５萬分の１地質図幅説明書
（福岡 第 86 号）
通商産業技官 小野晃司
地質調査所
昭和 38 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 先新第三系 II.2.1 朝地変成岩類 II.2.2 貫入岩類 II.2.3 白堊系 II.3 新第三系 II.3.1 大野火山岩類 II.3.2 竜原 [たつはる] 層 II.3.3 谷層 II.3.4 庄内火山岩類 II.3.5 田中礫層 II.3.6 今市火山砕屑流 II.3.7 由布川軽石流 II.3.8 内山角閃石安山岩 II.3.9 花牟礼火山岩類 II.3.10 阿蘇野層 II.3.11 千町無田 [せんちょうむた] 角閃石安山岩類 II.4 第四系 II.4.1 九重火山 II.4.2 阿蘇火山 II.4.3 火山灰層 II.4.4 火山扇状地礫層・崖錐 第 7 表 火山岩の化学成分（Chemical composition of volcanic rocks） III. 応用地質 III.1 金属鉱床 III.2 非金属鉱床 III.3 石材 III.4 温泉 文献 Abstract 巻末図版
1：50,000 地質図幅説明書（昭和 35 年稿）
（福岡 第 86 号）
本図幅の野外調査は昭和 31・32 年度に行なわれた。 九州大学生産科学研究所 松本徰夫博士からは九重火山付近の地質について教示を得た。 国立科学博物館 遠藤誠道博士には産出植物化石の鑑定をしていただいた。
この地域は中部九州を横断する火山岩地帯の東部にあり， 阿蘇カルデラと別府湾との中間にあたっている。 地域の西辺には九州島の最高峰である九重火山があり， そこから北流する鳴子川は筑後川の源流をなして有明海に入り， 南流する久住川は地域東部の平井川とともに大野川に， また北東に流れる阿蘇野川・芹川・七瀬川は 大分川にそれぞれ合流してともに別府湾に注いでいる。 地形から地域を次の７区に区分する（第 1・2 図）。
| Ⅰ | 大野川低地 | （300 -） | ||
| Ⅱ | 大野山地 | （800 ±） | ||
| Ⅲ | 芹川台地 | （600 ±） | ||
| Ⅳa | 庄内山地 | （1,000 ±） | ||
| Ⅳb | 阿蘇野盆地 | （600 -） | ||
| Ⅳc | 花牟礼山地 | （1,400 -） | ||
| Ⅴ | 九重火山 | （1,800 -） |
この地域の地形は地質構造と深い関連があり， 各区分はそれぞれに特徴的な岩層からなっている。
大野川低地 : 地域から南方の大野川に沿った海抜 250 m 以下の台地または丘陵であって， この図幅地内では阿蘇火山の噴出物（芹川火山砕屑流）が大部分を占める。 丘陵地の上部には平坦面が残され， 東縁部では広い台地となっている。 この中を平井川とその支流とが蛇行して流れ， 冲積層が埋めるか， あるいは熔結凝灰岩の露出した広く平らな河床を作っている。
大野山地 : 東北東 - 西南西に走る高さ 700～800 m の山稜である。 北西側は芹川台地に接して比高 100～200 m であり， 南東側は大野川低地に面して比高 400～500 m であってその断面は非対称であり， 河川の多くは必従的に南東に流れる。 山地の下部は先新第三系（朝地変成岩類・貫入岩類）からなり， 頂稜付近は大野火山岩類， とくに三宅山流紋岩からなる。 下部の先新第三系の部分は， 開析が進み， 差別侵蝕の結果も明瞭に認められる。 すなわち貫入岩類からなる地域は朝地変成岩類の地域に較べて， やゝ低く円味を帯びた地形を呈し， 貫入岩類の多く分布する朝地北方ではそれより東方に較べて全体にやゝ低く， 栗栖の南・鎧岳の南などの朝地変成岩類に囲まれた花崗岩体の部分は小盆地を作る。 朝地変成岩類中では， 栗栖の北と南のように原岩がやゝ珪質な部分が稜線を形成する。 三宅山流紋岩の地域は， 柱状節理の発達によって絶壁に囲まれ， 突兀とした稜線や孤立した岩峰群を作ることもあるが， 大きくみると定高性のある平頂な山地であり， 厚い卓状の火山砕屑岩台地の原形をまったく失なってはいない。 三宅山流紋岩を切る谷には北方から今市火山砕屑流が流れこみ， 朝地北方で見られるように大野川低地まで流下している。
芹川台地 : 東北東 - 西南西に長い平坦な台地である。 久住の北東で海抜約 600 m であり， もっとも高く， 緩傾斜で東北東に次第に低くなるが， 北東縁でなお 400 m 以上ある。 東北東 - 西南西の方向性が著しく， 中央部を貫流する芹川， 大野山地との境にある七瀬川と， それらの主な支谷の流路の大部分は平行して東北東に流れる。 地域の大部分は今市火山砕屑流と芹川火山砕屑流とからなっているが， 北東部では庄内火山岩類の一部が主走向に平行な山稜を作って， 火山砕屑流の台地上に露出している。 この地域は火山砕屑流に覆われた下位の岩層が， 東北東 - 西南西の平行断層群によって短冊形に地塊化しているのが地形に現れれ （今市火山砕屑流も断層運動を受けているかも知れない）ているものと考えられる。 芹川火山砕屑流は今市火山砕屑流を開析した谷を流れ， 後者よりも一段低い面を作る。 台地面上は緩い起伏で谷は浅い。
庄内山地 : 頂稜が 700～1,000 m の， 緩傾斜面の台地状の山地で， 阿蘇野の南側は南東に， 北側は北にそれぞれ傾斜し， 山地の北東側は断層崖と思われる急崖で大分川に沿う低地に面している。 おもに庄内火山岩類からなり， 開析されてはいるが， その緩斜面は広い台地状の火山のなごりと思われる。 飛竜野付近・上峠 - 中峠などの高い台地地形は流紋岩の厚熔岩流によるものである。
芹川台地を流れた芹川と阿蘇野盆地から発する阿蘇野川とは， この山地を通って大分川の低地に入っているが， その高低差が大きいために深い峡谷をなし， 谷の深さは阿蘇野川で 300～500 m， 芹川で 300～400 m に達する。 下刻の極端な例として， 阿蘇野川の成合付近の 夜見渡 には鹿倉安山岩中に幅 5 m， 深さ約 20 m の廊下状の部分がある。
阿蘇野盆地 : 北東・南東側は直線的な急崖に， 西側は花牟礼山地の斜面に囲まれた標高 500 m 前後の三角形の盆地である。 直線的な急崖は この地域に支配的な北西 - 南東・東北東 - 西南西の構造方向に平行な断層崖であって， 庄内火山岩類の噴出後にその一部が陥落して火山構造盆地を生じ， さらに盆地の西部は 後に噴出した花牟礼火山岩類に埋立てられて現在みる三角形の盆地が残されたものである。 盆地の各辺には崖錐斜面があり， 内部は芹川火山砕屑流の覆う丘陵地である。 南東辺に平行な阿蘇野川と北西辺に平行なその支流とは， 盆地東端で合して庄内山地中の峡谷に入る。 両川に沿った低所には盆地内の湖底堆積物である阿蘇野層が露出している。
花牟礼山地 : 主体は花牟礼火山岩類からなり， 開析された緩傾斜の成層火山と考えられるもので， 1,300 m を超える東西の三角点峰から比較的平坦な稜線が張り出し， それらの間は深く谷に刻まれている。 北西部の 千町無田 角閃石安山岩類からなる地域も同様の地形を呈するが， 平坦な円頂丘または卓状の火山の一部と考えられる。 この山地には東北東 - 西南西の断層・裂罅が顕著に発達しているのが空中写真で認められる。
九重火山 : 広い緩傾斜の裾野と急峻な熔岩円頂丘・成層火山とからなる。 西隣の宮原図幅地内の久住山（1,788 m）は九州本土の最高峰であり， 本図幅地内の 大船 山（1,787 m）はそれに次ぐ標高をもつ。 南側の裾野は久住高原と呼ばれ， 浅い放射谷に刻まれた約 3°の緩斜面である。 久住軽石流と崖錐・火山扇状地礫層・火山灰などからなる｡ 北側には鳴子川のせき止めによって作られた冲積平地である 千町無田 がある。 熔岩円頂丘・成層火山は 主として粘性の大きい熔岩の流出によって作られた急傾斜の山体からなっている。 細部の地形は II.4.1 の九重火山の項に記載する。
この図幅地域を構成するおもな岩類は， ① 先新第三系の基盤岩類， ② 中新 - 鮮新世の火山岩類， ③ 鮮新世（～洪積世）の火山岩類， ④ 第四紀火山岩に大別される（第 1 表）。
| 第四紀 | 現世 | 火山灰層・火山扇状地礫層・崖錐・沖積層 | |
| 洪積世 | 九重火山 | 芹川火山砕屑流 | |
| 新第三紀 | 鮮新世 |
阿蘇野層
花牟礼火山岩類 |
由布川軽石流
千町無田角閃石安山岩類 内山角閃石安山岩 |
| 庄内火山岩類 |
今市火山砕屑流
田中礫層 | ||
|
谷層
竜原層 | |||
| 中新 - 鮮新世 | 大野火山岩類 | ||
| 中生代 | 白亜系 | ||
| 貫入岩類 | |||
| 古生代 | 朝地変成岩類（の原岩） | ||
先新第三系は古生界を原岩とする朝地変成岩類， それを貫く貫入岩類とごく狭く分布する白堊系とからなる。 朝地変成岩類は 西南日本の帯状構造に平行な東北東 - 西南西または北東 - 南西の走向をもって， 本図幅地域を中心に延長約 25 km にわたって分布している。 この地域の南には 幅約 12 km の大野川沿岸の低地を隔てて西南日本外帯の古生界が分布する。 東北東約 20 km の佐賀関半島には三波川変成帯に属する結晶片岩がある。 また北方には 20 数 km にわたる新生代火山岩地域を隔てて， 別府市北西および国東半島基部に領家変成帯に属するとされる変成岩・花崗岩がある。 朝地変成岩類は， 上記のいずれとにも直接の関係を断たれているが， その岩相・鉱物構成と， 花崗岩質の深成岩類を多く伴なうこととからみて， 領家変成岩類の西方の延長に当たるものと考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。 朝地変成岩類のおもな原岩は泥質岩と苦鉄質の火山岩とであり， 泥質岩は雲母片岩から低度の黒雲母ホルンフェルス・千枚岩に亘る各種の変成岩に， 苦鉄質の火山岩は普通角閃石・陽起石を含む変成岩にそれぞれなっている。 再結晶の程度は北西側に高く， 南東側に弱い。
変成岩類を貫く貫入岩類には， 小規模の珪長質岩脈と， 深成岩類とがある。 深成岩類は ① 石英閃緑岩・閃緑岩， ② 斑粝岩・超苦鉄質岩， ③ 荷尾杵 花崗岩， ④ 綿田花崗岩， ⑤ 山中花崗閃緑岩からなる。 ① を中心にして ④ はその南東側に， ③ はその北西側に分布し， ⑤ はさらにその北西側にある。 ① は変成岩と密接に伴ない， 岩相の変化が著しい岩体である。 ② はコートランド岩・角閃石斑粝岩などの小岩体であり， ①・③ の中に現われる。 ④ は粗粒の角閃石黒雲母花崗岩である。 この岩体は朝地変成岩類に接触変成作用を与え， また ① を貫いている。 ③ は粗粒の黒雲母花崗岩で， 全体にわたり圧砕作用を受け， 一部は圧砕岩になっている。 ⑤ は黒雲母角閃石花崗閃緑岩～石英閃緑岩からなり， ③ と断層で接する。 断層の近くは破砕されているが， ③ におけるような広範囲の圧砕・再結晶作用は認められない。 このことからみると， 現在 ③ と ⑤ を境する断層は ③ における圧砕作用とは直接の関係はなく， この断層によって元来離れていた両岩体が現在接しているものと考えられる。 ① と ②， ③ と ④ のそれぞれの間の前後関係は明らかでないが， ①・② を ③・④ が貫くことはほゞ確かであると思われる。 ⑤ と他の岩体との関係は不明である。 ⑤ の北側にも断層の伏在が推定される。
これら貫入岩類の時代については， ほとんど資料がない。 これらの岩体の一部または全部が領家深成岩類に属するかどうかは明らかでない。 後述する上部白堊系の大野川層群中には多量に深成岩礫が含まれており， 少なくもその一部は ③ および， ① または ② に岩質が似ている。 また同層群は深成岩類に貫かれていない。 以上のことから考えると， これら深成岩の少なくも一部（おそらくは全部）は上部白堊紀以前のものであろう。
白堊系は東方に広く分布する上部白堊系の大野川層群の一部であり， 朝地変成岩類を不整合に覆っている。
新第三紀の岩層は火山岩類が圧倒的に大部分を占め， 時代を示準する化石に乏しいので， ここで示す時代は一応の推定と過去の研究とに基づくものであって， 強い根拠はない。 朝地変成岩類の走向と分布とに現われている 東北東 - 西南西～北東 - 南西の方向は新生代の岩層の構造も強く支配している。 新生代岩石の中では北西 - 南東の方向性がこれに次いで明瞭である。
中新 - 鮮新世の岩類（大野火山岩類）は， 先新第三系の基盤上に直接のって， 基盤とともに大野山地を形成する。 これに対して他の鮮新世の地層・火山岩類は大野山地よりも北方に分布し， その地域には先新第三系は露われない。
中新世の末期か鮮新世初期頃， 先新第三系の上に小盆地が形成されて， 薄い淡水性の地層の堆積と火山活動とが繰り返えされた。 この堆積物が大野火山岩類であって 流紋岩・輝石安山岩の熔岩・火山砕屑岩に少量の砂岩・凝灰岩などの堆積岩を伴なっている。 その上部は厚い流紋岩熔結凝灰岩からなる。
大野山地の北西側は 東北東 - 西南西の断層群（大分 - 熊本線）により北西側は下に転位して， それより北方に約 20 km も先新第三系の露出しない幅広い地溝を形成する。 この地溝の東部， 大分市周辺には， 堆積岩類（碩南層群・大分層群 17) ）が堆積し， その西方には大量の火山岩類が噴出した。 この図幅の地域に分布する竜原層と谷層とは碩南層群の西の縁辺部に当たる。 これらはともに火山性物質に富んでいる。 これらの地層の堆積に引き続いた著しい火山活動の産物を庄内火山岩類と呼ぶ。
庄内火山岩類はおもに下部は輝石安山岩， 上部は輝石安山岩と黒雲母流紋岩とからなり， 地域を広く覆って台地状の山地を作っている。 庄内火山岩類の流出後， 地域を支配する東北東 - 西南西および北西-南東の２方向の構造線に関係して 菱形の火山構造性の陥没地が生じ， 阿蘇野盆地の原形をつくった。 その後, 盆地内に花牟礼火山岩類が噴出し, 盆地の東部に珪藻土を含む阿蘇野層が堆積した。 盆地の西側は花牟礼火山岩類・九重火山噴出物などに覆われてその形態は不明瞭になり， 現在は東部のみが低地となっている。 花牟礼火山岩類は比較的平坦な成層火山をつくっていたものと思われ， 下部は輝石安山岩， 上部は輝石角閃石安山岩からなっている。 花牟礼火山岩類に前後して， 北隣の別府図幅地域に連続して分布する由布川軽石流・ 内山角閃石安山岩・ 千町無田角閃石安山岩類の３火山岩類が噴出した。 由布川軽石流は大分川に沿って広く分布するもので 庄内火山岩類の鹿倉安山岩を不整合に覆い， 内山角閃石安山岩は同火山岩類の時山安山岩の上にのる。 千町無田角閃石安山岩類は花牟礼火山岩類の北にあって， その下部を覆っている。
地域の中・北部で火山活動の行なわれていた頃， 大野山地の南東側では削剥が行なわれていたものと考えられ， 大野川低地に向かう山麓斜面には， 大野火山岩類と先新第三系の円礫を主とする礫層（田中礫層）が堆積した。
また庄内火山岩類の活動の中頃に図幅地域を広く覆って岩滓流が流出した。 これが今市火山砕屑流であって， 大部分は強く熔結した熔結凝灰岩となっている。 この岩層は， これまで阿蘇火山の噴出物とされていた 11), 13), 22), 27) ものであるが， おそらく， それより古い， 起源の異なる噴出物であろう。 以上の鮮新世火山岩類中の一部は洪積世に入るものかも知れないが， 火山原形をほとんど定った火山岩類をこれに包括してある。
第四紀火山岩は九重火山と阿蘇火山との噴出物である。 九重火山はこの地域の西縁にその中心がある火山群であって， 南側には軽石流堆積物と火山灰とからなる広い裾野があり， 中央に円頂丘・成層火山が密集する。 それらのうちで， 黒岳・大船山・久住山などは阿蘇野盆地南側の断層線の延長上にほゞ当たっている。 岩石はおもに中性の角閃石安山岩からなっているが， 東部の大船山・平治岳からは初期と後期とに苦鉄質の輝石安山岩・玄武岩を噴出している。 阿蘇火山の噴出物はその外輪山から噴出した大規模な軽石流（芹川火山砕屑流）の堆積物で， 地域中央部と南の大野川低地とに広く分布し， 下部は熔結している。 この堆積物は九重火山初期の久住軽石流を覆い， 同火山末期の降下軽石には覆われていて， 九重火山の主体の噴出が芹川火山砕屑流とほゞ同じ頃に行なわれたことを示している。
朝地変成岩類は， これを貫いている深成岩類とともにこの付近の基盤をなす岩層であって， 一般走向に沿って大野山地に分布する。 泥質岩・石灰岩などの堆積岩と， おもに苦鉄質の火山岩とを原岩とした変成岩類で， 肉眼的にはほとんど未変成の岩石， わずかに再結晶したホルンフェルス・千枚岩， 再結晶の完全に行なわれた結晶片岩などの各種の変成岩からなっている。 数個の珪長～苦鉄質貫入岩体に貫かれている。 この岩層からは化石は産しないが， 岩相からみて原岩は秩父古生層に属するものと思われる。
分布は 北東には東隣の犬飼図幅地内にやゝ延長して白堊系および新生代火山岩類に覆われ， 南西には南隣の竹田図幅地内において 阿蘇火山噴出物中にわずかに島状にあらわれるのみであって， どちらの側にもそれ以上の延長は一応断たれている。
本図幅調査では， この岩体の変成分帯は行い得なかった。 また後述の深成岩類が， この変成岩の形成にどの程度に関係しているのかも明らかでない。 野外の観察では， 朝地変成岩類の再結晶の程度はほゞ傾斜方向に変化し， 北西側に強く， 南東側に弱い。 この野外における岩相のちがいを基準として， 南西から北東に森屋 - 臼木 - 田夫時 - 狭平を連ねる線を境にして， 便宜的に朝地変成岩類を北帯・南帯の２部分に分ける。 泥質岩源の岩石は 北帯では雲母片岩であり， 南帯では黒雲母ホルンフェルス・黒雲母千枚岩・黒雲母粘板岩などからなる。 苦鉄質火山岩の角閃石は， 一般に北帯中では緑褐色～青緑色， 屈折率は比較的高く， 粒状～短柱状のものであり， 南帯中のものは淡青緑色～淡緑色， 屈折率は比較的低く， 長柱状～針状のものである [ 以下の [注] 参照 ] 。
以下には記載の便宜上, 地域を３分して， 杵原・狭平付近に分布するものを北東部， 鎧岳 - 田中 - 朝地 - 栗林を結ぶ線にほゞ囲まれる地域を中部， それより西， 新生代火山岩類の下から断片的に露出するものを南西部と呼ぶことにする。
構造は， 北東部および南西部ではほゞ安定して走向 NE であり， 直立または NW に急斜することが多い。 中部では， 走向 NE で NW に傾斜するものが多いが， そのうち北帯に属する地域では， 走向が E - W あるいは NW を示す場合もかなりあり， またこの付近では E - W 方向の微褶曲も見られる。 この地域は綿田花崗岩と石英閃緑岩に各所で貫かれており， 深成岩体中にもゼノリス状に変成岩がしばしば見られるが， その構造は周辺の変成岩と調和的である。 また南帯の火山岩中には塊状で方向性の明らかでないものがある。
主として泥質岩からなり， 少量の火山岩・石灰岩を含む。 北西側は走向にほゞ平行な直線的な境をもって荷尾杵花崗岩に貫かれ， 南側は杵原付近の閃緑岩に貫かれている。 北東方には図幅地域外に延長する。 全域に片状構造が顕著であるが， 南東側では千枚岩質であり， 北西方に向かい粗粒となる傾向があり， 荷尾杵花崗岩との接触線から幅約 500 m 位は， 粗粒の両雲母片岩あるいは 0.5～3 mm 位の優白・優黒質葉層の互層する縞状雲母片岩からなる。 雲母片岩は通常は石英・黒雲母・白雲母・カリ長石・斜長石を主成分とし， そのほかに菫青石・ 紅柱石・ 柘榴石・ 珪線石・ 電気石・ 不透明鉱物のうちの幾つかを含むことがある。 狭平下流の転石に， 断面の径 2 mm 位の紅柱石を含む黒雲母ホルンフェルスがみいだされた。 狭平付近には剥理性に富む暗緑色の千枚岩があるが， これは黒雲母千枚岩の緑泥石化したものと思われる。
火山岩源の岩石は角閃岩で杵原北方の路傍に露出する。 暗緑色細粒片状で， 厚さ 2～20 mm の透輝石からなる褐黄緑色のレンズを含んでいる。
北帯の岩石は雲母片岩と角閃石片岩とからなる。 雲母片岩は優白色部と優黒色部とが細互層する両雲母片岩である。 石英・ 斜長石・ カリ長石・ 黒雲母・ 白雲母・ 不透明鉱物・ 電気石・ 燐灰石・ ジルコンなどからなる。 栗栖南方では黒雲母の量が少なく， 石英が多量で， 石英片岩に近いものがある。 角閃石片岩は黒色～緑黒色， 粗粒であって， 角閃石の柱状結晶の平行配列および粒度の変化による片理または線理が明瞭である。 粒度は著しく不規則に変化することもあり， またそのようなところでは閃緑岩ペグマタイト質， または石英質の不規則な脈あるいはポケットに貫かれる。 黒雲母を多く含む場合は褐色を呈する。 緑褐色普通角閃石・斜長石・石英を主成分とし， ほかに白色雲母， チタン石・鉄鉱・方解石・ブドウ石などを岩石により不定量含む。
田夫時の南方には角閃岩中に緑簾石に富む黄緑色のレンズを挟む。 この部分は鏡下では緑簾石・ 青緑色普通角閃石・ 石英・ 柘榴石・ 透輝石・ 鉄鉱・ 方解石・ ブドウ石（脈）が認められる。
露頭では灰緑色， 鏡下ではほとんど無色の角閃石を含む岩石が， 栗栖付近・栗林の西などに産する。
南帯の岩石は泥質岩源と苦鉄質の火山岩源の岩石とが大部分を占め， 結晶質石灰岩の小レンズを含む。 泥質岩のうち， 北部にあるものは粗粒， 片状の黒雲母ホルンフェルスであり， 南部には再結晶の進んでいない黒色粘板岩が多い。 朝地の西方に露出するのは片状構造の顕著な黒雲母千枚岩である。 鎧岳の南方の荷尾杵花崗岩に近接するところの黒雲母ホルンフェルスは， 紫黒色， 粗粒， やゝ片状の雲母質基質に 1 × 0.5 cm 以下の石英質のレンズ・パッチを含んだ特徴的岩相を呈する。 この付近の黒雲母ホルンフェルスには細脈に沿って， あるいは不規則に， 黒雲母が緑泥石化しているものがある。
珪質頁岩起源のホルンフェルスは細粒， 緻密である。 石灰岩は古殿 北方約 1 km の尾根上と朝地 西方とに， 厚さ 2～3 m のレンズとして産する。 白色， 結晶質で， 径 1～2 mm の粗粒の方解石の集合からなる。
苦鉄質の火山岩を原岩とするものには， 凝灰岩源と思われるものと， 熔岩源と思われるものとがある。 凝灰岩源と思われるものは， 細粒， 暗緑色， 塊状またはやゝ片状で原構造は不明である。 しばしば不規則な石英脈に貫かれ， あるいは石英質のパッチを包有する。 熔岩源のものは塊状であって， 中粒， 緻密， 無斑状の玄武岩と思われるものが多い。 ほかに緑黒色， 緻密の石基中に 1～2 mm の斜長石残斑晶を点在するものもある。
安山岩源のホルンフェルスが石原 北東方に産する。 これは黒雲母ホルンフェルス中の岩脈と思われる。
岩石の大部分は片理のよく発達したやゝ粗粒の雲母片岩で， 0.5～5 mm の優白・優黒質の葉層が互層する。 鏡下の性質も中部に産するものと似ている。 木原 東方では透輝石角閃石片岩が雲母片岩に伴なう。
朝地変成岩類を貫いて， 流紋岩と石英斑岩との小岩脈がある。 これらの岩脈は後述の花崗岩類の貫入に伴うものかも知れないが， 明らかな関係はわかっていない。
流紋岩の岩脈は田中 北北西約 2.5 km の路傍でみられる。 岩脈の走向は N 30°W， 傾斜は 40°NE， 厚さは約 1.5 m であり， 朝地変成岩類の変玄武岩を貫いている。 白色， 細粒， 緻密の岩石であり， 鏡下では細粒珪長岩質の石基中に， 高温石英・ （曹長石・絹雲母化した）斜長石・ （緑泥石化した）黒雲母・ 柘榴石の斑晶が認められる。
石英斑岩の岩脈は田類崎 南東約 0.7 km の地点にある。 岩脈の走向は N 80°E， 直立しており， 厚さはおそらく数 m である。 灰白色， 細粒， 緻密の岩石であり， 径 2～3 mm の黒雲母の薄板状の結晶が， ほゞ平行に配列して流状構造をつくっている。
杵原付近と北平・綿田付近， すなわち朝地変成岩類の中部と北東側と南西側とに分布する。 細～中粒， 優黒色の石英閃緑岩・閃緑岩が多く， そのほかに粗粒の閃緑岩～角閃石斑粝岩の部分もあり， 岩相は不均質である。 綿田花崗岩に貫かれるが， 両岩体の接する付近では， 花崗岩とこの岩類との双方の岩相が互層状または不規則に交錯する。 図上にはそれぞれの大きな分布の境界が示してある。 またそのような部分では， 岩体を多くの不規則な石英脈またはアプライト脈が貫く。 西の岩体では， 綿田から栗林までの道路に沿って， 朝地変成岩類の角閃岩がしばしばゼノリス状に包有されている。 このようなところでは， 細～粗粒の角閃岩と石英閃緑岩～斑粝岩とが， 数～数 10 cm の厚さで互層することがある。 これらの変成岩の示す走向は ENE - WSW または E - W であって， 周辺の朝地変成岩類の構造と調和している。 以上の事実から， これらの岩体は朝地変成岩類を貫き， 荷尾杵・綿田花崗岩に貫かれているものと考えられる （荷尾杵花崗岩との関係は後述する第 4・5 図参照）。
上記のほか， 荷尾杵花崗岩中の小川野・荒木・小原付近に閃緑岩～斑粝岩が産する。 角閃石と斜長石とを主成分とし， 岩相は 上記の石英閃緑岩・閃緑岩類中の中～粗粒閃緑岩～斑粝岩とよく似ているので 一括して図示してある。 この付近では， これらの他にもしばしば荷尾杵花崗岩中に同質の小岩塊が包有されている。
北平 北方の石英閃緑岩中にあるコートランド岩の１岩体と， 尾原・尾迫付近の荷尾杵花崗岩中にある斑粝岩を主とする２岩体とがある。
緑黒色・堅硬な岩石で， 緑黒色， 中～細粒の基地に， 径 1～1.5 cm の褐黒色の角閃石がポイキリティックに発達する。 岩体中を幅 10 cm～1 m の石英質ペグマタイト脈が貫く。
不均質な岩体であって， 緑黒色・粗粒の角閃石を主とする部分（角閃石岩に近い斑粝岩）， 緑黒色・中粒・緻密な部分（角閃石岩）， 緑色と白色とのかすり状の部分（角閃石斑粝岩）など， さまざまな岩相を有する。 全体に無色鉱物の量は少なく， 超苦鉄質岩に近い。 尾迫 南の岩体の南縁は， 断層で荷尾杵花崗岩と接しているが， 元来は同花崗岩に貫かれているものと考えられる。
七瀬川の南東側に北東 - 南西に細長く分布する。 岩体の南東側は朝地変成岩類を貫き， 北西側は山中花崗閃緑岩と推定断層で接する。 粗粒黒雲母花崗岩であって， 径 0.5～1 cm の石英・長石（畑付近では 2 cm）と少量の黒雲母とからなる。
岩体は広く圧砕作用を受けており， 圧砕化は北西側に強く， 尾迫 - 荷小野 - 石合を結ぶ地域では圧砕岩となっている。 このため岩体中には新鮮な部分は少なく， 南東縁の一部を除いては黒雲母は緑泥石化し， 一部では肉眼的には有色鉱物は認められなくなっている。 全体を通じてやゝ不規則な節理が生じ， 酸化鉄の滲出 ? により淡い橙赤色を呈することが多く, 「汚れた」感じを与える。 岩相は北東部では比較的均質であるが， ときにやゝ細粒で優黒質の部分があり， 細粒黒雲母石英閃緑岩となる。 一般にこの部分は粗粒の主部よりも新鮮である。 図幅地域東縁の畑 北方には 朝地変成岩類に由来すると思われるゼノリスが２箇所にみられる。 ゼノリスは花崗岩化作用を受けているが， なお明らかな片状構造を残しており， 南方の朝地変成岩類の一般走向とは著しく異なる N 40°W の走向をもっている。 南西部の小原・小川野付近ではやゝ不均質であり， しばしば細粒優黒質の岩相を呈し， 多くの石英脈またはペグマタイト脈・アプライト脈に貫かれ， また閃緑岩質～角閃岩質の小ゼノリスを含んでいる。
尾迫付近では強く圧砕されて， 有色鉱物はまったく消失し， 石英・長石は角がとれて丸味を帯び， かつ明瞭な流状の配列をしている。
圧砕岩は石合 東方によく発達する。 淡褐灰色・淡青灰色などを呈し， 不規則な斜交節理があり， 一部には片状に近い剥理がある。 一見， 中～細粒の砂岩～凝灰岩のようである。 網状の石英脈に貫かれる。
荷尾杵花崗岩の南東縁は N 40°E 方向のほゞ直線的な境界で朝地変成岩類（および石英閃緑岩）を貫いている。 貫入接触の露頭は杵原 北西の道路沿いにみられる。 東隣の犬飼図幅地域西縁の畑 東の沢と河内 南東の沢とでは, 両者は断層で境されているが, 付近の岩相の関係は上記の杵原 北西でみられるのとよく似ている。 すなわち杵原 北西では， 荷尾杵花崗岩の， やゝ優白質粗粒の黒雲母花崗岩と， 黒雲母縞状片岩との中間に， 細～中粒で不均質な優黒質石英閃緑岩・閃緑岩が幅約 3 m に亘り介在している（第 4 図）。 畑 東の沢では， 荷尾杵花崗岩の圧砕された粗粒黒雲母花崗岩と， 黒雲母片岩との間に， 細～中粒の石英閃緑岩， 細粒雲母石英片岩などが反覆して露出する。 また河内 南東の沢では， 圧砕された粗粒荷尾杵花崗岩と雲母片岩とが N 65°E の断層で接し， 接触部近くの片岩の中には片状構造をきって， ポケット状に黒雲母石英閃緑岩～アプライト質細粒花崗岩が存在する（第 5 図）。 これらの境界付近にみられる石英閃緑岩などの細～中粒岩は， 杵原付近の石英閃緑岩と， 肉眼的にも鏡下においてもよく似ており， 荷尾杵花崗岩より以前に朝地変成岩類に貫入したものと思われる。
朝地の北方で NNE - SSW に延びた不規則な形に分布して， 朝地変成岩類および石英閃緑岩・閃緑岩類を貫いている。 露頭は著しく風化してザラザラの粗粒の砂状を呈していることが多い。 主体は粗粒の黒雲母花崗岩であるが， やゝ不均質であって， 粒度・鉱物の量比などの変化により石英閃緑岩あるいは細粒優白質花崗岩などに移過する。 粗粒の典形的な岩相では径約 1 cm の粒状の石英， 0.5～2 cm の半自形 長石を主とし， それらの間をうめた 2 mm 以下の黒雲母と， それよりずっと少量の 3 mm 以下の角閃石とからなっている。 円味を帯びた優黒質のゼノリスを含み， これは接触部近くに著しい。 石英脈・アプライト脈・ペグマタイト脈などに貫かれる。
以上とは別に東方に離れて， 鎧岳の南と南東とに花崗岩の小岩体がある。 岩相が綿田花崗岩と似ているので， こゝに岩括した。
粗粒の黒雲母花崗岩である。 長さ約 2 cm（ときに 4 cm に達する）のほゞ平行に配列した長石の結晶と 径 1 cm の石英と黒雲母とからなる。 黒雲母はやゝ大形の自形結晶とそれより小形で小クロット状の集合を作るものとがある。 岩体の内部は比較的均質で包有物は少ない。 朝地変成岩類を貫く露頭は藤浪 北西の小沢で観察され， そこでは両者は直線状の明瞭な境界をもって接している。 接触部近くの花崗岩はやゝ細粒で優黒質の岩相を示すことがある。 朝地変成岩類の黒雲母ホルンフェルスは接触部近くでやゝ粗粒化し， アプライト質花崗岩・アプライト・ペグマタイトなどの岩脈に貫かれている。
岩石は一般に新鮮であるが， 南東隅の旧観法鉱山付近には緑泥石化が行なわれている。
岩質は上記のものによく似ている。 アプライト花崗岩脈・アプライト脈・ペグマタイト脈などに貫かれている。 優黒色のゼノリスは北方に多くなる傾向がある。 北方の石英閃緑岩・閃緑岩類との境界は岩相が不均質となり， 花崗岩質の部分と閃緑岩類の部分が交互に現れ複雑な境界をもって接している。 東隣の犬飼図幅地内の高野付近に， この岩体が石英閃緑岩・閃緑岩類を貫く露頭がある。
七瀬川の北西側に分布し， 新生代火山岩類に覆われて谷沿いの低地に露出する。 岩体の南東側は荷尾杵花崗岩と推定断層で接するが， 他の先新生代岩層との関係は不明である。 露頭は風化していることが多く， 新鮮な露頭は河床・県道沿いの切割などに限られる。 中～粗粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩または石英閃緑岩である。 部分的には緑泥石化しているが， 全体には変質が少なく， 新鮮である。 場所ごとに多少の岩相の差はあるが， 一露頭位の規模ではほゞ均質であるか， あるいはやゝ優白質の部分と優黒質の部分があるという程度に不均質である。 厚板状自形の黒雲母とやゝ太い柱状・自形の角閃石とを特徴とする。 一般に黒雲母が角閃石より多いが， 所によっては前者がほとんどなく， 後者の量は多くなって角閃石石英閃緑岩の岩相を呈する。 優黒色細粒の円味を帯びたゼノリスを少量含む。 北東部 裏谷の西方では， 南西部に較べてやゝ細粒， 優黒質であって， 有色鉱物の自形性はやゝ少ない。
荷尾杵花崗岩との直接の関係を示す露頭は発見されなかった。 図幅地域東縁の県道上 199 m 水準点付近では， 県道の南東側には圧砕され， 珪化した荷尾杵花崗岩が， また北西側にはやゝ圧砕され緑泥石化した山中花崗閃緑岩が露出し， その間に断層が推定される。 こゝの山中花崗閃緑岩は， 破砕され粒状化した花崗岩片と結晶破片とが膠結されて一見花崗岩質砂岩の観を呈し， 圧砕・再結晶作用の顕著な荷尾杵花崗岩中の圧砕部とは外観・鏡下の性質とも異なる。 また荷尾杵花崗岩中には広く圧砕作用がみられるが， 山中花崗閃緑岩中で圧砕の認められるのはこの露頭のみであり， こゝで両岩体を境する断層に伴なう軽微な圧砕を示すものと思われる。
旧野津原村と旧今市村との境界付近の県道沿いに， 角閃石黒雲母石英斑岩が露出する。 この花崗岩に伴なう小規模の迸入体と思われる。 暗灰色， 細粒の石基に石英・黒雲母の自形斑晶が認められる。
図幅地域南東部の３ヵ所に露出するが， いずれもごく小面積を占めるに過ぎない。 そのうち田中の北西および西の２ヵ所は， 大野山地の山麓部に位置して朝地変成岩類に接し， 新生界に覆われており， 他の１ヵ所は図幅南縁にあって， 新生代火山岩中に窓状に露出する。 礫岩・砂岩・黒色頁岩からなる水成堆積岩層であって， 東隣の犬飼図幅地域に広く分布する上部白堊系大野川層群の一部である。
朝地変成岩類との関係は田中 北西（若宮 北西）では露出が隔てられて不明であるが， 田中 西（屋原付近）では２ヵ所でその関係がみられる。 そのうちの１つは幅約 30 cm の断層角礫を伴なう N 40°E， 直立の断層であり， 他の１つはその約 300 m 南西にあって， 風化していない朝地変成岩類と不規則な境界で直接 白堊系礫岩が接しており， この露頭は不整合と考えられる。 大野川層群に関するこれまでの知識によると， この礫岩の岩相は同層群の基底を示すものとされ， 野外の観察とあわせると， この地層は朝地変成岩類とは一部に断層を伴なう不整合関係にあると判断される。
田中付近に分布するものは， 特徴的な帯紫暗赤色を呈する無層理の礫岩である。 礫は淘汰不良で， 径 30 cm 以下， 一般には 10 cm 以下であり， 基質よりも礫の方が多いこともある。 円礫を主とし亜角礫をまじえる。 礫の種類は砂岩・チャート・花崗岩・斑粝岩などである。 花崗岩中には荷尾杵花崗岩に似た粗粒岩が含まれる。 これらの礫は朝地変成岩類とそれを貫く貫入岩類から由来したものと思われる。
図幅地域南縁のものは， 細礫礫岩と少量の黒色頁岩とを挟む粗粒砂岩からなり， N 40°E・40°SE の走向・傾斜を示す。 粗粒砂岩と細礫礫岩とは黄褐色でやゝ堅硬に膠結されている。
図幅地域南東部， 鎧ガ岳 [ 鎧岳 ? ] から木原山に連なる大野山地をつくる， 流紋岩・安山岩と少量の堆積岩とからなる累層を大野火山岩類 [ 以下の [注] 参照 ] という。 構成岩類を下部から白岩山流紋岩 [ 以下の [注] 参照 ] ・ 代三五山 安山岩・三宅山流紋岩 [ 以下の [注] 参照 ] ・橄欖石安山岩岩脈とそれらに伴なう堆積岩類とに分ける（第 6 図）。 この火山岩類に伴なう堆積岩類は淡水性の薄い地層で， これから産する植物化石と火山岩類の性質とから， これらは中新世新期から鮮新世古期に亘るいわゆる第一瀬戸内型の堆積物とされている 25) 。 火山岩は流紋岩の熔岩・熔結凝灰岩， 少量の凝灰岩を伴なう安山岩熔岩， 多量の流紋岩熔結凝灰岩の順序に活動し， 最後に橄欖石安山岩の小岩脈が貫いた。 全体を通じて流紋岩がもっとも多量で， 安山岩がこれに次ぎ， 苦鉄質岩はきわめて少ない。 造岩鉱物の上からは， 白岩山流紋岩の一部と三宅山流紋岩とにはサニディンの斑晶が多く含まれること， 各岩類を通じて角閃石斑晶のみられないことが特徴的である。
この地域の新第三系の最下部の地層である。 流紋岩の数枚の熔岩・熔結凝灰岩を主体とし， 少量の凝灰角礫岩・凝灰質砂岩を伴なう。 図幅地域内では主として大野山地北東部の北縁と白岩山付近などに分布するが， 数ヵ所に分かれていてそれぞれの関係は明らかでない（第 6 図）。 石合では流紋岩の基底に薄い凝灰質砂岩があって花崗岩の風化面上にのっているが， 他の所ではみられる限り熔岩が直接 基盤を覆っている。 この岩類の基底面はほゞ平坦で主として高さ 500～600 m にあるが， 白岩山付近では小凹地状をなして 300～400 m の高さにある。 石合付近のものは断層運動によって低所に転位したものと考えられる。
熔岩・熔結凝灰岩には 黒雲母流紋岩・輝石流紋岩（黒雲母を含むものもある）の２種がある。 黒雲母流紋岩は小川野の南・杵原の北と南西・平野寺の北・白岩山付近などに， また輝石流紋岩は杵原の南・石合・田夫時などに， それぞれ産する。 岩石種ごとに， また産地ごとに多少の岩相の差はあるが， 共通した性質をもち， また三宅山流紋岩とは明瞭に区別されるので， 第 2 表にそれぞれの特徴を表示した。
図幅地域の南部， 三宅山の東麓に分布する。 厚さ約 100 m の安山岩熔岩で， 基底に厚さ 10 m 位の火山砕屑岩を伴なう。 分布の南西部， 中村付近では基盤の朝地変成岩類を直接に覆い， その東方の白岩山付近では白岩山流紋岩を被覆している。
安山岩は全域を通じて均質であって， 黒色， 緻密なガラス質石基に径 2 mm 以下の汚濁した斜長石斑晶を散点する。 板状・煉瓦状あるいは不規則な方状の節理の発達する緻密な部分が多いが， 熔岩流の表面に近いごく小部分には塊状部， 気孔の発達する部分などがある。
この岩類は 高さ 600～860 m の大野山地の頂部を形成する 厚さ 150～250 m の流紋岩熔結凝灰岩の岩体である。 径 1～2 m の柱状節理がよく発達し， そのため急崖に囲まれた卓状の山地か， あるいはより侵蝕の進んだ場合には孤立峯の多い突兀とした地形を作る。 現在の分布の北西側では基盤の先新第三系（朝地変成岩類と貫入岩類）または白岩山流紋岩を， 南東側では基盤岩または代三五山安山岩を覆っている。 処々で下位層との間に薄い堆積岩を挟むことがあるが， その分布は局地的なものと思われる。 熔結凝灰岩の最下部は崖錐に覆われて下位層との接触面は見られないことが多いが， そのようなところに堆積岩があったとしても極って薄いものであり， 多くのところでは直接 熔結凝灰岩が下位層と接しているものであろう。
この岩体の岩石には野外では太い柱状節理が発達し， 底面に平行な白色のレンズ状体または空隙が普通にみられ， また外来包有物が多く含まれている。 鏡下では扁平化されたピトロクラスティック組織が明瞭である。 以上のことからこの岩体の岩石が熔結凝灰岩であることは明らかである。 岩相は 後述する黒色相と白色相との２種があることを除いては全体を通じてきわめてよく似ている。 黒色相は全体の基底部には普遍的に発達しているが， それ以外に岩体中の処々に存在するものについてはその分布の規則性は明らかでない。 その他の性質についても， 岩体中の規則的な岩相変化があるかどうかを明らかにすることができなかった。 また岩体中では明瞭な降下火山砕屑物と水成堆積物とは認められていない。 本岩体は大規模な火山砕屑流の堆積物と考えられるが， 上に述べた不明確さのために， それが一回の大きな活動に由来するものか， 何回かの活動の繰り返かしによるものなのかは明らかでない。
熔結凝灰岩の岩相には甚だしく見掛けを異にする２種， すなわち黒色ガラス質の黒曜岩と灰白色～淡褐色の流紋岩 [ 以下の [注] 参照 ] とがある。 後者は前者の結晶化したものであるが, 便宜的にそれぞれを黒色相・白色相として区別して取り扱う。 岩体の基底部は常に黒色相であるが， その厚さは通常 数 m 以下である。 その他の部分はときに不規則に黒色相を含む白色相であるが， 量的には白色相が圧倒的に多い。 この両者は灰褐色の中間的岩相を経て漸移するのが普通であるが， 神角寺東方約 500 m の岩体基底部では， 以下に述べるようにきわって特徴的な移過の様相を呈する。
三宅山東部の高さ 500 m 付近で， 橄欖石安山岩の１岩脈が三宅山流紋岩を貫いている。 岩脈は N 60°W， 70°NE の方向で， 幅約 10 m である。 岩脈に接する流紋岩は数 m に亘り破砕され， 岩脈中の周縁部には壁面に平行した薄い板状節理が， 内部には斜交した節理が発達する。 肉眼では灰褐色， 緻密， 無斑状で， 一見 中粒砂岩様の見掛けを呈する。
図幅地域北東部の竜原付近に分布する 堆積岩類と輝石安山岩熔岩・角閃石安山岩迸入体を一括して竜原層とする。 谷層とは堆積岩類の岩相がやゝ異なることと， 輝石安山岩・角閃石安山岩を伴なうことで区別され， 両者は断層で接しているものと考えられる。
黄色または暗灰～黒色の泥岩， 黄褐色の凝灰質砂岩， 軽石凝灰岩， 軽石質火山礫凝灰岩などの互層からなる。 凝灰質砂岩は黒雲母片・安山岩礫を含む。 軽石質火山礫凝灰岩には斜長石・輝石の結晶が含まれる。
谷層にくらべてやゝ硬く膠結されている。 全体はほゞ水平であるが， NE - SW および NW - SE 方向の小断層が多く， 走向傾斜は一定しない。
竜原橋付近のもの（熔岩流 ?）と その約 0.3 km 南方の堆積岩中に挟まれる薄い２枚の熔岩流とがある。 ともに黒色ガラス質安山岩であるが岩相はやゝ異なる。 竜原橋のものは灰色に汚濁した径 3～5 mm の大形の斜長石斑晶を含む。 南方のものは， 中間に薄い軽石砂層を挟んだ２枚の塊状熔岩で， 厚さは２枚で約 6 m である。 長さ 1～2 mm の斜長石・輝石の斑晶を含む（図版 6）。
竜原 東方の 440 m 峰を構成する岩体で， 南に離れた小露出がある。 北の主岩体の北縁は断層で谷層に接する。 南の小岩体の南縁は 577.5 m 三角点の北西の小沢で 竜原層の堆積岩に整合的に迸入している（図版 7）。 接触面近くの砂岩・泥岩はやゝ硬化しているが， 変質作用はほとんど受けていない。 北の岩体は南の岩体の推定断層による繰り返えしと考えられる。 谷層との接触は図幅北縁の挟間町片野の南の小沢でみられる。 谷層の， 安山岩異質角礫を多く含んだ黒雲母流紋岩質軽石凝灰岩と N 80°E・垂直の断層で接し， 付近の本岩中には断層にほゞ平行な節理が発達し， 断層から数 m は破砕され亜円礫様の岩塊を含む断層角礫岩となっている。
新鮮な部分は青灰白色～灰黒色， 緻密な岩石であるが， しばしばやゝ変質し， 褐鉄鉱が滲出して黄褐色を帯びる。 細粒の石基に， 5～7 mm 以下の柱状の角閃石と 2～3 mm の斜長石と少量の輝石との斑晶を有する。
図幅地域北東縁に分布し， 別府・犬飼・大分各隣接図幅地内に連続する。 北から南に緩く傾斜し， 別府図幅地内の谷付近から本図幅地内の今畑 東方までの路線で 全層厚約 250 mである（第 8 図）。 本図幅地内には， このうち， 上位の約 100 m が露出しており， これを下から酒野軽石凝灰岩・砂岩礫岩層・上中尾凝灰岩 [ 以下の [注] 参照 ] の３部層に分ける。 この累層は首藤 [ 以下の [注] 参照 ] により， ほゞ下部鮮新世の地層と考えられている。
主に別府・大分両図幅地内に分布し， 本図幅地内には北縁にごく狭く分布するのみである。 標式的な部分は淡黄褐～淡黄緑色を呈し， 無層理であり， 黒雲母流紋岩質の白色の軽石を同質の軽石砂が塡めた軽石凝灰岩で， 軽石流堆積物と思われる。 安山岩の異質岩塊を含む。 本図幅地内にあるものは， 上の標式的な岩相のほかに， 降下火山砕屑物と思われるやゝ成層した軽石凝灰岩もある。 この地層の南側は走向 N 80°E・傾斜ほゞ垂直の断層で， 竜原層の角閃石安山岩と接する。
下位から， 軽石質砂岩・灰白色シルト岩・凝灰質砂岩・礫岩の互層（25 m）， 褐色の輝石安山岩質凝灰岩～凝灰角礫岩（10 m）， 泥質凝灰岩を挟む白は軽石質砂岩およびシルト岩の互層（35 m）からなる。 火山源物質， とくに白色の軽石を多く含む。 礫岩の礫は細礫から径 30 cm 以上のものまであり， 一般によく円磨され， 淘汰もよいことが多い。 礫は三宅山流紋岩（白色流紋岩・黒曜岩）， 起源不明の安山岩， 荷尾杵花崗岩， 雲母片岩・ホルンフェルスなどの変成岩などからなる。
主として紫蘇輝石角閃石石英安山岩質の軽石凝灰岩・熔結凝灰岩からなる。 図幅地域東縁， 籠台の西方では最下位に角閃石安山岩軽石層（1 m）があり， その上に 紫蘇輝石角閃石石英安山岩軽石凝灰岩（5 m）・ 同質熔結凝灰岩（7 m）・ 同質凝灰角礫岩（5 m）がのり， その上は風化土に覆われて上限は不明である。
軽石凝灰岩は， 灰白色無層理で， 軽石破片のガラスからなる基質中に長石・角閃石・紫蘇輝石の類晶を含む。
熔結凝灰岩は， 下部では暗灰色， 上部は白色， 風化面では橙黄色を呈する。 やゝ多孔質であるが， かなりよく熔結され， 径約 1.5 m の柱状節理を有する。 径 2 mm の長石， 長さ 2 mm 以下の角閃石・紫蘇輝石の自形斑晶を含む。 少量の軽石片を含んでいるが， 異質の岩片は（肉眼的には）まれである。
図幅地内の中央部から北東部にかけて広く分布する。 火山岩の累層であって， 輝石安山岩と黒雲母流紋岩を主とし， 少量の角閃石安山岩を挟む。 下位から ① 鹿倉安山岩・ ② 庄司安山岩・ ③ 冠山東角閃石安山岩・ ④ 飛竜野流紋岩・ ⑤ 時山安山岩・ ⑥ 熊群山流紋岩・ ⑦ 中峠軽石流れ・ ⑧ 本峠熱雲・ ⑨ 上峠流紋岩の９部層に分ける。 最後の３部層を一括して長湯流紋岩類とする。 これらの岩類の分布地域には， また今市火山砕屑流が分布して， ④ を覆い， ⑤ に覆われている。 しかし ⑤ の一部， 黒岳 東方の 栢木 付近に分布するものと ⑦・⑧・⑨ とは 今市火山砕屑流との関係が明らかでなく， 同火山砕屑流よりも下位である可能性もある [ 以下の [注] 参照 ] （第 9 図）。
庄内火山岩類の噴出後， 現在の阿蘇野盆地の南東側・北東側の境界にほゞ一致する断層により， その内側が陥落し， 火山構造性の陥没地を形成し， その内部に阿蘇野層が堆積し， 花牟礼火山岩類が噴出した。
大きな斜長石斑晶をもった特徴的な輝石安山岩の熔岩を主体とし， ごく少量の凝灰岩を中間に挟む岩層である。 図幅地域北部， とくに阿蘇野川南岸に広く分布するほか， 中央高地の北東部には上位の各岩層の下位に処々にその露出があり， 元来はかなり広く分布していたものと思われる。 ほとんど水平であるか， またはゆるく南に傾むき， 図幅北縁では厚さ 300 m 以上に達するが， 南東縁の石合・荒木付近では 100 m 程度である。 図幅地域北縁付近の WNW 方向と阿蘇野川北西の NW 方向との断層群によって北縁を断たれ， それより北方には出現しない。 この岩層の大部分は， 緻密で， 節理が発達し， 一様な見掛けをもった熔岩であるが， 中間に凝灰岩を挟むこと， 熔岩の表皮部または下底を示すガラス質の部分または気泡に富む部分をときに挟むこと， 階段状の地形（第 10 図参照）などから， 厚さ 20～50 m 以上の数枚以上の熔岩からなるものと考えられる。
北部では， この熔岩には常に顕著な節理が発達する（第 10 図）。 節理には１ヵ所において， 1～3 方向の垂直に近い急傾斜のもの（一見 柱状節理のような見掛けをもつ）と， 水平に近い板状節理とがあり， これらの節理によって露頭は断崖をつくり， また破片は斜方六面体状を呈することが多い。 これらのうち， 水平に近い板状節理は, 流理面に平行した節理と思われるが， 垂直に近い節理は NW および NE 方向のものが多く， おそらく構造運動に伴なって生成されたか， あるいは強調された節理系であろう。 これらの方向は小地形にもよく表われ， また鹿倉対岸の阿蘇野川河床では， 鹿倉安山岩が NW 方向に破砕され， 同方向に時山安山岩の岩脈が貫入している。
熔岩は黒色・青灰色・灰白色などの細粒， 緻密な石基に， 斑晶として大型の斜長石の多量と輝石とを含んでいる。 斜長石は一般に包有物のために汚濁し， 大きいものは径 1 cm 以上に達する卓状の自形を呈し， 流理に平行に配列することが多い。 輝石は紫蘇輝石が多く， 長さ 5 mm 以上の自形柱状結晶をしばしば含む。 少量の灰白色の外来岩片を包有することがある。
凝灰岩は高塚 北東の谷， 鹿倉 南西の阿蘇野川沿岸などで見られる。 褐色の細粒凝灰岩， 斜長石・輝石の自形良晶を含む結晶凝灰岩， または結晶軽石凝灰岩などの互層からなり， １枚の厚さは最大 10 m 程度と思われる。 上位の熔岩に覆われた部分は酸化して顕著な赤色を呈する。
図幅地内の北東部から中央にかけて分布する。 北東端を除いては， すべての地域で鹿倉安山岩の上位にある。 厚さは北東端では約 200 m あるが， その他の場所では一般に 100 m 以下である。 1～3 枚程度の輝石安山岩の熔岩流と少量の火山灰とからなる。 熔岩表面や火山灰などは風化によって土化し， 露頭では熔岩の心部のみしか見られないことが多い。
鹿倉安山岩を被覆する露頭は各所にある。 栗灰 西の芹川左岸の県道沿いでは， 鹿倉安山岩の熔岩流表面の塊状部が風化， 土化し， その上に本熔岩がのり， 下位の風化土の上面は赤く酸化している。 また庄司の県道から芹川ダムへ下る道路では， 鹿倉安山岩の上面の斜長石・輝石斑晶を多量に含む黄白色の降下軽石層を覆っている。
標式的な岩石は， 灰黒色～灰色， 細粒， 緻密な石基に， 0.5 mm 以下の長方形の斜長石の斑晶を密にもち， 1～2 mm 以上の汚濁した斜長石を少量含む。 輝石は通常 1～3 mm 以上の自形短柱状の結晶がかなり多量含まれる。 橄欖石を少量含むこともある。 ときに石英の外来結晶， 灰白色の外来包有物を有する。 鉄苦土鉱物の組合せは Ⅴc または Ⅴd である。 鏡下では， 斜長石の 0.2～0.5 × 0.1 mm 位の長方形の小斑晶を多量に有し， それらの中では， アルバイト双晶とペリクリン双晶とが組合って 双晶の各片が鋭い鋸歯状の境で接する複雑な双晶をしていることが特徴である。 少量含まれるそれらより大形の斜長石は， 包有物が多く汚濁している。
冠山北東の 760 m 峰をつくる角閃石安山岩の熔岩で， 庄司安山岩の上にのり， 円頂丘をつくっていたものと思われる。 大きな方状の節理があり， 流理構造も顕著で， 流理に従う板状の剥理がある。 緻密な部分は青灰色， やゝ多孔質の部分は白色， 酸化された部分は紅紫色を呈する。 光沢のある 5 mm 以下の角閃石斑晶が目立ち， 3 mm 以下の斜長石を多量に有する。
高塚付近・冠山 - 飛竜野付近・大竜山付近の３ヵ所に分かれているが， 元来は連続していたものであろう。 厚さ約 150 m の台地状の熔岩流である（図版 8）。 下部は黒曜岩あるいは灰白色のガラス質岩のことが多く， 他は青灰色・灰白色などの結晶質流紋岩である。 飛竜野 北東 0.5 km の小沢では， 鹿倉安山岩 上面の降下軽石層・凝灰岩上を覆い， 高塚東方では庄司安山岩の上位にあり， 冠山東側では冠山 東 角閃石安山岩を被覆している（図版 9）。
鏡下の性質は後述する上峠流紋岩とまったく同様である。
熊群山をつくり， 厚さ 100 m 以上ある。 厚い熔岩流の一部か円頂丘と思われる。 角閃石黒雲母流紋岩であって， 肉眼的にも， 鏡下の性質も， 上峠流紋岩とよく似ている。
阿蘇野盆地の北東側・南東側・南側に分布する。 岩石の見掛けからだけでは庄司安山岩と区別の困難なこともあるが， 今市火山砕屑流の上位にあることによって， 層位的に区別される（第 9 図）。
阿蘇野盆地北東のものは， 熊群山南側で今市火山砕屑流の上にのる。 厚さは時山付近で最大約 300 m ある。 阿蘇野盆地南東のものは， 岩下南方では今市火山砕屑流の上にあり， その西の金口峠付近では鹿倉安山岩の上に直接のる。 金口峠北方で約 150 m の厚さがある。 盆地北東のものも南東のものも， 3～数枚の熔岩流からなる。 なお岩下 南東の阿蘇野川の河床に近い低所に露出するものは， 阿蘇野盆地をつくる断層によって上方から転位したものと考えられる。
これらの岩石は庄司安山岩に比較して珪長質であり， 一般に斜長石斑晶がやゝ大きく， その量が少ない。 鉄苦土鉱物の組合せは Ⅴe または Ⅴd である。 岩相から２つの型に大別される。 その１つは， 時山付近の大部分をつくるもの， 金口峠付近にあるものなどである。 灰色～灰黒色， 細粒の石基に， 1～3 mm 以上の粒径の一定しない斜長石を中程度， またはやゝ多量に含む。 斜長石は汚濁しているものがかなりある。 輝石・斜長石からなる集斑晶， 灰白色， 砂岩状の外来岩片もしばしばみられる。 橄欖石を含むこともある。
他の型は熊群山の南・岩下の南などで今市火山砕屑流の直上にあるもの， 時山付近の一部などにみられるものである。 灰白～灰黒色， 緻密な石基に， 径 1～2 mm の粒度のよく揃った方状～短柱状の斜長石を多量に有する岩石で， 斑晶と石基との間の粒度の差が明らかな特徴的な岩石である。 輝石斑晶を少量含む。
栢木 南方のものは薄い２枚の熔岩流からなる。 今市火山砕屑流の上位にある如くに見えるが， 露出が不良の為に確実ではない。 栢木の東で火山灰の下に小さく露出するものは， 栢木 南方のものと岩質が酷似するので， 岩下 南東と同様に断層によって下方に転位したものであろう。 これらの岩石は時山安山岩の上記した２つの型のものよりも， より苦鉄質である。
近接した地域に引き続いて活動したと思われる 中峠軽石流・本峠熱雲・上峠流紋岩の３個の流紋岩の岩体を一括して長層流紋岩類とする。 本峠熱雲・上峠流紋岩はともに中峠軽石流を直接覆っているが， 前２者の間の関係は不明である。 各岩類の間の関係を第 11 図に示す。
上峠から本峠への稜線の南東側の緩斜面をつくり， 東方の藤目付近まで分布する。 時山安山岩を覆う。 厚さ約 100 m の軽石流堆積物を主体とし， 下部に軽石凝灰岩， 上部に軽石砂層・降下軽石堆積物を伴なう。 軽石流堆積物の下部は熔結凝灰岩であり， 上に向かってほとんど固結していない軽石の集合にまで移過する。 中峠の北・北西で栢木の南方の時山安山岩を覆っている（第 9・11 図）。 本層の南側は芹川火山砕屑流に覆われて下位岩層は見られない。 今市火山砕屑流との明らかな関係を示す露頭は発見されなかった。 南方に離れて久住町古屋敷付近に軽石流堆積物があり， 関係は明らかでないが， 岩相がよく似ているのでこゝに一括する。
柚柑子 の北西 2 km の谷の北東岸にこの地層の最下部が露出する（第 12 図）。 下位に時山安山岩に属する硬く固結した褐色の細粒凝灰岩 (A) があり， その上に本層下部の軽石層 (B) 約 3 m， 異質角礫軽石凝灰岩 (C) 約 25 m， 熔結凝灰岩 (D) の順に露出する。 (B) は黒雲母・角閃石を少量含む白色の軽石からなる。 (C) の基質は黒雲母流紋岩の白色の軽石とその砕片とであるが， 多量の輝石安山岩の異質角礫を含む。 角礫はこゝでは最大 20 cm， 通常は 5 cm 以下のものである。 (D) は熔結凝灰岩であって， 径約 2 m の柱状節理が発達する。 斜長石・黒雲母・角閃石の斑晶を含み， 石基はかなり緻密で青灰色および灰白色の細い縞が互層した流理様の構造があり， ほとんど熔岩のような見掛けをもっている。 少量の異質角礫を含む。
上述のうち (B) はおそらく降下軽石堆積物である。 (C) は降下堆積物か火山砕屑流堆積物かよくわからない。 (C) には， (D) 軽石流の流出に先立つ降下堆積物， あるいは (D) 軽石流の下部であって大きな異質角礫が濃集した部分 （本質部分が少ないために熔結していない）， あるいは (D) とは別の火山砕屑流である， などの可能性が考えられるが， (B) と (C) に当る堆積物をこの露頭から離れて追跡していないので， 以上のどれであるかをきめられない。
本層の主体をつくるのは軽石流であって， (D) はそのもっとも強く熔結した岩相を代表している。 同様な岩石は中峠の北西・同北方・本峠の北方などにおいて， この堆積物の基底付近にのみ見られる。 この軽石流堆積物の下部には， 径 2～3 m の柱状節理が発達し， 谷壁に沿ってその崖がよく連続する（図版 10）。 これらの岩石の大部分は上述の (D) の岩相より熔結の程度が弱く， 灰白色， 粗鬆で， ときにガラス質のレンズまたは条線が認められる。 黒雲母・角閃石の斑晶を含み， 異質の岩片を少量含んでいる。 岩体の上方に向かって次第に多孔質になり， 灰白色の基質中に扁平化した軽石を含むものから， よく発泡した径 2～3 cm 以下の円形の軽石と同質粉状の砕片の累積にまで移過する。 風化面は円味を帯びて平滑であり， やゝ熔結したものでは板状の剥理がある。 白色または灰白色， まれに桃赤色を呈する。 東方の高野岳から藤目にかけては柱状節理のある部分が岩体の中部にあって， 下部のほとんど固結していない無層理の軽石堆積物に移過している。 これらはそれぞれ [ 後に示す ] 第 13 図の C や D に当る部分であるのかもしれない。
本峠・中峠付近では軽石流堆積物の上に， 軽石砂層と降下軽石堆積物がある。 軽石砂層は厚さ 3 m 以上あり， 粗粒～細粒の軽石の砂と粘土とからなり， よく淘汰され成層している（図版 11）。 これは軽石流流出後， その表面にできた一時的な湖底堆積層であろう。 軽石砂層上には厚さ 12 m 以上の降下軽石堆積物がある。 中間に２層の黒曜石火山礫の多い層があり， その他の部分は黒曜石を含む白色の軽石層である。 軽石は 3 cm 以下で， 黒曜石間の各層は不明瞭に成層し， それぞれの上位に向かって細粒になり， 同時に桃赤色を帯びる。 これらからみると， 黒曜石を含む軽石の噴出が３回繰り返えされ， それぞれの際に比重の大きい黒曜石が最初に落下し， 軽石は粗粒のものから降下したものと考えられる。 軽石砂層と降下軽石堆積物とは， 軽石流表面が平坦で露出に乏しいことと， 風化した場合にそれらの間の区別が困難なことのために分布が明らかでない。
古屋敷付近に分布するものは， 流紋岩の純白色の軽石流堆積物である。 軽石は 3 cm 以下の円礫で， 少量の黒雲母斑晶を含む。 基質は軽石よりも遙かに多量で， 同質の砕片からなる。 5 cm 以下の異質岩塊をかなり多量に含む。 無層理で厚さは 30 m 以上ある。
本峠・中峠付近に分布する。 中峠軽石流の上位にある。 青灰色の石英安山岩の大小不規則な岩塊と粉状の基質とからなる。 岩塊はときに 1 m に達し， 通常は 30 cm 以下の小礫にいたる無淘汰の角礫または亜角礫であり， 基質は岩塊と同質の砕片である。 堆積物はまったく無層理で， 一般に基質よりも岩塊の量が多く， 基質はサラサラした感じでほとんど固結していない。
本峠 南西・中峠 南西・山中の南などでは， 中峠軽石流の上部の降下軽石堆積物の風化侵蝕面上に， また山中の北西では時山安山岩上の風化火山灰上に， それぞれ黄白色のやゝ扁平化した軽石からなる厚さ 10～70 cm の降下軽石層があり， その上にこの堆積物がのる。 軽石層の上面は赤色に酸化され， 熱雲の基底も赤紫色を呈する。
この堆積物は無淘汰・無層理であり， ほとんど固結していないこと， 堆積した時に高温であったこと， また岩塊が発泡していないことなどからみて， 狭義の熱雲 [ 以下の [注] 参照 ] の堆積物と思われる。
この岩石は常に多量のオートリスを含むのが特徴である。 母岩は青灰色， 細粒の基地に 2～5 mm の相当量の斜長石と， 1 mm 以下の黒雲母・角閃石とを有する。 オートリスは 20 cm 以下の雲形の不規則な外形をもち， 灰白色の細粒砂岩状の基地中に 1 mm 以下の斜長石を散点する。 しばしば酸化されて赤紫色を帯び， 特にオートリスのみが酸化されていることもある。
厚さ約 150 m の流紋岩の厚い熔岩流であって， 上峠の東方に柱状節理の顕著な絶壁に囲まれた台地を作っている（図版 10・18）。 最下部には絶壁の上部から落下した岩塊が堆積しているので， 下位層と直接している露頭はみられない。 上峠の東南東 1.5 km 付近では絶壁の基部に大塊からなる厚さ約 15 m の崖錐があり， その下に中峠軽石流の弱熔結部がある。
岩石は 1～3 mm の斜長石・ 1 mm の黒雲母と少量の角閃石斑晶とをもった流紋岩である。 基底部近くの岩石は黒曜岩かまたは灰白色・青灰色のガラス質岩で， 風化すると不規則な割れ目が縦横に入り， 無定形の小片に割れ易い， 脆い岩石である。 中・上部は緻密な部分は青灰色， 多孔質の部分は灰白色の岩石で， それらが細かく互層した流理構造もしばしばみられる。 球顆および球形中空の晶洞質気孔が普通にあり， 気孔は上部にとくに多い。 酸化により紫色を帯びているものも多い。
大野山地の南側の山麓部を覆って分布し， 図幅地域東縁では海抜 400 m の高さにまで達する。 南側は大野川低地の芹川火山砕屑流に覆われる。 今市火山砕屑流との関係は明らかでないが， この礫層中には同火山砕屑流の礫が見当たらないので 一応 本層を下位と考えておく。 後述するように本層中に輝石安山岩質の軽石を挟むので， 庄内火山岩類とほゞ同時期に堆積したものと考えられる。
淘汰の悪い礫と砂とからなるほとんど未固結の礫層である。 礫はおもに円礫～亜円礫で， 20 cm 以下のものが多く， ときには 1～2 m のものも含む。 礫質は全域を通じて三宅山流紋岩がもっとも多い。 朝地付近から西のものはそれに代三五山安山岩と朝地変成岩類・貫入岩類が加わり， 特に綿田 南方の三宅山山麓部では 代三五山安山岩の亜角礫がもっとも多く崖錐に近い部分もある。 東方の田中を中心とする地域では三宅山流紋岩に次いで朝地変成岩類が多く， 花崗岩・閃緑岩礫も含まれる。 田中の北北西 2 km の路傍では朝地変成岩類を覆って本礫層があり， 中間に軽石凝灰岩を挟んでいる。 軽石凝灰岩より下位の礫層は三宅山流紋岩の白色相のみの亜円礫～亜角礫からなり， 軽石凝灰岩より上位のものは三宅山流紋岩の白色相と黒色相・ （三宅山流紋岩の下位にある）凝灰質砂岩・朝地変成岩類・花崗岩などからなる。 軽石凝灰岩は厚さ約 2.5 m で， 輝石安山岩質であり， 下部は細粒の火山灰である。 この露頭にみられる礫質の変化は初期には三宅山流紋岩上部の白色相が削剥され， 後期には下部の黒色相と基盤も削剥を短短る状態になったことを示すものであろう。 軽石層の起源は明らかでないが， 庄内火山岩類の一部であろう。
図幅地域中央部に広く分布する， 主として熔結凝灰岩からなる火山砕屑流堆積物である。 この岩体は後述する芹川火山砕屑流とともに， これまで「阿蘇熔岩」として 11), 22) など， 阿蘇火山外輪山の噴出物とされていたものである。 しかしこの図幅調査の範囲では 阿蘇カルデラまで岩体の連続することを確認することができず， また庄内火山岩類の項に記載したように同火山岩類の間に挟まれているので， 今市火山砕屑流は阿蘇火山噴出物ではない疑が強い [ 以下の [注] 参照 ] 。 その噴出口の所在は判らないが， こゝでは独立の単位として扱っておく。
この岩体は火山砕屑流として， 噴出当時の地形的低所を埋めて堆積したもので， 平坦な上面をよく保存し， 分布地は高原または台地状の地形を呈する。 芹川台地の北東部および， 芹川の南東側にもっとも広く分布し， その南側は大野山地の低所から南方の大野川低地へ流下している。 大野川低地では平井川沿岸で芹川火山砕屑流の下位に露出し， 同火山砕屑流の下に広く分布しているものと考えられる。 また北東方へ， 芹川台地の末端近くでは下位岩層の山稜間の低地に入り， 七瀬川の谷では段丘状の地形をつくる（図版 12）。
堆積物の上面の高度は 図幅地内では大きくみると 芹川台地南西部の約 600 m から北東部の 300～400 m に徐々に低くなる。 しかしその上面は平坦ではあるが必ずしも水平ではなく， 堆積物の縁辺部は基底面の地形に従って高所にまで連続して分布していることがある。 その著しい例は庄内山地の南方にあり， こゝでは芹川付近の高さ約 400 m から高塚 南側の約 680 m まで分布が続いている。
岩体の大部分を占めるものは緻密な熔結凝灰岩であり， その上層部は熔結度が弱くなり， 表層部の岩滓に漸移する。 厚さは 5～40 m またはそれ以上であるが， 表層部は風化が進み， さらに厚い火山灰に覆われて， 露出状態が悪いために正確な厚さは測り難い。 この岩体の下部（通常 15 m 位）には規則的な柱状節理が発達し， そのため現在の分布地の周縁は水平方向によく連続する崖で囲まれ， 遠望でも明らかに認められることが多い。 そのもっとも顕著なものは芹川の南東岸であって， 湯原 南西から下流に 10 km 以上に亙り， 熔結凝灰岩の崖が連続する（図版 13）。
今市火山砕屑流は先新第三系・新第三系の各種の岩層を広く被覆している。 朝地町田尾崎・栗林， 野津原町下詰などでは花崗岩・変成岩類を直接覆い， それらの風化面上に厚さ 0.5～1.5 m の降下軽石または火山灰層をおいて， その上にこの岩体の基底部がある。 この火山砕屑流は庄内火山岩類の活動の間に流出したもので， 両者の関係は同火山岩類の項に記載してある（第 9 図）。 鹿倉安山岩・庄司安山岩は芹川台地北東端の各所で， また飛竜野流紋岩は飛竜野の南で， それぞれこの火山砕屑流に覆われる。 時山安山岩は岩下の南と熊群山の南とで， 本岩層を被覆する。 阿蘇野盆地南西部の時山安山岩および長湯流紋岩類と今市火山砕屑流との関係は確実でない。
岩相は基底の強く熔結した熔結凝灰岩から， 上面の岩滓部まで垂直に著しく変化する。 また水平方向にも変化して， 堆積物の薄い所では熔結の程度も弱い。 垂直の岩相変化の例として直入町湯原 南方の道路沿いの柱状図を第 13 図に示す。
各露頭におけるこのような岩相変化を総括すると次のようである。 基底部（厚さ 1 m 以下）はやゝ脆いガラス質凝灰岩である。 それより上， 岩体の中部までは固く熔結し, 黒色, 緻密で一見 流状構造の発達したガラス質安山岩熔岩のような見掛けをもつ。 基底に接する付近では光沢のある黒曜岩に移化することがあり， また基底部近くでは， 緻密な基質中に黒曜石のレンズを含むことがある。
中部以上には 珪長鉱物の微晶の集合した扁平なレンズ状の部分（厚さ 2 cm， 長さ数～10 cm ののものが多い）が流理方向に平行に配列することが多く， その部分は空隙が多くて脆いために， 風化面ではレンズ形の凹部をつくる。 上部には， 流理方向に扁平な厚さ数 mm 程度の気孔に富み， その孔壁は白色の珪長鉱物に覆われ， しばしばその中から針状のパーガス石と板状の金雲母質黒雲母が突出して晶洞を形成する。 上面近くは軟弱な凝灰岩様の岩相を呈し， 風化していることが多い。 表層部には黒褐色の火山弾様の岩滓を含む。 全体を通じて岩石は黒色のこともあるが， 酸化して淡紫色を帯びること， あるいは赤色を呈することが多い。 とくに上部の晶洞・気孔に富む岩相には特徴的に淡紫色のものが多い。 芹川火山砕屑流との肉眼的特徴の比較を第 3 表に示す。
| 今市火山砕屑流 | 芹川火山砕屑流 | |
| 斜長石 | かなり多い | 多くない |
| 鉄苦土鉱物 |
紫蘇輝石 ＞ 普通輝石
2～3 mm 以下で, しばしば良晶を含む |
（肉眼では）角閃石 ＞ 輝石
角閃石は長さ 3 mm 以下の長柱状結晶, 量は不定だが必ず含まれる |
| 特徴的晶洞鉱物 | 柱～針状のパーガス石, （金雲母質黒雲母） | （軽石中に）銅赤色の金雲母質黒雲母 |
| 溶結の程度 | 全体に亘ってかなり強い。 表層の岩滓部は少量 | 溶結凝灰岩から非溶結の軽石堆積物まで近い距離で移過することが珍しくない |
| 溶結部 | 緻密・黒色安山岩様, 板状削理, 風化面ではレンズ状の凹部, しばしば赤～赤紫色に酸化（特に晶洞部）, 黒曜石レンズは多くない | 緻密, 灰色の基質に黒曜石レンズを含む。 晶洞は稀 |
| 岩滓～軽石 | 黒褐～漆黒色の岩滓 | よく発泡した帯紫灰黒色（風化すると灰白色）の岩滓～軽石, 20 cm 以上の大塊をしばしば含む |
基底部の標本（Z - 700， 産地 : 野津原町下詰， 第 Ⅳ 図版の 2）では， 淡褐色， 澄明なガラス砕片とそれらの間隙を塡める褐色塵状の部分とからなる。 直交ニコル下では双方とも一様に等方的に消光する。 基質のガラス砕片は著しく扁平化して， 斑晶とともに基底面に平行に配列する。 基底よりやゝ上方の黒曜石レンズのある部分（第 13 図 C， 第 Ⅴ 図版の 1）では， 上とほゞ同様であるが澄明な部分と不透明な部分との境界がやゝ不明瞭になり， 微細な塵状物は量が増してやゝ大形になる。 直交ニコル下はガラス中に微細な結晶粒子が存在しているのが認められる。 岩体の中部の標本では褐色のガラスからなるが， 濃淡の縞状模様によって， 扁平化したビトロクラスティック組織を明らかに， あるいは不明瞭ながら， 認めることができる。 直交ニコル下では全く消光される等方的部分の中に， 潜晶質の部分が縞状に成長しているのが認められる。 肉眼で見られるレンズ状の微結晶集合の部分（第 13 図 E）は， 低屈折率鉱物（アルカリ長石 ?）からなる径 0.2 mm 位の球状体と， それらを塡める塵状の物質とからなる。 晶洞のある部分（第 13 図 F， Z - 334， 産地 : 直入町新屋敷， 第 Ⅴ 図版の 2 [ 以下の [注1] 参照 ] ）では， 基地の肉眼で暗色の部分には淡褐色で扁平化したビトロクラスティック組織が認められ， 直交ニコル下では潜晶質である。 晶洞の周囲は淡色で， 全く， またはほとんどビトロクラスティック組織を残さず， やゝ粒子の大きい潜晶質か極く細粒の珪長岩質組織である。 晶洞部には扇形の鱗珪石とパーガス石 [ 以下の [注2] 参照 ] ・金雲母とが着生する。 表層部の岩滓（第 13 図 Ⅰ）では 多数の長円形～レンズ形の気泡のある褐色ガラスからなり， 極少量の斜長石の針状結晶を含んでいる。
北隣の別府図幅地内の南東部に広く分布し， とくに由布川・小挟間川峡谷に標式的に発達する岩層で， 本図幅地内では北縁近くの阿蘇野川・芹川の谷底にわずかに分布する。 基底部に厚さ数 m の成層した軽石砂層・軽石質凝灰角礫岩などがあり， その上に主体をなす無層理の軽石流堆積物がのる。 芹川谷底では軽石流堆積物の下部は熔結している。
成合付近の阿蘇野川谷底では， 鹿倉安山岩の上に基底の軽石砂層がのり（第 14 図）, その東の笛鹿倉では軽石流の上部が同安山岩に接する。 すなわち由布川軽石流は庄内安山岩の北向きの急斜面にアバットしている。 竜原付近の芹川谷底では， 竜原層の安山岩上に本層の軽石砂層と熔結凝灰岩とがのり， 芹川火山砕屑流の熔結凝灰岩に覆われる。
熔結凝灰岩は灰色， 水平方向に剥理が発達し， 灰黒色扁平のガラス質レンズ（垂直断面で厚さ 1～5 mm， 長さ 1～5 cm 程度）と径 1～2 mm の黒雲母斑晶とが剥理面に平行配列をしている。 径 5～10 mmの外来岩片をかなり多量に含んでいる。
岩体の中・上部の熔結していない部分は， 軽石塊と同質の軽石砂との全く無層理の混合物である。 軽石は白色， 通常 径 3 cm 以下でよく発泡し， 少量の黒雲母斑晶を含む。
図幅地域北縁， 内山の北と北西とに２個の円頂丘のような形で露出する。 構造運動で切断された厚い熔岩流の一部かもかれない。 図幅地内の岩体と時山安山岩との関係は不明であるが， 内山の北東約 3 km の別府図幅地内に， よく似た角閃石安山岩があって時山安山岩の上位にあるので， この図幅のものも同様の関係にあると思われる。
標式的な岩相は青灰色， 細粒の石基に， 多量の斜長石と角閃石との斑晶を有し， 石基と斑晶との間に著しい粒度の開きがある。 斜長石は 1～3 mm の角形で， 汚濁しているものが多い。 角閃石は黒色の光沢ある劈開面をもち， 5 mm 以下の柱状のものが多く， 1 cm に達する短柱状のものも少量含む。
庄内火山岩類の噴出後に陥落して生成した阿蘇野火山構造盆地の中に噴出した安山岩類である。 下位から ① 十合野熔岩， ② 花牟礼山熔岩， ③ ナベ谷熔岩， ④ 頂上熔岩， ⑤ 岩頸に区分する。 ①・② については明らかでないが， ③・④・⑤ は現在の ⑤ 付近から噴出して成層火山を作っていたものと思われる。 これらの噴出後 NE - SW 方向の断層系により， 山体中央部が陥落する運動を受けている。
① は中性の角閃石輝石安山岩（Ⅵd または Ⅴd）， ② はやゝ苦鉄質の輝石安山岩（Ⅴd）， ③・④・⑤ はやゝ珪長質の輝石角閃石安山岩（Ⅵd）からなる。 鏡下では ③・④・⑤ を通じて， 角閃石斑晶のオパサイト化が著しくほとんど仮像となっていること， 比較的珪長質であるにも拘らず， 石基の結晶度が高くてかなり粗粒であることなどの特徴がある。
十合野の北西と高津原の北西とに分布する。 塊状の厚い熔岩で， 構造は不明である。
高津原 北西のものは北西縁を NE - SW 方向の断層で断たれて， ナベ谷熔岩と接する。 この断層の露頭は確認されないが， 岩石の分布と空中写真に現われた地形とから， その存在は明らかである。
灰黒色， やゝ多孔質の熔岩で， 酸化して灰紫色～紫褐色を呈することが多い。 3～7 mm 以上の短柱状または不定形の角閃石・輝石を含み， これらは斜長石を包有したり， あるいは斜長石との集斑晶を作る。 斜長石は 0.5～1.5 mm のものが多く， より大きいものもある。 斑晶の量は場所により一定していない。 5 mm 位の角閃石・斜長石をもつ斑状閃緑岩様の外来包有物を含むことがある。
花牟礼山付近から東・南へ流下した熔岩流である。 中村 北西の谷の西面には薄い２枚の熔岩があり， 全体で数枚と思われる。
灰色または灰黒色， 緻密な熔岩で， 多量の 0.5 mm 以下の斜長石と少量の輝石とを有する。 花牟礼山の南東のものは 1～2 mm の斜長石をかなり多量に含んでいるが， 下位の十合野熔岩はより多孔質で， 斜長石・角閃石・輝石の大きな斑晶をもつことにより， 明らかに区別される。 橄欖石・角閃石を含むものがある。
花牟礼火山岩類の北側の谷底におもに露出する。 節理にかかわりなく一様に風化してザラザラ崩れることもしばしばあり， ナべ谷の谷底・林道などを除いては露出がよくない。 ナベ谷においては不規則な柱状または板状の節理のある熔岩であるが， 内山 南西の谷では熱雲堆積物と考えられる部分があり， その様なところでは大小不規則な岩塊が同質の砂状の基質に埋まっている。
一般に多孔質なやゝ脆い岩石で， そのなかの緻密な部分は淡青灰色， 空隙の多い部分は灰白色であり， またしばしば酸化して赤紫色を呈する。 斜長石・オパサイト化した角閃石・紫蘇輝石・緑色の普通輝石と， ときに橄欖石とを散点し， 集斑晶とオートリスを含む。 ２個の ENE - WSW の断層に挟まれた， ナベ谷上流の地域と 高津原 北西の谷の奥とに分布する岩石は新鮮な角閃石をやゝ多く含んでいる。
山頂部を構成するもので， 緩く外側に傾斜するようにみえる。 高津原 北北西の谷の東側山腹では４枚の熔岩が数かられる。 全域を通じて露出がよくないため， 火山砕屑岩はあるのかないのか不明である。
岩石は灰白色～青灰白色， やゝ緻密で， 2～5 mm の斜長石とオパサイト化した鈍黒色の角閃石斑晶とがある。 草緑色の普通輝石， 淡黄色の橄欖石を含むものもある。 オートリスをしばしば含む。
高津原 北西の谷の奥に露出する。 周辺の岩体との接触関係はみられないが， 地形・分布・岩石の性質などから花牟礼火山岩類の火道を充たした岩頸と考えられる。 斜交した節理がある。
灰白色， 緻密な岩石で， 斑晶はあまり目立たないが， 1～2 mm 以下の短柱状の斜長石と 2 mm 以下の角閃石の小結晶とがある。
阿蘇野盆地の東部に分布する。 阿蘇野火山構造盆地内に堆積した湖成層で， 珪藻土・泥岩を主として礫岩を挟む。 見られる限りで最大の厚さは 50 m あるが， 芹川火山砕屑流・崖錐に覆われて地表の分布は狭く， また下底は見られない。 阿蘇野川および内山から流れるその支流に沿う低所にのみ露出するので， 花牟礼火山岩類との関係は明らかでない [ 以下の [注] 参照 ] 。 阿蘇野層中に挟まれる軽石層は， 普通輝石紫蘇輝石安山岩質であって角閃石をほとんど含んでいないが， その起原が花牟礼火山岩類にあるのか， 九重火山の初期の噴出物であるのか不明である。
盆地東端に当たる岩下の北東などの特殊な小部分を除いては， ほとんど水平層である。 岩下の北東では厚さ約 45 m 露出する。 下部はおもに灰色シルト岩からなるが, 軽石層およびレンズ状の礫層を挟み， しばしば異常堆積様の擾乱がみられる。 礫は熊群山流紋岩と， 時山安山岩と思われる輝石安山岩とからなる。 上部は薄い凝灰質～軽石質砂層を挟む珪藻土質頁岩からなる。 下部はほとんど水平であるが， 上方は走向 N 50°E で 20°NW に傾斜する。 木片と葉の化石を含む。 鑑定された植物化石を次に示す（国立科学博物館 遠藤誠道博士鑑定）。
岩下 南側においても， 下部の珪藻土質頁岩中に礫層が挟まれる（図版 14）。 礫は径 30 cm 以下の角礫（～亜円礫）であるが， ときに径 1 m に達するものも含む。 おもに時山安山岩と思われる緻密な輝石安山岩からなる。
井手下・内山などでは薄い凝灰質砂層・軽石砂層を挟む珪藻土岩からなる。 珪藻土岩は黄白色あるいは青灰色・紫褐色などを呈し， 細粒， 均質で水平によく成層する。
これらの珪藻土岩は各所で採掘されている。
図幅地域の北西端に露出し， 別府図幅地内に広く延長する。 厚い熔岩流か， あるいは円頂丘群として形成されたものと思われる。 花牟礼火山岩類にくらべて 大形の斜長石とオパサイト化の著しくない角閃石との斑晶をもつことで特徴づけられる。
灰白色， やゝ粗鬆な岩石で， 3～5 mm 以下の斜長石と角閃石とを含む。 少量の石英外来結晶と， ときに 5 mm 以上の褐色の変質した橄欖石斑晶を有する。 オートリスをしばしば含む。
九重火山は本図幅と西隣の宮原図幅との両地域にまたがる火山群であって， この図幅にはその東半部が分布する。 この図幅調査のみでは， その構造・活動史について不明の点が多く残されているが， 明らかになった部分を要約して第 4 表に示す。
久住軽石流は南側の裾野を形成するものであって， 珪長質の黒雲母角閃石石英安山岩からなる。 中央部の円頂丘群との正確な関係は不明であるが， それらに先行する大規模な爆発的活動の産物と考えられる。 その後， 火山の中央部の幾つかの火道から熔岩が流出した。 その大部分は角閃石安山岩で， 粘性が大きく， 厚い舞台状の熔岩流や熔岩円頂丘をつくった。 活動の末期には宮原図幅地内の火口から， 北方に黒雲母角閃石石英安山岩の軽石流（飯田軽石流）を流出した。 図幅地内には おそらくそれと同時期に抛出されたと思われる 同質の同下軽石層 "P1"（ [ 後述する「II.4.3 火山灰層」の項で示している ] 第 19 図）が分布する。 また円頂丘には数個の爆裂火口がある。 火山群の東部の大船山・平治岳付近では， 角閃石安山岩に伴なって苦鉄質の輝石安山岩・玄武岩を噴出した。 すなわち， 初期の男池熔岩・塔原熔岩などと， 後期の米窪熔岩・平治岳熔岩などである。 大船山の米窪火口か， 平治岳のいずれかから噴出したと考えられる 岩滓層 "S" は前記の軽石層 "P1" を覆っている（第 19 図）。
現在この火山には活動中の火口はないが， 久住山の北方（宮原図幅地内）では活溌な硫気孔活動が行なわれ， 煙道硫黄の採取が行なわれている。 この図幅地内では， 法華院などの温泉と, 大船山の南麓の炭酸気孔などに活動のなごりを留めているのみである｡ 九重火山の活動記録は 1738 年（元文 3 年）， 1742 年（寛保 2 年）の２回が知られている 2) 。 記載が簡単なため明確ではないが， 硫気孔活動が急に活溌になったか， あるいは小規模のガス（または水蒸気）爆発を起こしたものと思わわれる。 久住山円頂丘の頂上の爆裂火口のうちの１つは 1742 年の活動の際に出来たものかも知れない [ 以下の [注1] 参照 ] 。 久住山円頂丘の北側・三俣山付近などは， 現在裸地か， 草・潅木程度の植生しかないが， これは 1900～1905 年（明治 33～38 年）頃に煙害によって， 当時あった喬木林 [ 高木林 ? ] が枯死してしまったたっであって， 硫気孔ガス中に硫化水素または砒素が著しく増したのが原因であるといわれている [ 以下の [注2] 参照 ] 。
この火山を構成する岩石は， 角閃石斑晶を有するか否かによって， 角閃石安山岩（石英安山岩を含む）と 輝石安山岩（玄武岩を含む）とに大別することができる。 分析にされた岩石（第 7 表 11～19）の SiO2 の範囲は 51.68 % から 63.14 % にわたっている。 一般に輝石安山岩は角閃石安山岩に較べて苦鉄質である。 両者の顕著な性質を第 5 表に示す。
| 輝石安山岩 | 角閃石安山岩 | |||
| （肉眼的性質） | 石基 | 暗灰・黒, やゝ緻密 | 灰白・灰・（暗灰・黒）, 粗鬆 | |
| 斑晶 | 斜長石 | 一般に小さい | 大きいものを含む | |
| 角閃石 | ない | 大きいものを含む | ||
| （鏡下） | 斑晶 | 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・（橄欖石）・磁鉄鉱 | 斜長石・普通角閃石・紫蘇輝石・普通輝石・（黒雲母）・（橄欖石）・磁鉄鉱・（石英） | |
| SiO2（分析数） | 51.68～56.65（3） | 58.44～63.14（6） | ||
| 色指数 | 34.0～25.2 | 27.2～14.4 | ||
角閃石安山岩には鉄苦土珪酸塩鉱物の斑晶として， 橄欖石・普通輝石・紫蘇輝石・普通角閃石・黒雲母のすべてを含むものがある。 角閃石安山岩中では， 一般に斜長石と角閃石との斑晶は, 肉眼で顕著に認められる大形のものから小斑晶まであり, 紫蘇輝石・普通輝石は 0.3 mm 以下程度の微斑晶状のものがほとんどである。 輝石安山岩・角閃石安山岩を通じて， 石基には単斜・斜方の両種の輝石が含まれる。 斑晶として斜長石は常に最も多量にあるが， 清澄な斜長石のみを有する岩石はない。 包有物（塵状のもの， ガラス， 輝石・鉄鉱などの鉱物粒）を含む結晶が非常に多く， また逆累帯構造のもの， 単結晶内で斑状か格子状に異なる成分の斜長石が入り組んでいるものもしばしばある｡
角閃石は緑色・緑褐色・褐色などの普通角閃石と酸化角閃石とであり， 緑色角閃石を除く各鉱物の多くのものは種々の程度にオパサイト化作用を受けている。 緑色普通角閃石は軽石・ガラス質岩（大船山南熔岩など）中に産する。 オパサイト化は受けていないか， またはごく薄い黒色オパサイト縁を有する程度である。 その他の熔岩流・円頂丘などに産するものは緑褐色普通角閃石が多く， 褐色のものと酸化角閃石とは少ない。 輝石・鉄鉱の微細粒からなる輝石オパサイトに包まれ， あるいは全く交代されてしまっているものが多い。 そのほかに輝石・鉄鉱・斜長石の小結晶の集合で， 角閃石の仮像を残しているものがある。 肉眼では， オパサイト化していない結晶は漆黒色で, 強い光沢のある劈開面があり， オパサイト化の進行したものほど光沢が鈍く， 劈開が不明瞭になり， 遂には輪郭がぼけた暗黒色の斑点状になる。 黒雲母は多くの角閃石安山岩に少量含まれ， 一部のもの， とくに石英安山岩質のものには主要斑晶鉱物として含まれる。 少量含まれるうちの一部は外来結晶と考えられる。 橄欖石は輝石安山岩に多く， 玄武岩では鉄苦土鉱物中でもっとも多量にあるが， 角閃石安山岩中にもしばしば含まれる。 石英は多くの岩石には少量の外来結晶として， 珪長質の岩石の一部では主要斑晶鉱物として含まれる。
九重火山の南面の広大な裾野をおもにかたちづくっているものである。 一見 緩傾斜（約 3°）の円錐形斜面をよく残しているようにみられるが， 放射谷に刻まれ， それらの谷の上方には円頂丘からの崖錐が押出し， 下方は阿蘇火山 芹川火山砕屑流が低所を埋めている。 基底面の露出がないため， 下位の地層との関係はみられない。 また九重火山の円頂丘群との接触関係も観察されないが， 次の２つのことからの間接の推定により， 円頂丘群形成以前の噴出物と考えられる。 すなわち ① 円頂丘群のどこにも（平坦な地形の部分にも）この堆積物が見られないことと， ② 円頂丘群を覆う飯田軽石流 [ 以下の [注1] 参照 ] は阿蘇火山 芹川火山砕屑流を覆い， 芹川火山砕屑流は久住軽石流の開析された谷を埋めて堆積している -- 飯田軽石流と久住軽石流との間にはかなりの時間的間隔がある [ 以下の [注2] 参照 ] -- こととである。
堆積物は角閃石斑晶に富む大小不規則の軽石と， 同質の砕片のつくる基地からなる無層理の堆積物である。 一般に未固結であるが， 一部にはやゝ固結し， 径約 2 m 位の大まかな柱状節理の発達する部分がある。 軽石は白色ガラスの作る多孔質の石基に， 数 mm 以下（ときには 1 cm 以上）の角閃石と斜長石との斑晶を多く含み， 他に黒雲母・輝石も含む。 しばしば苦鉄質鉱物の微斑晶の集合した， 数 cm 以下のオートリス状の暗色の団塊を含んでいる。 軽石は一般に 5～20 cm 以下の亜円礫であるが， 小礫のみのこともあり， ときには 50 cm 以上の大塊を含む（久住町今村の南方）こともある。 普通 多少の石質岩片を交じえているが， それがかなりの量を占めることもある。 久住町の北西では， やゝ硫気変質した角閃石安山岩のほか， 本質岩片と思われる角閃石斑晶の顕著な灰色ガラス質安山岩の亜角礫を多量に含んでいる。 基質と礫との量比は場所により一定しない。 石原付近では， この堆積物はサラサラした白色の砂状に風化し， 一見 中峠軽石流の熔結凝灰岩の風化部に似ている。 しかし後者は有色鉱物の量の少ないことと, そのなかでは黒雲母の占める割合がはるかに多いこととで区別される｡
県種畜場の北， 表登山道北側の海抜約 700 m 付近では， この堆積物はやゝ固結している。 露頭の下部約 10 m は径 2～3 m の不明瞭な柱状節理があり， その上の数 m は径 1 m 位のやゝ顕著な柱状節理が発達する。 双方とも， 灰白色の軽石流片の基地中に， それよりも少量の径 1 cm（まれに 5 cm）以下の軽石を含んでいる。 そのほかにごく少量の角閃石安山岩の石質岩片と， オートリス状の暗色の団塊を含む。 この両者の間は露出が欠けているため， 同一の岩体中のみかけの違いであるのか， ２つの堆積物が重なっているのか不明である。 久住町宮原付近でもやゝ固結しており， 径 2～3 m の柱状節理が発達する。
千町無田の南東方に， 高さ 50 m の低平な台地をつくって分布する。 台地面上には熔岩のアア表面を残している部分がある。 この熔岩と湯沢熔岩との境界での関係は明らかでないが， 湯沢熔岩が上位にあると思われる。 やゝガラス質の中性の輝石安山岩であって， 大船山の米窪熔岩の一部を除いては， 九重火山群中の他の熔岩と似ていない。 岩相と分布高度から， 一見 時山安山岩の連続かとの疑いをもたせるが， 岩石の新鮮なこと， 熔岩表面の保存されていること， 花牟礼火山熔岩の受けている構造運動を全く受けていないことなどから， 九重火山群の初期の噴出物と考えられる。
岩石は灰色または黒灰色， 緻密またはやゝ多孔質である。 斑晶として径 7 mm に達する大形の円い普通輝石が特徴的であり， 相当量の 3～5 mm 以下（多くは 1.5 mm 以下）の斜長石， 少量の 3 mm 位の橄欖石を含む。 径数 cm 以下の外来岩片をしばしば包有する。 これらの包有物は熱変成を受け， 再結晶している。
三俣山および平治岳の北方に低い台状の地形をつくる。 鳴子川の左岸， すなわち三俣山の北方では， 高さ 1,100～1,200 m を上面とする下段と， 約 1,300 m を上面とする上段との２段に分かれ， それぞれ厚さが約 200 m と約 100 m の厚い熔岩流と思われる。 鳴子川右岸， 平治岳の北方においても， 高さ約 1,100 m を境にして上下２段が認められる。 両岸に分布していものがそれぞれ独立の火道から流出したものか， あるいは連続している熔岩なのかは明らかでないが， 産状と岩石のよく似ていることからこれらを一括した。
岩石は灰黒色～灰色の角閃石安山岩である。 肉眼的にも鏡下の性質も下記の三俣山熔岩によく似ている。
図幅地域西縁に位置し， その東半部のみが本図幅地内にある。 比高約 400 m の熔岩円頂丘であって， 北西麓（宮原図幅地内）には， 寄生円頂丘の指山がある。 三俣山の本体は二重の形態をもち， 1,745 m 三角点のある中央円頂丘部と， 南・南西・北側に比較的明瞭な周縁をもつ外輪山部との２部分からなる。 中央円頂丘には， 東側の頂上をとりまく同心状に， その西側に二重の波状の地形がある。 北側外輪山部と中央円頂丘部の境には大鍋・小鍋の２つの爆裂火口が存在する（第 15 図）。 外輪山・中央円頂丘の両部分を構成する岩石はまったく同様である。 この２部分が 生成の時期を異にする ふつうの意味の外輪山 - 中央円頂丘の関係にあると考える必要はない。 このような地形は， 熔岩の流出中あるいは直後において， 火道内の熔岩柱が一旦下降した後にふたたび上昇することによってできうるであろう [ 以下の [注] 参照 ] 。 この境界付近が， 大鍋・小鍋をつくったガス（または水蒸気）爆発の際の ガス（水蒸気）の通路になったと考えるのも不自然ではないであろう。
岩石は新鮮なときは灰色を呈し， 緻密またはやゝ多孔質である。 通常 5 mm 以下， ときに 1 cm に達する斜長石と角閃石との斑晶を顕著に含む。 径数 cm から， ときに 30 cm におよぶ微閃緑岩様のオートリスを多く含んでいる。 岩石はしばしば酸化されて暗赤色を呈するが， 節理に沿った部分のみ， またはオートリスのみが酸化されていることもある。
宮原図幅地内にかけて東西約 6 km にわたる山体を作り， ほゞ東西方向に隣接する数個の火道から噴出した熔岩円頂丘の合体したものである（図版 16）。 本図幅内で判明した構造は次の通りである。
稲星山・中岳・天狗ガ城・久住山の北東側を結ぶ円周状の稜線は， 内側が急傾斜であり， そのなかに低平な小丘がある（第 15 図）。 この小丘付近は硫気変質を受け， 岩石は白色に変質しているものが多い。 小丘上に１個と北西縁に２個の爆裂火口があり， この付近にはこの爆発によって飛散したと思われる白色変質岩の小片が散乱している。 これらの事実から， 上記の稜線は一つの火口縁， 内側の小丘は中央円頂丘であって， これらの生成後も硫気作用と爆烈活動が継続したと推定される。
中岳・天狗ガ城の鞍部の北側（外側）には， 高さ約 10 m の小円頂丘がある（図版 17）。 これは中岳・天狗ガ城山体の形成後に， 外側（北側）に開いた火口が生じ， 北千里浜方面に熔岩を流した噴出口を示すものと思われる。
稲星山の南東， 高さ 1,150 m の本山の滝では， 上下２枚の熔岩が見られ， 下位の熔岩と崖錐の上に， 多孔質の下底をもつ上位の熔岩がのっている。 上下の岩質は全く同様である。 また展望台の西・西南西の図幅西縁などでは， 山腹の傾斜は熔岩舞台状に一旦水平または逆に緩く山側に傾いたか， 急傾斜の前縁で終っている。 このような前縁をつくる舌状の張り出しは， この火山群のなかでは各所にみられる。
以上のような諸事実からすれば， この円頂丘は単なる熔岩塊ではなく， 何枚かの定い熔岩流の累重したものである。
爆裂火口は前記したように， 頂上付近に空池・御池など３個（宮原図幅地内）があり， 稲星山の東側には片ガ池がある。 佐渡窪の西方・片ガ池付近は硫気変質作用が著しい。
岩石は斜長石と角閃石斑晶とのよく目立つ角閃石安山岩である。 結晶度によって， 石基の色調は灰色か灰黒色であり, 弱い硫気変質によって灰白色を呈することもある｡ 角閃石のオパサイト化の程度も部分によってさまざまである。 橄欖石・石英・黒雲母などは， 認められるときも， 認められないときもある。 図幅西縁の熔岩南前縁部, 970 m 三角点付近では， 橄欖石斑晶を顕著に含む。
稲星山の南東側山腹を作る熔岩である。 稲星山の東の 1,680 m 峰東側では， 稲星山をつくる久住山円頂丘の熔岩がこれを覆っている。 しかし一方, 本山滝の北東側・佐渡窪の西側などの久住山円頂丘熔岩は鳴子山熔岩よりも見掛け上， 下位にあるので， この熔岩は久住山円頂丘生成の途中で山腹から流出したものと思われる。 肉眼で明瞭な斑晶の少ない特徴的な岩石なので図上に区別してある。
岩石は灰白色～青灰白色， 緻密～やゝ多孔質である。 斜長石は 5 mm 位の大形のものは少量であり， 他は 2～3 mm 以下で， 石基と区別ができない小形のものまで漸移する。 角閃石はほとんどがオパサイト化して灰黒色～灰緑黒色の仮像となり， 肉眼では不明瞭である。
北北西 - 南南東に延びた長円形で， 比高約 500 m の熔岩円頂丘である。 北端から北東および東に厚い熔岩流状の張り出しがある。 頂上には一見火口様の凹地を囲む外輪山様の部分と， その西側を半ば覆う２個の小円頂丘とがある。 しかし空中写真の観察によると， 外輪山様部は円頂丘北部では連続しないで北に開き， また凹地内にも外輪山様壁と平行に, 明瞭なひだが認められる。 小円頂丘にも同心状のひだが発達する（第 16 図）。 三俣山と同様, これらは生成の時期を異にするものではなく， 小円頂丘は火道を最後に上昇した部分を， 北東方の張り出しは円頂丘の側壁が破れて溢流した部分を， それぞれ示すものであろう。 黒岳の南東側では， 黒岳の崖錐が大船山南熔岩の北東端を覆っている。 しかし大船山熔岩との明瞭な前後関係を示す被覆はみられない。
黒岳をつくる岩石は全体に亙って一様でよく似ており， その特徴的な見掛けから九重火山の他の熔岩とは容易に区別される。 灰色， 塊状で， やゝ多孔質である。 斜長石は 5～7 mm のものが少量， 2～3 mm 以下のものが中程度に存在する。 角閃石は 2～5 mm で， オパサイト化のため明らかな劈開を残さず， 鈍い黒色を呈してぼけた感じを与える。 径 1～2 mm の， 黄緑色の結晶集合をしばしば含んでいる。 これはおもに細粒の普通輝石からなり， 斜長石・紫蘇輝石なども含んでいる。 石英の外来結晶も， 黄緑色の普通輝石の反応縁に包まれている。 黒雲母を含むこともある。 少量の緑灰色， 砂岩状のオートリスを含む｡
輝石安山岩と角閃石安山岩とが交互に噴出した複雑な構造をもっている。 図幅地内の最高峰である頂上の北側には， よく保存された円形の米窪火口があり， さらにこれをとりまいて長円形の外輪円頂丘火口がある。
最初の噴出物と思われる塔原熔岩 [ 以下の [注] 参照 ] は苦鉄質の輝石安山岩で， 南東方に露出する。 南方の岳麓寺熔岩と北方の外輪円頂丘熔岩はともに角閃石安山岩からなる。 外輪円頂丘生成後に， 頂上部の凹地に円形の米窪火口が生じ， 輝石安山岩熔岩と砕屑物とを噴出して， 低い火口丘をつくり， 薄い熔岩流が円頂丘の斜面を流下している。 その後， 米窪火口の南方の火道から 黒雲母角閃石安山岩・同石英安山岩からなる大船山南熔岩が流出して現在の頂上部をつくり， 厚い熔岩流として南山麓に達している。
頂上部には小爆裂火口と思われる御池がある。 石原の北北西約 2 km の山麓には炭酸気孔がある。
塔原・七里田付近に狭く露出する。 上面は厚い火山灰と九重降下軽石に覆われる。
苦鉄質の輝石安山岩である。 塔原から有氏へかけての路傍では， 青灰色， やゝ多孔質であり， 不規則な節理がある。 表面に近い部分は岩滓質であり， 酸化されて紫色を帯びる。 斑晶として 0.5～1 mm の斜長石を密に含み， また 1～2 mm の輝石を相当量有する。 石英の外来結晶を含んでいる。
この熔岩は露出地が狭く， 下位層との関係は不明であり， また大船山起源の他の熔岩との直接の関係または時間的間隔を示す露頭も発見されなかった。 岩相は新第三系の庄内火山岩類中の輝石安山岩類にもやゝ類似しているので， この熔岩は九重火山以前の他の岩層に属するという疑いもある。
大船山の北部の広い火口（または火口状の凹地）をもつ円頂丘をつくる。 低い火口縁は現在 北東端と北西側とにあり， 残りの部分は内側に新しく生成した米窪火口丘に覆われている。 西側は平治岳の南から立中山・坊ガツルの南東まで高い段状の地形があり， 厚い熔岩流の前縁を示すものと思われる。
主体をつくる岩石は三俣山熔岩などによく似た， 九重火山にもっとも普通の角閃石安山岩である。 灰色， やゝ多孔質の石基に， 角閃石・斜長石の斑晶が目立ち， 少量の黒雲母を含む。 佐渡窪の北側の岩石も同様であるが， 硫気変質を受けている。 立中山の北東にみられる岩石はそれらと異なり， 斜長石・オパサイト化の進んだ角閃石とともに， 2～3 mm の輝石斑晶をかなり含んでいる。
大船山の南東側に露出し， ２枚以上の， 厚さ 100～150 m の輝石角閃石安山岩熔岩からなる。 板切付近ではその北方に下位の熔岩があり， 上位の熔岩がそれを覆って 1,176 m 峰から， 南方 880.9 m 三角点へ延びる稜線をつくっているのが地形から認められる（第 Ⅰ 図版の 2， 図版 18）。
この稜線の延長は大船山南熔岩に覆われる。 石原北方の谷の奥， 高さ 900 m 付近では， 岳麓寺熔岩は大船山南熔岩の下をさらに西方にまで延びていることがみられる。 また黒岳南東の高さ 800 m 付近の大船山南熔岩の崖下には， 岳麓寺熔岩の孤立した小露出がある（図版 18）。 これらの事実から， この熔岩は現在露出しているよりもかなり広い範囲に分布していたことが知られる。
岩石はこれらのどの部分でもよく似ている。 暗灰色～黒灰色， 緻密またはやゝ多孔質である。 3～5 mm の斜長石斑晶をかなり多量に含む。 斜長石は包有物のため汚濁しているものがある。 角閃石は 5 mm 以下で， オパサイト化の程度により劈開面にやゝ光沢のあるものを含む岩石から， ほとんど仮像を残すのみのものを含む岩石まである。 1 mm 位の黒雲母の板状結晶をしばしば含むほか， 橄欖石もときに認められる。 灰黒色砂岩様のオートリスを含むことがあるが多くはない。 石原北方の谷で， この熔岩中に径約 3 cm の菫青石・柘榴石を含む外来岩片が発見された。
外輪火口内に低い米窪火口丘をつくり， その熔岩は外輪火口縁の低所から東・北・西へ流下している。 米窪火口は径約 500 m， 深さ約 150 m で， 火口縁をとりまいて薄い２～３枚の輝石安山岩熔岩が露出している（図版 19）。 火口内の下部は外輪円頂丘熔岩と思われる角閃石安山岩の崖錐からなる。
黒灰色～黒色の熔岩で， やゝガラス質のものが多い。 多量の 1 mm 以下の斜長石・少量の輝石を含む一見ほとんど無斑晶質のものと， 2～5 mm 以下の斜長石， 2～3 mm の普通輝石の斑晶をかなり顕著に含むものとがあり， ときには １岩塊中でも斑晶の量が著しく異なる２部分からなる不均質な岩相をもつことがある。 外来包有物を多量に含む岩石がある。 外来包有物は， ほとんど石英のみからなるもの， 細粒の堆積岩源のものなどの異質のものよりも， 類質と思われる安山岩質のものの方が多い。 一部には再溶融して輪郭の不明瞭になったものもある。 母岩の著しく不均質なものの少なくとも一部は， 外来包有物の汚染作用によるものであろう。
不均質であり， また外来包有物を多量に含む岩石は， 西側の坊ガツルからの登山路の上部に多く見られる。 米窪火口周辺・ 火口から東側山腹に分布するもの・ 坊ガツル東方などの熔岩はかなり多斑晶質である。 米窪火口東側で大船山南熔岩に覆われるものは， 角閃石斑晶を含む（ [ 後述する ] 第 6 表）。 北に流下して平治岳東麓に達しているものは， ほとんど無斑晶質で， 青灰色， 緻密な熔岩である。 鉾立峠の東側の立中山に分布するものは， 灰黒色， 細粒の石基に多量の斜長石の小斑晶と少量の輝石とを有し， 半ば溶融してレンズ状になった灰白色の角閃石安山岩の外来岩片を含んでいる。 この熔岩は大船山とは分布の連絡が断たれており， 米窪火口から流出したかどうか明らかではないが， 岩質が酷似しているので一括してある。 米窪火口の周辺には径 50 cm に達する牛糞状火山弾が発見される。
大船山の山頂部をつくり， 厚い熔岩流として南・東方の山麓まで流下している。 大船山頂上の米窪火口東壁では米窪熔岩を覆い， 南側山腹では岳麓寺熔岩を覆って， それの作る稜線の両側に分かれて流れ落ちている（第 16 図， 第 Ⅰ 図版の 2）。 この熔岩は原地形をよく保存し， その表面には径数 m の巨塊が散乱して， 遠望しても明瞭に他と区別できる。 熔岩流前縁の急傾斜の部分と緩傾斜の部分とが繰り返えす階段状の地形を作り， 引き続く何枚かの熔岩流からなるものとみられる（図版 18）。 しかし 入山公墓付近の緩傾斜の部分は岳麓寺熔岩のつくる稜線の延長上にあるので， 下位の熔岩の作る地形にも影響されているのであろう。 入山公墓付近では， その南北に２条の平行した堤状の地形があり， 熔岩溝を作っている。 頂上部には２個の小凹地がある。 そのなかの１つは径約 30 m の円形で， 水を湛えていて御池と呼ばれる。 付近に硫気変質した岩片がみられるので爆裂火口と認められる。 他の長円形のものは確実には判らない。
大船山南熔岩が米窪火口の南縁に比高 250 m に及ぶ絶壁をつくっていながら， ほとんど米窪火口内には流入せず， 南・東方のみに流下したのは一見奇異に感ぜられるが， 大船山頂上には米窪火口から噴出した火山弾は全く存在せず， また後に述べる米窪東壁における被覆関係から， 本熔岩が米窪熔岩よりも新しいことは明らかである。 おそらく この熔岩は米窪火口の南外側に開口した火道から流出して南・東に流下し， 最後に上昇した部分が山頂部をつくったものであろう。
岩石は白色・灰色・灰黒色などを呈し， 多孔質で脆い熔岩である。 酸化されて紅褐色を呈することもある。 斜長石・角閃石・黒雲母の斑晶が目立ち， 多くの岩石ではそれらが流状配列をし， また一部の岩石は石基の白色の部分と黒色の部分とが互層する縞状構造をもっている。 斜長石は 5～7 mm 以下の長方形のものが多量に含まれる。 角閃石は 5 mm 以下の柱状， 黒雲母は 1.5 mm 以下の板状で， ともに黒色で光沢があり， 新鮮である。 1～3 mm 以下の石英・輝石なども含まれる。 微斑晶の集合した一見ゴマ塩状のオートリスをしばしば含み， また少量の外来岩片を包有する。
以上のように， 白色部と黒色部とは構成する鉱物種は同じであるが， その量比が異なり， 石基の成分は明らかに白色部の方がより珪長質であって， この熔岩の噴出前には異なる成分のマグマが混合していたものと考えられる。
米窪火口東壁上部には， 第 17 図に示すように下から L・M・U の３枚の熔岩が露出する。 これらはやゝ不規則な節理が縦に走る厚さ 2～3 m の熔岩で， それぞれの下底部の厚さ 20～30 cm のみ塊状～岩滓状を呈しているが， 塊状部を欠いて下位の熔岩とほとんど密着している部分もある。 各熔岩の特徴を第 6 表に示す。 L・U はそれぞれ明瞭に米窪熔岩・大船山南熔岩の一員であるが， M は表にみられるように， 米窪熔岩に大船山南熔岩の斑晶が加わったような性質を示していて， 前者から後者への遷移相と考えられる。
玄武岩（～玄武岩質安山岩）からなる小成層火山である。 均整のとれた円錐形の山体であり， 頂上に西側に開いた火口を有する。 熔岩は山頂・湯沢の河床などに露出し， 湯沢では熔岩流表面の岩滓状部も保存されている。 抛出物の堆積層は確認していないが， 牛糞状火山弾は付近にみられる。 山頂から来たに延びる尾根では， 海抜 1,400 m 付近まで角閃石安山岩（湯沢熔岩）が露出しているので， 平治岳噴出物の厚さはさほど大きいものではない。
熔岩は黒色～黒灰色， 緻密で， 多量の斜長石と橄欖石， 中～少量の輝石の小斑晶を含む。 斜長石と橄欖石との径 7 mm 位の集斑晶が散在している熔岩もある。
図幅地域の北西隅， 湯沢熔岩と千町無田との間に分布する。 千町無田の南側の低地から， 10～20 m 高い丘稜として地形的に認められる。 白色の黒雲母角閃石安山岩の軽石と同質の砂とからなり， ほとんど無層理か， またはごく弱い層理のある， ほとんど未固結の堆積物である。 材質は約 2 km 西方の宮原図幅地内に分布する飯田軽石流とよく似ている。 また飯田軽石流とよく似た堆積物が 東方の阿蘇野盆地内の十合野・上伊小野などに存在し， 芹川火山砕屑流を覆っている。 どちらの場合でも， 軽石流堆積物とすると噴出口と流路とが不明である。 図幅地域西部には， 飯田軽石流と同時期の噴出と考えられる降下軽石堆積物が広く分布している。 鳴子川軽石層は急傾斜の斜面に一且堆積した不安定な大量の降下軽石が， その直後に雨などが原因で洗い出されて緩傾斜の地点で再堆積したものかも知れない。
阿蘇火山はその中心部が南西隣の阿蘇山図幅地内にあり， 本図幅地内には その外輪山から噴出した芹川火山砕屑流と 火山灰・軽石などの降下火山砕屑物とが分布する。 中央火口丘から噴出した降下火山砕屑物は確認していない。
すでに記述したように今市火山砕屑流は， これまで阿蘇火山噴出物とされていたものであるが， 本書では独立して扱ってある。 同火山砕屑流と芹川火山砕屑流との間にある降下軽石堆積物はこの節に記載する。
阿蘇火山外輪山起源の火山砕屑流である。 この図幅地内では 阿蘇・九重両火山の降下火山砕屑物と 河成・崖錐などの短世の堆積物を除いては最上位の岩層であって， 以下の各時代の岩層を各所で覆っている（図版 20）。 久住付近から北東の芹川沿いと南東部の低地とに広く分布し， そのほか各所の河谷に沿い狭い分布がある。 高度は久住付近で約 600 m でもっとも高く， 図幅地域中央の湯原付近では約 500 m であって， この間は水平に近い緩い傾斜である。 北東部の芹川および七瀬川の峡谷部ではやゝ傾斜をまして， 図幅地域北東部では高さ 200 m 以下となる。 南部低地のものは西部では約 300 m， 東部では 200～240 m で平坦に近い。 堆積物は流出以前の起伏のある地形を埋め， その上面は水平に近い平坦面を形成する。 しかし堆積物の周縁ではやゝその高度が高くなることがある。 また後述するように基盤の低所のみを埋めるだけでなく， 高所にも分布して， 基盤の起伏をある程度保存する場合もある。
今市火山砕屑流との関係は大きくみると， 南西部ではその上にのり， 北東部ではそれよりも低い位置に分布する。 久住付近・大野川低地などでは一般に今市火山砕屑流の上を広く覆って， 局部的にその下から今市火山砕屑流をのぞかせている。 図幅地域中央部から北東では， 主として今市火山砕屑流を開析した河谷に沿って， 低位の段丘状に分布し， 湯原付近の芹川南東岸ではこの関係が約 10 km 連続する。 しかし台地面上に分布するものもあって， 通常は河谷に分布するものと台地面上にあるものとは， 中間の今市火山砕屑流の崖で隔てられており， 幾つかの箇所において瀑布状に上下のものが連続しているのが観察される（図版 21・22）。 阿蘇野川・芹川下流・七瀬川下流などの峡谷では， 今市火山砕屑流よりも 40～200 m 低い段丘状に存在する。
岩相は黒曜石レンズを含み硬く熔結した熔結凝灰岩から， よく発泡した軽石からなる軽石凝灰角礫岩まで， 中間的な岩相を経て漸移する。 今市火山砕屑流との肉眼的定質の比較は「II.3.6 今市火山砕屑流」の項の第 3 表にある。 垂直方向の模式的岩相変化を以下に記載する（第 18 図）。
全層厚が厚いときは A～E の全層相がみられ， そのうち C が主体をなすが， 厚さ， 地形的条件などによって， A・D・E， B のみ， E のみなどのいろいろの場合がある。 厚さ数 m の間で A・B・D・E の各岩相の変化がみられることも珍しくない。 地形的には河谷などの低地に C を主とする部分が多く， 今市火山砕屑流上の台地面上に分布するものは E のみであることが多い。 たとえば直入町塩手・須郷などの台地上には E のみが存在し， その付近の芹川本流・支流の河谷に存在するものは硬く熔結したものであって， 発泡した部分 E はみられない。 おそらく河谷を埋めた部分は堆積物が厚いために， その下部が強く熔結し， その後新しい河はふたたび旧河道を流れて， 上部の発泡した部分を侵蝕しつくしたのであろう。
図幅地域南部では， 芹川火山砕屑流の直下に厚い白色降下軽石層が発達し， その下位に黄褐色のやゝ膠結した細粒火山灰層がある。 竹田市高伏の南方（南隣の竹田図幅地域北縁）での厚さは軽石層 2.2 m・火山灰層 1.5 m 以上， 高伏の東の県道（図幅地域南縁）では軽石層（中間に 0.3 m の火山灰層を挟んで）2.8 m 以上， 図幅地域東縁の大野町田中では軽石層 1.5 m・火山灰層 0.7 m 以上である。 また地域南東隅近くの朝地町戸塚付近では， 芹川火山砕屑流の直下に 2 m の軽石・火山灰層があり， その下位に円礫層がある。 大野川低地では芹川火山砕屑流の下位にしばしば軽石層が露出し， 同砕屑流の基底面がほゞ現在の地表面近くにあることを示し， また朝地の東方・戸塚の南方などの数ヵ所では 今市火山砕屑流の小露出がある。 （戸塚の南方などで 軽石層または礫層の下位に露出する黒褐色の岩滓流は今市火山砕屑流よりも新しく， 芹川火山砕屑流よりは古い， 阿蘇火山起源の他の火山砕屑流堆積物かも知れない。）
図幅地域内の平坦地， とくに南西部には， 地表を厚く覆って軽石・岩滓層を挟む火山灰層が発達する。 地質図にはこれらが厚く， それ以下の地層の露われていない久住町北東部付近のみを火山灰層として塗色してある。 これらの大部分は九重火山と阿蘇火山との噴出物であると思われるが， この調査ではなお不明の点が多い。 前述したように 今市火山砕屑流と芹川火山砕屑流との間にはかなりの厚さの降下火山砕屑物があり， この節の L3 以下のものの一部と対比されるのかもかれない。 模式的な柱状図を第 19 図に示す。
火山扇状地礫層・崖錐は， 九重火山南面と花牟礼火山の裾野とにやゝ広く発達し， そのほか各所の急斜面の下部に小規模に分布する。
九重火山南面の裾野， すななわち久住高原に発達するものは， 中央ドーム群の急斜面から崩壊によって生じた大量の岩塊が， 久住軽石流の緩斜面を刻む浅い放射谷を埋って堆積したものであり， やゝ開析された久住軽石流の面よりも， より平坦な新しい斜面を形成している。 展望台付近では， 北西の谷から供給された岩塊が， 展望台から南東に延びる久住軽石流の稜線の両側に， 振り分短られたような形を呈しているのが明瞭に認められる（図版 24）。 また展望台の南方の登山道においては， 東西両側にある久住軽石流の稜線に対して， 一段低い面としてこの扇状地面が接しているのがみられる。
構成物質は角閃石安山岩の大小さまざまの円～亜角礫と砂とであり， 一般に多少成層し， 淘汰はやゝよいことも， 悪いこともある。
久住町今村の東から図幅地域南縁に至る間の久住川に沿い， 現河床よりも約 40 m 高い段丘状に同様な見掛けの礫層が存在し， 図上では上述の礫層と同一に塗色してある。 上述の扇状地礫層の延長の旧河床礫層と思われるが， 泥流として峡谷を流下したものかも知れない。
久住町久住の南縁および その南東の図幅地域南縁に近い県道南側などにみられる礫層も旧河床礫層と考えられる。 局部的な発達しか示していないので， この項に含め， 同一に図示してある。
花牟礼火山の東側の裾野には， 高さ 720～760 m 付近まで扇状地礫層が分布する。 花牟礼火山を構成する安山岩の亜円礫～角礫と同質の砂とからなる。 722.4 m 三角点峯の南には， 高さ 640 m 付近に扇頂を持つ新期の扇状地堆積層があり， これは図示の便宜上 冲積層と一括した。
中峠付近・本峠の東などには 本峠熱雲・中峠軽石流を覆って輝石安山岩・流紋岩などの礫を含む礫層が存在する。 礫は亜円礫～亜角礫で， 時山安山岩および庄司安山岩と思われる安山岩が多く， 流紋岩は上峠流紋岩に似ている。 基質は軽石砂質である。 これらの安山岩礫は， 阿蘇野盆地の南を限る断層によって現在は消失しているが， おそらく阿蘇野盆地内にあった輝石安山岩からなる火山の， 流紋岩類に覆われていない部分から侵蝕によって削り出されたものと思われる。 古屋敷の北西の 679 m 三角点付近にもこれとよく似た礫層が存在する。
以上のほか， 各所の急斜面の基部に崖錐堆積物がある。 それらのうちには， 産状から上記の火山扇状地礫層と明確に区別のつけられないものもある。
荷尾杵花崗岩の圧砕部には水銀鉱床が， 綿田花崗岩と朝地変成岩類との接触部付近には， モリブデンおよび砒素その他の鉱床がある。 いずれも小規模のもので現在稼行されているものはない。
野津原町尾迫の南西と同町石合の南西とに旧坑がある。 前者は三宝鉱山として文献 7) に記載されているものであり， 文献 12) に今市水銀鉱山として記載されているものは， 後者のみを指すものか， 両者全体を指すものか不明である。 どちらも 1930～40 年代に探鉱・採堀されたものであるが， 産額はごく少量であったらしい。
鉱床は圧砕岩中の含辰砂石英脈～鉱染鉱床である。 石合の旧坑は現在水没しているが， 坑口のズリには， 母岩の圧砕岩に少量の辰砂の附着が認められる。
鎧岳の南東の綿田花崗岩の， 南東側の接触部付近で試掘されたことがあり， 輝水鉛鉱を産したといわれる。 現在は道路工事によって坑口も埋没されているが， 付近の綿田花崗岩には緑泥石化が認められる。
朝地町篠原の北西の綿田花崗岩の周縁近くにある。 篠原鉱山として 1940 年頃稼行されたといわれる。 坑道は埋没しているが， ズリの観察によると母岩は優黒色の花崗閃緑岩であり， 鉱染状に 硫砒鉄鉱と少量の閃亜鉛鉱・黄銅鉱・磁硫鉄鉱・黄鉄鉱・方鉛鉱などの着生が認められる。
阿蘇野層中には珪藻土があり， 露頭のある各所で現在または過去に採掘されている。 この調査の際には内山・岩下の２個所で稼行されていた。 ともに従業員 10 名以下， 月産 30～60 t 程度の規模である。 原鉱石は約 60 % の水を含み， これを 10 % 以下になるまで天日乾燥して搬出している。 加工されて濾過材・保温材・断熱材などに使用されている。
白岩山流紋岩の一部は変質して白色粘土化している。 調査当時 朝地町地勝において， アート紙の配合材として利用するために採掘に着手されていた。
石材として常時大量に採掘されているものはないが， 以下に挙げるものがある。
熔結凝灰岩は加工し易いため， 切石として随時小規模に各所で採掘され， 土木その他に利用されている。
芹川火山砕屑流 : もっとも広く， 多量に使用されている。 岩体中の比較的熔結の程度が弱く， 加工の容易な部分（主に第 18 図 D の下部）が各所で採石されている。
今市火山砕屑流 : 一般に節理が多くて加工し難いが， 加工し易い条件を具えた部分が， 竹田市小高野の南方などで利用されていた。
中峠軽石流 : 熔結部が直入町藤目などで採石されたことがある。
上中尾熔結凝灰岩 : 熔結部が野津原町籠の台の北方で採石されたことがある。
以上のほか砕石として使用されたものがある。
庄司安山岩 : 直入町庄司の東方において， 芹川ダム建設の際の骨材としてやゝ多量に採石された。
九重火山の周辺に以下の３温泉がある。 このうち法華院温泉は九重火山の中心部にあり， 活動中の硫気孔（宮原図幅地内）からも近い距離にある硫黄泉であり， 長湯・七里田温泉は山麓部にあって比較的低温の炭酸泉である。
法華院温泉 : 三俣山と久住山円頂丘の東麓にあたる海抜 1,300 m の高所にある。 源泉は６個あり， 硫化水素泉・単純泉などで， 泉温は 42～52 ℃ である。 旅館１軒があって， 登山の根拠地としてよく利用されている。
長湯温泉 : 芹川の河床近くに 14 個の泉源がある。 すべて含炭酸土類泉で， 泉温は 33～41 ℃（平均 37 ℃）， 湧出量は 1,400 l / 分である。 CO2 の含有量が多く， 湯桶中で遊離 CO2 1.5 g / kg を有する。 旅館数軒がある。
七里田温泉 : ２個の泉源があり， 含芒硝重炭酸土類泉で， 泉温は 38 ℃ である。 かなり多量の遊離 CO2 を含む。 旅館２軒がある。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Fukuoka, No. 86
By KŌJI ONO (Written in 1960)
The mapped area lies in the southeastern part of a Cenozoic volcanic field, which covers a large part of central Kyūshū Island. Pre-Tertiary rocks are exposed in a narrow area. The rocks in the area can be divided into four geologic units ; pre-Tertiary rocks, upper Miocene or lower Pliocene volcanic rocks, upper Pliocene or lower Pleistocene volcanic rocks, and Quaternary volcanic rocks. A summary of the stratigraphic sequence is shown in Table 1.
| Quaternary | Recent | Volcanic ash, volcanic fan gravel, talus, and alluvium | |
| Pleistocene | Kuju volcano | Serikawa pyroclastic flow | |
| Neogene Tertiary | Pliocene |
Asono formation
Hanamure volcanic rocks |
Yufugawa pumice flow
Senchomuta hornblende andesite Uchiyama hornblende andesite |
| Shonai volcanic rocks |
Imaichi pyroclastic flow
Tanaka gravel bed | ||
|
Tani formation
Tatsuharu formation | |||
| Miocene - Pliocene | Ono volcanic rocks | ||
| Mesozoic | Cretaceous system | ||
| Intrusive rocks | |||
| Paleozoic | Asaji metamorphic rocks | ||
The general strike of the pre-Tertiary rocks, ENE - WSW, determines major physiographic features as well as the distribution of geologic units in the region. The southeastern mountain range consists of pre-Tertiary rocks overlain by Mio-Pliocene volcanic rocks. The northern mountainland is underlain by Plio-Pleistocene volcanic rocks, and is not yet highly dissected, although a few deep, youthful valleys cut through it. The central plateau and southeastern lowland are mainly covered by pyroclastic flow deposits of Aso volcano. Kujū volcano is situated at the western border of the mapped area, and rests on the central plateau and northern mountains. High peaks of the volcano exceed 1,700 m in elevation, and form the highest part of Kyūshū Island.
Pre-Tertiary rocks of the area comprise the Asaji metamorphic rocks of Paleozoic age, intrusive rocks intruding these metamorphic rocks, and rocks of the Cretaceous system. They crop out only in the southeastern mountain range, although they probably form the basement extending beneath the Cenozoic volcanic rocks in this region.
The Asaji metamorphic rocks consist of metamorphosed argillaceous or siliceous sediments, mafic volcanic rocks, and a few lenses of crystalline limestone. Although no foss ils have been found in these strata, they are considered to be metamorphosed Paleozoic rocks because of their similarity to Paleozoic rocks in nearby areas.
These metamorphic rocks are rather isolated from known Paleozoic rocks or their metamorphic equivalents in the surrounding area. Granitic rocks of the Ryōke metamorphic belt are exposed about 20 km north, beyond a wide graben filled with Cenozoic volcanic rocks. Paleozoic rocks in the Outer Zone of Southwest Japan are distributed about 12 km south, and crystalline schists of the Sambagawa metamorphic belt are 20 km to the northeast. Considering the features of the metamorphic rocks and the abundance of accompanying granitic rocks, the Asaji metamorphic rocks are probably the western extension of the Ryōke metamorphic belt.
The general strike of these rocks is ENE or NE, but at some places E or even NW strikes occur. In the mapped area the Asaji metamorphic rocks are divided into two zones ; the north zone and the south zone, the former is more metamorphosed than the latter.
In the north zone, argillaceous rocks are mica schists, composed of biotite, quartz with or without muscovite, potash feldspar, and plagioclase. In the eastern district some mica schists contain either andalusite or cordierite or both. Mafic volcanic rocks of the north zone are mainly hornblende schists, composed of green hornblende, plagioclase（andesine or oligoclase) and accessory minerals. Diopside, biotite and colorless amphibole with rather low refractive indices are found in some rocks.
In the south zone, argillaceous rocks are biotite hornfels and phyllitic or somewhat massive biotite slates. Coarse-grained biotite hornfels near the eastern bodies of the Watada granite seems to have been formed by contact metamorphism. Mafic volcanic rocks in the south zone are composed mainly of actinolite, albite with or without chlorite, quartz, epidote, biotite, sphene, iron ores, and carbonates. A common variety is massive, nearly aphyric basalt having a relic subophitic texture ; less common are plagioclase-porphyritic basalt and basaltic tuff. A small body of andesite occurs. Intercalated thin lenses of limestone have been recrystallized to aggregates of coarse calcite crystals.
Intrusive rocks intruding the Asaji metamorphic rocks are divided as follows : (1) quartz diorite and diorite， (2) gabbro and ultramafic rocks， (3) Nioki granite, (4) Watada granite, (5) Yamanaka granodiorite, (6) felsic dikes.
Quartz diorite and diorite form a highly heterogeneous mass, in which fine- to medium-grained biotite-hornblende quartz diorite and diorite are the most common rocks, although locally coarse-grained diorite and hornblende gabbro occur. Strikes of amphibolite xenoliths of the Asaji metamorphic rocks are concordant with the structure of these metamorphic rocks surrounding the plutonic mass. Gabbro and ultramafic rocks are exposed at a few localities ; a mass of cortlandite lying in the quartz diorite and gabbroic bodies in the Nioki granite. The gabbroic bodies are heterogeneous, ranging from hornblendite to hornblende gabbro. These bodies seem to be intruded by the surrounding quartz diorite and granites.
The Nioki granite is coarse-grained biotite granite, and intrudes the Asaji metamorphic rocks along their northern margin. In all outcrops the granite shows evidences of crushing ; outcrops are stained red and cataclastic textures are conspicuous in thin section. Shearing is more conspicuous in the northwest, and near the northern border the granite has been converted to mylonite. The main constituents are quartz, oligoclase, microcline and minor amounts of biotite mostly replaced by chlorite.
The Watada granite was intruded as three small bodies into the south zone of the Asaji metamorphic rocks. It is a massive, medium- to coarse-grained hornblende-biotite granodiorite, composed of quartz, plagioclase, orthoclase, biotite, hornblende and accessory minerals.
The Yamanaka granodiorite is distributed along the north side of the Nioki granite, bordered from it by a fault. It is a body of massive, medium-grained biotite-hornblende granodiorite and quartz diorite, composed of euhedral plagioclase, green hornblende, biotite, accessory minerals, and interstitial quartz and orthoclase.
Felsic dikes, two dikes of rhyolite and one of quartz porphyry, are intruded in the south zone of the Asaji metamorphic rocks.
The Cretaceous system is exposed in very small areas near the southeast corner of the mapped area. It overlies unconformably the Asaji metamorphic rocks and is made up of dark-red conglomerate, and black mudstone, correlating with the lowest member of the upper Cretaceous Onogawa group in neighbouring areas to the east.
After a long period of erosion, late Miocene or early pliocene volcanism erupted the Ono volcanic rocks upon the pre-Tertiary basement. The Ono volcanic rocks comprise the Shiraiwayama rhyolite, the Daisangoyama andesite, the Miyakeyama rhyolite, intercalated non-marine sediments, and an olivine andesite dike.
The Shiraiwayama-rhyolite consists of at least four lava flows of biotite rhyolite and pyroxene rhyolite, carrying phenocrysts of quartz and plagioclase with or without sanidine. The Daisangoyama andesite is a thick lava flow of glassy pyroxene andesite. The Miyakeyama rhyolite is a welded tuff sheet 250 m thick. The main part of the sheet is light-brownish-gray, massive, hypocrystalline or crystalline rhyolite, but the thin basal part is obsidian. It contains abundant phenocrysts of quartz, oligoclase, sanidine, and a few iron-rich pyroxene and iron-rich olivine.
After the deposition of the Ono volcanic rocks, the north side of the southern mountain range was down faulted along the ENE trending tectonic lines, forming a wide graben. The site of sedimentation and volcanic activity then shifted northward into the graben and continued through upper Pliocene and lower Pleistocene time．
The Tatsuharu formation and the Tani formation are distributed neat the northeastern corner of the mapped area. The Tatsuharu formation consists of yellowish-brown tuffaceous sandstone, mudstone, pumice tuff and pumice lapilli-tuff. Two thin glassy pyroxene andesite lava flows and a laccolithic intrusive body of pyroxene-hornblende andesite are contained in the sequence. Only the upper part of the Tani formation is exposed in the mapped area ; the formation is consider ed to be somewhat younger than the Tatsuharu formation. The Tani formation is composed of biotite rhyolite pumice tuff-breccia, alternations of pumiceous or tuffaceous sandstone and conglomerate, and pyroxene-hornblende dacite pumice tuff and welded tuff.
The eruption of the Shōnai volcanic rocks then followed, and wide areas were covered by piles of pyroxene andesite lava flows, hornblende-biotite rhyolite pyroclastic flows and lava flows, and by lesser amounts of hornblende andesite lava. In general, the pyroxene andesite member (the Kakura andesite, the Shōji andesite, and the Tokiyama andesite) underlie the rhyolitic members（the Hiryūno rhyolite, the Kumamureyama rhyolite, the Nakatōge pumice flow, the Hontōge nuée ardente, and the Kamitōge rhyolite). The Kammuriyama-east hornblende andesite is situated between pyroxene andesite and rhyolite.
Most pyroxene andesites are highly porphyritic and carry phenocrysts of plagioclase, hypersthene, augite, magnetite, and in some rocks, olivine. Groundmass constituents are plagioclase, pyroxene (both orthorhombic and monoclinic or the former only), and iron ores. Silica minerals, alkali feldspar, and glass are either present or not. Biotite rhyolites are also porphyritic, Carrying phenocrysts of plagioclase, quartz, biotite, and lesser amounts of green hornblende, In addition the Nakatōge pumice flow carries hypersthene and lesser amounts of augite. Groundmass textures are highly variable, and include fine-grained crystalline, cryptocrystalline, glassy, spherulitic in lavas and collapsed vitroclastic in welded tuffs.
After the extrusion of Shōnai volcanic rocks, a rhombic area bounded by faults trending ENE and NW, was depressed forming a volcano-tectonic basin, western part of which is now occupied by the Hanamure volcanic rocks.
The Hanamure volcanic rocks consist of members of pyroxene-hornblende andesite and pyroxene andesite. They are remnants of a low stratovolcano which is now highly dissected. These rocks are more felsic in composition than the Shōnai volcanic rocks and carry hornblende phenocrysts which are commonly opacitized.
The eastern corner of the depression is occupied by the Asono formation, which is overlain by welded tuff of Aso volcano. The Asono formation is composed of alternations of diatomaceous shale containing plant fossils, sandstone, and thin conglomerate. They were deposited in a lake which formerly filled this part of the depression.
In the northern part of the mapped area, three volcanic members, the Yufugawa pumice flow, the Uchiyama hornblende andesite, and the Senchōmuta hornblende andesite, were emplaced at nearly the same time as were the Hanamure volcanic rocks. The Yufugawa pumice flow unconformably overlies the Kakura pyroxene andesite and is mainly distributed in the adjacent area to the north. It is a pumice f low deposit of biotite rhyolite and its lower part is moderately welded. The Uchiyama hornblende andes ite is probably the remnant of a small lava dome. The Senchōmuta hornblende andesite consists of lava flows of hornblende andesite.
Kujū volcano is a multiple volcano which is situated near the western border of the mapped area. Its eastern half lies with in the area. Steep-sided lava domes and a stratovolcano are clustered at the center of the volcano, from which a gently sloping skirt extends mainly to the south. The main part of the skirt consists of the Kujū pumice flow, which was extruded from the volcano probably before the formation of the central dome group.
Most rocks of the volcano are hornblende andesite（～dacite), but lesser amount of pyroxene andesite (～basalt) were extruded from vents located in the eastern part of the volcano. Hornblende andesites (～dacites), which generally form lava domes or thick lava flows, are grayish in color, carry large phenocrysts of plagioclase and hornblende frequently with biotite and quartz, and are rather felsicin chemical composition (SiO2 = 58.44 - 63.14). Pyroxene andesites（～basalts), forming cones of thin lava flows and pyroclastic beds, are darker in color, porphyritic with abundant small phenocrysts of plagioclase, and chemically are rather mafic (SiO2 = 51.68 - 56.65).
The Kujū pumice flow is a weakly indurated deposit composed of unsorted pumice blocks and their fragments. The rock is highly porphyritic pyroxene-biotite-green-hornblende-quartz dacite (SiO2 = 60.96).
The Yuzawa lava, forming a tableland 150 m thick, the Mimatayama dome, the Kujūsan composite dome, and the Kurodake dome all consist of pyroxene-hornblende andesite which are similar in appearance, microscopic character, and chemical composition (SiO2 = 58.47 - 60.11). The Kujū san composite dome consists of several lava domes aligned in an E - W direction. Powerful solfataras are still active on the northern flank about 700m west of the western border of the mapped area. Several explosion craters lie on and near the top of the Kujūsan composite dome and the Mimatayama dome.
Daisen-zan is a small composite volcano. At the southern foot the Tōnoharu lava, a mafic pyroxene andesite lava (SiO2 = 52.43) was extruded at an early stage of the volcano. The somma dome and the Gakurokuji lava consist of pyroxene-hornblende andesite. The shallow basin at the top of the somma dome is occupied by a large crater, Komekubo, which is rimmed with pyroxene andesite lava (SiO2 = 56.65) erupted from the crater. Thin lava tongues of pyroxene andesite flowed down the flank of the dome. The pyroxene andesite is in turn overlain by thick lava flows of biotite-hornblende-quartz andesite and dacite (SiO2 = 63.14). These are the Daisenzan-south lavas which form the highest peak of the volcano standing at the south margin of the Komekubo crater and flow down toward east and south. Thus, pyroxene andesites and hornblende andesites are alternately extruded from this volcano, though the former is far less abundant.
The Otokoike lava, olivine-pyroxene andesite with or without sporadic phenocrysts of hornblende, is probably an early lava of the volcano, but the vent which erupted the lava has not been located.
Heiji-dake is a stratovolcano with dissected crater at its top, and is composed of pyroxene-olivine basalt (SiO2 = 51.68) and mafic pyroxene andesite.
The deposits of the Imaichi pyroclastic flow and the Serikawa pyroclastic flow underlie the extensive central plateau and the southern lowland and in other valleys and depressions in the mapped area. The Serikawa pyroclastic flow was extruded from Aso volcano about 20 km southwest of the southwest corner of this sheet, however the origin of the Imaichi pyroclastic flow is not located.
The Imaichi pyroclastic flow, which is the older, is a scoria flow deposit of pyroxene andesite (SiO2 = 63.70). The average thickness of the deposit is 30 m. In many places it has a reddish tint due to oxidation. Most parts of the deposit are densely welded, although the upper part is less compact than the lower. Vesiculated scoriaceous bombs embedded in tuffaceous matrix are found only near its top. Vesicular lenticles and druses are commonly found in the middle or upper part of the unit.
The Serikawa pyroclastic flow overlies the Imaichi pyroclastic flow in the southwestern area, but in the northeastern area it forms a terrace on the sides of valleys cut in the plateau of the Imaichi pyroclastic flow. The deposit is hornblende-bearing pyroxene andesite (SiO2 = 65.56 and 68.89), and ranges from 10 to 100 m thick. In thick columns (and even in thinner ones) lithologic changes from base to top form distinctive rock-units as follows ; dense welded tuff with obsidian lenses or streaks in the lower part, less compact welded tuff with half-collapsed pumice in the middle part, and unsorted pumice tuff-breccia composed of highly vesiculated pumice blocks and their fragments in the upper part .
Volcanic ash covers the southwestern and the central part of the area, locally reaching a thickness of a few meters or more at some places. The bulk of this material is composed of reddish-brown fine ash perhaps erupted from Aso and Kujū volcanoes. A layer of reddish scoriaceous lapilli of pyroxene andesite and a bed of yellowish-white pumice of biotite-hornblende-quartz dacite are intercalated in the upper part of the ash. The former probably was erupted from Heiji-dake or the Komekubo crater of Daisen-zan and the latter from a crater in the western part of the Kujūsan composite dome.
A volcanic fan deposit lies at the southern foot of the Kujūsan composite dome. Talus and alluvial deposits cover narrow areas .
Cinnabar is disseminated in mylonite or mylonitized part of the Nioki granite at a few localities. These deposits have been explored but not worked. Metallic ores occur at or near the contact between the Watada granite and the Asaji metamorphic rocks. Copper, lead, Zinc, and arsenic are found in the western body of the granite and molybdenum in the eastern body. None of these deposits are worked at present.
Diatomaceous earth contained in the Asono formation is quarried at a few exposures. Total production is about 100 tons a month.
Three hot springs are located in and near Kujū volcano. Hokkein is a hydrogen sulphide-rich spring located between the Mimatayama dome and the Kujūsan composite dome, lying about 1.5 km east of the active solfataras. Nagayu and Shichirida hot springs are both at the southeastern foot of Daisen-zan. They are rather low temperature (less than 40 ℃) carbonate-rich springs containing large quantities of free carbon dioxide．
昭和 38 年 8 月 24 日 印刷 昭和 38 年 9 月 1 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1963 Geological Survey of Japan