地域地質研究報告
５万分の１図幅
鹿児島（15） 第 83 号
地質調査所 環境地質部 木野義人
地質調査所 地質部 太田良平
昭和 52 年
地質調査所
目次 緒言 I. 地形 II. 地質概説 III. 四万十累層群 III.1 山之口頁岩砂岩層 III.2 東岳砂岩層 III.3 柳岳砂岩頁岩層 IV. 新第三紀安山岩類 V. 更新統 V.1 小林軽石流堆積物 V.2 高位段丘堆積物 V.3 都城層 V.4 霧島火山旧期抛出物（旧期ローム） V.5 中位段丘堆積物 V.6 姶良火山噴出物（シラス・灰石） V.7 軽石質砂礫層（二次シラス） V.8 霧島火山新期抛出物（新期ローム） VI. 現世統 VI.1 崩壊岩屑堆積物 VI.2 低位段丘堆積物 VI.3 霧島火山現世抛出物 VI.4 現河川汜濫原堆積物 VII. 応用地質 VII.1 鉱物・岩石資源 VII.2 水文地質 VII.3 斜面の崩壊 VII.4 土地・地盤の環境評価 文献 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 51 年稿）
５万分の１図幅
鹿児島（15） 第 83 号
この地質図幅の野外調査は 木野義人および太田良平の両名が昭和 46～49 年度に行ない， 業務分担および外業日数はそれぞれ次のようである。
両名の現地踏査に当り， 宮崎県 商工労働部および都城市から協力を受けた。 なお， この研究に用いた岩石薄片は 本所の技術部 特殊技術課の大野正一技官が作製した。
この図幅地域は 霧島火山の南東山麓に当り， 都城盆地のほぼ中央部を占める。 したがって 本図幅地域の大部分の河川は都城盆地の中央部付近で合流して大淀川となり， 北流して小林市の方面から来る岩瀬川やその他の諸河川を併せ， 図幅地域の北縁からさらに約 11 km 付近で東方へ向きを変えて山地を貫流し， 宮崎市内を通り 日向灘に注いでいる。 しかし， 図幅地域の北東隅付近と南東隅付近とは都城盆地をめぐる分水嶺の外側に当り， これらの区域を流れる河川は都城盆地を経由しないで 直ちに日向灘に注ぐ。
都城市は宮崎県の第３の都市で， また 交通の要所に当り， 日豊本線が東西に走るほか， 北へ吉都線， 南へ志布志線が延び， また， 盆地内にはバスの路網がよく発達している。
この図幅地域内は地形の特徴から次の４ [ 地区 ] に分けることができる。
四万十累層群などによって構成される山地は， 都城盆地の東縁の山地と西縁の山地とに大別される。 東縁の山地 は広域的に 南那珂 山地， あるいは地域的に 鰐塚 山塊 [ ← 鰐塚山は本図幅の東隣の日向青島図幅地域内にある ] などと呼ばれている山地の一部に当り， 本図幅地域では [ 図幅地域東北部の ] 東岳 川～ 五十山 川と [ 図幅地域南北中央の東端から西に流れて大淀川に達する ] 沖水 川によって隔てられた３部分にさらに区分される。 記述の便宣上， これらにそれぞれの主峰名を冠して， 北から順に 青井岳 [ ← 本図幅の北隣の野尻図幅地域内 ; 国鉄 日豊本線の「青井岳」駅は本図幅地域の北東隅付近にある ] 山地・ 東岳 [ ← 「青井岳」駅の南方 6.5 km ] 山地および 柳岳 [ ← 東岳の南方 6.5 km ] 山地と呼ぶ。 これらのうち 青井岳山地は [ 本図幅の ] 北隣の野尻図幅地域にある青井岳の南の側斜面およびその副嶺に当るもので， 本地域では [ 都城市街の北東方約 10 km の ] 高城 付近の山嶺を除いて比較的なだらかな地形を呈している。 これに対して東岳山地と柳岳山地は総じて急峻な地形をなし， とくに 両者の主嶺部は急崖状をなしているところが多い。
山嶺の配列は青井岳山地と東岳山地ではそれぞれ南北方向が卓越し， 各山嶺の南部においてそれぞれ西方に弯曲する傾向がある。 また， [ 日豊本線「青井岳」駅の南西方 2.5～5 km 付近の ] 大古内川 [ 以下の [注] 参照 ] の右岸や東岳川の右岸 および [ 図幅地域北東隅に流れ下る ] 境川の上流から [ 東岳と柳岳の間を西に流れ下る ] 沖水川の中流の右岸側の各山嶺は， 分水嶺が東ないし南に偏する非対称斜面を形成している。 このような山嶺の形状に対応して， 大古内川 ・東岳川および沖水川の中流付近の流路が 何れも北ないし北東 - 南西方向から西北西方向へ 「釣針」状に大きく弯曲していることが注目される。 これらの地形的な方向性は巨視的な岩層配列や地質構造と関連し， とくに 釣針状の異常弯曲の相似的配列は 衝上線の孤状配列の繰返しを思わせるものがある。
以上に対し， 柳岳山地では 東北東 - 西南西に走る主嶺を基幹として 北西 - 南東方向に多数の支脈を出しており， 水系もこれに対応して北西 - 南東方向に平行で直線的な配列を示している。 ここでは 主嶺に対して北斜面側の下刻侵食が進捗し， 南斜面側よりも急斜面となっている。 これは南側の下刻侵食が未だ主嶺部に及んでいないためと思われる。 なお， 沖水川は全体としてほぼ東西方向の谷を形成しているが， これはやや大規模な断裂帯に当るものと思われる。
西縁の山地 は本図幅地域には小部分しか現れておらず， 僅かに 小手ガ山 [ ← 図幅地域北端・北西隅から東方に 4 km ] ・ 丸山 [ ← 図幅地域西端・南北中央付近 ] および 高の峰 [ ← 図幅地域西端・南西隅から北方に 3 km 強 ] の３カ所がシラス台地の上に突出しているに過ぎない。 これらのうち四万十累層群によって構成されるものは小手ガ山で， 他の２者は新第三紀安山岩類によって構成されている。
四万十累層群および火山岩からなる山地は都城盆地の周囲に連らなり， 盆地の内部や山地の谷間をうずめたシラス台地が広がっている（第 1 図）。 これは 姶良 カルデラが形成される直前に 南九州一帯の広大な面積を覆い流出した 入戸 軽石流堆積物がつくったもので， かっては連続していたのであるが， 河川の侵食作用のために多くの台地に分断され， また 各台地には多くの深い谷が刻まれている。 シラス台地は岩質が比較的軟弱で崩れ易く， 河川や道路に面し 急崖をつくって露出することが多い（第 2 図）。
入戸軽石流堆積物が盆地内を充たしたとき， その原表面の高さは， 現在の地形や地質分布から復元して考えると， 地質図幅の北西隅付近ではおそらく海抜 200 数 10 m あり， 盆地中央部に向い次第に低く， 図幅地域の南部や東部の四万十累層群からなる山地とは おそらく海抜 220 m 前後の高さで接し， 図幅地域の北東部の青井岳駅付近や 都城市街地の東方の三股町 長田 [ ← 東岳の南南西方 4 km 弱 ] 付近などのように山地の谷間に入りこんだ場所では逆に高くなり 海抜 300 数 10 m， まれには 400 m に及んでいたと思われる。 大淀川の頭部侵食がこの盆地内に達してから侵食作用は急激にすすみ， 侵食基準面の間歇低下と共に段丘面がつくられ， また 河流の分岐およびその頭部侵食により多くの谷が刻まれて， やがてシラス台地に分断された。 図幅地域の北西部では 海抜 150～250 m のところに数段の段面丘がみられ， 南西部でも 2～3 段の段丘面がみられる。 現在のシラス台地の最高位の面が 必ずしも入戸軽石流堆積物の原表面を示すものでないことは， 霧島火山の新期噴出物の最下位にある褐色ローム層を欠いていたり， また シラスの上に二次シラスが載っていることなどから推察することができ， 従って 原表面または原表面に近い面はほとんど保存されていないように思われるが， シラス台地の最上位にある平坦面から突出する小丘の頂点は おそらく原表面に近いものと思われる。 たとえば 図幅地域の南西隅付近の 前川内 で海抜 200 m 以上の起伏する丘陵， 図幅地域の北縁に近い [ = 都城市街の北北東方 10 km の ] 志和地 [ 以下の [注] 参照 ] の北方の堂山， 図幅地域の北西隅付近の山稜などである。
都城盆地内にはほぼ南北に流れる大淀川およびこれに合流する多くの支流があり， 岩質が軟弱なシラス地帯を流れることが多く， シラス台地では河川に面し河岸段丘がよく発達していて， たいていの場合 2～数段みられる。 前述のように， 各シラス台地の最も高い平坦面はたいていの場合 その原表面ではないが， 侵食基準面の間歇的低下に伴なって生じた各段丘面の上には， 霧島火山の新期噴出物のローム・軽石・火山灰などからなる数層のうちの 最上位の黒色火山灰層以下の 1～数層が堆積時期に従ってそれぞれ載っている。
低位段丘面より低い面を形成する沖積地で， 河川ぞいの人工堤防が取去られたと仮定した場合， 現河川の洪水による氾濫が予想されるところである。 本図幅地域では河川の合流点付近を中心としたところにやや広く発達するのみで， 一般には河川沿いの狭長な部分に限られて分布する。 自然流下による水利条件に恵まれ， また， 肥沃な土壌が発達しているので， 昔から水田地帯として利用されている。 しかし， 居住地としては安全性に乏しい [ ← 洪水の恐れあり ? ] 。
本図幅地域に分布する岩層は， 固結岩として主として山地を形成する四万十累層群と， 台地・低平部を形成し 火山噴出物や未固結の砂礫質堆積物によって代表される第四系とに 大別され， そのほかに新第三紀安山岩類の小分布をみる。 本地域の四万十累層群は主として砂岩・頁岩および両者の互層からなり， 岩相的には単調であるが， 構造的にはきわめて複雑で， 無数の褶曲と断層によって擾乱されている。 それらの褶曲と断層は 横圧力を充分に受けた結果としての同斜褶曲や走向断層・衝上断層とみなされるものが多く， 地層は著しく変位して堆積時の原形を留めていない。 なお， 岩相的単調さを破るものとして 一部に礫岩と塩基性火山噴出物が見られるが， とくに 塩基性火山噴出物の連続的～断続的な分布が 本地域周辺の広域にわたって追跡されることは， その層準的意義について注目されるところである。
本地域の四万十累層群のうち， その東および南側を占めて分布する砂岩優勢の地層と一部の頁岩層は， [ 東に ] 隣接する日向青島図幅地域および [ 本図幅の南東隣の ] 飫肥 図幅地域などにおける日南層群にほぼ相当し， おおむね古第三系に属すると考えられる。 しかし， 北側の野尻図幅地域や [ 北東隣の ] 宮崎図幅地域から連続する 見掛上 厚い頁岩優勢層は， 高隈山 層群（今井ほか， 1975）の延長部または関連する地層に当ると考えられる。
四万十累層群が激しい変動を受けた以後に 輝石安山岩の活動があった。 この図幅地域内では西縁に 丸山 および 高の峰 の２岩体が見出されるだけであるが， 近隣の諸図幅地域内には類似の岩石が分布する。 これらの地質時代については， 山体の侵食状況その他から考え， 霧島火山の西麓にある 佐賀利 安山岩や北の 加久藤 安山岩類とほぼ同時期のもので， おそらく新第三紀 鮮新世と思われる。
小林軽石流は 現在の小林市（図幅地域外）付近にある小林カルデラから その生成の直前に大量に噴出したもので， 北隣の野尻図幅地域内では 四家 層の上に載り， そして 加久藤 熔結凝灰岩の下位にある 久木野 層に覆われている。 都城盆地のできた時期は明らかではないが， 都城層はその盆地堆積物の一部で， 主として礫および砂からなる。
その後， 霧島火山の活動期に入った。 霧島山図幅説明書によると， 霧島火山噴出物は 栗野 安山岩類・ 白鳥 安山岩類・ 旧期および新期火山噴出物に４大別することができ， 前３者が更新世， 後者が現世に属する。 この図幅地域のところどころで見出される褐色ローム質軽石火山灰層は， 旧期火山の一つの 夷守 岳の噴出物といわれている。
入戸軽石流は， 鹿児島湾の奥に位置する姶良火山から その巨大なカルデラの形成直前に 大隅 降下軽石層を先駆として流出したもので， 南九州一帯の広大な面積を覆って分布し， 当時の低地をうずめた。 これは霧島火山の旧期および新期両火山活動の間隙の時期に流出したといわれている。 入戸軽石流堆積物はほとんど非熔結で俗にシラスと呼ばれているが， 岩体の基底部は熔結しており， 俗に灰石と呼ばれている。
大淀川の頭部侵食が都城盆地内に達したとき 盆地内に分布するシラスの侵食が始まり， 侵食基準面の間歇的な低下と共に段丘が刻まれ， また 多くの台地に分断された。 また， シラスの再堆積物である軽石質砂礫層は俗に二次シラスと呼ばれ， シラス台地の上のところどころでみられる。
霧島火山の活動が引続いておこり， 諸火山の新期の噴出物であるローム・火山灰・軽石などの抛出物は 四万十累層群や火山岩などからなる山地やシラス台地の上に重畳して厚く堆積しているが， これらは地質図幅には省略してある 。
また， 諸河川の沿岸には低位面砂礫層や現河川氾濫原堆積層が分布している。
以上を総括し， 隣接地域と比較して第 1 表に示す。
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本累層群は本図幅地域の東半部， すなわち 都城盆地の東縁の青井岳・東岳・柳岳の各山地を構成するほか， 同盆地の西縁の山地を形成し， その一部が本図幅地域の北西隅に見られる。 主として砂岩・頁岩および砂岩頁岩互層からなり， 礫岩および塩基性火山噴出物を伴う。 本累層群は 類似の岩相の組合せからなっている部分が多い上に 褶曲と断層によって著しく変位しているので， 層序や構造を明確に決定し難い。 したがって 地質図は岩相区分を基調として表現した。 また， 凡例における四万十累層群内の順序は 必ずしも層序関係を示したものではない 。 しかし， 岩相的特徴から [ 1. ] 粘板岩質の頁岩を主とする地層， [ 2. ] 砂岩を主とする地層， および [ 3. ] 礫質砂岩や 礫を含む不均一性の頁岩などからなる地層 の３グループに大きく区分することができるので， 記述の便宜上， これらをそれぞれ [ 1. ] 山之口頁岩砂岩層， [ 2. ] 東岳砂岩層， および [ 3. ] 柳岳砂岩頁岩層と仮称する。
本図幅地域において下部層に当ると考えられる地層で， 遠藤（1961）の山之口層群に相当する。 青井岳山地の西麓から東岳山地の西麓を経て柳岳山地の北麓に至る間， 比較的低夷な山地を構成して広く分布する。 本層の一部は 本図幅地域の南東隅の 山岳 [ ← 柳岳の南東方 3 km 強 ] 付近および北西隅の山田地区などにも見られる。 主として 見掛上 厚い頁岩からなり， やや厚い砂岩を伴う。 また， 砂岩頁岩互層・礫岩 [ cg ] ・塩基性火山岩 [ B ] および同質 赤紫色凝灰岩 [ t ] が挾在する。 地質図には これら塩基性火山噴出物 [ ← B と t ? ] のうち おおむね厚さ 10 m 以上にわたって分布するものを表現した 。
地層の一般走向は， [ 図幅地域東端から中央部へ西方に流下する ] 沖水 川以北では南北方向を基調として北西 - 南東ないし北東 - 南西方向を示し， 沖水川以南では， 内之木場 [ ← 柳岳の北北東方 2.5 km ] 付近で乱れているほかは， 概して東北東 - 西南西方向を示す。 また 山岳 付近のものは一般に南北方向を示す。 傾斜は， 沖水川以北および 山岳 付近のものは 見掛上 西ないし北方向のものが多く， 南ないし東傾斜を示すものは少ない。 これに対して， 沖水川の南岸ぞいの部分では 見掛上 南傾斜が卓越する。 実際には 露頭の見られるところは全体のごく一部に過ぎず， 露頭があっても破砕によって構造が読みとれない場合が多いのであるが， 露頭ではしばしば逆転構造が見られ， また 局部的な同斜褶曲や 90°以上転倒した横臥褶曲さえも認められる。 したがって， 本層の巨視的な構造は 北～西に傾いた軸面を有する同斜褶曲を基調とし， これが 走向断層ないし衝上断層を主とする断層群によってさらに地塊化したものと推察される。 第 3 図は， 四万十累層群の全般的 巨視的構造と露頭面で観察される局部的 微視的構造に基づいて， その構造形成過程を推定したもので， 模式的に ４段階 を示した。 実際には 塑性の大小など岩層の種類によってその反応は異る筈であるから， 変位や破壊の様式はもっと複雑になるであろうが， 一般的には 変位量と急傾斜部分は段階が進むに従って増加するものと思われる。
本層の見掛上の厚さは数 1,000 m に達するとみられるが， 上述の如く圧縮された同斜褶曲構造 -- 言わば「提灯畳み構造」 [ 以下の [注] 参照 ] -- と衝上断層による地層の繰返しが考えられるので， 実際の厚さは遙かに小さいものであろう。
本層 [ = 山之口頁岩砂岩層 ] は他の２層 [ = 東岳砂岩層と柳岳砂岩頁岩層 ] に較べて変位度が最も著しく， 第 3 図の第３段階から第４段階に相当する部分が多いと考えられる。 因みに， 地層の傾斜を変位度の定量的な指標の一つと考えれば， 第 4 図に示すように 本層に関する測定値は 10°から垂直までの範囲に分散するが， 他の２層に比して傾斜の大きい部分が最も多い。 ここで仮に 20°以下を緩傾斜， 21～50°を中傾斜， 51°以上を急傾斜と定義すれば， 本層の地層傾斜に関する頻度分布は緩傾斜域が 4 %， 中傾斜域が 36 % であるのに対して 急傾斜域が 60 % を占める。 なおこれらの値は頁岩部と砂岩部を合わせたものであるが， 頁岩部のみについては高頻度の部分が 60～80°に集中し， これだけで全体の約 50 % に達することになる。
新鮮なものは黒色または暗灰色を呈するが， 風化すると 褪色 [ = 退色 ] して黄灰色となる。 一般に緻密・粘板岩質である。 固結度は比較的大きく， 貫入抵抗は層理面に垂直方向に対しては大きいが， 層理面に平行な方向に対しては小さい。 剪断作用による滑り面の発達と 板状または燐片状の剥離性は この頁岩を最も特徴づけている。 しかし， 部分的にやや軟質で 貝殻状または細片状の風化剥離を示すものも見られる。 この頁岩の侵食は 一般的な風化や流水の削剥に加えて， 剪断滑り面に沿う剥離およびその連鎖的拡大現象としての崩壊によって促進されている。
なお， 地質図において頁岩として一括した部分には 厚さ 10 m 未満の砂岩や砂岩頁岩互層もしばしば含まれている。 また， 頁岩層中には 厚さ数 cm～数 10 cm の砂岩がレンズ状ないし団塊状に挾まれていることが多い。 これは激しい造構運動に伴う剪断作用と層内滑動によって砂岩薄層が切断され， さらに磨滅して変形したものと考えられる。
中粒砂岩を主とし， 粗粒部分も含まれる。 新鮮なものは暗灰色から青灰色まで種々の色調を呈するが， 風化すると一般に黄灰色ないし黄褐色を呈する。 また まれに白色粗粒のアルコースル砂岩を含み， 風化すると「マサ」状を呈する。
砂岩は頁岩のように燐片状や細片状には剥離し難いが， 剪断作用による割目は意外に多く， 数 10 cm から数 m 間隔の無数の割れ目によってブロック化していることが多い。
砂岩と頁岩は種々な量的組合せによって互層を形成するが， 地質図では砂泥の厚さの割合がほぼ等量のものから砂岩優勢なものまでを砂岩頁岩互層とし， 頁岩優勢な部分が発達する場所（ 山岳 [ ← 柳岳の南東方 3 km 強 ] 付近）については 特に頁岩優勢互層として独立して示した。 砂岩頁岩互層は一般に砂泥各々の厚さが数 10 cm 単位であり， 頁岩優勢互層は 厚さ 10 cm 以上の頁岩の中に厚さ数 cm 以下の砂岩が挾まれている状態が多い。
日豊本線 青井岳燧道付近と 東岳の西斜面の稜の付近 [ ← 確認できない ; 東岳の南西方 2.5 km 付近の scg（柳岳砂岩頁岩層の「礫質砂岩および礫岩」部層）は cg の間違いか ? ] に頁岩層に挾まれた形で分布する。 主として径が数 cm 以下の珪質岩の小円礫によって構成され， 黒色頁岩片を伴う。 この礫岩も褶曲・断層によって著しく乱された産状を呈するが， 厚さは 10 m 前後と思われる。
後述の赤紫色凝灰岩 [ t ] に伴って東岳砂岩層との境界にそい断続的に分布する。 露頭では枕状熔岩を呈するものが見られる。 主な分布地は東岳の西斜面から柳岳山地の北麓に至る間， 山岳 [ ← 柳岳の南東方 3 km 強 ] 付近および本図幅地域の 北隅 [ ← 北端から南方に 1.5 km・東西中央付近 ] の 下水流 付近である。 これらのうち 山岳 付近のものは孤立的な分布であり， 下水流付近のものは北方からの連続である。
この熔岩は灰緑色を呈し， すこぶる硬く， 個々の鉱物は肉眼では判別できない。 鏡下に検すると 原岩は橄欖石普通輝石玄武岩であったと思われ， オフィテイック組織が顕著であり， 造岩鉱物としては斜長石および普通輝石のほか 橄欖石の仮像をした緑泥石が点在しており， 著しく変質がすすみ， 二次鉱物として緑泥石・ 緑簾石・ 曹長石・ 方解石・ 石英・ チタン石・ パンペリー石・ 葡萄石および赤鉄鉱などが認められる。
東岳砂岩層との境界沿いに連続性をもって分布し， 塩基性火山岩 [ B ] に伴い， それを挾むような形で， またはその延長方向に単独で存在する。 沖水川以北では， 東岳の北麓の五反田の北方に分布するものを除いて ほぼ連続的に， 沖水川以南ではほぼ連続的に追跡できる。 したがって， 少くとも東岳山地の西斜面から柳岳山地の北斜面にわたって分布するものは 山之口層頁岩部分の同一層準を示すものと考えられる。 頁岩状の細粒凝灰岩で赤紫色を呈することが多いが， 緑色を帯びたものもある。 頁岩より軟質で葉状に解離し易く， 粘土化し易い。
本岩を鏡下に検すると， 淡褐～濃褐色の基質中に 径 0.005～0.05 mm で比較的よく淘汰された破片状微細粒が散在し， かすかに層理がみられる。 この微細粒の中で初生鉱物の種類が判別できるのは斜長石だけで， その一部は曹長石などの二次鉱物に変っている。 初生鉄苦土鉱物はすべて結晶外形を失い， 褐鉄鉱に変っている。 また， 絹雲母・緑泥石・曹長石などの極く微細な粒が一面に生じており， 放散虫の化石も見出される。 なお， 基質中には 褐鉄鉱の多くの条線がもつれ合いながら 全体として剥離面にほぼ平行に発達している。 このような鉱物的特徴は本岩が塩基性であることを必ずしも積極的には示さないが， 塩基性火山岩 [ B ] との密接な共存関係から 同火山岩の噴出に伴う火山灰を主体とする堆積物と考えられる。
本凝灰岩は四万十累層群の中で最も辷り面を生じ易く， とくに塩基性火山岩を伴う部分で著しく， 前後（上下）関係は断層で切られていることが多い。 したがって， 塩基性火山岩とともにその全貌を現わす露頭に乏しいが， 塩基性火山岩と併せた厚さは最大 50 m 前後， 或いはそれ以上に達するものと推定される。
本図幅地域ににおいて中部層に当ると考えられる地層で， 遠藤（1961）の中郷層群 高畑部層に相当する。 青井岳山地および東岳山地の主軸部やその東側， および柳岳山地の中腹～山麓部などを構成する砂岩優勢の地層で， 東隣の日向青島図幅地域における 鰐塚 山・小松山 山地を構成する砂岩優勢の地層に連続する。 主として 見掛上 厚い砂岩からなり， 砂岩優勢互層・砂岩頁岩互層・頁岩優勢互層および頁岩を含む。
地層の一般走向は山之口頁岩砂岩層におけるものと大局的には調和し， 沖水川以北では南北方向を基調とし， 沖水川以南の柳岳山地の北斜面では東北東 - 西南西方向を基調とするが， 細部的にはかなり乱れている。 傾斜は 沖水川以北においては 見掛上 西ないし南西方向が多いが， [ 図幅地域北東隅付近の ] 境川の東岸側では東傾斜が多くなる。 沖水川以南の柳岳山地の北斜面では主として南傾斜を示す。 また， 本図幅地域南東隅の割岩谷を中心に分布するものは， 一般に南北または北西 - 南東の走向で見掛上 北東傾斜である。
山之口頁岩砂岩層とは 同層の塩基性火山噴出物と接している場合が多いが， 同層の頁岩部と接している場合を含めて， いずれの場合も接触面付近は両層とも地層の乱れが著しく， 山之口頁岩砂岩層側の衝上による断層によって境されているものと考えられる。 上述のように両者の傾斜の一般傾向からいえば， 沖水川以北では 見掛上 山之口頁岩砂岩層が東岳砂岩層の上位となっているが， 沖水川以南の柳岳山地の北斜面では， 見掛上 東岳砂岩層が山之口頁岩砂岩層の上位であるにもかかわらず， その境界面は北傾斜を示す傾向がある。 これらの矛盾は両者の境界が正常な累重関係ではないことを示唆すると思われる。
本層の傾斜は 山之口頁岩砂岩層の場合に較べて一般に緩かで， 逆傾斜を確認することも少ない。 第 4 図において 急傾斜域の頻度は山之口頁岩砂岩層の半分近くの 37 % であるのに対して， 中傾斜域が 52 % と この領域だけで東岳砂岩層全体の過半数を占めている。 四万十累層群に対する横圧力が 砂岩が固結して塑性が小さくなった後に加わったとすれば， 砂岩の変形としては 塑性的変形（褶曲）が充分進行しないうちに 破壊的変形（断層）が行われる筈であり， また， 砂岩体は頁岩体の塑性的変形の波及に対して障壁的役割をなすことも考えられる。 また， このような性質は 砂岩の体積や固結度と正の関係をもって増大すると思われる。 このような観点で第 3 図と第 4 図を対照すれば， 東岳砂岩層は 一部に著しい褶曲を受けた部分はあるにせよ， 大部分は塑性的変形としては初～中期の段階にあるとみなされる。
岩質的に山之口頁岩砂岩層中の砂岩と区別し難いが， 大規模な発達と連続性によって特徴づけられる。 中粒砂岩を主とするが， 粗粒部分が比較的多く， 黒色頁岩特片に富み， また石英粒や珪質岩の細礫を含むことがある。 新鮮なものは一般に青灰～暗灰色を呈し， 堅硬であるが， 風化すれば黄褐～黄灰色を呈し， やや脆弱化する。 見掛上 塊状を呈するが， 泥質薄層が挾在することが多い。 泥質層が発達すると層理面が明瞭となり， また砂岩優勢互層に移化する。 断層などに伴う割目の発達することが比較的多く， 挾在する泥質層とともに辷り面となって崩壊し易い部分が少くない。
砂泥の量的割合によってそれぞれの名称を付し， 地質図に区別して表現した。 これらのうち砂岩優勢互層が最も発達し， 青井岳駅付近の境川沿岸に分布し， 比較的整然とした走向・傾斜を示す。
本図幅地域において上部層に当ると考えられる地層で， 達藤（1961）の中郷層群のうち 柳岳部層・湯屋谷部層・鼻切峠部層および鍋谷部層を合せたものに相当する。 柳岳山地の稜線付近から南斜面一帯に分布し， 礫質砂岩・頁岩・砂岩・砂岩頁岩互層および頁岩優勢互層などからなる。 本層と他層との接触関係を確認する露頭は見られないが， 柳岳山地の北斜面においては礫質砂岩 [ scg ] が東岳砂岩層 [ ss2 ] に整合に重なり， 一部は断層で接していると思われる。 しかし， 礫質砂岩 [ scg ] と本層の頁岩 [ sh3 ] とは 柳岳山地の稜の沿いに礫質砂岩側が衝上した断層面によって境されていると考えられる。 また， 本層の頁岩 [ sh3 ] や砂岩 [ ss3 ] の部分と他の２層 [ = al3 と hal3 ? ] との関係は， 酒谷川 [ ← 図幅地域南東隅から西方 4.5 km 付近 ] の上流から割岩谷 [ ← 酒谷川の東方 2.5 km ] の上流部を横断して 槻の河内 川 [ ← 図幅地域南東隅から北北西方 3 km 付近 ] に伸びる北落ちの正断層によって切られていると思われる。
地層は 走向が北東 - 南西方向または南北方向で北～西傾斜を示すことが多いが， 柳岳の南斜面域（酒谷川の上流から槻の河内川の岸側に至る地域）では しばしば東西方向と北西 - 南東方向の走向と北東～東～南傾斜が卓越し， 短軸の背斜（ドーム状）・向斜（盆状）構造が併列的に存在する。 ここでは その一部を露頭でも確認することができる。 また， ここでは断層は多数存在すると見られるが， 同斜褶曲構造や逆傾斜はほとんど認められない。 したがって， 少くとも柳岳の南斜面地域の本層は， 遡性的変形の上からは第 3 図の第１～第２段階に止まっている部分が多いといえる。 ちなみに， 第 4 図における地層傾斜の頻度分布は 20～50°の中傾斜域において 69 % と大きな値を示し， さらに緩傾斜域が 19 % に達しているが， 50°を超える急傾斜域は僅かに 12 % に過ぎない。
粗粒の暗灰色砂岩に多量の礫を含むもので， 礫は黒色または白色の珪質岩， 暗青色硬質砂岩および硬質黒色頁岩などからなる。 径数 mm～数 cm までの円礫または黒色頁岩破片（角礫）によって構成される。 本図幅地域における四万十累層群の中で最も堅硬で， 柳岳山地の稜線ぞいに峻険な地形を形成している。
柳岳と割岩谷を結ぶ線から西方では 礫質砂岩 [ scg ] および東岳砂岩層 [ ss2 ? ] と断層で接し， 柳岳砂岩頁岩層中の他の砂岩や 砂岩頁岩互層 [ al3 ] などとともに柳岳山地の南斜面の地溝状地帯を占めて分布する。 柳岳付近から東方では礫質砂岩 [ scg ] から漸移する。 岩相は概観的には山之口頁岩砂岩層や東岳砂岩層中の頁岩 [ sh1 や sh2 ] と類似し， 黒～暗灰色であるが， 粘板岩化作用や剪断作用を受ける度合が小さく， むしろ塊状の泥岩状を呈する部分が多い。 粒度はやや不均一的で， シルト質から微細砂質のものが細互層をなしたり 雑然と混在したりする。 また， 柳岳の南斜面域では しばしば珪質頁岩や 硬質砂岩の小円礫を含み， 礫質頁岩を呈する。
比較的厚いものとしては， 酒谷川の上流部から割岩谷の上流部にかけて短軸背斜構造の軸部を形成するものと， 槻の河内川の北岸側で短軸向斜構造の軸部を形成するものとがあり， それらの中間にも厚さ 10～20 m 程度のものが 2～3 層介在する。 岩質的には他の砂岩と類似して中粒～粗粒砂岩を呈するが， 層理がよく発達するのにおいて異なり， また， しばしば礫岩相を呈する点において礫質砂岩と類似する。
上記の砂岩と頁岩との漸移部分を形成するもので， 水平方向への岩相変化が著しい。
本図幅地域の四万十累層群 山之口頁岩砂岩層の東・南縁部には 塩基性 [ 火山 ] 岩 [ B ] および赤紫色凝灰岩 [ t ] がほぼ連続的に分布していることは既に述べた通りである。 このような塩基性岩類は本図幅地域周辺部の各所に分布し， 断続的に連結されているように見える。 第 5 図はそれらの塩基性岩類の分布を 都城図幅地域を中心として 野尻図幅地域・ 宮崎図幅地域・ 日向青島図幅地域・ 飫肥図幅地域・ 末吉図幅地域および 国分図幅地域にわたって追跡したものである。 第 5 図には併せて四万十累層群の走向の大局的傾向を流線で示している。 これらのうち連続性が最も確実視されるものは 都城図幅地域の東縁の山地のものであるが， これに次いで国分図幅地域の 瓶台山 付近を通って北東方向に伸び， [ 野尻図幅地域の ] 高崎の西方で南東方向に屈曲して都城図幅地域の 下水流 付近に達する断続的分布が著しい。 これは瓶台山付近から南に伸びるものと思われ， [ 本図幅の南西隣の岩川図幅の南隣の鹿屋図幅地域の ] 高隈山 付近の塩基性火山噴出物に繫がる可能性がある。 また， 日向青島図幅地域の小松山から [ 本図幅の南隣の末吉図幅地域の ] 新村付近に入り込み 男鈴山 に伸びるものも断続的に追跡される。 この南方延長は [ 本図幅の南東隣の飫肥図幅の南隣の都井岬図幅地域の ] 都井岬付近の塩基性火山岩に繋がる可能性が大きい。 また， [ 本図幅の北西隣の宮崎図幅地域の ] 高岡と田野の間の山地に発達するものと [ 本図幅地域の東隣の日向青島図幅地域の ] 田野の南方（鰐塚山の東北麓）に分布するものとの関連が予想される。
次にこれらの塩基性火山噴出物の列を挾む岩相の巨視的分布に着目すれば， 西方の瓶台山付近から高崎・下水流・山之口付近を経て青井岳の方を北上する線と， 高岡の南方から田野付近を経て青井岳の北麓を迂回し （この付近には塩基性火山噴出物は地表に露出しない）， 東岳の西斜面から柳岳の北斜面を経て萩原川の上流に至る線に囲まれた部分， および加江田川の上流から小松山・新村を経て男鈴山に至る線の東側には， それぞれ頁岩優勢の地層が発達し， これと反対側の部分には それぞれ砂岩優勢の地層が発達している傾向が認められる。
以上のように， これらの塩基性火山噴出物が連続的または断続的に追跡され， それらを結ぶ線が周囲の巨視的な走向の流線とほとんど矛盾しないこと， および塩基性火山噴出物の配列に対して対照的な岩相分布が見られることなどから， これらの塩基性火山噴出物がほぼ同一の層準を示す可能性も考えられる。 仮にこれを鍵層として本図幅地域周辺の地層分布を大観すれば， 著しい横圧力を受けて同斜褶曲や走向断層（主として衝上断層）に富み， 変位度の著しい粘板岩頁岩優勢の地層群（高隈山層群タイプ）と， 短軸の背斜・向斜（ドームまたは盆状）構造を呈して， 変位度が相対的に小さい砂岩優勢の地層群（日向層群または日南層群タイプ）とに ２大区分されることになる。
図幅地域の西縁にある高の峰と丸山はともに安山岩からなり， 入戸軽石流堆積物に覆われている以外に他の諸岩石との関係を示す材料はないが， 山体の侵食状況などから推察し， 霧島火山の基盤にある佐賀利安山岩や加久藤安山岩類などほぼ同時期のもので， おそらく新第三紀 鮮新世ごろの噴出と思われる。 高の峰熔岩は輝石安山岩で橄欖石を欠き， 丸山熔岩は橄欖石輝石安山岩であるが， 両熔岩は鏡下の観察でかなり類似している。
高の峰の山頂は西隣の国分図幅地域内にあり， 海抜 336.5 m である。 山体はシラスや霧島火山新期噴出物で厚く覆われ， また樹木が繁茂していて岩石の露出はほとんどないが， その火山形態から考えて おそらく成層火山であろうと思われる。
本熔岩は輝石安山岩に属する。 この熔岩は堅硬で， 青黒色の石基中に 長さ 0.5～1.2 mm の輝石の斑晶と 長さ 0.3～0.8 mm の比較的小さい斜長石の斑晶とが密に散在している。 鏡下では斑状組織を示し， 斑晶は斜長石・紫蘇輝石および普通輝石からなり， 鉄鉱を伴う。 斜長石は亜灰長石に属し， おおむね清澄であるが， 一般に累帯構造が著しく 微細なガラスや鉄鉱などを包有することが多い。 紫蘇輝石は長柱状で淡緑～淡褐色の多色性を示し， しばしば単斜輝石の粒を多く包有する。 普通輝石は柱状で淡緑色を示し， (100) 双晶を示すものが多い。 上記の両輝石は数個体が集合していることが多く， この場合は普通輝石はしばしば累帯構造や波動消光を示す。 また， 紫蘇輝石が内側に， 普通輝石が外側に平行連晶をなすものも見られる。 石基は毛氈状組織で 拍子木状の斜長石， 柱状または粒状の単斜・斜方両輝石および粒状の鉄鉱などからなる。
[ 丸山は ] 図幅地域の西縁にあり， 海抜 287.6 m で， 山体はシラスや霧島火山新期噴出物で厚く覆われ， また樹木が繁茂していて岩石の露出はほとんどないが， その火山形態から推察して成層火山であろうと思われる。 しかし， 南東端にある小丘はあるいは熔岩円頂丘かも知れない。 この小丘の山頂にある神社の裏には 巨大な岩塊が累々と露出しているが， その岩質は丸山部落付近に分布するものと同じである。
本熔岩は橄欖石輝石安山岩に属する。 この熔岩は堅硬で， 青黒色の石基中に 長さ 0.5～1.2 mm の輝石の斑晶と 長さ 0.3～0.8 mm の比較的小さい斜長石の斑晶とが密に散在している。 鏡下では斑状組織を示し， 斑晶は斜長石・橄欖石・紫蘇輝石および普通輝石からなり， 鉄鉱を伴う。 斜長石は柱状で， 亜灰長石に属し， おおむね清澄であるが 反覆累帯構造は著しく， また， ガラス・鉄鉱などの微細粒を包有することが多い。 橄欖石は少なく， 短柱状で 無色であり， 鉄鉱の微細粒や輝石の粒で取巻かれている。 紫蘇輝石は長柱状で 淡緑～淡褐色の多色性を示し， しばしば単斜輝石の粒を多く包有している。 普通輝石は柱状で 淡緑色を示す。 上記の両輝石は数個体が集合して見られることがあり， この場合は普通輝石は累帯構造や波動消光を示すことが多い。 また， 紫蘇輝石が内側に， 普通輝石が外側に平行連晶をなすものも見られる。 石基は毛せん状組織で， 拍子木状の斜長石， 柱状または粒状の単斜・斜方両輝石および粒状の鉄鉱などからなる。
本堆積物は 現在の小林市付近に位置する小林カルデラから その形成直前に大量に流出したものと考えられ， 北隣の野尻図幅地域内では広範囲に点在して見出される。
この図幅地域内の地表では次の３ヵ所で見出されるほか， 都城盆地内の地表面下にも都城層 [ M ] および入戸軽石流堆積物 [ Iw, I ] に覆われ存在することが予想される。
都城市街地の東北東で沖水川を隔てた対岸の勝岡付近では， 高さ約 20 m， 幅 70～80 m の土砂採掘跡がある（第 6 図）。 ここでは露出の最下位に小林軽石流堆積物が約 6 m の高さに覆われ， 基底までの深さは主明であるが， この上に都城層 [ M ] ・ 霧島火山旧期噴出物・ 大隅降下軽石堆積物・ 入戸軽石流堆積物 [ I ] および霧島火山新期噴出物などが載っている。 この軽石流堆積物は塊状で， 全体が灰褐色を呈し， 弱熔結で比較的 軟かく， ハンマーで叩くと容易に崩れる。 １方向に伸長した長さ 10 cm 以下の軽石に富み， 胡桃大以下の種々の大きさの安山岩火山礫を多く包有する。 この軽石を鏡下に検すると 発泡したガラスに富み， その中に自形あるいは破片状の斜長石・紫蘇輝石および普通輝石の斑晶が散在し， 粒状の磁鉄鉱を伴う。 斜長石は曹灰長石に属し， 清澄で累帯構造が著しく， 包有物を欠く。
次の一ヵ所は この勝岡の南南東方約 3.8 km の宮村付近にあり， 四万十累層群の丘陵の上に載り， 包有する軽石は灰白色かつ軟質で， 風化により著しく粘土化している。 本堆積物の下限は不明であるが， 少なくとも数 m の厚さがあり， 都城層 [ M ] に相当すると思われる亜角礫（大礫）層や 霧島火山旧期抛出物などに不整合に覆われている。
残る一ヵ所は勝岡の北北東方約 4 km を隔てた松元付近で， 国道に面し高さ 2～5 m の崖を 50 m の間だけ連ねており， 基底までの深さは不明であるが， この上に都城層 [ M ] ・霧島火山旧期噴出物・大隅降下軽石堆積物・入戸軽石流堆積物 [ I ] および霧島火山新期噴出物などが載っている。
南九州で広く用いられている「シラス」という語は 単に白色砂質堆積物を指す俗語であるが， そのほとんど大部分は入戸軽石流堆積物の非熔結部が占めている。 この小林軽石流堆積物もシラスの一種であるが， その火山層序や岩質は入戸軽石流堆積物のそれらとは異なる。
本図幅地域の北東隅に僅かに見られるもので， 野尻図幅地域の南東隅の高位段丘堆積物の一部である。 主として砂岩の小・中礫からなっているが， 著しく風化している。 本堆積物は 野尻図幅地域の高位段丘堆積物（久木野層）や 宮崎図幅地域の仮屋層（遠藤ほか， 1957）に対比される。
都城層は都城市街地付近における試錐やさく井によって知られ， 入戸軽石流堆積物 [ I ] の下位に伏在する地層に対して与えられた名称である（木野， 1968）。 都城盆地一帯の地下に広く分布し， 砂礫を主としながら しばしば泥質層を伴う。 盆地底における厚さは 50 m 以上に達すると見られるが， 下限は明らかでない。 これの同様の岩相と層位的位置を示す砂礫主体の堆積物は， 地表においても盆地周縁の山麓地帯の数ヵ所で認められる。
本層が最もよく観察できるのは， 日豊本線が四万十累層群からなる山地に入る付近の山之口町の 麓 [ ← 山之口の北東方 3 km 弱 ] から東岳川を隔てた対岸の 土砂採堀跡である（第 7 図）。 ここでは高さ 10 数 m， 幅約 50 m の範囲に諸岩層が露われ， 四万十累層群の上に不整合に載り， そして霧島火山旧期抛出物に不整合に覆われ， さらにその上に大隅降下軽石堆積物および入戸軽石流堆積物が載っている。 本層の厚さは一定しないが 10～20 m あり， 円礫層・砂細砂互層および砂層からなり， ほぼ水平に整然と重なっている。 円礫層は厚さ 2 m 以上あり， 大豆～拳大のよく円磨された礫からなり， 礫は四万十累層に属する砂岩や粘板岩である。 砂細砂互層は厚さ 0.5～1 m あり， 砂および細砂の細互層からなる。 砂層は厚さ 7～20 m あり， 全体として塊状で淡褐色を呈し， 中粒の砂からなる。 砂細砂互層および砂層はすこぶる軟かく， 指先でも容易に崩れる。 この露頭は河岸に臨み露われているが， この延長部はこの付近には全く見当らない。
また， 都城市街地の北北東の沖水川を隔てた対岸の勝岡付近の土砂採堀跡にも 小林軽石流堆積物 [ K ] の上に不整合に載り， 霧島火山旧期抛出物・大隅降下軽石堆積物・入戸軽石流堆積物 [ I ] などにより不整合に覆われている。 本層は 厚さ数 m で拳大以下（まれに人頭大）のかなり円磨された円礫層と， この上に載る厚さ 30～40 cm の砂層からなり， ほぼ水平に整然と重なっており， 円礫層には厚さ 1 m 前後の粘土層が挾まれている。
なお， 勝岡から北東方の松元にかけ， 霧島火山旧期抛出物・大隅降下軽石堆積物・入戸軽石流堆積物 [ I ] などに覆われた円礫層が数ヵ所に点在して見出され， 砂層を欠き よく円磨された円礫からなる（第 8 図）。
都城市街地の東南東 約 5 km の宮村にあるものは， ほとんど入戸軽石流のシラスからなる小丘の側面にわずかに露われている。 本層の基盤岩はみられないが， 亜角礫層およびその上に載る砂層からなり， 厚さはそれぞれ約 1 m である。 前者は拳大以下で淘汰不良， かつ かなり角張った四万十累層群の礫からなり， 後者は淡褐色で やや粗粒の砂層からなる。 本層は 10 数 m 連続して露われ， 霧島火山旧期抛出物により不整合に覆われ， さらにその上に大隅降下軽石堆積物および入戸軽石流堆積物などが載っている。
上記の地点の東方約 600 m にも都城層に相当すると思われる礫層の露頭があり （前記の「V.1 小林軽石流堆積物」の項を参照のこと）， 径 10 cm 以上の四万十累層群の砂岩を主とする亜角礫からなっている。 小林軽石流堆積物を不整合に覆い， 霧島火山旧期および新期抛出物に不整合に覆われている。
本抛出物は地質図幅には記載してない が， 火山抛出物からなり， 俗に旧期ロームと呼ばれており， 都城層の上に不整合に載り， 大隅降下軽石堆積物により不整合に覆われている。 かっては当時の山地の起伏を一様に覆って堆積したが， 大隅降下軽石の堆積までの間隙の時期に ほとんど削剥された。 本層の厚さは 北隣の野尻図幅地域では東半部で 2～3 m， 西半部で 4～8 m ほどで， 一般に西進するほど全体の厚さおよび構成物質の粒度が増すので 霧島火山の諸火山丘のうちの一つからの噴出物と考えられており， 遠藤（1969）によると 夷守 岳の噴出物という。 この図幅地域内では 10 数ヵ所で見出されるが， 最も顕著に見られるのは図幅地域北東部の 日当瀬 部落 [ ← 山之口の東北東方 4 km ] の国道ぎわで， ここでは四万十累層群の上に不整合に載り， 厚さは 1～2 m あり， 下半部は褐色の軽石火山礫凝灰岩で 大豆大以下の風化軽石に富み， 上半部は褐色ローム質火山灰層で大豆大以下の風化軽石が点在し， 表面に風化帯がある。
[ 図幅地域の東端に近い ] 沖水川の支流の 内之木場 川の上流沿岸には 入戸軽石流が及んでいないところにも 同軽石流堆積物の形成する平担面に似た緩斜面（10°以内）が見られ， 礫によって構成されて 霧島火山新期抛出物に覆われている。 この礫層を中位段丘堆積物とした。 礫は背後の柳岳山地から供給された砂岩を主とし， 径数 10 cm から 1 m に達する亜角礫が多い。
姶良火山は， 現在の桜島以北の鹿児島湾一帯を占める巨大なカルデラと， 大量の軽石質噴出物をもって広く知られている。 この図幅地域内でみられる同火山噴出物は， カルデラ形成の直前に南九州の広大な面積を覆い流出した入戸軽石流堆積物と， その先駆として噴出した大隅降下軽石堆積物の二つで， 後者は霧島火山旧期抛出物の風化面の上に不整合に載っている。
入戸軽石流堆積物はしばしば炭化木片を含んでおり， これによる 14C 年代の測定が行なわれ， すでに８個を数えるが， その多くは 25,000 ± 5,000 年の範囲に入るので， おおよそ 25,000 年と考えられている（福山・荒牧， 1973）。
本堆積物は地質図幅には記載されていない が， 入戸軽石流 [ Iw, I ] の下位にほとんど常に見出される。 入戸軽石流の流出の先駆として噴出したもので， 大隅半島のほとんど全域を広く覆ったが， 薩摩半島の南東部や霧島火山の北部や東部にも分布している。 この図幅地域内に分布するものは， 分布範囲の縁辺部に当るためにあまり厚くなく 30～100 cm で， 粒度も粟～大豆大であって， 図幅地域の南部ほど厚く 粒度も大きく， 北進するほど次第に薄く， また粒度も次第に小さくなる傾向がある。 大隅降下軽石堆積物は， その堆積当時には 当時の山地の起伏をほぼ一様の厚さで覆って堆積したが， 入戸軽石流の流出までの間隙の時期に 山地の斜面に堆積したものはかなり侵食され， ときには全く削剥された場合もある。 例えば図幅地域の北東部の 大古内川 ぞいではこれを欠き， 霧島火山旧期抛出物の上に入戸軽石流堆積物が直接 載っている。
本層は等粒質であるため透水性があり， 軽石の色は通常は純白であるが， 風化して紅色を帯びることもある。 軽石を鏡下で観察すると， 発泡したガラス質の基質の中に斜長石・石英のほか 少量の紫蘇輝石や鉄鉱が点在しており， しばしば角閃石を伴う。
入戸軽石流堆積物は南九州一帯に広く分布し， この図幅地域内でみられるものは その分布地域の北東の一部分である。 流出当時は都城盆地の低地を埋め， さらに分水嶺を越えて図幅地域の北東部の境川の沿岸の谷間を埋めて堆積した。 図幅地域の南東部でも分水嶺を超えたが， この図幅地域内の谷間にはほとんど堆積せず， さらに下流地域に堆積している。 この軽石流堆積物は非熔結の部分が多く， 主として軽石凝灰角礫岩 [ I ] からなり， 俗にシラスと呼ばれている。 シラスの分布地域では その後の侵食作用のために多くの谷が刻まれ， あるいは 多くのシラス台地に分断されている。 地形の項で述べたように 現在みられるシラス台地の表面は必ずしもその原表面を示していないが， ほぼ海抜 150～250 m で， 山地の谷間や山地が盆地に臨むところでは一般に高く， 盆地の中央に向い次第に高度を減じている。 この岩体の基底部は熔結凝灰岩 [ Iw ] に漸移し， これは俗に灰石と呼ばれており， 都城盆地の中央部でも地下に存在することが試錐により確められている。 山地の谷間では基底の熔結凝灰岩が河岸にそって連続して露出し， 深い峽谷が刻まれていることが少なくない。 例えば都城市街地の東方にある沖水川にそった峽谷は 長田峽 として知られ（第 9 図）， また， 図幅地域北東部の青井岳駅付近の境川ぞいでも同様の景観が見られる。 入戸軽石流堆積物の基底部は山間の諸所でみられるが， 最も観察し易いのは 前記の青井岳付近（第 10 図）と， その南西約 5 km の山之口町 日当瀬 付近の国道ぎわ（第 11 図）で， いずれも霧島火山旧期抛出物の上に大隅降下軽石堆積物を隔てて載っており， 基盤に接する 1～2 m は非熔結になっている。
軽石凝灰角礫岩（シラス） [ I ] は大豆～胡桃大（まれに拳大）で， 淘汰不良かつ円味を帯びた軽石塊が同質の軽石片とともに凝結したもので， 全体として灰白色を呈し 粗鬆で崩れ易く， 道路や河川にそい断崖をなして露出することが多い。 この軽石を鏡下に検すると ほとんどガラスからなるが， この中に見出される鉱物は斜長石および石英が最も多く， 紫蘇輝石および磁鉄鉱がこれに次ぎ， ときに角閃石を伴う。
熔結凝灰岩（灰岩） [ Iw ] は一般に弱～中熔結で塊状を呈し， 熔結度はあまり高くないが， 青井岳駅付近では河岸に臨み 急崖をなし露出し， ときに柱状の節理を連らねている。 肉眼では淡褐色の基質の中に 長さ 0.5～1.2 mm の斜長石・石英および有色鉱物の斑状鉱物がまばらに散在し， 長さ 0.5～2 mm の黒色ガラス質部がレンズ状に多く認められ， また米粒～小豆大（まれにくるみ大）の輝石安山岩の外来岩片に富んでいる。
この熔結凝灰岩を鏡下に検すると斑状組織が認められ， 斑状鉱物は斜長石・石英および紫蘇輝石を主とし， 角閃石および磁鉄鉱を伴う。 斜長石は柱状のものより破片状のものが多く， また一般に円味を帯びており， 中性～曹灰長石に属し， 概して清澄である。 石英は融食されて不定形を示し， また破片状のものもあり， 清透である。 紫蘇輝石は長柱状または破片状で， 淡緑～淡褐色の多色性を示す。 角閃石は柱状または破片状で， 淡黄緑～淡緑色の多色性を示す。 基質はガラス質で ガラス裂片構造がきわめて著しく， 伸長した無色のガラス裂片がもつれ合って重なり， その中に一方向に伸びた軽石片のほか 輝石安山岩の異質外来岩片などが認められる。
本層は 入戸軽石流堆積物の表層が削剥されたときに 流水のために他の場所へ移動し再堆積したもので， 軽石塊や軽石片が淘汰を受けて粒度に従い成層していることが多く， 俗に二次シラスと呼ばれている。 前述のように， この図幅地域内には入戸軽石流堆積物の原地形はほとんど残っておらず， シラス台地のほとんどすべては侵食地形であるため， シラス台地では入戸軽石流堆積物（シラス）の上に 二次シラスが直接 載っている場合が少なくないが， その分布を図示するのは困難なので 地質図幅には特に示してない。 しかし， 野外で二次シラスが顕著に見られるのは次の個所である。 図幅地域 北西部 [ ← 北部 ] の 志和地 [ ← 志和池 ? ] の 麓 部落付近， その南西の 野々美谷 町の 麓 部落付近， 図幅地域南西部の [ 国鉄 志布志線 ] 今市駅 [ 以下の [注] 参照 ] の付近 [ = 東方 1 km ] の 梅北川 の沿岸などである（第 12 図）。 なお， 高城 [ ← 都城市街の北東方約 10 km ; 志和地 の東南東方 3 km 弱 ] の北方のシラス台地には 入戸軽石流堆積物 [ I ] の上に本層に対比される軽石質粘土層が縞状層理を示して分布しているが， 地質図幅には省略した。
この図幅地域内は 現河川氾濫原堆積物 [ a ] を除き その表面をローム・軽石・火山灰などからなる 霧島火山新期施出物で厚く覆われているが（第 13 図）， 地質図幅には記載していない。
霧島火山は， 四万十累層群および新第三紀 鮮新世と考えられる安山岩類を基盤として この上に生じた一大火山群で， その規模は大きく， 北西隣の霧島山図幅地域内のほとんど大部分を占め， なお その南北の隣接図幅地域内にも延びている。 その生成史は霧島山図幅（沢村・松井， 1957）の説明書の中に詳しく述べてあるが， 火山活動は引続き現世に及び， その名残りは小規模な爆発や噴気・温泉となり 今なお続いている。
霧島火山新期抛出物は入戸軽石流堆積物 [ I, Iw ] の上に不整合に載り， 一般に上位から次のように分けることができる。
これらの間の関係はいずれも不整合であり， また， これらの間に小規模の火山砕屑物を挾んでいることがある。 これらの噴出物はそれぞれかなり厚いので， 野外でこれら全部の重なりを観察できる露頭は非常に少ない。 ことに 霧島火山に近い図幅地域北西部のシラス台地の上では， 御池軽石層以上の噴出物しか見られない。 また， 諸所のシラス台地への登り口付近でも 暗褐色ローム層以上の噴出物しか見られないのが普通であるが， これは暗褐色ローム層の堆積以前に著しい削剥作用が行なわれたためらしい。 都城市街地の東北東の勝岡付近で見られる各種 火山抛出物の重畳を第 14 図に示す。
大隅半島の中・北部におけるこの種の火山砕屑物の研究はよく行なわれ， 大野ほか（1960）は黒色火山灰層の地質時代を現世とし， その下位にある黄橙色火山灰層以下を更新世と考えたが， 遠藤（1969）は灰青色火山灰層以上を現世とし， 暗褐色ローム層以下を更新世としている。 また， 松井（1966）は黄橙色火山灰層の絶対年代を約 5,000 年としている。 なお， 霧島山図幅では黄橙色火山灰層と灰青色火山灰層とを併せて「牛のすね」ローム層と呼んだ。 この図幅では灰青色火山灰層以上を現世として取扱う [ ← つまり， 本項「V. 更新統」では 暗褐色ローム層・小林軽石層・褐色ローム層の３層だけを， 灰青色火山灰層以上は 後述する「VI. 現世統」の「VI.3 霧島火山現世抛出物」の項で取り扱う ] 。
本層は図幅地域の全域にわたり 当時の地表を覆って堆積したと思われるが， シラス台地の上ではほとんどすべて削剥され， 暗褐色ローム層以上のものが載っていることが多く， 四万十累層群や安山岩からなる山地でも ほとんど削剥されていて， 本層が野外で認められる場合は少ない。 都城市街地の東北東方の勝岡付近で観察すると， 本層は厚さ約 1 m あり， 一様に褐色を呈し， 粘土質で 表層部に厚さ 10～30 cm の黒色帯が見られることがあり， たいていの場合に風化面に垂直な節理がみられる。
本層は霧島火山の 大幡池 から噴出したといわれ， その北東方一帯に広く分布し， 北隣の野尻図幅地域内の 高原 付近では厚さ約 1 m に達する。 これから南東進するほど急激に薄くなり， 高崎新田付近から東側には全くみられない。 この分布区域から推察すると， この図幅地域内でも北の隅の狭い区域に厚さ 10 cm 内外の本層が分布している筈であるが， 実際はこれ以上の堆積物が厚いので 野外では認めることができなかった。 この軽石は輝石安山岩質である。
本層は図幅地域のほぼ全域にわたり分布し， ことにシラス台地の上ではほとんど常に見出され， 厚さは 110～120 cm で， 場所による著しい増減はみられず， シラスまたは二次シラスの上に不整合に載っていることが多い。 一様に暗褐色を呈し， 基底部には通常は大豆大以下の風化軽石が点在し， また上半部にもこの種の軽石が点在することがある。 表層には 20～40 cm の黒色帯があり， 風化面もみられ， ときに風化面に垂直に節理がある。
なお暗褐色ローム層の上に載り， 灰青色ローム層に覆われて 局部的に火山灰層がみられることがある。 その分布区域は図幅地域の西縁南部に限られ， 小豆大の軽石を混えた濃灰色火山灰層で， 厚さは 10～15 cm あり， その噴出源はこの図幅地域内の調査では不明である。
[ 図幅地域東端に近い ] 沖水川の支流の内之木場川の上流沿岸には， 低位段丘堆積物の堆積前から その後にわたって累積したと思われる堆積物があり， 中位段丘面よりやや傾斜した 20°前後の緩斜面をなしている。 これも礫を主とする堆積物で， 径数 10 cm から 1 m 以上に及ぶ角礫が多い。 これは背後の急斜面の崩壊による扇状地状ないし崖錐状堆積物の遺物と考えられ， 柳岳山地から流下する諸河川沿岸には多数見られる。 地質図には そのうちの比較的広く分布するもののみを示した。
都城市街地周辺や諸河川の流域にみられる。 現河川氾濫原堆積物 [ a ] の面から比高 1～10 数 m あり， 胡桃～鶏卵大の円礫または亜角礫が粒度に従い， あるいは砂層を挾み， ほぼ水平に堆積したもので， 礫は四万十累層群に属する粘板岩や砂岩あるいは安山岩で， ときに軽石を混え， 層準によってはほとんど軽石礫または軽石片からなる。 この上には 霧島火山新期抛出物のローム・軽石・火山灰などの数層のうち 最上位の黒色火山灰層以下の 1～2 層が堆積時期に従ってそれぞれ載っている（第 15 図）。
既述のように， 霧島火山新期抛出物のうち灰青色ローム層以上が現世と考えられており， 地質図幅のほとんど全域を覆い分布しているが， 地質図幅には省略してある。
本層は図幅地域の主として北西半部に分布し， 厚さは 10～30 cm あり， 霧島火山に近ずくほど厚くなる。 灰青色の特長ある火山灰からなり， この上に載る黄橙色火山灰層と重なり合って分布する（第 16 図）。
図幅地域のほとんど全域にわたり分布する。 鮮明な黄橙色を呈する火山灰～細粒軽石からなり， 表層部には黒色帯があり， 基底部には小豆～大豆大で同色の軽石粒に富み， 俗にアカホヤと呼ばれている。 図幅地域の北西隅付近では厚さ 40 cm 以上あるが， 南東進するほど次第に薄くなり 30 cm 以下になる（第 17 図）。
本層は黄橙色火山灰層 [ = 黄橙色軽石層 ] の上に不整合に載っている。 北隣の野尻図幅地域内ではこの下位に黒色火山灰層をもつことがあるが， この図幅地域内ではみられない。 御池軽石は北西隣の霧島山図幅地域内にある 御池爆裂火口（この図幅地域の北西隅から北西方約 6 km を隔てる）から噴出したといわれ， 図幅地域北西隅付近では厚さ 3 m 以上あり， 軽石は大豆～胡桃大のものが多いが， これから南東進するに従い次第に薄く， また軽石も次第に小さくなり， 図幅地域南東部では厚さ 25 cm 内外で粟～米粒大になる。 また， この軽石層中には軽石塊よりもやや小形の輝石安山岩や 粘板岩などの火山礫が少なからず見出される（第 18・19 図）。
本層は黄橙色火山灰層の上に不整合に載り， 細粒の黒色火山灰からなる。 河川氾濫原堆積物 [ a ] を除けば地表の最上位にあり， 厚さは 50～120 cm で， 一般に図幅地域北西隅に向うほど次第に厚さを増す傾向があるが， 地表の最上位にあるために厚さが失われている場合が多い。
諸河川の流域の地表にみられ， 礫・砂および粘土などからなる。 一般に シラス台地を主流域とする河川沿岸のものは相対的に細粒物質からなるが， 四万十累層群山地を主流域とする河川沿岸のものは礫を主とし， 山間谷底部では巨礫を混える。 本堆積物の厚さは 都城市街地付近で 10 m 前後である。
本図幅地域には いわゆる鉱産資源として特筆すべきものはない。 しかし， 入戸軽石流堆積物の熔結部すなわち熔結凝灰岩 [ Iw ] （いわゆる灰石で， 以下単に灰石と呼んで取扱う）が石材ないし建設材料として， また， 入戸軽石流堆積物の非熔結部 [ I ] （いわゆるシラスで， 以下単にシラスと呼んで取扱う）は盛土材料などとして それぞれ利用されている。 また， 建設材料としては 四万十累層群の砂岩が骨材資源として着目されている。 なお， シラスについては 住民の日常生活の中で利用されているほか， 近年は軽量骨材資源として， また工業原料としての開発が進められつつある。
本地域の応用地質的現象を特徴づけるものとして， 陸水の循環， 賦存およびこれらを規定する岩層の水文的機能に関する事項と， 雨水ないし流水の営力による表層地盤の変動に関する事項が挙げられる。 ここでは前者を総括して水文地質， 後者を斜面の崩壊として取扱う。 なお， 温泉と称されているものは本地域内に数ヵ所知られているが， これらは何れも いわゆる鉱泉に属するもので， 一般の地下水循環現象としての湧水の一部に含まれるものである。 また， 地域地質の応用地質的課題の一つとして 地形・地質的条件と地域住民の生活条件との関係をとらえ， 土地・地盤の環境評価を試みた。
灰石は塊状に採取することができ， 加工が比較的容易で， かつ耐熱性・吸湿性などの性能を有しているので， 古くから地域住民の建築材料として利用されている。 また， シラスは軽量・砂礫状・吸湿性・排水性などの性状を有しており， かつ低廉で大量供給が可能なところから， 塊状または砂状～粉状のものとして磨砂・地上撒布・鉢植土など 古くから住民の日常生活の中で利用されているほか， 近年では盛土など大規模な建設材料としての利用が盛んである。 また， その鉱物組成や物理・化学性を利用して 軽量骨材資源として， また工業・窯業原料としての開発が進められつつある。 灰石・シラスとともに道路際などの搬出に便利な場所で採取されている（第 20 図）。
最近の骨材資源はほとんど採石によって賄われており， 一般には安岩山や先新第三系の砂岩などが対象となっている。 本地域では四万十累層群の砂岩分布地に幾つかの砕石場がある。 調査当時に稼行されていた砕石場としては， 本地域南部のものとして 萩原川の上・支流の高畑川・寺柱川・湯屋谷川などの沿岸， 本地域東北部のものとして 境川沿岸（青井岳駅の南東方約 1.5 km）などが挙げられる。 これらは主として東岳砂岩層の砂岩を採石対象としている。 これらの砕石生産量は 昭和 49 年現在では年間約 40 万 t， その品質は 比重 2.61～2.62， 吸水率 0.83～1.65 %， すりへり率 12.5～27.3 % となっている [ 以下の [注] 参照 ] 。
本地域に分布する岩層のうち相対的に大きな透水性を有するものとしては， 現河川氾濫原堆積物 [ a ] ・低位段丘堆積物 [ lt ] ・崩壊岩屑堆積物 [ db ] ・霧島火山新期抛出物（新期ローム）・ シラス [ I ] および都城層 [ M ] などがある。 これに対して， 灰石 [ Iw ] ・霧島火山旧期抛出物（旧期ローム）・ 新第三紀安山岩類および 四万十累層群の主体などは不透水性岩層といってよい。 なお， 灰石は割れ目が発達する場合は大きな透水性を持つ筈であるが， 少くとも本地域の地表露頭では不透水性岩層とみなされる。
岩層には透水性に関連しながら水文的現象に影響を与える機能があり， 地表水（雨水や河川水など）を受け入れて 地下水飽和帯に導く地下水涵養層としての機能， 流動可能の飽和地下水体を含む帯水層としての機能， および 地下水を永続的に湧水させることによって河川水を維持する河川水涵養層としての機能 などが挙げられる。 ここでは， それらの機能をそれぞれ 地下水涵養機能・帯水機能および河川水涵養機能と呼んでおく。 これらの機能は 一定の条件のもとでは透水性と正の関係を示す傾向があるが， 地域における具体的な水文機能は 岩層の分布する位置・形状・規模などに支配される。 たとえば， 新期ローム層は 基盤岩など不透水性岩層上に直接 載る場合は 帯水機能や河川水涵養機能が充分発揮されるが， シラス台地に載る場合は地下水涵養機能は大きいが， 帯水機能は発揮されないことが多く， また， 河川水涵養機能の大部分はシラスに譲ることになる。 また， 都城層は透水性が比較的大きく， 帯水機能は本地域最大と考えられるが， 自由地下水面下に深く伏在しているために 地下水および河川水の涵養機能を評価することはできない。 なお， 透水性と負の関係を示すものに 水の浸透・流動を遮断する遮水層としての機能があり， これを遮水機能と呼んでおく。 遮水層は自由地下水面下に位置するときは 自由地下水に対して その支持層となり， また， 被圧地下水に対しては その賦圧層となる。
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第 2 表は 地表露頭における水文現象（湧水の状態など）や井戸の揚水条件などに基づいて， 本地域に分布する主要岩層の水文的機能を相対的に評価したものである。 本地域の水文的環境を最も大きく支配しているのはシラスで， 地下水および河川水の涵養機能はほぼ普遍的に大きい。 シラス台地は河川の低渇水時における流量を豊富に維持し， その分だけ洪水調節を行なっていることになる。 また， ほとんどあらゆる場所において 湧水や井戸による地下水利用が可能である。 四万十累層群は水文的に基盤をなすものであるが， 表層部の砂れ目や風化砕屑部において 僅かに地下水の流動が見られることがある。 四万十累層群山地の河谷において 低渇水時にも流水が維持されているのは， これらの基盤表層部と新期ローム， および森林植生の涵養機能によるものである。 なお， シラスの水文的機能に関連して， シラス台地における降水の配分と地下回路の流れを概念的に示せば第 21 図の通りである。
自然河川においては その表流水は流域岩層の水文的機能に密接に関連しながら 水量が維持され， または変化している。 たとえば， 渇水時には河川水涵養機能の大きな岩層中を流下する際に その地下水の湧水によって水量が維持され， また， 地下水涵養機能の大きい岩層上を通過する際には しばしば河川水の一部もしくは大部分が伏没し， 地下水に転化する。 本地域の大部分の河川は都城盆地に集まり 大淀川に合流して流下するが， 各支流は種々の水文的機能を有する岩層を流域とし， それぞれ特徴ある流況を示している。 冬季低渇水時に実施された水文調査（尾崎ほか， 1965）に基づいて 本地域の河川流域を概観すれば次の通りである。
東岳川・沖水川・萩原川などの 四万十累層群山地を主流域とする諸河川は 何れも流量が小さく， 0.131～0.0356（m3 / sec）で， 比流量も 0.007～0.010（m3 / sec / km2）と 相対的に小さい値を示している。 また， これらの河川が山地を出て盆地内に流入する付近では伏没現象が見られ， 低位段丘群を通過するあたりから 再び流量増加が認められる。 これは 礫質の現河川氾濫原堆積物が地下水涵養層となっていること， および低位段丘堆積物が河川水涵養層となっていることを示すものである。
これに対して， 大淀川本流・横市川・庄内川などの シラス台地を主流域とする諸河川の流量は大きく， 2.656～3.692（m3 / sec）で， 比流量も 0.029～0.032（m3 / sec / km2）と大きな値を示している。 また， これらの河川では下流側における流量増加が著しく， シラス台地における河川水涵養機能が大きく働いていることを示している。 シラス台地側の諸河川の比流量は 四万十累層群山地側のものに比べて 3～5 倍に当る。 なお， 比流量 0.03（m3 / sec / km2）前後の値は シラス地域において渇水比流量とされているものにほぼ相当する（阿部ら， 1964）。 上記の諸河川の流量・比流量値を一括して第 3 表に掲げる。
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都城盆地の地下水については既に多くの報告（尾崎ほか（1965）; 木野（1968）など）によって述べられているが， ここでは それらの資料に基づき 主として地域地質の立場から地下水賦存の概のを記す。 都城盆地において帯水層として重要なものは 現河川氾濫堆積物 [ a ] ・低位段丘堆積物 [ lt ] ・シラス [ I ] ・都城層 [ M ] などである。 現河川氾濫原堆積物は 一般に粗粒物質（とくに東岳および柳岳山塊に発源する河川沿岸では礫質）からなり， かつ 河床面との比高が小（概ね 1～2 m）であるから 河川表流水と直接関連する自由地下水を含み， とくに粗大な礫に富む沖水川や萩原川の沿岸では 伏流水の大量取水が可能である。 低位段丘堆積物ないしシラス中にも豊富な自由地下水が含まれる。 その地下水面は， 低位段丘面にあっては 都城市街地や同市 高木原 地区 [ ← 都城市街の北東方 5 km ] で地表面下 4～5 m， シラス台地面にあっては 都城市 五十市 地区 [ ← 都城市街の西北西方 4 km ] などで地表面下 7～8 m 程度にそれぞれ維持されている。 したがって， これらの場所では浅井戸によって生活用水を容易に得ることができるので， 比較的古くから集落の発達を可能にしている。 ただし， シラス台地における集落の発達は 台地面よりもその縁辺部の斜面ないし低位段丘面上において著しい。 これらの集落は より簡便な生活用水取得の対象として シラス台地斜面下からの湧水に依存している。 ちなみに， 本地域における湧水箇所はきわめて多く， 都城市域で約 110 ヵ所， [ 都城市街の東方 10 km の ] 三股町域で約 70 ヵ所に上るとされている [ 以下の [注] 参照 ] 。 その大部分はシラス台地または低位段丘からの湧水である。
都城層 [ M ] は都城盆地一帯の地下に広く伏在し， 入戸軽石流堆積物熔結部（灰石） [ Iw ] ないし旧期ロームによって上位のシラス中の地下水と遮断された豊富な被圧地下水を含む。 都城市街地付近では深度 70～80 m（海抜標高 70～60 m）で灰石を貫き 都城層に達するが， このとき 大きな水頭圧を有する被圧地下水の湧出を見る。 都城市街地付近の 大淀川畔の沖積低地（標高 140 m 付近）では その水頭圧は沖積面上に達し， いわゆる自噴現象を呈する。 昭和 36 年頃， その水頭圧は沖積面上約 10 m に達し， 沖積面上約 3 m における自噴量は 口径 300 mm の井戸で 約 3,000 m3 / day に達すると記録されている（木野ほか， 1962）。 現在では水頭圧は減少の傾向にあるが， 静水位としては なお自噴状態が維持されている。 口径 300 mm の井戸における 水位降下 1 m 当たりの収水量は， シラスにおいては 300 m3 / day 以下であるのに対し， 都城層においては最大 800 m3 / dayに達する。 このように， 都城層の被圧地下水は重要な水資源となっており， 水道の水源・公共施設・工場等で利用されている。
地下水利用の立場から 都城層の垂直的位置は重要な指標となる。 第 22 図は入戸軽石流堆積物基底， すなわち， ほぼ都城層の上面の高度分布を示したもので， 大淀川本流に沿う南北性の長軸を有する盆状構造を呈している。 圧力面高度等値の図および水比抵抗等値の図（木野， 1968）によって示される地下水賦存形態も ほぼこれと一致し， 盆地の周縁部， とくに東側の山麓方面から地下水が流動している状態がうかがわれる。 なお， 都城盆地における代表的な地下水および河川水の水質を第 4 表に掲げる。
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本地域には高温の温泉水の湧出は知られていないが， いわゆる温泉・鉱泉として 露木ほか（1968）によって記述されているものは多い。 それらのうち 地方的に浴用に供され， 湯治場などとして知られているものに 安久 温泉（都城市 安久 [ ← 都城市街の南南東方 4.5 km ] ）・ 長田峽 温泉（三股町 走持 [ ← 東岳の南西方 3 km ] ）・ 野々宇都 温泉（山之口町 野々宇都 [ 位置不明 ; 青井岳駅の西方 2 km ? ] ）・ 無頭子 温泉（山之口町 無頭子 [ ← 青井岳駅の南東方 2.5 km ] ）などがある。 これらの水温は 14.5～20.5 ℃ の範囲にあり， 季節的な気温変化をその 儘 反映する水温もある。 すなわち， 水温の上からは 通常の地下水ないし表流水と区別することはできない。
安久温泉の泉源は谷底低地の沖積層からの湧水で， 浅井戸によって取水・加熱されて浴用に供されている。 長田峽温泉・野々宇都温泉および無頭子温泉は四万十累層群の割れ目からの湧水で， 硫化水素臭および白色沈澱を伴い， 一般に療養効果が大きいといわれている。 これらの水質はやや多量の Na+（172.9～396.2 ppm）， HCO3-（352～1,080 ppm）と若干の Cl-（5.3～32.0 ppm）， SO42-（3.5～14.0 ppm）を含み， アルカリ性を呈する。 泉質分類からは 単純硫黄泉ないし重曹泉に属するが， やや多量の地層成分を含む普通の地下水と見て矛盾がない。 類似の鉱泉は四万十累層群その他の堆積岩分布地域で広く知られている。
本図幅地域内には以上のほかに 都城市街地から大淀川を隔てた対岸の 志比田 や図幅地域北縁に近い 志和地 [ ← 志和池 ? ] の近く， そして都城市街地から沖水川を隔てた対岸の勝岡などの数ヵ所に冷泉の湧出が知られている。
本地域におけるこの種の崩壊型は野尻図幅地域の場合と類似し， 一般には豪雨時の水の侵食作用によって発生する。 その崩壊型は, 周辺のシラス地帯における実例や文献（木村（1970）など）に基づいて, 次のようにまとめられる。
これらのうち最も頻度が大きいものは a と b であるが， 崩壊土量が比較的少ないために 一般に大きな災害として記録されないことが多い。 c と d は主として農地・林地の被害として記録される。 災害として最も現れやすいのは e と f で， シラス斜面の下位のたは内部に 不透水性の灰石・旧期ローム・四万十累層群などが露出または伏在し， かつ地下水が集積し易いところに発生し易い。 しかし， 本図幅地域内では， シラス台地が発達している割合には， 周辺地域に較べて大きな災害は少ないといえる。 これは シラス台地の大部分の場所で低位面との比高が比較的小さいこと， ところどころに いわゆる二次シラスが発達し， これが泥質層を挾んで縞状構造を呈しているために 垂直的な剪断力に対して抵抗力を有していること， シラス崖下における人家の密集度が小さいこと， などによると思われる。 しかし， 今後の人工的開削の増加に伴って 崩壊が増大する可能性は充分 残されている。
本地域の四万十累層群は， 野尻図幅地域と同様に， 多数の剪断面に沿う剥離やブロック化， 風化による細片化などによって 岩体として弛緩している部分が多い。 したがって， その侵食は河谷流水の定常的な磨耗削剥によるばかりでなく， 斜面岩体の崩壊によって特徴づけられてきたと推定される。 その証跡は沖水川の沿岸の東岳・柳岳両山地の河谷沿岸に残されており， 流域面積の割合に異常に幅広い谷底平担面が発達し， 粗大な礫に富む現河川氾濫原堆積物や低位段丘堆積物によって埋積されている。 このように， 四万十累層群の山地は元来 崩壊し易い場所であるが， 最近のように豪雨ごとに発生する崩壊は， その時間的・空間的密度において 地質時をのそれを遙かに上廻るものと思われる。
調査当時， 崩壊形跡が最も顕著に認められたのは柳岳山地周辺， すなわち 沖水川および萩原川の上支流沿岸， 酒谷川ないし割岩谷の上流沿岸および河内川沿岸の各斜面である。 第 23 図は， これらの地域を踏査した昭和 48 年当時， 崩壊形跡が明瞭で比較的規模の大きい（おおむね長さ 10 m， 幅 5 m 以上の）崩壊地の分布を示したものである。 これらは数年以内に発生をしたもので， 主として昭和 43 年 9 月の颱風， 昭和 44 年 6～7 月の梅雨前線の豪雨， 昭和 46 年 8 月の颱風， 昭和 47 年 7 月の豪雨などによる。
第 23 図を地形・地質分布と対照すれば， 崩壊地と非崩壊地の特徴について 次のような点が指摘される。
次に崩壊地のみに着目すれば， そのほとんどは天然林伐採後の裸地状態の斜面， または 20 年前後までの幼令林（杉・桧など）地と一致する。 とくに， 急斜面を維持していた砂岩地帯における天然林伐採地の崩壊規模は大きくなる傾向がある。
なお， 昭和 22 年当時の航空写真によれば， 柳岳山地においては 稜線部をはじめ南側斜面一帯（酒谷川の上流部・割岩谷および 槻之河内 川などの流域）は 全面的に暖帯 照葉樹林に覆われ， ほとんど極相状態にあったと見られるが， この地域における崩壊形跡は柳岳の斜面の一部を除いてほとんど認められなかった。
以上により， 四万十累層群の山地の崩壊について次のように総括される。
土地・地盤に関する環境要素（環境評価項目）としては 地域の地形・地質的特性などに応じて種々のものが考えられる（吉川（1975a， b）など）が， 地域住民が生命と日常生活の安全・快適性を永続的に維持するための最低限の条件として， 次のような項目が挙げられる。
以上を主要環境評価の項目として， 本地域を代表する地形・地質区分による土地・地盤の環境評価を試み， その輪郭を第 5 表に示す。 第 5 表における現状評価は 主として地形・地質的条件と経験的事実との関係， 現地における観察結果などを総合的にとらえ， 該当する性質， 機能の程度を相対的に表わしたものである。 たとえば， 低位段丘とシラス台地の地盤強度については， 地耐力や地震時の挙動などが， 地形・地質的条件と経験的事実に徴して， ほぼ関東平野のローム台地に類似するものとして評価した。 本地域では地震によってシラス台地が破壊された記録はない。 少くとも 昭和 36 年 2 月の日向灘地震時および昭和 43 年 2～3 月の えびの地震時に際して， 震度 4 程度では斜面の崩壊も発生していない。 シラスの工学的性質についての試験・測定データは少くなく， 標準貫入試験による値は 10 以下（風化帯）から 30 前後（新鮮な非固結帯）および 50 前後（固結帯）で， 強度に関する諸元もこれに対応する傾向が認められている [ 九州農政局（1974）など ] 。 しかし， 地盤の具体的な挙動については， 現状では経験的事実によって評価するのが最も理解され易い。 なお， 本地域では震度 6 と判定された記録はなく， 震度 5 もきわめて稀である [ 宮崎県（1967）参照 ] 。
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水環境および耐侵蝕性については 上記の水文地質および斜面の崩壊で述べた事実に基き， 天然資源生産性， 審美性および生物環境については， 主として現地における観察結果に基いてそれぞれ評価した。 なお， 林産物の生産性は沖積低地や低位段丘において大きい筈であるが， 現状では農地や居住地・市街地などとなっているので， 現状評価の対象外とした。
なお， 第 5 表には人為的作用によってマイナス影響を受ける環境要素を掲げたが， 生命， 日常生活を保障する最低限の条件に対して 人為的作用の多くは ほぼ全面的に影響を与えることになる。 とくに 山地における森林の伐採， 山地や台地における開削， 平担面における人工構造物による被覆などが大規模に行われるときは， その場所だけでなく， 周囲や下流側に対しても 洪水量の増大， 渇水流量の減少， 土砂の異常堆積または河床の異常低下， 水質汚濁などの多種多様な変化が生ずることを予想する必要がある。
本地域の環境現状は， 山地の崩壊とそれに伴う土石流の発生の危険性を除いては， 相対的に高水準にあると思われる。 そして 沖積低地は水田を主とする農地に， 低位段丘面とシラス台地面は農地と居住地に， 山地の低夷緩斜面は用材・果樹などの経済林に それぞれ適しているといえるが， なお 次の諸点が指摘される。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kagoshima (15) No. 83
By Yoshito KINO and Ryōhei ŌTA (Written in 1976)
The mapped area is situated to the south-east of Kirishima volcano in southern Kyushu and occupies nearly the whole area of the Miyakonojō Basin. The Ōyodo River which starts from this basin streams down north-ward and turns east in the northerly neighbouring map-area, and then flows into the Ocean passing through Miyazaki City, the capital of Miyazaki Prefecture.
The Shimanto Super-group , the oldest rocks in the map-area, is composed of consolidated sediments mainly of Paleogene and it forms the mountain ranges surrounding the Miyakonojō basin. Lithologically it consists mainly of sandstone, shale and their alternation, partly intercalated with conglomerate and basic volcanics, but it has been so disturbed by crustal movements that its detailed structure remains unknown. Accordingly it is shown on the geological map mainly based on lithological classification.
Volcanic activity occurred one after another around present Kirishima volcano during Pliocene time. The Tertiary andesites made up mainly of pyroxene andesite lavas are of that time. Kobayashi Pumice flow deposites came from the Kobayashi caldera situated around present Kobayashi City, outside the map-area, at the north-eastern foot of present Kirishima volcano. It is nearly non-welded and fragile in lithological character.
Miyakonojō Formation composed of sand and gravel is a lacustrine sediment deposited within the Miyakonojō Basin. It is narrowly exposed at places, but its existence under the ground is confirmed by drilling. The Kobayashi Pumice Flow Deposit was followed by Higher terrace deposits and the Miyakonojō Formation by Middle terrace deposits .
Afterward volcanic activity of Kirishima Volcano took place. The volcano occupies nearly the whole north-westerly neighbouring map-area. It is a composite volcano made up of Kurino Andesites, Shiratori Andesites, Older and Younger volcanic effusives. The last is presumed to be of Recent age and the rest of Pleistocene age. Scoria and volcanic ash, though not drawn on the map, found under Ito Pumice Flow Deposits came from Mt. Hinamori, one of the Older volcanic effusives.
Aira volcano, 17 km west from the south-western corner of the mapped area, is world-famous for its gigantic caldera, peculiar type of activity and an enormous amount of effusives. The Ito Pumice flow deposits flowed out of the mentioned caldera right before the formation of it and spread all over southern Kyūshū at the interval time of the Older and Younger volcanic effusives of Kirishima Volcano. It is mostly non-welded and fragile in lithological character, being popularly called "Shirasu", which literally means white sand. It is occasionally welded at the base. Originally the surface of the "Shirasu" was nearly flat. Since head erosion of the Ōyodo River reached the basin, it has been dissected to form table-lands with stepped terraces facing rivers. So-called "Ni-ji Shirasu", literally meaning secondary Shirasu, is composed of pumiceous sand and gravel, is distributed on the table-lands, though it is not drown on the map.
The activity of Kirishima Volcano continued into the histric times. A thick pile volcanic ash, scoria, pumice, etc. often reaching several meters in thickness lies at the earth surface, except fluviatile deposits, but it is omitted on the map. Collapsed debris are found at places at the foot of mountains, Lower terrace deposits and Fluvial deposits are distributed along rivers.
All of the mentioned rocks are stratigraphically summarized in Table 1.
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The Ito pumice flow deposits are quarried at some places conveniently situated to transport. Their Welded parts are used for building stone . Their non-welded parts are used for reclaiming material and more-over their utilization for light-weight aggregate and industrial material has been paid attention recently. Sandstone of the Shimamoto Super-group is used for aggregate and is quarried at several places.
The "Shirasu" terraces, one of important water bearing beds , furnish the inhabitants with underground and super-ficial water constantly and abundantly. The Miyakonojō Formation deposited in the Miyakonojō Basin contains confined water in abundance and it is common use for industrial purposes. There are several mineral springs in the basin, but their temperature and chemical composition are nearly the same with ordinary under ground water.
The mountains composed of the Shimanto Super-group are easily collapsed at the time of heavy rain. The reason for it is that the rocks are originally loosened as a result of intense crustul movements and that native forest which kept the rocks from being collapsed has been cut down on a large scale recently.
昭和 52 年 1 月 10 日 印刷 昭和 52 年 1 月 17 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1977，Geological Survey of Japan