地域地質研究報告
５万分の１図幅
種子島（16） 第 9 号
地質調査所 鉱床部 佐藤岱生
地質調査所 地質部 長浜春夫
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 四万十層群 III.1 A 層 III.2 B 層 III.3 C 層 III.4 D 層 III.5 堆積構造 III.6 地質構造 IV. 屋久島花崗岩 IV.1 主岩相 IV.2 周縁相 IV.3 正長石巨晶 IV.4 包有物 V. 岩脈 VI. 接触変成岩 VII. 第四系 VII.1 段丘堆積物 VII.2 崖錐堆積物 VII.3 沖積層 VII.4 火砕流堆積物 VIII. 応用地質 VIII.1 温泉 VIII.2 金属鉱床 文献 Abstract 図版
付図の目次 第 1 図 屋久島西南部地域の接峰面図 第 2 図 南九州地方四万十層群および酸性岩類分布図 第 3 図 屋久島地質略図 第 4 図 屋久島の四万十層群地質略図 第 5 図 A 層下部柱状図 ① 第 6 図 西開墾南方海岸における A 層中部柱状図 ② 第 7 図 平内温泉東南東海岸における A 層上部柱状図 ③ 第 8 図 A 層中にみられる乱堆積層 第 9 図 A 層中にみられる構造的変形 第 10 図 A 層中のフルートキャスト 第 11 図 A 層中にみられる生痕 第 12 図 A 層中にみられる生痕（砂管） 第 13 図 湯泊南西海岸の B 層下部柱状図 ④ 第 14 図 B 層中にみられるスランプ構造 第 15 図 B 層中にみられるスランプボール 第 16 図 B 層中にみられるプルアパート構造 第 17 図 C 層下部中にみられるスランプ構造 第 18 図 C 層中にみられるブーディン構造 第 19 図 図幅北西県道の D 層柱状図 ⑤ 第 20 図 D 層最下部付近の砂岩層 第 21 図 平内海岸の A 層中の砂岩単層にみられる堆積構造出現順序 第 22 図 屋久島花崗岩類のノルム Q - or - ab - an の４面体への投影 第 23 図 屋久島花崗岩主岩相の鉱物組成 第 24 図 屋久島花崗岩主岩相での緑泥石・緑簾石・方解石などの産状 第 25 図 屋久島花崗岩主岩相と周縁相の接触部 第 26 図 屋久島花崗岩周縁相での菫青石の産状 第 27 図 露岩上に突出している自形・板状正長石巨晶 第 28 図 正長石巨晶の平行配列 第 29 図 露頭で測定した正長石巨晶の面積比 第 30 図 シュリーレンに平行な正長石巨晶のならび 第 31 図 山岳部における正長石巨晶濃集部 第 32 図 正長石巨晶濃集部と暗色包有物 第 33 図 片麻岩捕獲岩 第 34 図 放射状構造を持つ暗色包有物 第 35 図 アプライト花崗岩複合岩脈 第 36 図 花崗岩から枝を出しているアプライト脈 第 37 図 黒雲母帯のホルンフェルス 第 38 図 菫青石帯のホルンフェルス 第 39 図 枕状溶岩源ホルンフェルス暗色部 第 40 図 枕状溶岩源ホルンフェルス緑色部 第 41 図 中間の段丘層基底部にみられる花崗岩巨礫 第 42 図 大川林道 730 m 付近に見られる鉱脈
付表の目次 第 1 表 地質総括表 第 2 表 屋久島花崗岩類の化学組成とノルム鉱物組成 第 3 表 露頭で測定した正長石巨晶のモード 第 4 表 屋久島花崗岩主岩相の鉱物組成 第 5 表 湯泊および平内温泉の化学組成
図版の目次 第 Ⅰ 図版 旭南東海岸（B層）でみられる chaotic な様相を呈する含角礫泥岩 第 Ⅱ 図版 砂岩泥岩薄互層（C 層最下部）中にみられる ブーディン構造がその後の構造的な変形を受けている 第 Ⅲ 図版 C 層最上部付近にみられる著しく剪断作用を受けた Sheared rock 第 Ⅳ 図版 瀬切滝西方海岸でみられる 泥岩礫（同時礫）入りの産状を示す D 層中の砂岩に含まれる泥岩偽礫 第 Ⅴ 図版 平内温泉東方海岸でみられるフルートキャスト 第 Ⅵ 図版 西開墾南方海岸でみられる レンズ状砂岩および泥岩層に発達する節理と劈開（A 層）
地域地質研究報告
（昭和 53 年稿）
５万分の１図幅
種子島（16） 第 9 号
屋久島西南部地域の野外調査は昭和 48 年から 51 年にかけて行なわれた。 調査研究は 花崗岩類・岩脈・接触変成岩・火砕流堆積物及び鉱床については主として佐藤が， 四万十層群・第四系及び温泉については主として長浜が担当した。
調査研究にあたっては 野沢保 技官には現地で教示を受けた他， 今井功・小野晃司・安藤武・三村弘二・遠藤祐二・片田正人 [ 元所員（現 岩手大学） ] ・曽屋龍典・滝沢文教の各技官からは多大の助言と援助を受けた。 野外調査にあたっては屋久町・上屋久町・下屋久 営林署から多くの便宜をあたえられた。 川辺孝幸・今増俊明の両氏には野外調査を助けていただいた。
室内研究にあたっては 有孔虫化石・石灰藻化石は福田理 技官， 生痕化石は田中啓策 技官に同定していただいた。 岩石薄片・研磨片は技術部の村上正 技官ほかによって作製され， 化学分析は主成分を技術部の後藤準次 技官， 温泉水は技術部の阿部喜久男 技官が行なった。 写真の一部は正井義郎 技官の援助をうけた。 分析値の処理には小野千恵子 技官の援助をうけた。 上記の方々に厚く感謝する。
なお， 屋久島から 40 km 南西の 吐噶喇 平瀬は交通その他の都合により除かれている。
屋久島は南西諸島の最北部， トカラ火山列島弧の外洋側に位置し， 九州南端の佐多岬から海上 60 km 南方の地点にある。 屋久島は直径約 27 km のほぼ円形の島で， その中央部に九州以南で最高峰の宮の浦岳（1935 m）がある。 島の大部分は花岡岩からなり， 島のまわりを縁どるように四万十層群が露出している。
屋久島の地形は 一般に標高 1,000～1,500 m まではきわめて急激に高度を増すが， それ以上では比較的なだらかな起伏をもっている。 しかし， この傾向に反して， 本図幅地域では 海岸から中央部に平均的に高度を増していく（第 1 図）。 これは 瀬切 川・ 大川 ・ 小楊子 川・ 黒味 川・ 中間 川・ 湯川 などの河川の発達と削剝のためであろう。 これらの河川は ほぼ図幅地域の北東から南西方に向って流れ， 海にそそいでいるが， 急峻な地形と豊富な降水量により激流をなし， 所々に滝をかける。
花崗岩の分布する地域では 北北東 - 南南西， 西北西 - 東南東の２つの方向をもつ節理系が非常に良く発達しており， 河川は しばしば この方向にそって折れまがっている。
耕作可能な平坦面は 本図幅地域では 南部の標高 200 m 以下で多少あるのみで， 扇状地・段丘・沖積平野の発達は貧弱である。
海岸は ほとんどが磯浜で， 西海岸では断崖となっている。 ホルンフェルスの岩場は良い漁場である。 砂浜は 流域面積の比較的広い小楊子川と黒味川の合流した 栗生 川の河口の栗生部落にやや広く発達する。
屋久島は種子島とともに西南日本外帯の四万十帯に属し， 主として四万十層群とこれを貫ぬく新第三紀の花崗岩とからなる（第 2 図）。
屋久島の四万十層群については HANZAWA（1935）， 橋本（1956）の層序学的研究のほか， 長浜・坂井（1972）による堆積構造の研究などがある。 橋本（1956）は屋久島の四万十層群を下位から 麦生 累層， 船行 累層， 宮之浦 累層， これらを傾斜不整合におおう 一湊 累層の４つの累層に分け， 時代を新白亜紀～古第三紀と推定した。
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本図幅地域の四万十層群は砂岩泥岩互層の厚層からなる（第 1 表）。 これは 橋本（1956）の宮之浦累層の上部の 楠川 頁岩砂岩部層にほぼ相当する。 地層は 一般に NNE - SSW の走向をもち NW に急傾斜するが， 構造的変形が著しい。
従来， 屋久島からは その地質時代を決定する化石の発見は全くなく， 年代決定はなされていない。 しかし， 本層群は 岩相・堆積構造および地質構造などから 日南層群や種子島の 熊毛 層群にほぼ対比されるものと思われ， その地質時代は古第三紀と推定される。
屋久島 花崗岩は 主として 正長石 [ orthoclase ] の巨晶を含む灰色 粗粒の黒雲母花崗岩からなり， 四万十層群に 紅柱石 [ andalusite ] - 菫青石 [ cordierite ] ホルンフェルスに至る接触変成作用をあたえている（第 3 図）。
[ 屋久島花崗岩は ] 本図幅地域では 主岩相として正長石斑状黒雲母花崗岩， 周縁相として正長石斑状菫青石白雲母含有黒雲母花崗岩およびアプライト質花崗岩とからなる。 角閃石を含む岩相は存在しない。
屋久島花崗岩の年代は， SHIBATA and NOZAWA（1968）によって [ 本図幅の北東隣の屋久島東北部図幅地域内の ] 小杉谷 ・ [ 本図幅の東隣の屋久島東南部図幅地域内の ] 安房 および [ 本図幅の北隣の屋久島西北部図幅地域内の ] 一湊 の花崗岩中の黒雲母試料について K - Ar 法によって 13～14 m.y. が得られている。 この値は 柴田（1978）による西南日本外帯の第三紀 花崗岩類の貫入の同時性に調和している。
屋久島花崗岩の鉄 - チタン酸化物はチタン鉄鉱で磁鉄鉱は含まない。 そのほかに磁硫鉄鉱を含み， この花崗岩は 石原（1975）および ISHIHARA（1977）のチタン鉄鉱系列に属する。 屋久島花崗岩は いくつかの点で 西南日本外帯の花崗岩の一般的な特徴と一致する。 すなわち， 大庭（1966）は 外帯の花崗岩は岩石化学的に Na2O， CaO が少なく， K2O， FeO が多いことを述べているが， 屋久島花崗岩も同様の傾向を示す。 [ 鹿児島県 大隅半島の ] 高隈山花崗岩（太田・河内， 1965）， [ 高知県 宿毛市の ] 沖の島花崗岩（諏訪， 1967）で報告されているものと同様に比較的アルミナに富む鉱物である。 白雲母・菫青石を含む岩相が発見された。 また， 斑状カリ長石を含む外帯花崗岩としては [ 鹿児島県の北西部の ] 紫尾山花崗岩・ [ 山梨県の西部の ] 甲斐駒花崗岩なとが知られている。 屋久島花崗岩は いわゆる暗色包有物のほかに 片麻岩・縞状チャートなどの捕獲岩を含み， この点でも南大隅花崗岩（野沢・太田， 1967）などと似ている。
屋久島花崗岩の中の正長石 巨晶はきわめて大型であり， 自形性が強いことで他に例を見ない。 この斑状正長石巨晶は古くから有名で， 木下・滝本（1939）， 石川ほか（1962）などによって報告されている。 また， 露出面積が広いにもかかわらず 一様に正長石巨晶を含み， 岩相変化が少ないことも屋久島花崗岩の特徴のひとつである。
接触変成岩中には, 花崗岩から派生したと見られる厚さ 4～8 m の１枚のアプライト - ペグマタイト脈が存在する。 また， 花崗岩近くの変成岩や花崗岩体内にも, 電気石・白雲母・ざくろ石・紅柱石・菫青石などを含むアプライト脈が多数見られる。
花崗岩と四万十層群の接触面は 大局的にはほぼ垂直である。 接触変成帯は 泥質岩を基準として 菫青石帯と黒雲母帯に分けられる。 本図幅地域では非変成帯は海中に没して見られないが， 花崗岩から約 2.9 km [ 離れた位置 ] までは変成帯が続いていることがたしかめられている。 [ 本図幅の ] 北隣の屋久島西北部図幅地域では この幅は約 3 km と広い（河内・佐藤， 1973）。 屋久島の接触変成岩については 石川（1964）の研究もある。
本図幅地域では第四系の発達は良くないが， 段丘堆積物・崖錐堆積物・沖積層の他に, 山岳部の平坦面には流紋岩質の軽石と酸性安山岩～デイサイト岩片を含む火砕流堆積物が， また海食台には隆起サンゴ礁の痕跡が認められる。
地域の南部では温泉が湧出し， 浴用および観光資源として利用されている。
屋久島花崗岩は [ 本図幅の東・北東隣の屋久島東南部・屋久島東北部図幅地域の ] 岩体東部ではタングステン鉱床をともない， 林ほか（1955）によって報告されているが， 本図幅地域では鉱床は知られていない。
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本層群は本図幅地域の基盤岩で， 海岸のせまい範囲にわたって帯状に発達し， 主として砂岩泥岩の互層からなり， 最下部付近に凝灰岩層 [ t ] を挾む。
本図幅地域内の四十万層群は 岩相により， 見掛け上の下位から上位に向って A 層・B 層・C 層および D 層の４層に区分される。 すなわち， A 層は 厚砂岩と薄い泥岩との互層 [ A ] で， 一枚の凝灰岩層 [ t ] を挾み， 堆積構造の発達がある。 B 層は 一般に砂岩と泥岩との薄互層 [ B ] で， スランプ構造の発達が著しい。 C 層は 砂岩泥岩の薄互層 [ C ] であるが， B 層に比べて その厚さが数 cm の薄互層で， ブーディン [ boudin ; 腸詰 ] 構造の発達が顕著である。 D 層は 砂岩泥岩の厚互層 [ D ] で， 砂岩の厚さが数 m におよぶものもあり， 泥岩の偽礫を含むことがその特徴である。
これらの４層は 橋本（1956）の宮之浦累層の 楠川 頁岩砂岩部層 [ ← 本図幅の北東・北隣の屋久島東北部・屋久島西北部地域内の屋久島の北海岸に分布している ] にほぼ相当する（第 4 図）。
模式地 : 西開墾 の南方海岸
分布 : 本図幅地域の南東隅の海岸に連続露出， 西開墾地域の段丘堆積層および崖錐堆積層の下にわずかに分布する。
層厚 : 正確には算定できないが， 600 m 以上ある。
層序関係 : 下限は地域外露出のため不明。
岩相 : 主として厚さ 1～数 m の砂岩および砂岩泥岩互層 [ A ] からなり（第 5 図・第 6 図および第 7 図）， 下部に一枚の厚さ 50 m 以上の凝灰岩層 [ t ] を挾んでいる。 これは酸性凝灰岩で 緑色を呈し， 風化すると白色となり， わずかに層理を示す部分がある。 単層の厚い砂岩層は 無層理 塊状で 微細粒～細粒で， まれに中粒である。 砂岩泥岩互層は 単層の厚さが 15～50 cm で やや板状を呈する微細粒～細粒砂岩と， 厚さ 20 cm 以下の泥岩との互層からなる。 砂の粒径の変化による級化現象は 肉眼的に明瞭なものは少ない。 一般に 乱堆積・構造変形や熱変成作用などを受けているために層理の不明瞭なこともある （第 8 図および第 9 図）。 砂岩単層の下底面にはソールマーク（第 10 図）， 内部には漣痕葉理部およびコンボリュート葉理部が多数認められる。 また， 下位の泥岩とはわずかな浸食面をもって接し， 両者の境は明瞭である。 泥岩は 黒～黒灰色， 多くは葉理を示す。 一般に [ 泥岩の層厚は ] 数～20 cm で， まれに数 m に達する。
化石 : 砂岩泥岩互層中に生痕の化石（第 11 図）， ときに泥岩中に砂管（第 12 図）が見いだされる。 いまだに貝化石の産出はない。
対比 : 本層は 岩相から [ 本図幅の北東隣の屋久島東北部地域内の ] 上屋久町 宮之浦 国民宿舎の西海岸に発達する地層にほぼ対比される。
模式地 : 本図幅の南方海岸の 平内 温泉から黒崎にかけての約 5.5 km の海岸。
分布 : 模式地の南方海岸および 湯泊 から 中間 に通ずる県道。
層厚 : 地層の擾乱や断層が多いため 正確な厚さはわからない。
層序関係 : 下位の A 層 [ A ] とは整合とみなされるが， 断層の可能性もある。
岩相 : 本層は厚さ 10 cm 以下の砂岩と厚さ数～数 10 cm の泥岩と砂岩泥岩互層からなる（第 13 図）。 泥岩層のなかには [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版で示すような chaotic な様相を呈する含礫泥岩層を挾む。 礫は 外来礫ではなく 砂岩や泥岩の角～亜角礫の いわゆる同時侵食礫である。 この互層中にはいちじるしいスランプ構造（第 14 図）の発達があり， これらが その後に 剪断作用を受け構造的な変形を受け複雑な構造となり， そのために原岩の構造がはっきりしないものが多い。
砂岩は灰色の微細粒～細粒で， まれに中粒で， 厚さは 10 cm 以下で， 剪断作用を受け変形し sheared rock となっているものもある。 級化層理は不明瞭ではあるが， 稀に認められることもある。 泥岩中の薄い砂岩はプーディン構造のためにレンズ状を示すことが多いが， 明らかにスランプボール（第 15 図）も認められる。 ソールマークは見当らないが， プルアパート構造（第 16 図）， 漣痕葉理やコンボリュート葉理のような堆積構造は多数認められる。
泥岩は 細粒～粗粒で 黒～黒灰色を呈し， 多くは層理を示し， 砂岩中にひんばんに挾まれて細互層をなすが， 剪断作用を受けたものは層理が乱されている。
化石 : 本層の最下部付近の砂岩泥岩互層中に生痕化石の産出をみるが， 貝化石はまだ見出されない。
対比 : 本層は岩相から [ 本図幅の北東隣の屋久島東北部地域内の ] 上屋久町 宮之浦の西側海岸に分布する地層にほぼ対比される。
模式地 : 中間から 栗生 ・ 大川之滝 および瀬切川にかけて約 10 km の海岸。
分布 : 模式地である西海岸と中間から永田に通ずる県道。
層厚 : 断層が多く 地層の擾乱が激しいために 層厚の算定は困難である。
層序関係 : 下位の B 層 [ B ] とは漸移か 断層かのいずれかは不明である。
岩相 : 本層は 初生的には, 泥岩の厚さ 0.5～10 数 cm と 砂岩の厚さ 0.3～数 cm とからなる細互層であったと推定されるが， これらの互層はスランピングによる変形や強い剪断作用による変形を受けたために, 砂岩は 第 17 図および第 18 図や [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版で明らかなように ブーディン構造を示したり， 激しく屈曲したり， 連続性に欠けたり， 乱れた複雑な構造を呈している。 いわゆる sheared rock となっていることもある（ [ 巻末の ] 第 Ⅲ 図版）。 なお， 明らかにスランプ性変形とみられる スランプボールも認められる。
砂岩は灰～暗灰色， 一般に細～微細粒で， ときに中粒で， 厚さは 0～数 cm が普通で， まれに数 10 cm の塊状砂岩のこともある。
泥岩は細～粗粒シルト岩で， 黒～黒灰色で， 一般にかすかな葉理を示し， まれに塊状で， レンズ状の砂岩をひんぱんに挟み， 細互層をなしている。
本層は 小規模のスランプ性変形や構造的な強い変形を受けていることのためが， ソールマークは勿論， A 層 [ A ] および B 層 [ B ] の中で多数みられた 漣痕葉理やコンボリュート葉理のような堆積構造は認められない。
なお， 露頭は確認できなかったが， 本層分布地域の大川之滝付近には 熱変成作用をうけた枕状溶岩の転石が見られる。 橋本（1956）によれば 屋久島で玄武岩の枕状溶岩がみられるのは島の東海岸 [ ← 本図幅の東・北東隣の屋久島東南部・屋久島東北部図幅地域内 ] に分布する 船行 累層中のみである。
化石 : 貝化石の産出はないが， 生痕化石が中間の北々東および中間付近の２カ所で見出される。
模式地 : 本図幅の北西方の約 2.5 km の海岸付近。
分布 : 模式地の海岸一帯と瀬切川から [ 本図幅の北隣の屋久島西北部図幅地域内の屋久島の北西部の ] 永田 に通ずる県道。
層厚 : 約 1,100 m。
層序関係 : 下位の C 層 [ C ] の上部が著しい剪断作用をうけていることから， 本層と C 層との境界は断層の可能性もある。
岩相 : 本層は 第 19 図の柱状図および [ 巻末の ] 第 Ⅳ 図版で明らかなように 泥岩の偽礫入りの中～粗粒砂岩と泥岩との互層で， 砂岩の厚さは 1～10 m で非常に厚く， 泥岩は数 cm～1 m， まれに数 m で， 砂岩の厚さに比べてきわめて薄く， いわゆる砂岩が泥岩に比べて圧倒的に厚い互層である（第 20 図）。
砂岩は 一般に灰白～灰色で， 見掛けの下位層である A・B および C 層中のそれらに比べて白っぽく， 泥岩の同時礫を多量に含むことが最大の特徴で， 淘汰は不良であり 層理の発達も悪い。
泥岩は細～粗粒シルト岩で 黒～黒灰色を示し， 数～数 10 cm で 厚い砂岩中にうすく挾まれる。
本層は 下位の A・B・C の地層とはその岩相がことなり， スランプ構造やその他の堆積構造の発達もなく， 生痕化石の産出もない。
本図幅地域内の四万十層群の A および B 層の砂岩泥岩互層中には, フルートキャスト・コンボリュート葉理・漣痕層理および級化層理などの堆積構造が観察される。
砂岩泥岩互層中における砂岩単層から泥岩にいたる一連の地層にみられる堆積構造の出現順序は， 模式化すると 下位から 級化部（a）， 下部平行葉理部（b)， 下部漣痕葉理部（c）， コンボリュート葉理部（d)， 上部漣痕葉理部（e）および上部平行葉理部（f）の６単位に区分されるが（長浜・坂井， 1972）， 本図幅地域内の四万十層群にはこのような完全な順序が現われることは少なく， 基部を欠いたり， 頂部を欠いたり， または中間部を欠いたりすることが多い（第 21 図）。 このうち 下部および上部の漣痕葉理部はほぼ一定方向を示す斜葉理が多いが， ときにその方向が不規則な いわゆる "ripple - drift bedding" を示すこともある。 なお， この地域の砂岩単層の中にみられる堆積構造の出現順序は BOUMA（1962）の示すものとは 少し異なる。
以上の諸特徴から判断すると， 砂岩泥岩を構成する砂岩はタービダイトである。
砂岩単層の下位の泥岩との境界は明瞭ではあるが， 侵食面は見当らないことが多い。 粒度は一般に微細粒で， ときに細粒であるが， 級化層理の認められる場合はやや粗粒となっている。
フルートキャストの形は 一般に扇形あるいは舌状をなすが， 本地域のものは その上流側の先端が鋭角的なものや「ややねじれたもの」が多く， 長さに比べて幅がせまい。 フルートキャストの長さは普通は 10 cm 前後で， 長いものは 90 cm に及ぶものもある。 幅は 1～3 cm のものが多く， 広いものは 10 cm 以上に達するものもある。 その高さは一般に 1 cm 以下であるが， 最高 4 cm に及ぶものも存在した。
本図幅地域内の A 層の中のソールマークを測定した。 その結果， ソールマークが示す流れは SW から NE への方向である。 測定数は少ないが， この方向は琉球弧の方向にほぼ一致する（長浜・坂井， 1972）。
前述したように， 本図幅全体を通じて四万十層群は 海岸線の１ルート以外には 地層の露頭がきわめて悪い。 また， 追跡のできる鍵層をほとんど欠き， 無化石， 単調な砂岩泥岩の互層であることに加えて， 断層・スランプ構造・剪断作用による変形， さらに花崗岩の貫入による熱変成作用や多くの石英脈に貫かれるために， その地質構造は複雑となっている。
[ 本図幅地域内の四万十層群の ? ] 一般の走向は N 10～2°E で， NW 方向に 70°以上急傾斜する単斜構造をなしている。 しかし， 級化層理やソールマークから判断して まれには逆転したところもあって， 単なる単斜構造だけであるとも思われず， かなりの層序の繰り返しや 欠層が存在するものと推定される。 したがって， 真の地層の層厚は見掛けよりも薄い可能性がある。 各所で小褶曲が見られるが， これが スランプによる変形か， 構造的なのかの いずれのものかを区別できないことが多い。 したがって， 小褶曲構造と思われたもののなかには スランピングによるものが かなりみられるようである。
[ 本図幅地域内の四万十層群を切る ? ] 断層には NE・NNE・NW および EW の４系統の断層があるほか， ときに小規模の衝上断層も見られる。
砂岩や泥岩中には多くの節理や劈開が発達している（ [ 巻末の ] 第 Ⅵ 図版）。 これらの節理は泥岩および砂岩の中に良く発達するが， なかでも泥岩の中のものが多い。 これらの砂岩・泥岩の中にみられる節理は 大抵の場合は石英脈によって充されることが多い。 この節理の走向の頻度は N 50°E のものが多く， その傾斜は 70°前後である。
石英脈の走向の頻度は N 30°E のものが多く， その傾斜は 50°前後で， 節理の傾斜に比べてゆるい。 脈幅は 0～2 cm で薄く， 5 cm 以上はきわめてまれである。
岩体の北西部が海中に没しているために そこでの境界は不明であるが， 屋久島 花崗岩は ほぼ屋久島の中心部をしめ わずかに北西 - 南東方向にのびた岩体で， 接触変成帯でふちどられている。 北西 - 南東方向の長径は 25 km 以上， 北東 - 南西方向の短径は約 20 km である。 露出面積は 390 km2 以上となり， 100 km2 以上という定義から見れば底盤と呼んでよい。
屋久島花崗岩の肉眼的特徴は 自形性の強い正長石 [ orthoclase ] の巨晶を含むことである。 その長さは最小 1 cm から最大 14 cm まで知られているが， 一般には 4～6 cm 程度である。 正長石巨晶については別項で詳述する。
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屋久島花崗岩の化学組成とノルム鉱物組成を第 2 表に示す。 屋久島花崗岩の化学組成は 鈴木（1937）， 滝本（1941）を含めて柴田・大庭（1967）にまとめられている。
屋久島花崗岩は 日本の花崗岩の平均に比較して K2O・FeO が高く， Na2O・CaO が低いという外帯花崗岩の一般的特徴をもつほかに， Al2O3 が高く， [ Al2O3 に相当する ] ノルムのコランダム [ = 第 2 表の C ] が主岩相 [ = 第 2 表の試料 A ] で平均 1.4 %， 周縁相 [ = 試料 B ] で平均 3.2 % もある。 しかし， 含まれる包有物は アルミナ質のものがあるとはいえ 多くはなく， 塩基性のいわゆる暗色包有物が大部分である。 不透明鉱物は磁硫鉄鉱とチタン鉄鉱である。
ノルム の Q - or - ab - an の４面体の花崗閃緑岩システムヘ投影する（第 22 図）と， 主岩相は 5 kb 以上， 周縁相は約 2 kb， アプライトは約 1 kb の面の付近に投影される。 実験と天然の条件は異なるので そのまま正しい値としてこの数字を受けとることはできないとしても， 少なくとも高圧から低圧へという傾向は読みとれる。
山岳地域の標高 1.700 m 以上で, 長径 10 数 cm 程度の菫青石ホルンフェルスの亜角礫がみられる。 これらは接触変成帯の変成度とほぼ同じで， 花崗岩接触部の変成岩と比較すると より変成度の低いものが多いこと， 付近の花崗岩中に同種の捕獲岩がないことなどから， 捕獲岩に由来するものとは考えられない。 屋久島花崗岩のルーフペンダントは現在残っていないが， これらの礫はルーフペンダントからもたらされたもので， 現在の地表からそれほど高くない所にルーフペンダントがかつて存在していたと考えられる。
屋久島花崗岩の主岩相は粗粒の正長石斑状黒雲母花崗岩である。 正長石の巨晶以外の石基部分の鉱物組成は IUGS（1973）の分類による花崗閃緑岩 [ 第 23 図の Gd ] と花崗岩 [ 第 23 図の Gr ] の境界付近に投影される。 これに 露頭で測定された [ 平均の比率 ] 7.9 % の正長石巨晶（第 3 表）を加えると， 花崗岩の領域に投影される（第 4 表， 第 23 図）。 本図幅地域では [ 屋久島花崗岩の ] 岩体のほとんどが主岩相でしめられている。
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鏡下では 主成分鉱物は斜長石・石英・正長石および黒雲母であり， 副成分鉱物として 緑泥石・ 緑簾石・ アパタイト・ ジルコン・ 褐簾石・ チタン鉄鉱・ 磁硫鉄鉱・ 方解石・ 電気石および白雲母を含む。
斜長石はアルバイト双晶・累帯構造をもち， ときにいちじるしいセリサイト化を受けている。 黒雲母を包有していることがある。 正長石と接する斜長石の周縁部にはミルメカイトがみられる。
石英はいくつかの粒の集まりで， 全体として 4～6 mm 程度の石英プールをつくっている。 なかには波動消光をするものがあり， 一般に比較的後期に晶出したと思われるものに多い。 結晶中に放射状の白雲母が晶出していることがある。
石基の正長石はペルト石構造をもつ。 一般に粒間充塡状であり， ポイキリテックな組織は少ない。 大きなものではカルルスバッド双晶をしていることがある。
黒雲母は赤褐色～淡黄色の多色性を示し， 一般には長さ 6 mm 以下， 斜長石・石英および正長石に包有されていることもあるが， ときとして斜長石・石英に対して粒間充塡状に配列していることもある。 C 軸方向から見ても六角状を示さず， 自形性が比較的弱い。 緑泥石や緑簾石に変質していることがある。 キンクバンドをもたない。
緑泥石は 緑簾石とともに黒雲母の変質鉱物としてあるが， ときには主成分鉱物の間隙を充塡して 放射状に成長している。 方解石が粒間をうめることもある（第 24 図）。 また， 白雲母はごく微量であるが， 黒雲母に接して成長するか または 粒間をうめるように成長していることがある。 アパタイトは比較的多い。 電気石は網目状に主に正長石を置きかえているように見える。
まれに 薄片中にごく微量の細粒相が観察されることがある。 これはよごれた長石・石英からなるが， ときに緑泥石も含まれる。
周縁相の分布はせまい。 主岩相 [ Ga ] が粗粒の正長石斑状黒雲母花崗岩であるのに対して， 周縁相は これに白雲母を含むことで区別されるが， その他に次のような特徴がある。
周縁相は図幅南西部の小楊子川の下流から大川の下流にかけての花崗岩体の周縁部に発達し， 四万十層群に接触する。 小楊子川の下流では岩脈状の分布をしている。 また， 類似岩相は岩体の内部でもごく局所的に出現することがある。
小楊子川の川床での接触部では 周縁相が主岩相に迸入しているのが観察できる（第 25 図）。 しかし， 多くの場合に接触関係は不明である。 主岩相の内部の大川林道の 大川橋 [ ← 大川之滝の南方 ] の付近では 明瞭な接触関係は観察できず， ここで見られる菫青石 白雲母含有 細粒 黒雲母花崗岩は ある種のセプタ [ septa ] すなわち迸入体の境界を示すものかもしれない。
鏡下では 主成分鉱物の粒度は変化がはげしく， ときに斑状組織のように見える。 比較的細粒の斜長石・石英・正長石では丸味をおびる。
斜長石のセリサイト化は主岩相に比較して少ない。 石英は粒間充塡状になることがあるが， 石英プールを形成していることは主岩相と変らない。 しばしば 正長石は 0.5 mm 程度の小粒の集まりであり， 石英よりもさらに粒間充塡状になる。 ペルト石構造をもつ。 ミルメカイトは少ない。
黒雲母は赤褐色～淡澄色， 一般には粗粒で最大 4 mm に達する。 正長石と接する部分でシンプレクタイト組織 [ symplectite texture ; 複数の細粒鉱物が複雑に絡み合った形状の組織 ] が見られる。 [ 黒雲母の ] 緑泥石・緑簾石への変質は 主岩相にくらべて少ない。 粒間に成長する放射状緑泥石は存在する。
白雲母は粒間をうめ 黒雲母に接して出現することが多いが， ときに単独でポイキリテックに成長していることもある。 しばしば 淡緑色～無色の多色性を示す。 菫青石は他形で 粒間に存在する（第 26 図）。 白雲母に変っていることが多い。
[ 周縁相では ] 副成分鉱物としてアパタイト， 褐簾石， ジルコン， 鉄鉱， 方解石を含む。
アプライト質花崗岩の部分では 斜長石・石英・正長石がより粒状になり， 石英は波動消光がいちじるしくなる。 黒雲母は濃赤褐色～淡黄色の多色性を示し， 緑泥石化はない。
屋久島花崗岩の最も大きな特徴は 正長石 [ orthoclase ; 単斜晶系で化学組成が KAlSi3O8 ] の巨晶を含むことである。 これらの正長石巨晶は しばしば正長石巨晶の濃集部をつくる。
屋久島花崗岩中の正長石巨晶の成因について， 木下・滝本（1939）は「母岩の晶化せる後， 一層揮発成分の豊富となりたるソーダ質の残漿より晶出せるもの」と述べている。 また， 石川ほか（1962）は 微量成分からペグマタイト形成時のものに近いとしている。 しかし， 佐藤・河内（1973）および KAWACHI and SATO（1978）は， 産状や BaO [ 酸化バリウム ] 含量などから [ 正長石巨晶は ] 花崗岩マグマの早期から晶出を始めていたと考えるのが自然であり， 実験岩石学的にも [ 再現 ] 可能であることを示した。
正長石巨晶は 新鮮な面では 透明感のある淡灰色で， 風化面では白色となるが， ペグマタイトにみられる不透明な乳白色のカリ長石とは異なる。 これらは カルルスバッド双晶をした自形の板状結晶であり， 石基部分よりも風化に強く， 露岩表面では突出する（第 27 図）。 また， 沢水等によって洗い出された結晶片が登山道や小沢に多数みられ， まれには完全な形をした標本を採集できる。 露頭では, 一般には 長方形の断面を見せて流理構造と思われる弱い平行配列をしており（第 28 図）， 断層や節理とは関連がなく， また， ひとつの露頭で小さなものから大きなものまで混ってみられる。
本図幅地域で測定した巨晶 [ A～N ] の面積比 [ % ] を第 29 図に示す。 第 3 表に示すように， これは風化の進んだ露頭で 正長石巨晶の長径と短径をすべて測定して求めたものである。 [ 正長石巨晶の面積比は ] 平均で 7.9 % である。 分布密度に系統的な傾向は表われていないが， 岩体の南部で 5～6 % 台に低下するように見える。 しかし， 後述するように， この地域では正長石巨晶濃集部が多く， このことを考慮に入れると南部で巨晶が少ないとはいえない。 おそらく 岩体全体を通じて分布密度に大きな変化はないであろう。 少なくとも， 花崗岩の固化後の交代作用による正長石巨晶の成因を考える場合に期待される, 分布の不均質性はみられない。
正長石巨晶は 黒雲母の濃集したシュリーレン [ = 濃淡模様の揺らぎ ] の中で これに平行に配列している（第 30 図）。 また， 壁岩との接触部でも接触面にほぼ平行に配列している。 正長石巨晶は 壁岩のホルンフェルスの中にはまったく存在しない。 後述の片麻岩あるいは堆積岩源の捕獲岩の中にもまったく見られないが， 比較的粗粒の暗色包有物中では少量ながら存在することがある。 この現象は 暗色包有物の成因を考えるひとつの鍵となるのではないだろうか。
正長石巨晶の断面では 黒雲母などの包有鉱物が結晶の外形に平行に配列し， 1～3 層程度の一種の累帯構造をしている。 このような構造は 花崗岩の固結後の交代的な作用では形成されにくく， マグマ中で懸濁していた結晶であることを示す構造であろう。
正長石巨晶は 花崗岩の中ではアプライト脈の中にはみられず， 逆にアプライト脈はしばしば正長石巨晶を切る。 しかし， 花崗岩からホルンフェルスの中に枝を出している岩脈中では, 脈の方向に平行に配列した正長石巨晶が存在している。
鏡下では 正長石巨晶はペルト石構造を示し， 巨晶をとりまく鉱物と接する部分では 正長石の方が粒間充塡状を示す。 一部では 巨晶の外形に平行な小さな石英粒の列を介して， 石基のややよごれた粒間充塡状正長石に連続する。 包有鉱物は 黒雲母と斜長石が普通であるが， 石英も見られる。 石英は粒状のこともあるが， 劈開をうめる形をしているものが多い。 黒雲母・斜長石は自形で， 石基のものにくらべると非常に小さい。
正長石巨晶は 鏡下で格子状の微斜長石構造が見られないだけでなく， X 線粉末図形でも 130 と 130 反射ピークの分裂は見られない。
正長石巨晶はしばしば濃集部を形成している（第 31・32 図）。 これらは普通， 長さ 1.5 m 幅 30 cm ほどのレンズ状であるが， 大きさの変化は大きい。 ほとんどかならず暗色包有物や捕獲岩を含む。 これらの包有物が非常に多数含まれていることもあり， そのような場合に含まれる包有物の種類は一定していない。
正長石巨晶の濃集部は黒味川流域以南， すなわち 本図幅地域の南部に多い。
正長石巨晶の濃集の程度があまり高くないところでは 巨晶のすき間は花崗岩がうめているが， 高密度で濃集している所では, ペグマタイト期に成長したと思われる石英・電気石などやアプライトがうめている。 まれに 正長石巨晶を核として, その外側に包有結晶を含まない乳白色の正長石が成長していることがある。 この長石もペグマタイト期に成長したと推定される。 この場合， 核と外側の正長石の消光方位は一致している。
これに似たカリ長石の濃集部は KERRICK（1969）， WILSHIRE（1969）などによっても報告されている。
屋久島花崗岩は多種類の包有物を含むこと， 包有物を含む包有物があることで特異な花崗岩といえる。 包有物は 肉眼的に 捕獲結晶・捕獲岩・いわゆる暗色包有物および花崗岩質包有物に分けられる。 量は暗色包有物の割合が圧倒的に多く， その他は少ない。 これらの包有物の分布は [ 図幅地域の北西部の ] 大川林道の標高 800 m 付近の瀬切滝の東北東でとくに多い部分があるが， 一般には少ない。
大川滝 [ ← 大川之滝 ] 付近の周縁相 [ Gb ] から柱状の珪線石 捕獲結晶が採集された。 長さ 1 cm 幅 3 mm 程度の単結晶で， 紅柱石・白雲母・黒雲母・緑色スピネルからなる反応縁をもっている。 肉眼では ほとんどが緑色スピネルからなる菱形の斑点が 主岩相 [ Ga ] の中にも周縁相 [ Gb ] の中にもみられるが， これらは珪線石あるいは紅柱石の仮像であろう。
捕獲岩には 四万十層群起源のホルンフェルス， 古生層と思われる縞状チャート， 石灰質岩， さらに その基盤から由来したと思われる珪線石 片麻岩， 紅柱石～珪線石 片麻岩， ミグマタイト， 石英ノジュールなどがある。
地質図に示した大きなブロックをのぞくと， 四万十層群起源の捕獲岩は 花崗岩と四万十層群の接触部付近においてもきわめて少ない。 また， 花崗岩による熱的影響も少ない。 すなわち まわりの接触変成岩がそのまま捕獲されており， さらに高温の変成作用はうけていないと思われる。
古生層と思われる縞状チャートは， 幅 1～2 cm のチャート層と 薄い泥質部の互層が 数枚 積かさなった 長さ 20 cm ほどの捕獲岩である。 また， 石灰質捕獲岩は石英質部分と互層し 暗色包有物につつまれていて， 鏡下で方解石・角閃石などからなる。
片麻岩 捕獲岩は 一般には長径 10 cm 以下の扁平の形をしていて， 端は角ばった不定形で 花崗岩と接している。 主岩相 [ Ga ] の中の片麻岩捕獲岩の構成鉱物は 主として珪線石・黒雲母・カリ長石・石英などからなり， まれにザクロ石を含む。 珪線石は柱状で， 一般には緑色スピネルで周りを置き換えられ， コランダムが中心部に見られる（第 33 図 a）。 別の標本では柱状 珪線石はなく， コランダム・緑色スピネル・針状 珪線石・黒雲母の組合せをとるものもある。 いずれも紅柱石・菫青石は見つかっていない。
小楊子川の砂防ダム [ 位置不明 ] 付近の周縁相 [ Gb ] からは 長径 25 cm に達する大きな片麻岩捕獲岩が採集された。 鏡下では， この片麻岩捕獲岩は 長さ 3 cm に達する紅柱石・珪線石の連晶が 菫青石・白雲母にとりかこまれている。 針状の珪線石も見られる（第 33 図 b）。 SATO（1977）は， これらの片麻岩捕獲岩の鉱物組合せなどから 屋久島花崗岩の冷却史を推定している．
ミグマタイトは細かく褶曲した片麻状構造をしており， 珪線石の仮像と思われる緑色スピネルをもつ 黒雲母ミグマタイトである。
石英ノジュールはほとんど石英ばかりからなり， ときに淡紫色を示す。 大きさは 2～10 cm 程度である。
これらは層状の構造をもたず， 一般に塩基性捕獲岩 あるいは「オボイダル ゼノリス [ ovoidal xenoliths ] 」などと呼ばれているものである。 その起源についてはよくわからないが， 塩基性火成岩あるいは砂岩などの捕獲岩の花崗岩化， 花崗岩マグマ中に早期に晶出した鉱物の集積， 花崗岩の先駆マグマの固結物などの成因が考えられている。
本図幅地域の暗色包有物は 主として 細粒 塊状 暗色包有物 と 斑状 粗粒 暗色包有物とに大別されるが， そのほかに粗粒 等粒状を示すもの， 放射状組織をもつものなど， 粒度・色調・構造などの変化が大きい。
細粒塊状暗色包有物 は 鏡下では主として斜長石・石英・黒雲母からなり， 角閃石を含むものはまれである。 鉱物の接合関係は互いに複雑に入り組んだ形を示している。
[ 細粒塊状暗色包有物の中の ] 斜長石は比較的短柱状で 半白形を示し， アルバイト双晶とともに累帯構造もみられる。 不均質な消光をする場合がある。 セリサイト変質は少ない。 石英は粒間充塡状で波動消光がいちじるしく， ときに粒状を示す。 カリ長石は ほとんど あるいは まったく存在しない。 黒雲母は 他形 あるいは ポイキロブラステック [ = 斑状変晶の中に別の鉱物の微粒子が入っている ] で， 赤褐色～淡褐色の多色性はホスト花崗岩中のそれとほとんど同じである。 いくつかの粒が直線状にならんだり， あるいは 単独で針状を示すことがある。 緑泥石・緑簾石への変質は少ない。 粒間に成長した放射状の緑泥石は多い。 アパタイトは針状できわめて長くのびているものがあり， 量も多い。
斑状粗粒暗色包有物 でも 石基部分の組織は塊状細粒暗色包有物よりもやや粗粒であるほかはほとんど変らない。
斑状をなす鉱物は斜長石・石英・黒雲母であり， 一般に 1 mm 以上， ときに 1 cm におよぶ。 斜長石はかならず累帯構造をもち アルバイト双晶も発達している。 二つ以上の結晶の接合したものもある。 多数の こまかい丸みをおびた黒雲母を包有しているものもある。 石英は 縫合線状にかみあった粒の集合で， 黒雲母を包有していることがあるほか， 内部に白雲母が成長することがある。 波動消光がいちじるしい。 黒雲母は キンクバンドはもたないが， 波動消光はいちじるしく， 他形的な外形をとる。
放射状構造をもつ暗色包有物（第 34 図）では 主に斜長石の配列によって放射状構造がつくられ， 黒雲母もこの方向に従っている。 斜長石は 細長くのびた形をしており， しばしばクラックによって切られている。 石英は 放射状構造の中心と外側に発達しているが， 放射状の斜長石の間をうめているものもある。
きわめて粗粒の花崗岩質の包有物も まれに存在する。 一般には まわりは黒雲母の濃集部によってかこまれ， 正長石巨晶も外形に平行していることが多い。 包有物の中には正長石巨晶は含まれていない。 湯泊林道の標高 510 m 付近では 70 × 45 cm の楕円形をした大きなものが見られた。
鏡下では正長石が多く， 斜長石は比較的少ない。 正長石は 鏡下で微斜長石構造が見られない事によって同定した。 ペルト石構造を示す。 最終的には斜長石・石英に対して粒間をうめていくが， 自形的な広がりを保っているように見える。 粒状の結晶の集合として見られる場合もある。 斜長石は アルバイト式集片双晶が発達し， 強い自形性を示さず， 石英に対しても他形で， 正長石の粒間をうめている部分もある。 セリサイト化は少ないが， よごれた感じがする。 石英は粒状で波動消光がいちじるしい。 正長石に対しても あまり直線的な自形性を示さず， 充塡状に入りこむ場合もある。 黒雲母は 暗褐色～淡黄色の多色性を示し， 自形で， 緑泥石・緑簾石への変質がみられる。 粒間に放射状の緑泥石がある。 また， しばしば粒間に白雲母がみられる。
これは 粗粒斑状暗色包有物の中に細粒塊状暗色包有物や片麻岩捕獲岩を含んでいるものである。 中に含まれる包有物は かならずしも中心にはなく， ときには粗粒暗色包有物からはみ出して花崗岩に直接している。 また， 中に含まれる包有物は 多種類のものが同時に含まれていることがあり， ときに正長石巨晶も含まれる。 このような暗色包有物は， 堆積岩などの花崗岩化作用によって形成されたものではないと思われる。
黒味林道の [ 標高 ] 940 m 付近には長径 3 m にわたる多種・多様の包有物を含む暗色包有物がある。 このような包有物は DIDIER（1973）によって double enclave と呼ばれ， 日本でも [ 宮崎県の ] 大崩山 （ARAMAKI et al， 1977）や [ 岩手県～宮城県の ] 北上山地（吉井・片田， 1974）などで知られている。
四万十層群 [ 図幅地域の北西部の C 層（C）および D 層（D）と南部の B 層（B） ] の中に屋久島花崗岩 [ Ga ? ] から派生した傾斜のゆるやかな１枚のアプライト・ペグマタイト脈が見られる。 よく連続するが， 側方変化に富む。 幅は 一般に 4～8 m で， 花崗岩体に近い所では花崗岩脈， 遠い所ではアプライトが主体となった岩脈になると思われる。
アプライト脈は [ 四万十層群 C 層が分布する ] 大川滝 [ ← 大川之滝 ] の透瀑層となっているほか， 岩体南部の 旭 [ ← 湯泊 旭 ] の北方 [ の四万十層群 B 層の中 ] では 複雑な貫入関係を示すアプライト・ペグマタイト脈の密集部がみられる。 [ 図幅地域北西部の ] 瀬切川の標高 80 m 付近ではアプライト， 花崗岩および正長石巨晶とホルンフェルス捕獲岩の濃集部からなる複合岩脈が見られる （第 35 図）。 この岩脈では まず塊状アプライト脈ができ， その上盤側に これをけずって花崗岩脈が貫入し， さらにその上盤側に正長石巨晶濃集部が形成された。 この花崗岩脈には いちじるしい流理構造がある。
花崗岩に近い四万十層群の幅のせまいアプライト脈は， 脈に平行に正長石巨晶を含むことがある。 大川滝 [ ← 大川之滝 ] の上の花崗岩と四万十層群の接触部で 花崗岩から枝を出しているアプライト脈が見られる （第 36 図）。 これは周縁部はアプライト質であるが， 中心部は花崗岩質で， 正長石巨晶は脈にほぼ平行に配列している。 また， 花崗岩体の方から脈へ まさに流入しようとしているように見える正長石巨晶もある。
幅が数 cm から数 10 cm のアプライト脈は四万十層群中にも花崗岩中にもみられ， 花崗岩との接触部に近い四万十層群の中には比較的多い。 岩脈の有色鉱物は 白雲母・電気石・黒雲母・ざくろ石・菫青石・紅柱石がある。 菫青石はクロット [ clot ; 複数の鉱物の混ざった塊 ] をなし， 自形の石英の粒間をうめている。 紅柱石は白雲母にとりまかれ， 紅色～無色の多色性を示す。
四万十層群は屋久島花崗岩の迸入によって接触変成作用を受けている。 これらは 泥質岩を基準として, 菫青石アイソグラッドによって黒雲母帯と菫青石帯とに分けられる。 非変成帯は本図幅地域では海中に没して見ることはできない。 菫青石帯の幅は約 1,500 m， 黒雲母帯もおそらく 1,500 m ぐらいあり， 花崗岩との接触面がほぼ垂直であることからみると, 外帯花崗岩としては非常に広い幅を持っている（第 37・38 図）。
泥岩源ホルンフェルス は 黒雲母帯と菫青石帯でそれぞれ以下の鉱物組合せに 斜長石・石英・不透明鉱物および電気石をともなっている。
緑泥石は 細い石英脈にともなっていることが多いが， 黒雲母帯では黒雲母と共生して出現する。 黒雲母は 変成度が上昇すると淡緑褐色から赤褐色になる。 白雲母は薄板状からポイキロブラスティックな大型の結晶に変化する。 花崗岩に近い所では 菫青石に接して淡緑色の白雲母がみられる。 菫青石は 菫青石アイソグラッド付近では 0.5 mm 以下できわめて小さく， 緑泥石あるいはピナイト [ pinite ; ピニ石 ] に変質しているが， 花崗岩の近くでは数 mm に達し， 白雲母に変化していることがある。 偽六方双晶が良く発達する。 紅柱石は砂時計構造を示すことがあり， まれに無色～紅色の多色性を示す。 ざくろ石の出現は少ないが， 一般に層理に平行な扁平形を示し， いくつかの粒がつながっているものがある。
カリ長石は認めることができなかったが， 白雲母 - 黒雲母の接触関係は花崗岩接触部まで常に観察されるので， カリ長石 - 菫青石の組合せは出現しないのであろう。 紅柱石 - 黒雲母 - 白雲母の接触関係は一般的である。
砂岩源ホルンフェルス には淡緑色角閃石・緑簾石を含むものがある。
枕状溶岩を源岩とするホルンフェルス は 大川滝 の付近に転石として見い出されたもので， 肉眼的には暗色の球状部と それをうめる緑色の基質部からなる 非常に硬い岩石である。
鏡下では， 暗色部は普通角閃石・淡褐色黒雲母・斜長石および不透明鉱物からなり（第 39 図）， 緑色部は透輝石と斜長石からなり 不透明鉱物は少ない（第 40 図）。
凝灰岩源ホルンフェルス は [ 四万十層群の ] A 層 [ A ] の中の酸性凝灰岩 [ t ] を源岩とし， 露頭で緑色を示し， 凝灰質泥岩中の薄層としてみられる。 鉱物組合せは 緑泥石 - 黒雲母 - 白雲母 - 斜長石 - 石英 - 不透明鉱物からなる細粒部に, 粗粒・自形性の強い斜長石と石英を含むレンズ状の部分がみられる。 細粒部には電気石を含む場合がある。
[ 図幅地域南東部の ] 湯泊林道の入口付近で 石英を主体とし， 透輝石・普通角閃石・緑簾石および方解石からなる緑色のホルンフェルスが見られる。
本図幅内に分布する第四系は 段丘堆積物 [ td ] ・崖錐堆積物 [ tl ] ・冲積層 [ a ] および火砕流堆積物 [ p ] からなっている。
[ 本図幅の北東隣の屋久島北東部図幅地域内の ] 屋久島の北東部は 段丘面も堆積物も良く発達している。 しかし， [ 屋久島の ] 西南部にある本図幅地域内では 段丘地形の発達は北西に向う程 まことに貧弱となり， その幅も狭くなり， さらに各所でレンガ色のロームや崖錐堆積物などでおおわれているために 一層不明瞭なものとなっている。 また， 堆積物の発達も悪く， その連続性にも欠けている。 段丘堆積物の顕著な発達がある 図幅外の北東地域においては， 中田（1967）により 高度・連続性・火山灰・段丘堆積層の状態によって [ 段丘は ] ５段に分けられてはいるが， 本図幅地域内では 前述した理由で 区分することは困難である。
段丘堆積物は湯泊・中間・栗生・大川および瀬切川の各地にわずかに点在し， 厚さ 2～10 m の砂礫層からなり， 礫の大部分は花崗岩および四万十層群のホルンフェルス（砂岩および泥岩）で占められている。 礫の大きさは， 花崗岩では 5～30 cm で 良く円磨されており， 大きいものには長径が 2 m 以上におよぶものもあり， 砂岩および泥岩の礫は 花崗岩のそれに比べると小さく， 30 cm 以下の亜円礫である（第 41 図）。 基質は花崗岩の風化砂からなっており， 多くの黒雲母を含み 淘汰は余りよくない。 なお， 大川と瀬切川との 中間 の道路の東側の露頭では， 下位に約 6 m の良く円磨された 30 cm 以下の花崗岩の礫層， 約 4 m の特徴ある赤色凝灰岩層， さらに 5 m 以上の亜角礫層が堆積している。
本図幅地域内の各地で 山腹から山麓にかけての段丘面をおおうような形で分布し， その形成は更新世から完新世にかけて行われたと考えられる。 [ 図幅地域南東部の ] 旭の北方ではあたかも扇状地のような地形を示し， その構成物は花崗岩・ホルンフェルスなどの崩壊物である土砂や岩塊からなり， ときに径 5 m 以上の巨礫を含むことも多く， 構成礫種は その地域ごとの基盤岩によって左右されるが， 一般に大きな礫は花崗岩が多い。 この堆積物は 地質図では大部分が省略されている。
本図幅内の海岸は一般に断崖で囲まれ， 海食が進行中であるために沖積層の発達は乏しく， 栗生および中間にわずかに分布し， 堆積物は礫・砂および泥からなり， 場所によってその厚さや組成が異なる。 栗生の海岸には, 約 5 m 未満の淘汰の良い 固結していない灰白色 花崗質砂層からなる砂丘の小分布が認められる。
なお， 海食台は海岸に平行に細長く断続しつつ発達し， 最も新しい段丘をなしている。
黒崎と栗生の北北西海岸の２カ所の海食合には 隆起サンゴ礁の痕跡が認められる。 このうち黒崎産のサンゴ礁から次の有孔虫および石灰藻の化石を産出した（鑑定 : [ 地質調査所 ] 石油課 福田理）。
このサンゴ礁は本図幅外にある 屋久町 安房 [ ← 本図幅の東隣の屋久島東南部図幅地域内 ] の南方・ 上屋久町 宮ノ浦 国民宿舎 [ ← 本図幅の北東隣の屋久島東北部図幅地域内 ] および 志戸子 [ ← 本図幅の北隣の屋久島西北部図幅地域内 ] の海岸に発達しているものに対比される。
図幅地域 山岳部の比較的平坦な部分に, 火砕流と思われるオレンジ色の堆積物が 花崗岩あるいは その風化土壌をおおっている。 [ 地質 ] 図では示していないが， 海岸部でも見られる。 この堆積物は，火山灰の基質の中に軽石と外来岩片を含み， 分級はきわめて悪く， 細粒の基質に富み， 層理を示さない。 厚さは 普通 40 cm 程度である。 海岸部では花崗岩質の岩片を含むこともあるので， この部分は水流による二次堆積の可能性もある。
軽石はオレンジ色～淡褐色で， よく発泡し， 長孔形の気泡をもつ。 しかし， 比較的発泡の良くない多斑晶質のものや， さらに発泡の悪い灰色のものも少量含まれている。 軽石の外形は円味を帯び， 最大経は 10 cm 程度， 普通は 5 cm 以下である。 鏡下では ガラスは淡褐色～無色を示し， 屈折率は 1.500～1.505 である。 斑晶は 斜長石・斜方輝石（En72 前後 ; γ = 1.700 前後）・普通輝石・磁鉄鉱からなる。
外来岩片は 複輝石酸性安山岩～デイサイト・ 溶結凝灰岩・ 緑色のパッチを含む大谷石様の変質岩・ 火山岩源の熱変成岩・ カンラン石を含む安山岩質玄武岩などで， 酸性安山岩～デイサイトが多い。 大きさは 最大長径 13 cm に達するものもある。
この堆積物は 図幅地域の北に隣接する永田岳の東方および西方， 海抜約 1,700 m の尾根上にも分布することが観察されている。
町田（1977， p. 192）によると， 木下（1940）は この堆積物について「山地一帯をおおって分布し， 宮之浦岳の頂上でも数メートルの厚さがある」と報告している。 町田（1977）は この堆積物をいわゆる「アカホヤ」とし， 幸屋 火砕流（宇井， 1973）・竹島火砕流（小野・曽屋， 1975）と同一の火砕流で， その噴出源は鬼界カルデラであると述べている。
温泉は [ 図幅地域南東部の ] 平内 および 湯泊 海岸の波打ぎわの砂岩泥岩層中の多くの亀裂から自然湧出し， このうち平内温泉は 満潮時には海中に没し， 干潮時には住民・湯治客および観光客によく利用され， 海中温泉として有名である。
地質調査所 化学課が行った本温泉の分析結果は第 5 表のとおりである。
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分析結果から泉質および特徴は次のとおりである。
林ほか（1955）に報告されているように， 屋久島東部ではかつて稼行されたタングステン鉱床が点在しているが， 本図幅地域では鉱床や鉱徴はこれまで報告されていない。
本図幅地域の花崗岩の北西部の大川林道の 上大川橋 [ 位置不明 ] 以北では弱い鉱化作用がみられる。 すなわち， 1) この地域の広い範囲にわたって， 西北西 - 東南東方向の節理にそって 鉱染状の黄鉄鉱や酸化帯をともなう。 2) この地域の中の大川林道の標高 730 m， 瀬切滝の東北東約 900 m 付近では， 幅 50 cm 長さ 2 m にわたって酸化帯がみられ， その中に長さ 40 cm 最大幅 4 cm 程度の破砕脈群がある（第 42 図）。 破砕脈の方向は おおむね N 50°W・60°NE で， 鉱染状の黄鉄鉱をともなう節理の方向と一致する。 このほか N 50°W・90°の方向の節理にそう細脈も存在する。 鉱石は黄鉄鉱を主体とし， 黄銅鉱・閃亜鉛鉱をともなう。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tanegashima (16) No. 9
By Taisei SATO and Haruo NAGAHAMA (Written in 1978)
The mapped area lies in the southwestern part of the Yakushima Island, about 65 km south of kyushu. Geologically it is situated in the Outer Zone of Southwest Japan.
In this area the Paleogene part of the Shimanto Group, the Miocene Yakushima Granite and the Quaternary deposits are exposed (Table 1).
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The Shimanto Group in this area belongs to the Paleogene part of the Shimanto Geosynclinal Pile. It is mainly composed of very fine-grained sandstone and mudstone. This group is divided into four formations ; A, B, C and D formations.
The A formation is made mainly of thick sandstone and thin alternation of sandstone and mudstone with a tuff bed. Some trace fossils are known. The thickness of the formation is more than 600 m.
The B formation consists of thin alternation of sandstone and mudstone. The sandstone is rather predominant over the mudstone. No fossil is known in the formation. The formation is intensely sheared and partly crumpled. Therefore, the thickness of the formation is difficult to estimate.
The C formation is made of very thin alternation of mudstone and sandstone. Basaltic pillow lava is found only as float which might be derived from this formation. The mudstone is rather predominant over the sandstone. Some trace fossils are known. The thickness of the formation is difficult to estimate, because it is intensely sheared and partly crumpled as well as the B formation.
The D formation is made of thick sandstone including mudstone clasts, and interbedded mudstone. No fossil is known in the formation. The formation attains to about 1,100 m in thickness.
In the sandstone beds of the A and B formations, are found various sedimentary structures such as sole marking, graded bedding, ripple cross lamination and convolute lamination. The sole marking of the A formation indicates one definite current direction from south-west to north-east.
General structural trend of the Shimanto Group in the area is rather simple and runs in N 10°E - N 25°E direction. The formations dip westwards at an angle of about 70° and are cut by many faults in four directions ; NE - SW, NNE - SSW, NW - SE and E - W.
The Yakushima Granite is well known with orthoclase mega-crysts. The granite is divided into two facies. One is the main facies of coarse-grained orthoclase - porphyritic biotite granite, and the other is the marginal facies of coarse-grained orthoclase - porphyritic cordierite - muscovite-bearing biotite granite associated with aplitic granite. An about 4 m thick aplitic dike dipping toward the granite mass cuts the Shimanto Group close to their contact.
The granite is dated as 13 - 14 million years by the K-Ar method on biotite (SHIBATA and NOZAWA, 1968).
Chemically, the Yakushima Granite is characterized by high K2O / Na2O ratio (1.14 - 1.51) and high FeO / CaO ratio (1.26 - 1.31) compared with those average ratios of the Japanese granitic rocks and high content of normative corundum, on an average of 1.4 % in the main facies and 3.2 % in the marginal facies. These features are common to the most of the granites in the Outer Zone of Southwest Japan.
In the normative Q - or - ab - an system, the chemical compositions of the main facies granite are plotted within the plagioclase primary volume at which the pressure is higher than 5 kb. The average composition of the marginal facies and that of the aplitic dike are plotted on the boundary surfaces between feldspar and quartz volumes at about 2 kb and about 1 kb, respectively (Fig. 22. in text).
Although no actual roof is found in the granite there are many small blocks of hornfels even at high level of the mountain, so the existense of roof until recent days is inferred.
The main facies granite consists of orthoclase mega-crysts, plagioclase, quartz, orthoclase and biotite. Accessary minerals are apatite, zircon, pyrrhotite, ilmenite, allanite, tourmaline, muscovite, chlorite, epidote and calcite. Biotite is subhedral with maximum diameter 6 mm, sometimes included in plagioclase, quartz and orthoclase. Chlorite and epidote are found usually as alteration products of biotite. Chlorite and calcite also occur intersticially among other minerals.
The marginal facies granite is more leucocratic than the main facies, and rarely contains garnet. The grain size is finer than the main facies. Muscovite is sub hedral, sometimes poikilitic and shows pale green to colorless pleo-chroism at the contact with cordierite. Cordierite is anhedral and is sometimes altered to muscovite.
Orthoclase mega-crysts in the main and marginal facies granites are semi-transparent, pale gray in color, commonly 3 to 8 cm in length and rarely up to 14 cm. They are euhedral, twinned after the Carlsbad Law and in some cases are continuous with anhedral orthocalse in the ground-mass. The most mega-crysts show zoned structure which is indicated by the zone of small inclusions of biotite and plagioclase aligned parallel to crystal faces of the host mega-crysts.
Distribution of the mega-crysts is homogeneous in the mapped area as a whole except for mega-cryst clusters. Faint parallel alignment of tabular megacrysts is ubiquitous and becomes more pronounced toward wall-rock contacts. The megacrysts are also parallel-oriented in some of schlierens as well as in the aplitic dikes intruding the country rocks.
Clusters of the orthoclase mega-crysts are often found in the southern part of the granite, usually associated with mafic inclusions and gneissic xenoliths. The size of the mega-crysts cluster is various, commonly about 1.5 m long and 0.3 m wide. The mega-crysts occur rarely in coarse-grained mafic inclusions and are never found in gneissic xenoliths, hornfels xenoliths, and country rocks (KAWACHI and SATO, 1978).
The Yakushima Granite contains mafic inclusions and xenoliths. The mafic inclusions are fine-to coarse-grained tonalitic rocks which are dark-colored, ovoid shaped and usually 10 to 30 cm in diameter. They are divided into two groups, fine-grained massive ones and porphyritic ones. They consist mainly of plagioclase, quartz, biotite and accessory apatite and chlorite.
Xenoliths are mostly hornfels derived from the Shimanto Group Sedimemts, Paleozoic sediments and sillimanite gneiss. In the main facies granite, the minerals of the gneissic xenoliths are biotite, potassium feldspar, sillimanite, green spinel, corundum, muscovite and garnet. There are no andalusite and cordierite. In the marginal facies granite, they are biotite, sillimanite, andalusite, cordierite, muscovite and green spinel.
The porphyritic mafic inclusions occasionally include the fine-grained mafic inclusions, gneissic xenoliths and / or orthoclase mega-crysts.
Contact aureole in the Shimanto Group thermally affected by the Yakushima Granite is divided into two zones, cordierite zone and biotite zone. The cordierite isograd is drawn about 1.5 km away from the granite contact. The biotite isograd might be drawn about 3 km away from the granite contact which is estimated in the northern part of the island. Taking the steepness of the contact plane into account, the contact aureole is relatively wide.
The mineral paragenesis of the biotite zone is
associated with plagioclase, quartz, opaque minerals and tourmaline, and those of the cordierite zone are
associated with plagioclase, quartz, opaque minerals and tourmaline.
Potassium feldspar - cordierite paragenesis is not found in this area.
Basaltic pillow lava in the Shimanto Group was metamorphosed into diopside - biotite - hornblende - plagiocalse hornfels.
The Quaternary formations are terrace deposit, talus deposit, alluvium and pyroclastic flow deposit in an ascending order, all of which are unconformable to each other.
The terrace deposit consists mainly of gravel, sand and mud. The talus deposit is composed of angular blocks of mudstone, sandstone of the Shimanto Group and the Yakushima Granite. The alluvium consists of sand, gravel and mud accompanied with calcareous algae. The pyroclastic flow deposit, which consists of volcanic ash, pumice and dacitic lithic fragments, is about 40 cm thick on the flat plane in the mountainous area. It is considered derived from the Kikai Caldera about 50 km north from Yakushima Island before about 6,000 years.
Two hot springs issue from fissures in the Shimanto Group. The temperature of them ranges form 37 to 47 ℃. In the granite, there are weak mineralization of impregnative pyrite and of brecciated veinlets filled by pyrite, chalcopyrite and galena.
昭和 54 年 2 月 12 日 印刷 昭和 54 年 2 月 16 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