地域地質研究報告
５万分の１図幅
鹿児島（15） 第 52 号
地質調査所 地質部 今井功
地質調査所 地質部 寺岡易司
地質調査所 地質部 奥村公男
地質調査所 環境地質部 小野晃司
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 四万十累層群（白亜系～下部第三系） III.1 研究史 III.2 層序 III.2.1 諸塚層群 III.2.2 神門層 III.2.3 日向層群 III.3 対比および砂岩組成 III.4 変成作用 III.4.1 諸塚帯 III.4.2 神門帯 III.4.3 地質構造 IV. 新第三系 IV.1 庵川層 IV.2 尾鈴山酸性岩類 IV.3 花崗斑岩 V. 第四系 V.1 高位河岸段丘堆積物 V.2 阿蘇火砕流 V.2.1 Aso-3 火砕流 V.2.2 Aso-4 火砕流 V.3 低位河岸段丘堆積物 V.4 冲積層 VI. 応用地質 VI.1 層状含銅硫化鉄鉱 VI.2 マンガン鉱 VI.3 新第三紀の酸性火成活動に関連する鉱床 VI.4 石材 文献 Abstract 図版
付図の目次 第 1 図 神門地域の接峰面図 第 2 図 地形区分図 第 3 図 水系図 第 4 図 九州四万十帯の地質概略図 第 5 図 神門地域地質図 第 6 図 秩父系の南限線に関する 1954 年以前の諸説 第 7 図 諸塚層群柱状図 第 8 図 八戸層 Y1 の千枚岩，恵後の崎北方 第 9 図 神門層柱状図 第 10 図 a・b 神門層の剪断泥質岩，鳥ノ巣 第 11 図 神門層の枕状溶岩の柱状図，阿切 策 12 図 斑粝岩の顕微鏡写真 第 13 図 上井野層と珍神山層の柱状図 第 14 図 珍神山層 C1 の砂岩層，小又吐 第 15 図 a・b 珍神山層 C1 の砂岩中に含まれる頁岩パッチ，小又吐 第 16 図 a・b 珍神山層 C3 の砂岩層下底にみられる グルーブキャスト（a）とフルートキャスト（b），渡川ダム 第 17 図 神門・諸塚山地域における四万十累層群の砂岩組成 第 18 図 日向層群 珍神山層における古流向 第 19 図 九州四万十帯の変成分帯 第 20 図 神門地域における特徴的な変成鉱物の分布図 第 21 図 a・b 渡川越えから高峠方面を望む
付表の目次 第 1 表 地質総括表 第 2 表 九州四万十帯北東部における層序区分の変遷
図版の目次 第 Ⅰ 図版 a・b 神門層の剪断泥質岩の顕微鏡写真，鳥ノ巣 第 Ⅱ 図版 神門層の枕状溶岩，阿切 第 Ⅲ 図版 長い尾をひいた玄武岩枕 第 Ⅳ 図版 a・b 玄武岩枕の周縁部の帯状構造 第 Ⅴ 図版 a・b 白亜系 諸塚層群の砂岩 第 Ⅵ 図版 a・b 古第三系 日向層群および神門層の砂岩
地域地質研究報告
（昭和 53 年稿）
５万分の１図幅
鹿児島（15） 第 52 号
神門地域の野外調査は 昭和 38 年度から 43 年度まで今井・寺岡によって行なわれ， 昭和 50 年度に小野が阿蘇火砕流および尾鈴山酸性岩類の調査を， 今井・寺岡・奥村が四万十累層群の補足調査を行なった。 なお， 昭和 40 年度には 現地調査に際し 礒見博 技官の協力をうけている。 執筆は今井・寺岡が主として堆積岩類を， 奥村が四万十累層群中の塩基性岩類および変成作用を， 小野が阿蘇火砕流および尾鈴山酸性岩類を担当し， 今井がこれを調整した。 本研究で使用した薄片の作製は [ 地質調査所 ] 技術部 特殊技術課の大野正一・村上正・宮本昭正・安部正治・佐藤芳治の各技官が担当した。
神門 地域は 九州中央部を北東から南西に走る九州山地の南東側の一郭を占めており， その大部分が四万十累層群からなっている。 第 1 図の接峰面図を参考にすると， この地域は 地形上, 次のように [ 北西から南東方に ５地域に ] 大別することができる（第 2 図）。
これらの山地や凹地を横断して 五十鈴川 ， 耳川 ， 坪谷川 （耳川の支流）， 小丸川 ， 渡川 （小丸川の支流）の主要河川が南東ないし東方に流れている。 比較的 蛇行の多い これらの河川は 山地では下刻が著しく， 各地で深い横谷を形成しており， 凹地では流域に平地をつくり 河岸段丘を形成している（第 3 図）。
諸塚・椎葉 山地
:
[
第 2 図に示されているように
]
この山地は九州山脈の主脈の一部をなし，
[
図幅地域北東隅から西南西方 8 km の
]
造次郎山
（733 m），
[
その南南西方 6 km or 図幅地域中央のやや北東方の
]
日陰山
（
880
[
← 898
]
m），
[
その西方 5 km 強 or 図幅地域中央のやや北西方の
]
高峠
（1,100 m），
[
その西南西方 5 km 弱の
]
万寿峠
（1,043 m），
[
その南西方 5.5 km or 図幅地域南西隅から北北東方 4.5 km の
]
落石
（1,221 m）を連ねる線をほぼ南東縁とし，
図幅地域の面積の約 2 / 5 を占めるが，
耳川や小丸川 および それらの支流によって刻まれて いくつかの山塊に分断され，
稜線は 多岐に分れて 複雑な形を呈する。
図幅地域内の最高峰は
[
図幅地域北西端から南南東方 6 km の
]
笹の峠
[
1.340 m
]
の南西の高地で，
標高 1,359 m である。
山地の大部分は白亜系の諸塚層群
[
主に M・Y1・H1・H2・S1
]
からなる。
その
[
山地の部分の
]
南東縁部は多数の衝上断層により覆瓦構造を呈する古第三系の神門層
[
主に Mk
]
からなり，
急斜面をなして山地の前縁の神門・田代凹地に接する。
この山地の東の突出部にあたる日陰山（898 m）は
神門層の中の塩基性岩類
[
b3
]
からなる衝上地塊である。
神門・田代 凹地 : 諸塚・椎葉山地と珍神山山嶺にはさまれた山間凹地で， 第三系 日向 層群の頁岩の優勢な部分 [ 主に K・D1・D2・U（?）・C1（?）・C2・C3 ] からなる。 この凹地には， 田代の南西方の 尖山 （703 m）および [ 第 3 図に示されている ] 耳川水系と五十鈴川水系とを境する分水嶺 によって距てられた神門・田代・ 宇納間 の３つの盆地がある。
[ 図幅地域南西部に位置している ] 神門 盆地 は接峰面高度 500 m 以下で， 盆地内の西に偏して接峰面高度 400 m 以下の低地がある（第 1 図）。 神門・ 鬼神野 の部落を含むこの低地には 僅かながら 阿蘇火砕流 [ A4 ; 以下の [注] 参照 ] が保存されている。 その基底面高度は 260～300 m である。
[ 日陰山の東方 or 尖山の北東方に位置している ] 田代 盆地 は接峰面高度 300 m 以下で， 神門盆地よりも低位にある。 田代付近には接峰面高度 200 m 以下の低地がある。 そこでは阿蘇火砕流 [ A3・A4 ] が比較的広く分布しており， その基底面高度は 80～150 m である。 基底面高度 80～100 m のところでは 阿蘇火砕流の下に厚さ数 m の礫層（高位段丘堆積物 [ t1 ] ）があり， この低地がかって耳川の河床であったことを示している。
[ 図幅地域北東隅から西方 10 km 強の ] 宇納間 盆地 は接峰面高度 300 m 以下で， 田代盆地との高度差はあまりない。 盆地内には阿蘇火砕流 [ A3・A4 ] が断片的ながら比較的よく残存しており， その基底面高度は 160～200 m である。
珍神山 山嶺 : この山嶺は 北は [ 田代の東方 4.5 km の ] 大椎 （543 m）の北東方から [ 田代の南南東方 5 km の ] 珍神山（823 m）， [ 田代の南南西方 7 km 強の ] 加子山 （867 m）を経て さらに南西へと狭長に連なるが， 耳川， 小丸川， 渡川に下刻されて いくつかの山塊に分断されている。 山稜は山塊ごとに南にずれて 雁行状を呈する（第 1 図）。 概して 南東斜面の方が北東斜面よりも急傾斜である。 この山嶺は主として日向層群の砂岩 [ C1 ] からなっている。
坪谷 凹地 : 珍神山山嶺と尾鈴山山塊にはさまれた凹地で， 主として日向層群の頁岩 [ U ] からなっている。 凹地は接峰面高度 500 m から 200 m へと北東に向ってしだいに低くなる。 坪谷川流域では [ 低位 ] 河岸段丘 [ t2 ] の発達が良好である。
尾鈴山 山塊 : 図幅南東隅の 西林山 （786 m）を含む山地は [ 本図幅の南隣の尾鈴山図幅地域内の ] 尾鈴山（1,405 m）の山塊の一部をなすもので， 尾鈴山酸性岩類 [ O ] で構成されている。 尾鈴山山塊は 一般に 南東斜面が緩傾斜， 北西斜面が急傾斜をなしている。 北西斜面にあたる本地域では 突骨とした山嶺が坪谷川にせまって屹立している。
以上の山地や凹地の配列は 基本的には四万十累層群の帯状構造に支配されている。 四万十累層群の帯状構造が形成されたのは中新世前期の末葉である。 また， 河川の南東流の一般的傾向は 内陸部が隆起する傾動に起因するもので， このような傾動運動は 中新世後期から更新世前期にかけて 段階的に進行したものと思われる。 したがって， 本図幅地域の地形の原形は， 帯状構造を呈する四万十累層群が 傾動運動の過程で 岩質の差による選択侵食をうけて形成されたものであろう。 阿蘇火砕流 [ A3・A4 ] の流出時（更新世末）には 現地形はほぼ形成されていた。
神門地域は 西南日本外帯の最外側（太平洋側）を占める四万十帯に属しており， 九州の四万十帯ではその北東部に位置している。
九州 四万十帯を構成する四万十累層群は 塩基性火山岩類を挟む厚い地向斜堆積物からなり， 全体として 低度 広域変成作用をうけている. この累層群の地質時代は白亜紀から第三紀中頃におよぶ。
第 4 図に示すように， 九州の四万十帯は 北から 諸塚 帯・神門帯・ 日向 帯・ 高隈山 帯・ 日南 帯 [ の５帯 ] に構造区分される。 各帯の境はいずれも断層である。 このうち 諸塚帯・高隈山帯には白亜系， 神門帯・日向帯・日南帯には古第三系がそれぞれ分布する。 秩父帯と四万十帯とを境する 仏像 構造線は 断層面が北西に傾く衝上断層で， 佐伯の北から神門地域の北方を通り， 紫尾山 の西方で南に大きく屈曲して 薩摩半島の西端にのびる。 諸塚帯と神門帯は 延岡 衝上によって境されるが， この断層は 市房山 付近では日向帯の北縁を限り， それより西では諸塚帯に入り， 人吉 の北方で他の断層に切られて消失する。 神門帯と日向帯とは [ 本図幅地域内の ] 日陰山 衝上および 大藪 衝上で境される。
神門地域の四万十累層群は 白亜系の 諸塚 層群， 第三系の 神門 層および 日向 層群に区分され， これらはそれぞれ諸塚帯・神門帯・日向帯に分布する（第 5 図）。 いずれも厚い砕屑岩層からなり， 諸塚層群と神門層には塩基性岩類 [ b1・b2・b3 ] がある。 とくに 神門層には 玄武岩の枕状溶岩 [ b3 ] が多い。 諸塚層群と神門層・日向層群との間には 砂岩の組成の上で大きな差異がある [ 後述する「III.3 対比および砂岩組成」の項を参照 ] 。 このことは 白亜紀と第三紀の間に 著しい古地理的変化があったことを示している。
以上の各層とも 地層の一般走向は 北東 - 南西方向で， 大部分は北西に傾斜しているが， 多くの走向断層で切られて 複雑な地質構造を呈している。 このような地質構造の主要な 形成 [ ← 変形 ? ] 時期は 中新世前期の末葉（高千穂 階梯 ）である。
日向層群と断層で接する中部中新統の 庵川 層 [ Ig ] は 四万十累層群の砂岩を礫としてもち， [ 本図幅の ] 東隣の 富高 図幅 [ 以下の [注] 参照 ] 地域内では 日向層群の一員とみなされる下部中新統の 門川 累層（HASHIMOTO， 1961）を著しい傾斜不整合で被覆している。 本図幅地域では 直接の関係はわからないが， [ 庵川層は ] 日向層群と断層で接しているものと思われる。 尾鈴山 酸性岩類 [ O ] は日向層群と断層で接し， 庵川層 [ Ig ] を被覆する（野沢・木野（1956）; 橋本・宮久（1959）; 中田（1978））。 その地質時代は中新世中期（15 ± 2 m.y.）である（SHIBATA and NOZAWA, 1968）。 日向層群に貫入する花崗斑岩 [ gp ] もほぼ同時期とみなされる。
これらの酸性火成活動 [ = 尾鈴山酸性岩類の堆積と花崗斑岩の貫入 ? ] の後の おそらく更新世前期の末に 北西側が隆起し 南東側が沈降する傾動運動 が顕著となり， これに伴う削剥・侵食によって現地形の原形が形成された。 [ 田代盆地の ] 耳川の旧河床をなした高位河岸段丘堆積物 [ t1 ] の基底面高度は 80～100 m（比高 40～60 m）である。 更新世末期には 阿蘇火山の噴火による火砕流が五十鈴川・耳川・小丸川・渡川に沿って流下し， とくに低地に厚く堆積した。 これには 小野ほか（1977）の Aso-3 [ A3 ] と Aso-4 [ A4 ] に相当するものが含まれ， 前者 [ A3 ] は田代盆地と宇納間盆地のみに分布し， 後者 [ A4 ] は主要河川沿いの各地でみられる。 低地を流れる河川の沿岸には 低位の河岸段丘 [ t2 ] が形成された。 各河川の流域には 冲積層 [ a ] が小範囲に分布する。
以上の地質関係を総括すると 第 1 表のようになる。
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九州 四万十帯の研究は 1950 年代から急速に進展した。 それは秩父帯と四万十帯とを境する仏像構造線の位置の決定によるところが大きい。 以下では 神門地域を中心として 九州 四万十帯 研究史の概要を述べる。
南九州において 秩父系（古生層）の南に時代未詳層が広く分布することは,
中島（1892）によってすでに指摘されていた。
しかし，
これらの境がどこを通るかということや,
その意義については 必ずしも判然としなかった。
この境がはじめて地質図上に明示されたのは,
100 万分の１大日本帝国地質図（1899）においてである（第 6 図）。
それによると，
古生層と時代未詳中生層の境は
[
本図幅の南西隣の
村所
図幅地域内の
]
市房山
の西の
湯山
付近から
[
本図幅の西隣の
椎葉村
図幅地域内の
]
椎葉村
大河内
を経て，
本地域内では
小丸川
の上流の中山
[
← 図幅地域西端・南北中央付近
]
の南から
[
図幅地域北東隅から南西方 10 km 弱の
]
田代の
西方
[
← 北西方
]
の
小原
[
← 日陰山の北北西方 2.5 km
]
付近を通り，
[
本図幅の北東隣の延岡図幅地域内の
]
五ヵ瀬川
沿いの
川水流
の西に達している。
その後，
伊木（1904）は両者
[
= 秩父系（古生層）と時代未詳中生層
]
の境を若干変更し，
[
本図幅地域の北端・東西中央付近の
]
耳川沿いの
鳥巣
[
←
鳥の巣
]
と
[
前記の
]
小丸川沿いの中山の南を連ねる線
[
= 鳥の巣～中山線
]
とした。
その南西延長は大河内を経て湯山に達する。
野田・納富（1918）もこの説をとり，
その北東延長を
[
前記の
]
川水流の付近から延岡の北方に求めた。
これらの見解の根拠は 顕著な千枚岩帯の存在を認め， これを古生層の変成相とみなしたことにあり， 境界線は千枚岩帯の南限にあたっている。 本地域の延岡衝上はこの境界線にほぼ相当する。 なお， 小川琢治は 100 万分の１大日本帝国地質図説明書（1900）のなかで， 紀伊半島より四国・九州の南岸に沿って発達する中生層をはじめて四万十統として一括している。 これは四万十帯研究史の第一頁にあたる。
古生層と時代未詳中世層の境については 全く別の見解もあった。 伊木（1901）は [ 前記の ] 「鳥巣～中山線」を認める以前に， よく連続する石灰岩層をもとにして 秩父系の南限を [ 本図幅の西隣の椎葉村図幅地域内の ] 椎葉村の尾前付近から [ 本図幅の北西隣の 鞍岡 図幅地域内の ] 十根川 沿いの 仲塔 に至る線に求めている。 これは現在の仏像構造線に相当するものである。 しかし， その東の延長は [ 本図幅の北隣の諸塚山図幅地域内の ] 槇峰 の東に達する。 これは千枚岩帯の南限に相当する。 ただ， この見解は 伊木自身が放棄したため, ながらく注目されなかった。
その後， 四国 四万十帯を研究していた YEHARA（1926）は， 時代未詳中生層の安芸川層群とジュラ紀の鳥巣層群とを一括して四万十川統とよんだ。 秩父系との境は 現在の仏像構造線に近い位置にある。 九州では， 大谷（1926・1927）が 八代以東の球磨川の上流の秩父系の南綾部を 神の瀬 帯とよんで， その南に広く分布する砂岩粘板岩帯（= 安芸川層）と区別した。 この境も現在の仏像構造線に一致する。 小林（1931）は, 九州の神の瀬層から四国の三宝山石灰岩層， 関東山地の御前山層に至る一連の石灰岩層の南限をなす断層を 糸川 仏像地質構造線とよんだ。 現在の仏像構造線はこれに由来する。
こうして 四万十帯の性格が明らかになるにつれて， 千枚岩帯南限説は否定された。 ７万５千分の１地質図幅「延岡」で， 石井（1939）は 先第三系をすべて ジュラ紀の鳥巣安芸川統として一括し， 仏像構造線の位置を図幅地域よりはるか北方に考えた。 しかし， 彼は延岡の北を東西に走る著しい衝上断層を認めている。 この衝上断層は千枚岩帯の南限にあたり， 延岡衝上にほぼ相当する。 四万十帯における千枚岩帯の位置づけの問題が提起されたわけである。 一方， 秩父古生層と時代末詳中生層との境は 仏像構造線に相当する断層に求められたが， それが具体的に九州のどこを通るかについては まだ不明なところが多かった。
松下（1941)は 大分・宮崎県境部付近 [ ← 本図幅の北北東隣の 熊田 図幅地域の北部 ? ] で 木浦 衝上を発見し， 以後， 勘米良（1950）， 橋本（1955）， 大分県（1951）， 藤井（1954）らによって 仏像構造線に相当する断層が各地で発見された。 それらは 50 万分の１地質図幅「鹿児島｣（1954）で明示され [ 第 6 図 ] ， ここに 九州における四万十帯の北限 [ = 仏像構造線 ] がほぼ定まった。
一方， 黒田・松本（1942）は， これまで時代未詳中生層と新第三系からなるとされていた宮崎県南部において 古第三系（ 日南 層群）の存在を明らかにし， これと新第三系（宮崎層群）との間の顕著な傾斜不整合で示される地変を 高千穂 変動（階梯）とよんだ。 この日南層群については， その後， 首藤（1963）が下位の頁岩の優勢な日南亜層群と上位の砂岩の優勢な 酒谷 亜層群とに大別し， 前者を漸新世中後期， 後者を中新世前期とした。
九州 四万十帯に関する知識は 1950 年代になって急速に増加した。 本地域周辺に関しては 斎藤ほか（1955）， 野沢・木野（1956）， 橋本ほか（1956）， 神戸（1957）， 斎藤ほか（1958）， 野田・橋本（1958）, 橋本・宮久（1959）， 橋本（1961）などの研究がある。
橋本（1962）は 九州 四万十帯を北から佐伯帯・ 蒲江帯・ 延岡帯・ 高隈山帯・ 日南帯・ 熊毛帯に区分し， 蒲江帯と延岡帯とを境する延岡 - 紫尾山構造線の重要性を指摘した。 この蒲江帯には千枚岩帯が含まれる。 延岡 - 紫尾山構造線は 本地域周辺では 筆者らの神門層の分布の南限線に近い。 また， 金属鉱物探鉱促進事業団（1967・1969・1970）は 日の影地域 [ ← 本図幅の北北隣の 三田井 図幅地域内の日之影町の周辺 ? ] を中心に広域にわたる地質図を作成した。
その後， 今井ほか（1971）は 九州 四万十帯の北東部地域において 層序区分・ 構造区分・ 変成分帯を行ない， 地質構造と低度広域変成作用との関係を論じた。 また， 寺岡ほか（1974）は 宮崎県 耳川流域の四万十累層群の砂岩組成を研究し， 白亜系型砂岩と第三系型砂岩とを区別した。 そして， これをもとに 九州および四国西部の四万十累層群のおおまかな層序・構造区分を行なった。 さらに， 今井ほか（1975）は 層序・岩相・砂岩組成・地質構造・変成作用などを総合して， 九州 四万十帯を北から諸塚帯・神門帯・日向帯・高隈山帯・日南帯に区分した [ 第 4 図 ] 。
一方， 勘米良・坂井（1975）は 本図幅地域付近の四万十累層群を検討し， 断層による地層の繰り返しを強調して 今井ほか（1971）の層序区分を大幅に改訂した。 そして， 地質構造や堆積相の特徴から, 四万十累層群の堆積場は島弧 - 海溝系の外側部に対応するものとみなし， プレート・テクトニクスの立場からの地向斜モデルを提示した。
また， 岡田（1977）は 九州各地および種子島・奄美大島の四万十累層群の砂岩組成の予察的研究を行ない， 砂岩組成の層序的変化にもとづく「岩石帯」の設定が可能であることを示した。 さらに， 寺岡（1977）は 九州と四国の西部の四万十累層群砂岩と 西南日本中軸帯の白亜系砂岩を比較して これらの組成の層序的・地域的変化を明らかにし， 堆積物の供給源について論述した。 その際に 勘米良・坂井（1975）の層序・構造論に対する反論をいくつかあげている。
このように 九州 四万十帯の研究は最近急速に発展したが， まだ解明すべき問題が数多く残されている。 本図幅においても さらに層序の改訂や構造の再検討が行なわれている（第 2 表）。
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諸塚層群は下位から 長瀬 ・ 槇峰 ・ 八戸 ・ 日の影 ・ 椎葉 ・ 十根川 の６層に区分され（今井ほか， 1971）, 南東から北西へと順次上位の地層が露出する。 本層群の分布の北縁は仏像構造線に限られて秩父帯の中・古生層に接し， 南縁は延岡衝上 [ 以下の [注] 参照 ] を境として神門層に接する。 本図幅地域内に露出する諸塚層群は 槇峰・八戸・日の影の３層と 椎葉層の最下部のみである （第 7 図）。
本層は [ 本図幅の北東・北北東隣の延岡・熊田図幅地域内の ] 延岡の北から [ 本図幅の北隣の諸塚山図幅地域内の ] 槇峰付近にかけて広く分布するが， 下限を延岡衝上に切られ， 本地域内では南西に向ってしだいに露出部分が狭くなり， 小丸川 の上流の 弓弦葉 [ ← 落石 の北北東方 3.5 km ] 付近で尖滅する。 本図幅地域での最大層厚は約 1,300 m である。
[ 本層は ] 主として泥質岩からなり， 砂岩・砂岩泥質岩薄互層および塩基性岩類を伴なう。 地層の上下判定は薄互層部でみられる級化層理によって可能である。 泥質岩 [ M ] は千枚岩化しており， 一般に黒色を呈し， 凝灰質部では緑・赤褐色を帯びる。 種々の線構造が認められ， ときに石質脈が発達する。 片理面は概して地層面に平行である。 新鮮な場合には 雲母片や石墨などによって特有の樹脂状光沢を呈する。 砂岩 [ M ] は一般に細粒で 片状を呈し， 砂岩中に含まれる泥質岩片（同時侵食による）は葉片状をなしている。
塩基性岩類は玄武岩質火砕岩 [ b1 ] からなり， 厚さ 1～5 m のものが数層準に認められる。 このうち槇峰層 [ M ] の上限近くのもの [ b1 ] は ほとんど全域にわたって追跡され よい鍵層となる。 [ 本図幅の ] 北隣の諸塚山図幅地域から九州東岸部にかけての地域では 塩基性岩類がよく発達し， [ 本図幅の北隣の諸塚山図幅地域内の ] 槇峰付近では これに伴って 層状含銅硫化鉄鉱鉱床が各地にみられるが， 本地域では塩基性岩類に乏しく， これらの鉱床もほとんど知られていない。 なお， 槇峰 [ b1 ] ・八戸 [ b2 ] ・日の影 [ at ] の各層に挾在する塩基性岩類はいずれも玄武岩質で 大部分が火砕岩である が， [ 本図幅の北東隣の ] 延岡図幅より以北では枕状構造をもつ溶岩もみられる。
本層は泥質岩・砂岩からなる下部（Y1）と泥質岩を主とする上部（Y2）とに大別されるが， 本地域では上部の Y2 は露出しない （第 2 表）。 八戸層は下位の槇峰層 [ M ] と整合関係にあり， 上限は [ 図幅地域北西部の清水岳の南西方の ] 塚原 断層 [ 第 5 図 ] に切られて日の影層 [ H1 ] と接する。 なお， 小丸川の上流の 弓弦葉 付近よりも西では 延岡衝上 [ 第 5 図 ] のために槇峰層 [ M ] を欠き， 八戸層が神門層 [ Mk ] に直接する。
本地域内の八戸層 Y1 では 一般に泥質岩と砂岩がそれぞれ 2～25 m の厚さをもって交互し， 全体としては泥質岩が優勢である。 また， 層準によっては中～薄互層も発達し， これらもしばしば級化層理を示す。 泥質岩は 千枚岩～千枚岩質粘板岩である（第 8 図）。 砂岩は細～中粒で， 頁岩片を含み， 多くのばあいに片状を呈する。 槇峰・八戸両層を通じ 片理の発達は 層序的には下位から上位へ， 地域的には北東から南西にいくにつれて わるくなる傾向がある。 [ 本図幅の北隣の ] 諸塚山地域より以東では 八戸層中にも塩基性岩類がかなり多く挟在するが， 本図幅地域ではごく少なく， そのほとんどが玄武岩質火砕岩 [ b2 ] である。 耳川流域では これに薄いチャートを伴なう。
本層は上下限とも断層で切られ， 本地域の北西部に分布する。 本層は砂岩を主とする下部（H1）と砂岩頁岩互層からなる上部（H2）とに大別される。
H1 は主として砂岩からなり， 頁岩～粘板岩を挟む。 砂岩は八戸層のもの [ Y1 ] に較べて概して粗く， 粗粒砂岩もかなりあり， 一般に厚層をなす。 泥質岩は部分的には千枚岩質であるが， 槇峰層 [ M ] や八戸層 [ Y1 ] にみられるものほど顕著ではない。 層厚は 露出するかぎりでは約 1,500 m である。
H2 は H1 の上に整合に重なる頁岩の厚層をもってはじまり 種々の規模の互層からなるが， 大局的にみると 頁岩がちの部分と砂岩がちの部分が 30～250 m の厚さをもって交互しており， 各部分の厚さは上位になるにつれて小さく， 頁岩の比率が大きくなる傾向がある。 部層全体としては頁岩が卓越し， 本図幅地域では約 1,800 m の最大層厚をもつ。 [ 本図幅の北隣の ] 諸塚山図幅地域内では 本層中に塩基性岩額をがなうことがあるが， 本地域にはみられない。 [ 図幅地域北西隅付近の ] 耳川 の南岸の 啞谷 の下流部には厚さ数 m の酸性凝灰岩 [ at ] がある。 同様の凝灰岩は [ 本図幅の北隣の ] 諸塚山図幅や [ 西隣の ] 椎葉村図幅地域内では 日の影層の上部 [ H2 ] や椎葉層 [ S1 ] にみられる。
本層は砂岩の優勢な下部（S1）と砂岩頁岩互層からなる上部（S2）とに大別される。 上下限とも断層で切られる。 [ 本図幅の北隣の ] 諸塚山図幅や [ 本図幅の西隣の ] 椎葉村図幅地域に広く分布するが， 本地域では [ S2 は露出しておらず ] 北西隅に S1 の最下部にあたる厚さ 600 m の地層が露出するにすぎない。 これは主として砂岩からなり， 頁岩の薄層をはさむ。 砂岩は 一般に粗粒で 厚層をなすが， 上部ほど板状砂岩が多くなり， 頁岩のはさみを増す傾向がある。
神門層は 今井ほか（1975）の神門層群 荒谷 層に相当する。 神門層群は荒谷層と 鬼神野 層からなるとされていたが， その後の調査結果から 両層の岩相が著しく異なること， これらは大規模な衝上断層で境され 構造的ギャップが大きいことがわかったので， 本文では荒谷層を神門層と改称して独立させ， 鬼神野層 [ K ] は日向層群に含める（第 2 表）。
神門層は諸塚層群と日向層群の間に幅狭く分布し， [ 第 5 図に示されているように ] 北縁は延岡衝上で， 南縁は 大藪 衝上（野田・橋本， 1958）および 日陰山 衝上で限られる。 全般に多数の衝上断層に切られて覆瓦構造を呈し， 地層は著しく擾乱または圧砕されていて 全体の層序はよくわからない。 [ 日陰山の北方 2.5 km の ] 耳川沿いの 笹陰 の西方では, 鬼神野層 [ K ] の一部が覆瓦構造にまきこまれて 神門層中にレンズ状に挟まれる。
本層は主として泥質岩 [ Mk ] と塩基性岩類 [ b3 ] からなり， 砂岩頁岩薄互層 [ Mk ? ] ・砂岩 [ Mk ? ] ・赤色頁岩 [ r1 ] を伴う（第 9 図）。 一般に擾乱がはげしく， 互層中の砂岩はこまかくちぎれてブーディン化ないしブロック化している。 泥質岩は著しい剪断作用を受けており（第 10 図 a・b）， 延岡衝上に近い所では再結晶石英の球状集合体が圧砕された泥質基質中に含まれる。 延岡衝上から遠ざかるにつれて 石英集合体はより偏平になってレンズ状に配列し， 全体として縞状構造を呈するようになる（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版）。 これは かって 橋本（1961）が「蒲江帯の縞状石英黒色千枚岩」とよんだものに相当する。 なお， 延岡衝上の近くでは ごくまれに千枚岩状を呈する部分があるが， これは諸塚層群の槇峰層 [ M ] がとりこまれた可能性もある。
塩基性岩類 [ b3 ] は玄武岩溶岩を主とし， 同質火砕岩やごく少量の斑粝岩 [ gabbro ] を伴ない， 大部分の溶岩は枕状構造を呈する。 これらは場所により厚さも岩相も変化するが， 側方にかなりよく追跡される。 まわりの砕屑岩層， とくに下位のものとは断層で境されていることが多く， 塩基性岩類全体の岩相がみられる例は少ない。 しかし， 溶岩 [ b3 ] から火山角礫岩または凝灰岩， 赤色頁岩 [ r1 ] をへて上位の砕屑岩へ漸移的に移化する場合もあり， また このような岩相変化は水平方向でも認められる。 上下限が断層で切られている場合でも 岩体内部の層状構造はまわりの砕屑岩層のそれと調和的で， いずれも逆転構造を示すことはほとんどない。
このような岩体内部の構造やまわりの地層との関係からみると， 塩基性岩類 [ b3 ] は上下にひきつづく砕屑岩と同じ堆積場で形成されたものであることは明らかであり， これだけを異地性の岩体とみなすことはできない。 なお， 後述するように 神門層の砂岩は日向層群のそれとよく似た組成をもち， いずれも酸性火成岩に富む源岩からもたらされた陸源堆積物である。 以下， 代表的な塩基性岩体について記述する。
小丸川 の上流の 阿切 の南東には, 枕状溶岩から凝灰岩を経て 上位の頁岩に移化する連続露頭がみられる（第 11 図 および [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版）。 枕状溶岩の下限は露頭が欠けているが， 約 10 m 下位に圧砕された泥質岩がある。 溶岩は厚さ約 50 m で ほとんどが偏平楕円体状の枕の集合体であり， その間に塊状の部分はなく 火砕岩からなる部分も少ない。 枕状溶岩の枕の短径は 30～80 cm， 長径は 80～200 cm で， 枕と枕は密着しており close packed type に属する。 枕には放射状のクラックも少ない。 露頭でみると 上位の枕は下位の２つの枕の谷間をうめる形で重なっており， この溶岩流が逆転していないことを示す。 なお， このことは岩体のまわりの地層の上下判定結果とも調和的である。 まれには， [ 巻末の ] 第 Ⅲ 図版にみられるように 長い尾をひいた断面をもつ枕がある。 枕状溶岩の上位には 厚さ約 40 m の淡緑色凝灰質頁岩が整合に重なり， その中に厚さ 1～3 m の赤色頁岩が３枚挾まれている。 さらにそこの上位には 頁岩が整合に重なる。 阿切の岩体は谷底に露出し， その両側の延長はいずれも延岡衝上で切られ， 諸塚層群の千枚岩 [ Y1 ] におおわれる。
日陰山を構成する塩基性岩体 [ b3 ] は 下限を緩傾斜の日陰山衝上で切られ， 巨大な衝上地塊をなしている。 この岩体は まれに泥質岩を挾むが， 主として玄武岩の枕状溶岩からなり， 同質の火山角礫岩を伴なう。 [ 日陰山の北方 2.5 km の ] 耳川沿いの 笹陰 ダムサイトには この岩体の北東端部が露出している。 そこでは 枕の大きさが短径 20～30 cm・長径 100 cm 位のものが多く， 枕と枕の重なり方からみれば この岩体も逆転していない。 この [ 日陰山を構成する ] 岩体の南西端部は 水清谷 の上流の 中崎 付近に露出している。 そこでは 厚い枕状溶岩の中心部に わずかに塊状の部分がみられる。
顕微鏡観察によると， 塩基性岩類の構成鉱物に地域による差はみられない。 斑晶鉱物としては 普通輝石と斜長石が普遍的に見られる。 橄欖石の残晶は見られないが， 緑泥石におきかわった仮像は しばしば見られる。 斜方輝石の存在を示すものは見られない。
一般に 枕状溶岩の一つの枕では 外側から内側に向って 次のような組織の変化が観察される。
このような組織の変化は 新鮮な枕状溶岩で観察された層状構造と似ており， 上記の A～C は それぞれ PASTER（1971）の clean brown glass zone（A）， variolitic zone（B）， aphanitic basalt zone（C）に対応する。 斑晶鉱物には普通輝石・斜長石・橄欖石がある。 斜長石は全体が曹長石化され， 橄欖石も全体が緑泥石化されている。 普通輝石は一部が緑泥石やパンペリー石などに変っているが， 大部分は残っている。
増谷川の中流（ [ 日陰山の北西方 4.5 km の ] 中尾の北西）および上述の [ 日陰山の南西部の ] 中崎の岩体には ごくわずかながら斑栃岩もみられる。 増谷川の斑栃岩は凝灰岩中に貫入しているが， 両者の境は不規則であり かつ 不鮮明である。 露頭で観察されるかぎり 斑栃岩体は塩基性岩体の中でもきわめて小規模なものと推定される。 この斑栃岩は， 直径 数 mm の普通輝石と その間をうめた他形の斜長石および不透明鉱物から構成される。 斜長石は ところにより 1 mm 位の自形結晶の集合部分もある。 この斜長石は中心から頭部に向って明瞭な帯状構造を呈することがある。 斜長石の中には細粒のセリサイト・ブドウ石・不透明鉱物が生じており， 輝石も縁から緑泥石や方解石・パンペリー石・アクチノ閃石になっている。 中崎の斑栃岩も ほぼ同様の岩質・産状を呈する（第 12 図）。 これらの斑栃岩は 厚い枕状溶岩の分布する地域にかぎられてみられ， かつ これらの組織の特徴から判断して， 枕状溶岩のマグマに関連したマグマが 比較的浅所で固結して生じたもの と推定される。
後述（III.3 対比および砂岩組成）のように， 本層群は 岩相・化石・砂岩組成・構造的位置などを考慮すると 下位から 鬼神野 層（K）， 渡川 層（D1， D2）， 上井野 層（U [ and r2（赤色頁岩） ] ）および 珍神山 層（C1， C2， C3）に区分される。
本層は かって神門層群（今井ほか， 1971・1975）の一員とされていたが， 前述（III.2.2 神門層）のように 本文では日向層群に含め， 本層群の最下位層とみなした。 しかし， 日向層群の他の各層との層序関係については まだ 必ずしも明確でない。 本層は 北は 大藪 衝上・ 日陰山 衝上を介して神門層 [ Mk and b3 ] に接し， 南は 宇納間 断層を介して渡川層 [ D1， D2 ] に接する [ 第 5 図 ] 。 また， 耳川沿いの 笹陰 [ ← 日陰山の北方 2.5 km ] の西方では神門層中に [ 北北東 - 南南西方向に延びる長径 7 km 強・短径（最大）1.5 km の ] レンズ状に分布する。
本層は砂岩頁岩薄互層を主とし， 厚さ数 m の砂岩層や頁岩層を挾む。 砂岩は 一般に 細～中粒で， 小丸川沿いの市谷 [ ← 落石の東北東方 4 km ] 付近や [ 耳川沿いの ] 笹陰の西方では 砂岩がちの薄互層が発達する。 [ 落石のそれぞれ東北東方 4.5 km と 7.5 km の ] 神門付近や鬼神野付近では 礫質泥岩を伴なう。 礫は径 10 cm 以下でよく円磨されており， 砂岩・頁岩・チャート・酸性火山岩などからなる。 層厚は 1,500 m 以上である。
[ 本層は ] 岩相上 下位の D1 と上位の D2 に２分される。 鬼神野層 [ K ] および珍神山層 [ C1， C2， C3 ] とは断層関係にある。
D1 は 頁岩・砂岩・砂岩頁岩互層の交互層からなり， 全体として頁岩が優勢である。 [ 日陰山の南南西方 6～7 km の ] 南郷村 伍味 や 蕨野 付近で D1 の下部には スランプ構造や礫質泥岩がよくみられる。 この礫質泥岩には巻貝化石の破片が含まれる。 [ その南西方の ] 渡川流域には D1 の最上部に厚さ約 100 m の砂岩に富む地層があり， この付近ではよく連続する。 なお， [ 本図幅の北東隣の ] 延岡図幅地域の [ 南西隅付近の ] 黒木付近には D1 の中に赤色頁岩がある。 D1 には走向断層が多く 微褶曲構造もあって 層厚の算定はむつかしいが， 少くとも 1,000 m 以上である。
D2 は北東部と南西部に分れて分布する。 D1 とは北東部では断層関係にあるが， 南西部では整合である。 D2 は黒色頁岩を主とし， ときに砂岩や砂岩泥岩薄互層を伴なう。 南西部では 北東部に比べて砂岩や薄互層が多い頁岩は 比較的層理に乏しい泥岩状を呈することがあり， しばしば玉葱状構造がみられる。 層厚は北東部で 1,400 m 以上， 南西部で 1,600 m 以上である。
本層は地域の南東部に分布し， その南縁は庵川層 [ Ig ] や尾鈴山酸性岩類 [ O ] と断層関係で接する。 主として頁岩よりなり， 砂岩および砂岩頁岩薄互層を伴なう。 頁岩中には ときに 玉葱状構造を示す部分もある。 砂岩は 一般に細粒， ときに中～粗粒で， 厚い部分ではよく成層し， 単層の厚さ数 10 cm の板状砂岩となる。
本層の最上部には少くとも２層の赤色頁岩 [ r2 ] がある。 下位のものは厚さ 1.5 m， 上位のものは数 m～数 10 m で， 断層により繰り返し露出する。 この赤色頁岩はときに淡緑色を呈し， 北東方の延岡付近まで追跡される。 本層は下限不詳で， かつ いくつかの走向断層で切られているため 全体の層厚は不明であるが， 少くとも 2,500 m 以上はあるものと思われる（第 13 図）。
本層は上井野層 [ U ] に整合に重なり， 岩相上 C1， C2， C3 に区分される。 C1 と C2 は断層関係， C2 と C3 は整合関係である。
C1 は主として砂岩からなり 頁岩を伴ない， まれに礫質泥岩を挾む。 砂岩は 一般に 中～細粒で 比較的よく成層し（第 14 図）， 頁岩の小片を含むことが多い（第 15 図）。 耳川沿いの 大内原 [ ← 日陰山の東方 7.5 km ] 付近の本部層下部には 頁岩のはさみが かなり多く， [ 大内原の南方 2 km の ] 西の八峡 付近では最下部に赤色頁岩がある。 C1 の北東延長は [ 本図幅の北東隣の延岡図幅地域内の ] 延岡市の [ 市街地南部の ] 愛宕山まで追跡され， 南西延長では [ 本図幅の南西隣の 村所 図幅地域内の ] 一ツ瀬川 の北側で巨大な衝上地塊となって上井野層 [ U ] の相当層に接している。 C1 の層厚は 1,500 m 以上である。
C2 は図幅地域の北東隅， 耳川沿いおよび小丸川～渡川間の３ヵ所に分布する。 頁岩を主とし， 砂岩・砂岩頁岩薄互層を伴なう。 渡川沿いや 伍味 [ ← 日陰山の南南西方 7 km ] の南方ではスランプ構造が多く， 礫質泥岩がある。 この礫は径 4 cm 以下で よく円磨されており， 砂岩・頁岩・チャート・酸性～中性火山岩などからなる。 層厚は 400 m 以上である。
C3 は図幅地域の北東隅と小丸川～渡川間に分布する。 砂岩を主とする。 砂岩は中～粗粒で よく成層している。 単層の厚さは 0.5～2 m で， わずかに貢岩の薄層をはさむ。 [ 図幅地域南部の ] 小丸川～渡川間の C3 にはスランプ構造があり， 礫質泥岩がみられる。 層厚は 250 m 以上である。
日向層群全体を通じ 砂岩頁岩互層， とくに中互層・薄互層においては 級化層理がよく発達し， 砂岩層にはしばしば底痕， カレント リップル ラミネーション， コンボリュート ラミネーション， パーティング リニェーションなど種々の堆積構造がみられる（第 16 図）。
神門地域の四万十累層群は ごく化石に乏しく， その時代に関しては 化石だけでなく 岩相・砂岩組成・変成度などについても考慮し， 他地域の資料を加味して推定せざるを得ない。
本地域の諸塚層群からは まだ 時代決定に有効な化石は見出されていない。 しかし， 薩摩半島に分布する椎葉層 [ S1 ] の相当層（今井ほか， 1975）から 松本ほか（1973）は Polyptychoceras cf. obstrictum (JIMBO)， P. (Subptychoceras) cf. yubarense (YABE)， Inoceramus cf. yubarensis NAGAO ＆ MATSUMOTO， I. cf. mihoensis MATSUMOTO などの産出を報告し， これらは明らかに上部白亜紀の化石であって， 浦河統 下部階 上部を強く暗示するものであることを示した。
日向層群の場合は， [ 本図幅の北東隣の ] 延岡図幅地域の上井野層 [ U ] から Cyclammina cf. tani ISHIZAKI， Porticulas - Phaera ? sp. が採取され， その時代は始新世または中新世前期とされている（橋本， 1961）。 [ 本図幅の東隣の ] 富高図幅地域の [ 北東隅付近の ] 遠見山半島に露出する門川層は Portlandia (Portlandella) cf. watasei (KANEHARA), P. cf. scaphoides (NAGAO)， Glycymeris chisshuensis MAKIYAMA， Venericardia subnipponica NAGAO， Turritella (Haustator) cf. infralirata NAGAO， Polinices (Euspira) cf. ashiyaensis (NAGAO) など 漸新世後期または中新世前期を指示する化石を産し， 中新統 中部の庵川層 [ Ig ] に不整合に覆われている（橋本・宮久（1959）; HASHIMOTO（1961））。 この地層は上井野層 [ U ] と断層関係にあるが， 岩相や上位層との関係からして 日向層群のメンバーである可能性が強い。 漸新世 後期～中新世 前期を示唆する化石は [ 本図幅の西南西方の ] 人吉盆地の南方の日向帯からも知られている（田村・原田， 1971）． この含化石層は頁岩を主とし， 神門層 [ Mk and b3 ] および鬼神野～珍神山の [ 日向層群の ] 諸層と断層関係にある。 最近， 勘米良・坂井（1975）は渡川層 D2 から Globorotalia (Turborotalia) cerro-azurensis (COLE)， Globingerina unicuva primitiva BLOW ＆ BANNER など， 始新世後期を示す有孔虫の産出を報告した。
これらの古生物学的資料からすれば 諸塚層群は上部 白亜系 浦河統を含み， 日向層群は古第三系を主とし， 一部 中新統 下部にまたがるものといえよう。
九州や四国西部の四万十帯では 砂岩組成が白亜系と第三系で著しく異なり， また， それぞれのなかでも 層準によってかなりのちがいのあることが判明している（寺岡ほか（1974）; 今井ほか（1975）; 寺岡・田中（1975）; 岡田（1977）; 寺岡（1977））。 そこで， 次に 神門図幅地域と [ その北隣の ] 諸塚山両図幅地域の四万十累層群の砂岩について簡単に述べ， 他地域のものと比較検討する。
第 17 図は神門・諸塚山両図幅地域の四万十累層群の砂岩の鉱物組成を示したもので， これからわかるように 諸塚層群の下部（槇峰層・八戸層）， 上部（日の影層・椎葉層・十根川層）および日向層群の間には著しい砂岩組成のちがいがあり， 神門層の砂岩は日向層群のものに類似する。 いずれの地層群においても 砂岩の大部分は 15～25 % の泥質基質をもち， この点からいえば ワッケに属する。 粒度についてみると， 諸塚層群の砂岩に比べて神門層や日向層群のものは概してこまかい。 諸塚層群の下部の砂岩は火山岩片に富む石質のものであり， その上部は長石質砂岩で特徴づけられる（ [ 巻末の ] 第 Ⅴ 図版）。 岩片の大部分は中～酸性火山岩からなり， 量的には酸性のものが卓越する。 神門層や日向層群の砂岩では 概して石英が多く， 白雲母がかなり含まれている（ [ 巻末の ] 第 Ⅵ 図版）。 ただし， 珍神山層 C3 の場合には 比較的 石英の少ない長石質砂岩が発達している。 なお， ごくまれながら 神門層の砂岩中にはオーソコーツァイト [ orthoquartzite ; よく円摩された石英の砂粒からなる砂岩 ] の岩片がみられる。
つぎに 砂岩中のカリ長石量についてみると， これは層準によってかなりのちがいが認められる。 すなわち， 珍神山層 [ C1, C2, C3 ] や鬼神野層 [ K ] の最上部（寺岡ほか（1974）の K2）では 多くの場合にカリ長石を 3～15 %（基質を除いた砂粒の部分における容量比 ; 以下同様）含んでいるのに対し， 渡川層 [ D1, D2 ] ・鬼神野層 [ K ] の主部・神門層 [ Mk ] ではそれをほとんど欠いている。 上井野層 [ U ] や諸塚層群の下部 [ M and Y1 ? ] では カリ長石を含む砂岩とそうでないものが混在する。 日の影層 [ H1 and H2 ? ] でも ときおり カリ長石を欠く砂岩があるが， 諸塚層群の上部の場合は カリ長石を 5～15 % 含むのが普通で， 「カリ長石 / 長石」の平均値は 日の影層 [ H1 and H2 ] で 0.19（標準偏差 : 0.08 ; 試料数 : 38）， 椎葉層 [ S1 ] で 0.24（0.06 ; 45）， 十根川層 [ ← 本図幅地域には露出していない諸塚層群の最上部層 ] では 0.28（0.04 ; 36）であり， 上位の累層ほど大きくなる。
前述のように 渡川層は産出化石からして始新統に対比されるが， これと断層関係にある珍神山層および その下位に整合にひきつづく上井野層の時代については 古生物学的証拠が乏しい。
日南山地（日南帯）の四方十累層群は 漸新世～中新世前期の化石を含み， その下部は頁岩を主とし， 上部は砂岩に富んでおり， これらの境界付近には玄武岩質火山岩や赤色頁岩が挾在する（首藤， 1963）。 日南山地およびその周辺地域に分布する 四万十累層群の中の第三系 砂岩についての予察的検討結果によると， 塩基性岩類・赤色頁岩の発達する層準を境として, それよりも下位の砂岩はカリ長石を欠くか， またあっても ごく少量であるのに対し， 上位のものには それが数 % から 15 % ちかく含まれている場合が普通である。 これと同じような砂岩組成の層序的変化は, 頁岩を主とする上井野層と砂岩に富む珍神山層の間にも認められ， しかも 両層の境界部には赤色頁岩があって 広域にわたり追跡される。
上記の事実や上井野層産の有孔虫および門川層の岩相・化石などからして， 上井野・珍神山両層は渡川層の上位を占める地層であり， 漸新世から中新世前期にわたるものと推定される。 鬼神野層と渡川層の層序関係については直接的な証拠はないが， 地層の変形状況や 神門地域およびその周辺における四万十帯の地体構造からみると， 前者の方がより下位の地層とみなすのが妥当である。
寺岡（1977）は 九州・四国西部の四万十累層群砂岩と西南日本中軸帯の白亜系砂岩の比較検討を行ない， これらの組成の層序的変化を明らかにした。 それによると， 諸塚層群の上部の砂岩は 四国西部の四万十帯のギリヤーク～浦河統の砂岩と同じような組成をもち， ヘトナイ統や下部白亜系のものとは異なり， 神門層や日向層群のものは明らかに第三系タイプの砂岩である。 へトナイ統は火山岩片に富む石質砂岩で特徴づけられ， この点では下部白亜系と似ているが， 後者の中にはところにより長石質砂岩も発達し， 両者は 砂岩組成のほか， 岩相・変成度・分布状況 および ごくまれに産出する化石などのちがいによって識別される。 諸塚層群の下部は泥質岩に富み， しばしば塩基性火山岩を伴ない， 変成分帯のうえでは その大部分がアクチノ閃石帯に属し， 四万十帯のなかでは最も変成度が高い。 これらのことや 前述の砂岩組成からして， 本層群の下部は下部白亜系に対比されるであろう。 西南日本中軸帯や秩父帯の上部白亜系はしばしば酸性凝灰岩層を挾んでいるが， 四万十帯においても 諸塚層群の上部にこのような凝灰岩が数層挾在している。
以上述べたように， 諸塚層群は下部白亜系～上部白亜系中部， 日向層群は古第三系～中新統下部に属するものと考えられる。 神門層も第三系であることは明らかであるが， これと日向層群との層序関係については確証がない。 しかし， これらは岩相を異にし， 構造的なちがいも著しく， 四万十帯における地層の配列状況を考慮すると， 神門層はおそらく四万十帯の第三系の最下部を占めるものと推定される。
四万十累層群の第三系の部分， とくに日向層群の砂岩にはしばしば底痕がみられる。 第 18 図は第三系のなかでも最も砂岩がよく発達する珍神山層 [ C1, C2, C3 ] における古流向を示したもので， 本図からわかるように 東ないし南東向きの流れが支配的で， 北側からの堆積物供給を示唆している。
九州の四万十累層群は ほぼ全域にわたって低度の広域変成作用を受けており， 四万十帯の帯状構造とほぼ平行した ブドウ石 [ prehnite ] ・パンペリー石 [ pumpellyite ] 帯とアクチノ閃石 [ actinolite ] 帯が認められる（第 19 図）。 一方， 四万十累層群は 各所で中新世 花崗岩類 [ gp ? ] に貫入されており， 接触変成作用を受けている。 本図幅地域の北東方 [ の諸塚山・延岡・熊田図幅地域内 ] に位置する 大崩山 花崗岩の周辺では 黒雲母 [ biotite ] 帯の幅が 5 km にも達する所がある。 しかし， この接触変成作用は本地域まで及んでいない。 また， [ 本図幅の ] 南隣の尾鈴山図幅地域の小丸川流域の花崗岩体（ 塊所 付近）周辺にも接触変成帯があり， この付近の四万十累層群はホルンフェルス化している。
本図幅地域では 諸塚帯の北部（諸塚層群の上部）がブドウ石・パンペリー石帯， 諸塚帯の南部（諸塚層群の下部）がアクチノ閃石帯に属する広域変成作用を受けている。 神門帯は 全体がブドウ石・パンペリー石帯の変成作用を受けており， 諸塚帯のアクチノ閃石帯とは延岡衝上で境される。 日向帯には塩基性岩類が無く， 砂岩や泥岩中には ブドウ石・パンペリー石・アクチノ閃石・沸石などの特徴的鉱物がみられないので， 変成度を推定する直接的な手がかりがない。 再結晶の程度や組織から推定すると， 変成度はブドウ石・パンペリー石帯もしくはそれ以下と思われる。 本地域内の特徴的な変成鉱物の分布を第 20 図に示す。
九州の東半部の四万十帯では 一般に諸塚帯の北部がブドウ石・パンペリー石帯， 南部はアクチノ閃石帯に属しており， 変成度は 北から南に向って， 層序的には上位から下位に向って上昇する。 両帯の境は， 本地域の北東方の [ 延岡図幅地域内の ] 五カ瀬川・北川地域では槇峰層の上部や八戸層 [ の上部 ] Y2 のなかにある。 本地域内では不明瞭であるが， 周辺との関係から八戸層 [ の下部 ] Y1 のなかにあると推定される。 アクチノ閃石帯の分布は 片理の発達が顕著な地帯（千枚岩帯）の分布と大局的に調和的である。 各変成帯の特徴については 本地域内のみでは不明確な点が多いので， 以下では [ 本図幅の ] 北隣の諸塚山地域の資料を加味して述べる。
塩基性岩中に 次のような鉱物組合せがよく観察される。
アクチノ閃石はごくまれであり， 沸石類は認められない。 残留鉱物として普通輝石がよく見られる。 斜長石は全体に曹長石化している。 塩基性岩には細脈が多く， 方解石・曹長石 [ albite ] ・エピドート・石英・ブドウ石・パンペリー石・緑泥石などから構成されている。
砂岩や泥岩中では以下の組合せが多い。
まれに電気石 [ tourmaline ] やスティルプノメレン [ stilpnomelane ] も見られる。 砂岩には白色の網状細脈が多く， 石英・方解石・ブドウ石・曹長石などで充たされていることが多い。
塩基性岩中にアクチノ閃石が普遍的に産出することと, ブドウ石・パンペリー石が消失することで特徴づけられる。 アクチノ閃石帯でも 細脈中には まれにブドウ石が見られ， ブドウ石・パンペリー石帯との境は多少の幅をもっている。 この帯の塩基性岩類中における代表的な鉱物組合せは 次のようである。
ブドウ石・パンペリー石帯に比べて 片理がよく発達し， 原岩の組織もわかりにくいことがある。 また， 普通輝石の残晶も少ない。 砂岩にも片理が発達し マトリックスは再結晶が進んでいるが， 鉱物組合せは， ブドウ石を欠き 電気石やスティルプノメレンが若干多くなる点を除くと， ブドウ石・パンペリー石帯の組合せとほぼ同じである。
神門帯は全域がブドウ石・パンペリー石帯に属する。 神門帯には 主に玄武岩の枕状溶岩からなる塩基性岩が多く， 付随してハイアロクラスタイト [ 水冷破砕岩 ] や まれに斑粝岩 [ gabbro ] も見られる。 一般に これらの岩石の再結晶は諸塚帯より弱く， 普通輝石の残晶も普通に見られ， バリオライト [ variolite ; 球顆 ] 組織もよく残っている。 神門帯では 諸塚帯のブドウ石・パンペリー石帯に比べて ブドウ石の産出が少なく， パンペリー石も微小結晶のことが多く， 同定が困難なこともある。 枕状溶岩に付随した小規模の斑粝岩では 再結晶が進んでおり， 斜長石は曹長石・セリサイト・ブドウ石などに変っている。 普通輝石は縁部や劈開にそって緑泥石・パンペリー石・アクチノ閃石などに変っている。
神門層は広範囲にわたって著しく剪断されており， 延岡衝上付近の泥質岩では石英や石墨の結晶が大きくなっていて 結晶片岩の外見を呈することがあるが， 剪断の著しくない部分に比べても鉱物組合せに変化はない。
本地域の四万十累層群は 部分的には走向のうねりや褶曲構造もあるが， 全体としてみると北東 - 南西の走向をもち， 北西に傾斜している。 各層は多数の北西傾斜の走向断層で切られ， 部分的には覆瓦構造を呈したり 同一地層が繰り返し露出したりして 複雑な地質構造を示す。 層群単位でみると, 延岡衝上および大藪・日陰山衝上によって諸塚層群・神門層・日向層群が境され， 順次 南東に向って若い地層群が露出している。 本図幅地域は 構造上， 諸塚帯・神門帯・日向帯に３区分される（第 5 図）。
この地帯には諸塚層群が分布し， 地層は全体として北西に傾き， 級化層理からみると正順位に累重している。 累層単位でみると それぞれ かなり特徴的な岩相および砂岩組成を示し， また， 広域変成作用の点では 変成度が層序的には下位に， 位置的には南東に向って上昇する。 これらのことは 褶曲や断層による大規模な地層の繰り返しがないことを示唆している。
地層の走向は 一般に北東 - 南西性で 変化に乏しいが， 傾斜についてみると 槇峰層 [ M ] では 10～25°， 八戸層 [ Y1 ] では 20～35°， 日の影層 [ の下部 ] H1 では 35～40°と 上位の地層ほど傾斜がしだいに急になる。 諸塚層群は延岡衝上をはじめ大小の衝上断層で切られるが， これらの断層の傾斜も北西のものほど急になる傾向がある。 地質図に示した断層はいずれも大規模な断層で， 北は [ 本図幅の北隣の ] 諸塚山地域から 西は [ 本図幅の西隣の ] 椎葉村地域まで 広域にわたって追跡される。 これらの断層の前縁には 断層破砕帯や小褶曲構造などがみられる。
延岡衝上と大藪・日陰山衝上で限られた狭長な地帯で， 多数の衝上断層による覆瓦構造で特徴づけられる。 この地帯に分布する神門層 [ Mk（and b3 ?） ] は 全体として著しい剪断作用を受け， その度合は [ 北西側の ] 延岡衝上に近い部分ほど強い傾向がある。 剪断面は一般に地層の層理面に平行的であるが， 部分的にはこれと斜交することも多い。 地層の走向は ほぼ北東 - 南西性である。 耳川沿いや小丸川の上流部では南北方向をとることがあり， 諸塚層群に比べると走向のうねりが著しい。 地層の傾斜は ほぼ 30～50°の範囲で， 地域によって変化する。 神門層には多数の塩基性岩体 [ b3 ? ] が含まれるが， それらの上・下位の泥質岩は多くの場合に圧砕されており， その境には しばしば すべり面がみられる。 しかし， 塩基性岩が凝灰質岩・赤色頁岩を介してまわりの泥質岩に移化するところもあり， これだけを異地性の外来岩体とみなすことは困難である。 [ 日陰山の北方 2.5 km の ] 耳川沿いの 笹陰 の西方には 覆瓦構造にまきこまれて 日向層群の鬼神野層 [ K ] がレンズ状をなして露出している。 この場合でも， 岩相や変形度のちがいによって神門層とは容易に区別される。 神門帯は本図幅地域でその幅がもっとも広く， 北東延長の [ 本図幅の北東隣の延岡図幅地域内の ] 延岡付近では急速にせばまり， 西方延長の [ 本図幅の南東隣の村所図幅地域内の ] 市房山の東では 延岡衝上により諸塚層群に被覆されて 消失する。 神門帯は延岡衝上の前縁の剪断帯とみなされるが， その層序・構造的位置づけについては まだ 検討の余地がある。
多数の走向断層により顕著な帯状構造を示す。 これらの断層は 諸塚帯や神門帯にみられるほど低角度ではないが， いずれも北西傾斜の逆断層で， 大規模のものとして 八峡 断層・ 宇納間 断層・ 田代断層 [ 位置不明 ] などがある [ 第 5 図 ] 。 また， 上井野層 [ U ] と珍神山層 [ C1（and C2 and C3 ?） ] はこの種の断層によって繰り返して露出している。 渡川沿いの和田 [ ← 図幅地域南西隅から東北東方 4.5 km ] 付近には例外的に胴切り断層がみられる。 これは走向断層に比べれば小規模のもので， 帯状構造に大きな影響を与えていない。
日向層群の走向も全体として北東 - 南西性であるが， 走向の波曲は神門層よりも顕著で， 坪谷川の上流の 鎌柄 峠 [ ← 図幅地域南東隅から西方 8 km 弱 ] 付近では北西 - 南東方向を呈している。 また， 鬼神野層 [ K ] には小褶曲が多く， 露頭規模の褶曲構造も各地でみられる。 これらの褶曲はいずれも軸面が北西に傾いた非対称褶曲で， 多くの場合に向斜軸部は断層によって欠除している。 したがって 地層の傾斜は一定せず， 局部的には逆傾斜や逆転構造がみられる。
諸塚帯 [ の諸塚層群 槇峰層（M） ] と神門帯 [ の神門層（Mk） ] とを境する低角度の衝上断層で， 延岡構造線（今井ほか， 1971）に相当する。 衝上面の傾斜は北西に 10°以下で， ほとんど水平のこともあり， 北西にいくにつれて傾斜をます。 [ 神門層（Mk）が分布する ] 耳川沿いの笹陰ダムの北方の山頂には [ 槇峰層（M）の ] クリッペ [ klippe ] があり， [ 本図幅の西隣の ] 椎葉村図幅地域の東端や [ 本図幅の北隣の ] 諸塚山図幅地域内には [ 上盤の槇峰層（M）が侵蝕されて下盤の神門層（Mk）が露出した ? ] フェンスター [ fenster ; 地窓 ] がある。 上盤の諸塚層群は走向・傾斜の乱れがなく整然としているのに対し， 下盤の神門層は全体として擾乱が激しく， 著しく剪断されており， その度合は衝上に接する部分においてとくに顕著である。 巨視的にみると， 延岡衝上は諸塚層群の一般走向と斜交しており， このために槇峰層は下限を切られ， 小丸川の上流の 弓弦葉 [ ← 落石の北北東方 3.5 km ] 付近で尖滅する。 本衛上は 北東は延岡付近から南西は熊本県 人吉の北まで追跡される。
神門帯 [ の神門層（Mk） ] と日向帯 [ の日向層群 鬼神野層（K） ] とは大藪衝上および日陰山衝上で境される。 大藪衝上は [ 本図幅の西隣の ] 椎葉村図幅地域の 八方岳 [ ← 三方岳 ? ] 付近で野田・橋本（1958）が発見し 命名した断層で， 本地域内のものはその東方延長にあたる。 本衝上 [ = 大藪衝上 ] は 延岡衝上と同様に北西傾斜のきわめて低角度の衝上断層で， 南西部では神門帯の南東限をなすが， それより北東では神門帯中を走る（第 21 図）。 日陰山衝上は大薮衝上の前縁に発達する低角度の衝上断層で， 北東部では神門帯と日向帯との境をなすが， [ 落石 の東北東方 7.5 km の ] 神門の北東で大藪衝上に切られて尖滅する。 これらの両断層によって， 神門層 [ Mk ] は 日向層群の鬼神野層 [ K ] ばかりでなく 渡川層 [ D2 ? ] の上にも衝上しており， 南西部ではその前縁に小さなクリッペがある。 両衝上の下盤をなす鬼神野層 [ K ] は 擾乱がはげしく， 小褶曲をくりかえしている。
本地域の南東隅に小範囲に露出する。 周囲の岩層との関係は直接 観察されないが， その分布状態から 日向層群 上井野層 [ U ] とは断層で接し， 尾鈴山酸性岩類 [ O ] に覆われるものと思われる。 本層はほとんど礫岩からなる。 礫は主として砂岩で， まれに頁岩やチャートを含む。 砂岩礫の中には 頁岩の小破片を含むものが多く， その大部分は四万十累層群からのものである。 礫は ほとんどが亜円礫で， 直径は最大 30 cm， 平均 5 cm で一定しない。 基質は砂でかたく固結している。 本層の層厚は 露出範囲で約 100 m である [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 本図幅の東隣の ] 富高図幅地域内では 庵川層は 日向市の北東の遠見山半島によく分布し， 野沢・木野（1956）によって庵川礫岩層と命名され， 橋本・宮久（1959）によってさらに詳しく観察された。 そこでは， 本層は, 日向層群および日向層群の一員とみなされる下部中新統の門川累層を著しい傾斜不整合で被覆し， 尾鈴山酸性岩体（15 ± 2 m.y.）の北東延長部にあたる遠見山火成岩に 貫入～被覆される関係にある。 したがって， 庵川層は 四万十累層群の主要変形時期にあたる高千穂階梯（中新世前期）以後の堆積物として注目される。 同様の礫岩は [ 本図幅地域の南東部から本図幅の東隣の富高図幅地域内の ] 坪谷川の下流に点々と露出し， 本地域のものはその分布の西端をなしている。
本岩類は新第三紀 中新世の西南日本外帯 酸性岩類の一員である。 本図幅地域では南東隅にわずかに分布するのみであるが， その主体は 本地域の東・南東・南隣の富高（日向）・都農・尾鈴山の各図幅地域にまたがり， 北東 - 南西方向に約 40 km， 北西 - 南東方向には約 10 km にわたる大きい岩体である。
この岩類の地質については 野沢・木野（1956）， 木野（1956）， 中田（1978）などの報告がある。 野沢・木野（1956）および木野（1956）は この岩体は主に貫入岩からなるものとしながら， 周囲の岩石を被覆する部分もあり 噴出岩の特徴をも示すことを記載している。 1960 年代以降に紀伊半島の熊野酸性岩類など類似岩体の研究が進むにつれて， 本岩体も主に流紋岩溶結凝灰岩の厚い累層からなっていることが認められるようになった。 中田（1978）は本岩体を詳しく調査し， この岩体が酸性火砕流とそれを貫く花崗斑岩とからなること， および 本岩体が従来考えられていたように その周縁の大部分において基盤岩と断層で接しているのでなく， 東に緩く傾く不整合面をもって基盤岩に接していることを明らかにした。
本岩類は [ 本図幅の ] 東隣の富高図幅地域において庵川層 [ Ig ] を覆っている。 本図幅地域でも 四万十累層群と本岩類との間に庵川層が介在しており， それらの間の関係は確認されていないが， 本岩類が 庵川層を覆い， その両者と四万十累層群とは断層で接しているものと思われる。 前述したように， 中田（1978）は本岩類と四万十累層群とは大部分の地域では不整合関係にあるとしたが， 本図幅地域内では主に断層関係で， その南西部のみを不整合としている。
中田（1978）によると， 本岩類は 下位から順に 火山角礫岩 -1， 溶結凝灰岩 -1， 火山角礫岩 -2， 溶結凝灰岩 -2 の各層と それらを貫く花崗斑岩とからなり， 溶結凝灰岩 -1 は黒雲母・サニディンの斑晶を有した流紋岩質であり， 溶結凝灰岩 -2 は斜方輝石の斑晶を有したデイサイト質である。 本図幅地域には溶結凝灰岩 -1 と -2 の双方が分布するものと思われる。
本岩類は 富高図幅地域において 中部中新統の庵川層を覆っている。 SHIBATA and NOZAWA（1968）によると 富高図幅地域の南縁産の本岩類の流紋岩溶結凝灰岩の全岩 K - Ar 年代は 15 ± 2 m.y. であり， やはり中期中新世を示している。
本地域の南東部に 花崗斑岩が大小の岩株・岩脈をなして分布する。 いずれも日向層群 上井野層 [ U ] の中に貫入している。 そのうちの最大のものは [ 図幅地域南端・東西中央付近の ] 小丸川と渡川にまたがる狭長な岩脈で， 幅数 m～数 10 m， 長さ 5 km 以上に及ぶ。
花崗斑岩は石英・長石および少量の黒雲母からなり， 灰白色を呈する。 ところによって 大きさ 15 mm に達する長石の斑晶がみられることがある。 [ 図幅地域南端・東西中央付近の ] 東郷町 田口原 の南西の 男錫 鉱山付近のものはペグマタイト質である。
花崗斑岩および黒雲母花崗岩の小岩体は [ 本図幅の ] 南隣の尾鈴山図幅地域内でも小丸川沿いに点在しており， 全体として尾鈴山酸性岩体 [ O ] をとりまくような分布を示す。 これらの花崗斑岩・花崗岩は 尾鈴山酸性火成活動と一連の火成活動の産物とみなされる。
耳川沿いの田代周辺に 厚さ数 m の礫層が阿蘇火砕流 [ A3， A4 ] に覆われて点々と分布する。 礫は亜円礫で， 一般に砂岩が多く， 緑色岩も含む。 礫の大きさは最大径 30 cm， 普通は 5～10 cm である。 礫層の分布範囲は地形の章 [ I. 地形 ] で述べたように， 田代盆地のうち接峰面高度 200 m 以下の低地（第 1 図）とその周辺に限られている。 礫層の基底面高度は 80～100 m で， この面は耳川の旧河床とみなされる。 なお， 田代付近における耳川の現河床は海抜高度 40 m であるから， 更新世末期から現在までに 河床が 40～60 m 低下したことになる。
阿蘇火砕流とは 本地域の北西約 40 km にある阿蘇カルデラ地域から噴出し， 同カルデラの形成に関係した火砕流の総称である。 阿蘇火砕流は それぞれの間にかなり長い時間間隔のある４回の噴火サイクルの噴出物であり， それぞれを Aso-1， Aso-2， Aso-3， Aso-4 とよぶ（小野ほか， 1977）。 本図幅地域には それらのうちの新しい方の２回の Aso-3 と Aso-4 との両サイクルの噴出物が分布する。 Aso-3 火砕流は [ 本図幅地域の北東部の ] 五十鈴川および耳川の谷沿いに， Aso-4 火砕流は上記の両川と [ 本図幅地域の中西部の ] 小丸川沿いとに分布し， 両者とも 谷沿いの斜面あるいは低地に 狭い台地または段丘状の地形をつくっている。
阿蘇火砕流の噴出年代について 確定的な測年値はまだ得られていないが， Aso-4 火砕流は 43,000 B.P.Y. よりやや古く， Aso-3 火砕流はそれよりも数万年程度古いものと思われる（小野ほか， 1977）。
阿蘇火砕流が分布する上記の各河川は いずれも その源流地域が九州山地内にあり， 阿蘇カルデラの外側斜面には達していない。 谷沿いの地形縦断面をつくってみると， 耳川流域からは少くも１ヵ所， 五十鈴川・小丸川流域からは少くも２ヵ所の 地形的高所（分水界）が阿蘇カルデラまでの間にあり， 現在の地形では 単純な流下のみによっては これらの河川沿いに阿蘇火砕流が分布することを説明できない。 阿蘇火砕流がこのように地形的高所をこえて分布していることは古くから知られており， 九州山地が阿蘇火砕流の流出後に地塊運動によって上昇した と考えられたこともあった（MATUMOTO（1943）の p. 5）が， 現在の火砕流の分布地はこれらの山地を深く刻んだ峡谷の底近くのみにあるので， この考えは成り立たない。 これは 火砕流の流走時には粉体流系の厚さが厚く， その上面が地形的障害よりも高かったことを意味するのであろう。
本火砕流は 耳川沿いでは [ 日陰山の東方 2.5 km の ] 西郷村 田代部落の東側の台地に， 五十鈴川地域では [ 図幅地域北東隅から西方 5.5 km の ] 宇納間の南方の片平付近と長野の東とに分布する。 長野の東方のものは谷斜面の中腹に小段丘状をなしているが， この付近には同様の産状で Aso-4 火砕流 [ A4 ] も分布しており， 地形的には両者を区別することができない。
本層は安山岩のスコリア流の堆積物であり， 小野ほか（1977）の Aso-3B 火砕流にあたる。 本地域内では厚さは数 m 以上である。 堆積物の下部のみが弱く溶結しており， それ以外の大部分は非溶結である。 新鮮な露頭がみられることは少く， いちぢるしく風化していることが多い。
非溶結の部分の基質は帯紫濃灰色～暗灰褐色のガラス火山灰質であり， 径 5 cm 以下の濃褐色～暗灰色のスコリア， 黒色で緻密なガラス岩片と少量の灰白色軽石および径 1 mm 以下の輝石の柱状結晶をふくむ。 風化した部分は黄褐色～黄土色の土壌様であり， 褐鉄鉱によって赤褐色に染色されたスコリアを散点する。
溶結凝灰岩には大まかな節理が生じ， 基質は非溶結部よりも濃色で暗褐～黒褐色を呈し， 包有するスコリアはやや扁平化している。
Aso-4 火砕流は 阿蘇火砕流の４回の大きいサイクルのうちでもっとも新しく， またもっとも広く分布するものである（小野ほか， 1977）。 本図幅地域内では 五十鈴川・耳川・小丸川沿いの低地に分布するが， その中では耳川沿いの田代付近のものがやや広い。
多くの場合 高位河岸段丘堆積物を覆っているが， Aso-3 火砕流 [ A3 ] あるいは四方十累層群の上を直接に覆うこともある。 一般に その基底面は現河床面より 20～30 m あるいはそれ以上高く， 上面は現河床面より 50～70 m 高い。 厚さは 10～30 m 程度である。 田代や神門付近では 本堆積物の上面が削られて より新期の河岸段丘堆積物 [ t2 ? ] に覆われている。
地質図上には 本火砕流がやや厚く分布し 独立の地形をつくる地域のみが示されているが， それ以外にも 谷沿いの低地には本火砕流が薄く分布していることがある （たとえば 図幅地域南東隅の坪谷川沿い）。 そのようなところでは， 表層の火山灰質風化土の中に 本火砕流に特徴的な角閃石斑晶をふくんでいることによってその存在が知られる。
本火砕流は紫蘇輝石角閃石流紋岩の火砕流であり， 小野ほか（1977）の Aso-4 火砕流にあたる。 やや厚い断面では 堆積物の下半部が溶結していることが普通である。 厚い典型的な断面では 最下位に黄灰色のサラサラした粉状の火山灰が厚さ約 50 cm あり， 上方へ 柱状節理の発達した緻密な溶結凝灰岩に急激に移化する。 溶結凝灰岩は灰黒色， 緻密であり， 下部 2～3 m は細粒， 均質で， その上部は 長さ 20 cm 程度の本質レンズや 径数 cm 以下の岩片をふくむ粗粒の岩相であることが多い。 この緻密な岩相は 上方へ， 幅広い柱状節理のある 脆く 多孔質の弱溶結相を経て， 非溶結相へ移化する。
非溶結相の基質は細粒火山灰であるが， 一般に著しく風化して黄土色の土状を呈し， その中に石質破片， 風化を免れた軽石， 斑晶の斜長石と角閃石などがふくまれる。
本地域内の Aso-4 火砕流は 溶結部・非溶結部を通じてすべてガラス質であり， 脱ガラス化していない。
本地域内の主要河川に沿って， とくに地形区分図（第 2 図）の神門盆地・田代盆地・字納間盆地・坪谷盆地内に 数段の低位河岸段丘がよく発達する。 段丘面の海抜高度は 五十鈴川で 100～160 m（比高 10～20 m）， 耳川で 50～100 m（比高 10～20 m）， 小丸川（神門付近）で 250～280 m（比高 10～20 m）， 坪谷川で 50～150 m である。 このうち段丘の発達のよいのは坪谷川流域で， そこでは 50～100 m（比高約 20 m）と 70～150 m（比高約 40 m）の２段の平担面が認められる（地質図では一括してある）。 これらの段丘堆積物は 場所によって厚さや組成を異にするが， 一般には 厚さ数 m で 礫層が多く， 砂層や粘土層をまじえる。 礫はやや楕円状の亜円礫で， 径数 cm～10 数 cm のものが多く， ときに 30 cm 以上のものを含む。 礫質は上流地域の地質に応じて異るが， 一般に砂岩が多い。 神門付近では 低位段丘堆積物が Aso-4 火砕流 [ A4 ] を覆っている。 なお， 田代付近を南流する 小川川 支流の流域にも 小規模の河岸段丘堆積物があり， 田代付近では Aso-4 火砕流を覆っている。 地質図では これら低位河岸段丘堆積物のうち主なもののみを示した。
本地域は山地や山間凹地からなり， 広い冲積平野は存在しない。 したがって， 冲積層は主要河川またはその支流の流域に僅かにみられるにすぎない。 その多くは神門・田代凹地および坪谷凹地（第 2 図）内にある。 堆積物は砂・砂礫・シルトまたは粘土からなり， 場所によってその厚さや組成が異なる。
本地域内には稼行鉱山は存在しないが， 小規模の金属鉱床は各地にみられる。 いずれも かって試掘または採掘されたものである。 また， 阿蘇火砕流の一部が石材として利用されている。
[ 本図幅の北隣の ] 諸塚山図幅地域には 槇峰をはじめ狩底・猿渡・吉本・速日などの鉱床がある。 これらはいずれも諸塚層群 槇峰層の中にあり， 塩基性火山岩類に伴なわれることが多い。 しかし， 槇峰層 [ M and b1 ] の分布が狭く， 塩基性火山岩類も乏しい本地域では 槙山銅山が記録に残っているにすぎない。 南郷村 水清谷 中崎 の北西約 2 km の地点 [ ← 日陰山の西南西方 4.5 km ] にあるこの鉱山は 明治 22～23 年頃に試掘が行なわれたが， 採掘に至らず廃棄されたといわれている（伊木， 1904）、 付近の地質は 主として槇峰層の千枚岩 [ M ] からなり， 上下２層の玄武岩質凝灰岩 [ b1 ] をはさむ。 試掘位置は下位の凝灰岩付近と推定される。 鉱石は黄鉄鉱・黄銅鉱である。
なお， [ 図幅地域北端・東西中央付近の ] 耳川流域の鳥巣ダムサイトで ダム工事の際に鉱床の露頭が発見されたといわれている （木下 編（1973）の p. 275）。 ダムサイトには神門層の泥質岩 [ Mk ] に接して玄武岩溶岩 [ b3 ] が露出する。 鉱床の状態については不明である。 神門層中の鉱床としては [ 本図幅の ] 西隣の椎葉村図幅地域内に大河内鉱山， 五色鉱山などがある。
九州 四万十帯におけるマンガン鉱床は 北東部地域で数ヵ所しられているにすぎない。
[
本図幅の北東隣の
]
延岡図幅地域内の
土々呂
付近には 戦時中に稼行された鉄マンガン鉱床がある。
これは日向層群の上井野層
[
U
]
中のものである。
本地域では
[
日陰山の北西方 4.5 km の
]
西郷村
小八重
村
付近のマンガン鉱床が知られている。
詳細不明であるが，
その場所は小八重の西に露出する槇峰層の千枚岩
[
M
]
の中と推定される。
鉱石は Fe : 14.7 %，
Mn : 28.5 %，
SiO2 : 30.8 % である（宮崎県，
1963）。
この種の鉱床は [ 図幅地域南東部の ] 坪谷川および [ 図幅地域南部の ] 小丸川の流域にあり， 尾鈴山酸性岩体 [ O ] をとりまくように分布する。 いずれも 花崗斑岩 [ gp ] および 黒雲母花崗岩（ [ 本図幅の ] 南隣の尾鈴山図幅地域内に小範囲に分布）に関連する鉱床とみなされる。
アンチモニー鉱 : 坪谷川の上流に 大内 鉱山と 坪谷 鉱山が， 小丸川沿い 田口原 の北東に田口原鉱山がある。
大内鉱山は東郷町 多武の木 の南の 大内谷 [ ← 大内川 ? ] にあり， 鉱床は昭和 8 年に発見され， 昭和 12 年から 17 年にかけて 松沢国太郎によって稼行された。 鉱床は日向層群の上井野層の頁岩 [ U ] の中にあり， 鉱区内には２， ３の花崗斑岩 [ gp ] の細脈がある。 鉱脈は頁岩の走向とほぼ平行して走る。 𨫤幅は最大 1 m， 普通は 50～60 cm で， 石英・方解石・菱鉄鉱などの細脈中， 輝安鉱・硫砒鉄鉱・閃亜鉛鉱・四面銅鉱・毛鉱・濃紅銀鉱などの鉱石鉱物が含有される。 また， 金が数 g / t のほかに多量の銀を含む（木下 編， 1973）。
東郷町 坪谷 の南の丘陵には 坪谷鉱山がある。 これは日本鉱業株式会社により昭和 24 年まで稼行された鉱山で， 鉱床は大内鉱山と同様に上井野層の頁岩 [ U ] 中にあり， ２条の石英脈に自然金・輝安鉱・黄鉄鉱・硫砒鉄鉱などががなわれる（木下 編， 1973）。
また， 東郷町 田口原の北東の山中に田口原鉱山がある。 これは輝安鉱を対象として明治 26 年に矢野長太郎により開発され， 大正 5 年頃まで採掘された。 鉱床は上井野層 [ U ] の中の裂罅充填石英脈で， 𨫤幅が約 1 m。 富鉱部は明治 38 年頃にすでに掘りつくされていたといわれている（伊木， 1904）。
錫鉱 : 田口原の南西に 男錫 鉱山がある。 この鉱床は TAKIMOTO（1944）の男錫型 錫鉱床の模式としてしられている。 鉱床は上井野層の頁岩 [ U ] を貫く花崗斑岩 [ gp ] にともなうペグマタイト質石英脈で， 脈石の中に自然金とともに錫鉱を産する。 田口原 [ 小丸川沿い ] ～下村（渡川沿い）の間には 10 数坑の旧坑がある。 近時あらたに探鉱されたが， 稼行に至っていない。
Aso-4 火砕流 [ A4 ] 中のやや強く溶結した部分， および きわめてまれに Aso-3 火砕流 [ A3 ] の同様の部分は加工が容易なので， 各所で小規模に採石され， 石垣その他に利用されている。 また， 神門層中の塩基性岩 [ b3 ? ] はバラスとして利用されることがある。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kagoshima (15) No. 52
By Isao IMAI, Yoji TERAOKA, Kimio OKUMURA and Koji ONO (Written in 1978)
The Mikado district belongs to the Shimanto Terrane of the Outer Zone of South-west Japan, which is made mainly of the Shimanto Super-group of Cretaceous to middle Tertiary age. The Super-group consists of thick geosynclinal sediments with submanne basic volcanic rocks. Low grade regional metamorphism is recognized in the terrane.
The major part of the district is occupied by the Shimanto Super-group. Miocene Iorigawa Formation and Osuzuyama Acid Igneous Rocks, late Pleistocene Aso Pyroclastic Flows and Quaternary sediments are distributed in the limited areas of the district. The stratigraphic sequence of this district is summarized in Table 1.
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The Shimanto Super-group in the district is divided into the Cretaceous Morotsuka Group, lower Paleogene Mikado Formation and Eocene to lower Miocene Hyuga Group. These strata have a general trend of NE - SW, mostly dipping north-west-ward, and are cut by many strike faults.
Morotsuka Group is distributed in the north-western part of the district. The lower part of this group consists mainly of phyllite and foliated sandstone, accompanied by pyroclastics of basalt and a little chert. Sandstone is lithic gray-wacke, rich in volcanic fragments. Foliation becomes stronger stratigraphically downward. Most of the lower part of the group belong to the actinolite zone in terms of the regional metamorphism.
The upper part of the group is composed of sandstone and shale alternating in various thickness, with interbeds of acid tuff. Sandstone is more predominant in the upper part than in the lower part. It is feldspathic gray-wacke and is coarser-grained than that of the lower part.
Mikado Formation crops out narrowly between the Morotsuka Group and the Hyuga Group, and is separated by the Nobeoka Thrust from the Morotsuka Group and by the Oyabu and Hikageyama Thrusts from the Hyuga Group. This formation consists mainly of pelitic rocks and basic volcanic rocks, accompanied by thin-bedded alternation of sandstone and shale, sandstone and red shale. Sandstone composition resembles that of the following Hyuga Group. Basic volcanic rocks are basalt lava with its pyroclastics and minor gabbro. Most of the lavas have a pillow structure. The formation shows an imbricated structure due to many thrusts, being strongly sheared, and belongs to the prehnite - pumpellyite zone.
Hyuga Group is distributed in the south-eastern part of the district and consists of sandstone and shale alternating in various thickness and proportion, intercalated with beds of red shale. Slump deposits such as pebbly mudstone are occasionally found at several horizons within the group. The sandstone beds frequently have such sedimentary structures as graded bedding, sole markings, current ripple lamination and parting lineation. Generally, sandstone of the Hyuga Group, as well as of the Mikado Formation, is rich in quartz and poor in feldspar. Two types of sandstone, with and without potassium feldspar, are recognized. The metamorphic grade of the Hyuga Group may be equal to or lower than that of the Mikado Formation.
Iorigawa Formation is restricted in occurrence to the south-eastern corner of this district. Although its relation to the adjacent rocks is uncertain in this district, the formation probably is separated by a fault from the Hyuga Group and covered by the Osuzuyama Acid Rocks. This formation is composed mainly of conglomerate containing pebbles of sandstone and minor shale and chert. Most of the pebbles are derived from the Shimanto Super-group.
Osuzuyama Acid Rocks are a member of the Miocene acid rocks of the Outer Zone of South-west Japan and occupy 40 × 10 km in NE - SW and NE - SW directions along the coast of Hyuga-nada. It is a thick pile of rhyolite welded tuff intruded by granite porphyry. A small part of the body is distributed at the south-east corner of this quadrangle. It is densely welded tuff of biotite - pyroxene (?) rhyolite.
Dikes and stocks of granite porphyry are distributed in the south-eastern part of the district and intrude into the Hyuga Group. Similar bodies of granite porphyry and granite are scattered around the Osuzuyama main mass and seem to be related with it.
Higher river terrace deposit are distr ibuted to a small extent at and around Tashiro along the Mimi-kawa river. They are represented by gravel of several meters thick, and covered by the Aso Pyroclastic Flows. The base of the gravel beds is 80 to 100 meters high above sea level.
The Aso Volcano, located 40 km north-west of the district, erupted pyroclastic flows in four major eruption cycles in late Pleistocene. The Aso-3 and Aso-4 Pyroclastic Flows, products of younger two cycles, are distributed along valleys in this district. The Aso-3 Pyroclastic Flow is non- or weakly welded deposit of nearly aphyric pyroxene andesite and the Aso-4 Pyroclastic Flow is non- to densely welded deposit of hypersthene-hornblende rhyolite.
Lower river terrace deposits are distributed in the Mikado, Tashiro, Unama and Tsuboya Basins along the main rivers. These terrace deposits are generally several meters thick and consist of gravel, sand and clay. In the vicinity of Mikado and Tashiro the Aso-4 Pyroclastic Flow is covered by them.
There is no wide alluvial plain in this district. Accordingly, alluvium is found merely along the valleys. They are composed of sand, gravel and clay.
Cupriferous iron sulphide deposits are found related with basic rocks in the lower part of the Morotsuka Group in the northern Morotsukayama district, but they scarcely occur in this district. Some metallic ores were formed related with the Neogene acid igneous activity. Ore deposits of antimony and tin are distributed around the Osuzuyama Acid Rocks. Antimony ore was worked in the Ouchi, Tsuboya and Taguchibaru mines though they were now closed. Osuzu mine once worked tin with gold, has not been worked.
昭和 54 年 2 月 9 日 印刷 昭和 54 年 2 月 13 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1979，Geological Survey of Japan