2.1 概要

九州中央部に位置する村所地域には，主に四万十帯の白亜系・古第三系付加コンプレックス及び新第三紀花崗閃緑岩が分布する（第2.1図）．本地域周辺の地質概略図を第2.2図に示す．白亜系付加コンプレックスは，諸塚もろつか層群と呼ばれ，本地域には上部白亜系蒲江亜層群三方岳さんぽうだけユニットが分布する．延岡スラストを介し，三方岳ユニットは古第三系四万十帯付加コンプレックスに衝上する．古第三系四万十帯付加コンプレックスは，日向ひゅうが層群と呼ばれ，本地域には構造的上位より，神門みかどユニットと銀鏡川しろみがわユニット及び小川内おがわうちユニットが分布する．神門ユニットと銀鏡川ユニットの境界は大藪スラストで，銀鏡川ユニットと小川内ユニットは小川スラストによって境される．中期中新世には，市房山周辺に市房山花崗閃緑岩が，西米良村村所東方に村所花崗岩が貫入した．市房山花崗閃緑岩は付加コンプレックスに接触変成作用を及ぼしている．第四系として，小規模な分布ながら，加久藤火砕流堆積物及び阿蘇4火砕流堆積物，段丘・扇状地堆積物及び沖積層が分布する．

本地域を含む広域地質図及び報告書として，20万分の1熊本県地質図（熊本県，1962），20万分の1地質図幅「延岡」（寺岡ほか，1981a），九州土木地質図及び同解説書（九州地方土木地質図編纂委員会編，1986），宮崎県中央山地地方地質図及び同説明書「西米良・須木」（宮崎県，1989），土地分類基本調査5万分の1「村所・須木・加久藤」（熊本県，1998），20万分の1宮崎県地質図第5版（宮崎県，1997）及び宮崎県地質図第5版説明書（村田，1998a），土地分類基本調査5万分の1「村所」（宮崎県，2001），熊本県地質図（10万分の1）（熊本県地質図編纂委員会，2008）がある．

2.2 四万十帯付加コンプレックス

2.3 新第三紀花崗岩類

本地域には，新第三紀の市房山花崗閃緑岩と村所花崗岩が分布する．市房山花崗閃緑岩は西南日本外帯の中新世深成岩類の一員であり，市房山北部から北隣の椎葉村地域の江代えじろ山付近にかけて露出する岩株状岩体である．本岩体は一般的に細粒―中粒黒雲母花崗閃緑岩で，暗色包有物や捕獲岩片を大量に含み不均質な様相を呈し，岩体中央に向かって粒度の粗くなる弱い累帯構造を持つ．本岩体は白亜系諸塚層群と古第三系日向層群に貫入し，これらに菫青石ホルンフェルスに至る接触変成作用を与えている．本岩体の放射年代は，黒雲母のK-Ar年代として14±1Ma（Miller et al.，1962）が，ジルコンのフィッション・トラック年代として12.0±0.9Ma（Miyachi，1985）が報告されている．またOikawa et al.（2006）は，黒雲母K-Ar年代，ジルコンとアパタイトのフィッション・トラック年代を求め，中期中新世の300℃～100℃にわたる花崗閃緑岩体の冷却過程を導いた．村所花崗岩は，西米良村村所東方に，北北東から南に伸びる方向に小岩体として点在する．粗粒な自形カリ長石が特徴的な斑状組織を示し，石英斑岩・アプライトを伴う．尾鈴山火山―深成複合岩体のメンバーとされる（木村ほか，1991）．巌谷・内藤（2008）は，本岩体のジルコンのフィッション・トラック年代として14.3±0.5Maを報告し，本岩の活動時期が尾鈴山火山―深成複合岩体とほぼ同時であることを示した．

2.4 第四系

第四系は，山地を下刻して流れる河川沿いに，加久藤火砕流堆積物，阿蘇4火砕流堆積物，段丘・扇状地堆積物及び沖積層が分布する．また市房山西麓には高位・中位段丘面を有する扇状地堆積物が分布している．また山地の緩斜面，段丘堆積物，扇状地堆積物の平坦面を覆って，姶良Tn火山灰や鬼界アカホヤ火山灰を含むローム層が分布している．

2.5 地史の概略

本地域の地質総括図を第2.3図に示す．本地域は，後期白亜紀―前期中新世にかけて，東アジア大陸縁のプレート収束域にあって，海洋プレートの沈み込みによって，付加コンプレックスが次々に形成された．後期白亜紀には，クラー太平洋プレートの沈み込みによって諸塚層群の蒲江亜層群が形成された．白亜紀最後期―古第三紀初頭において，クラー太平洋海嶺の沈み込み，もしくはそれに伴う若く熱い太平洋プレートの沈み込みが報告されている（Kiminami et al.，1994；Maruyama，1997；Miyazaki and Okumura，2002）．これに伴い蒲江亜層群は，46～50Ma頃に低圧高温型の変成作用を受けたとされた（長江・宮下，1999；Miyazaki and Okumura，2002；Hara and Kimura，2008）．

中期始新世―前期漸新世には，引き続き太平洋プレートの沈み込みにより，日向層群が形成された．更に後期漸新世頃に海洋底拡大によって四国海盆が形成され，プレート収束域境界が沈み込み場から横ずれ場に変化した．ただし後期漸新世―前期中新世における西南日本へ沈み込む海洋プレートは，フィリピン海プレートと西南日本がトランスフォーム断層の関係にあった（Kimura et al.，2005），あるいは太平洋プレートが沈み込んでいた（Hibbard and Karig，1990）など，見解が一致していない点も多い．また始新世の終わり頃までに，日向層群に対し蒲江亜層群が延岡スラストを介し衝上した（Hara and Kimura，2008）．なお延岡スラストは，過去に地震性スラストとして挙動したことが知られている（Kondo et al.，2005）．

その後前期中新世頃に，日向層群より若い付加コンプレックスである日南層群が形成された．日南層群は，四国海盆の沈み込みによって，漸新世―前期中新世の浅海―陸棚堆積物及び前弧海盆堆積物や海溝陸側斜面堆積物と，これらの基盤となっていた始新世―前期漸新世の付加体（日向層群）とが，海底地すべりを引き起こした乱雑な堆積物を特徴とする（例えば，坂井ほか，1987；酒井，1988）．

中期中新世以降には，西南日本一帯に起きた火成活動の影響を受け，市房山花崗閃緑岩が蒲江亜層群及び日向層群に，村所花崗岩が日向層群に貫入した．本地域北西の蒲江亜層群及び日向層群は，人吉屈曲に参加している（寺岡ほか，1981b）．同屈曲は中期中新世における日本海拡大に伴い，西南日本の時計回り回転によって形成されたと考えられている（Murata，1987；Kano et al.，1990）．更に後期中新世―鮮新世に，宮崎層群が前弧海盆堆積物として堆積した．

第四紀は，山地の継続的な隆起，氷期・間氷期が繰り返す気候変動と，カルデラ形成を伴う大規模な火山活動により特徴づけられる．加久藤火砕流堆積物と阿蘇4火砕流堆積物が，小規模ながら本地域にまで達している．これらの火砕流堆積物や姶良Tn火山灰・鬼界アカホヤ火山灰の火山噴出物とともに，段丘・扇状地，山地緩斜面などの地形並びにそれらを構成する第四紀堆積物が形成された．

3.1 研究史及び概要

九州四万十帯の研究は1900年代の初めから始まり，橋本（1962）によって初めて九州の四万十帯全域にわたる地体構造区分と層序区分が示された．その後，白亜系に関しては，今井ほか（1971）によって，岩相・地質構造・砂岩組成・変成年代の研究成果のもと，基本的な地体構造区分と層序の枠組みが設定された．なお1980年代までの四万十帯白亜系の研究史については，今井ほか（1979）や奥村ほか（1985）の神門図幅・蒲江図幅に詳しくまとめられている．

1980年代に入り，プレートテクトニクスの導入により，四万十帯の地層群は付加コンプレックスとして考えられるようになった（勘米良，1976；坂井・勘米良，1981）．そして泥質岩より産する放散虫化石により，地質年代が決定され，各地で層序・地質構造の解明が進んだ（奥村ほか，1985；坂井ほか，1984；寺岡ほか，1990；斎藤ほか，1996など）．各地域における地層名の対比とその変遷については，斎藤ほか（1996）の椎葉村図幅にまとめられている．諸塚層群は，岩相・砂岩組成・地質年代に基づくと，佐伯さいき亜層群と蒲江亜層群に大きく2分される（奥村・寺岡，1988；寺岡ほか，1990など）．寺岡ほか（1990）によれば，佐伯亜層群は，主に砂岩・泥岩からなり，長石質砂岩を特徴とする．一方．蒲江亜層群は，主に砂岩・頁岩・千枚岩からなり，佐伯亜層群に比べ，玄武岩・チャート・珪質頁岩・多色頁岩の岩体・岩塊を多く含み，石質砂岩を特徴とする．地質時代は，泥岩・頁岩から産する放散虫化石により，佐伯亜層群はバランギニアン期―バレミアン期とセノマニアン期，蒲江亜層群はサントニアン期―カンパニアン期の堆積年代が報告されている（奥村ほか，1985；寺岡ほか，1990）．なお寺岡・奥村（1992）は，西南日本の四万十帯白亜系付加コンプレックスについて，地質年代と砂岩組成から広域対比を行い，佐伯亜層群・蒲江亜層群に相当する地質体が，四国・紀伊半島・赤石山地に広く分布していることを明らかにした．

九州の四万十帯白亜系付加コンプレックスは，ぶどう石―パンペリー石相から緑色片岩相にいたる広域変成作用を受けており，北から南に向かって変成度が高くなる傾向を示す（今井ほか，1971；Toriumi and Teruya，1988）．また近年，Miyazaki and Okumura（2002）によって，変成相の見直しが行われ，若く熱い海洋プレート（太平洋プレート）の沈み込みを示唆する熱モデルが提示されている．Miyazaki and Okumura（2002）によれば，佐伯亜層群と蒲江亜層群の北半部はぶどう石・アクチノ閃石亜相，蒲江亜層群の南半分は緑色片岩相である．更に蒲江亜層群の南半分の一部では，緑色片岩相―角閃岩漸移相に達する低圧型変成作用を受けているとされる（長江・宮下，1999）．大森（1999）では，ビトリナイト反射率を用い，九州東部の四万十帯付加コンプレックスの古地温度構造を示した．これら変成作用の特徴に基づき，イライト結晶度の温度条件がビトリナイト反射率との相関から求められている（向吉ほか，2007）．また砂岩中の砕屑性ジルコン・アパタイトのフィッション・トラック年代が求められている（Tagami et al.，1995；Hasebe and Tagami，2001）．Hasebe and Tagami（2001）によれば，蒲江亜層群中のジルコンフィッション・トラック年代から，＜60-70Maに310℃以下（フィッション・トラックが完全に消滅する温度領域，total annealing zone以下）の最高被熱を受けていること，更にアパタイトのフィッション・トラック年代から約10Ma頃に100℃付近まで冷却したことが明らかとなった．またイライトのK-Ar年代とジルコンのフィッション・トラック年代から，蒲江亜層群において46-50Maの変成年代が求められている（Hara and Kimura，2008）．その他，寺岡ほか（1994）により砕屑性カリ長石と白雲母のK-Ar年代が求められている．

蒲江亜層群では，玄武岩類に関する産状や化学組成に関する研究も行われている（坂井，1978；土谷ほか，1979；今井ほか，1982；寺岡ほか，1990など）．特に，玄武岩類に，黒色頁岩が挟在する岩相が認められる．Mackenzie（1989）や君波・宮下（1992）では，玄武岩類の化学組成を示し，海嶺起源のMORBタイプであることを明らかにした．これらの特徴から玄武岩類は，四万十帯付加コンプレックスの陸源砕屑岩中に，噴出もしくは貫入した現地性玄武岩類とされ，更に現地性玄武岩類はクラー太平洋海嶺の沈み込みによってもたらされたと解釈された（君波・宮下，1992；Kiminami et al.，1994）．更にKiminami et al.（1994）は，現地性玄武岩類を含む地質体の存在から，後期白亜紀から古第三紀にかけて，琉球諸島から九州・四国・紀伊半島・赤石山地へと，海嶺は大陸側へ沈み込んだとした．また君波・大野（1999）では，現地性玄武岩類にゼノリスとして存在する珪化した頁岩について，周囲の頁岩より高い被熱状態であったことをビトリナイト反射率から求めた．

付加コンプレックス形成に関する付加機構の解明についても研究が行われている．一般に，海洋プレートの沈み込みに伴い，層平行剪断によって南東へ衝上するセンスを示す剪断変形．ブーディン構造・褶曲構造，メランジュの形成過程，また覆瓦構造が報告されている（Needham，1987；Mackenzie et al.，1987；Needham and Mackenzie，1988；Fabbri et al.，1990；Needham，1995）．その一方，Fabbri et al.（1990）と長江・宮下（1999）は，南東衝上センスのあとに，北―北西への低角な正断層センスを示す延性変形を認めた．Fabbri et al.（1990）では，その成因としてバックスラストを想定した．長江・宮下（1999）では，剪断センスの転換が温度上昇のピーク直後であるとし，海嶺通過によって説明した．九州の四万十帯付加コンプレックスには，いくつかの屈曲構造が知られている（北薩屈曲・人吉屈曲・野尻屈曲，寺岡ほか，1981b）．Murata（1987）及びKano et al.（1990）は，人吉屈曲が鉛直な軸を持つ円錐状褶曲であるとし，これらの屈曲は中新世における日本海拡大により西南日本の時計回り回転によって形成されたとした．

最近，白亜系諸塚層群と古第三系日向層群の境界断層である延岡スラストが，過去の地震性out-of-sequence thrustとして注目されている（木村，1998；Kondo et al.，2005）．なお延岡スラストは，九州東部の海岸線では，古第三系の北川層群と日向層群の境界衝上断層である．Kondo et al.（2005）は，九州東部の海岸線にて，延岡スラスト中に発達する断層岩の記載，温度・圧力条件，更に流体移動メカニズムについて検討した．その結果，延岡スラストの活動は，300℃以下の温度領域で，8.6～14.4kmの変位量を持つとし，延岡スラストの発生がプレート境界から派生するSplay Fault（OST）の発生領域（Park et al.，2002）に当たることを示した．また高速剪断の証拠であるシュードタキライトも発見され（Okamoto et al.，2006），本スラストに対して上盤・下盤での物性変化（Tsuji et al.，2006）も求められている．Hara and Kimura（2008）では，イライトK-Ar年代とジルコンのフィッション・トラック年代に基づいた諸塚層群の変成・冷却履歴により，延岡スラストは50Ma頃に活動を開始し，少なくとも40Maまで活動が続いたとした．またMukoyoshi et al. (in press)は，延岡スラスト周辺にて，岩相に依存した流体移動の多様性を指摘した．なお延岡スラストは10度程度の低角な衝上断層なため，上盤の白亜系諸塚層群はクリッペとして九州の各地に存在する（竹下，1982；村田，1991，1996，1998a，bなど）．

本地域には，白亜系諸塚層群の蒲江亜層群三方岳ユニットが分布する．三方岳ユニットの下限は，延岡スラストによって古第三系日向層群と接する．主要な岩相は，片状構造の発達した砂岩・千枚岩からなり，チャート及び玄武岩類を伴う．またぶどう石・アクチノ閃石亜相―緑色片岩相に相当する変成作用を受けている．

3.2 三方岳ユニット（Cs，Ca，Cn，Cp，Cc，Cb）

4.1 研究史及び概要

延岡スラストに対し構造的下位の四万十帯古第三系付加コンプレックスは，日向層群と呼ばれる．日向層群は，橋本（1961）によって，延岡市周辺の古第三系について命名された．坂井・勘米良（1981）は，衝上断層によって繰り返す覆瓦構造を初めて認め，付加コンプレックスとしての特徴を示した．その後，放散虫化石・浮遊性有孔虫化石によって地質年代が中期始新世―前期漸新世と決定され，その結果詳細な層序・地質構造が明らかになった（坂井ほか，1984；Nishi，1988a，b，1992）．なお栗原・原（2008）は，漸新世放散虫化石の産出に基づき，日向層群の地質年代の上限が漸新世まで延びるとした．この他に九州中央部では今井ほか（1979），木村ほか（1991），田中ほか（1992），田中・岩松（1993），斎藤ほか（1996）によって，各地で日向層群の地質年代・層序・地質構造の詳細が明らかになっていった．本地域周辺におけるこれまでの日向層群の研究史や地質体対比については，木村ほか（1991），斎藤ほか（1996）の尾鈴山図幅・椎葉村図幅に詳しい．

日向層群内部の地質構造は，岩相境界の多くがスラストで境されて，地層の繰り返しが頻繁に起きている（坂井ほか，1984；Nishi，1988a，b；木村ほか，1991）．更に剪断変形を受けた，玄武岩類や砂岩を含む混在岩も認められる（木村ほか，1991）．特に，延岡スラストの下位には，砂岩粘板岩互層が破断して混在化した特徴的な地質体である神門ユニットが分布する（神門層：今井ほか，1979）．坂井ほか（1984）と斎藤ほか（1996）によれば，神門ユニットの地質年代は，中期始新世に限定される．神門ユニットは，大藪スラストを介して，下位の地層に衝上する（橋本，1957；斎藤ほか，1996）．その他，多色泥岩を鍵層として，それらがスラストシートの下限をなす地質図規模のデュープレックス構造を呈することが報告されている（村田，1991，1995，1998a，bなど）．なお本層群は諸塚層群と同様に，Murata（1987）及びKano et al.（1990）が示した，鉛直な軸を持つ円錐状褶曲からなる屈曲構造に参加する．九州東部で解析された日向層群の変成作用は，ぶどう石―パンペリー石相（Toriumi and Teruya，1988；今井ほか，1971）とされ，準緑色片岩相を示す（Fettes and Desmons，2007）．Hasebe and Tagami（2001）によるフィッション・トラック年代の検討では，ジルコンのフィッション・トラックは，十分にアニーリングされておらず，その年代は堆積年代より古い．その一方，アパタイトのフィッション・トラック年代からは，蒲江亜層群と同様に，約10Ma頃に100℃付近まで冷却したことを示す．

本地域には，構造的上位より，日向層群の神門ユニット，銀鏡川ユニット，小川内ユニットが分布する．各ユニットの地質時代は，神門ユニットは中期始新世，銀鏡川ユニットは中期始新世―前期漸新世，小川内ユニットは漸新世で，構造的下位に向かい地質年代が若くなる年代極性が認められる．

4.2 神門ユニット（Mm，Mb）

4.3 銀鏡川ユニット（Ss，Sms，Sma，Smd，Sm，Sg，Sr）

4.4 小川内ユニット（Os，Ol）

4.5 日向層群の産出化石

本地域では，日向層群銀鏡川ユニットと小川内ユニットから化石の産出報告がある．放散虫化石の産出地点を第4.11図に示す．

4.6 日向層群の砂岩組成

四万十帯付加コンプレックスの砂岩組成は，構造層序区分において，重要な指標になることが指摘されている（寺岡，1979；寺岡ほか，1990など）．四万十帯白亜系付加コンプレックスでは，佐伯亜層群は長石質砂岩からなり．蒲江亜層群（本地域の三方岳ユニット）は石質砂岩を特徴とする（寺岡ほか，1990など）．四万十帯古第三系付加コンプレックスの日向層群では，東隣の尾鈴山地域において，本地域を含んで砂岩組成の検討がなされた（木村ほか，1991）．またその後背地として，あまり開析の進んでいない火山弧が推定された（木村，1992）．第4.13図に，本地域周辺の砂岩組成の特徴を示すため，全石英（単結晶石英＋多結晶石英）―長石―岩片と単結晶石英―斜長石―カリ長石のダイアグラムを示す（今井ほか，1982；木村ほか，1991）．今井ほか（1982）などによれば，石英―長石―岩片比とカリ長石―長石比が，構造層序区分の重要な指標となっている．

神門ユニットの砂岩組成は，岩片に富む石質ワッケで，カリ長石を欠く．銀鏡川ユニットは，細粒から中粒砂岩で基質の多い長石質もしくは石質ワッケの砂岩組成を示し，カリ長石はほとんど含まない．銀鏡川ユニットのうち，砂岩相については細粒―中粒で粗粒の雲母を含む石英・長石質砂岩を特徴とする．ただし砂岩相の基底部から得た砂岩は，カリ長石に乏しい．小川内ユニットの砂岩は，石英・長石質砂岩で，雲母やカリ長石を含むことで特徴づけられる．日向層群の砂岩に含まれる岩片として，珪長質な凝灰岩を主とする火山岩が卓越し，深成岩，玄武岩類やチャート，堆積岩，わずかに変成岩が含まれる．その他，白雲母，黒雲母，ジルコン，不透明鉱物がわずかに認められる．

5.1 覆瓦構造を形成するスラスト

付加コンプレックスを構成する各ユニットの内部構造として，南方へ衝上する多数のスラストによって地層の繰り返しが頻繁に起き，様々なスケールの構造ユニット（スライス）を作り出す．本報告では木村ほか（1991）にしたがい，層相区分された地質体に対し，層相とその組み合わせから構造ユニットを認定した．そして各構造ユニットはスラストによって境され，これらが覆瓦構造を形成する（第5.1図）．覆瓦構造を形成する主要なスラストは，東隣の尾鈴山地域や北隣の椎葉村地域で報告されている（木村ほか，1991；斎藤ほか，1996）．

東隣の尾鈴山地域では，銀鏡川ユニットの砂岩相は多色泥岩相を密接に伴って，八峡スラストと中之又スラストに挟まれて分布する（木村ほか，1991）．尾鈴山地域及び神門地域では，砂岩相が厚く分布することから，スラストの位置が明確である．しかし本地域では，砂岩相と多色泥岩相とが接して分布する関係が薄れること，砂岩相の厚さが薄くなること，覆瓦構造を構成するスラストが密に発達すること，砂岩相はスライス化の進行によって複数列認められることなど，八峡スラストと中之又スラストの位置は不確定な要素が多い．そのため本報告では，八峡スラストと中之又スラストは，ユニット境界をなすスラストとは区別し，覆瓦構造を構成するスラストに一括して扱った．また本報告において，北隣の椎葉村地域で新称された丸野スラスト（斎藤ほか，1996）は，銀鏡川最上流域や一ツ瀬川上流における銀鏡川ユニットの砂岩泥岩破断相と泥岩相の境界断層である．

5.2 ユニット境界をなすスラスト

付加コンプレックスを構成する各ユニットの境界として明瞭なスラストが存在する．スラストで挟まれた各ユニットは，岩相の相違が顕著であるとともに，地質時代の違いも認められる．本地域ではユニット境界スラストとして，延岡スラスト，大藪スラスト，小川スラストが認められる（第5.1図）．

5.3 北西―南東系断層

本地域の日向層群の銀鏡川ユニットと小川内ユニットには，高角な北西―南東系の胴切り断層が5～15kmの長さにわたって，2～5km間隔で推定される（第5.1図）．しかし露頭は確認できず，その変位量等は不明である．なお同様の断層は，東隣の尾鈴山地域の西方でも認められる（木村ほか，1991）．銀鏡川ユニットにおける各層相のずれから判断すると，断層は見かけ上で右ずれ成分を伴う．なお断層の北西部延長に関しては，銀鏡川ユニットの泥岩相及び砂岩泥岩破断相で，南東部延長に関しては小川内ユニットの葉理シルト岩相で，岩相の変化が乏しいため，それらの詳細は不明な点が多い．小川スラストもまた北西―南東系断層により，その連続性は絶たれている．一方，西米良村村所や天包山南西麓付近にて，村所花崗岩は，これらの断層の変位を受けていない．そのためこれらの断層は，村所花崗岩が貫入する中期中新世以前に形成されたと考えられる．

5.4 屈曲構造

九州の四万十帯付加コンプレックスには，いくつかの屈曲構造が知られている（北薩屈曲・人吉屈曲・野尻屈曲，寺岡ほか，1981b）．本地域西部は，人吉屈曲の発達する地域であり（Murata，1987；Kano et al.，1990），諸塚層群三方岳ユニット及び日向層群銀鏡川ユニットに発達するアンチフォーム・シンフォーム（第5.1図）は，人吉屈曲の一部をなすものであると考えられる．Murata（1987）及びKano et al.（1990）は，人吉屈曲が，鉛直な軸を持つ円錐状褶曲であるとし，これらの屈曲は中新世における日本海拡大により西南日本の時計回り回転によって形成されたとした．

6.1 研究史及び概要

本地域には，新第三紀に形成された市房山花崗閃緑岩と村所花崗岩が分布する．

市房山花崗閃緑岩は，西南日本外帯の中新世花崗岩類に属する岩体で，北隣の椎葉村地域南西部の江代山周辺から本地域内の市房山山頂北方にかけて分布する．本岩体は北西―南東方向にやや伸長し，長径約10km，短径約7kmの岩株状岩体をなす．白亜紀―古第三紀の四万十帯付加コンプレックス中に貫入し，これに菫青石ホルンフェルスに至る接触変成作用を及ぼしている．本岩体は大庭（1961）により市房山花崗岩と命名されたが，中田・平原（1984）では市房山花崗岩類，山本（1992）では市房山花崗閃緑岩と呼ばれた．なお椎葉村図幅（斎藤ほか，1996）において，モード組成が花崗閃緑岩になることから，市房山花崗閃緑岩と改めて定義された．本報告でも市房山花崗閃緑岩を用いる．

大庭（1961，1962）は，本岩体に関する岩相区分と化学組成の検討を行い，塩基性捕獲岩を同化・混成することにより組成変化を生じ，混成の程度によって岩体の岩相変化が生じたと解釈した．本岩体の岩相分布については，大庭（1961，1962）と清崎ほか（1984）が北西側と南東側に2分したのに対し，平原（1983），中田・平原（1984）及びNozawa and Tainosho（1990）は岩体の周縁部から中心部に向かって累帯構造を持つと述べた．佐藤（1988）は本岩体の岩相変化が乏しいことを指摘して岩相を区分せず，岩石組織の特徴から，同化することができなかった捕獲岩を大量に含んだ浅所貫入型の岩体であると考えた．椎葉村図幅（斎藤ほか，1996）では，本岩体の構成鉱物の粒度や岩石の組織をもとに，粗粒黒雲母花崗閃緑岩，中―粗粒黒雲母花崗閃緑岩，中粒黒雲母花崗閃緑岩，中―細粒黒雲母花崗閃緑岩，細粒斑状黒雲母花崗閃緑岩の5つの岩相に区分した．本報告では，本地域に分布する市房山花崗閃緑岩の岩相区分について椎葉村図幅（斎藤ほか，1996）の区分が妥当と考え，それに従った．

本岩体の放射年代値は，黒雲母のK-Ar年代として14±1Ma（Miller et al.，1962）が，ジルコンのフィッション・トラック年代として12.0±0.9Ma（Miyachi，1985）が報告されている．近年，Oikawa et al.（2006）は，黒雲母のK-Ar年代，ジルコンとアパタイトのフィッション・トラック年代を求め，中期中新世における300℃～100℃にいたる花崗閃緑岩体の冷却過程を解析した．そして花崗閃緑岩体の中心部は13Ma頃に急冷したのに対し，縁辺部は13～10Ma頃に～100℃/myrの割合で冷却したことを示した．

また，西米良村村所東方付近に分布する村所花崗岩は，宮崎県（1981）で連続した花崗斑岩岩脈として記載されたが，宮崎県（1989）ではこれを短い岩脈の集合体であることを明らかにし村所花崗斑岩と呼んだ．村田（1998a）は，村所花崗斑岩を尾鈴山火山―深成複合岩体のメンバーに位置づけている．巌谷・内藤（2008）は，本岩体のジルコンのフィッション・トラック年代として14.3±0.5Maを報告し，本岩の活動時期が尾鈴山火山―深成複合岩体とほぼ同時であることを示した．本報告では，JIS A 0204：2008「地質図―記号，色，模様，用語及び凡例表示」に従い，「斑岩」の名称を用いず本岩を村所花崗岩と表記した．

6.2 市房山花崗閃緑岩（Gdc，Gdi）

本岩体は主として中粒及び粗粒の黒雲母花崗閃緑岩から構成される（第6.1図，第6.1，6.2表）．一般に弱斑状の組織を示すが，北隣の椎葉村地域の水上村朴の木原ふうのきばる周辺では等粒状となり，岩体の周縁部から中央部へ向かって，やや黒雲母が減少し粒度が粗くなる弱い累帯構造を示す．本岩体には片状構造や流理構造は見られず，塊状である．黒雲母は自形性が強く，径0.1～2mmの六角板状結晶である．

一般に大量の暗色包有物，堆積岩源捕獲岩，捕獲結晶を含んで不均質な様相を示す．捕獲岩は，主として泥質岩・砂質岩起源のもので，長径数cm～数10cmのレンズ状であることが多い．暗色包有物は細粒閃緑岩質で長径数10cmのものが多いが，まれに長径1m前後のものが見られる．堆積岩源捕獲岩片は数mmから数cmのものが多い．これら捕獲岩片は通常，花崗岩との反応縁を形成し細かな黒雲母の縁を持つものや，細粒の斜長石・雲母・不透明鉱物などの集合体となっている．それらの中には，しばしばザクロ石や輝石がレリック状に存在する．

本岩体と周囲の四万十帯付加コンプレックスとの関係としては，市房神社南方約600mの沢において諸塚層群三方岳ユニットの砂岩に不調和に貫入しているのが観察される．また本岩体は岩相変化に乏しく，捕獲岩片及び捕獲結晶の混入により不均質な様相を示すが，本質的には黒雲母花崗閃緑岩である．本地域には，北隣の椎葉村地域で示されたの5つの岩相のうち，粗粒黒雲母花崗閃緑岩（Gdc），中粒黒雲母花崗閃緑岩（Gdi）の2岩相が分布する．両者は市房山花崗閃緑岩体を北東―南西方向に切る断層（第2.3図）によって切られる．なお同断層は，北隣の椎葉村地域（斎藤ほか，1996）で示されたが，本地域では第四系に覆われその詳細は不明である．断層の南東側には粗粒黒雲母花崗閃緑岩（Gdc），北西側には中粒黒雲母花崗閃緑岩（Gdi）が分布する．

6.3 村所花崗岩（Grp）

西米良村の木浦きうら南部から，天包山，村所を通り本地域南端まで，北北東から南に伸びる小岩体として点在する．

本岩は大きな自形カリ長石斑晶が特徴的な斑状組織（第6.3図a，c）を示すが，岩体の境界部付近や岩体の分布幅が狭い部分では斑状結晶を含まない又は少量の石英斑晶を含む細粒優白質のアプライトになる（第6.3図b，d）．なお地質図上では，アプライトは分布範囲が狭いため，村所花崗岩に含めた．岩体内及び周辺には石英脈がしばしば見られる．本岩はアンチモン鉱床を胚胎し，かつての採掘跡が随所で見られる．

6.4 接触変成作用

市房山花崗閃緑岩の貫入によって諸塚層群三方岳ユニット及び日向層群銀鏡川ユニットは，接触変成作用を受けている．接触変成帯の幅は，岩体南東部でやや広く北西部で狭くなる傾向がある．岩体に近接した場所では，ホルンフェルスの再結晶粒子は粒度が粗くなり，粒状・モザイク状の組織となっている．菫青石帯は岩体北西部で接触部から約500m，岩体南部で約1kmの幅であり，しばしば菫青石が肉眼でも認められる．多くの場合，菫青石は交代作用を受けてピナイト化している（第6.4図）．黒雲母帯の幅は岩体北西部で接触部から約500m～1.5km，南部で約1～2.5kmの範囲であり，鏡下で黒雲母が認められる．黒雲母は岩体から遠くなるほど細粒になり目立たなくなる．なお村所花崗岩の貫入する四万十帯日向層群は，ほとんど接触変成作用は受けていない．

7.1 研究史及び概要

本地域の第四系としては，山地を下刻して流れる河川沿いに，加久藤火砕流堆積物，阿蘇4火砕流堆積物，高位・中位・低位の各段丘堆積物及び扇状地堆積物，地すべり堆積物，沖積層が分布している．また山地の緩斜面や段丘堆積物，扇状地堆積物の平坦面を覆って，姶良Tn火山灰や鬼界アカホヤ火山灰を含むローム層が分布している．第四系の層序について第7.1図にまとめる．

大規模な火砕流堆積物としては，まず中期更新世の33～34万年前に，加久藤カルデラから噴出した加久藤火砕流堆積物が，南から球磨川や一ツ瀬川に沿って本地域に到達した．加久藤カルデラは，本地域南西方30kmほどに位置する宮崎県加久藤盆地付近に存在したとされる（有田，1957）．球磨川流域では，火砕流堆積物により河床部は厚く埋積され，下流部の人吉盆地では広く火砕流台地が形成され，その上流の支流にあたる湯山川の合流部は閉塞された．

出口が閉塞された湯山川の河床部は，砂礫や砂・シルトの河成堆積物により急速に埋積された．続いて，市房山西麓に端を発する扇状地堆積物が形成された．その後，引き続く山地の隆起に伴い，扇状地は開析され，高位段丘面が形成された．一ツ瀬川や球磨川沿いにおいても，高位段丘面は形成されたと推定されるが，小さな平坦面をなす加久藤火砕流堆積物をわずかに残すだけで，その痕跡をとどめていない．

後期更新世には，阿蘇カルデラから噴出した大規模火砕流のうち，8.5～8.9万年前の阿蘇4火砕流堆積物（町田・新井，2003）が，一ツ瀬川沿いと球磨川沿いに北方から到達し，河床の砂礫層やローム層の上に堆積した．その後，引き続く山地の隆起に伴い，河床を充填した阿蘇4火砕流堆積物は著しく開析され，河川沿いには部分的に中位段丘面と阿蘇4火砕流堆積物を含む中位段丘堆積物が残された．

後期更新世末最終氷期の3万年前頃に，鹿児島湾の姶良カルデラでの大噴火活動の産物として，姶良Tn火山灰が山地を広く被覆し（町田・新井，2003），その一部が山地緩斜面・扇状地・段丘面上のローム層中に残存している．一方では，引き続く山地の隆起により，河川沿いでは下方浸食が進み，低位段丘面地形と薄い段丘礫層が形成された．完新世になって，鹿児島湾南方に存在する鬼界カルデラでの大噴火活動で形成された鬼界アカホヤ火山灰が山地一円を被い，現在でも山地緩斜面や段丘面上に広く残存している．

完新世では河川には山地の浸食でもたらされた砂・礫が運びこまれて，河床堆積物として砂礫堆を形成する．また洪水時には砂礫は下流に運ばれ，常に河床の下方浸食が進んでいる．

7.2 火砕流堆積物

7.3 段丘堆積物・扇状地堆積物（th，tm，tl）

宮崎県（2001）は，一ツ瀬川と板谷川沿いとそれら支流の段丘面について，低位と高位の2面に区分した．池田・渡辺（1989）は，市房山西麓の扇状地を含む球磨川流域の段丘面について3面の段丘面を識別した．しかし，いずれも時代を示す証拠がなく，段丘面の識別は相対的である．

本報告では，まず1/4万空中写真（国土地理院，1960年発行）と1/2.5万地形図に基づいて段丘・扇状地の形状と河床からの比高によって区分した．なお，段丘堆積物と扇状地堆積物の両者は地質図上で区別して表記していない．次に現地調査で確認できた段丘・扇状地堆積物の岩相と火砕流堆積物との層位関係から，段丘・扇状地堆積物の層序と時代を推定した．すなわち，段丘・扇状地堆積物のうち，加久藤火砕流堆積物を含むかそれに相当する堆積物を高位段丘・扇状地堆積物，阿蘇4火砕流堆積物を含む中位段丘・扇状地堆積物，これらの火砕流堆積物を含まず，最も低位に位置する低位段丘・扇状地堆積物に区分した．

段丘堆積物は，主要河川沿いに幅狭く分布する河成段丘面を構成する堆積物であり，しばしば山麓ないし小谷出合いから扇状地形をなして分布する扇状地堆積物を伴う．主に，礫・砂・火砕流堆積物・ローム層から構成され，崖錐堆積物を含む．市房山―花立山稜線を挟んで西側の球磨川とその支流域と東側の一ツ瀬川とその支流とでは，段丘の分布の様子が大きく異なる．すなわち，球磨川とその支流の湯山川，都川沿いでは，低位・中位・高位の3段の段丘が比較的連続して分布し，湯山川沿いには市房山西麓に端を発する高位段丘堆積物相当の扇状地堆積物が発達している．一方，一ツ瀬川沿いでは，低位・中位の2段の段丘が途切れ途切れに分布し，同支流の槻木川，板谷川，大藪川，小川川，銀鏡川では低位段丘がわずかに分布するだけである．

7.4 地すべり堆積物

本地域の地すべり堆積物は，地すべり地の下方に地すべり土塊として確認されるほか，尾根から斜面にかけて広がる10～20°の緩斜面には，しばしばクリープ性地すべり堆積物が認められる．また，石堂山西麓及び市房山南麓の林道切り割りで，地すべり堆積物が認められた．いずれも山地を構成する四万十帯付加コンプレックス由来の砂岩や泥岩の角礫と砂・泥堆積物からなる．地質図上では，これら地すべり堆積物のうち，主な地すべり地形の滑落崖のみを示した．地すべり地形は，1/4万空中写真（国土地理院，1960年発行）及び1/2.5万地形図に基づいて，また池田・渡辺（1989）及び防災科学技術研究所（2008）に基づいて判別した．

石堂山西麓及び市房山南麓では，道路の切り割り沿いにて，非常に淘汰が悪い礫層からなる地すべり堆積物が認められた．礫層は礫支持で，礫は角礫からなる．礫種は，石堂山西麓では主に日向層群神門ユニットに由来する玄武岩類，市房山南麓ではホルンフェルス化した日向層群銀鏡川ユニットの砂岩・泥岩からそれぞれ構成されている（第7.8図a）．礫径は細礫―巨礫まで認められ，最大径は約4mである．石堂山西麓周辺では，低角な大藪スラスト直上の神門ユニットの玄武岩類からなる急崖が発達する．この急崖の崩壊によって斜面崩壊が生じた可能性がある．この斜面崩壊堆積物の基底部では，すべり面が認められた（第7.8図b）．すべり面は，銀鏡川ユニットのシルト岩の直上に，約3cmの青灰色―褐色の粘土層からなり，細礫を含む．その上位には，淘汰の悪い角礫からなる細礫層が重なる．すべり面近傍では，礫種は銀鏡川ユニットのシルト岩が多く，玄武岩類を伴う．なお岩松・下川（1986）では，石堂山西麓の崩壊堆積物を，クリープ性大規模崩壊の一つとして挙げている．

このほか尾根から斜面にかけて，起伏が乏しく10～20°ほどの緩傾斜を示す斜面が散在的に分布している．それらの中には，烏帽子岳北斜面のような基盤岩の層理面の傾斜に平行に発達した構造地形や1,100m前後の山頂付近に発達する準平原の遺物と指摘された浸食小起伏面（宮崎県，2001）があることが知られている．その中で，天包山周辺の尾根筋から広がる標高400～1,100mの緩斜面では，斜面上面付近にクリープ性地すべり堆積物の特徴が観察された．地すべり堆積物は，クリープした基盤岩の日向層群銀鏡川ユニット上位に，その境界に沿って配列した砂岩・泥岩の大小のブロックとそれらの隙間を埋める砂礫からなる（第7.8図c，d）．厚さは約3mである．下位の銀鏡川ユニットとは明瞭な境界をなし，ときに幅数cmの断層粘土帯を伴う（第7.8図a，b）．地すべり堆積物の上位には鬼界アカホヤ火山灰を含む火山灰質シルトが重なる．地すべり堆積物の下位には，銀鏡川ユニットの泥岩・砂岩が観察される．砂岩・泥岩には亀裂が発達し斜面方向にクリープしており，層理面の亀裂による地層のブロック化が認められる（第7.8図d）．ブロック化は下位から上位へ増大する傾向がある．

7.5 降下火山灰層及びローム層

本地域では1～3mのローム層が，山腹の緩斜面，扇状地面，段丘面の上位を覆って広く分布する．扇状地面や一部の山腹緩斜面のローム層では，姶良Tn火山灰（AT）や鬼界アカホヤ火山灰（K-Ah）の降下火山灰を含む．ローム層の最上部は黒ボク土となっている．なおこれらの降下火山灰を含むローム層はまとまった分布を示さないため，地質図上では表現していない．

南九州の鹿児島湾に位置する姶良カルデラを形成した大規模な噴火活動は，降下軽石，大量の火砕流堆積物と火山灰を噴出した（町田・新井，2003）．このうち火山灰は姶良Tn火山灰と命名され，広大な範囲に降下堆積し，噴出年代は25～29kaの範囲に入る（町田・新井，2003；Miyairi et al.，2004）．鬼界アカホヤ火山灰は，南九州の硫黄島付近にある鬼界カルデラの降下火山灰であり，噴出年代は約7300年前と推定されている（町田・新井，2003）．

以下，火山灰とローム層を観察した主要露頭について記述する．また火山灰層の同定・対比のために，4地点6試料の火山灰について鉱物組成（第7.1表），ガラス片と斜方輝石の屈折率，一部の試料についてはガラス片のEDX分析（第7.2表）を実施した．屈折率はガラス片30粒，輝石10片を目処として測定し，各測定値の分布範囲をガラス率の値として示す．なお，火山灰の室内分析は古沢地質株式会社に依頼した．

7.6 沖積層（a）

本地域の沖積層は，一ツ瀬川沿いとその支流にあたる板谷川，小川川，銀鏡川，及び槻木川，そして，球磨川沿いとその支流の湯山川，都川など，主要な河川の河道に沿って分布が認められる．段丘堆積物が広く分布している球磨川沿いとその支流域では，沖積層は比較的幅広く分布している．沖積層は，主に狭長な砂礫堆を伴った現河床堆積物であり，礫・砂からなる．山地斜面崩壊による崖錐堆積物も含む．また，一ツ瀬川の一ツ瀬ダム，球磨川の市房ダム上流部のダム湖付近ではダム建設以来，堆砂が進んでいる．こうしたダム湖近傍以外では，河床の一部に基盤岩石が露出していることが多く，洪水時には砂礫堆の砂礫は浸食され下流に移動するものと考えられる．そのため，沖積層は多くの場合，数m以下の厚さであると推定される．

8.1 資源地質

本地域に稼行中の鉱山はない．過去に採掘されていた金属鉱床は，村所花崗岩に伴って産する金・銀・アンモチン鉱床がある（奈多，1890；宮久，1958）．これらは尾鈴山火山―深成複合岩体の活動に伴って形成された鉱脈型金属鉱床と一連である（木村ほか，1991）．天包山南麓では，天包鉱山があり，そこでは輝安鉱の採掘が行われた（工業技術院地質調査所編，1955）．鉱石鉱物としては，黄鉄鉱，硫砒鉄鉱，閃亜鉛鉱，方鉛鉱，輝銀鉱を伴う．1882に開抗し，1890年代に最も盛んに稼行され，年間20～30tの鉱石が採掘された．河口川上流には，日比野鉱山があり，ここでも輝安鉱の採掘が行われた（工業技術院地質調査所編，1955）．1893年に開発され，年間250～650tの鉱石が採掘された．また詳細な位置は不明であるが，西米良村横野付近の天狗岩鉱山では，日向層群小河内ユニットの砂岩に発達する石英脈より，輝安鉱及び銀が採掘されていた報告がある（工業技術院地質調査所編，1955）．

水上町市房ダム周辺の諸塚層群三方岳ユニットにおけるチャート相から，マンガン鉱床の報告がある（吉村，1952）．これら鉱床の場所・採掘量等の詳細は不明である．湯前町古城では，加久藤火砕流堆積物の溶結凝灰岩が採石されている．

8.2 温泉

温泉は，水上町湯山と西米良村村所にある．湯山では，市房山花崗閃緑岩体中を切る北東―南西方向の伏在断層より湧出している水温34.3℃，pH9.1のアルカリ性単純泉及び単純硫黄泉である（金原，2005；斎藤ほか，1996）．村所の温泉は，村所花崗岩の近傍にあり，水温36.5℃のアルカリ性炭酸水素泉である．

8.3 活構造

本地域には活断層及び活断層の疑いのあるリニアメントは確認されていない（池田・渡辺，1989）．一方，本地域北西部は，人吉盆地の北東縁に位置し，人吉盆地南縁断層（千田，2000）の北東延長方向に当たる．人吉盆地南縁断層は，湯前町から人吉市東部にいたる長さ約22kmで，人吉盆地内の低地と四万十帯付加コンプレックスからなる山地とを明瞭にわける正断層成分をもつ活断層である（池田・渡辺，1989；産業技術総合研究所，2006；地震調査研究推進本部地震調査委員会，2006）．その活動時期の間隔は少なくとも約8000年以上とされるが，その詳細は不明である．また人吉盆地南縁断層の全体が活動した場合，マグニチュード7.1程度の地震が発生すると推定され，今後30年の間に地震が起こる可能性は1%以下とされる（地震調査研究推進部地震調査委員会，2006）．

本地域北西部の湯前町野中田のなかだ―中猪なかい周辺で，諸塚層群三方岳ユニットと日向層群銀鏡川ユニットを切る，北東―南西方向の断層が認められる（第5.1図）．これは人吉盆地南縁断層の最北東端（産業技術総合研究所，2006）にあたる．ただし基盤である四万十帯付加コンプレックス中に発達する断層であり，またそのリニアメントは明瞭ではない．本断層と平行するように，北隣の椎葉村地域で市房山花崗閃緑岩を通る北東―南西方向の断層がある．この正断層は，粗粒黒雲母花崗閃緑岩と細粒―中粒黒雲母花崗閃緑岩とを分け，水上村湯山付近まで達するとされた（斎藤ほか，1996）．しかし本地域では，第四系に覆われ，その詳細は不明である．

8.4 斜面崩壊・土石流

本地域は，険しい山地地形のため，豪雨や台風により斜面崩壊や土石流がしばしば起きている．小規模な崩壊は斜面上の崖錐堆積物が発生源になっているが，規模の大きなものは基盤が崩壊している．基盤の崩壊は，崩壊面が流れ盤である地すべりによってもたらされることが多い．特に，大型の台風により道路が寸断され，社会生活に大きな影響を与えている．昭和46年8月5日の台風19号により水上村湯山で（原田・乙益，2002），昭和46年8月29日の台風23号により西米良村村所で土砂災害が起きている（宮崎県土木部，2006）．平成9年に牧良山西方にて，幅100m，斜面長80mの崩壊面が流れ盤である地すべりが発生している（中薗ほか，2005）．平成16年8月30日の台風16号によって，湯前町上猪かみいで斜面崩壊が起き，国道219号が約70mにわたって崩落した（第8.1図a）．また平成16年9月6～7日の台風18号によって，西米良村板谷で旧国道219号が板谷川の氾濫により決壊した（宮崎県土木部，2006）．平成17年9月5～6日の台風14号は，宮崎県の各地で巨大な地すべりや斜面崩壊をもたらした（谷口，2005；高谷・鈴木，2007）．この台風によって引き起こされた大量の斜面崩壊堆積物により，西米良村上板谷南方の鶴瀬谷川で土石流が発生し，西米良村の国道265号が約1kmにわたり土砂に埋没した（第8.2図b）．平成19年3月17日には，西米良村吐合はきあいにて斜面崩壊がおき，国道219号が通行止めとなった．その他，国道以外の主要道路にても，しばしば斜面崩壊による通行止め等が起きている．西米良村板谷では，現在滑動中の地すべりが認められている．市房山の北西麓は，天然生2次林の皆伐による崩壊地の発生が起きている（丸谷ほか，1996；戎ほか，2000）．また宮崎県（2007）では，平成19年6月現在で，西米良村内の横野など3地域で急傾斜の崩壊，咲山など3地域で土石流の土砂災害警戒区域を指定した．

8.5 地震

明治42（1909）年11月10日に宮崎県西部を中心としてマグニチュード7.6の地震が起きた（宇佐見，2003）．震央は北緯32°01′・東経130°43′で，本地域に近接する椎葉村地域内である．震源の深さは約150kmで，沈み込むフィリピン海プレート内部で発生した大規模なやや深発地震の可能性が指摘されている（宇津ほか，2001）．この地震では，宮崎市付近で被害が大きく，宮崎・大分・鹿児島・高知・岡山・広島・熊本の各県に被害があった．本地域内での被害は報告されていない．また安政元年に起きた安政南海地震（1854年12月24日）によって，本地域内でも斜面崩壊が発生した記録がある（宮崎県土木部，2006）．