４　四万十帯の地質構造

　宮崎県の四万十帯の大規模な衝上断層や，各地層分布域での地質構造，四万十帯が影響を受けている屈曲構造や陥没構造などについて以下にまとめる．

４−１　延　岡　衝　上　断　層

　宮崎県北部の延岡衝上断層の上盤は，主として千枚岩からなる白亜系槙峰層群と古第三系北川層群であり，下盤は千枚岩化していない古第三系日向層群である （今井ほか，1971，1975，1979；坂井・勘米良，1981）（第４図 52kb）．延岡衝上断層は，最初に橋本（1961）により，延岡・紫尾山構造線として明らかにされたものであるが， その後，今井ほか（1971）は，延岡・紫尾山構造線とは異なる位置に顕著な衝上断層の存在を認め，これを延岡衝上と呼んだ．橋本（1961）の延岡・紫尾山構造線は，延岡付近では今井ほか（1971）による延岡衝上断層の位置に近いが，九州西部の紫尾山付近へは達せず，人吉付近で屈曲して南方へ延びることが明らかにされている（寺岡ほか，1981a）．延岡衝上断層の上盤の槙峰層群は緑色片岩相の変成を受けているが，下盤の日向層群はそれに比べて変成度が低いことが緑色岩の変成相解析から示されている（Toriumi and Teruya，1988；今井ほか，1971，1979）．さらに，延岡衝上断層の上盤と下盤では，イライトの結晶度に明瞭なギャップがあることが示されている（木原ほか，1993；木村，1997）．

　延岡衝上断層は延岡市東方の海岸から（第15図 41kb），西北西方へ延び，ほぼ東西に走向変化した後，五ヶ瀬川沿いの北方町八峡へ達する（第16図 128kb）．この位置は，今井ほか（1971）や坂井・勘米良（1981）によるものと同じである．延岡市付近の延岡衝上断層の上盤は，古第三系北川層群である（小川内ほか，1984；奥村ほか，1985）．北川層群はその北西縁を，古江衝上断層（坂井・勘米良，1981；奥村ほか，1985）を介して，槙峰層群によって覆われている（第16図）．この古江衝上断層の位置は，研究者によって異なった見解があるが，宮崎県地質図では，北川層群を特徴づける砂岩泥岩互層の北限としている．北川層群は西方に向かって消滅するため，延岡衝上断層の上盤は白亜系槙峰層群となる（坂井・勘米良，1981）．四万十帯を時代のみで白亜系と古第三系の二つに分けるとすると，延岡市付近での境界は，延岡衝上断層ではなく，その北側の古江衝上断層となる（寺岡ほか，1994；地質調査所，1992など）（第16図 128kb）．しかしながら，北川層群の千枚岩は槙峰層群の千枚岩と露頭では区別がつかないほど変形している． 千枚岩化した変成・変形の強い地層が，弱い地層の上に衝上しているということでは，延岡衝上断層は構造的なギャップをもたらす大規模なものであり，この基準で，宮崎県南部まで追跡できる．

　延岡衝上断層の傾斜は，延岡市付近で12°〜15°Ｎ，北方町八峡から西郷村荒谷北方で8°〜10°ＮＷ，南郷村神門から椎葉村大河内で6°〜10°Ｎ（村田，1996）程度である． 延岡衝上断層は10°程度と低角で，周囲の地形が急峻なため， 延岡市から大河内までのほとんどの範囲で，クリッペやフェンスターがいくつも存在する（今井ほか，1971；坂井ほか，1984；村田，1995；斉藤ほか，1996；宮崎県，1997）．フェンスターの主なものは，延岡市北東方，北方町八峡の東方および南西方，椎葉村尾崎や大河内越付近に存在する．また，クリッペの主なものは，西郷村荒谷の北方および南方や，椎葉村大河内東方や樋口山，石堂山に存在する．これらのクリッペは，延岡衝上断層の本体に比較的近接して存在するもので，さらに離れた位置に存在する大規模なクリッペについては，後節（4-3）で述べる．