地域地質研究報告
５万分の１図幅
鹿児島（15）第 102 号
通商産業技官 野沢保
通商産業技官 太田良平
昭和 42 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 花崗岩類 II.2.1 南大隅花崗岩 II.2.2 岸良岩体 II.2.3 国見山岩体 II.2.4 甫余志岳細粒花崗岩類 II.2.5 川口トーナル岩 II.2.6 いわゆる塩基性包有岩 II.2.7 広域変成岩質の包有物 II.2.8 アプライト II.2.9 内之浦ミロナイト帯 II.2.10 平行構造 II.2.11 節理 II.2.12 花崗岩の化学成分 II.2.13 深成作用 II.3 岩脈 II.4 火山源噴出物 II.4.1 大隅降下軽石層 II.4.2 大隅軽石流 II.4.3 ローム層 下部ローム層 中部ローム層 上部ローム層 II.4.4 開聞火山噴出物 II.4.5 黒色火山灰層 II.5 冲積層 文献 Abstract
地域地質研究報告
５万分の１図幅（昭和 41 年稿）
鹿児島（15）第 102 号
内之浦地域の野外調査研究は， 昭和 36 年度から 37 年度にわたって実施され， 38 年度および 40 年度にそれぞれ補備調査がつけ加えられ， 延日数は約 100 日である。 この調査研究内容のうち， 花崗岩類を野沢が， 火山岩類を太田が担当した。
野外調査研究にあたっては， 鹿児島県庁開発課および同県の内之浦町役場から， 多くの便宜をあたえられた。
室内研究にあたっては， 使用した岩石薄片約 290 枚は， 技術部の村上正技官ほかによって作製された。 また， 化学分析は， 主成分を技術部の川野昌樹技官が， 微量成分を同部の高橋清技官が実施した。
内之浦地域は， 九州南端， 大隅半島の南東端にある。 大隅半島を靴の形にたとえると， そのかかとの部分にあたる。 大隅半島はその南東部で急に地形がけわしくなり， 内之浦地域でも， 最高峰の国見山は 886 m に達する。 この山地は， 大部分の地域で海にまで迫り， 急峻な崖をつくる。 この地域のほぼ中央を， 東西方向に流れる２つの谷， 広瀬川と大谷を中心に， それにそそぐ支谷および海に直接流入する小規模な河谷が山地を細かくきざみ， 壮年期の地形を示す。 河川に沿う冲積平野あるいは扇状地の発達は貧弱である（第 1 図および第 2 図）。 わずかに， 内之浦および 岸良 に低平な地形が認められる。
山地は， 東西および南北方向に「コ」の字を左右逆にした形に主要な山系が走る。 東西方向に国見山および北岳の山系が， 南北方向に甫余志岳 [ 甫与志岳 ? ] [ ← 図幅地域の西隣の 大根占 図幅地域内 ] の山系が発達する。 南東部では， この主要な山系を切って， 西北西方向に 火崎 [ ← 内之浦湾の南岸の半島の東端 ] の山系が走る。 甫余志岳を通る山系および火崎の山系は， その基盤をつくる花崗岩類の節理系にも関係する。 また， 北岳の山系は、 すぐその北側を平行に走る大谷のミロナイト帯と関係のある地形であろう。 なお， 火崎の山系は， 大隅半島の南東部全体の脊梁をなす山系の一部にあたる。
内之浦を通るミロナイト帯は断層を伴い， 線状の河谷をつくる。 岸良 でも， ほぼ同じ方向に線状の河谷が発達し， その東方延長は， 岸良～黒島 [ ← 岸良から火崎に至る海岸の南岸にある島 ] 間の海岸線を規制する。 ミロナイト帯から南では， ほぼ北東 - 南西， および西北西 - 東南東の２方向の小河谷が発達するが， これは， 花崗岩の節理系に関係する。 ミロナイト帯の北側では， このような規則的な河谷の発達は貧弱である。
内之浦および岸良の海岸線の湾入およびそれにつづく低地は， それぞれ構造性のものであることは前述のとおりである。 また， 内之浦の独立高地 187 m [ ← 山頂の標高が 187.2 m の 叶岳 ? ] も，ミロナイトおよび断層にかこまれた地塁のようである。
火山性堆積物が， かなり普遍的に花崗岩の基盤をおおう。 しかし， 大隅半島の他の地域とちがって， うすいので， 局部的に緩やかな外観の地形をつくるが， 花崗岩の原地形を著しくかえるというほどではない。
本図幅地域は， 花崗岩質岩石によって大半をしめられる。 花崗岩の上を， 処々で， うすくシラスを主とする火山源堆積物がおおっている。 冲積層は海岸の一部でわずかに発達する。
本図幅地域は， 大隅半島の南部に広く発達する花崗岩地帯の北東端にあたる。 大隈半島の南部は． 「四万十層群」と呼ばれる中生代～古第三紀の地層と これをつらぬく花崗岩が基盤となり， それらの上を， 部分的にうすく， シラス・火山灰などの火山源堆積物がおおっている。
本図幅地域のほほ中央， 内之浦を通って， ほぼ東西方向にミロナイト帯が横断し， 断層を伴う。 岸良付近にも， ほほ同じ方向に断層帯が走り， 地形に影響をあたえている。 このミロナイト帯を切って， N 50°E 方向の断層があり， 断層の南東側を北東方向にずらせている。
大隅半島の南部には， 幅 15 km， 長さ 50 km にわたって花崗岩質岩石 [ 以下の [注] 参照 ] が分布する。 この花崗岩質岩石は， 南大隅花崗岩と呼ばれている（大庭， 1960）。
本岩は， ほぼ北東 - 南西方向にのびた帯状の分布を示す。 ただし， その南西端では， 西北西方向にまがり， 半島の外形にも斜交する。 さらにその延長については． 鹿児島湾をへだてて， 対岸の薩摩半島の池田湖周辺の火山噴出物中に 花崗岩質岩石が多量にみいだされ（荒牧・宇井， 1966 参照）， さらにその北西延長では， 日置 山地など薩摩半島の花崗岩類が分布し， 相互に関係する可能性が強い（第 3 図）。
本岩は， 高山町 湯谷 [ ← 岸良の海岸から西方 3 km ; 図幅地域外 ] などで， 四万十層群をつらぬく。 四万十層群は， おもに， 砂岩および頁岩からなり， 頁岩は， しばしば千枚岩質となる。 四万十層群は， 本岩の貫入によって，熱変成作用をうける（第 4 図）。
内之浦地域の南大隅花崗岩は， おもに黒雲母アダメロ岩～花崗閃緑岩からなり， 少量の細粒花崗岩・トーナル岩はおよびアプライトをふくむ。 岩相はかなり変化に富むが， 多くの場合， その変化の範囲は大きくない。 本岩のほとんどのなかに， 黒雲母の小片または黒雲母・斜長石の小片が集合した小さな斑点がふくまれる。 これらの斑点（ クロット ）のうちには， 角閃石がふくまれたり， 輝石がふくまれたりすることもある。 そのほか， いわゆる "Ovoidal xenolith" とよばれる 暗色の塩基性包有物の団塊もみいだされる。 また， 礬土質変成岩あるいは それに由来する変成鉱物が普遍的にふくまれることも特徴的で， 珪線石・紅柱石・尖晶石・柘榴石などが黒雲母と密接な関係をもって出現する。
本岩のアプライトには， 脈状のものと塊状のものとがある。 ほとんど常に電気石をふくむ。
本岩の化学成分については， 西南日本外帯花崗岩類の諸特徴， K2O が Na2O より多いこと， FeO が CaO より多いことなどが著しい。
本岩の貫入時代については， 四万十層群をつらぬき， 現世の火山堆積物におおわれている事実以外には知られていない。 黒雲母を試料としたカリウム・アルゴン年令では， 本岩の分布地域の北東部， 内之浦町の 水尻 [ ← 内之浦湾の奥の内之浦市街の北 ] で約 1400 万年， 中部で， 内之浦町 万黒 [ 位置不明 ; 岸良の西方 ? ] で約 2100 万年， 南部で， 田代村 瀬戸口 [ ← 本図幅の南東の辺塚図幅地域内 ] で約 2200 万年である（Miller・その他， 1962， 河野・植田， 1965）。 それ故， 本岩の貫入時期は， ほぼ第三紀中新世であろうが， その貫入時期は， １つでなく２つあるいはそれ以上の時期に分かれる可能性がある。 岩相と時代の対比は充分確立されていないが， すでに桃井（1958）は， ジルコンの色によって， 東部と西部が一岩体であるかどうかについて疑問をもっている。
内之浦地域の大隅花崗岩は， 全域にわたって， 著しく類似している。 岩相や包有物の性質， アプライトなど， 共通する要素が多いので， これまで一括して「内之浦型」（大庭， 1962）と呼ばれてきた。
本稿では， この地域の中央を東西に横断する内之浦ミロナイト帯を境に， 次のような特徴のちがいを手がかりに， ２分する。 ミロナイト帯の北側を国見山岩体， 南側を岸良岩体と名づける。
ただし， この岩体区分は， 後に深成作用の項 [ 後述する「II.2.13 深成作用」の項 ? ] でのべるように， ２つの岩体が１つの花崗岩のうちの異相であるのか， それとも時期的あるいは成因的に異る２つの花崗岩であるのか， 充分明らかではない。
以上の主要な２岩体のほかに， 小岩体として， トーナル岩・細粒花崗岩およびアプライトがある。 トーナル岩は， 川口 [ ← 岸良の東方 4 km の海岸沿い ] 付近に典型的に分和し， 川口トーナル岩と名づけられる。 また， 細粒花崗岩は 吉重 [ ← 内之浦の市街の西南西方 2 km ] の西方約 6 km の甫余志岳付近に典型的に分布し， 甫余志岳細粒花崗岩と名づけられる。 また， アプライトには， 脈状の岩体のほかに， 塊状の岩体が分布する。
内之浦ミロナイト帯の南側の岩体で， その西方延長は， いくらか南へずれながら， 辺塚 [ ← 本図幅の南西隣の辺塚図幅地域内 ] 方向へつづく。 2200 万年というカリウム・アルゴン年令を示した 万黒 もこの岩体のなかにある。
岸良岩体は， 主として， 連続的に変化するアダメロ岩～花崗閃緑岩からなる。 これらの岩石の造岩鉱物の種類は， ほとんど一定していて， 黒雲母・徴斜長石・斜長石および石英を主成分とし， 鉄鉱・燐灰石およびジルコンを副成分としている。 本稿では， 以後の記載において， 上記の鉱物構成であるものは， 造岩鉱物名をくりかえして記載しないことにする。
岸良岩体の主要な岩相は， 次のようなものである。
以上の岩相のうち， アプライトおよび川口トーナル岩については， 塩基性包有物， 広域変成岩質包有物， 節理系などとともに， 別項でのべることにする。
岸良岩体全域にわたって分布する。 中粒， やや暗色， 黒雲母クロットは著しいが, 斑晶をもつことが多いが， 大きくないので， 肉眼にはあまり著しくない。 鏡下では， 斑晶は、 ほとんど常に斜長石で， 大きさ 2～5 mm， 短柱状自形， 累帯構造が著しく， 透人双晶も認められる。 成分は， 核部でほぼ中性長石， 周縁部でほぼ灰曹長石である。 石基では， 黒雲母は半自形・0.5～2.0 mm， さらに大きくなることもあり， 篩状あるいは虫くい状になる。 多色性は， X : ほとんど無色， Y, Z : 褐色である。 斜長石は， 大きさ 1～2 mm， 自形柱状， 成分はほぼ灰曹長石である。 石英は， 塊状半白形， 大きさ 0.5～1.5 mm, 微斜長石は， 大きさ 0.5～2 mm, 他形である。 石英と微斜長石は， 量比の増減が不均質で著しい。 微斜長石の多い岩石では， 斜長石が結晶内部に， 大きさ 0.05～0.1 mm の微斜長石を点在させる。
クロットは大きさ 0.2～0.5 mm の黒雲母と長柱状斜長石からなるものが多く, 径 1～5 mm の団塊をつくる。 なかには， 黒雲母だけのこって， 長柱状斜長石のなくなったものもある。 クロットには， 鉄鉱・燐灰石が集中する傾向がある。 また， クロットの黒雲母は緑泥化しやすい。 しばしば， クロットの核部に透輝石あるいは無色角閃石が包有され, 黒雲母がとりまく。
中粒， やや暗色だが， 斑状中粒花崗閃緑岩よりいくらか明色である。 班晶は， 肉眼にはあまり著しくない。 本岩は、 岸良岩体全域に発達する。
本岩は， 斑状中粒花崗閃緑岩よりさらに大きな斑晶状に微斜長石および石英が浸透し 形成されたものである。 鏡下では， 斑晶は， 微斜長石も石英も， 大きさ 2～5 mm， 塊状半自形で， 斜長石や黒雲母を包有する。 斑晶の発達は不均質である。 斑晶が著しく発達すると， アダメロ岩質になり， 黒雲母片や斜長石片がわずかにそのなかに， 島のようにうかんだ状態になる。
中粒斑状花崗閃緑岩や斑状花崗閃緑岩～アダメロ岩に較べると， 粒度が一般に増大し， 大きさ 2～5 mm の短柱状斜長石と， 3～5 mm の石英および微斜長石， および大きさ 0.5～2.5 mm の黒雲母からなる。 石英と微斜長石は， 局部的に共生関係をもつ。 また， 石英と微斜長石の相互の量比， 全体のなかでのそれぞれの量比は， 不均質に増減する。
クロットが著しく， 黒雲母だけからなるものが多い。
岸良岩体でも， あるいは南大隅花崗岩のなかでも， もっとも明色粗粒の岩相である。 クロツトは， 数が減るが， 普遍的にふくまれる。 本岩の分布はかなり限られ， 北岳から岸良方面に多い。 いくらか暗色の岩相は， 大谷の南側にそって分布する。
鏡下でみると， 大きさ 2～5 mm の塊状半白形の微斜長石， 2～3 mm の短柱状自形の斜長石， 1～3 mm の塊状半自形で割れ目に富む石英および 2～4 mm で半白形， 虫くい状の黒雲母からなる。 石英と微斜長石の分布は不均質である。 斜長石は， ほとんど常に微斜長石粒を包有する。
クロットは， ほとんど黒雲母からなる。 燐灰石および鉄鉱が集まる傾向がある。
国見山岩体は， 岸良岩体と大部分同じ岩相からなる。 おもに， 黒雲母花崗閃緑岩～アダメロ岩からなる。 この岩体の分布地域には， 川口トーナル岩および細粒花崗岩が分布する。 しかし， 岸良岩体に多い塊状アプライトは， ほとんどみいだされない。 脈状のアプライトおよび石英脈は， 多くみいだされる。
国見山岩体は， 相互に漸移する次のような岩型をふくむ。 これらの岩型は， 岸良岩体と共通である。
岸良岩体に較べると， 粗粒のアダメロ岩を欠くことは特徴的である。
国見山岩体の全域にわたって分布する。 岸良岩体の場合に著しく類似するので記載を省略する。 比較的明色の石英長石質の岩相をごく一部にふくむ。
岸良岩体の場合に著しく類似するので記載を省略する。 ほとんど岩体全域に発達する。
内之浦地域の西方の [ 本図幅の西隣の大根占図幅内の ] 甫余志岳山頂およびその南方には， 径約 2 km の塊状に細粒の花崗岩類が分布する。 この花崗岩類は， おもに， アプライトと呼んでもよいような細粒の花崗岩を主とし， 少量の細粒トーナル岩， 細粒花崗閃緑岩などをふくみ， かなり岩相の変化に富む。 これらの岩石は， 分布も塊状の岩体をつくり， 細粒で， おもにアプライト質である点などから， 周囲の中粒または粗粒の花崗岩類と著しい対照をなし， それらとは， 同じ深成作用に属するとしても， いくらか異なった一群の岩石と考えられるので， 甫余志岳細粒花崗岩頬と呼ぶことにする。
甫余志岳花崗岩類は， 甫余志岳の場合よりいくらか小規模であるが， 津房 [ ← 内之浦の市街の北西方 1 km ] の北西方でも， 幅 500 m， 長さ 1,500 m にわたって分布する。
甫余志岳花崗岩類の一部， 例えばアプライト質細粒花崗岩とまったく類似したアプライトは 川口などでもみいだされるが， 幅 20～30 cm の脈なので， 甫余志岳細粒花崗岩類とは一応区別しておく。
甫余志岳細粒花崗岩類は， 東西方向にいくらか長い塊状の岩体で， 周囲の中粒または粗粒のアダメロ岩および花崗閃緑岩とは， 中間的な岩相が接触部付近にみいだされるので， 漸移関係にあると考えられる。
本岩類の主要な岩相は， 細粒の花崗岩で， 野外でみると， 灰白色， 細粒， 多くは長石の斑晶をもち， 斑晶はうすい赤桃色を呈することが多い。 鏡下では， おもに， 黒雲母・微斜長石・石英および斜長石からなり， 少量の燐灰石・鉄鉱・ジルコンなどをふくむ。 黒雲母のクロットをふくむ場合も少なくない。 斑晶は， ほとんど斜長石で， 大きさ 1～3 mm， 柱状自形， 累帯構造が著しく， 透入双晶がしばしばみいだされる。 割れ目に富み， 微斜長石の小粒を包有することが多い。 成分は， 核部で中性長石， 周縁部で灰曹長石である。 また， 斑晶には， 1～3 mm の融食された半白形の石英， あるいは微斜長石がふくまれることもある。 黒雲母は， 一般には大きさ 0.5～1.0 mm であるが， まれに斑晶状に大きくなり， 2～3 mm， 半白形， 篩状の構造を示すこともある。 黒雲母は， 鉄鉱・燐灰石あるいはジルコンなどと密接な関係をもって産出することが多い。 石基は， 大きさ 0.1～0.2 mm の石英と微斜長石の等粒集合を主とし， 文象構造もよく発達することが多い。 まれに変質した斜長石片をはさむ。
このような主岩相のほかに， 局部的に多少異なる岩相が発達する。 甫余志岳の北東部では， 石基の粒度がまし， 斑晶がめだたなくなった岩相が発達し， 山頂の西方では， 斜長石斑晶がなくなって， 代わりに美しい文象構造を示す微斜長石が斑晶状にあらわれる。 さらに西方の大谷の右岸には， 黒雲母がなくなって， 白雲母の細粒集合または白雲母と緑泥石の細粒集合が斑晶状にあらわれる部分がある。 また， 山頂付近では， 微斜長石が著しく減少して， 石基は石英と長柱状の斜長石からなり， トーナル岩質となる部分もある。
甫余志岳細粒花崗岩類には， 黒雲母のクロットや， 柘榴石あるいは団塊状の細粒閃緑岩質の包有物がふくまれる。 細粒閃緑岩は， 黒雲母と長柱状の斜長石の小片からなり， しばしば， 石英や微斜長石が斑状にしみこんで形成されていることもある。 これらの包有物の性質は， 周囲の花崗岩中の場合とまったく同じである。
川口と岸良の中間付近に， 径約 2 km にわたって， 岸良岩体より著しく細粒で暗色の不均質な花崗岩質岩石が分布する。 この花崗岩質岩石は， トーナル岩から花崗閃緑岩・アダメロ岩までをふくみ， 相互に漸移し， 入りまじって出現する。 周縁部では， 岸良岩体とも漸移する。
この一群の岩石のうちで， もっとも暗色で細粒なのは， 岩体の北部に多い黒雲母・角閃石・トーナル岩である。 トーナル岩の分布は狭いが， その他の花崗閃緑岩～アダメロ岩は， トーナル岩と岸良岩体との漸移的な岩相と考えられる。 それは， おもに岸良岩体から， 微斜長石と石英が斑状変晶状にトーナル岩へしみこみ， 添加された結果と考えられる。
漸移的な岩相には， 径 1～8 mm の多数のクロットがふくまれる。 主要なクロットの鉱物組合わせは次のとおりである。
|
透輝石 - 無色角閃石 - 黒雲母
無色角閃石 - 黒雲母 黒雲母 |
± 斜長石
± 斜長石 ± 斜長石 |
これらのクロットを構成する鉱物は， いずれも， 長柱状斜長石をのぞいて， 1 mm 以下の細粒である。 クロットが多数ふくまれることによって， 岩石は， 細粒で暗色の外観をさらに著しくする。
川口トーナル岩およびその漸移岩類は， 周辺部には漸移岩相が発達し， 周囲の中・粗粒の花崗岩類がそのなかへ脈状に入りこみ， しみ込んでいる部分もあるので， 周囲の花崗岩類より古い時期の迸入岩のようにみえる。 しかし， 花崗岩の主体に先立って迸入したという積極的な証拠はない。 例えば， トーナル岩によって貫入された既存の堆積岩の残存部が共存する というような事実はみいだされていないし， トーナル岩に入りこんでいる花崗岩質物質は， おもに微斜長石と石英である。 それで， 本岩の迸入時期は， 花崗岩の主体が迸入した後で， その固結完了前， 微斜長石や石英などのペグマタイト質物質がまだ活動していた時期 と考えるのが妥当である。
また， 川口トーナル岩およびその漸移岩類は， 川口だけでなく， いくらか小規模ではあるが 小田・ 長秤 [ 長坪 ? ] ・ 水尻・ 小串 [ ← 内之浦の市街の北東方 5 km ] ・ 海蔵 [ 海蔵 ? ] [ ← 図幅地域の北端 ] ・ 国見山・ 甫余志岳などにも分布する。 これらの岩体の大部分は， トーナル岩そのものは著しく少量であるか， あるいはまったくふくまれず， その漸移岩相に相当するクロットに富んだ暗色花崗岩質岩石からなることが多い。 その性質は川口の場合と同じである。
なお， 上記の地域のほかにも， ごく少量の類似岩型は， 中・粗粒の花崗岩質岩石のなかに点存する。 同じような起源をもつものかもしれない。
内之浦地域の花崗岩には， 全体にいわゆる塩基性包有岩が著しく多い。 塩基性包有岩は， ほとんど岩相に関係なく分布し， 顕微鏡的な径数 mm の団塊から， 径 50 cm に達する角ばった岩塊までがふくまれる。 粒度， 有色鉱物の量比， 斑状構造の有無など岩相も多様である。
これらの塩基性包有岩は， 斑状構造の有無によって， 次のように区分される。
一般に， 斑状細粒黒雲母閃緑岩～花崗閃緑岩の方が細粒黒雲母閃緑岩～花崗閃緑岩より多い。 また， それぞれの岩型が閃緑岩から花崗閃緑岩にわたるのは， 母岩の花崗岩から石英および微斜長石が不均質に包有岩中にしみこみ， 斑晶状に出現するので， それに応じた岩石となっているからである。
一般には， 細粒， 暗色であるが， 花崗岩質物質のしみこみの程度に応じて， 明色のものまでがふくまれる。 斑晶は肉眼にも著しい（図版 1）。 斑晶は， ほとんど斜長石であるが， まれに石英のこともある。 斑晶の斜長石は， 径 5～10 mm， 自形， 柱状， 累帯構造が著しく， 透入双晶もまれでない。 成分は核部で中性長石～曹灰長石， 周縁部で灰曹長石である。 石基は， 細粒の黒雲母と長柱状の斜長石からなる。 石基には， 石英や微斜長石が， 斑状に， 不均質に分布することが多い。
本岩は， 斑晶からみて， 中性あるいはいくらか塩基性の火成岩に由来すると考えられる。
なお， 本岩中には， まれではあるが， 尖晶石・珪線石片岩様の小さな包有岩がみいだされている。
本岩には， 1) の細粒斑状黒雲母閃緑岩～花崗関緑岩に著しく類似するものと， いくらか様相の異なるものとがある。
細粒斑状黒雲母閃緑岩～花崗関緑岩に類似するものでは， ただ斑晶がないという点が異なるにすぎず， 一連の火成作用に由来すると考えられる。
これに反して， 斑状細粒黒雲母閃緑岩～花崗閃緑岩に類似しないものには， 多様な岩相がふくまれる。 閃緑岩～花崗閃緑岩・石英閃緑岩・トーナル岩， あるいは黒雲母の集合体までがふくまれる。 黒雲母・斜長石および石英の等粒集合からなる石英閃緑岩や， それに微斜長石のしみこんだ花崗閃緑岩などが多い。 これらの岩石のなかには， さらに細粒の黒雲母・斜長石の集合体をふくんでいたり， 尖晶石や透輝石の集合体をふくんでいて， 広域変成岩質の起源の可能性をもつものもある。
内之浦地域の花崗岩のなかには， 片状構造のある包有物が， かなり普遍的に， 岩相変化にほとんどかかわりなく， 大小， 多様な形でふくまれている（図版 2）。 片状包有物は， 径 1 cm 以下の小団塊から， 球状， うすい板状， レンズ， 径数 m の不規則な角礫状など多様であるが， 一般には， 径 1～15 cm のものが多い。 周囲の花崗岩との境界は， しばしば漸移的である。 周囲の花崗岩の影響が著しい場合， 鏡下で， 尖晶石あるいは柘榴石が線状にならんだり， 縞状に繰り返していたりして， ようやくもとの片状構造の形骸をとどめているものもある。
片状包有物には， 一般に， 造岩鉱物の平行配列および縞状構造を伴い， その起源が結晶片岩にあることを示している。
また， 片状包有物のほかに， 内之浦地域の花崗岩には， 尖晶石・柘榴石などが単独の結晶とてしばしば包有されている。 これらの鉱物の起源が必ずしも， 広域変成岩によるかどうかたしかでないが， その可能性は大きいと考えられる。
大隅半島には， 花崗岩によって貫かれる四万十層群の千枚岩が各地に分布する。 これらの千枚岩には， 縞状構造の発達はあまり著しくない。 また， 片状包有岩の分布は， 花崗岩体が千枚岩に接する付近に多いという事実もない。 それ故， これらの片状包有物は， 四万十層群の千枚岩に直接由来するものとは考えにくい。
片状包有岩は， おもに， 礬土質変成岩であるが， 珪質のものも， 火崎の半島 [ ← 内之浦湾の南岸の半島 ; 火崎はその東端 ] や 垂水 [ ← 内之浦の市街の北北東方 3 km ] などでもみいだされている。
おもな鉱物組合わせは， 次のとおりである。
このほか， 菫青石も甫余志岳の西方 [ ← 図幅地域の西隣の大根占図幅地域内 ] から報告されている。
内之浦地域の花崗岩には， 全体に， アプライトの発達が著しい。 ほとんど常に電気石 [ tourmaline ] を伴う 点は特徴的で， その他のいわゆるペグマタイト鉱物は， ほとんどふくまれていない。
ペグマタイトはほとんど発達していない。
アプライトは， 全体に広く分布する幅 10～20 cm の脈状のもの， 幅 10～100 m でかなり大きな塊状の岩体， およびミロナイト帯に伴う細粒の岩体という３種類がある。
全体に分布する脈状のアプライトは， 数脈が平行して分布することが多く， 鏡下では， 微斜長石と石英の 1～2 mm の等粒集合からなり， ごく少量の黒雲母片をまじえることがある。 また， 少畳の斜長石片がふくまれることがあるが， 多くは変質している。 まれではあるが， 川口 [ ← 岸良の東方 4 km の海岸沿い ] では， 普通の褐色の黒雲母の代わりに， 緑色の黒雲母をもつアプライトがみいだされる。 この場合， 多色性は， X : ほとんど無色， Y， Z : 濃草緑色である。
塊状のアプライトは， 主として， 内之浦ミロナイト帯の南側の岩体で， 川原瀬 [ 川原瀬 ? ; 内之浦市街の南東方 3 km ] ・川口・北岳などでみいだされる。 これらの岩体は， いずれも， ほぼ東西あるいは東北東 - 西南西方向にのびているようであるが， 正確な形はたしかでない。 このようなアプライトは， 一般に比較的粗粒で， 石英や微斜長石は 1～2 mm， 電気石はしばしば 1～2 cm に達し， 放射状に集まったり， 晶洞をつくったりする。 晶洞の周囲では石英や微斜長石も 5～8 mm に達し大きくなる。 鏡下では， 文象構造がよく発達する。 とくに， 川原瀬のように， 微斜長石や石英が 3～5 mm に達するようなアプライトでは， 文象構造が全体に著しい（図版 3）。
ミロナイト帯のアプライトについては， ミロナイトの項でのべる。
内之浦地域のほぼ中央， 大平見から西へ， ほぼ東西方向に， 大谷沿いに， 幅 100～300 m のミロナイト帯が発達する。 このミロナイト帯は， さらに西方へたどると， 次第に南西へまがるが， 少なくとも 姫門 [ ← 岸良の西方 4 km ; 大根占図幅地域内 ] 付近まで， 10 km 余にわたる分布が認められる。 ミロナイト帯の分布は， 吉重 [ ← 内之浦の市街の西南西方 2 km ] の西方で N 50°E 方向の断層で切られ， 断層の南東側は約 700 m 北東方へずれる。 さらに西方 [ 「東方」の間違い ? ] の延長でみると， 火崎の半島にはまったくミロナイトがみいだされないので， 内之浦（南方）を通る N 50°E 方向の断層によって， 同じように， 断層の南東側が北東方向へずれたものと考えられる。
ミロナイトは， 中粒のアダメロ岩のなかに主として発達するが， 南部の吉重付近では， やや粗粒のアダメロ岩のなかにも及んでいる。 このミロナイト帯のなかでは， そのなかのすべての岩石がミロナイト化するのではなく， ミロナイト化された部分は， ほとんどミロナイト化作用の影響のない岩石のなかに レンズ状または脈状に分布している。 また， ミロナイト化された岩石も， 著しいミロナイトは少なく， 多くは "crushed granite" と呼ぶ方が妥当と思われる程度のものが多い。
北岳の北東方の大谷の北岸で， 南北方向の支谷について， ミロナイト帯の断面をみると， 大谷の北側， 約 250 m の付近から， ミロナイト化した幅数 10 cm のレンズあるいは， 幅数 cm の脈状の部分が， ほとんどミロナイト化していない中粒のアダメロ岩の中にあらわれ， 次第に南へ向かって， ミロナイト化した部分がまし， 大谷から約 80 m の付近で， アプライト質岩石に漸移する。 アプライト質岩石の一部はミロナイト化する。 大谷から， 約 30 m の地点で， やや粗粒のアダメロ岩に急変する。 このような南北方向の変化は， ミロナイト帯の延長方向 -- 東西方向には連続せず， アプライト質岩石は， 数や脈幅を変化させながらも連続するが， ミロナイトは， ほとんど認められない部分さえある（第 5 図）。
ミロナイトは， 同じく原岩は黒雲母花崗閃緑岩あるいはアダメロ岩であっても， 破砕， 再結晶および岩体の変形の程度に応じて， 各種の岩相を発達させる。 ミロナイト化作用の影響の比較的少ない部分では， 岩石に割れ目を生じ， 長石が変質し， 黒雲母は変形して， 緑泥石化し， 緑泥石が網目状に割れ目をうめる。 さらに破砕が著しく， 再結晶のすすんだ部分では石英や長石が変形し， 角がとれ， 細粒の破砕再結晶部が割れ目に沿って発達し， やがて， 破砕再結晶部の量がました場合には， まるみをおびた石英・長石の結晶が細粒再結晶部のなかに斑晶状にとりのこされる。 破砕が著しくて， 再結晶が不充分な場合には， 岩石は暗色の粉状にくだかれ， そのなかにまるみをおびた石英や長石の角片が散点するようになる。 このような場合， 原岩の一部が， まるく， 斑点状にとりのこされていることもある。
このような各岩相の出現は， かなり不規則で， 一般に， ミロナイト帯の南限に向かって， ミロナイト化作用は著しくなる傾向があるが， 部分的には入りまじって出現する。
なお， 再結晶の不完全な， 暗色， 緻密のミロナイトは， ミロナイト帯全域にあらわれ， 幅数 cm の脈状あるいはレンズ状で， 分岐脈を出し， ほぼミロナイト帯の方向， 東西方向に走るが斜交することもある。 周囲の花崗岩はほとんどミロナイト化作用の認められない場合もあり， 鋭い境目で接する。
このようなミロナイトは， 野外でも鏡下でも， いわゆる clastic dyke（砕屑岩脈）とよく似た様相を呈する。 成因的にも共通した点があるのであろう。
ミロナイト帯のアプライトは， 東西に走るミロナイト帯の南限付近に発達し， 幅数 m から数 10 m に達し， ほぼミロナイト帯の方向， 東西方向に平行に迸入する。 1 脈あるいは数脈が平行する。 特徴的に， 他のアプライトに較べて， 細粒で， 電気石の発達に乏しい。 アプライトの大部分は， ミロナイト帯のなかにあっても， ミロナイト化作用の影響をうけていない。
アプライトのなかには， ミロナイト化作用をうけているものもある。 肉眼では， 区別が困難であるが， 鏡下では， すりつぶされ， 再結晶した部分が， 波状にうねりながら不規則な縞状構造をつくる。
ミロナイト化作用の著しい場合は， 細粒再結晶がふえ， 破砕されない部分が塊状にのこるようになる。
ミロナイト帯は， 北側から， 中粒のアダメロ岩からアプライトへ漸移関係をもって， ミロナイト帯南限へ近づく。 ところが， 南側では， ミロナイト帯に近接しても， アダメロ岩の岩相には， ほとんど変化がない。 この事実からみると， ミロナイト化作用は， 北側の岩石の貫入に関係するもので， 北側の岩石が南側の岩石より若いことを示しているように考えられる。 しかし， 実際には， 中粒のアダメロ岩とさらに北方に広く分布する諸岩相との関係は， 充分明らかでないので， この関係は確立されたものとはいえない。
アプライトは一部はミロナイト化し， 一部はミロナイトを切って貫入し， しかもミロナイト化していない。 それ故， ミロナイト化作用の時期は， 花崗岩の固結末期， アプライトの活動時期の途中でおきたものと考えられる。
このミロナイト帯を内之浦ミロナイト帯とよぶ。
本岩類には， 造岩鉱物の平行配列や， 包有物， シュリーレンなどの規則的な配列は， 大部分の地域について認められない。 しかし， 当地域の東部の火崎の半島には， 花崗岩中に数 10 m または数 100 m にわたって縞状構造をもつ部分が， まったく平行構造をもたない岩石のなかに断続してあらわれる。
火崎の半島の 倉 [ ← 火崎の西方 1.5 km ] では， 黒雲母に富んだ暗色帯と石英長石に富んだ明色帯の幅 3～8 cm の縞状配列によって， N 10°， ⊥ [ これは「N 10°W の走向」と「垂直な傾斜」の意味 ? ] ， 鍋浦， 二本松 [ ← 鍋浦の東方 1.5 km ] などでは同じくいくらか不規則な黒雲母帯の縞状配列および花崗岩のなかに 幅 2～3 cm の石英帯が 15～18 cm おきに縞状に配列することによって， N 40～50°W， 80°E の平行構造が認められる。 全体として， これらの縞状構造は， N 40～50°W， ⊥ 方向が優勢である（ [ 前述の「II.2.1 南大隅花崗岩」の項で記した ] 第 3 図 [ 参照 ] ）。
これらの綿状構造は， 包有物の項でのべたのと同じく広域変成岩に由来すると考えられる。
ところで， 火崎の N 40～50°W の方向は， その延長上に， 高隈 山と 紫尾 山の花崗岩体が分布する [ 第 3 図参照 ] 。 両岩体は， 分布ばかりでなく， 岩体の形状も， この方向に支配され， ほぼ同じ方向にのびる。 この方向は， また， 紫尾山 - 高隈山 - 内之浦を結ぶ線状の構造であるばかりでなく， さらに南西方， 日置山地や野間岬付近の花崗岩も， 同じ方向の構造支配をうけるらしく， N 20～40°W 方向に岩体がのびる。 さらに屋久島の花崗岩体についても同様である（第 3 図）。 これらの花崗岩体の配列構造と， 火崎にみられる花崗岩体内にのこる基盤構造との直接的関係は， まだ充分明らかではない。
本岩の節理は， 主要な岩相の間では岩相の多少の変化にほとんど関係なく発達する。
節理は， 多くの場所で比較的規則正しく発達し， 連続性のある 2～3 方向の主要な節理と， それに付随して多少ずつ変化するいくつかの方向の節理があらわれる（図版 4， 5）。
この一般的な規則性をやぶって， ミロナイト帯およびいくつかの断層に沿って， 節理は混乱し， ミロナイトや断層に平行した節理があらわれる。
また， 一部では， おそらく岩体の表面近くであろうが， 水平に近い平面的な， あるいは水平に近く緩くうねった節理があらわれ， ときには， 規則的な主要な節理と重複する。
第 6 図に示したように， 波見 [ ← 図幅地域の北隣の志布志図幅地域内 ; 肝属 川の河口の南岸 ] - 高崎 [ ← 図幅地域北端付近 ] 間では， N 20°W， ⊥ ; W - E， 70°S などが主要な節理としてあらわれ， 比較的規則正しく連続する。 高崎から内之浦までの東海岸では， 一変して， N 70°E， 80°N ; N 20°W， 80°W などの方向が優勢となって連続する。 内之浦から西方内陸部では， 坂元 [ 「坂本」の間違い ? ; 坂本は内之浦の市街の西方 2 km ] で， N 30°E， ⊥， および水平に近い節理が優勢である。 そのすぐ南の大谷では、 ミロナイトがほぼこの谷すじを通るので， これに平行した N 80°E， ⊥～70°N およびこれにほぼ直交する N 10°W， ⊥ などが主要な節理として優勢である。
内之浦の東方， 火崎から岸良までの南東海岸では， N 20～30°E， 80°N あるいは N 20～30°E， 70°E などの節理が優勢である。 この方向は， 岸良から西方では， 姫門 [ ← 岸良の西方 4 km ; 大根占図幅地域内 ] のミロナイト帯を境に急変し， N 20°W， ⊥ ; N 60°E， 80°S などの方向が優勢となる。
内之浦および岸良付近では， 構造的にいくらかみだれた地域になるので， 節理の規則性は顕著でない。
主要な節理を要約すると， 内之浦地域の北西半では N 20°W， 南東半では N 20～30°E 方向が連続性のある節理として優勢である。 この両地域の節理の変化は， 漸移的ではなく， 構造的に急変するようである。
なお， 優勢な連続性のある節理のほかに， 局部的にいくつかの節理系があらわれる。 高崎 - 内之浦間および火崎 - 岸良間では， 小規模な断層が発達するが， これらの断層付近の節理は， 細かくなり， もめ， 断層に平行する節理がよく発達する（図版 6）。 また， 内之浦地域の北方の [ 志布志図幅地域内の ] 波見付近では， 水平に近くうねった節理と， これに重複してあらわれる主要な節理を観察することができる（図版 7）。
内之浦地域のアダメロ岩および花崗閃緑岩（第 3 図に試料採取地点）は， どの地域のものも， 見かけ上の多少の相違にもかかわらず， 化学成分上の変化の範囲は著しく狭い。 西南日本外帯花崗岩の共通の特徴， 例えば， FeO が CaO より多いこと， K2O が Na2O より多いことなどは， この地域でも著しい（Kawano et al., 1966）。
主成分についてみると， Diffrentiation Index（Normative Q + Ab + Or）は， 71～74 の間におちる。 これは， さらに広い範囲にわたる南大隅花崗岩全体のほぼ平均値に近く， 日本全体の花崗岩（SiO2 ＞ 55 %）の平均成分（Hattori et al., 1960）にくらべて数 % 小さい（第 7 図）。
| FeO total : Na2O + K2O : MgO | 点数 | ||
| 35 | 53 | 12 | 3 点 |
| 32 | 56 | 12 | 2 点 |
| 35 | 50 | 15 | 2 点 |
| 33 | 55 | 12 | 2 点 |
FeO total : Na2O + K2O : MgO の三角図（第 8 図）では， ほぼ FeO total : Na2O + K2O : MgO = 32 : 56 : 12 の点から， 同じく， 42 : 43 : 15 の点まで線状にならび， 火成作用の類縁性を示している。
| Q | Ab | Or | 点数 |
| 38 | 37 | 25 | 2 点 |
| 26 | 47 | 27 | 2 点 |
| 25 | 49 | 26 | 2 点 |
| 38 | 33 | 29 | 2 点 |
ノルム Q : Ab : Or の三角図（第 9 図）でも， Q : Ab : Or = 40 : 30 : 30 の点付近に集中し， 他の南大隅花崗岩にくらべて Ab に乏しい側におちる。 これは， Ab に乏しいことを一般的な特徴とする西南日本外帯花崗岩のなかでもとくに著しい。
MgO ; H2O (+) の関係（第 10 図）をみると， MgO = 1.5 %， H2O (+) = 1.2 % の付近に集中し， 他の南大隅花崗岩とはいくらかはなれて， H2O (+) に富んだ側にかたよる。
このように， 内之浦地域の花崗閃緑岩およびアダメロ岩は， 主化学成分の上からも， 南大隅花崗岩の一部であり， そのなかで， 比較的せまい範囲に集中し， いくらか特徴的な性質をもっている。
微量成分についてみると， 主成分と同じく比較的せまい範囲におちる（第 11 図）。 交代関係にある主元素との比は， かなり一定値に近い（第 3 表）。 その原因の一つは， 花崗岩の構成鉱物が単純で変化に乏しいことにあると考えられる。 例えば， 苦鉄鉱物は， ほとんど黒雲母なので， Mg， Fe とそれに交代関係にある Li， Ni， Co および Cr のそれぞれの比は， 一定に近くなるのであろう。
日本の他の花崗岩に較べると， Ba， Sr および B は少ない。 とくに， B が少ないのは異様な印象をうける。 なぜなら， 内之浦地域の花崗岩は， 特徴的に電気石アプライトをもっているからである。 おそらく， B は， アプライトに濃集して， 花崗岩そのものには乏しくなったのであろう。 Li は比較的多い。
| (1) | (2) | (3) | (4) | (5) | (6) | (A) | (B) | |
| SiO2 | 66.76 | 66.90 | 67.34 | 67.78 | 67.60 | 66.76 | 67.28 | 69.17 |
| TiO2 | 0.66 | 0.66 | 0.59 | 0.64 | 0.54 | 0.70 | 0.62 | 0.39 |
| Al2O3 | 15.40 | 17.73 | 16.05 | 15.29 | 15.48 | 15.73 | 15.59 | 15.00 |
| Fe2O3 | 1.12 | 0.59 | 0.54 | 0.42 | 0.80 | 0.79 | 0.69 | 1.05 |
| FeO | 3.27 | 3.66 | 3.59 | 3.90 | 2.84 | 3.66 | 3.45 | 2.48 |
| MnO | 0.06 | 0.08 | 0.08 | 0.08 | 0.06 | 0.09 | 0.07 | 0.10 |
| MgO | 1.50 | 1.52 | 1.43 | 1.45 | 1.35 | 1.58 | 1.45 | 1.15 |
| CaO | 2.98 | 3.07 | 3.03 | 2.83 | 3.04 | 3.30 | 2.99 | 3.15 |
| Na2O | 2.84 | 2.73 | 2.52 | 2.18 | 2.76 | 3.05 | 2.61 | 3.45 |
| K2O | 3.69 | 3.45 | 3.42 | 3.94 | 3.60 | 2.92 | 3.62 | 3.01 |
| P2O5 | 0.15 | 0.12 | 0.15 | 0.11 | 0.08 | 0.14 | 0.12 | 0.13 |
| H2O (+) | 1.33 | 1.25 | 1.01 | 1.21 | 1.19 | 0.66 | 1.20 | 0.74 |
| H2O (-) | 0.16 | 0.18 | 0.18 | 0.16 | 0.18 | 0.23 | 0.17 | 0.30 |
| Total | 99.92 | 99.94 | 99.93 | 99.99 | 99.52 | 99.61 | 99.86 | 100.12 |
| (1) | (2) | (3) | (4) | (5) | (6) | (A) | (B) | |
| Q | 25.98 | 26.76 | 28.80 | 29.46 | 27.96 | 26.27 | 27.85 | 27.97 |
| C | 1.63 | 2.14 | 3.06 | 2.55 | 1.84 | 1.55 | 2.57 | 0.64 |
| Or | 21.70 | 20.59 | 20.03 | 23.37 | 21.15 | 17.25 | 21.37 | 17.81 |
| Ab | 24.12 | 23.07 | 21.50 | 18.35 | 23.59 | 22.50 | 22.03 | 29.20 |
| An | 13.91 | 14.46 | 14.19 | 13.35 | 14.19 | 16.40 | 13.95 | 14.77 |
| Sal. tot. | 87.34 | 87.02 | 87.58 | 87.08 | 88.73 | 83.97 | 87.77 | 90.39 |
| En | 3.71 | 3.81 | 3.61 | 3.61 | 3.11 | 3.94 | 3.61 | 2.86 |
| Fs | 4.22 | 5.28 | 5.41 | 5.80 | 3.83 | 4.70 | 4.87 | 3.22 |
| Mt | 1.62 | 0.93 | 0.70 | 0.70 | 1.16 | 1.83 | 1.00 | 1.53 |
| Il | 1.21 | 1.21 | 1.06 | 1.21 | 1.06 | 1.34 | 1.18 | 0.74 |
| Ap | 0.34 | 0.34 | 0.34 | 0.34 | 0.34 | 3.36 | 0.30 | 0.30 |
| Fem. tot. | 11.10 | 11.57 | 11.12 | 11.66 | 9.50 | 15.17 | 10.96 | 8.65 |
| Tot. | 98.44 | 98.59 | 98.70 | 98.74 | 98.23 | 99.14 | 98.73 | 99.04 |
| (1) | (2) | (3) | (4) | (5) | |
| Li | 120 | 80 | 90 | 140 | 110 |
| Rb | 300 | 230 | 250 | 280 | 230 |
| Sr | 120 | 120 | 140 | 100 | 120 |
| Ba | 450 | 420 | 480 | 400 | 320 |
| Ni | 10 | 12 | 12 | 8 | 8 |
| Co | 10 | 12 | 10 | 12 | 8 |
| Cr | 18 | 25 | 18 | 28 | 20 |
| V | 70 | 120 | 90 | 110 | 70 |
| Pb | 35 | 35 | 25 | 30 | 25 |
| Ga | 78 | 23 | 20 | 25 | 23 |
| B | - | 12 | - | 8 | - |
| Cu | 30 | 40 | 35 | 30 | 25 |
| ratio | (1) | (2) | (3) | (4) | (5) |
| Li / Mg | 13.3 | 8.6 | 10.5 | 16.1 | 13.6 |
| Li / ( Mg + Fe ) | 2.9 | 1.9 | 2.2 | 3.3 | 3.1 |
| Rb / K | 9.8 | 8.0 | 8.8 | 8.6 | 7.7 |
| Sr / Ca | 5.6 | 3.9 | 6.5 | 5.0 | 5.5 |
| Ni / Mg | 1.1 | 1.3 | 1.4 | 0.9 | 1.0 |
| Ni / ( Mg + Fe ) | 0.2 | 0.3 | 0.3 | 0.2 | 0.2 |
| Co / ( Mg + Fe ) | 0.2 | 0.3 | 0.2 | 0.3 | 0.2 |
| Cr / ( Mg + Fe ) | 0.4 | 0.6 | 0.4 | 0.7 | 0.6 |
| Ga / Al | 1.0 | 0.3 | 0.2 | 0.3 | 0.3 |
| Pb / K | 1.2 | 1.2 | 0.9 | 0.9 | 0.8 |
岸良岩体と国見山岩体は， その大部分の岩相は著しく類似している。 両岩体において， 大半をしめる花崗閃緑岩～アダメロ岩系についていうと， 斑状中粒花崗閃緑岩が， 斑状に添加されてくる微斜長石と石英とによって変化し， つくり出される系列である。 岩石は， 添加される微斜長石と石英の量によって， 漸移的に変化する。
ところで， この花崗閃緑岩～アダメロ岩系列には， 普遍的に細粒の黒雲母クロットをふくむ。 黒雲母クロットは， 斜長石と共生する場合があり， もともと黒雲母・斜長石の組合わせのようである。 その原岩はよくわからないが， 残存鉱物様の輝石や角閃石をふくむことがあり， 中性～塩基性火成岩と推定される。
クロットは， 全岩に普遍的にあること， および周囲の花崗閃緑岩～アダメロ岩にはっきりした境界なしに漸移することから， 花崗閃緑岩～アダメロ岩の火成作用の一部か あるいは密接な関係のある先駆的な火成作用に関係すると考えられる。
いわゆる塩基性包有物は， この系列といくらかちがうと思われる。 なぜなら， 形が角ばっていることが多く， 境界はかなり鋭く， 分布もクロットほど普遍的ではない。 このような包有物は， 花崗岩の火成作用の一部ではあるが， 局部的な火成岩の破片で， 全体の岩石系列に影響しているものではないようである。
また， 柘榴石などをふくむ広域変成岩質の包有物は， 量的に著しく少ないので， この岩石系列の初源的な起源の問題には関係するかもしれないが， 現在の花崗閃緑岩～アダメロ岩の系列的な変化には， 直接には大きな影響をあたえるものではないと考えられる。
以上要約すると， 主要な岩系については， 以下のような変化系列をたどることができる。
構造上からみると， 広域変成岩質包有物のつくる縞状構造と 花崗岩の配列がほぼ平行することは著しい事実である。 その方向が， 九州南部の一般的な地質構造方向， 東北東 - 西南西方向とも， 琉球弧の方向とも斜交することは興味をひく。
岸良・国見山両岩体の関係については， 充分確実な結論を出すことはできない。 両岩体をわかつ内之浦ミロナイト帯は， そのなかにアプライトやアダメロ岩が多く， 花崗岩の深成作用の末期にできたことはアプライトとの関係からも明らかである。 それ故， ミロナイトの形成は， 両岩体の成因的区分に無関係で， 両岩体はもともと一続きの岩体であったのかもしれない。 また， 節理や岩相にいくらか異なる点があっても， 類似性もまた著しく多いので， 異なる深成作用に属するという積極的な証拠にはなりにくい。
両岩体の接触は， ミロナイト帯がはさまるので直接みることができない。 国見山岩体は周縁相らしい岩相がミロナイト帯付近に分布する。 国見山岩体は， 内之浦地域の西方の 湯谷 [ ← 岸良の海岸から西方 3 km ; 図幅地域外 ] で四万十層群をつらぬくが， ここでも， アプライト脈がまし， せまい幅ながらミロナイト帯が形成されている。 これは， 岸良岩体の貫入型式がたしかめられていないので， 国見山岩体が岸良岩体に貫入したという決定的な証拠にはならないが， かなりそれを支持するものと考えられる。
カリウム・アルゴン年令について， その内容には， 例えば測定数の少ないことなど検討の余地がのこっている。 しかし， 両岩体の差は著しい。
本稿では， 以上のような事情を考慮に入れて， 一応， 国見山岩体が岸良岩体をつらぬくものと考えておく。
内之浦地域の花崗岩には， アプライトおよび石英脈をのぞくと， 岩脈類はほとんど認められていない。 ただ１カ所， 大谷に沿う内之浦ミロナイト帯の 乙田 [ ← 内之浦の市街の西方 2 km ] で流紋岩脈がみいだされる。
乙田では， わずかにミロナイト構造の認められる花崗閃緑岩をつらぬいて， 緻密でうすい灰色の流紋岩質の， 幅 20 cm， 30 cm， 45 cm など， 数脈が平行して分布する。 流紋岩脈は， ほぼ N 75°E 方向， 垂直で， この方向は， 付近の内之浦ミロナイト帯の構造方向に一致する。 肉眼的には， 周縁急冷相の発達は著しくない。 また， 肉眼的にも， 鏡下でも， ミロナイト化作用の影響は， まったくない。
この図幅地域内の山地を広くおおい 新生代の各種火山源噴出物がおおむね 1～3 m， ときにはこれ以上の厚さで堆積している。 花崗岩の風化面の上に不整合に載り， 下位から 大隅降下軽石層・ 大隅軽石流・ ローム層（下部ローム層・中部ローム層および上部ローム層）・ 開聞火山噴出物（スコリア層・降下軽石層および褐色火山灰層） および黒色火山灰層に分けることができ, いずれも不整合である。 これらの堆積物は海岸線に沿った山地では一般に厚くなく， ほとんど上部ローム層およびこれ以上の地層からなり， また花崗岩の白色岩体が累々と突出して見られることがまれではない。 これは侵食が比較的激しいので山地の傾斜が急なためと思われる。 これに反し内陸の山地は一般にローム層以上の地層で厚くおおわれ， また樹木が繁茂し， 露出は非常に少なく 自動車道路に沿った切割以外にはほとんどないといって過言ではない。 また中部ローム層およびこれ以下の地層が見られるのは ほとんど内陸の山地に限られている。 このような地質分布を図上に表現するのは非常に難しいので， ローム層以上の地層はほとんど省略することとし， 基盤の岩石の種類が推察し難い程度に ローム層の分布が広いものだけを示すことにした。 このローム層は特徴ある色， 構成物質その他から， 鹿屋地方の新期ローム層に対比されるもので， 更新世最後期の堆積物と考えられている。 ローム層の下位にある大隅降下軽石層および大隅軽石流については， 隣接諸地域の調査結果 17), 18) からすでに知られているように， 姶良カルデラから噴出および流出したもので， 更新世後期の堆積物である。 開聞火山噴出物および黒色火山灰層は現世の堆積物と考えられているが 9) ， これは 北隣の志布志図幅地域内の志布志湾西岸に連なる砂丘地帯で黒色火山灰層中から， また西隣の大根占図幅地域内の 吾平 町 立元 原で開聞火山噴出物の降下軽石中から， それぞれ縄文式後期の土器を産し， かつ下位のローム層との間の不整合が著しいからである。
以上の諸地層は 著しく起伏した斜面の上に次々と堆積した場合がほとんどであるから， 各単層の厚さが一定せず， また堆積当時の正確な厚さを算定するのはかなり難しい。
これは姶良カルデラの形成後に同カルデラから噴出したもので， 大隅半島一帯に広く分布し， 鹿屋付近では「バラス」， 志布志付近では「ウズラ」， 宮崎県 [ 串間市 ] 福島付近では「ザレ」と俗称されているものの一部であるが， この図幅地域内では噴出源から遠いためあまり厚くはなく， また軽石の形も小さい。 はじめは当時の山地の起伏を広くおおい堆積したのであるが， 現在ではほとんど削剥され局部的にしか残っていない。
筆者が踏査した限りでは次の場所にみいだした。 内之浦から長坪 [ ← 黒島の北方 2 km ; 内之浦の市街の南方 4 km ] に越える峠から北方直距 600 m のバス道路際では， 道路に沿い長さ 20 m の間に露われ， 高さは 3 m + あり， 中部ローム層により不整合におおわれている。 米～小豆大の角張った軽石の集積からなり， 軽石の分級は良く堆積物全体として孔隙に富み， 軽石は風化作用をうけ黄色を呈する。 またこの付近の山間の小路にも同様の露出がある。 また内之浦の西方の坂元 [ 坂本 ? ] ・馬込・ 赤木屋 [ 赤木屋 ? ] ・ 江平 および上原 [ 位置不明 ] などにおいて点々と露出がみられ， これらは花崗岩の風化面の上に載り， 大隅軽石流・下部ロームあるいは中部ローム層などに不整合におおわれ， 厚さは 1～2 m あるいはときにそれ以上があり, 岩相は前者と同様である。 まれに水平の層理を示し非常によく成層し， ときに偽層を示す部分が本層の上に載ることがあるが， これは河川による再堆積物である。 しかし岩体は小さいので地質図幅では示してない。 また次に述べる軽石流岩体の下位にも本層が露われているが， 地質図幅では省略してある。
この軽石を鏡下に検すると斑状組織が認められ， 斑晶は斜長石・石英および紫蘇輝石からなる。 斜長石は中性～曹灰長石に属し， 柱状または破片状でやや円味を帯び， 清純で包有物に乏しく累帯構造が著しい。 石英は不定形で著しい融食を受けており清透である。 紫蘇輝石は柱状または破片状を示し， 淡褐～淡緑色の著しい多色性がみられる。 ほかに微斑晶として磁鉄鉱を伴う。 石基はまったくのガラス質で軽石構造を呈する。
これは姶良カルデラ内から前記の降下軽石のほとんど噴出直後に流出したもので， 大隅半島北部の中部に広く分布し， ことに鹿屋から志布志までの間には， ほぼ平坦で緩傾斜のシラス台地が広大な面積を占めている。 この流出当時にその延長が現在は有明湾 [ = 志布志湾 ] になっている部分を迂廻し， 内之浦まで達し， 当時の谷間を填めたと推察されるが， 現在ではほとんどすべて削剥され， わずかに２カ所みいだされるに過ぎない。
内之浦の西方の馬込では トラック道路に沿い高さ 3～4 m で数 10 m の間に露われ， 下位の岩石は見られないが， 軽石流の上には下部ローム層以上の地層が載っている。 この軽石流は 非熔結でやや堅く締った灰白色の基質中に 鶏卵大以下の円くなった大小不定の軽石塊が散在しており， 節理は見られない。 ここから南東方 1.2 km を隔てた江平では道路に沿い数 m の間に露われ， 厚さ 1 m + の大隅降下軽石層の上に載り中部ローム層におおわれ， 岩相は前者と同じで厚さは 1.8 m 内外である。
大隅半島に広く分布するローム層の標式地 4) は鹿屋付近一帯のシラス台地であって， ここでは新期ローム層と呼ばれ， 下部・中部および上部の各ローム層に分けることができ， おのおの不整合であって， 各単層は色， 構成物質その他にそれぞれ特徴をもっている。 またここではほとんど水平に堆積しているので， 堆積当時の厚さを算定することができる。 しかしこの図幅地域内ではほとんど急傾斜の山地に堆積したため厚薄が常ではなく， また前述のように上部ローム層から上の地層が見られるのが普通で， この下位に中部ローム層が見られるのはまれであり， 下部ローム層の認められる場合はきわめて少ない。
筆者が観察した限りでは水尻 - 垂水 間のバス道路際， 馬込付近のトラック道路に沿った２カ所， 川口 [ ← 岸良の東方 4 km の海岸沿い ] の北方のバス道路際などのわずかの場所で認め得たに過ぎない。 厚さは 30～100 cm あり， 主として褐色の風化火山灰からなり， 上限に厚さ 5～10 cm の黒色帯があり， また風化面を示す顕著な柱状節理を有する。
この図幅地域内の諸所でみられ， 下部ローム層の上に不整合に載っている。 厚さは 30～50 cm でまれに 1 m を超えることがある。 主として褐色の風化火山灰からなるが， 上限に黒色帯の見られる場合は少なく， 風化面も下部ロームほど著しくない。
下部・中部両ローム層を通じ， 鹿屋・志布志地方では基底部に軽石が散点するのが常であるが， この図幅地域内ではほとんど認め得なかった。
これはこの図幅地域内の山地で花崗岩の風化面の上に直接載り， 至るところで見ることができる。 中部ローム層の上に載る場合は不整合である。 特徴ある橙黄色の風化火山灰と， その下位の米～小豆大で同色の軽石層とからなり， その比はおおよそ 2 : 1 であって， 両者の境は漸移する。 この図幅地域内で， 南北方向における本層の厚さや軽石の粒径などの変化を考えると， 著しい傾向はみられないが, 一般に南部よりも北部の方がやや厚く， また軽石の粒径もやや大きいようである。
主として降下軽石の集積からなり， その下位にスコリア層， 上位に褐色火山灰層を伴うが， この両者の分布は普遍的ではない。 降下軽石の厚さは一般に 30～80 cm で， まれに安山岩火山礫を含む。 図幅地域内の南北方向における降下軽石の厚さおよび粒径の変化をみると， 内之浦から南の長坪にかけて一般に厚く 40～80 cm あり， また軽石も大きく小豆～うずら豆大でときにお多福豆大のものがあり， 基盤の起伏に平行しよく成層しているが， これからさらに南方に向かうほど薄くかつ粒径も小さくなり， 船木 [ ← 本図幅の西隣の大根占図幅地域内 ; 本図幅最南部の鳥島の西南方 3 km ? ] 付近では厚さ 30～60 cm で軽石は米～小豆大である。 また北に向かって次第に薄くかつ粒径も小さくなり， 図幅地域北縁部では厚さ 20～30 cm で軽石は米～小豆大となる。 なお広瀬川や大谷川（ 侍金 [ 侍金 ? ] の上流の川）の沿岸では 本層がよく分級されかつ水平に成層してみいだされることがあるが， 山地に堆積した降下軽石が洗い落され河川により再堆積したものである。
またおおむね内之浦付近から以北では この上に厚さ 10～50 cm の褐色火山灰が載っており， また赤木屋・江平・上原および鍋浦などにかけて 基底に厚さ 5 cm 以下で米～小豆大のスコリアを伴っている。
これは現在における地表の起伏にほぼ平行し， 沖積層を除く地表の最上位に堆積し， 厚さは 30～100 cm で， 黒色粗鬆の火山灰からなり， 本層の起源についてはおそらく開聞火山に， 一部は桜島火山に由来するといわれている。 この図幅地域内における厚さの変化については とくに著しい候向はみられないようである。
内之浦および岸良の低地にわずかに発達する。 おもに砂・粘土および礫からなる。 河岸段丘や崖錐堆積物の発達は， 著しく貧弱である。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kagoshima（15） No．102
By Tamotsu NOZAWA and Ryohei OTA (Written in 1966)
The Uchinoura area lies on the southeastern coast of the Ōsumi peninsula, south Kyushu, Japan.
Topographic relief in this region is relatively steep in contrast to moderate and smooth relief in the middle and northern Ōsumi peninsula. The highest peak is more than 900 m above sea level.
Rocks exposed here is mostly granitic rocks, named Minami-ōsumi granite, which comprise tonalite, granodiorite, adamellite, fine-grained granite and aplite. Deposits of volcanic origin cover thinly and widely these granite. Alluvium deposits are found poorly in some coastal regions.
Minami-ōsumi granite is the greatest one of the Outer Zone granite of southwest Japan. It is intruded into so-called Shimanto group of late Mesozoic or early Tertiary age. Generally speaking, it is medium-grained and light-colored granodiorite～adamellite. In most cases, dark-colored clots of biotite are contained with or without diopside or colorless hornblende. Ovoidal xenoliths, mainly of porphyritic diorite, are found occasionally. It is a remarkable fact that inclusions of schist as biotit eschist, spinel - garnet - biotite schist, sillimanite - spinel - biotite schist or diopside quartz schist are found very often. Besides, garnet and splnel are contained through the granite as isolated crystal. Aplite, of vein or massive form, develops abundantly and contains characteristically tourmaline crystals.
Chcmically, in comparison with the average composition of granitic rocks in Japan, it is relatively rich in alkali. K2O surpasses Na2O and FeO surpasses CaO.
Potassium - argon age of the Minami-ōsumi granite is determined on three samples, among which one from the northern part of the Uchinoura area is about 14 million years and the other two from the southern part of the Uchinoura area are about 21 million years. Geologic relation corresponding to the isotopic age difference is not yet established.
The Minami-ōsumi granite in the Uchinoura area is divided into two by a mylonite zone called Uchinoura mylonite zone. The northern one is called Kunimi-yama massif and the southern one，Kishira massif.
It is composed of granitic rocks ranging from adamellite to granodiorite. In most cases, its rock-forming minerals are common to every rock type and are biotite, microcline, plagioclase and quartz as essential component and iron ore, apatite and zircon as accessory component.
Main rock types of the Kishira massif are as follows :
Its rock types are mostly common to the Kishira massif, but is a little different as for minor intrusives, such as massive aplite or "Hoyoshi-dake" fine-grained granite. In the Kunimi-yama massif, there are exposed several masses of "Hoyoshi-dake" fine-grained granite but there is no massive aplite. It is just contrary to the Kishira massif. Besides, as for main rock types, light-colored coarse-grained adamellite is poorly developed in the Kunimi-yama massif. In other points, the Kunimi-yama massif is quite similar to the Kishira massif.
On the top of Mt. Hoyoshi-dake and its southeastern slope, a round shaped mass, about 2 km across, of fine-grained granitic rocks is exposed. It is mainly made up of fine-grained granite accompanying small quantities of fine-grained tonalite and fine-grained granodiorite. Similar mass is found in Tsubusa, in a smaller mass. The relation to the surrounding Kunimi-yama massif is gradual.
The main rock type, fine-grained granite, is porphyritic with plagioclase phenocryst and has similar mineral component to other Kunimi-yama massif. Its features of clot and inclusion are similar, too．
In the west of Kawaguchi, there are exposed fine-grained and dark-colored granitic rocks. It is a round shaped mass about 2 km across. It is composed of tonalite, granodiorite and adamellite which are transitional to each other. The most dark-colored and fine-grained type of the Kawaguchi tonalite is biotite hornblende tonalite and other types are transitional types to the surrounding Kishira massif, respectively. Abundant clots are to be found in the Kawaguchi tonalite, such as diopside - colorless hornblende - biotite - plagioclase clot, colorless hornblende - biotite - plagioclase clot, biotite clot, etc.
Round shaped dark-colored inclusions of various size, 0.5～50.0 cm across, are included widely throughout the whole granite regardless to rock type. They comprise various rock types ranging gradually from fine-grained diorite to granodiorite, in which porphyritic texture is predominant. Transition of diorite into granodiorite may be due to impregnation of quartz and microcline from the host granite. Diopside or colorless hornblende and splnel-aggregation are included.
Schistose rock fragments, mostly round shaped, 1～30 cm across, and rarely lense- or platy-shaped, more than 10 m long, are included throughout the granite. Their main mineral association is as follows :
Inclusions derived from pelitic schist is most abundant. The abundance of these inclusions is one of the characteristic features of granitic rocks in the Outer Zone of Southwest Japan.
Aplitic veins are abundant throughout the granite. Besides veins, there are several masses of massive aplite, several decimeters across, at Korase, Kawaguchi, etc. Both contain characteristically tourmaline, often forming tourmaline - quartz druse.
Near the midst of the Uchinoura area, a narrow mylonitic zone transcuts the granite, running nearly from east to west. In the southern part of the mylonite zone, aplitic rocks are abundant among which some are mylonitized and others are not.
Generally speaking, parallel structure is poor in the granite, but in the peninsula of Hisaki, parallel structure caused by banded biotite zone or quartz zone develops in the direction of N 45°W, nearly vertically. This direction is parallel to the arrangement of granitic rocks in the southern part of Kyushu.
Joint in the granite seems to develop nearly regardless to rock type. It is especially regular in the Kishira massif. Predominating direction is, in the Kunimi-yama massif, N 20～30°W and, in the Kishira massif, N 30°E．
The chemical character of granite in the Uchinoura area is common to the Outer zone granite of Southwest Japan. It is rich in alkali especially in potassium, and FeO surpasses CaO. As for minor constituents, in comparison with other granitic rocks in Japan, it is poor in content of barium, strontium and boron. The scantiness of boron seems incompatible to the abundance of tourmaline in the aplite. Probably boron may concentrate to aplite from the host granite too exceedingly.
The intrusion of granite in the Uchinoura area may be of Miocene, Tertiary age. Its succession of rock types is summarized as follows :
In this series, basic igneous rocks mean original rock of clot in the granite, which often contains diopside or hornblende．
The relation between the Kishira and Kunimi-yama massif is not yet established. But probably the Kunimiyama massif might have been intruded into the Kishira massif, because near the Uchinoura mylonite zone, fine-grained types predominate in the Kunimi-yama massif but any marginal facies change is diffcult to be found in the Kishira massif.
Dyke is qulte rare except aplite or quartz vein, but exceptionally, a group of rhyolite dyke is found in Otoda in the Uchinoura mylonite zone. It is composed of several dykes, 20～50 cm wide, grey colored, without distinct chilled margin. The dykes run parallel in N 75°E direction．
At the end of Pleistocene, Ōsumi pumice fall from Aira volcano covered the erosion surface of granite with the thickness of 2～3 meter, being composed of pumice of rice to red bean in size. Ōsumi pumice flowed out immediately after Ōsumi pumice fall. The pumice flow is remarkably vesiculated, being white colored and fragile. The Aira volcano, in the northern part of present Kagoshima bay, is well known for its huge caldera and its peculiar type of activity. At present the pumice fall deposits can be found at several places near Uchinoura town and the pumice flow deposits at two places．
Afterwards, various deposits of volcanic origin such as loam (upper, middle and lower beds), ejecta of Kaimon volcano (scoria bed, pumice fall bed and brown volcanic ash bed) and black volcanic ash bed accumulated all over the area one after another. They are 1 ～ 3 meters altogether in thickness. But, they are omitted from the map, except comparatively thick deposits. The ejecta of Kaimon volcano are of Recent, because some straw pattern potteries were discovered in them.
昭和 42 年 3 月 13 日 印刷 昭和 42 年 3 月 20 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1967，Geological Survey of Japan