.1±2.0Ma，77.6±3.7MaのCHIME法によるモナザイト年代が報告されている（鈴木ほか，1994）．また，本図幅地域の南東に位置する「岡崎」図幅地域の岡崎市滝町から恵田町の3箇所の砕石場から，77.2±4.1Ma，75.9±6.1Maと75.3±4.9MaのCHIME法によるモナザイト年代が報告されている（Nakai and Suzuki, 2003）．Ishihara et al.（2002）は，岡崎市滝町の武節花崗岩のペグマタイト質岩脈中のモリブデナイトのRe-Os年代として，76.4±0.3Maを報告している．
陸域の地層・岩体を定義した文献は省略．東海層群（陶土層は省略）は牧野内（2001），瑞浪層群及び師崎層群は入月（2003），蜂屋層は野村（1992），北設楽層群と設楽火成複合岩体は星（2006）の年代論に基づく．明智礫岩層は森本・大塚（1986）に基づき土岐砂礫層の下部に対比．渥美半島沖の音響層序区分は荒井ほか（2006）による．地質年代の区分年代数値は，Berggren et al.（1995）に基づく．砕屑岩脈充填堆積物の供給源は東海層群と推定し，かつて岡崎市東部にも東海層群が分布していたと解釈．
また，本報告の足助断層の南側には，長さ14km，幅数10m―数100mの剪断帯として足助剪断帯（高木，1997；高木ほか，2001；高木・酒巻，2003）が発達する（第7.2図）．足助剪断帯は，金折ほか（1991）の伊奈川花崗岩片麻状斑状岩相の変形構造の解析において，幅5m以上のカタクラサイト化したゾーンとして報告された．酒巻ほか（2006）によると，数mm―数十cmの小剪断帯から構成される小剪断帯群であるとされる．第4章で述べたように，足助剪断帯の変形作用は伊奈川花崗岩片麻状斑状岩相のマイロナイト化と関係したものであるが，伊奈川花崗岩のマイロナイト化は南東にむけて弱くなる傾向を示し，マイロナイトゾーンとしての幅を規定するのが困難であること，また，集合としての小剪断帯群自体も小剪断帯の頻度をもとに厳密に幅を決定するのが困難であることから，地質図上での足助剪断帯の分布は，基本的に酒巻ほか（2006）をもとに示した．足助剪断帯の剪断センスは正断層成分を持つ左横ずれで，伸張場で剪断帯の幅を増加させたとされる（酒巻ほか，2006）．Murakami et al.（2006）は，豊田市田振町において，足助剪断帯のシュードタキライト中のジルコンフィッショントラック年代として53±9Maを報告し，剪断変形の年代であるとしている．マイロナイト化したシュードタキライトやカタクラサイトがその後の塑性変形を受けていないこと，断層ガウジが存在しないことから，地殻浅所での断層の再活動はなかったとされている（酒巻ほか，2006）．山田ほか（1972），牧本ほか（2004），豊田市自然愛護協会編（1999）では，足助剪断帯を断層として示しているが，本報告での足助断層など地形・地質から推定される断層と剪断帯との位置は必ずしも一致していない．このため，本報告の足助断層は足助剪断帯とは直接の関係はない断層として扱う．
周辺地域でも同様な運動が認められ，渥美半島では堆積シークエンス毎の海浜堆積物から求められる当時の海水準上昇変化から，渥美層群堆積時（酸素同位体比ステージ11から9）は平均0.28m/kyrで沈降していたが，33万年前頃を境に平均0.17m/kyrの隆起に転じている（Hiroki, 1996）．また，浜松沖の前弧斜面堆積物の調査からも，渥美沖層群（上部鮮新統―中部更新統）が堆積し外縁隆起帯の背斜構造が形成され，渥美沖層群堆積の後期に中央隆起帯が発達し始めたこと，85万年以降に南南東へ傾く傾動が生じ，小規模な共役正断層が形成され，この小規模正断層の発達終了後に浜松沖層群（中部更新統―）が堆積し渥美半島沖断層系が形成し始めたことが明らかになっている（荒井ほか，2006；第7.1図）．更に，掛川付近では，掛川層群（後期鮮新世―前期更新世）の小断層解析から，掛川層群に認められる正断層は200万年前頃から発達したと報告されている（Yamaji et al., 2003）．
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