防災科学枝術総介研究報告

第26弓・1971年3月
550．8：551．2：550，341（522．7／、8）

えびの ・吉松地区地震震源域付近の地質と地質構造
鈴木泰輔
地質

調介

所

Geol◎9y and Structure of the Ebin◎一Y◎shimatsu

SeismicArea，SouthemKyushu

By

TaisukeSuzukiGe・f081・αj∫〃・的・戸Jαραπ，τ0左μ・

Abstract

Ageo1ogicalsurveywasdoneinthesouthernpartofKyomachitown，Tlle Kakuto group，Ii㎜ori−yama effusive rock，and terrace depOsits are main
constituents of this area．The Kokubu group and o1der vo1canic rocks are
only recognized from dri11cores．The geology of this area is briefly sum−
mariZed aS fOHOWS．

RecentA1luvium
Hyuga

▲

C1ay，sandformation

Lower

terrace

Iimori・yama（omittedintheash

Pleistocene

andSandgrave1map）

pumiceashdeposits

effusiveterracegravelgeological

Vo1canic
androck
Pyroxene

Higherandandesite

depositsSand

andgrave1

Pliocene toP1eistocene
Kokubugroup

Pliocene
01dervolcanicrocks

Local disturbance of the Kakuto group（lucustrine deposits）is only ob・served within the studied area in the Kakuto basin．The disturbed area issituated just on a trend of the younger Kirishima groups which ext㎝d NW−
SE．Volcanic activity w11ich occurred after the deposition of the Kakuto group
might

have

resulted

inthe1ocal

disturbance

一35一ofthegroupinthelimitedarea．

えぴの・吉松地区地震に関する特別研究

防災科学技術総合研究報告

第26号

1971

たり加久藤盆地および周辺地域の地質調査を行な

都線加久藤駅から吉松駅を結ぷ線以南の約20km 2の範囲にあ走る（図1、図2）．
この地域および周辺の地質については，伊田ほった．本報はこの結果をまとめたもので，国鉄吉か（1948．1951．1956）による論文のほか，

1．

はじめに

1969年1月から2月にかけて約20日問にわ調査地

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Fig

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Index

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京町南方地域の地質凶

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一えひ。つ・吉松地区地震震湶域け近の地質と地質構造

最近になってえびの・吉松地区地震に関連した荒一

鈴木牧（1968）の報告がある．荒牧は伊田らのたてた岩相上から池牟礼・昌明寺・溝園およぴ下浦の4層に区分できる．

層序区分を再定義し，独白の層序区分を主張した．

池牟礼層

本調査は見分け易い岩棚の差によって層序・構造を追跡した結果大よその区分が伊田らと合致した．
このため，一部の層序および地層対比などに若干地域のほぼ中央南部の池牟礼部落付近および川内川付近にわずかに露出する．本層は地表で観察の改訂を加えながらも大部分は伊田らによって提できるのは最上部の20m程度に過ぎないが，G
S2号試すい資料によって検討すると層厚約100唱された地層名を踏襲している（図3）．

mと推定できる．

地表部では灰白〜暗灰色粘土・シルトよりなり，2。基盤火山岩穎
地域内には露出していない．しかし，加久藤盆

細〜粗にわたる薄砂層・スコリア質砂などをきょう有し一般に層理明りょうな地層である．また，地の周辺部には真幸変朽安山岩，加久藤安山岩類，全般に軽石粒を不規則に含むほカ㍉

栗野安山岩類などが分布し，本地域の直接の基盤植物化石を多産する．尾上亨によれば．〃

・をなすものと考えられている．ここではこれらを（？）sp・，ん・卜

一括して基盤火山岩類と総称した．

4・・肌〃・京町の真幸小学校横で実施されたG

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απd−3んC＾HR，いでは，深度370m付近に安山岩類が確認されておりこれは加久藤カルデラ壁を構成する基盤火山ρω2γo砒30γ一3ρω6αTHu可日．，

0一ππα朋o肌砒肌ノαρoπ一〇α

S−EBnLD，岩類と対比されている（図4）．

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ダ6α砒cαノo色γ03肌α卜3．国分O群相当■
京町観光ホテル温泉試すいでは61mから225〜温帯種が多く，わずかに温〜寒帯種を含む．数m付近までに認められる地層は地表に現われてい少ない温〜寒帯種は当時の相対的高所から由来しない別個の地層と考えられており，花粉化石のたものであろう．けいそう類は，地表の露出部に限り量はかなり多いようである．

、っちハα仰注1）
Sp．が多数含まれることから国分層群に対比可能であることが予想される．この地層は更に電検，放射能検層などによってG．S2号試す〃・・り0∠ω・MoUlI一一．．など圧倒的に暖昌明寺層

いの77m付近から370m付近までに対比され同地域の中央部と西部に比較的よく露出するほか地域全般にかけ背斜構造の翼部として分布してい層の存在が確められている．

る．層厚約70m．某底部にはシルトれき，軽石

国分層群は鮮新世末期ないし更新肚初期と考えれきおよぴ団塊などを含むが，主として分級度のられている地層で，国分市から姶曳郁一帯にムくよい火山灰質砂よりなり一般に軟質である．中〜発達するほか鹿児島県内の各所で認められる広範

上部は無層理であるのに対し，下位は明りょうなな分布を示す地層である．木地域に比較的近い露層理面をもつ．伊田が報告している灰色泥岩ぱ地

出地は10km南西方の栗野田1

域内の本層中に存在しない．

周辺である．木地域

では新期たい積物によって推われるため地表ではみられないが，同層群相当層を彬定することは妥

木層は火山ガラスの破片が圧倒的に多轟1であるが，粛鉱物組成注2）をみるとしそ輝石．普通輝石

当であろう．のほか普通角せん石などが含まれている．

なお，最近荒牧1）によって再定義された加久藤

本層ぱ大部分の軽イ1粒が分級のよい点から恐ら層群は本層とほじ共通していると見ることができく古加久藤湖に水中たい積した降F軽利であろう

る．と推定される．

溝園層

4．加久藤O群

ド位の昌明与層を整合に覆い，地城の東西にわ下位の国分層群杣当層とは恐らくイく整合関係とたってよく辿跡できる．層〃は東に〃く西に至る考えられるが直推の観察一点がないため、詳洲は不明

に従い薄くなる傾向をイiする．すなわち，東方のである．

k江川沿いで40m以上で最もよく発達するのに一39一えびの・1㌔

松地区地一記ナ也戸毛げ層例）粒次
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防災科学技術総合研究報佑

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えびの南方付近σ）地表地賀柱状概念図

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Fig．3．

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京町南方付近の地質断面図
Fig．4．

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Kyomachえぴの・吉松地区地震に関する特別研究

防災科学技術総合研究榊七

蟻26号

1971

対し，中央部柳水流の沢では16〜17m，西部吉松町東方の1モ斜而では7〜8mとなる．
本腐はF部と上部が殆んど同質の粘土・シルトよりなり中閉に火山灰質の砂をはさむ．この組合
せは柳水流および池牟礼南方付近より東方長江川沿いの西長江浦にかけてよく観察できるが，西方の鶴丸南東の沢および吉松町東方ではその特竹が失われている．なお，吉松南東方では粘土・シルト互屑に後述する飯盛山噴出物が直接重なる．上下に存作する粘土・シルト層はともに両者の互層で，これらに加えしばしばスコリア質砂，白色凝灰質粘一トの薄層をきょう有し薄葉状の細互層を呈1〃12溝圃屑巾にみられZ・スラノピング構造
上ミ江川6凡Wする場合がある（二与火1）．長江川西岸や柳水流｛上三江浦付近

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片をキ休とし，少1IlのLそ榊行・杵適輝石その他など⊂榊火されていろ．ri」」砂は止ドに存在する粘土・ンルトり州こ比〕1・｛」■ノ変化が激しく，東厚西薄であるが，溝閑屑令体の層〃≠変化はむしろ本砂層の屑」一メ変化が｝吏映した納果である．

下浦屑

全榊．ノ90mに達し，十也域内に広く分布している．

㌻真1

ほとんど火山灰篶砂・中羊石などから構成され，溝園層の粘土・シルト細互層
長江川西岸

火山灰一｛のれき・ソルトれきなどを含む．層理ぱ

竹中付近

一定てなく，人σ〜くるみ入にわたる軽石が不規の沢の枝沢に分布する本層下位の粘土・シルトπ

則い二㍍まれ乙ほか，層巾には，たい積時の表層地すべりを示す激しい層内しゅう曲構造が認められる（写真2および3）．

イ■二〜のたいヰェ1｛をノ」ミす．

しばしば偽層を、してとうた

また，上郷のげ層中にはらん鉄鉱の小団塊および一帷イ1卜月塊を含むほか軽イfれきのみからなるれき層，とくに木層ト位から基底にかけては粒肢が粗く，ときに2mX3mにおよぷ
あるい存．tflflオLきとシルトれきを混じえたれき層と植物化石が少；il＝含まれている．

火山灰慨の砂はそのほとんどが火山ガラスの破なろ場合が多い．

一42一

えぴの・吉松地区地震震源域付近の地質と地質構造

一鈴木

分布柵域の大半は同噴出物初期の産物である泥

火山灰質砂は下位の昌明寺，溝園層中のものと同じく，火山カラスがその大部分を占め石英を含流部が広く発達していていわゆるむ．重鉱物ぱしそ輝石が最も多く，普通輝石・少を形成している．また，岡元一楠辺の南部には溶量の普通角せん石その他などである．このうち，岩流がみられる．

普通輝石ぱ東部でや＼多く，西部では殆んど認め
注2）
られない．

本層は沢村8）ほか，荒牧によって姶良火山入戸軽石流の水中たい積であることが指摘されている．

流れ山地形

本地域では最大170〜180mの層厚をもち，ド位の加久藤層群各地層をそれぞれ覆う．ほとんどが輝石安山岩質溶岩で，検鏡結果は沢村8）ほか，
荒牧1）らに詳しい．

恐らく基盤火山岩類および下位地層分布地域の地形低所に沿って南西側から進入したものであろう．

7．低位段丘たい竈物

また，鉱物組成に変化のあることは本層が決して地域の東北部から西南部にかけて川内川がだ行一定の条件内にたい積しなかったことを意味する

しつつ南下するが，同川の南一東岸にあたる本地ものと忠われる．

域には広く河岸段丘が発達している．大溝原一下伊田4）5），荒牧は下位溝園層との関係（荒牧による京町層と池牟礼層上部との関係）を部不整合としているが，今回の調査では結論を見出して浦一鶴丸に至る問の標高220〜250mにわたる平坦面がこれにあたり，れき・粗砂などで構成されている．

いない．すなわち，両層の境界はしばしば異常たい積を示し，地層の逆転している場合すら認めら

8．目向O

れるが，軟弱な粘土・シルト上に急激に軽石流が本層ぱ，灰白〜黒色火山灰土・黄かっ色軽石質進入したたい積相を考えると一見下位を削ぱくし火山灰±およびスコリァ質火山灰砂などより構成

たかのような露頭現象も時間的間隔なしで解釈でされる．

方，基底部に粗粒物質を多く含むこと，加久藤層群それぞれの地層，飯盛山噴出物およ向江南方でみられるようにしゅう曲翼部に溝園層

び各段丘面上など地形高低の別なく不規則に覆っのシルトが頭部を現わす地点では，急斜する下位ている．厚さは一定でなく，また，たい積の順序きる．の構造と無関係に本層が重なっていること，また，も場所により異なっている．観察された限りでは，溝園層の東厚西薄傾向の事実のほかに西部において粘土・シルト互層が2枚の組合せで観察できな

火山灰土約1m，軽石質火山灰土最大3m以上，スコリア質火山砂3m前後であった．なお，本層いことなどあるいは本層たい積前に削はく作用が中，スコリア質火山砂ぱ大溝原南方から西長江浦付近と楠辺から岡元に至る問の丘陵平坦面上に発行なわれていたのかも知れない．

達し，西部鶴丸付近ではあまり認められない．
本層は便宜上地質図から省略してある．

5．高位段丘たい竈物
地域東部大溝原南方付近から椿掘，岡元付近に至る問の標高250〜270mにわたる丘陵上に分布

9．地質構壱する．

本地域の地質構造を概観すると，やや複雑な地円れきを主体とし，粗砂・粘土を伴うが諏訪神社裏では2m前後であった．

帯およびほとんど変形を受けていない地帯とにわけられる．すなわち，地域の大部分を占める鶴丸

い，新期の飯盛山噴出物や黒色火山灰・軽石質火本たい積物は地域内でぱ下位の加久藤層群を覆一大溝原南方にぱ，東西もしくぱ北東一南西方向を示す3背斜向斜とこれらを切って北西一南東お山灰などに覆われている．

よび北東一南西方向などに走る数条の断層が発達

6．匝虹山噴出物

近および西南部吉松町東方付近ぱほとんど変形を地域南部一帯の丘陵上には多孔質黒色安山岩が受けていないかわずかな変動を受けているに止まする（図5）．これに対し，東部の長江川西岸付分布する．これは地域外南方約5km付近に整っる．

しゅう曲の軸部付近は一般に地層が乱れ，傾斜た円すい形の火山体として独立している飯盛山（標高846．3m）の噴出物である．

がや㌧急である．とくに顕著な背斜構造を示す部

一43一

．十，松他区地窟に関する特別研究

えひの防災科学枝術総合研究蛾讐

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第26号

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図5 地質構造図
Fig．5

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木地域の地τ王構造について伊冊，荒牧らは，西分は軸部が断層となっている．

断層は楠辺部落北東の沢てみられる北西一南東諾県郡から小林市にかけての広範な地域における性のものが最大で池牟礼層と溝園層が接し，層問史新統分布地域中でもムー郎的な変形運動であるこ落差100mに達する（㍗典4）．次いで上述の断層とほぼ平行して南側に存在するものが約50mの落差を有し，他はいずれも20m以下の断層でて伊田は霧とを指摘している．この特異な変形の原因につい
断則諾火山の火11」活動伸長方向に関連することに着眼し，荒牧は飯盛山溶岩流の重みによるイ；同沈下の邦，㌔果であることを推論している．

ある．

木報では次のように榊考した．
1．霧パ、桝則、沽火山に属する新燃岳，白紫池，飯盛山を絨ぷ北｛一南束方向の構造線が存在
誰．

し，木地域はこの処長線上に該（1刈6）．

ら、・翻、・
脚 1
■ヅー

hすること

2．断層の批人落芹は工OOmに達する大規模なものである．

3．理形は加久藤層桝たい横後に完成されており，同層俳推ヒ椰の他層は筑四氷期に属する
こと7）から運動舳がかなり新らしいこと．

、以」二のことから加久藤カルデラの湖に加久藤層
写．真4

断層の影響によって勺、峨斜を示す溝1劇層

一的〒屑はイi王1の沢111にある一池牟礼栴方付近鮮のたい械が一応終るまではほとんど静止かそれに近い状態であった．そのf麦，」」I；牒汽類の弱練に一44一

えひの・、㌣松地区地震震源域付近の地質と地賞構造

一鈴木

変動の延長＝と考えることができる．

沿って火山活動があり構造線上にある地層に下位の変動による反映として変形運動が生じた．この場合，火山活動は地下深所であってもよい．さら注
注1）国分層群中部には佃物化石を多産し，特にFaguSを顕箸に含むことが知られている．

注2）佐藤良昭鑑定〃．賀・1・ポ／参剛㌻

文献1）荒牧重雄（1968）：加久藤盆地の地質一えびの・吉松地域の地震に関連して一．地震研究錠報 Vo1．46，p．1325…1343．
2）有田忠雄（1957）：加久藤カルデラの提唱（演旨） 地質学雑誌．第63巻，p・443

カo

久ニ蔓

考／㌔／石・ヌ〜444．
3）伊田一善（1948）：南九州の天然ガスと地質¶9について．石油技術協会誌第13巻，p．

0510251〜259．

15霧繍鵬火ψ㎞條桐4）伊田一善・篠山昌布（1951）：宮崎県加久藤

天然ガス地質調査報告．地質調査所月報

第2巻，p．178〜184．
図6

霧島新期諸火山と断層の位置

Fig．6．

Re1atiエheandエheon

be［weenyoungerfau1t［he5）伊田一善・本1；も公司・安因trends

Kirishima

vo1canoes

sei皿thKaof

昇（1956）：宮崎県小林市付近大然カス調査報告．地貰調

査所報告，168号．
6）鹿児島地学調介研究会（1967）：20万分のkuエocalderad二strict．

1地質図および説1リj。葦芋「鹿児島県の地質」．

鹿児島県．に飯盛山火山活動などが続き，一層変形を助長したものとも考えられる．

7）鹿児島県地学会（1968）：かごしまの白然
一他史と六イi一．第一学習社．
8）

なお，今回発生したえびの・吉松地区地震は，沢村孝之助・松井和典（1957）：5万分の1

その震源域が上述した局部的変形構造地帯内にあ

地貫図幅および説閉．t｝

たり，加久藤層群たい積後に行われた激しい地殻調査所．

一45一「霧島山」．地質