Makoto SAITO*, Kazuhiro MIYAZAKI*, Seiichi TOSHIMITSU* and Hideo HOSHIZUMI*
* Institute of Geology and Geoinformation
（Written in 2004）
The Tomochi District is located in the central part of Kumamoto Prefecture, central Kyushu Island, occupying the northwest part of the central Kyushu Mountains (Figure 1). The geologic composition of pre-Cenozoic strata and rocks in the Tomochi District are different between the north and south sides of the east-west trending Usuki-Yatsushiro Tectonic Line (UYTL) (Figures 2, 3). The south side of the UYTL is mainly underlain by the Jurassic sedimentary complexes of the Chichibu Terrane, Silurian to Early Cretaceous strata, serpentinite melange with metamorphic and plutonic rocks, Jurassic Gokanosho Metamorphic Rocks and Late Permian sedimentary complexes. The Jurassic sedimentary complexes are thrust over the other strata and rocks (Figure 4)．
The north side of the UYTL is underlain by Early Ordovician Hikawa Tonalite, Early to Middle Permian Ryuhozan Group, Late Triassic to Early Jurassic Manotani Metamorphic Rocks, Early Cretaceous Higo Metamorphic Rocks, Early Cretaceous Higo Plutonic Rocks and Late Cretaceous Mifune Group.
Quaternary deposits are composed of Kakuto Pyroclastic Flow Deposits, Aso Volcanic Products, terrace deposits, landslide deposits, fan deposits and alluvial lowland deposits. The Aso Volcanic Products mostly cover the north side of UYTL.
Figure 1 shows a summary of the tectonic division of southern Kyushu. Figures 2 and 3 show a summary of the geology and simplified geologic map of the Tomochi District, respectively.
Figure 1 Geological map of southern Kyushu Island
This map is drawn mainly after the 1:1,000,000 Geologic Map of Japan (Geol. Surv. Japan, 1992) with the geologic map of the Tomochi District, Teraoka et al. (1992), Sakai et al. (1993), Saito et al. (1994, 1996, 1997), Okumura et al. (1998), Hoshizumi et al. (2004), Uto et al. (1997), Kawanabe et al. (2004), Miyamoto and Tanimoto (1993), Takagi et al. (1997), and original survey in Miyazaki Prefecture.
Figure 3 Tectonic divisions of the Tomochi District.
J1, K1, etc. in parenthesis show the age as shown in Figure 2.
/m and /c in parenthesis show mélange and coherent facies of the sedimentary complexes, respectively.
Figure 4 Schematic cross section of the Usuki–Yatsushiro Tectonic Line’s south side.
1. Pre-Cenozoic in southern side of the Usuki-Yatsushiro Tectonic Line
According to the tectonic division of the Outer Zone of Southwest Japan, which depends on surface distributions of serpentinite melange or Paleozoic strata in Shikoku Island, pre-Cenozoic between the UYTL and Butsuzo Tectonic Line (BTL) in Kyushu Island is divided into the "Kurosegawa Belt" and "Southern Chichibu Belt" from north to south. The former belt is composed of the serpentinite melange, Paleozoic and Mesozoic strata, Permian sedimentary complex and Jurassic sedimentary complex, and the latter belt is composed of the Jurassic to Early Cretaceous sedimentary complexes (ex. Sakai et al.，1992)
In the Tomochi District, as serpentinite melange, Paleozoic to Cretaceous strata and Late Permian sedimentary complex clearly cover the Jurassic sedimentary complex by thrust faults, the authors abolished the division on the basis of the surface distribution of strata and rocks. The authors primarily divided the pre-Cenozoics into the Jurassic sedimentary complex and other complexes. The Early Cretaceous is divided into the Tomochi Formation correlative of the Monobegawa Group and the Kawaguchi, Hachiryuzan, Kesado, and Imaizumigawa Formations correlative of the "Pre-Sotoizumi" Group. The Tomochi Formation unconformably covers the Permian sedimentary complex.
1.1 Jurassic sedimentary complexes of Chichibu Terrane
The sedimentary complexes of the Chichibu Terrane originated from an accretionary complex in Jurassic to earliest Cretaceous time. The Early Jurassic to early Late Jurassic sedimantary complexes are distributed in this district, and Late Jurassic to Early Cretaceous melange (Omae Unit) has no exposure in this district. The sedimentary complexes in the district are divided into six units: Otao, Takadake, Hashirimizu, Yonagu, Nitao and Momigi Units. The Otao, Hashirimizu, and Yonagu Units are characterized by melange, whereas the Takadake, Nitao and Momigi Units are characterized by a coherent facies composed of chert-clastics complex (Kimura and Hori, 1993)．
The Jurassic sedimentary complex in this district occupied three areas, which are on the south side of the Gokanosho Metamorphic Rocks, between the Gokanosho Metamorphic Rocks and coherent strata along the Kuriki Syncline, and on the north side of the coherent strata along the Kuriki Syncline.
The Jurassic sedimentary complexes on the south side of the Gokanosho Metamorphic Rocks dip north and are divided into three units by thrust faults dipping north. These are the Middle Jurassic Momigi Unit of coherent facies, late Early to early Middle Jurassic Nitao Unit of coherent facies and Early Jurassic Yonagu Unit of melange in ascending order. The ages of each unit become younger towards the apparent lower structural levels. The chert-clastics complex of the Momigi Unit consists of Early Triassic to early Late Jurassic chert-clastics sequence (Matsuoka, 1989). The Nitao Unit consists of Early Triassic to early Middle Jurassic chert-clastics sequence, and slaty cleavage occurs in the upper structural level. The Yonagu Unit includes Permian to Jurassic slabs or blocks, however, large slabs such as Hashirimizu Unit are poor.
The Jurassic sedimentary complex between the Gokanosho Metamorphic Rocks and the coherent strata along the Kuriki Syncline is divided by thrust faults into the Early Jurassic Hashirimizu Unit of melange and Early Jurassic Takadake Unit of coherent facies. The Takadake Unit is thrust over the Hashirimizu Unit. They generally dip north and are partially folded together. The Hashirimizu Unit includes Permian to Jurassic slabs or blocks, which mostly includes large Middle Permian limestone slabs. The Takadake Unit consists of Early Triassic to early Middle Jurassic chert-clastics sequence with Permian chert.
The Jurassic sedimentary complex on the north side of the coherent strata along the Kuriki Syncline is the Early Jurassic Otao Unit of melange, which almost dips south. The Otao Unit includes Carboniferous to Jurassic slabs or blocks, which slabs are characterized by the Yayamadake Limestone including Upper Caboniferous type localities in Japan, and the large slabs of basaltic rocks and felsic volcaniclastic rocks with plagioclase megacrysts.
The Otao, Hashirimizu and Yonagu Units are composed of Early Jurassic melanges. The Otao and Hashirimizu Units occupy the north and south wings of the Kuriki Syncline, and the Hashirimuzu and Yonagu Units occupy the north and south sides of the Gokanosho Metamorphic Rocks. A synform is estimated on the Gokanosho Metamorphic Rocks (Figure 4). Although there are some differences among the lithology, age, quantity of the slabs and blocks, these structures show that the three units were originally continuous.
1.2 Pre-Cretaceous strata and rocks except the Jurassic sedimentary complex
The pre-Cretaceous bodies except the Jurassic sedimentary complex occupy the hanging wall of the Jurassic sedimentary complex. These bodies are composed Silurian to Jurassic coherent strata, Permian sedimentary complexes, Gokanosho Metamorphic Rocks and serpentinite melanges.
Upper Silurian to Lower Devonian Gionyama and Horagatake Formations are predominant in felsic tuff. Upper Devonian Yamaide and Naidaijin Formations are composed of sandstone, conglomerate and mudstone with fossiliferous limestone. Lower Carboniferous Kakizako and Kurotani Formations contain black limestone with clastic rocks. The Upper Permian Kuma Formation is characterized by a conglomerate. The Upper Triassic Miyamadani Formation yields bivalve (Monotis) fossils. The Jurassic Kawamata Group is composed of sandstone and mudstone and subdivided into Nishinoiwa, Bisho and Ikenohara Formations in ascending order.
Silurian and Devonian formations are distributed on the serpentinite melanges showing a syncline, and the lower part of the Silurian formation contains sandstone rich in clinopyroxene fragments originated from mafic plutonic rocks. Permian to Jurassic formations are distributed together along the Kuriki Syncline. The Carboniferous formations are tectonically overlain by Permian sedimentary complexes.
Permian sedimentary complexes are the Hirodaira and Miyama Units. The former is covered by the Early Cretaceous Tomochi Formation unconformably, and the latter is tectonically overlain by the Permian Kuma Formation. Both complexes are Upper Permian and rich in basalt and felsic tuff blocks.
Serpentinite melanges are composed of serpentinite with schist, gneiss, granitic rocks, granite cataclasite, gabbro and clinopyroxenite. Granodiorite and gneiss blocks have been dated as ca. 400Ma by K-Ar method of hornblende. The serpentinite melanges are usually overlain by Silurian to Devonian formations, and some thin serpentinites exist along the faults near serpentinite melanges. Gokanosho Metamorphic Rocks are mostly composed of pelitic schist with mafic and psammitic schist. The pelitic schists are dated as 180-140Ma by K-Ar method of muscovite. The Gokanosho Metamorphic Rocks are distributed at the northeast extension of serpentinite melange and high P/T metamorphic rock units between the Kozaki and Haki Tectonic Lines in the Hinagu district, southwestern Tomochi District.
1.3 Early Cretaceous sediments
The Cretaceous sediments, south of the UYTL, consist of the Kawaguchi, Hachiryuzan, Kesado, Imaizumigawa and Tomochi Formations. Among them, the Tomochi Formation is correlated to the equivalent of the Monobegawa Group distributed in Shikoku, Southwest Japan, and the other four formations are correlated to the "Pre-Sotoizumi" Group (the equivalent of the Nankai Group in Shikoku) with respect to the bivalve fossil faunas yielded in the strata (e.g., Tashiro, 1994)．
The Kawaguchi Formation is made up mainly of arkose sandstone and mudstone, yielding many brackish mollusks and some radiolarian fossils, correlated to the Valanginian to Hauterivian. This formation is more than 600 m in thickness, in fault contact with the pre-Cretaceous sedimentary rocks, and conformably overlain by the Hachiryuzan Formation and partly disconformably overlain by the Kesado Formation. The Hachiryuzan Formation (more than 70 m in thickness) is composed mainly of dark gray mudstone and well-sorted fine-grained sandstone with a thin bed of well-sorted granule graveled conglomerate and yields marine animal fossils, correlated to the Barremian. This formation is conformably overlain by the Kesado Formation. The Kesado Formation consists of conglomerate, sandstone and mudstone, and is lithostratographically divided into two parts: the lower part (conglomeratic facies; about 200 m thick) and upper part (sandstone-predominant facies; about 300 m thick). The coarse sediments of the lower part of the Kesado Formation were supplied from a Jurassic sedimentary complex. The upper part of the Kesado Formation yields many brackish to shallow marine molluscan fossils, correlated to the Aptian, and conformably overlain by the Imaizumigawa Formation. The latter formation (over 130 m in thick) is made up of conglomerate predominant facies with sandstone and mudstone, probably correlated to the Upper Aptian in this area.
The Tomochi Formation, unconformably overlying the Late Permian Hirodaira Unit, is composed mainly of conglomerate, sandstone and mudstone, and divided into three parts: the lower, middle and upper parts. The lower part of the Tomochi Formation is made up of the basal conglomerate (more than 240 m in thickness) and mudstone-predominant facies (about 200 m thick). The middle part of the Tomochi Formation is subdivided into the lower conglomerate (10-180 m in thickness) and upper mudstone-predominant facies (more than 220 m in thickness). The upper part of the Tomochi Formation is composed of thick sandstone and interbeds of sandstone and mudstone (over 600 m thick), and the overlain part is cut by the UYTL. The Tomochi Formation yields many marine molluscan fossils and is correlated to the Upper Aptian to Lower Albian.
2. Pre-Cenozoic in northern side of the Usuki-Yatsushiro Tectonic Line
The north side of the UYTL is underlain by the Late Cambrian Hikawa Tonalite, Early to Middle Permian Ryuhozan Group, Late Triassic to Early Jurassic Manotani Metamorphic Rocks, Early Cretaceous Higo Metamorphic Rocks, Early Cretaceous Higo Plutonic Rocks and Late Cretaceous Mifune Group. The Mifune Group unconformably covers the Manotani Metamorphic Rocks.
2.1 Early Ordovician Hikawa Tonalite
The Hikawa Tonalite are distributed along the UYTL as a NNE-SSW elongated body. The Hikawa Tonalite underwent intense mylonitization in Early Cretaceous time and is in tectonic contact with the Ryuhozan Group.
2.2 Early to Middle Permian Ryuhozan Group
The Ryuhozan Group consists of limestone, sandstone, mudstone, mafic volcaniclastic rock, felsic volcaniclastic rock and their metamorphic equivalents. Melange and chert are not found in the group. The Ryuhozan Group underwent Early Cretaceous low P/T metamorphism (Higo metamorphism)．
2.3 Late Triassic to Early Jurassic Manotani Metamorphic Rocks
The Manotani Metamorphic Rocks consist of mafic schist, pelitic schist, siliceous schist, psammitic schist and serpentinite. These rocks were formed by Late Triassic to Early Jurassic high P/T metamorphism. The southern margins are bounded from the Higo Metamorphic Rocks by an E-W trending high angle fault in this district. The southern part of the Manotani Metamorphic Rocks underwent Higo metamorphism in Early Cretaceous time. The Manotani Metamorphic Rocks are unconformably covered by the Mifune Group.
2.4 Early Cretaceous Higo Metamorphic Rocks
The Higo Metamorphic Rocks consist of metamudstone, metasandstone, crystalline limestone, metamorphosed mafic rock, metamorphosed ultramafic rocks and metasiliceous rock. These rocks were formed by Early Cretaceous low P/T metamorphism (Higo Metamorphism). The Higo Metamorphic Rocks can be divided into three metamorphic zones, such as the biotite , sillimanite and garnet-cordierite zones in order of increasing metamorphic grade. Metamorphic lithology changes from schist to gneiss with increasing metamorphic grade. In the garnet-cordierite zone, migmatite, metatexite and diatexite are distributed pervasively. The Higo Metamorphic Rocks initially have a simple thermal structure where metamorphic temperatures and pressures increase towards apparent lower structural levels. However, the original metamorphic structure was collapsed by activities of the E-W and NNE-SSW or NE-SW trending high angle faults.
2.5 Early Cretaceous Higo Plutonic Rocks
The Higo Plutonic Rocks consist of Manzaka Tonalite, Miyanohara Tonalite and Shiraishino Granodiorite with subordinate gabbroic rocks, leucogranite and granodiorite porphyry. The Manzaka Tonalite intruded into the Higo Metamorphic Rocks. The Miyanohara Tonalite intruded into the Ryuhozan Group and Hikawa Tonalite. The Miyanohara Tonalite and Shiraishino Granodiorite are gradational in composition and texture, and probably form a continuous plutonic body. The Shiraishino Granodiorite intruded into both the Higo Metamorphic Rocks and Manzaka Tonalite.
2.6 Late Cretaceous sediments
The Cretaceous sediments north of the UYTL is the Mifune Group, which is lithostratigraphically divided into three parts: the basal, lower and upper parts. The basal part (Mil; 5 m in thickness) of the Mifune Group consists of basal conglomerate with red mudstone, unconformably covering the Manotani Metamorphic rocks. The lower part (over 1,350 m thick) of the Mifune Group is subdivided into five units: Mi2 (mudstone predominant interbeds of mudstone and sandstone), Mi3 (interbeds of sandstone and mudstone), Mi4 (sandstone predominant), Mi5 (sandstone predominant interbeds of sandstone and mudstone) and Mi6 (mudstone predominant interbeds of mudstone and sandstone) with some thin beds of felsic tuff. The upper part (more than 600 m in thickness) of the Mifune Group is composed mainly of red mudstone with thin beds of felsic tuff. The lower part of the Mifune Group bears many brackish and shallow marine molluscan fossils. The upper part of the Mifune Group is lacustrine sediments and yields few fossils in the Tomochi area, but some brackish molluscan fossils and terrestrial animal (reptile and mammal) fossils occur from the upper part of the group in the neighboring Mifune area.
3. Quaternary
Quaternary deposits consist of Pleistocene Kakuto Pyroclastic Flow Deposits, Aso Volcanic Products, terrace deposits, fan deposits, landslide deposits and alluvial lowland deposits. Kakuto Pyroclastic Flow Deposits have small distributions near the Hikawa Dam, and are composed of welded tuff with non-welded deposits of vitric ash and pumice. Aso Volcanic Products are composed of Middle Pleistocene Aso-land 2 Pyroclastic Flow Deposits and Late Pleistocene Aso-3 and 4 Pyroclastic Flow Deposits. These pyroclastic flow deposits are composed of welded tuff, non-welded deposits of vitric ash, scoria and pumice. Although Aso-1 and 2 Pyroclastic Flow Deposits are distributed only in the northeastern part of the Tomochi District, Aso-3 Pyroclastic Flow Deposits are pervasively distributed in the north side of the UYTL. Aso-4 Pyroclastic Flow Deposits are distributed all over the district. Aso-4 Pyroclastic Flow Deposits formed a wide plateau in the lowland of the north side of the UYTL and a small plateau along rivers in the south side of the UYTL.
Terrace deposits mainly distribute along the Hamato and Tsuru Rivers in the northwestern part of the Tomochi District. They almost entirely cover the Aso-4 Pyroclastic Flow Deposits. Alluvial lowland deposits mainly occur around Kosa Town along the Midori Kawa.
Landslide deposits are mainly distributed on the serpentinite melanges, and some landslide deposits are distributed on the Jurassic and Permian melanges.
4. Neotectonics
The Hinagu Fault at the northwestern margin of this district is an active fault with a northeast trend, and seismic activity continues. However, no geographic offset is observed in this district.
The Usuki-Yatsushiro Tectonic Line (UYTL) is a major geologic boundary of pre-Cenozoic in Kyushu and also made a large geographic offset between the north and south around the Tomochi District. However, there is no offset on the Aso-4 Pyroclastic Rocks on the UYTL in this district.
The Shiraishino Fault formed a large offset to the Higo Metamorphic and Plutonic Rocks, and the Memaru Fault also formed a large offset to all pre-Cenozoics in the south side of the UYTL. However, there is some doubt that the two faults are active.
5. Economic and environmental geology
In the Tomochi District, although there were some iron and manganese mines in the basalt slabs in the Otao Unit and limestone mines in the Higo Metamorphic Rocks, there are no working mines. Some quarries distributed on the north side of the UYTL are in operation and produce crushed stones. The Miyanohara Tonalite, Hikawa Tonalite, Higo Metamorphic Rocks, limestone in Ryuhozan Group are quarried. Whereas, on the south side of the UYTL, the sandstone of the Kuma Formation is quarried only to crushed stones.
There is a hot spring and two mineral springs in the Tomochi District.
Ichikawa（1990）は，ジュラ紀付加コンプレックスからなる北部秩父帯，先シルル紀基盤とシルル紀―ジュラ紀の正常堆積物及び古生代後期の付加コンプレックスからなる黒瀬川帯，ジュラ紀―前期白亜紀付加コンプレックスからなる南部秩父帯にまとめた．Yoshikura et al. (1990)は，黒瀬川地帯（Kurosegawa Terrane）を定義し，黒瀬川構造帯の構成要素と古生代後期のコンプレックス，古生代後期―ジュラ紀の整然相からなる構造層序ユニットとした．これは，ほぼ従来の黒瀬川構造帯と中帯に分布する地質体を指している．磯崎・板谷（1990）はこの黒瀬川地帯の認定基準として，従来の（1）シルルーデボン系，三滝火成岩類，寺野変成岩の産出，（2）地質構造の複雑さ，（3）中生代の浅海成堆積物の産出，に加えて，（4）蛇紋岩の産出，（5）185Maより古い低温高圧変成岩，（6）ペルム系付加コンプレックス，（7）ヒスイ輝石―藍閃石変成相の変成岩の産出を挙げている．そして，磯崎・板谷（1991），磯崎ほか（1992）は黒瀬川地帯がジュラ紀付加コンプレックス上のクリッペで，一部は北帯を覆い，内帯の先ジュラ系と同起源であるとした．
前者は四国でYoshikura et al. (1990)，磯崎・板谷（1990）などが提唱した黒瀬川地帯（Kurosegawa Terrane）の構成要素と基本的に同じである．しかし，これら雑多な構成要素を一括して黒瀬川地帯と呼ぶのは，それぞれの構成要素の起源や対比を考える上で弊害になると考えた．すなわち内帯のペルム紀堆積岩コンプレックスや南部北上帯に対比できる地質体があり，今後これらが同様に区分できる可能性が高い．このため本報告では，秩父帯ジュラ紀堆積岩コンプレックス以外の地質体を，上述のように3つに大きく区分して記載する．
本報告のユニットは，2つのタイプの岩相に分けられる．メランジュと整然相である．メランジュの実体として，地質図上に表現できるオーダーのブロックと基質に対して「岩体」と「メランジュ基質」の用語を与える．整然相は，本地域ではチャート砕屑岩シークェンス（松岡，1989）が衝上断層で積み重なった「チャート砕屑岩コンプレックス」（Kimura and Hori, 1993）である．
本報告では，ペルム紀及びジュラ紀堆積岩コンプレックスが，正常堆積物ではなく，砂岩，泥岩，チャート，珪長質凝灰岩，玄武岩溶岩及び火山砕屑岩（以下玄武岩類と一括する）などからなるメランジュないし衝上断層による層状チャートと砕屑岩の繰り返しからなるチャート砕屑岩コンプレックス（Kimura and Hori, 1993）（ジュラ紀の地質体に限る）である．チャートー砕屑岩コンプレックスでは衝上断層による層状チャートと砕屑岩の繰り返しがあり，またメランジュにおいては岩体，岩塊の連続性に乏しい．これらのような複雑な地質構造を持つ地質体において，堆積層序の存在を前提とした従来の累層ないし部層の定義をあてはめることは困難であり，衝上断層が発達する地質体においても見かけの地層の積み重なりに基づく層序区分を用いることはできない．以上の理由から，本報告ではペルム紀及びジュラ紀堆積岩コンプレックスを構成する地質体に対して岩相と内部構造の特徴，分布域の違いに基づいて区分し，“走水層”といった名称ではなく，“走水ユニット”などと称している．
“破木構造線”付近には，蛇紋岩を伴う破木緑色片岩（松本・勘米良，1964）と，グラニュライトが分布する．唐木田・植田（1983）は“破木構造線”の東方延長（「頭地」地域内）でオンファス輝石，ひすい輝石を含む変成岩を報告した．Matsumoto and Kanmera（1949）は結晶片岩類（紅れん石片岩など）を破木緑色片岩類と呼んだ．松本・勘米良（1964）は藍閃石緑れん石片岩を報告し，破木緑色片岩類が黒瀬川帯最南部に分布する地質体とした．大島（1979）はこれらを破木変成岩類と呼び，厚い岩体の大部分は準片岩で周辺部に片岩があり，薄い岩体は片岩のものが多いこと，“深水構造線”沿いに同様の変成岩があること，グラニュライトとは蛇紋岩を介して接することを示した．大島（1979）はグラニュライトを破木変成岩類に入れていない．西園（1996）はこの泥質片岩類2試料の白雲母のK-Ar年代187.1～182.3Maと，泥質千枚岩4試料のK-Ar年代170.2～149.2Maを報告した．また与奈久ユニットの粘板岩4試料の白雲母のK-Ar年代を149.2～130.7Maと報告している．この東方延長には，本地域では泥質片岩主体の五家荘変成岩が分布し，破木変成岩類と岩相も年代もよく似ている．
近隣の地質図幅では，いくつかシルル―デボン系が知られていた．これらは深水蛇紋岩ユニット―目丸山蛇紋岩ユニット（第3.1図）とともに分布するものである．上部シルル系―下部デボン系では，斎藤・神戸（1954）が「鞍岡」地域内で祇園山層を報告した．Hamada（1958），浜田（1959）は祇園山層の石灰岩から珪長質凝灰岩に至る詳しい層序（G1からG4）を明らかにした．これによるとG1層は砂岩主体で緑色珪長質凝灰岩（原記載は緻密凝灰岩）を挟み，G2層は石灰岩，砂岩，頁岩，凝灰岩からなり，化石に富む．G3層は化石に富む礁性石灰岩からなり，G4層は花崗岩質砂岩に7～8枚の緑色珪長質凝灰岩と流紋岩，流紋岩集塊岩を挟むとされている．また，浜田（1959）は祇園山層の珪長質凝灰岩に放散虫化石が含まれることを明らかにした．その後，Wakamatsu et al. (1990)や梅田（1997）によって放散虫化石が検討されている．同様の地層は，「日奈久」地域でも松本・勘米良（1952）により小規模な分布が報告され，その後「日奈久」図幅（松本・勘米良，1964）で深水層として記載された．
本地域のシルル―デボン系は目丸山蛇紋岩ユニット（一部は青石蛇紋岩ユニットとも断層関係）とともに分布する上部シルル系―下部デボン系の祇園山層（斎藤・神戸，1954），上部デボン系の内大臣層（Miyamoto and Tanimoto, 1993），種石蛇紋岩ユニットとともに分布する上部シルル系―下部デボン系の洞が岳層（新称），上部デボン系の山出層（新称）が分布する．前章で示したように目丸山蛇紋岩ユニットと青石蛇紋岩ユニットは，それぞれ深水蛇紋岩ユニットと箱石蛇紋岩ユニットの東方延長と考えられる（第3.1図，第5.1図）．このため，箱石岩体中の分布域の長さが1kmを超える層状珪長質凝灰岩も祇園山層とした．
目丸断層の東側の，千間山，目丸山の南斜面に分布し，目丸山から東に延びる急な尾根を構成する．目丸山北東側ではペルム紀堆積岩コンプレックスの深山ユニット（Miyamoto and Tanimoto, 1993の鴨猪川層）の構造的下位にもデボン系内大臣層とともに分布する．目丸山南斜面のものは中角度で北傾斜の層理面を持ち，本地域内では南斜面に最大で200～250m程度の厚さがある．下底面が断層で画されて蛇紋岩メランジュと接し，珪長質凝灰岩より下位は存在しない．
目丸山北東側の角上付近では，祇園山層の層厚は，内大臣川の河床から見えている限りで200m程度あり，中―低角度で北に傾斜するため，実際はそれ以上の厚さがある．本地域の祇園山層は模式地の祇園山の祇園山層とは連続してないが，「鞍岡」地域西部におけるMiyamoto and Tanimoto (1993)の報告でも本報告の目丸山蛇紋岩ユニットの北側に祇園山層が確認されている．本地域内から目丸山蛇紋岩ユニットに沿って分布していること，デボン系の層序的下位にあること，岩相が祇園山層（G4層）に対比できることなどから．目丸山周辺の上部デボン系の下位の珪長質凝灰岩層を祇園山層とした．また，青石蛇紋岩ユニットの西方延長と考えられる箱石蛇紋岩ユニット（及びその支脈）に伴って層状珪長質凝灰岩が含まれる（二本杉峠周辺）．これらも祇園山層とした．
「鞍岡」地域西部で，Miyamoto and Tanimoto（1993）は，内大臣層を正式に湯鶴葉層から分離し，泥岩に砂岩，礫岩を伴うデボン系として記載した．その際，第5.2図の地域を含む長さ2kmの地域と，東側の幅0.5km，長さ3kmの分布域を示し，前者は軸面が南に傾いた向斜をなすことを示した．そして北側は後期ペルム紀の鴨猪川層（ペルム紀堆積岩コンプレックス）ないし前期石炭紀の湯鶴葉層と断層で接し，南側は揺岳層（ジュラ紀堆積岩コンプレックス）ないし蛇紋岩と断層で接することを示した．Miyamoto and Tanimoto（1993）は模式地を設定していないので，内大臣川右岸の標高950m付近の林道沿い（第5.2図）を模式地とする．
Kimura et al. (1986)によってLeptophloeum（鱗木）などの後期デボン紀の植物化石が報告されている．また，柳田ほか（1987）が後期デボン紀の腕足類の化石を報告した．その後，村田ほか（1997）は彼らの言う内大臣層中部の石灰岩（本報告の内大臣層下部の石灰岩）からサンゴ，三葉虫を報告し，それらが下部デボン系上部―中部デボン系に対比される可能性を指摘した．これらから内大臣層は後期デボン紀の年代を持ち，一部中期デボン紀の可能性がある．
斎藤ほか（2003）はLeptophloeum属の標本を検討し，Leptophloeum rhombicum Dawsonの特徴（Sze, 1952, Li et al., 1986）と一致することから同種と同定した．また，第5.9図8，9の突起状の化石をLeptophloeumの皮層が剥がれた状態の化石であると考えている．
Kanmera（1952）が報告した柿迫層の石灰岩の化石や宮本ほか（1985b）が報告した腕足類化石から下部石炭系の上部ビゼー階に対比される．同様の地層は「鞍岡」地域西部に分布する湯鶴葉層（神戸，1957定義；谷本・宮本，1986；Miyamoto and Tanimoto，1993再定義）が知られている．
一方，宮本ほか（1992），Miyamoto and Kuwazuru（1993）は本地域南西部の地質を明らかにし，球磨層のほか，三畳系，ジュラ系が分布することを明らかにした．そして，球磨層などのペルム紀正常堆積物の砕屑性ザクロ石がCaに富み，スカルンのような石灰質変成岩を起源とする可能性を指摘した．
A. 深山谷における岩相層序と化石層序．Tamura（1965）の Fig. 3．sandstone：砂岩，shale：頁岩，tuffaceous shale：凝灰質頁岩，tuffaceous sandstone：凝灰質砂岩，fine sandstone or shale：細粒砂岩ないし頁岩．本報告では頁岩の名称を使わず，泥岩の名称を用いている．b，b1 等は，Monotis の化石帯区分（B の各 Monotis zone に対応）．
その後，松本（1962）は本地域の西側に隣接する東陽村美生地域でジュラ紀と考えられるアンモナイトが採集されていたことを記載した．佐野（1977），Hirano and Sano (1977)は美生地域で中部ジュラ系の分布を明らかにするとともに，アンモナイトの産出した中―上部層の年代がハジョシアン期（Bajocian）―バソニアン期（Bathonian）であることを示した．Hirano and Sano (1977)はこれを美生層と命名し，分布，岩相を記載した．佐野（1977）は美生東方の沢において中部ジュラ系が模式的に発達するとしてルートマップを示し，層厚は露出する限りで330m，砂岩，頁岩及び若干のシルト岩からなるとした．更に，横田・佐野（1986）は，アンモナイトの産出した層準より下の層準からMatsuoka（1995）のJR4帯（第7.25図）を特徴づける放散虫化石を報告し，JR4帯の時代対比に貢献した．
Miyamoto and Kuwazuru (1994)は，本地域中部の泉村一つ氏（第5.15図）―西の岩に分布する下部―中部ジュラ系正常堆積物に対して，仮称として，西の岩層の名称を与えた．本報告では，この名称を尊重し，本地域中部の泉村一つ氏南東方から東方の泉村西の岩にかけて分布する下部ジュラ系を西の岩層と呼ぶ．模式地は，泉村一つ氏南東方の林道沿い（岩奥―内桑間）とする（第5.15図）．
樫の木峠東方の池の原層の泥岩6試料と珪長質凝灰岩1試料から放散虫化石が得られた（第5.19図，第5.20図，付図1，付表1）．なお，試料番号はGSJ R76489はR76489のように省略した．このうち地点60，61（試料R76489，76490）の泥岩から，Matsuoka（1995）のJR6に対比される極めて保存良好な放散虫化石が得られ，既にHori et al. (2002)で報告した．これらの示す年代は後期ジュラ紀前期のOxfordianである．また，Hori et al. (2002)は，これらの試料が極めて多くのSpumellariaを含み，日本のジュラ紀付加体から得られる放散虫化石群集とは大きく異なっており，池の原層の堆積環境がジュラ紀付加体とは大きく異なって，海溝陸側斜面の堆積物の可能性を示唆した．
また，地点60のR78489の泥岩より岩相層序的上位の珪長質凝灰岩R76493（地点64）がMatsuoka（1995）のJR5-JR7と考えられる放散虫を産するのに対し，この600mほど南方の美生層と川口層の間に断層で挟まれた泥岩R76487（地点58）は，Stichocapsa praepulchella，Crucella theokaftensis, Stichocapsa horokanaiensis，Matsuoka and Yao (1985)のStichocapsa sp.Aを産し，Matsuoka（1995）のJR8に対比される．これらから，R76493を含む珪長質凝灰岩の上位にR76487を含む泥岩があるものと考えられ，この珪長質凝灰岩は泥岩中に挟まれるものと考えられる．
本章で述べるペルム紀堆積岩コンプレックスは深山ユニットと広平ユニットからなる（第6.1図）．深山ユニットは，最初，Kanmera（1952）によって，下部石炭系柿迫層の一部として記載された．その後，宮本ほか（1983）は，“柿迫層”のうち深山ユニットに相当する部分は含礫泥岩（本報告のメランジュ）からなりチャートからペルム紀型コノドントが産出することを示した．そして宮本ほか（1985b）はチャートから産出したペルム紀コノドント化石を記載するとともに，泥岩から後期ペルム紀の放散虫化石を報告し，柿迫層とされていた部分のうち，大部分を占める含礫泥岩の部分を深山層（仮称）として柿迫層から独立させた．その後，Miyamoto and Kuwazuru（1993）はこの地質体を正式に深山層として記載した．
宮本ほか（1985b）が，深山層（仮称）としたのを受けて，Miyamoto and Kuwazuru (1993)は，深山層として記載した．本報告では，この地質体が正常堆積物ではなく，砂岩，泥岩，チャート，珪長質凝灰岩，玄武岩溶岩及び火山砕屑岩（以下玄武岩類と一括する）からなるメランジュからなることから，深山ユニットと再定義する．本ユニットの名称は，本ユニットが広く分布する泉村深山の名称に由来する．Miyamoto and Kuwazuru（1993）で模式地が設定されておらず，深山付近は露頭状況があまりよくないので新たに泉村柿迫の栗木川との合流点付近の氷川河床を模式地とする．
ペルム紀堆積岩コンプレックスの広平ユニットのメランジュを，径 40 cm 超の花崗岩や中性－苦鉄質火山岩類の円－亜円礫を主とする砥用層の基底礫岩が不整合（矢印間）で覆う．不整合の 70 cm 程上位には断層が見られる．この露頭は田中・谷村（1976，pl. 1，fig. 2）で図示された露頭と同じ地点（砥用町福土付近）であるが，1996 年の道路改修で開削され（写真は開削直後），不整合や断層の観察が容易になった．砥用町福土．
1950年頃からは，大谷（1926a，b）が報告した地域とほぼ同じ球磨川流域から本地域西部にかけての地域で，Matsumoto and Kanmera (1949)が概略の地質構造を示し，松本・勘米良（1952），松本・勘米良（1964，5万分の1「日奈久」図幅），勘米良・古川（1964）が，詳細な地質の報告を行った．彼らは，本報告のジュラ紀堆積岩コンプレックスの分布域を小田尾帯，走水帯，与奈久帯，吉尾帯，天月帯，神瀬帯などと呼び，地層に対しては，下岳層，走水層などと呼んだ．これらの研究は，本報告も含めて，九州西部の秩父帯に分布する地質体の区分の基礎になった．また，勘米良（1952）は本地域中西部（本報告の小田尾ユニット分布域周辺）の地質を明らかにし，飛石層群と下岳層群を設定した．そして飛石層群中の矢山岳の石灰岩において紡錘虫化石生層序の設定を行い，氷川統，栗木統を設定した．そしてKanmera（1954b，1955，1958）は紡錘虫化石の詳細な検討を行い，更にKanmera（1961）はサンゴ化石（一部は現在のChaetetesに区分される）の検討を公表した．これらの成果により，矢山岳の石灰岩は日本の中―上部石炭系紡錘虫化石生層序の模式地となった．その後，Watanabe（1991）は勘米良（1952）がペルム系とした群集が石炭系最上部であることを明らかにし，矢山岳石灰岩の堆積年代が中期石炭紀から石炭紀末であることを明らかにした．
本地域南西部から中東部にかけて分布するチャート砕屑岩シークェンス（松岡，1989）が衝上断層で積み重なったチャート砕屑岩コンプレックス（Kimura and Hori, 1993）からなる地質体を高岳ユニットと命名する．模式地は，チャート砕屑岩コンプレックスが明瞭に認められる本地域東部の京丈山南方の林道沿い（第7.6図）とする．模式地付近に地名が全くないので，名称は本ユニットが広く分布する「鞍岡」地域西部の宮崎県―熊本県境の高岳の名称を用いた（第1.1図参照，椎矢峠近傍，第7.9図の北西端）．
R76433（珪長質凝灰岩，地点22）は，Pessagno and Whalen（1982）によって，レーチアン期―ヘッタンギアン期（Rhaetian-Hettangian）の時代のものとして記載されたCanoptum praeanulatumを含むCanoptum属の放散虫を多く産する．これらの放散虫群集は三畳系―ジュラ系境界付近に対比されるものと考えられる．
西園（1996）によれば，「日奈久」地域から「佐敷」地域にわたる球磨川沿いでは，チャート砕屑岩コンプレックスが分布するのはUnit IIとUnit IV A北半部である．砕屑岩の堆積年代から見て，仁田尾ユニットはUnit IIに，樅木ユニットはUnit IV A北半に相当し，Unit IIIに相当する地質体は本地域には分布しない可能性が高い．松本・勘米良（1964）との比較でも，仁田尾ユニットに相当する地質体は，吉尾層の中央部，樅木ユニット相当は吉尾層の南部と四蔵層の大部分と考えられ，本報告のユニット区分と直接対応する地質体はない．
西園（1996）によれば，「日奈久」地域から「佐敷」地域にわたる球磨川沿いでは，チャート砕屑岩コンプレックスが分布するのはUnit IIとUnit IV A北半部である．樅木ユニットはUnit IV A北半に相当する可能性が高い．松本・勘米良（1964）との比較では，樅木ユニット相当は吉尾層の南部と四蔵層の大部分と考えられ，本報告のユニット区分に直接対応する地質体はない．
14. Triassocampe postdeweveri Kozur and Mostler（ch，GSJ R76466，40）
7.8 復元層序と対比
7.8.1 復元層序
上述のように，本図幅と「鞍岡」地域南西部では新たに各ユニットから放散虫化石が多数産出し，これまで報告されてきた紡錘虫化石，放散虫化石などの成果や，南東側の「椎葉村」図幅（斎藤ほか，1996）の成果も用いて，各ユニットの層序を復元した（第7.25図）．これによると尾前ユニット以外の各ユニットは上方粗粒化の海洋プレート層序（Taira et al., 1988）を示し，かつ付加コンプレックスを特徴づけるチャート砕屑岩コンプレックスかメランジュである．
泥岩が粗粒砕屑岩の直下ないし粗粒砕屑岩中に挟まれる堆積物の場合，その年代が付加年代に近似できる．メランジュからなる小田尾，走水，与奈久の各ユニットと，整然相からなる高岳ユニットの泥質岩の年代は前期ジュラ紀で，形成年代がほぼ同じである．また，いわゆる“黒瀬川帯”の地域において，チャート砕屑岩シークェンス（松岡，1989）が衝上断層で積み重なったチャート砕屑岩コンプレックス（Kimura and Hori, 1993）はこれまで西南日本外帯では知られておらず，本地域内の高岳ユニットが初めての発見である．
「砥用」地域内の臼杵―八代構造線以南には白亜紀正常堆積物として，川口層，八竜山層，袈裟堂層，砥用層が知られている（Matsumoto and Kanmera, 1949；田中ほか，1997など）．この内，“日奈久帯”（第3.1図）の延長に位置する川口層，八竜山層および袈裟堂層は，本地域の南西部のみに分布し，それぞれ整合的に重なる．一方，“宮地帯”（第3.1図）の延長に位置する砥用層は地理的に離れて，「砥用」地域のほぼ中央を，臼杵―八代構造線に沿って，西北西―東北東に狭長に分布している．なお，この“日奈久帯”の白亜系については，すでに大谷（1927）が河俣層と命名している．しかしながら，これは現在の知見からすると，白亜系のみでなく，隣接するジュラ系及びペルム系正常堆積物をも含むものである上に，模式的な露出地と考えた久木野はペルム系の分布地である．したがって，地層命名規約上，当地の白亜系の名称としては無効である．
模式地の今泉川付近では，礫岩層の上位の砂岩や泥岩から，二枚貝Pterotrigonia n. sp.（田中ほか，2002）やアンモナイトCheloniceras (Epicheloniceras) aff. sellindgense var. audax Casey, Gargasiceras sp., Eotetragonites cf. gainesi (Anderson)などの大型化石（村上，1996；田中ほか，2002）のほか，放散虫（田中ほか，2002）や有孔虫（Nishi et al., 1989）などの微化石が報告されている．二枚貝化石のPterotrigonia n. sp.（田中ほか，2002）は下位の袈裟堂層及び上位層とされる八代層から産するPterotrigoniaの種の中間的特徴を有し，両者に関連が深いと考えられている．
氷川トーナル岩のジルコンSHRIMP年代は502.5±9.6Ma（Sakashima et al., 2003）を示し，岩体の貫入固結時期は後期カンブリア紀と推定される．氷川トーナル岩は貫入固結後に強い変形作用を被っており，プロトマイロナイト―マイロナイトとなっている（坂島ほか，1999）．マイロナイト化作用に伴う動的再結晶により生じた細粒マグネシオホルンブレンドのK-Ar年代は112.7±5.6Maと79.0±4.0Maであり，前期白亜紀と後期白亜紀初め（約80Ma）にマイロナイト化作用が進行したと考えられる（坂島ほか，1999）．
肥後変成岩類の各種岩石の鉱物組合せを用いた変成分帯も盛んに行われている．Yamamoto（1962）は変成苦鉄質岩の鉱物組合せをもとに肥後変成岩類の変成分帯を行い，青緑色角閃石で特徴づけられるI帯，緑色―褐色角閃石の出現で特徴づけられるII帯，斜方輝石の出現で特徴づけられるIII帯に分帯している．III帯での斜方輝石の出現は肥後変成岩類がグラニュライト相に及ぶ高温の変成作用を受けたことを意味する．Tsuji（1967）は，泥質岩，砂質岩の鉱物組合せをもとにして変成分帯を行っている．黒雲母の出現しないI帯，黒雲母の出現するII帯，ざくろ石の出現するIII帯に分帯した．ただし，この分帯は肥後変成岩類だけでなく北側に分布する間の谷変成岩類並びに水越層も含められている．泥質変成岩の鉱物組合せと変成反応とをもとにした変成分帯はObata et al. (1994)で行われており，黒雲母が出現しないA帯，白雲母＋石英が安定なB帯，カリ長石＋珪線石が安定なC帯，ざくろ石＋菫青石が安定なD帯，斜方輝石が安定なE帯の5帯に分帯されている．ただし，A帯は間の谷変成岩類にのみ見られる．
高変成度の肥後変成岩類には，ミグマタイトが広く認められる．山本（1955）は肥後変成岩類中の優白質脈について記載しており，Obata et al. (1994)は肥後変成岩類に広く発達するミグマタイト，優白質脈及びダイヤテクサイトの成因的関係を下部地殻の部分溶融とメルトの移動の観点から考察している．
肥後変成岩類の変成条件についても盛んに研究されている．水田（1977）は超苦鉄質岩の鉱物組合せ及びかんらん石とクロム鉄鉱のFe-Mg分配から変成超苦鉄質岩の生成条件をP＝3～4kbar，T＝700℃と見積もっている．唐木田・山本（1982）は，肥後変成岩類中のざくろ石角閃岩について報告し，低圧タイプの変成帯では産出がまれなざくろ石角閃岩の成因について議論している．肥後変成岩類の高温部に斜方輝石が出現することはYamamoto（1962）で報告されていたが，山本（1983）はざくろ石―黒雲母温度計及びざくろ石―菫青石温度圧力計，単斜輝石―斜方輝石温度計を用いて，最高変成度の変成岩に対してT＝730～760℃，P＝6.2～7.3kbarを見積もっている．山口・南新（1986）は，角閃岩中の反応帯の形成条件，紅柱石―珪線石転移，珪線石と菫青石の包有関係，白雲母の分解反応からP＝3.5kbar，T＝570℃からP＝4kbar，T＝700℃を見積もっている．Obata et al. (1994)は彼らのD帯の変成条件としてP＝4.5～6.5kbar，T＝720～840℃，E帯でP＝6～7.5kbar，T＝820～920℃を見積もっている．Osanai et al. (1998)は，超苦鉄質岩中のテクトニックブロックからサフィリン（Sapphirine）を含む岩石の産出を報告し，その生成条件としてP＝8.0kbar，T＞950℃を推定している．
Nd-Sm法による全岩アイソクロン年代，鉱物―全岩年代及び鉱物―鉱物包有物年代，Rb-Sr法による全岩アイソクロン年代は他の放射年代値に比べ特に古い年代値が得られている．山口・南新（1986）は角閃岩中に生じた反応帯と考えられる鉱物組成の異なる層のRb-Sr法全岩アイソクロン年代として235±20Maを報告している．更に，Osanai et al. (1998)はサフィリングラニュライトのNd-Sm法全岩アイソクロン年代として250.0±30.7Ma，ざくろ石菫青石トーナル岩（ダイヤテクサイト）のNd-Sm法ざくろ石核部―全岩アイソクロン年代として239±23.7Ma，Rb-Sr法全岩アイソクロン年代として229±26.3Maをそれぞれ報告している．Hamamoto et al. (1999)はざくろ石黒雲母片麻岩のNd-Sm法ざくろ石―全岩年代として227.1±4.9Maを，ざくろ石菫青石黒雲母片麻岩中のざくろ石核部―包有物年代として278.8±4.9Ma，ざくろ石縁部―包有物年代では226.1±28.4Maを，それぞれ報告している．
ジルコンのSHRIMP年代は，核部と縁部で年代が異なる．Osanai et al. (1998)は部分溶融により生じた考えられるざくろ石菫青石黒雲母トーナル岩（ダイヤテクサイト）のジルコン核部のSHRIMP年代として257.8±4.7Maを報告している．Sakashima et al. (2003)はざくろ石菫青石黒雲母片麻岩中のジルコンのSHRIMP年代を測定し，縁部の再結晶ジルコン年代として116.5±18.7Ma，核部の砕屑性ジルコンの年代として2,155～184Ma（最頻値は330～184Ma）を報告している．
Rb-Sr法鉱物―全岩年代と黒雲母Rb-Sr年代はすべて前期白亜紀を示す．早瀬・石坂（1967）は，黒雲母片麻岩中の黒雲母Rb-Sr年代として102Maを報告している．山口・南新（1986）は前述の角閃岩中の反応帯のRb-Sr法黒雲母―全岩年代として99.8±2.8Maを報告している．Hamamoto et al. (1999)はざくろ石黒雲母片麻岩のRb-Sr法黒雲母―全岩アイソクロン年代として101.0±1.0Maを，中島ほか（1995）は泥質片麻岩のRb-Sr法黒雲母―全岩年代として104.6±3.2Maを報告している．
K-Ar年代は，一部の例外を除いて100～110Maの年代範囲におさまり，前述のRb-Sr法鉱物―全岩年代と非常に良い一致を示す．前期白亜紀の年代から外れるK-Ar年代値としては70Ma（黒雲母）と377Ma（金雲母）（Ueda and Onuki, 1969）がある．Shibata and Yamamoto（1965）は黒雲母K-Ar年代として106±11Maと108±9Maを，中島ほか（1995）は同じく黒雲母K-Ar年代として106.4±3.2Maを得ている．永川ほか（1997）は，肥後変成岩類より多数の黒雲母K-Ar年代を測定し，これらが変成度に関係なく103～108Maであることを報告している．また，ざくろ石角閃岩中の黒雲母K-Ar年代が104Ma，角閃石K-Ar年代が107Maであり，肥後変成岩類の冷却速度が非常に速いことを指摘している．
上述の放射年代値を第13.1図にまとめた．広範囲に分布する肥後変成岩類から得られた鉱物K-Ar年代の大部分とRb-Sr法鉱物―全岩アイソクロン年代は大変良い一致を示す．また，モナザイトCHIME年代とジルコン縁部再結晶年代はK-Ar年代及びRb-Sr法鉱物―全岩年代より10Maほど古い年代を示すが，各鉱物の同位体拡散の閉止温度を考慮すれば年代値に矛盾は生じない．Dunkley & Suzuki (2001)はざくろ石に包有されるモナザイトも片理が発達するマトリックス中のモナザイトと同様のCHIME年代を示すことより，前期白亜紀が肥後変成作用のピークの年代だと考えている．更に，Sakashima et al. (2003)は古い年代を示すジルコン核部は砕屑性粒子であると考えており，前期白亜期を示す縁部の年代が肥後変成作用のピークの変成作用の年代だと考えている．彼らは，184Maの砕屑性ジルコンが含まれることより，肥後変成岩類の原岩の年代をジュラ紀―前期白亜紀と推定している．この解釈に立つと，より古い年代を与えるRb-Sr法全岩アイソクロン年代及びNd-Sm法放射年代は，その意味づけが困難になる．小山内ほか（2001）は，ペルム紀―三畳紀の年代が肥後変成作用の本来の変成年代であり，前期白亜紀の放射年代はすべて白石野花崗閃緑岩の貫入に伴う若返りの年代であるとしている．この解釈に立つと，肥後変成岩類は250Ma前後と100Ma前後に2回の高温低圧型変成作用を重複して受けたことになる．このように肥後変成岩類の変成年代には異なる2つの解釈があり，決着がついていない．後述するように肥後変成岩類の温度構造を岩相層序と伴に復元すると，見かけの岩相層序下位に向かって単調に変成度が上昇する温度構造の存在が推定される．このような単調な温度構造が推定される肥後変成岩類で放射年代を広域的にリセットするような二次的再加熱が起こったとは考えにくい．したがって，本報告では，現在見られるような温度構造を生じた主要な変成作用は，多くの放射年代値が集中する前期白亜紀であるとした．ただし，肥後変成岩類の原岩としてより古い時代（250Ma前後）の変成岩が一部に存在した可能性は残る．
肥後変成岩類は紅柱石，珪線石及び菫青石の出現で特徴づけられる高温低圧型の変成作用を受けている．原岩が同一であっても，変成度の上昇に伴い変成岩としての岩相は大きく変化する．肥後変成岩類の変成作用の概略をつかむため，肥後変成岩類を変成泥岩の鉱物組合せをもとに変成分帯を行った（第13.4図）．白雲母＋黒雲母の組合せで特徴づけられる黒雲母帯，カリ長石＋珪線石の組合せで特徴づけられる珪線石帯，ざくろ石＋菫青石の共生で特徴づけられるざくろ石菫青石帯の3帯に分帯した．変成度はこの順に高くなる．Obata et al. (1994)では肥後変成岩類の最高変成度の部分に斜方輝石の出現で特徴づけられる鉱物帯を識別している．本報告でも，ざくろ石菫青石帯の見かけ最下部の層準に斜方輝石を含む泥質ないし砂質変成岩を見出した．ただし，本組合せを有する岩石の出現頻度は小さく，分布範囲も極限られているため，斜方輝石帯を地質図上で区分することは行わなかった．肥後変成作用は竜峰山層群及び間の谷変成岩類の一部にも及んでいる．地質図では，竜峰山層群及び間の谷変成岩類に肥後変成作用の黒雲母帯を識別して重ね書きした．竜峰山層群の黒雲母帯では肥後変成岩類と同様，泥質岩に白雲母＋黒雲母の組合せが普遍的に認められるが，間の谷変成岩類の黒雲母帯には緑泥石＋白雲母＋黒雲母の組合せが普遍的に認められる．
変成岩としての岩相は，変成度の上昇により変化する．変成泥岩を例にあげると，黒雲母帯で片岩，珪線石帯で片岩―片麻岩，ざくろ石菫青石帯で片麻岩となる．ざくろ石菫青石帯高温部ではミグマタイトが広く認められる．ミグマタイトは深成岩的外見を呈する部分と変成岩的外見を呈する部分の混合物である．本地域のミグマタイトには，はっきり区別されるリューコゾーム，メソゾーム及びメラノゾームより構成されるメタテクサイトから，より層状構造が不明瞭でシュリーレン―ネビュライト構造をなす暗色部と明色部から構成されるダイヤテクサイトまで存在する．なお，本報告におけるメタテクサイト及びダイヤテクサイトの用語の定義はWimmernuer and Bryhni (2002)に従った．
見かけ下位に向かうにつれ変成度が高くなり，泥質片麻岩中のざくろ石斑状変晶の量が多くなり，そのサイズも大きくなる．また，ざくろ石菫青石帯下部ではミグマタイト（第13.7図（e））が多く見られるようになる．ミグマタイトには変成岩的特徴を残しながらも優白質で花崗岩質な部分が認められるメタテクサイト（第13.7図（d））から，縞状構造のような変成岩的構造の連続性が失われ火成岩的ではあるが不均一な黒雲母の分布が見られダイヤテクサイトと呼べるもの（第13.7図（f））まである．本報告で使用するメタテクサイト，ダイヤテクサイトの用語の定義はWimmenauer and Bryhni (2002)による．本地域最南部に位置するスライス内では特にミグマタイトの発達が顕著になる．甲佐町広瀬の緑川河床及び矢部町千滝川上流並びに砥用町津留東方の緑川河床にミグマタイトの見事な露頭がある．豊野町田の平や小川町蕨野付近の農道の切り割りでは粗粒なざくろ石を多く含む風化したミグマタイト（メタテクサイトあるいはダイヤテクサイト）が認められる．この付近ではざくろ石の直径が最大1cmを超える．
斑れい岩はごく小規模なものが肥後変成岩類分布域，宮の原トーナル岩分布域，竜峰山層群分布域に認められる．肥後変成岩類分布域の角閃石斑れい岩はNd-Sm法角閃石―全岩年代として257.9±2.5Maが，角閃石K-Ar年代として103.4±1.1Maが報告されている（Hamamoto et al., 1999）．一方，竜峰山層群の変成岩に貫入する角閃石斑れい岩のジルコンSHRIMP年代は107.7±2.9Maを示す（Sakashima et al., 2003）．年代測定が行われている角閃石斑れい岩はいずれも西隣「八代」地域内に分布する．「砥用」地域内では，竜峰山層群に貫入する宮の原トーナル岩中に小規模な角閃石斑れい岩が認められる．上述の前期白亜紀の放射年代を示す角閃石斑れい岩が貫入する竜峰山層群は，そのごく近傍で宮の原トーナル岩に貫入される．このように前期白亜期の角閃石斑れい岩と宮の原トーナル岩の貫入がほぼ同じ場所で見られることより，本報告では宮の原トーナル岩に貫入される角閃石斑れい岩の貫入時期を前期白亜期とした．
宮の原トーナル岩は肥後深成岩類の中で最も多くの年代測定が行われている．Yamamoto（1962）は，宮の原トーナル岩の黒雲母K-Ar年代として112±20Maと123±10Maを報告し，河野・植田（1967）は，黒雲母K-Ar年代として82Maと99Maを報告している．更に，中島ほか（1995）は，黒雲母K-Ar年代として99.8±3.1Maを，角閃石K-Ar年代として100.3±3.8Maを，Rb-Sr法黒雲母―全岩年代として106.0±3.5Maを報告している．以上の放射年代は前期白亜紀に集中する．一方，Kamei et al. (2000)は，Rb-Sr法角閃石―全岩―珪長質フラクション年代として101.8±2.1Maと107.3±5.4Maを，角閃石K-Ar年代として104.2±1.1Maと103.5±1.0Maを，Nd-Sm法角閃石―全岩―珪長質フラクション年代として110.1±3.5Ma，182.7±3.1Ma，210.8±1.2Maを報告している．彼らは，これらの放射年代のうち最も古い210Maが宮の原トーナル岩の貫入年代であると推定し，これより若い年代値は白石野花崗閃緑岩マグマの貫入による再加熱により起きた若返りであるとしている．宮の原トーナル岩の貫入時期が三畳紀であるとする説に対して，Sakashima et al. (2003)はジルコンSHRIMP年代として111.4±2.7Maと110.4±4.1Maを得ている．本報告では，後述する宮の原トーナル岩と白石野花崗閃緑岩の漸移関係より，宮の原トーナル岩と白石野花崗閃緑岩の貫入時期に1億年近い大きな時間間隙は存在しないと考えて，両者の貫入時期をほぼ同時期の前期白亜紀とした．
中島ほか（1995）は白石野花崗閃緑岩の黒雲母K-Ar年代として102.9±3.1Maを，Rb-Sr法黒雲母―全岩年代として103.5±3.2Maを報告している．亀井ほか（1997）は白石野花崗閃緑岩のRb-Sr法全岩アイソクロン年代として121±14Maを，Nd-Sm法全岩アイソクロン年代として108±27Maを，Rb-Sr法鉱物―全岩年代として100.0±2.5Maと100.0±1.7Maを報告している．更に，Kamei et al. (2000)は角閃石K-Ar年代として，105.1±1.1Maを報告している．したがって，白石野花崗閃緑岩の貫入固結時期を前期白亜期と考えて矛盾はない．
御船層群は，本地域に北接する「御船」地域の熊本県上益城郡御船町の東方の山地に広く分布する後期白亜紀前期の浅海成―陸成の地層である．松本（1939）はこの山地一体を模式地として，ここに分布する白亜系を御船層群と命名した．礫岩，砂岩，泥岩からなり，岩相上，下位から，赤色の基質を持つ基底礫岩の基底層，砂岩，泥岩からなる下部層，主に赤色泥岩からなり，砂岩及び珪長質凝灰岩を伴う上部層に分けられる（松本，1939）．砂岩は基質に富むグレイワッケ砂岩であることが知られている（Okada，1960）．御船層群の全層厚は2,000m以上に達する．下部層から汽水―浅海生の軟体動物化石が多く産出し（松本，1939；Tamura，1976，1977，1979など），イノセラムスやアンモナイトなどの公海生の種類も一部に見られる（Tamura et al., 1974など）．上部層からは化石の産出は稀であるが，淡水生の貝類，植物化石のほか，最近では，恐竜を含む爬虫類，原始的哺乳類などの脊椎動物化石も数多く産出している（御船町恐竜化石調査委員会編，1998など）．御船層群は大局的に北東―南西方向の軸をもつ向斜構造を形成している（松本，1939など）．本層群の堆積相解析をした黒木ほか（1995）によれば，この向斜構造の南翼（御船層群分布域の南―東半部）の堆積環境は，基底層で扇状地末端，下部層では砂質干潟→沖浜→外浜と移り変わり，上部層になると湖沼の外浜・沖浜へと遷移したと推定されている．下部層から多く産出する貝類化石や上部層に発達する赤色岩層などから，古くから，天草地域の御所浦層群との類似性が考えられてきた（松本，1939；田村・田代，1966など）．
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