地域地質研究報告
５万分の１図幅
福岡（14）第 88 号
通商産業技官 神戸信和
通商産業技官 寺岡易司
昭和 43 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 古生界 II.2.1 津久見島の古生層 II.2.2 無垢島の古生層 II.2.3 鎮南山帯の古生層 II.2.4 津久見帯の古生層 II.2.5 明治帯の古生層 II.2.6 中野帯の古生層 : 床木層 II.3 火成岩 II.3.1 臼杵川火成岩類 II.3.2 蛇紋岩 II.4 三波川変成岩類 II.5 中生界 II.5.1 三畳系 : 碁盤ケ岳層 II.5.2 ジュラ系 - 白堊系 : 津井層 II.5.3 白堊系 II.6 新生界 II.6.1 洪積層 II.6.2 阿蘇火山火砕流堆積物 II.6.3 冲積層 III. 応用地質 III.1 概説 III.2 金属鉱床 III.3 非金属鉱床 III.4 鉱泉 III.5 石材 文献 Abstract
地域地質研究報告
５万分の１図幅
（昭和 42 年稿）
福岡（14）第 88 号
本地域（臼杵図幅地域）の野外調査研究は昭和 35 年から 36 年にわたって実施された。 調査研究にあたっては 株ノ木 断層 [ ← 図幅地域西端中央付近の「株ノ木」を通る断層 ? ] 以南の中・古生界を神戸信和， 同断層以北の白堊系および臼杵川火成岩類を寺岡易司， 三波川変成岩類を河内洋佑がそれぞれ担当した。 新生界と 無垢 島の中・古生界は共同して調査研究にあたり， 前者については神戸が， 後者については寺岡が記述した。 白堊紀の化石は田中啓策技官， 無垢島および臼杵市周辺の古生層産の紡錘虫化石は礒見博技官によってそれぞれ鑑定され， 臼杵川火成岩類の検鏡は野沢保技官によってなされた。 本地域内の三波川変成岩類および 六カ迫 鉱泉 [ ← 図幅地域北西隅やや東 ] の記述は河内洋佑技官によるものである。 なお， 石灰石およびドロマイトの記述にさいしては井上秀雄技官から資料の提供をうけた。
本地域は九州の東海岸に面し， 豊後水道をへだてて四国を望むことが可能で， 比較的地形が嶮峻で球摩山地の東方に位置し， 0～716.3 m の山地から構成されている。 岩石は南部から北部へ向かって四万十帯 四万十層群， 秩父帯 古生層， 大野川盆地の東部に位置する白堊紀層および三波川変成岩類の順序で分布する。 これらの岩石はおおむね東北東 - 西南西の方向性をもって配列するが， この方向性は山地の伸びを支配し， さらに西南日本外帯を通じてみられる一般的方向性と一致する。 臼杵半島 [ 以下の [注] 参照 ; 正式名称は「 長目 半島」? ] および 大入 島 [ ← 図幅地域南端 ] の方向性は如実にこれを物語っている。 本地域内で津久見市 網代から東方に延びる半島 [ ← 正式名称は「 四浦 半島」? ] では， 例外的に半島の伸びに南に向かう湾曲性が認められるが， これはまったく地層あるいは岩石の湾曲方向に支配されたものとして珍しい。
本地域内でもっとも広く， かつ高地を占めて分布する岩石は古生層のもので， 本地域の中部および南部の主要山地を構成し， ついで三波川変成岩類が本地域の北西隅に高い位置を占めて分布する。 白堊紀層および四万十層群は概して低い山地を形成している。 これを要するに古生層および三波川変成岩類の分布する山地は地畳山地を形成し， 白堊紀層および四万十層群は地溝帯を形成していると考えられる。 地畳山地と地溝帯との地形的な相違は遠くからこれを望むことができる。 これらの地形的特徴のなかで， 古生層のチャートは概して嶮しい崖をなして連続性に富み, 遠くから望むことができる（第 1 図）。
さらに本地域内には石灰岩がきわめて多く， 二畳系 津久見層の石灰岩はもっとも頭著で， 胡麻柄 山 [ ← 津久見市街の西南西方 4 km ] ， 碁盤ケ岳 [ ← 津久見市街の西南西方 7 km ] を連ねる稜線に分布し， この辺一帯はきわめて平坦な地形を呈し， 典型的なカルスト地形がみられ， 大小のドリーネ [ doline ; すり鉢状の窪地 ] が観察される。 これの南西延長方向の隣接 犬飼図幅地域内には有名な 風連 鐘乳洞 [ ← 図幅地域南西隅のすぐ西 ] が知られている（第 2， 3， 4 図）。
海岸線は小さな入江に富み， きわめて複雑な沈降海岸の特徴をそなえている。 臼杵湾の東北東方向は臼杵 - 八代構造線に起因すると考えられ， 津久見湾の東北東方向は同じく断層に起因するものと考えられる。
本地域は三波川帯・秩父帯および四万十帯にまたがり， 西南日本外帯に属する。 三波川・秩父両帯は臼杵 - 八代構造線， 秩父・四万十両帯は 仏像 構造線によってそれぞれ境され， これら各帯に分布する中生界以前の地質系統は外帯特有の帯状配列を示し， 新生界に被覆されている（第 1 表， 第 5 図）。
三波川帯の北部には結晶片岩類， 南部には大野川層群が分布する。 この結晶片岩類は 佐賀関 半島を構成する三波川変成岩類の一部で， 大野川層群とは 佐志生 断層で画される。 佐志生断層は， 中央構造線そのものではないが， 三波川変成岩類と和泉層群とを分かつ 市ノ川時階の中央構造線の九州における表現であり、 一方， 三波川・領家両帯を画する中央構造線， つまり 鹿塩 時階のそれは大野川層群によって被覆され， 位置的には佐賀関半島の北側を通って 傾 山の北方（ [ 本図幅の南西の 三重町 図幅の西隣の ] 竹田図幅地域の南東部）にのび， そこで臼杵 - 八代構造線に合流すると考えられる（寺岡（1964， 1967a， 1967b））。
大野川層群（松本（1936a， 1936b）; 寺岡（1964， 1967a， 1967b））は， 臼杵湾岸から [ 図幅地域の地域外西方の ] 大野川流域をへて阿蘇山の南方にかけてのびる 延長約 93 km の地帯（最大幅約 18 km）に， 東方へ沈下する複向斜構造をなして分布し， 時代的にはギリヤーク統から浦河統上部階にわたるきわめて厚い特異な地層群であり， 最下部・下部・中部および上部亜層群に大別される [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域でみられるのは中部亜層群のごく－部と上部亜層群だけで， これらは浦河統 上部階 下部に属する。 なお， 本層群の分布地帯は南北両縁とも断層で限られ， 地質的には地溝帯とみなされるので， これを大野川地溝帯と呼称する（寺岡（1967b））。
臼杵 - 八代構造線に沿って臼杵川火成岩類（松本（1936a， 1936b））が衝入している。 この構造線は 津留 において臼杵湾にはいり， その後はおそらく三ツ子島と津久見島のほぼ中間を通過して 無垢 島の北方にのび， 四国の 御荷鉾 構造線に連なるものと考えられる。 九州東部でみると 臼杵 - 八代構造線は 大野川層群と田野層群（ギリヤーク統）または古生層を境する 北落ちの断層として表現されているが， これは基盤構造を規定する重要な構造線であり， 上記の両層群堆積後はもちろんのこと， 堆積中にも活動した証拠があり， その起源は少なくとも白堊紀中頃以前にさかのぼるとみなされる。
株ノ木断層以北の秩父帯には田野層群（藤井（1954a， 1954b））， それ以南の秩父帯には主として古生層が分布する。 なお， 上記の断層に沿って溜水層（有田統 ?～宮古統 下部階）が幅狭くはさみこまれている。 また， 臼杵の東北東約 17 km に位置する無垢島（第 6 図）には 古生層と無垢島層とが分布し， 後者は [ 本図幅地域の南西隣の ] 三重町 図幅地域の秩父帯に発達する 佩楯 山層群（宮古統 上部階）に対比される。
かつて藤井（1954a）は本地域の秩父帯古生層を研究して， 北から臼杵帯古生層・ 鎮南山 [ 鎮南山 ? ] 帯古生層・津久見帯古生層・明治帯古生層・中野帯古生層のように細分したが， 本地域調査研究の結果から， 秩父帯古生層地域の地質を下記のように総括する。
まず地帯構造区分については、 藤井によって名付けられた臼杵帯と鎮南山帯を一括して， 北から鎮南山帯・津久見帯・明治帯および中野帯に区分され， 各帯はそれぞれ断層で境されている。 つぎに岩相層序区分についてのべる。 いずれの構造帯に属するかは不明であるが， 鎮南山帯の北方の臼杵湾に位置する津久見島の古生層（時代未詳）， および鎮南山帯の北東方に位置する無垢島の古生層 （二畳紀 Pseudofusulina 帯ないし Parafusulina 帯）がある。 鎮南山帯に属する地層として下位から， 臼杵層（時代未詳）， 浦代 層（二畳紀 Pseudofusulina 帯ないし先 Pseudofusulina 帯）， 鎮南山層（二畳紀 Pseudodusulina 帯）の３層を新たに区分し， 命名する。
津久見帯に属する地層として， 水晶山 層（石炭紀）・ 奥川内 層（時代未詳）・ 小園 層（二畳紀 Parafusulina 帯 - Neoschwagerina 帯）・ 津久見層（二畳紀 Pseudofusulina 帯 - Parafusulina 帯 ? - Neoschwagerina 帯 - Yabeina 帯）の４層を区分し， 新たに水晶山層および津久見層を命名する。 明治帯に属する地層として下位から， 尺間山 層（二畳紀 Parafusulina 帯）および 彦ノ内 層（二畳紀 Neoschwagerina 帯 ? - Yabeina 帯）の２層に区分し新たに命名する。 秩父地帯の南縁部をしめる中野帯の地層を 床木 層（時代未詳）と新たに命名する。
秩父帯の津久見帯においては， 二畳系の津久見層に整合に重畳して三畳系 碁盤ケ岳 層が， 中野帯では古生層に挟まれて中生界 津井 層（ジュラ紀 - 白堊紀）が分布する（橋本（1962， 1966）; KAMBE（1963））。 これらの秩父帯のなかの古生層および中生層相互の関係を論ずるならば， 浦代層と鎮南山層， 津久見層と碁盤ケ岳層， 尺間山層と彦ノ内層とは整合関係にあり， 津久見層と小園層とは同時異相であるが， これを除けば， 各地層相互の間は断層関係である。
鎮南山層・津久見層および彦ノ内層はそれぞれ複向斜構造を呈している。 また， 鎮南山層の下位に引続く浦代層は著しく千枚岩化しており， このことは 松本達郎（藤井（1954a））も指摘しているように 三波川変成岩類の原岩を考究するさいに注意すべき事実である。 津久見層はそれ自体が複向斜構造を呈し， 津久見層は本邦でも有数のセメント工業に資源を提供する石灰岩を豊富に胚胎している。 津久見層の上部および碁盤ケ岳層にはドロマイトが多く知られ， これも稼行されている。 石灰岩に富む床木層， チャート・砂岩に富む尺間山層および 砂岩・粘板岩に富む彦ノ内層の分布する中野帯および明治帯は 南西方の三重町図幅地域をとおり， [ 三重町図幅の南西隣の ] 三田井 図幅地域の南半部および [ 三田井図幅の南西隣の ] 鞍岡 図幅地域に及んでいる。 なお， 床木層および尺間山層のチャートに随伴して 規模は小さいが幾つかのマンガン鉱床を賦存する。 秩父帯の南方には仏像構造線で境されて， 四万十帯の四万十層群（未区分の中生界）が分布する。 臼杵川の流域には洪積統の段丘堆積物が分布し， さらに臼杵川・末広川に沿った地域， 津久見市 上青江（小園 [ ← 津久見鉱山の西方 500 m ] の 東方 [ ← これは「西方」の誤り ? ] ）やそのほかの小地域をしめて 阿蘇火山火砕流堆積物が分布する。 各河川の流域には冲積層が分布する。
本地域内の古生界はいわゆる西南日本外帯の秩父帯の古生層に属し， 本地域の大部分を占めて東北東から西南西の方向をとりながら分布する。 古生層を通覧すると， 構成岩石， 構造的位置および地質時代により， 北部から津久見島の古生層， 無垢島の古生層， 鎮南山帯の臼杵層・浦代層・鎮南山層， 津久見帯の水晶山層・奥川内層・小園層・津久見層， 明治帯の尺間山層・彦ノ内層， 中野帯の床木層に分かれる。
津久見島の古生層は本地域における最北辺の古生層で， 本地域内においては一番古い地層であろうと考えられる。 無垢島の北端には紡錘虫を産出する石灰岩を挟有する古生層 （二畳紀 Pseudofusulina 帯ないし Parafusulina 帯）がわずかに分布する。
臼杵層（時代未詳）は臼杵半島 [ 長目半島 ] の最北辺および最南辺のわずかな地域を占めて分布し， 鎮南山向斜 [ 以下の [注] 参照 ] のもっとも外側に分布する地層であるが， 浦代層あるいは鎮南山層とは断層あるいは蛇紋岩で境される。 浦代層（二畳紀 Pseudofusulina 帯ないし先 Pseudofusulina 帯） あるいは鎮南山層（二畳紀 Pseudofusulina 帯）は 鎮南山向斜の主部をなすもので両層は漸移の関係にある｡ 鎮南山層は輝緑凝灰岩および輝緑岩をほかの地層に較べより多く挟有し， かつ浦代層とともに千枚岩化作用をうけている。 最近 山本博達（1965）は浦代層の岩石を変成岩と考えている。
奥川内層は津久見帯の北辺部に分布し, 見掛上 津久見層（二畳紀 Pseudofusulina 帯 - Parafusulina 帯 ? - Neoschwagerina 帯 - Yabeina 帯) の下位をしめる。 しかし， その岩相は周辺の古生層より新しくみえる。 津久見層は津久見帯の主部に分布し， 石灰岩を主とする地層で， 紡錘虫化石を豊富に含有する。 さらに地層の傾斜と紡錘虫化石との生層序により一つの向斜構造を示し， 南部は北傾斜の等斜 背斜 褶曲構造を呈するものと考えられる。
津久見帯の南部には津久見層の南側に狭長なる部分を占めて， チャート・砂岩・粘板岩・石灰岩・輝緑凝灰岩・輝緑岩からなる小園層 （二畳紀 Parafusulina 帯 - Neoschwagerina 帯）が分布し， その大部分は津久見層と同時異相の関係にあるものと考えられ， その地質構造は津久見層のそれと較べるとやや複雑で， 北東部では向斜構造を， 南西部では等斜 向斜 褶曲構造を呈する。
津久見帯の複向斜構造の南側には断層で境されて 明治帯の彦ノ内層（二畳紀 Neoschwagerina 帯 ? - Yabeina 帯）が分布し， さらに明治帯の南部を占めて 彦ノ内層の下位に整合関係をもって 尺間山層（二畳紀 Parafusulina 帯）が分布する。 彦ノ内層は砂岩・粘板岩・礫岩・チャートからなる地層で， 複向斜構造を呈するものである。 尺間山層ほチャート砂岩・粘板岩・石灰岩・輝緑凝灰岩からなり， 明治帯 向斜構造の南翼を占めている。 尺間山層および彦ノ内層は その含有化石帯から その大部分は鎮南山帯の小園層あるいは津久見層と同時異相の関係にある。
明治帯の南側に断層でへだて， 秩父帯の最南辺の狭長な地帯を占めて中野帯に属する床木層（時代未詳）が分布する。 床木層の南側は仏像構造線により境されて， 時代未詳中生層の四万十層群と接する。
臼杵の東北東約 6 km に位置し， [ 臼杵 or 長目半島の中央北岸付近に位置する ] 深江の北北西約 2 km にあたる津久見鳥は， 臼杵 - 八代構造線の南側に位置し秩父帯に属する。 津久見島は周辺わずか 3.5 km の小さな島であるにもかかわらず標高は 166.2 m にも及び， 構成岩石の侵食に対する抵抗の強さを物語っている。
津久見島には主として緑色チャート・ 緑色凝灰岩質砂岩および粘板岩・ 珪質砂岩および珪質粘板岩・ 酸性凝灰岩および熔岩 [ 以下の [注] 参照 ] が互層して分布する（第 7 図）。 これらの岩石は EW あるいは N 60°W の走向を示し， 北に 45～50°傾斜する。 津久見島の南部にはこれらの岩石の走向方向に蛇紋岩が貫いている。 分布がわずかなので蛇紋岩は地質図から省略した。 古生物学的資料がないので断定はできないが， 津久見島の古生層は岩相上は 鞍岡 図幅地域の 祗園山 層あるいは三重町図幅地域の奥畑層にきわめて類似しており， シルル系～デボン系の可能性が強い。
無垢島は臼杵の東北東約 17 km に位置し， 沖無垢島と地無垢島からなる。 古生層は沖無垢島に露出し， 白堊系の無垢島層とは断層関係にある。
古生層は東西方向の断層によって２分される。 北部の古生層は 玄武岩質熔岩や同質火砕岩からなるいわゆる輝緑凝灰岩とチャートとを主とし， 少量の粘板岩・砂岩・石灰岩を伴い， 全体として南傾斜を示す。 これに対し南部のものは， 粘板岩・砂岩・チャート・礫岩・輝緑凝灰岩からなり， 幾筋もの断層または破砕帯によって寸断され， 複雑な構造を示す。 石灰岩は島の北東部を占める輝緑凝灰岩中にレンズ状小岩体をなして含まれ， それから Schwagerina sp., Misellina sp. (primitive form)， Schubertella sp. などを産する。 これらの紡錘虫化石は Pseudofusulina 帯ないし Parafusulina 帯を指示するものと考えられる。 チャートの多くは淡緑色・灰色・乳白色の縞状チャートであるが， 南部では赤色で塊状を呈するものもある。 礫岩には， 花崗岩・花崗斑岩・流紋岩・安山岩・砂岩・粘板岩・チャートなどの円礫が 砂泥ないし泥質の基質で膠結されたものと（第 8， 9 図）， 石灰岩および輝緑凝灰岩の礫ばかりからなる石灰岩礫岩（第 10 図）の２種類があり， 少なくとも前者は 2 層（厚さ 1～2 m）， 後者は 1 層（厚さ約 25 m）認められ， いずれもチャートと整合関係をもって接している。 外来礫を含む礫岩がチャートに富む地層中に介在していることは注目すべき事実であり， かかる礫岩は岩質や産状からして一種の turbidite とみなされる。 南部の古生層は化石を産しないが, 岩相から判断すると， おそらく北部の古生層と同様に二畳系に属するものであろう。
鎮南山帯の古生層として， 下位から， 臼杵層（時代未詳）・ 浦代層（二畳紀 Pseudofusulina 帯ないし先 Pseudofusulina 帯）・ 鎮南山層（二畳紀 Pseudofusulina 帯）の３層が識別される。
本層は鎮南山向斜の最北辺の臼杵市 海添 [ ← 臼杵市街の南東部 ] および 板知屋 [ ← 海添の東部 ] 周辺， および最南辺の津久見市 徳浦 [ ← 津久見市街の北部 ] ， 堅浦 [ ← 徳浦の東部 ; 地質図幅上では「堅ノ浦」になっている ] および黒島 [ ← 臼杵 or 長目半島の中央の南岸沖 ] 周辺に分布する。 本層はかつて， 藤井により臼杵帯の古生層と呼ばれたもので， 黒色粘板岩および砂岩を主とする地層からなり， ときにチャートの薄層や石灰岩の小レンズを挟有する。 黒色粘板岩はしばしば千枚岩状を呈する。 砂岩は黒色粘板岩の小破片を有することが多く， 塊状 緻密で， 石灰質のこともあり， まれに千枚岩質である。
本層には， 輝緑凝灰岩がまったくなく， チャートに乏しいことから鎮南山層と区別される。
地質構造 : 鎮南山向斜の南翼では N 65～85°E の走向で， 60～80°N の傾斜であるが， 北翼では N 50～80°E の走向で， 40～80°N ないし S の傾斜を示し， さらに部分的には小褶曲をくりかえしている。
地質時代 : 臼杵層にはわずかにレンズ状の石灰岩が含まれ， 海百合の茎が藤井により発見されたことはあるが， 時代決定に役立つ化石を認めることができないので， 地質時代を正確に決定することはできない。 しかし鎮南山向斜の最下位をしめ， かつ岩石の一部が千枚岩化しているので， 二畳紀前期あるいはそれよりも古い時代に及ぶものと考えられる浦代層とほぼ同時か， あるいは古い時代の地層であろう。 ことによると一部に石炭系またはそれ以前の地層を含むかも知れない。
津久見市 浦代 [ ← 臼杵 or 長目半島の中央南岸 ] ・釜戸 [ ← 浦代の北東 ] ・ 楠屋 [ ← 釜戸の北東 ] ， 臼杵市 坪江 [ ← 臼杵 or 長目半島の中央北岸 ] ・深江 [ ← 坪江の東方 ] 周辺には緑色千枚岩・黒色千枚岩が鎮南山層の下位を占めてかなり広く， そして鎮南山向斜の南北両翼端部を占めて分布する [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地域では本層をその標式的露出地にちなみ浦代層と呼ぶことにする。
下部は緑色千枚岩を主とし， 黒色千枚岩・チャート・砂岩・石灰岩および輝緑凝灰岩からなり， 上部は黒色千枚岩・チャート・砂岩および輝緑凝灰岩から構成されている。 下部は一般に緑色千枚岩に富んでいるが， ときに黒色千枚岩やチャートと きわめて細かく互層（－般にそれぞれの厚さ 1～10 cm 内外）している。 チャートは連続性にとみ， この互層は小規模の波状褶曲を呈することや， 砂岩・石灰岩および輝緑凝灰岩を挟有することがある。 上部は黒色千枚岩を主とし， 厚さ 2～30 cm， ときに 50 cm～ 5 m のチャートを挟有する。 砂岩・黒色千枚岩質粘板岩と細い縞状互層を呈することもある。 この互層はしばしば小規模の波状褶曲を呈する。 本層は上位の鎮南山層とは整合漸移の関係にあると考えられる。
藤井が指摘したように， この千枚岩帯のなかから石英千枚岩（赤色， 白色， 灰色）・石墨絹雲母千枚岩・緑泥緑簾千枚岩が識別され， また部分的には結晶片岩ともいうべきものもある。
地質構造 : 走向 N 45～85°E を呈し， 傾斜は南翼では 50～80°S ないし N で， 北翼では一般に 20～80°N である。 傾斜はきわめて変化にとみ， 褶曲の複雑性を物語っている。
地質時代 : 下部の地層のなかにレンズ状の石灰岩が認められたが, 検鏡の結果， 結晶度が比較的高く， 化石は認められない。 したがって， 浦代層の地質時代を直接に決定することはできないが， 浦代層が層序上， 鎮南山層の直接下位に整合に続くと考えられ， 鎮南山層の少なくとも一部が二畳紀前期の Pseudofusulina 帯に属することから， 浦代層は二畳紀前期の一時期あるいはそれより下位に及ぶと考えられる。
臼杵半島から臼杵市 内畑 [ ← 臼杵市街の南南東方 2 km ] ， 鎮南山， 姫岳， 西神野の北方， 津久見市 葛畑 [ ← 鎮南山の南東方 1 km ] ， 松川 [ ← 鎮南山の南方 2 km ] にわたって最大 4 km に及ぶ幅をもって， 輝緑凝灰岩・チャート・粘板岩・千枚岩質粘板岩・砂岩および石灰岩からなる地層が 鎮南山向斜の軸部を占めて広く分布する。 藤井はかつてこの地層を鎮南山帯 古生層の主部として扱ったが， 本文では鎮南山層と呼ぶ。
本層は輝緑岩・輝緑凝灰岩およびチャートを主とし， 粘板岩・千枚岩質粘板岩・砂岩および石灰岩を伴う。 藤井の研究によると， いわゆる輝緑凝灰岩は meta-basalt, dolerite, basalt で集塊角礫岩質のものと熔岩質のものとに分かれるという。 これらの塩基性岩は， 赭色 [ ← 赤褐色 or あかつち色 ] ， 緑色ないし濃緑色を呈し， 一般にチャートと密接な関連をもち， まれに鎮南山の北方および姫岳の北方ではレンズ状石灰岩を随伴する。 また塩基性岩は一般に連続性に富み， 赭色， 緑色ないし濃緑色凝灰岩質粘板岩を伴うことがある。 チャートは赤色， 乳白色， 黒色あるいは緑色のものがあり， 厚さは 1 cm 内外のものから， 10～20 m に及ぶものがある。 またチャートは薄い粘板岩と縞状互層を呈したり， 微褶曲構造を呈することがあり， 一般に連続性にとんでいる。 一部のチャートから放散虫が検出された。 黒色粘板岩はしばしば千枚岩状を呈し， 1 cm 内外のチャートと細互層したり， 砂岩と互層することもあるが， まれに赭色あるいは緑色の凝灰岩質粘板岩と互層することもある。 砂岩は黒色粘板岩の小破片を含有し， 厚さが 10 m に及ぶこともある。 石灰岩は輝緑岩に伴って産出することがあり， レンズ状を呈し， 多少 結晶質 白色で， 厚さは 5～10 m 内外である。
地質構造 : 鎮南山層は走向 N 40～85°E で， 傾斜は 20～80°N， あるいは S で走向・傾斜の変化に富んでいる。 鏡南山向斜は [ 北北西 - 南南東方向に延びる ] 日豊本線に沿った徳浦～ 板知屋 方向の断層の東と西とでは性質を異にし， 断層の東では非対称向斜， 西では等斜向斜を呈する。 鎮南山向斜は大きくみれば一つの向斜構造に過ぎないが， 地層の測定の結果あらわれる北あるいは南方向の傾斜を考慮に入れるならば 複向斜構造である。 地層は一般に擾乱しており， 整然とした地層の畳重を示すことが少ない。 また本層は徳浦～板知屋方向の断層と平行したいくつかの断層により切られ， 北西方に分布する白堊系とは株ノ木断層で境される。
地質時代 : 本層には わずかに輝緑凝灰岩あるいは砂岩・粘板岩にはさまれてレンズ状の石灰岩が挟在し， 藤井の研究によれば 田井ケ迫 [ ← 臼杵市街の南西方 2.5 km ] ， 深田 [ ← 臼杵市街の南西方 4 km ] における石灰岩（Loc. 537）から Pseudofusulina sp., Triticites sp. が発見され， 鎮南山層の少なくとも一部は Pseudofusulina 帯で， 二畳紀前期に属することは疑いない。
津久見帯の古生層として， 水晶山層（石炭紀中期）・ 奥川内層（時代未詳）・ 小園層（二畳紀 Parafusulina 帯 - Neoschwagerina 帯）・ 津久見層（二畳紀 Pseudofusulina 帯 - Parafusulina 帯 ? - Neoschwagerina 帯 - Yabeina 帯）の４層が識別される。
最近の横山鶴雄（1965）の研究によれば， 津久見市 水晶山の東方および南方において， 津久見帯中央部の石灰岩から， Fusulinella spp., Staffella sp. 等の紡錘虫を発見し， 石炭系に属せしめ， 二畳系の石炭岩とは断層関係にあるとみなした。
この石灰岩は， 灰色で 鮞状 [ ← 魚の卵状 ] を呈し， 緻密かつ無層理で， 約 30 m の厚さといわれている。
本文においては， この石炭系を水晶山層と呼ぶこととし， 津久見層とは区別する。 水晶山層の地質時代は上記の紡錘虫から石炭紀中期に属すると考えられる。
本層は鎮南山層の南側に断層をへだて， 津久見市 水晶山の北方， 鬼丸， 奥川内， 臼杵市 姫岳， 忠野， 大野郡 野津町 西神野の北方および山ノ口の西方にわたって分布する。 また津久見層の北側で見掛け上 整合関係をもって下位に連なって， 北東 - 南西の方向をとりながら， 約 0.5～1.5 km の幅で西隣の犬飼図幅地域にまで達する。
本層は砂岩粘板岩互層を主とし， 粘板岩チャート互層・砂岩・粘板岩・チャートおよび輝緑凝灰岩 [ 以下の [注] 参照 ] からなっている。 本層は それぞれの地層が擾乱のすくない整然とした地層の重畳関係を示すのを特徴とする。 粘板岩は黒色を呈し， 砂岩と互層することが多く擾乱が少ないが， まれに千枚岩質である。 チャートは一般に暗灰色を呈し， 縞状を呈することが多い。
地質構造 : 本層の走向は全般に東北東から西南西に向かっているが， 傾斜は津久見市 長野 [ ← 水晶山の西方 ] から奥川内に向かう道路の南側と北側とでは異なり， 南側では 40～70°S に傾斜するが北側では 60～70°N に傾斜している。 このことから， 本層は背斜構造を呈するものと考えられる。
地質時代 : 本層は二畳紀前期～中期に属する津久見層の見掛上 下位に位置するが， 岩相は鎮南山層， 津久見層， 尺間山層および彦ノ内層より若く， むしろ四万十層群に酷似する。 このように外観上からは地質時代を想定することができるが， 本層からは含有化石が未発見であり， 奥川内層の時代はつまびらかでない。
本層は本地域の中央部ないし南西部において， 津久見層の南側に整合ないし同時異相の関係をもって， 狭長な地域を占めて分布する。 本層の南側は断層をへだてて明治帯の彦ノ内層と接する。
本層は粘板岩を主とし， 砂岩粘板岩互層・チャート・石灰岩・輝緑岩ないし輝緑凝灰岩からなっている。 本層はその構成岩石において鎮南山層に類似しているが， 変成度は鎮南山層よりも弱い。
本層の命名は藤井（1954a）の研究によるもので， 本文においてもこれを適用した。 その分布はほぼ藤井のそれと一致するが， 小園・胡麻柄山地域では藤井の称する小園層の一部を津久見層に， 中村 [ ← 碁盤ケ岳の東南東方 2 km ] ・大村 [ ← 碁盤ケ岳の南南東方 2 km ] 地域では藤井の称する津久見石灰岩層の一部を小園層に含めた。 なお本地域の南西部の， 大野郡 野津町においては， 藤井は津久見 石灰岩層と明治帯 古生層とは断層関係とした。 本調査研究においてはこの地域にも， 胡麻柄山や大村地域と同様に， 津久見層の南側に狭長な地域を占めて小園層が分布することを知り 断層関係ではないと考えるに至った。
地質構造 : 本層の走向はおおむね N 40～70°E を示し， 南あるいは北に 40～80°傾斜する。 小園・ 井無田 [ ← 地質図上では「井ノ無田」になっている ] ・西之内・ 願寺 [ ← 胡麻柄山の南東方 1 km ] の地域では N 70°E 方向で南西に傾く向斜軸を有する褶曲構造を示す。 胡麻柄山・中村・大村地域では， 津久見層の石灰岩中の紡錘虫化石の産出状況によって， 地質断面図に示すような， 北傾斜の等斜背斜および向斜構造を呈するものと考えられる。 このようなことと， 津久見層および小園層の紡錘虫化石を考慮に入れるならば， 津久見層と小園層とは同時異相の関係にあると考えられる。
地質時代 : 藤井（1954a）の研究によると， 小園層には下位から Cancellina faunule を含む石灰岩と， Neoschwagerina faunule を含む石灰岩とを識別した。 井無田の Gancellina faunule を含む石灰岩から， Cancellina neoschwagerinoides TORIYAMA, Schubertella sp., Neoschwagerina sp. (Primitive type) の産出が知られている。 本調査研究では， つぎの石灰岩からそれぞれ紡錘虫化石を産出した。
以上のような紡錘虫化石から考察すると， 小園層はほぼ「Parafusulina 帯」から「Neoschwagerina 帯」にわたるもので， その地質時代はほぼ中期二畳紀に属する｡
本層は本地域の中心部を通り， 東北東から西南西にわたって， およそ 2 km の幅をもって帯状に分布し， さらに西南西に延びて， その幅は狭くなるが西隣の犬飼図幅地域を通り， [ 本図幅の南西隣の ] 三重町図幅地域に及んでいる。 すなわち，東は津久見市 水晶山にはじまり， 胡麻柄山， 碁盤ケ岳および臼杵市 宮本をへて， 犬飼図幅地域の野津町 泊 および 清水原 を通り， 三重町図幅地域の野津町 仲野 [ 位置不明 ] ， 白岩 まで続き， 一旦断層で断ち切られるが， 三重町 中津留 および 稲積山 付近まで延長 30 km に及んでいる。
本層の北側には， 見掛け上， 下位を占めて， 整合関係で奥川内層が分布し， 南側には本層と同時異相と考えられる小園層が分布する。
本層は厚層の石灰岩を主とし， ドロマイト・ 砂岩粘板岩互層・ 粘板岩・ チャート・ 輝緑岩ないし輝緑凝灰岩からなっている。 本層の主部は石灰岩からなり， 石灰岩に挟まれて， いくつかの層準にドロマイトを胚胎する。 本層の比較的下位を占めて， 砂岩粘板岩互層・粘板岩・チャート・輝緑岩ないし輝緑凝灰岩が分布するが， とくに， 本層の南縁を占めて， しかも最下位の層準に比較的に厚いチャートが分布し， 鍵層となる。 この地層は日本でも屈指の石灰石鉱床を胚胎し， そして古くから石灰石産地として知られる津久見市にちなみ津久見層と命名する。 津久見層は藤井の津久見石灰岩層（藤井（1954a））， 井上の上部石灰岩層（井上（1964b））にほぼ相当する。
石灰岩は灰白色， 灰色ないし暗灰色を呈し， －般に塊状である。 本層の石灰岩からは多数の紡錘虫を産出し， 地質構造と地質時代の決定に役立っている。 砂岩粘板岩互層・ 粘板岩・ チャート・ ドロマイト・ 輝緑岩ないし輝緑凝灰岩の厚さは石灰岩より一般にうすく， 石灰岩中に交指の関係で挟在することが多く， それぞれの厚さは増減に富んでいる。 津久見層を一覧すると， その変成度は鎮南山層より弱く， 明治帯の彦ノ内層より強いといえる。 さらに構成岩石のおのおのについては彦ノ内層の岩石と区別することは困難である。 ドロマイトの産状やその他については井上秀雄（1953， 1955a， 1955b， 1964a， 1964b）によって研究されている。
産出化石 : 津久見層の石灰岩からは古くから紡錘虫化石を産出することが知られているが， 今回の調査研究により 2， 3 の新事実を加えることができた。 すなわち， 神戸は津久見層産 紡錘虫化石を礒見博の協力を得て鑑定し， 次のように種属を識別した（第 11 図参照）。
| Loc. 72 | Schwagerina sp., Parafusulina ? sp. | |
| Loc. 75 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 76 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 77 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 78 | 小型有孔虫 | |
| Loc. 140 | Paraschwagerina sp. | |
| Loc. 174 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 176 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 177 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 181 | 小型有孔虫 | |
| Loc. 182 | Nankinella sp. | |
| Loc. 186 | Verbeekina sp. | |
| Loc. 187 | Neoschwagerina sp., Misellina sp. | |
| Loc. 188 | Misellina sp., Neoschwagerina ? sp. | |
| Loc. 191 |
Neoschwagerina simplex (OZAWA)，
Neoschwagerina craticulifera (SCHWAGER), Misellina sp. | |
| Loc. 192 | Neoschwagerina sp., Verbeekina sp. | |
| Loc. 193 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 479 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 482 | Neoschwagerina sp., Parafusulina sp. | |
| Loc. 502 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 510 | Neoschwagerina sp., Parafusulina ? sp. | |
| Loc. 583 | Neoschwagerina craticulifera (SCHWAGER) | |
| Loc. 584 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 585 | Neoschwagerina sp., Verbeekina sp. |
上記の新事実のほかに， すでに藤井（1954a）， 井上（1964b）， 横山鶴雄（1965）， 鳥山隆三（1967）により研究されており， それぞれの研究にもとづく化石産出地点を地図上 （第 11 図にこれらを一括して産地を示す）に示し， さらにそれぞれの見解をここに略述する。
藤井（1954a）は筆者の津久見層にほぼ相当する津久見石灰岩層の紡錘虫化石を考究し， 津久見市 奥川内 [ ← 胡麻柄山の北西方 1 km ] - 与四郎 [ ← 胡麻柄山の南西方 1.5 km ] ルートにおける層序と化石の産出を基準とし， ほかの化石産地における化石種の共存関係によって 下位から次の５つの化石群を識別している。
藤井は上記の５つの動物化石群 [ 以下の [注] 参照 ] はいわゆる "Pseudofusulina" 帯から "Yabeina" 帯にわたるもので， 下部二畳系から中部二畳系に属するものと考えている。 ただし， Parafusulina kaerizuensis type の Parafusulina がいまだ検出されないので， 地質構造による欠如か， 堆積の間隙を意味するか未解決の問題として結論した｡
最近， 鳥山（1967）は藤井の研究結果を再検討し， 次のような見解を公表した。 Pseudofusulina faunule を Pseudofusulina vulgaris fusiformis (SCHELLWIEN)， Psf. sp.， Triticites kaeaharensis FUJIMOTO， Rugosofusulina sp.， Pseudoschwagerina sp.， Schubertella sp. として一部改め， Pseudoschwagerina zone に属することを認めた。 2 の faunule を Misellina iisakai or N. kobayashii faunule : N. kobayashii (TORIYAMA)， Misellina iisakai TORIYAMA， Cancellina neoschwagerinoides TORIYAMA として一部改め， 鍋山階の後期に属すると考えている。 3 の faunule を Neoschwagerina craticulifera faunule : N. craticulifera rotunda DEPRAT， Verbeekina sp.， Schwagerina， 4 の faunule を Neoschwagerina margaritae faunule : N. margaritae DEPRAT (abundant)， N. minoensis OZAWA， N. craticulifera (SCHWAGER)， Pseudodoliolina sp.， Verbeekina sp.， Schwagerina sp.， 5 の faunule を Yabeina globosa faunule : Y. globosa (YABE)， Y. katoi (OZAWA) として一部改め， 3， 4， 5 の faunule を赤坂階に属すると考えている｡
井上（1964b）はその研究において， 津久見層にほぼ相当する上部石灰岩層の紡錘虫化石産地 （第 11 図の No. 1～23）から次のような種属を識別した｡
| No. 1 | Schwagerina sp. (Ps) [ 以下の [注] 参照 ] |
| No. 2 | Schwagerina sp. (Ps) |
| No. 3 | Triticites sp. (Ps) |
| No. 4 |
Neoschwagerina cfr. craticulifera (SCHWAGER)，
Eoverbeekina sp.， Verbeekina sp. (Ne) |
| No. 5 | Rugosofusulina sp. (Ps) |
| No. 6 | Schwagerina sp. (Ps) |
| No. 7 | Schwagerina sp. (Ps) |
| No. 8 | Schwagerina sp. (Ps) |
| No. 9 | Schwagerina ? sp. (Ps) |
| No. 10 | Pseudofusulina sp. |
| No. 11 | Pseudofusulina sp., Schwagerina sp. (Ps) |
| No. 12 | Schwagerina sp. (Ps) |
| No. 13 | Schwagerina sp. (Ps) |
| No. 14 | Pseudofusulina cfr. vulgaris (SCHELLWIEN) (Ps) |
| No. 15 | Eoverbeekina sp. (Ne) |
| No. 16 | Neoschwagerina cfr. simplex (OZAWA), Cancellina sp. (Ne) |
| No. 17 | Paraschwagerina sp., Schwagerina sp． |
| No. 18 | Neoschwagerina sp. (Ne) |
| No. 19 | Schwagerina sp. (Ne) |
| No. 20 | Neoschwagerina spp. |
| No. 21 | Neoschwagerina sp. (Ne) |
| No. 22 | Neoschwagerina sp. (Ne) |
| No. 23 | Yabeina spp. (Ya) |
横山（1965）は水晶山周辺の津久見石灰岩層を研究し， 一部分から Fusulinella sp., Staffella sp．を発見し， その部分を石炭系として分離した。 そのほかの石灰岩を下位から， 二畳紀下部層， 二畳紀中部層および二畳紀上部層に区分し， それぞれの部分からは次のような紡錘虫化石および珊瑚化石が発見された。
| Loc. 13 | Pseudofusulina vulgaris, Pseudofusulina sp. | |
| Loc. 2 | Pseudofusulina ? sp. | |
| Loc. 7 | Pseudofusulina cf. ambigua, Pseudofusulina sp. | |
| Loc. 16 | Pseudoschwagerina sp., Stylidophyllum sp. |
| Loc. 1 ＆ 15 | Neoschwagerina spp. | |
| Loc. 3 | Neoschwagerina sp., Pseudofusulina sp. | |
| Loc. 10 | Yabeina globosa, Neoschwagerina sp. | |
| Loc.14 | Neoschwagerina sp., Waagenophyllum cf. indicum. | |
| Loc. 8 ＆ 9 | Neoschwagerina sp. | |
| Loc. 6 | Neoschwagerina douvillei, Verbeekina sp． |
地質構造 : 津久見層は厚い層理に乏しい石灰岩を主とするので， 走向および傾斜をほかの地層のように示し難い。 しかし挟有される粘板岩や砂岩によって走向および傾斜を知ることができる。 それによると， 本層の南側では概して東北東 - 西南西に向かう走向を示し， 50～70°N の傾斜を示し， 北側では東北東 - 西南西の走向を示し， 南傾斜を示すことが多い。 さらに， 紡錘虫化石の分布を検討 [ 以下の [注] 参照 ] すると， 南側から山頂に向かう化石帯と， 北側から山頂に向かう化石帯とが一部相違するが， ほぼ同様な化石層序を示す。
この化石層序と走向・傾斜の変化を合わせ考えると， 大局的には津久見層は水晶山， 胡麻柄山， 碁盤ケ岳を結ぶ線を軸として一つの大きな向斜構造を呈し， この向斜構造を津久見向斜と呼ぶ。 さらに， 紡錘虫化石の分布を詳細に検討 [ 先に記した [注] 参照 ] すると， 幾つかの小さい向斜および背斜が推定される。
本層の南側の中村の付近では， 山頂に向かって， 地層はすべて北傾斜で， 見掛上 最下位の石灰岩から著しく進化した Neoschwagerina sp．を産出する。 このことは地層の逆転を意味するものであり， 地質断面図に示すような， 北傾斜の等斜背斜および向斜褶曲構造を呈するものである。 このような褶曲構造は北東方の与四郎および胡麻柄山方面や， 南西方の大村方面にも追跡される。 このような構造と小園層の含有化石とにより 津久見層と小園層とは同時異相の関係にあることが考察される。
地質時代 : 津久見層からは上述のような紡錘虫化石を産出し， 下位より Pseudofusidina 帯， Parafusulina 帯， Neoschwagerina 帯および Yabeina 帯に属することが判明し， その地質時代は前期二畳紀より後期二畳紀に及ぶものである。
明治帯の古生層として， 下位から， 尺間山層（二畳紀 Parafusulina 帯）および 彦ノ内層（二畳紀 Neoschwagerina 帯 ? - Yabeina 帯）の２層が識別される。
本層は彦ノ内層の南部において， 津久見市 字 浜 [ ← 地質図上の「浜」? ; 津久見市街の東南東方 3 km ] ・落浦 [ ← 図幅地域東端の四浦半島の西岸 ; 地質図上では「落ノ浦」 ] および南海部郡 上浦町 蒲戸 [ ← 図幅地域東端の四浦半島の南岸 ] 付近から西方ないし西南西に延びて， 津久見市 網代 [ ← 四浦半島の付け根の北岸 ] ・ 彦岳 [ ← 網代の西南西方 4 km ] 付近を通り，南海部郡 弥生村 尺間山・川中 [ ← 図幅地域南端 ; 尺間山の西南西方 2 km ] 付近に及んで分布する。 本層の北側には， 本層の上位に整合的に重畳する彦ノ内層が分布し， 南側には断層によってへだてられて， 中野帯の床木層が分布するが， 上浦町 津井 [ ← 四浦半島の付け根の南岸 ] の西方では， 断層で境されてジュラ紀後期あるいは白堊紀最下階の津井層と接する。 さらに， 津井の北東方では， 直接に仏像構造線をへだてて， 四万十層群と接する。
本層は， チャートを主とし， 砂岩粘板岩互層・砂岩・粘板岩・礫岩・石灰岩および輝緑岩ないし輝緑凝灰岩からなる。 本層は鎮南山層・小園層あるいは津久見層に較べて， 千枚岩化や， じょうらんの度が低く， 彦ノ内層と同様に成層の具合がよく観察できる。 四万十層群と比較した場合には層理の発達が乏しい。 チャートは一般に顕著な山稜を形成し， 一部にマンガン鉱床を胚胎し， かつ珪石を採石している部分もある。 この地層を， チャートが標式的に露出する尺間山にちなみ， 尺間山層と命名する（第 12 図）。
粘板岩は黒色ないし暗灰色を呈する。 部分的に千枚岩状を呈し， 剝け易い。 砂岩は灰緑色， 暗灰色ないし灰白色を呈する。 一般に塊状を示し， 堅硬でちみつ質である。 砂岩は細粒， 中粒ないし粗粒で， しばしば黒色粘板岩の小破片に富んでいる。 礫岩は， 津久見市 網代の西方に砂岩粘板岩互層にはさまれて分布し， わずか 1 m 内外の厚さで， チャートの小礫に富んでいるが， 連続性に乏しい(第 13 図）。 チャートは尺間山層にとくに著しく， 数層準に位置し， その厚さはそれぞれ変化に富んでいるが， 地質図幅において認められるように， 100～200 m あるいはそれ以上の厚さに達するものがなん枚か認められる。 またチャートはきわめて連続性に富んでいる。 この連続性に富んだチャート層の一部には 藤井が彦岳チャート層と呼んでいるものも含まれる。 チャートは一般に暗灰色， 乳白色を呈し， 黒色粘板岩， ときに緑色凝灰岩質粘板岩と 1～10 cm 内外の細互層を形成し， 縞状層理が明瞭で， その微褶曲構造を識別することができる。 石灰岩は輝緑岩ないし輝緑凝灰岩に随伴して， 津久見市 江ノ浦 [ ← 網代の北東方 1 km ] ， 福良 [ ← 網代の西南西方 500 m ] ， 彦岳の北東方， 弥生村 竹越峠 [ ← 彦岳の西方 1 km ] の南西方， 川中の北東方において， わずかに一層準認められるのみである。 これらの石灰岩はレンズ状を呈し， 連続性に乏しい。 厚さは最大 10～15 m に達している。 石灰岩は一般に灰白色で， 鏡下で検すると， 一般に 0.04～0.12 mm の方解石粒に富み， 粒度変化に富んでおり， つぎの産地からはそれぞれ紡錘虫あるいは蘚虫類の化石を産出する。
| 津久見市 江ノ浦（Loc. 233） | : 蘚虫類 |
| 彦岳の北東方（Loc. 312） | : Schwagerina ? sp. |
| 弥生村 竹越 [ ← 竹越峠付近 ? ] の南西方（Loc. 319） | : Schwagerina ? sp. |
| 弥生村 床木 の北方（Loc. 343） | : 蘚虫類および小型有孔虫 |
尺間山層のなかの輝緑岩あるいは輝緑凝灰岩の大部分は， 石灰岩の上位を占めて分布し， 石灰岩と同様に連続性に乏しい。 輝緑岩ないし輝緑凝灰岩は緑色あるいは赤褐色を呈し， 石灰岩と細互層をなすこともある。
地質構造 : 一般に走向は東北東から西南西に走り， 50～70°N に傾斜するのを常とするが， まれには 20～30°あるいは 80°の緩， 急傾斜が認められ， 一部には南傾斜も認められる。 尺間山層は， 彦ノ内層の項に記述する明治向斜の南翼に主として分布する。 しかしながら， [ 四浦半島の付け根～中央北岸の ] 津久見市 観音崎， 赤崎， 千怒 崎， 津久見浦には， チャートを主とし， 尺間山層に酷似する岩相が分布するが， 明治向斜から判断して， その北翼に尺間山層の一部が出現しているものと考えられる（第 14， 15 図）。
津久見市 網代および上浦町 津井を結ぶ以東に， 津久見湾および佐伯湾にのぞんで， 一種特徴ある弧状をえがいて， 小さい半島が突出しているが， この弧状は今までに記した東北東方向の構造性とは異なるもので， この半島に分布する尺間山層の構造は， 東北東方向の走向は少なく， むしろ西北西の走向が， [ 四浦半島の南岸の ] 上浦町 夏井， 長田， 最勝海 および [ 四浦半島の北岸 ? の ] 津久見市 久保泊付近にかけて多く認められ， [ 四浦半島の南岸の ] 上浦町 福泊， 蒲戸 ， [ 四浦半島の北岸の ] 津久見市 落浦 [ ← 落ノ浦 ? ] および田浦付近では東北東方向の走向を示し， したがって地層が佐伯湾に向かって弓なりの構造を呈するのである。 すなわち， 地質構造が明らかに半島の地形および海岸の地形を支配しているものといえる。
地質時代 : 東に隣接する保戸島図幅内の 保戸島 の石灰岩は， 尺間山層の石灰岩の東方延長とみなされ， 保戸島の石灰岩からは藤井（1954a）により Parafusulina sp. の産出が知られ， 本地域の尺間山層石灰岩からは Schwagerina sp.， 小型有孔虫および蘇虫類を産出した。 このような含有化石から本層の一部分は少なくとも， 中期二畳紀前半の Parafushulina 帯に属する。
本層は本地域の南半部において， 津久見市 片鼻 [ ← 四浦半島の観音崎の南西方 500 m ] ・ 日見 [ ← 四浦半島北岸の網代の西方 1 km ] ・浜 [ ← 津久見市街の東方 3 km ] ・広浦 [ ← 浜の北西 500 m ] 付近から西南西に延びて， 彦ノ内・鍛治屋・鏡峠 [ ← 鍛冶屋の南南西方 2 km ] 付近を通り， 弥生村 宇藤木 [ ← 図幅地域南西隅やや東 ] 付近に及んで分布する。 本層の北側には断層をへだてて， 津久見帯の小園層が分布するが， 東方の赤崎および千怒崎付近では尺間山層が下位に整合関係をもって分布する。 本層の南側には， 整合関係をもって下位に尺間山層がひろく分布する。
本層は砂岩粘板岩互層を主とし， 砂岩・粘板岩・礫岩およびチャートからなる。 本層は鎮南山層・小園層あるいは津久見層に較べて， 千枚岩化やじょうらんの度が低く， 尺間山層と同様に成層の具合がよく観察できる。 この地層を彦ノ内層と呼ぶこととする。
粘板岩は砂岩とともに本層の主要な構成岩石で， 地質図幅には「 砂岩および粘板岩 」 [ ← これは「砂岩粘板岩互層および礫岩」? ] として表現しているところに分布するほかに， 粘板岩がとくに顕著に， 主として厚さ 10 m 以上の単層として分布している場合には 「粘板岩」として表現してある。 粘板岩は黒色ないし暗灰色を呈する。 部分的に千枚岩質を帯び， 剝げ易い性質がある。 一般に一様な岩石のため， 層理は識別し難いが， 粒度変化あるいは砂岩の挟在により層理を識別することができる。
砂岩は粘板岩とともに本層の主要な構成岩石で， 地質図幅では「 砂岩および粘板岩 」 [ ← これは「砂岩粘板岩互層および礫岩」? ] として表現しているところに分布する。 砂岩は緑灰色， 暗灰色ないし灰白色を呈する。 一般に塊状， 堅硬および ちみつ質で， 細粒， 中粒ないし粗粒で， ときに黒色粘板岩の 5 mm 内外の小破片に富んでいる部分もある。 また灰白色で一見 アルコーズ質砂岩に酷似する部分もある。 砂岩を鏡下で検すると大小様々の石英粒， 斜長石粒， カリ長石粒， 絹雲母粒， 方解石粒， ジルコン粒， チタン石粒， 柘榴石粒， 緑泥石粒， 鉄質物および粘板岩， チャートの小破片などからなる。 藤井の研究にしたがうと washed graywacke 型といわれる。 砂岩を肉眼的ないし顕微鏡的に観察し， 大別すると次の３型に区別することができる。 すなわち， 1) 緑灰色ないし暗灰色を呈し， 塊状， 堅硬および緻密質で， 粘板岩粒に乏しい砂岩， 2) 緑灰色ないし暗灰色を呈し， 塊状， 堅硬で， 粘板岩粒に富んでいる砂岩， 3) 灰白色を呈し， 粗粒で， 石英粒， 長石粒にとくに富んでいる砂岩， の３型である。 砂岩はチャートとともによく雨水の浸食にたえ， 山の稜線を形成することが多い。 礫岩は砂岩にはさまれて分布し， 本層のなかでは砂岩粘板岩互層の優勢な部分において， 1 層準ないし 2 層準にみられるが， いずれも近接した層準である。 本層の礫岩を東方から列記すると， まず 津久見市 江浦の北方の赤崎へ向かう道路沿いに 砂岩粘板岩互層にはさまれて 5 m 内外の厚さで分布し， チャートの礫に富んでいる。 同じく 5 m 内外の厚さで， チャートの礫に富み， 基質は砂岩の礫岩層が津久見市 浜から日見へ向かう山道で観察することができる。 さらに西方では 津久見市 彦ノ内から竹越峠へ向かう山道に， 2 m 内外の厚さを有し礫の径は 1 cm 内外で， 黒色粘板岩に富み， 乳白色チャートの円礫あるいは角礫を有し， 基質は砂岩である礫岩が分布する。 さらに 津久見市 鍛冶屋の南方の谷では， 黒色粘板岩およびチャートの直径 5 mm ないし 3 cm の円礫， あるいは角礫に富んだ礫岩が 2 層準に位置するが， 向斜構造により繰り返して分布する。 さらに 弥生村 床木から北北西に向かう谷および弥生村 尺間神社 [ ← 尺間山付近 ? ] から津久見市 中ノ内に通ずる尾根道にわずかに礫岩が分布する。 これらの礫岩層はほぼ連続するものと考えられ， 礫岩の下位には不整合は認められず明らかに層間礫岩である。 チャートは一般に暗灰色， 乳白色を呈し， ときに黒色粘板岩や緑色凝灰岩質粘板岩と 1～10 cm 内外の細互層を形成し， 縞状層理が明瞭でその微褶曲構造を識別することができる。
地質構造 : 一般に走向は東北東から西南西に走り， 50～70°N あるいは S に傾斜するのを常とするが， まれには 20～30°あるいは 80°の緩， 急傾斜が認められる。 本層の岩相の分布状況および地層の走向・傾斜を合わせ考察すると， 津久見市 千怒 および鏡峠を結ぶ付近には一つの向斜軸があり， 尺間山層とともに複向斜構造を呈するものと考えられる。 これを明治向斜と呼ぶ。
地質時代 : 本地域の彦ノ内層には石灰岩が挟有されず， 化石も発見されないが， 藤井（1954a）によれば， この地域の南西方に隣接する三重町図幅地域の 大野郡 野津町 岩屋の南谷の石灰岩から Yabeina sp．の産出を報告しており， この石灰岩を含む彦ノ内層の南西方延長と考えられるので， 本層の地質時代の少なくとも一部分は後期二畳紀の Yabeina 帯に属する。 本層が中期二畳紀前半の尺間山層から整合関係をもって重畳することから， 本層の地質時代はさらにさかのぼり， 中期二畳紀後半の Neoschwagerina 帯にまで及んでいるものと考えられる。
中野帯の古生層として， 本地域においては床木層があげられる。 本層は本地域の南東部において， 上浦町 長田 [ ← 四浦半島中央南岸 ] から， 浅海井 [ 浅海井 ? ] の西方をへて， 弥生村 床木に及んで， 北側は断層をへだてて尺間山層と接し， 南側は仏像構造線をへだてて四万十層群と接し， 狭長な地域を占めて分布する。
本層は石灰岩を主とし， 砂岩粘板岩互層・砂岩・粘板岩・礫岩・チャート・輝緑岩ないし輝緑凝灰岩からなる。 この地層を床木層と呼ぶ。
粘板岩は黒色ないし暗灰色を呈し， 一般に千枚岩状を呈し， 剝げ易い性質がある。 砂岩は灰緑色ないし暗灰色を呈し， 堅硬でちみつ質である。 佐伯市 宇戸の北北西の谷には， 厚い石灰岩層の南に位置して， 粗粒砂岩に挟まれて， チャートや黒色粘板岩の礫に富んだ礫岩層がある。 チャートは一般に暗灰色， 乳白色を呈し， しばしば黒色粘板岩や緑色凝灰岩質粘板岩と 1～10 cm 内外の細互層を形成し， 縞状層理が明瞭である。 石灰岩は一般に灰白色で， これを鏡下で検すると， 0.04～0.12 mm の方解石粒に富み， 磁鉄鉱の細脈が多く， 方解石粒の配列により葉状層理を識別できる。 本層の石灰岩は連続性に富み， 10～50 m 内外の厚さを有し， きわめて膨縮し， 最大の厚さを示す佐伯市 狩生 の北西方の谷ではかつて石灰岩が採石されたことがある。 上浦町 長田では 10 m 内外の厚さをもって分布し， チャート・粘板岩および輝緑凝灰岩と互層することが多いが， 上浦町 浅海井の以西ではチャート・粘板岩を挟有することはあるが， 輝緑凝灰岩はほとんどみられない。 したがって， 本層の石灰岩はほかの岩相と互層するので一般に層理が顕著である。 輝緑岩ないし輝緑凝灰岩は長田および床木にみられるのみで， 緑色ないし赤褐色を呈する。
地質構造 : 一般に走向は東北東から西南西に走り， 50～70°N の傾斜を示す。 北側は断層でへだてられて尺間山層と， 南側は仏像構造線をへだてて四万十層群と接して， 狭長な構造帯を占めて分布するのを特徴とする。 浅海井の西方では， 本層および尺間山層とそれぞれ断層関係をもって， ジュラ紀後期あるいは白堊紀最下部階の津井層が出現する。
地質時代 : 本層からはまだ化石が発見されていないが， 岩相および構造から判断して， 本層は高知県 佐川 盆地周辺に分布する 三宝山 層群の一部に対比しうるものと考える。 三宝山層群は秩父古生層 (中期二畳紀以降）， 三宝山石灰岩（ラディノカーニック [ 意味不明 ; 三畳紀の中～上期の「ラディニアン～カーニアン」? ] ）， 斗賀野 統（斗賀野層・西山層・奈良谷層 -- そのうち奈良谷層はジュラ紀中期を示す --） を包括するものである。
[ 本図幅の西隣の ] 犬飼図幅地域の東部から臼杵湾岸にかけては 臼杵 - 八代構造線にそって古期岩類が露出し， これは千枚岩類からなる 生ノ原 [ 生ノ原 ? ] 層（犬飼図幅地域だけに分布する）と臼杵川火成岩類とに大別され， 両者は断層関係にある（松本（1936a， 1936b））。
本地域における臼杵川火成岩類は約 500 m の幅をもって帯状分布を示し， 深成岩類およびこれを原岩とするミロナイトからなり， ごく少量の変成岩類を伴う（第 16 図）。
深成岩類 としては斑糲岩・石英閃緑岩・トーナル岩・花崗閃緑岩などがあり， これらは一般に片状を呈し， 破砕構造を示す場合が多い。
斑糲岩 : 家野の北西に分布する。 本岩は粗粒， 暗色のもので， 少量の破砕をまぬがれた斜長石および角閃石と著しく破砕された基質からなり， 褐色の細脈によって網状に貫かれている。 角閃石は柱状半自形， 2～3 mm， 陽起石質で， 変質し， 劈開にそってこわれ， ねじまげられている。 斜長石は塊状， 2～3 mm， 著しく変質し， われたりゆがんだりしている。 基質は緑簾石・斜長石などの小粒の集合からなる。 細脈は陽起石からなり， 片状構造を切る。
石英閃緑岩 : 深成岩類の主体をなすもので， 家野付近から門前東方にかけて広く分布する。 本岩はおもに角閃石・斜長石および石英からなり， 少量の鉄鉱を含む。 角閃石は 2～4 mm， 篩状で半自形， 双晶する。 多色性は X = 薄い褐色， Y・Z = 緑色である。 斜長石は 3～6 mm， 著しく変質している。 石英は 1～2 mm， 塊状で波状消光が著しい。 局部的には緑泥石および葡萄石が小結晶または細脈をなしてはいっている。
トーナル岩 : 石英閃緑岩中に不規則なかたちの小岩体をなしてはいっており， 荒田以東においてよくみられる。 本岩は細粒， 明色， 比較的均質な花崗岩質岩である。 おもに斜長石と石英の粒状集合からなり， 少量の緑簾石をまじえる。 また， ごく少量の鉄鉱や燐灰石を含む。 斜長石は塊状半自形， 0.2～0.5 mm， 集片双晶の発達が著しい。 変質しているが成分はほぼ灰曹長石である。 石英は粒状， 0.1～0.4 mm， 比較的多量に含まれている。 緑廉石は少量で， 0.01～0.03 mm の小粒が集合して 0.1 mm 前後の団塊をつくることがある。
花崗閃緑岩 : 石英閃緑岩を貫く岩脈として産出する。 灰白色， 細粒の石英質岩石で， 主として石英と斜長石からなり， 少量の微斜長石と白雲母をまじえる。 斜長石は 1～2 mm， 半自形， 集片双晶がよく発達し， 比較的新鮮であるが， われたり， ゆがんだりしている。 成分はほぼ灰曹長石である。 石英は 1～2 mm， 塊状， 波状消光が著しい。 微斜長石はまれで， 0.5～1.0 mm， 他形， 格子状構造が発達している。 白雲母は 0.1～0.2 mm で散点的に含まれる。 著しく破砕された再結晶細粒部が脈状に発達し， これは石英および屈折率のひくい長石からなる。
岩脈をなすものとしては上述の花崗閃緑岩のほか， 緑簾石石英岩・斜長石石英岩などとも称すべき種々の岩石があり， これらは馬代 [ ← 荒田と門前の間 ] や門前付近によく発達する。 なお， いずれも破砕構造を示すが， 岩体の伸長方向についての規則性は認めない。
ミロナイトは熊崎川 [ ← 臼杵市街の北西で末広川と合流する ; 臼杵市街の北西方 2 km の熊崎を通る ? ] 以東と家野付近から犬飼図幅地域にかけて露出し， 前記の深成岩類と指交したり， 圧砕されているが, かなりもとの構造を残している深成岩類のレンズ状岩体を含んでいる。 本岩は淡緑色の緻密な岩石で， 片状を呈し， 片理面は北西に数 10°傾斜している。 破砕の著しく進んだものは 主としてこまかい白雲母・石英および緑簾石の集合体からなり， 壁土をこねたようなミロナイト構造がよく発達する。 産状および岩質からして， ミロナイトの原岩は上述のような深成岩類であろう。
変成岩類 としては角閃岩と片麻岩があり， これらはいずれもごく小範囲に分布する。 変成岩類と深成岩類が接する露頭は認められなかったが， 前者はおそらく後者中に捕獲岩としてとりこまれたものであろう。 なお， 変成岩の片理面は北面に数 10°傾斜している。
角閃岩 : 馬代に露出する。 本岩は細粒で暗色を呈し， 角閃石と斜長石からなり， 少量の鉄鉱， チタン石および燐灰石を伴う。 角閃石は塊状で 0.1～0.2 mm， 多色性著しく， X = うすい褐色， Y・Z = 草緑色である。 なお， 鉄鉱を包有する。 斜長石は 0.1～0.3 mm， 塊状， 多くの場合 双晶をなす。 多少変質しているが成分はほぼ中性長石である。 主として葡萄石からなる白色の細脈が発達し， これはしばしば片理面を切ってはいっている。
片麻岩 : 門前に露出する。 本岩は細粒の片麻岩で， 柘榴石・緑泥岩・斜長石・微斜長石および石英からなり， 少量の葡萄石や方解石および微量の鉄鉱を伴う。 柘榴石は 3～4 mm のまるみをおびた篩状結晶で， われめに富み， 赤紅色を呈する。 緑泥石は黒雲母を交代したものらしく， 0.2～0.8 mm， 不規則な外形をもち， 淡黄色の部分がのこっていたり， 包有物として黒雲母が鱗片状にならんでいたりする。 斜長石は 0.2～0.3 mm， 著しく変質している。 もとは集片双晶も発達していたようである。 微斜長石は 0.2～0.3 mm， 塊状 半自形， 比較的新鮮で， 不規則なペルト石構造がみとめられる。 石英は 0.1～0.4 mm で波状消光が著しい。 この片麻岩は おそらく泥質砂岩源の柘榴石黒雲母片麻岩が後退変成作用をうけたものであろう。
臼杵川火成岩類はまわりの上部白堊系と断層関係にあり， その時代についての直接的証拠はない。 各地の秩父帯には 構造帯にそってシルル～デボン系や変成岩類を伴う火成岩類が知られている。 臼杵川火成岩類は秩父帯北縁にそって分布するわけだが， 産状， 岩質などからすると， 秩父帯内の構造帯に出現する上記の火成岩数と同等に扱うべきものであろう。 そして臼杵川火成岩類に伴う変成岩類は 構造運動によって地下深部からつきあげられた古期岩類の断片と考えられる。
蛇紋岩は鎮南山帯の臼杵層と鎮南山層との境界， 臼杵層と浦代層との境界あるいは株ノ木断層に沿った地域において， 狭長な岩体をなして出現する。 これらの大部分は断層に沿って出現したものと考えられる。 岩石はほとんど完全に蛇紋岩化しており， 初成鉱物をとどめるものは少なく， 軟弱かつ割れ目に富み， 著しく崩れ易い。
本地域内 [ の北西隅 ] に分布する三波川変成岩類は， 佐賀関 半島をつくるものの一部である。
佐賀関半島の変成岩類は下部から以下の通りである。
| (1) | 泥質片岩（砂質片岩をはさむ） | 150 m +（下限不明）， | |
| (2) | 苦鉄質片岩（石灰質片岩レンズを含む） | 40 m， | |
| (3) | 蛇紋岩 | 100～150 m， | |
| (4) | 泥質片岩（砂質片岩をはさむ） | 150 m（上限不明）， | |
| ---- 断層 ----， | |||
| (5) | 泥質片岩（砂質片岩をはさむ） | 850 m +（下限不明）， | |
| (6) | 苦鉄質片岩および珪質片岩 | 60～350 m， | |
| (7) | 泥質片岩（砂質片岩をはさむ） | 75～550 m， | |
| (8) | 苦鉄質片岩 | 370 m（半島西部では尖滅）， | |
| (9) | 珪質片岩（苦鉄質片岩を伴う） | 320～950 m， | [ Ssi ] |
| (10) | 砂質片岩 | 135～230 m， | [ Sps ] |
| (11) | 苦鉄質片岩と泥質片岩の厚い互層 | 1,750 m（上限不明） | [ Spm ] |
砂質片岩および泥質片岩中の級化層理によれば， みかけの層序と真の層序とは一致している。
これらの変成岩類は， 半島の軸部を通る東北東 - 西南西方向の軸をもった背斜構造をしており， 最下部の２者には， 層序とかすかに斜交して点紋の発達する部分があり， それより変成度はほぼ層序的に上部へ向かって低下する。
本地域内には， これらの変成岩類のうち， (9)， (10)， (11) が北西隅のわずかな地域を占めて分布する。 すなわち， 佐賀関半島の三波川変成岩類のなかで層序的には最上部で， 変成度からはもっとも低い部分に相当する。
本地域内の地質構造は， 走向が東北東 - 西南西で， 南へ急傾斜ないし直立した単斜構造である｡ しかし， 一部ではかなり乱れている。 南限は佐志生断層で境されて， 大野川層群と接する。
変成鉱物としてローソン石・パンペリー石・ひすい輝石などは出現しない。 苦鉄質片岩ではアルカリ角閃石が普通にみられるが， 細粒で， アクチノ閃石に周囲をとりかこまれていることが多い。 このほか， 石英・曹長石・エピドート・緑泥石・スチルプノメレン・スフェン・方解石などがある。 まれにチタン普通輝石質輝石が残存鉱物としてみられる。
泥質および砂質片岩では， 変成鉱物として石英・ 曹長石・ 緑泥石・ 白雲母・ エピドート・ 電気石（青石）・ スチルプノメレン・ スフェン・ 石墨がみられ， ざくろ石・ジルコンなどが残存鉱物としてみられる。
本地域の中生界としては， 下部三畳系の碁盤ケ岳層， ジュラ系上部ないし白堊系最下部の津井層， 下部白堊系の溜水層と無垢島層， 上部白堊系の田野層群と大野川層群， および確証はないがおそらく白堊系と考えられる四万十層群がある。 四万十層群は四万十帯， 大野川層群は三波川帯南部を占めてかなり広く露出する。 これに対しほかの諸層は秩父帯に属し， いずれも狭長な分布を示す。
本層は藤井（1954a）の二畳系 津久見石灰岩層から分離されたもので， 津久見市 碁盤ケ岳の南東方の向斜軸部に分布する。
本層の大部分は白雲岩質石灰岩からなり， 基底部近くの白雲岩質石灰岩の径 1.5 m の団塊から小型の二枚貝化石を産出する。 これは最初 井上秀雄が貝化石の断面を発見したのにはじまり， 本地域調査研究において確かめられた。 二枚貝化石を含む団塊の下位には 約 2 m の厚さの黒色粘板岩・白雲岩質石灰岩と石灰岩の互層が順次ひきつづく。 二枚貝化石を含む団塊から約 12 m 位下位のところに 紡錘虫化石 Nankinella sp.（Loc. 182）を産出する。 小型二枚貝類のなかに Gervillia cfr. exporrecta (LEPSIUS) に酷似するものが認められる。 上に述べた 2 m の黒色粘板岩を基底として， 上位に重畳する二枚貝を含む白雲岩質石灰岩および白雲岩を 碁盤ケ岳層と新たに命名する。 構造， 化石および層序上の位置を考慮して， 碁盤ケ岳層を宮崎県 高千穂町に分布する 下部三畳系 上村層（KAMBE（1963））に対比する。 なお， 碁盤ケ岳層の下位に引きつづく白雲岩質石灰岩と石灰岩の互層は 二畳系津久見層の一部分で， これと碁盤ケ岳層の関係は整合である（第 17， 18 図）。
本層は南海部郡 上浦町 津井， 浅海井の近傍に分布し， 尺間山層と床木層に挟まれて狭い範囲に分布する。 本層は砂岩・粘板岩 [ Sjc ] および鳥巣式石灰岩 [ Sls ; 「鳥巣式石灰岩」とは高知県 佐川町 鳥巣 で発見されたジュラ紀後期〜白亜紀前期の石灰岩 ] からなっている。 砂岩は， チャート粒に富む塊状砂岩で， しばしば粘板岩と互層する。
橋本によれば 砂岩から多数の斧足類， 腹足類と少数の菊石化石の産出が知られている。 粘板岩は暗黒色ないし暗灰色を呈し， 塊状 緻密で層理に乏しい。 鏡下では 石英・長石・絹雲母・緑泥石・鉄質物等の結晶の細粒を識別することができる。 石灰岩は暗黒色ないし暗灰色を呈するいわゆる鳥巣式石灰岩で， 20～30 m の層厚をもってかなりよく連続し津井層の北半部によく発達する。 本岩は鮞状構造を呈し， 一般に方解石脈に富んでいる。 橋本（1962）によれば石灰岩から珊瑚， 層孔虫 [ stromatoporoid ] ， 石灰藻， うにの棘などの化石を産出する（Loc. 307, 375）。 二畳系の石灰岩とは岩石の風化面の感じと色調および含有化石により容易に識別される。
地質構造 : 一般に N 55°E の走向と 80°N の傾斜を呈し， 単斜構造を示し， 北側の二畳系 尺間山層と床木層および南側の床木層とは断層で境されている。
地質時代 : 西南日本外帯においては珊瑚， 層孔虫， 石灰藻， うにの棘などの化石を含むいわゆる鳥巣式石灰岩は 上部ジュラ系～下部白堊系に含まれている。 また， 本層産の菊石は松本達郎によると白堊系最下階の Eodesmoceras に似る由である。 したがって津井層の地質時代は ジュラ期後期あるいは白堊紀最前期の一時期に属するものと考えられる。
溜水層は主として [ 本図幅の西隣の ] 犬飼図幅地域の南東隅の野津川地域に分布し， その最下部は有田統に属する可能性が強いが， 主体は宮古統下部階に属する。 本地域では 乙見 [ ← 図幅地域西端中央やや南 ] と株ノ木 [ ← 乙見の北東方 1 km ] の北方において そのごく一部が株ノ木断層にそって幅狭くはさみこまれているにすぎない。 乙見に分布する本層は砂岩礫岩互層からなる。 礫岩は よく円磨された花崗岩類・ 流紋岩・ 安山岩・ 砂岩・ 粘板岩・ チャート・ 片状ホルンフェルスなどの大～中礫を含む [ 以下の [注] 参照 ] 。 砂岩の多くは中～細粒アルコーズ砂岩で， なかには黒雲母に富み， 著しい剝離性を示すものもある。 株ノ木の北方のものはほとんど頁岩ばかりからなり， 全般的に擾乱が甚だしい。
溜水層は模式地（野津川流域）においても断層によって寸断され， 上下限とも不明であるが， そこでみると， 1,000 m 内外の層厚をもち， その下半部では礫岩・砂岩， 上半部では頁岩が卓越し， 全体として１堆積輪廻を示しており， 三角貝・ その他の二枚貝・ アンモナイト・ ベレムナイト・ ウニ・ 海百合・ 植物などの化石を産する。 本地域に分布する砂岩礫岩互層は溜水層全体からみるとその下部， 同じく頁岩はその上部にあたる。
無垢島層は非対称向斜をなして分布し， 地無垢島に南翼の， 沖無垢島に北翼の地層が露出する。 向斜軸は両島の間を通り， 東方に沈下している。 地層の傾斜は南翼で 35～数 10°N， 北翼では 65～80°S の場合が多く， 古生層と断層接触する部分では逆転している。 本層は上下限とも不明であるが， 陸上に露出するかぎりでは． 粗粒相にはじまり細粒相でおわっており， 全体として１堆積輪廻を示し， 約 690 m の層厚を有する。 無垢島層は第 19 図に示すように６部層に区分される。
Mk1 部層 : 地無垢島の南西端に露出する礫岩を主とし， 砂岩を伴う地層がこれで， 層厚は 30 m 以上ある。 礫岩はよく円磨された細～中礫を含み， しばしば砂岩と互層または指交する。 礫や砂粒にはチャートが圧倒的に多い。 おそらく本部層の主体は海中にあり， 陸上でみられるのはそのごく一部なのだろう。
Mk2 部層 : 砂岩に富む部層で次のように細分される。 1) （12 m） 淡灰色の粗～中粒砂岩からなり， 最上位に厚さ 0.6 m の酸性凝灰岩がある。 砂岩は全般的に凝灰質でときに細礫を含み， 下部においては斜層理の発達が著しい。 2) （13 m） 頁岩がち頁岩砂岩薄互層からなり， 植物片や炭質物を含む。 3) （25 m） 石英細脈に富む灰色の中～細粒砂岩からなる（第 20 図）。 上限近くには礫岩が挟在し， Mk3 部層に漸移する。
Mk3 部層 : 下部（45 m）は赭色礫岩， 上部（135 m）は淡緑色礫岩からなり， 両者間の岩質変化は漸移的である。 なお， 局部的にはごく少量の砂岩や頁岩を挟有する。 赭色礫岩は円磨度の低い大小さまざまな礫が砂質基質で膠結されたもので， 基質のみならず礫自体も汚染されて赭色を呈する（第 21 図）。 礫の大きさは大部分が大礫以下でときおり巨礫が散点する。 この礫岩は淘汰がきわめて悪いわけであるが， 明らかに水中堆積物であり， 礫の粗密や平行配列などのため層状を呈する場合が多い（第 22 図）。 上部を構成するのは塊状の小～中礫礫岩で， 下部のものに較べ概して礫の円磨， 淘汰がよい。 部層全体としてみると， 上位になるにつれ礫径が減少する候向がある。 また， 礫のほとんどは砂岩・粘板岩・チャートおよび塩基～酸性火山岩からなる。
Mk4 部層 : 灰～暗灰色のよく成層した中～細粒砂岩からなり， 層準によって頁岩の薄層を挟むこともある。 断層のため地無垢島では上限， 沖無垢島では下限が不明なので全体の層厚は測定できないが， 少なくとも 200 m 以上に及ぶものと推定される。 砂岩からごくまれに保存不良の海棲二枚貝や植物の化石を産出する。
Mk5 部層 : 砂岩を主とし， その岩質は Mk4 部層のものと変わりないが， 礫岩を挟有する点で下位の部層と区別される。 上下限の確認される沖無垢島では層厚約 70 m で， チャート礫に富む厚さ 0.1～0.5 m の細～小礫礫岩を頻繁に挟む。 なお， まれながら石灰岩礫もみられる。 礫岩と砂岩はしばしば指交する。 地無垢島では小～中礫礫岩や頁岩が 1～数 m の厚層をなして介在するほか， 頁岩砂岩互層も発達する。 上記のように， 本部層は向斜の両翼で岩相を異にするわけであるが， 南翼では断層による地層の欠除があるため層厚変化は認定できない。 化石 [ 以下の [注] 参照 ] は沖無垢島では砂岩中に， 地無垢島では頁岩中に密集して含まれ． 下記のようなものが採取された。
Mk6 部層 : 基底部が塊状の砂質頁岩からなるほかは灰黒色のよく成層した頁岩からなり， 陸上にある部分は約 160 m の層厚を有する。 頁岩は石灰質団塊や方解石細脈に富み， アンモナイト， ベレムナイト， 二枚貝， 巻貝， ウニなどの化石を含む。 化石は保存がわるく, Ostrea sp., Cardium ishidoense YABE ＆ NAGAO, Hypophylloceras (?) sp., Washiaster (?) sp．が同定されたにすぎない。
無垢島層は 化石や岩相からして 三重町図幅地域の秩父帯に分布する 佩楯山 層群（宮古統上部階）に対比される。 両者の岩相・層序を詳しく検討してみると， 無垢島層は 佩楯山層群のなかでもその下部を構成する 腰越 層にもっともよく対比される。 いずれにおいてもチャート礫に富む礫岩や赭色岩が発達している。 ただし， 無垢島層は腰越層に較べ全般的に堆積物が細かく， かつ層厚が約半分であり， 凝灰岩を挟むなどの差異はある。 なお， 佩楯山層群は腰越層・ 須久保 層および 東谷 層とに３分される。
田野層群は [ 本図幅の南西隣の三重町図幅地域内の ] 三重から [ 本図幅の西隣の犬飼図幅地域内の ] 野津市 周辺をへて臼杵に至る三日月形（最大幅約 3.8 km）の地帯に分布し， その南縁では佩楯山層群と傾斜不整合関係， 溜水層および古生層と断層関係にあり， 北縁では臼杵 - 八代構造線またはこれにそって衝入した古期岩類によって 大野川層群と画されている。 阿蘚火砕流堆積物による被覆が甚だしく， しかも断層や褶曲による地層の欠除・繰り返しがあるため 詳しい層序は把握しにくいが， 本層群は 顕著な基底礫岩にはじまり 砂岩頁岩互層・頁岩・頁岩砂岩互層をへて 砂岩で終わる層厚 2,590 m 以上の地層群で， 少なくとも８層準に酸性凝灰岩（3～10 m）を挟み， 全体としてほぼ完全な１堆積輪廻を示しており， 下位から椎原層（630 m 以上）， 山頭層（600 m）および野津市層（1,360 m 以上）に３分される。 なお， 各層は整合的に累重する。 椎原層の下部からギリヤーク統下部階を， 野津市層から同上部階を指示する化石を産出するので， 田野層群はギリヤーク統を代表するものとみなされる。
本地域に分布する田野層群は上記した３層のそれぞれ一部からなり， 臼杵 - 八代構造線と株ノ木断層にはさまれた低地に点々と露出する。 そして， SW - NE 方向にのびる幾筋もの断層で切られて帯状分布を示し， とくに分布の南半部では複雑な小褶曲を繰り返している。 大局的にみると南側に下位の地層が， 北側に上位の地層があらわれる。 ただし， 臼杵川火成岩類近くでは軸面が南側に倒れた向斜構造をなす。
椎原 層 [ Sb ] : 礫岩を主とする Sb1 部層（360 m 以上）と 頁岩砂岩互層からなる Sb2 部層（270 m 以上）とに区分され， 本地域には後者 [ Sb2 部層 ] だけが分布する [ 以下の [注] 参照 ] 。 なお， 両部層は断層関係にある。 Sb2 部層は頁岩または頁岩細粒砂岩薄互層と中粒砂岩がそれぞれ 0.5～3 m， ときに 10 m をこえる厚さをもって交互する頁岩がち互層からなり， ごくまれに保存不良の海棲二枚貝を産出する。 頁岩中には植物片が少なくない。 三重町図幅地域に分布する Sb1 部層からはギリヤーク続下部階を示指する Inoceramus concentricus nipponica NAGAO ＆ WATSUMOTO を産出する。
山頭 層 : Y1 部層（220 m）と Y2 部層（380 m）とに区分される。 本地域では両部層が断層で画されているが， 犬飼・三重町図幅地域では整合関係にある。
Y1 部層 : 中粒砂岩を主とし頁岩または頁岩砂岩互層を伴う。 互層の発達する上下位の部層が細かく褶曲しているのに対し， 砂岩を主とする本部層は比較的整然とした構造を示す。
Y2 部層 : 砂岩と頁岩がさまざまな厚さをもって交互する互層からなり， 全体としてみると砂岩がち中互層が卓越している。 部層の上限ちかくの層準には酸性凝灰岩が挟在しており， これは広範にわたって追跡され， 良好な鍵層となる。
野津市 層 : ４部層に区分され， これらのうち本地域には下位の３部層が分布する。 酸性凝灰岩が少なくとも No2 部層の下部に 3 層， No 3 部層に 4 層挟在する。
No1 部層 : よく成層した中粒砂岩からなる層厚が数 10 m の部層で， なかほどの層準に少量の礫岩・粗粒砂岩を挟んでいる。 礫岩は流紋岩・花崗岩類・チャート・粘枚岩・砂岩などの小～中礫を含む。
No2 部層 : ほとんど頁岩からなり， 凝灰岩のほかときおり厚さ数 10 cm 以下の砂岩を挟む。 頁岩はよく成層した灰黒色のもので， 次のような動物化石を多産する。 すなわち， Mesopuzosia cf. yubarensis (JIMBO), Subprionocyclus neptuni (GEINITZ) [ 以下の [注] 参照 ] , Scalarites sp., Dentalium otatumei NAGAO, Acila sp., Nanonavis sachalinensis (SCHMIDT), Inoceramus hobetsensis NAGAO ＆ MATSUMOTO, Propeamusstium cowperi yubarensis (YABE ＆ NAGAO), Lucina (Myrtea) cf. ezoensis NAGAO, Yoldia cf. hobetsuensis NAGAO ＆ OTATUME, Hemiaster sp. など。 本部層がもっとも広く分布する犬飼図幅地域でも 走向断層で切られて地層の欠除があるが、 そこでみると少なくとも 750 m 以上の層厚を有する。
No3 部層 : 頁岩と中～細粒砂岩の中互層からなる厚さ約 450 m の部層で， 凝灰岩を 4 層挟む。 本地域に点々と露出するものは部層全体からみるとその下部を占める地層で， Inoceramus sp. その他の二枚貝化石を産出する。 なお， 本部層や No 2 部層にはしばしば植物片が含まれている。
大野川層群は層相変化に富む地層群なので， その区分にあたっては， 堆積輪廻に基づいて亜層群・層（累層）および部層に分ける「縦の区分」と， 岩相の差異によって部層をいくつかの相に分ける「横の区分」 の２方式を組合せて行なう。 本層群は４亜層群に大別されるわけであるが， これらのうち本地域でみられるのは 中部亜層群の上部を構成する武山層のごく一部と 上部亜層群の水ケ城層および海辺層である（第 23 図）。
武山 層 [ T2 ] : 本層は砂岩からなる T1 部層と頁岩を主とする T2 部層とに区分され， これらの上限はそれぞれ酸性凝灰岩 t26 および t27 の上面をもって画される [ 以下の [注1] 参照 ] 。 T2 部層は化石に富み， Otoscaphites sp., Polyptychoceras sp., Inoceramus cf. amakusensis NAGAO ＆ MATSUMOTO, I. naumanni YOKOYAMA, I. yokoyamai NAGAO ＆ MATSUMOTO [ 以下の [注2] 参照 ] ， ウニなどを産出する。 本地域でみられるのは T2 部層の最上部だけであり， 末広川流域に分布するものの下部は中～粗粒砂岩， 上部は頁岩からなり， 臼杵川流域のものは頁岩細粒砂岩薄互層を主とし中～粗粒砂岩を伴う。
水ケ城 層 : 本層は武山層の上に整合的に重なり， M1 部層と M2 部層に区分される。 層厚は水ケ城向斜の軸部でもっとも厚い。
M1 部層 : 層厚は末広川ぞいで約 1,000 m， 最厚部では約 1,450 m あり， M1a， M2b および M1c に相区分される。 酸性凝灰岩を 1 層（t28）挟む。
| 1) | 部層の下部を占め， 砂岩を主とする。 阿原断層 [ 位置不明 ] 付近を境として， 北部では砂岩の大部分が中～細粒で中層理を示し， 頁岩薄層を頻繁に挟む。 一方， M1b に近接した部分を除くと， 南部では砂岩単層が厚く， かつ粗粒砂岩に富み， 頁岩のはさみはまれで， しばしば細～中礫礫岩を伴う。 |
| 2) | 頁岩からなりごく少量の砂岩を挟む。 北端部では上下位の地層と漸移関係をもって接し， 150 m 近い層厚を有するが， 南にいくにつれ急速に薄くなり， ついには尖滅する。 末広川の南方でみると， この頁岩は 3) の礫岩を挟む粗粒砂岩に覆われ， 両者の間には漸移的岩相がほとんどみられない。 そして粗粒砂岩中には頁岩の偽礫が少なくない。 1) から 2) への岩相変化は緩慢である。 これらの事実からして， 2) は南にいくにつれ順次 3) によって置換され， 両者の間には侵食面が介在するとみなされる。 ただし， この場合の侵食面は時代を異にする同時侵食面の集積であって， 不整合面ではない。 このような現象は大野川層群を通じ岩相が側方に急変する部分， 例えば後述の M1b と M1c または A1d と A1e の境界部などによくみられる。 |
| 3) | 砂岩・礫岩・礫質泥岩および頁岩からなる。 全体としてみると砂岩がもっとも多く礫岩がこれに次ぐ。 砂岩は通例粗～中粒である。 礫岩は砂質， ときに砂泥質の基質をもち， 小～大礫まれに巨礫を含んでおり， 数 m 以下の厚さをもって挟在する。 礫質泥岩は 1～数 m， まれに 10 m 以上の厚層をなして他の岩層と交互し， ときに礫岩や頁岩と指交ないしは相互に移化する。 ここでいう礫質泥岩とは， 淘汰のわるい泥質基質中に 頁岩・砂岩の岩片や外来礫が散点もしくは部分的に密集して含まれる岩石で， 基質のみならず包有岩片にも種々の変形構造がみられる。 産状や内部構造からして礫質泥岩は明らかに Slumping の産物である。 礫岩や礫質泥岩の発達は北部よりも南部のほうが著しい。 礫は花崗岩類を主とする深成岩・ 流紋岩・ 安山岩・ チャート・ 粘板岩・ 砂岩・ 石灰岩・ 石英・ 片麻岩・ 片状ホルンフェルス・ 千枚岩・ 結晶片岩・ 角閃岩などからなる。 また， 同時侵食礫も少なくない。 粘板岩・砂岩・片岩・千枚岩・角閃岩および石灰岩礫は概して角ばっており， 他の礫はよく円磨されている。 量的には火成岩の円礫が圧倒的に多い。 礫質泥岩に伴う頁岩から， Scaphites sp., Gaudryceras cf. denseplicatum (JIMBO), Inoceramus yokoyamai NAGAO ＆ MATSUMOTO, Nanonavis sachalinensis(SCHMIDT), Propeamussium cowperi yubarensis YABE ＆ NAOGAO, Hemiaster sp. などを産する。 |
M2 部層 : 最大層厚は約 650 m あり， M2a と M2b とに相区分される。
海辺 層 : 本層は陸上に分布する大野川層群の最上部を占めるもので， A1 部層と A2 部層とに区分され， 全体の層厚はほぼ熊崎 [ ← 臼杵市街の北北西方 2.5 km ] と 下ノ江 [ ← 臼杵市街の北東方 4 km の海岸 ] を通る断面で最大値を示す。 本層の主要な露出地は 末広川下流域に拡がる冲積平野によって水ケ城層のそれとへだてられているが， 両層の整合関係は水ケ城山の東斜面や善法寺 [ ← 水ケ城山の北方 1 km ] の北方で確認される。 酸性凝灰岩が A1 部層に 4 層（t29～t32）， A2 部層に 4 層（t33～t36）あり， 良好な鍵層となる。
A1 部層 : 2,500 m 内外の最大層厚を有し， A1a～A1e の 5 相に分けられる。
A2 部層 : 下ノ江付近から 佐志生 [ ← 下ノ江の北方 1.5 km ; 図幅地域外 ] にかけての臼杵湾岸によく露出し， 三ツ子島や 黒島 [ ← これは津久見湾の黒島とは別物 ; 図幅地域外の佐志生の対岸の島 ] にもあらわれる。 陸上に露出するかぎりでは三ツ子島のものが最上位の地層であり， 最大層厚は少なくとも 1,200 m 以上に達する。 本部層は A2a， A2b および A2c とに相区分される。
大野川層群は南北両縁を断層で切られ， 東方に沈下する複向斜構造をなしている（第 34 図）。 北縁を限る佐志生断層は， 佐志生付近でよくわかるように（第 33 図）， 南に 50～55°傾く断層面をもち， 幅 1～2 mの破砕帯を伴う。 一方， 南側の臼杵川火成岩類との境界をなす断層は北に 70°内外傾斜する断層面をもち， これに伴う破砕帯の幅はときに 10 m をこえ， 付近の地層は広範にわたって擾乱している。
複向斜軸部に発達する褶曲は小切畑向斜 [ ← 本図幅の西隣の犬飼図幅地域にある向斜 ? ] ， 水ケ城向斜および下ノ江向斜とこれらの間に介在する背斜とに大別される。 上記の３向斜は西から東へむかって雁行状に配列し， いずれも軸面が北に倒れた非対称向斜で， これらの主部はそれぞれ武山層・水ケ城層および海辺層からなる。 柏の以東では佐志生断層のちかくに背斜と向斜が認められるが， 後者はおそらく下ノ江向斜の東側に発達する向斜の一部であろう。 なお， 水ケ城・下ノ江両向斜はいずれも 1 背斜・2 向斜からなり， 小切畑向斜の主部は西隣の犬飼図幅地域にある。 軸面の傾きは場所によって異なるが， 小切畑向斜の東端部や水ケ城山周辺の水ケ城向斜では 70～85°S， 田井 以東の下ノ江向斜では 50～70°S を示す場合が多く， いずれにおいても西端に近づくと軸面がたつ傾向がある｡ また， 軸のプランヂ [ plunge ? ; 軸と水平面とのなす角 ] は各向斜とも 30～45°E 程度である。 複向斜軸部や南翼部の褶曲は 概して頂部がとがった背斜と底部がゆるやかな弧をえがく向斜とからなり， いわゆる櫛型褶曲の形態を示す。 北翼部では褶曲と断層の複合した構造が発達しており， 断層を境としてしばしば地層の走向が急変する。 主要断層としては田井断層・上津尾断層・阿原断層および伊与床断層とがあり [ 第 34 図参照 ] ， 各断層とも場所によって落差を異にするが， いずれも北傾斜の断層面をもつ逆断層である。 なお， 複向斜構造を斜断する末広断層 [ 第 34 図参照 ] は横ずれ断層である。 北翼部の褶曲は直立ないし南に倒れた軸面をもっており， とくに阿原断層の北側に発達する褶曲では軸面の倒れが甚だしく， 北に 60°内外傾斜する。 以上においては記載の便宜上， 複向斜軸部の褶曲と翼部のそれを区別し， それぞれの一般的特徴を記述したわけであるが， これらは成因的に密接な関係がある。 次に地層の傾斜の地域的変化を検討してみると， 比較的緩傾斜の地帯と急傾斜の地帯が識別され， これらは複向斜軸の延長方向にのびている。 すなわち， 複向斜南翼部のうち津留の西方から中津浦にかけての地帯では 30～50°の傾斜を示すのに対し， その北側では 70°以上であり， しばしば地層が逆転している。 一方， 香堂 [ ← 善法寺の北西方 1 km ? ] の北方から北ノ川 [ ← 北川 ? ] に至る急傾斜帯を除くと， 北翼部ではほとんど数 10°以下の傾斜を示す。
大野川層群は 臼杵湾岸から阿蘇山の南方にかけて 臼杵 - 八代構造線の北側に断続しながら露出する上部白堊紀層を一括したもので， これは大野川流域に分布する松本（1936a， 1936b）および松本・他 2 名（1962）の大野川層群のみならず， 祖母山の南西方の河内付近に露出するギリヤーク統 [ 以下の [注] 参照 ] および阿蘇山の南方の見岳山層（田村・沢村（1964））をも包含する。 本層群中にはイノセラムスで特徴づけられる化石帯が少なくとも 4 帯， すなわち Inoceramus hobetsensis 帯， I. teshioensis 帯， I uwajimensis 帯および I. amakusensis 帯が識別される。 見岳山層は大野川層群の最下部を構成するものであるが， これは 田村・沢村（1964）が指摘したように 化石・岩相からして御船層群（松本（1939）; 田村・田代（1966， 1967））の基底層および 下部本 [ ← 下部層 ? ] に対比される。 これらのことを考え合せると， 大野川層群はギリヤーク世から浦河世にわたる時代の堆積物であり， 最下部 亜層群と下部亜層群 下部はギリヤーク統， 下部亜層群 中～上部と中部 亜層群下部は浦河統 下部階， 中部亜層群 中～上部と上部 亜層群は浦河上部階 下部 にそれぞれ属するものと推定される。 ただし， 現在 臼杵湾に没している部分には 浦河統上部階 上部に相当する地層があるかもしれない。
大野川層群を構成する各累層はいずれも相対的に粗粒な堆積物にはじまり， 細粒なものでおわっており， これらはそれぞれ 1 堆積輪廻を示す。 また， 亜層群それ自体も 累層単位の輪廻をいくつか包含するより高次の 1 堆積輪廻を示すわけで， 亜層群のなかでは上位の累層ほど細粒堆積物に富み， かつ層相の側方変化に乏しいという一般的傾向があり， また中部および上部亜層群の場合には 最下位の累層において硬質泥岩を主とする slump 堆積物の発達が著しい。 このような観点からすると， 上部亜層群の上部を構成する累層は海辺層ではなく， 現在 海中に没しているさらに上位の輪廻層で代表される可能性が強い。
本地域の大野川層群には graded bedding（第 32 図）がよく発達しており， slump structure・ convolute lamination（第 35 図）・ sole mark など種々の堆積構造がみられる。 また， 粗粒岩層の下底にはしばしば顕著な侵食面が認められ， その下部には同時侵食礫が少なくない。 slump structure には様々なものがあるが， 大別すると， 種々の岩層がこまかく寸断されて雑然とまざりあい， 岩片や基質中に小褶曲が発達しているタイプ（第 36， 37 図）と， 複雑な褶曲を示すが断裂はあまりも著しくなく， 変形した地層がもとの内部構造をかなりよく残して比較的よく連続するタイプとに 分けられる。 前者のような構造をもつ代表的な堆積物は硬質泥岩であり， これがとくに多いのは M1a や M1b である。 一方， 後者のようなタイプのものは A2b の南半部や A2c および A1c でよくみられる。 slump structure が発達しているということは 堆積当時の海底面がかなり傾斜していたことを示す。 sole mark の代表的なものとしては， flute cast (第 38 図）･ furrow flute cast・ groove cast・ load cast・ 生痕などがある。 層群全体としてみると flute cast が圧倒的に多いが， 下ノ江付近の A2 部層では groove cast も頻繁にみられ， 両者が共存することも少なくない。 第 39 図は地層を水平にもどした場合 [ 以下の [注] 参照 ] の sole mark の方向を示したものである。 本図からわかるように， 大部分の堆積物は北側から供給され， それを運んだ水流の向きは層準や場所によってかなりちがっている。 資料は少ないが水ケ城層においては， 中部亜層群以下の諸累層の場合と同様に， lateral（または oblique）current から longitudinal current への移行がみられ， 後者は南西に向かっている。 これに対し海辺層では lateral current がかなり南方まではりだし， A2b の南部において東南東方向の流れが卓越するなど， 他の諸累層の場合とはちがう特異な流系を示す。
M1c・M2b および A1e を構成する粗粒物質は南側の秩父帯から供給されたもので， このことは これら各相における岩相の側方変化および北側に位置する諸相との関係から 容易に推察される。 南側の源地から由来した粗粒物質は 各種の古期堆積岩・千枚岩・塩基～酸性火山岩および花崗岩類からなる。 礫のなかには きわめてよく水磨された円礫（主として中～酸性火山岩からなる）もあるが， これらの多くは おそらく秩父帯に発達する上部中生層中の礫岩から洗いだされたものであろう。 なお， 犬飼図幅地域の東部から本地域にかけては 臼杵 - 八代構造線にそい 千枚岩類（生ノ原層）や臼杵川火成岩類が衝入岩体としてはいっており， これらのうち前者の礫は局部的ながら中部亜層群中に多量にはいっているが， 後者のそれはどの層準にもみいだされない。
北側から供給された砕屑物は中～酸性火山岩・ 同質火砕岩・ 花崗岩類を主とする深成岩・ 各種の堆積岩・ 千枚岩・ 結晶片岩（点紋片岩を含む）・ 片状ホルンフェルス・ 片麻岩などからなる。 片岩類や古期堆積岩の礫（最大径は数 m にも及ぶ）は一般に角ばり， 他の変成岩や大部分の火成岩の礫がよく円磨されているのと著しい対照をなす。 岩質， 円磨度， 大きさなどからして， 前者は主として三波川帯から， 後者は領家帯やその北側の地帯から供給されたものと推察される。
層相の側方変化はきわめて顕著で， 各部層はいくつかの相に区分されるわけであるが， これら相互の境界は複向斜軸や臼杵 - 八代構造線にほぼ平行してのびており， 同構造線ちかくには M1c・M2b および A1e で代表されるような縁辺礫岩が発達している（第 23， 34 図）。 これら事実や層厚変化の傾向からして， 本層群の堆積および変形は 臼杵 - 八代構造線の活動または 同線付近を境とする 基盤の著しい差別的運動によって強く支配されたものとみなされる。 一方， 犬飼図幅地域でよくわかるように， 三波川変成岩類南縁（佐志生断層で画される）のかたちは 大野川層群の層相分化や大局的な地質構造のうえにあまり反映されていない。 この事実は 三波川変成岩類が 現在みられるようなかたちをもって全般的上昇をおこなったのは 大野川層群の堆積後， おそらくその基本的構造ができたあとであることを意味する。 なお， その時期は既述のように市ノ川時階（和泉層群後 - 久万層群前）である。 しかし 中・上部亜層群中には 三波川帯から由来したとみなされる 古期堆積岩（主として粘板岩）や片岩類の砕屑物が含まれ， 上位の層準になるにつれ前者が減少して逆に後者が増加する。 このことは 大野川層群堆積の少なくとも後期には三波川帯にも粗粒物質の供給源が出現し， そこにまず非変成古期岩層（主として粘板岩）があらわれ， 時代とともに上昇・侵食が進行して順次深部の変成岩類が露出していったことを示す。
四万十層群は本地域の南東部に分布し， 砂岩・粘板岩およびこれらの互層からなり， ごく少量の礫岩を伴う。 なお， 秩父帯古生層とは岩相や変形度のちがいによって容易に区別される。
本地域の四万十層群は砂岩に富んでおり, 著しく厚い砂岩層は佐伯市 代後 ， 宮ノ内近傍の海岸部を北東 - 南西方向に， 大入 島においては唐船鼻から片神へかけての山地を北東 - 南西方向に， さらに上浦町 浅海井 の海岸から 南東方 [ ← 南西方 ? ] の山地へかけて北東 - 南西方向に分布している。 砂岩は以上の地域に分布するばかりではなく， 砂岩粘板岩互層あるいは砂岩粘板岩細互層として 本地域内のどこにでもみられるものであるが， なかんずく砂岩粘板岩互層として地質図に塗色した部分は 砂岩あるいは粘板岩の各単層が 1 m 以上の厚さを有する互層で， 砂岩の方が粘板岩よりずっと厚くそして豊富に分布している。 砂岩粘板岩互層は大入島よりむしろ上浦町 浅海井， 浪太 ， 佐伯市 晞干 ， 車 ， 宇戸， 河内， 弥生村 床木にかけて仏像構造線に近接した部分に多く認められ， 海岸部では著しい崖を形成することが多い。 砂岩・粘板岩細互層は 砂岩と粘板岩がそれぞれ 10 cm～1 m の厚さをもって交互するものである（第 40， 41 図）。 これらの互層は秩父帯古生層のものに較べ， より整然とした重畳を示し， 走向および傾斜をすみやかに測定することができる。 すなわち， 四万十層群のうけた擾乱が比較的少なかったことを示すものである。 粘板岩は砂岩との互層としてみいだされるほかに， とくに南部においては厚層をなして挟在し， 幅 100～200 m にわたって分布する場合もある。 大入島では地質図幅に記してあるように砂岩層の南北両側に認められる。 彦 島においても識別することができ， 大入島でも観察することができるが， 粘板岩は砂岩に較べ低地に分布し， 海岸の窪みによく観察することができ， 砂岩と粘板岩が雨水からうける侵食の差を判定することができる。 さらに上浦町 浪太， 浅海井， 佐伯市 風無 ， 宮内 [ ← 宮ノ内 ? ] ， 代後， 指夫 にて粘板岩の単層を認めることができる。 粘板岩は一般に黒色を呈し， 粒度変化により層理を観察することができる。 一般に剝理性を有し， したがって崩壊しやすい。 剝理面は光沢を有する。 砂岩は一般に暗青色を呈し， 中粒ないし粗粒で塊状ならびに緻密で， 堅硬であるがときに成層することがある。 砂岩はしばしば黒色粘板岩の直径 1 cm 内外の不規則状の小破片を含んでいる。 砂岩を鏡下で観察すると， 石英粒， 長石粒， 粘板岩粒， 絹雲母粒， 鉄質物に富んでいる。 仏像構造線の近くには チャートの礫に富んだ礫岩層の薄層を 2 層準認めることができる。
地質構造 : 本層群は一般に N 50～75°E の走向を示し， 60～80°N あるいは S に傾斜する。 海岸部および山間部では北傾斜が多く， 島嶼では南傾斜が多い。 このことからするといくつかの背斜および向斜が推定されるが， 確たる鍵層もなくこれを識別することは容易ではない。 なお上浦町 夏井， 長田の海岸では 尺間山層および床木層が 一般的走向を西南西 - 東北東から西北西 - 東南東に転じるように， 四万十層群の一般走向も西北西 - 東南東に転じている． 四万十層群は 著しい擾乱帯を伴う衝上断層（仏像構造線）で 秩父帯の中古生層（津井層あるいは尺間山層および床木層と境されている。 この衝上断層付近では擾乱により岩石が軟弱になっておりくずれ易い。 前記の走向の 変移転 [ ← 変移点 ? ] 付近には津久見市 網代から上浦町 津井を通る南北方向の断層が認められ， また， 佐伯市 古江付近にも南北方向の断層が認められる。 さらに， 大入島には砂岩粘板岩細互層を走向方向に切る走向断層がある。
地質時代 : 本地域の四万十層群は 西南日本外帯の仏像構造線以南に広く分布する四万十層群の一部分で， その時代は古生物学的資料がまったくないので確定できない。
橋本勇（1962， 1966）は佐伯市周辺の四万十層群を下位から大八島累層， 小福良累層， 晞干累層， 浅海井累層に区分した。
本地域の四万十層群のうち， ほぼ上浦町 浪太， 佐伯市 古江， 宇戸を結ぶ線以南の地層が大八島累層， 小福良累層， 晞干累層に， それ以北の地層は浅海井累層にそれぞれ相当する。 橋本は時代決定に有効な化石を未発見であるが， これらの累層を含む番匠川層群を白堊紀 ? と推定している。
本地域内の新生界は古い方から洪積層， 阿蘇火山火砕流堆積物および沖積層に分かたれる。
本地域内の洪積層は段丘堆積物として臼杵川流域に分布し， 厚さ約 30 m の段丘を形成して分布する。 本段丘堆積物は礫・砂および粘土から構成され， 円礫および角礫が著しく， なかんずく巨礫が多い。
阿蘇火山火砕流堆積物は臼杵川流域， 津久見市 平岩付近 [ ← 津久見市市街の西北西方 2 km ] および南海部郡 弥生村 宇藤木 [ ← 図幅地域南西隅やや東 ] 付近に分布する。 これは角閃石の斑晶をふくむ流紋石英安山岩の火砕流であり， 小野晃司（1965）の Aso-ⅢA にあたる。 現存する堆積物の大部分は熔結凝灰岩であるが， 溶結していない部分は発泡のよい軽石と， その間をうめるガラス火山灰の基質とからなる。 軽石凝灰角礫岩である。
沖積層は各河川の流域を占めて分布し， 礫・砂および粘土からなり， 耕地として利用されていることが多い。
本地域内の鉱物資源は金属鉱床に基づくものと， 非金属鉱床に基づくものとの２系統に大別することができる。 金属鉱床としては 二畳系の尺間山層あるいは鎮南山層のチャートと密接な関係をもって産出する マンガン資源があり， 非金属鉱床としては二畳系の床木層あるいは津久見層の石灰石資源， 津久見層のドロマイト資源ならびに 尺間山層および鏡南山層の珪石資源がおもなものである。 とくに石灰石資源はセメント原料のおもなもので， 本地域内の津久見市には大規模なセメント工場もあり， 津久見市周辺は本邦における主要な石灰石産出地である。
日本の各地には数多くのマンガン鉱床とマンガン鉱山が知られ， 明治時代から今日に至るまで大小の規模で開発が続けられ， 日本の産業の発展に寄与するところが大きい。 本地域もその例にもれず 秩父帯の鎮南山層および尺間山層のなかには 古くから知られるいくつかのマンガン鉱山がある。 すなわち， 明治時代に発見されかつ開発された千怒鉱山， 鏡鉱山， 大正から昭和にかけて発見されかつ開発された臼杵鉱山， 風成鉱山， 熊野戸鉱山（後年の高平鉱山）， 彦ノ内鉱山， 乙見鉱山， 蔵富鉱山（青江鉱山）などが知られている。 これらの鉱山分布図を眺めると 秩父帯にはマンガン鉱床の南北２つの鉱床帯が識別されるといわれている。 すなわちその一つは 秩父帯北帯の輝緑岩・輝緑凝灰岩など塩基性岩にとむ古生層のなかで 輝緑岩質岩石と密接な随伴関係をもつと考えられる穴内型， 富里型， 北見型マンガン鉱床帯で， 吉村豊文による臼杵地域がこれに相当する。 ほかの一つは 秩父帯南帯の珪岩にとむ古生層に胚胎する真名子型マンガン鉱床帯で， 吉村豊文による佐伯地域がこれに相当する。 さらに吉村豊文・木下亀城によれば， 臼杵地域のうち本地域地区は風成鉱山， 臼杵鉱山および田井迫鉱山を含む風成マンガン鉱床帯および蔵富鉱山， 姫嶽鉱山および乙見鉱山を含む青江マンガン鉱床帯に分かたれている。 また， 佐伯地域のうち本地域地区は田浦鉱山および久保泊鉱山を含む四浦マンガン鉱床帯， 浅海井鉱山， 千怒鉱山および彦内鉱山を含む彦岳マンガン鉱床帯および 床木鉱山， 鏡鉱山を含む明治マンガン鉱床帯に分かたれている。
本地域のマンガン鉱山のうちで過去に 1,000 t 以上出鉱したものは 千怒鉱山および風成鉱山である。 また， 鉱床の型体としては千怒鉱山が 吉村豊文の真名子型マンガン鉱床の代表であるといわれ， 大分県下のマンガン鉱床の大部分がこの真名子型に属するといわれている。
以下に本地域内の各鉱山につき詳述する（木下（1961）; 吉村（1952））。
位置 : 大分県臼杵市および津久見市にまたがり， 臼杵市中心部の東方約 5 km に位置し， 日豊本線 臼杵駅で下車し， バスで風成で下車し， 南へ徒歩約 1 km で鉱山に達することができる。
地質および鉱床 : 周辺の地質は 鎮南山層の古生層に属する 珪岩・砂岩および千枚岩質粘板岩の互層を主とする地層である。 鉱床は粘板岩を上盤に， 珪岩を下盤とし， 北方に傾斜する鉱床でその最大𨫤幅は 3 m に達し， 平均𨫤幅は約 80 cm で走向方向に連続し， 露頭は随所にみられ， 穴内型または真名子型の鉱床であるといわれている。
鉱石 : 栗色炭マンを主とし， 赤盤をはさんだ灰色炭マンも多い。 鰹節鉱もブラウン鉱もみることができる。 鉱石の品位は Mn 40 % である。
沿革および現況 : 風成鉱山は大分県下では早期に開発されたもので， 大正 5～8 年の間に山田武氏により 4,500 t， 昭和 3～9 年の間に渡辺俊雄氏により 1,500 t の鉱石を産出している。 昭和 15 年から富田産業株式会社が 2,800 t の鉱石を産出し， その後, 風成鉱山株式会社の経営に移り， 昭和 32 年 1 月に竹中鉱業株式会社が鉱業権を取得したが， 昭和 35 年の巡回当時は休山中であった（福岡通産局鉱山部（1959）; 木下（1961）; 大分県総務部企画調査課（1951）; 大分県（1958）; 地質調査所（1954）; 吉村（1952））。
位置 : 大分県津久見市 字 上青江に位置し， 日豊本線 津久見駅から西に約 6 km で鉱山に達する。 途中までバスの便がある。
地質および鉱床 : 周辺の地質は 鎮南山層の古生層に属する 珪岩・砂岩および千枚岩質粘板岩の互層を主とする地層である。 鉱床は珪岩と千枚岩質粘板岩との境に近く強大な珪化帯を伴う鉱床で， N 60～70°E の走向と 70°S の傾斜を有する脈状に近いレンズ状の鉱体で， その最大脈幅は 5 m に達し， 露頭は地表 600 m にわたって点々として存在するといわれる。
鉱石 : 富里型鉱石を産し， 珪石の混合したブラウン鉱および鰹節鉱を主成分とし， 富鉱部にはチョコレート鉱も混じえている。 鉱石の品位は Mn 30～40 % である。
沿革および現況 : 本鉱山の発見の端緒はつまびらかでないが， 本鉱山はマンガン鉱をはじめて海外に輸出した最初の鉱山である。 さらに八幡製鉄所の設立以来， 製鋼用として同所に二酸化マンガンを出荷した。 鉱業権者は明治年間に堀三太郎氏， 大正年間に松本大吉氏と移り， 休山の期間をへて宮崎昇氏（宮崎産業株式会社）の手に移ったがふたたび休山した。 昭和 18 年に原田種一氏の経営に移り昭和 18～20 年に最盛期を迎えたが, 終戦により休山の止むなきに至った。 昭和 23 年に原田氏は再開し， 昭和 29 年 4 月まで稼行したが休山に至り， 昭和 30 年に西日本マンガン株式会社をへて 同年 大拓興産株式会社が鉱業権を譲受け稼行中であったが, 昭和 35 年の巡回当時は休山中であった（福岡通産局鉱山部（1959）; 木下（1961）; 大分県総務部企画調査課（1951）; 大分県（1958）; 地質調査所（1954）; 吉村（1952））。
位置 : 大分県 津久見市 田ノ浦 [ ← 図幅地域東端の四浦半島の西岸 ] に位置し， 津久見港より海上 13 km の距離にあり， 海路による交通および運搬がもっとも便利である。
地質および鉱床 : 周辺の地質は尺間山層の古生層に属する珪岩・砂岩および粘板岩を主とする地層で, 珪岩の発達はとくに著しい。 鉱床は全般に脈状鉱床で， 一部は褶曲により鉱体の肥大部を形成し， 母岩は青盤化した硅岩および珪紋岩質輝緑岩といわれ， 赤盤化は弱く， 真名子型鉱床と考えられている。
鉱石 : 炭マンを主とし， 蛇紋石質の灰色炭マンで緑黒色を帯びている。 一部は多少の赤盤を鉱染して紫褐色を呈する。 品位は Mn 33～35 % として知られている。
沿革および現況 : 昭和 15 年から戸高又兵衛氏の経営にかかわり稼行されていたが, 昭和 36 年の巡回当時は休山中であった（木下（1961）; 大分県総務部企画調査課（1951）; 地質調査所（1954）; 吉村（1952））。
地質および鉱床 : 周辺の地質は 尺間山層の古生層に属する珪岩・砂岩および粘板岩を主とする地層である。 鉱床は珪岩と粘板岩との境界付近にあり， 著しく褶曲したマンガン鉱体を示し， 中央の向斜部がもっとも肥大した鉱体で， その両側の背斜部は薄い板状の鉱体で， 真名子型鉱床であるといわれる。
鉱石 : チョコレート鉱と栗色炭マンを混じえた灰色炭マンを主とし， 背斜向斜の移り変わる部分には白炭マンを随伴する。 鉱石の品位は Mn 40 % である。
沿革および現況 : ながらく戸高又兵衛氏の経営するところで休山に至らず, 昭和 35 年の巡回当時稼行中であった（木下（1961）; 大分県総務部企画調査課（1951）; 大分県（1958）; 地質調査所（1954）; 吉村（1952））。
位置 : 大分県 南海部郡 上浦町 浅海井に位置し， 日豊本線 浅海井駅から北西 2 km の地点の， 津久見市と南海部郡との境界をなす山稜にほどちかい南側の斜面にある。
地質および鉱床 : 周辺の地質は 尺間山層の古生層に属する珪岩・砂岩および粘板岩を主とする地層である。 珪化帯はあまり著しいものがないが石打の大露頭は唯一のもので， 赤白珪石の顕著な下盤珪岩が露出し， 鉱床は南北の２鉱体に分かれ， いずれも津久見市 千怒鉱山の東方延長と考えられている。 南鉱床は 0.3～0.5 m 幅の波状鉱脈を呈し， 露頭付近の二酸化マンガンが多少採掘され， 赤盤化が著しくない点から， 真名子型鉱床の酸化帯ではないかと考えられている。 北鉱床は赤盤化が顕著ではないが広範囲に行なわれており， 鉱石は金属がかった二酸化マンガンで北見型鉱床と考えられている。
鉱石 : 南鉱床の酸化は MnO2 7.5 % 程度の富鉱で， 小指鉢坑の炭マンは真名子型の Mn 42 % 程度の栗色炭マンであったといわれる。 北鉱床は北見型鉱床の特性を有し， Mn 55 % 程度の純良板銅から貧鉱部では黒珪石を伴っているといわれる。
沿革および現況 : 本鉱山は 千怒鉱山と並びもっとも早期に開発されたにもかかわらず 著しい盛況の期を迎えず連続幾代にもわたって稼行して今日に至っている。 したがって鉱業権者の変転もはなはだしい。 明治 20 年ごろから開発されたといわれ， 近時は福岡鉱産株式会社が鉱業権を取得し， 昭和 35 年の巡回当時に稼行中であった（福岡通産局鉱山部（1959）; 木下（1961）; 大分県総務部企画調査課（1951）; 地質調査所（1954）; 吉村（1952））。
位置 : 大分県 南海部郡 上浦町 浅海井に位置し， 日豊本線 浅海井駅より東南東約 1.5 km の地点の， 佐伯市と南海部郡との境界をなす山稜にほどちかい北側の斜面にある。
地質および鉱床 : 周辺の地質は床木層の古生層に属する石灰岩が優勢で， 珪岩および粘板岩を挟有する地層である。 鉱床は珪岩とその珪化帯に伴って出現し， 二筋のマンガン鉱床が認められるという。
鉱石 : 真名子型の灰色炭マンが主で品位は Mn 32 % 前後である。
沿革および現況 : 浅海井鉱山の一部として稼行されたことがあるといわれ， 昭和 35 年の巡回当時は休山中であった（福岡通産局鉱山部（1959））。
位置 : 大分県津久見市 千怒の南方約 2 km の， 南海部郡と津久見市との境界の山稜の北側の斜面に位置する。 千怒部落までは日豊本線 津久見駅下車にてバスの便がある。
地質および鉱床 : 周辺の地質は尺間山層の古生層に属する珪岩・砂岩および粘板岩からなる地層で， 津久見市 日見の海岸から南西方向に延びた顕著な珪岩がめだっている。 鉱床はこの顕著な珪岩のなかに大きく褶曲して賦存し， 北見型， 真名子型および大和型の型式に属するといわれている。
鉱石 : 炭マン， 酸化マンガン鉱， バラ輝石， ブラウン鉱， 緑マンガン鉱およびハウスマン鉱を主とし， 品位は Mn 35～40 %， MnO2 65 % である。
沿革および現況 : 本鉱山は明治 16 年から着手され， 明治 26 年に採掘鉱区となり， 大正 5 年に戸高倉十郎氏が稼行し， 大正 15 年に白石琢二氏が継承し盛況を呈した。 昭和 15 年に山下倉慶氏が継承した。 さらに昭和 31 年に福岡商会が鉱業権者となり 昭和 36 年の巡回当時は稼行中であった（福岡通産局鉱山部（1959）; 木下（1961）; 大分県総務部企画調査課（1951）; 大分県（1958）; 地質調査所（1954）; 吉村（1952））。
位置 : 大分県南海部郡 弥生村 床木部落の北方約 2 km に位置し， 日豊本線 上岡駅または佐伯駅下車が便利である。
地質および鉱床 : 周辺の地質は尺間山層の古生層に属する珪岩， 砂岩および粘板岩からなる地層で， 千怒鉱床を胚胎する一連の珪岩 すなわち津久見市 日見の海岸から南西方向に延びる顕著な珪岩に マンガン鉱床を賦存し， さらに南西方向では池谷 [ ← 池ノ谷 ? ] 鉱山および高平鉱山が稼行されている。 鉱床は 扁豆 状を呈し， 脈幅は 0.3～ 3 m で， 傾斜は南に 70°傾斜しているといわれている｡
鉱石 : 酸化マンガン鉱， 炭マンおよびバラ輝石を主とし， 品位は Mn 40 % である。
沿革および現況 : 明治 27 年ごろ御手洗虎太氏により二酸化マンガンが採掘されたといわれ， 明治 37 年ごろ安部仲吉氏に移り， その後， 石崎， 草野， 松尾， 亀井， 大村の諸氏に鉱業権が受け継がれ， 採掘， 休山のときをへて昭和 33 年 3 月に広畑興業株式会社の経営するところとなり 現在に至り， 昭和 35 年の巡回当時は稼行中であった（福岡通産局鉱山部（1959）; 木下（1961）; 大分県総務部企画調査課（1951）; 地質調査所（1954）; 吉村（1952））。
位置 : 大分県 南海部郡 弥生村 宇藤木の東南東方向約 1 km の地点にあり， 日豊本線 佐伯駅からバスの便があり， また道路の改装に伴って大分駅方面からの交通も便利である。
地質および鉱床 : 周辺の地質は尺間山層の古生層に属する珪岩， 砂岩および粘板岩からなる地層で， 千怒鉱床， 鏡鉱床， 池谷鉱床を胚胎する一連の顕著な珪岩に賦存する鉱床である。
鉱石 : 二酸化マンガンおよび炭マンを主とし， 品位は Mn 35～40 % である。
沿革および現況 : 明治 38 年ごろ発見され， 昭和 13 年に高橋喜六氏の所有となり， 昭和 33 年 10 月から日本産業社との共有となり今日に至り， 昭和 35 年の巡回当時は稼行中であった（大分県（1958）; 地質調現所（1954）; 吉村（1952））。
石灰石は本地域内の秩父帯に大小のレンズ状形態をなして， あるいは東北東から西南西に延びた地層をなして分布する。 とくに顕著なものは秩父帯の中央部を占める津久見層の石灰石で， 幅 1 km 以上に及んで水晶山から胡麻柄山， 碁盤ケ嶽をへて， 犬飼図幅地域南東部から， 三重町図幅地域に至っている。 これについで秩父帯の最南縁を占めて分布する床木層の石灰石が大きい。 ほかにも， 古生界の浦代層， 鎮南山層， 臼杵層および中生界の津井層のなかに， 小規模のレンズ状石灰石が賦存するが現在稼行の対象とはなっていない。 もっぱら津久見層および床木層の石灰石が稼行の対象となっている。 以下に本地域内の石灰石鉱山のそれぞれにつき記述する（第 42 図 ; 昭和 39 年現在の井上秀雄技官による資料および 大分県（1958）の「大分県の地下資源」参照）。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市字小園 - 長野山， 小園山
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 昭和 25年 9 月に株式会社 岩崎鉱業所から鉱区を譲り受け， 昭和 25 年 10 月から日鉄鉱業株式会社により開発着手し， 27 年 1 月に諸設備を完了し出鉱をはじめ， 現在に至る。 従業員は約 110 名で， もっぱらグロリーホールにより採掘され， ヂーゼル機関車により船積場まで搬出される。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市 字 青江 - 水晶山
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 昭和 13 年 4 月に 浅野セメント株式会社 門司工場 津久見採石所として開発経営されたが， 昭和 20 年 5 月に 津久見の石灰石業者が合併設立した津久見鉱業株式会社の採掘場となり， 昭和 22 年 4 月に日本セメント株式会社に所属することとなったが， 昭和 25 年 7 月に津久見鉱業株式会社として独立し現在に至る。 従業員は約 100 名で， 本鉱山はわが国最初のグロリーホール採掘法を採用したところである。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市 字 志手および平岩 - 水晶山
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 大正 9 年 4 月に志手採石所を貝島合名会社が買収し， 採掘に着手し， 大正 14 年 11 月に貝島石灰工業株式会社を設立し， これを継承した。 昭和 6 年 8 月に貝島乾餾株式会社と合併し貝島化学工業株式会社と改称し， 昭和 12 年 11 月に小園山採掘を開始し， 昭和 15 年 1 月に平岩山採掘を開始した。 昭和 20 年に津久見地区石灰石業者合併し， 津久見工業株式会社を設立したがまもなく昭和 22 年 3 月に解散し， 同年 6 月より貝島化学工業株式会社として発足， 今日に至っている。 従業員は約 210 名で， 露天機械掘により採掘されている。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市 字 平岩 - 水晶山
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 昭和 13 年 6 月より徳浦石灰工業所により開発着手され， 従業員約 90 名で露天機械掘により採掘されている。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市 字 徳浦 - 天神峯・権現山
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 文久元年 8 月より石灰製造用として石灰石の採掘を開始， 大正 15 年に軽質炭酸カルシウムの製造を始め， 逐次充実をはかり， 昭和 13 年に権現山採石所を開くに至り現在のごとき規模となり， 米庄石灰工業所と呼ぶ個人企業にて目下石灰石の販売， 炭カル・カルフレックス， 石灰の製造販売を行なっている。 従業員は約 60 名で露天機械掘を行なっている。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市 字 志手， 徳浦および平岩 - 水晶山
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 大正 8 年に創業を開始し， 大分セメント株式会社 津久見工場が設立され， はじめ同工場の原料採掘場として採掘が開始されたが， 昭和 13 年 7 月に大分セメント株式会社は小野田セメント株式会社に合併され， 今日に至っている。 採掘は露天機械掘とグロリーホールとにより行なわれており， 採掘切羽は第一， 第二鉱山にそれぞれ分かれ， 従業員は約 320 名である。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市 字 鬼丸
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 昭和 29 年 11 月に 古河鉱業株式会社および豊国セメント株式会社の共同出資により 大分鉱業株式会社を創立し， 採掘， 運搬， 船積設備等を設け， 昭和 32 年 11 月より操業を開始し， 出鉱をはじめた。 従業員は約 40 人で， グロリーホールにより採掘されている。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 津久見市 字 徳浦 [ ← 地質図上では 津久見市街の西方 3 km の 奥川内 の南東方 1 km の位置にある ]
地質 : 津久見層
沿革および現況 : 昭和 33 年 6 月から戸高鉱業社により石灰石採掘のため準備が行なわれ， 昭和 34 年 7 月から出鉱を開始した。 従業員は約 40 名で露天機械掘が採用されている。
採掘鉱石 : 石灰石
位置 : 佐伯市 字 狩生
地質 : 秩父帯最南部の狭長なる地帯に幅約 150 m， 南西方向に 8 km 以上にわたり床木層の石灰岩が分布している。 灰白色を呈し， 硬く， 緻密質で， 黄銅鉱あるいは苦土橄欖石を伴っている。 狩生鉱山の石灰石はセメント用として採石され， その化学成分は下記の通りである（地質調査所（1950） 「日本鉱産誌 Ⅲ - Ⅹ 石灰岩（附）頁岩」の 138 頁参照）。
| Ig. loss. | CaO | MgO | SiO2 | FeO3 | Al2O3 |
| 41.23 % | 51.98 % | 0.84 % | 4.14 % | - | 0.89 % |
沿革および現況 : 狩生採石場は日本セメント株式会社 佐伯工場に属し， 昭和 8 年 1 月に着工したが， 昭和 13 年に浅野セメント株式会社に合併され， 昭和 22 年にいたり日本セメント株式会社と改名し現在にいたった。 従業員は約 40 人で採掘を行ない， 佐伯工場で消費されている（大分県（1958）; 地質調査所（1950））。
本地域内におけるドロマイトは石灰石の分布区域に包含され, 二畳系 津久見層と三畳系 碁盤ケ嶽層のそれぞれ一部分に限られている。 これらはすなわち 津久見市の西南方の胡麻柄山および碁盤ケ嶽を含む 八戸 高原 [ or 八戸台 ] の石灰岩に挟まれて その走向に平行して塊状またはレンズ状をなして賦存している。 なお当地方のドロマイトは 西隣の犬飼図幅および 南西隣の三重町図幅におよび小規模に稼行されている（井上（1953， 1955a， 1955b， 1964a， 1964b）; 大分県（1958）; 地質調査所（1950）; 和田・浜地（1951）; 窯業原料協議会（1947））。
採掘鉱石 : ドロマイト
位置 : 津久見市 八戸
地質 : ドロマイトは 津久見層あるいは碁盤ケ嶽層中に 同一の走向の脈状またはレンズ状をなして数条点々と発達している。 これらのなかで薄い脈または小さいレンズは 石灰石採掘のおりに苦土質部として取扱われるが， ある程度の規模を有するものはドロマイト鉱床として数ケ所稼行されている。 一鉱体で延長 100 m， 厚さ 30 m のものは大きい方である。 鉱床は母岩との境が漸移的で， しかも鉱体内でもドロマイト化の程度が変化に富んでおり MgO 含有量も 10～18 % で， 採掘場全体としてのドロマイトの賦存率は 25 % 程度である。 製鋼用として採石されている。
沿革および現況 : 昭和 13 年 3 月に五十川勇太郎氏が五十川ドロマイト鉱業所を設立開発着手， 昭和 26 年以来は五十川鉱業株式会社と改称， ドロマイト採掘および販売に従事している。 従業員は約 30 名で， 昭和 32 年に露天掘採掘を坑内掘に切替え， 深部の鉱床採掘を計っている。
本地域の古生界に属する床木層， 尺間山層， 彦ノ内層， 津久見層， 小園層， 臼杵層， 鎮南山層， 浦代層には大小の珪岩層が発達しているが， なかんずく， 尺間山層， 鎮南山層の珪岩の発達はとくに著しく， 鎮南山層の珪岩は良質の赤白珪石を産出するが， 第２次大戦末まで盛んに稼行され， 現在はほとんで休止の状態にあり， 稼行されているのはもっぱら 尺間山層の珪岩に産出する赤白珪石に類似する 白珪石のみで四浦珪石と呼ばれているものである（大分県総務部企画調査課（1951）; 大分県（1958）; 地質調査所（1950）; 窯業原料協議会（1947））。
本地域の尺間山層のなかで四浦半島北側の落浦 [ ← 落ノ浦 ? ] ， 仁宅 [ 位置および読み方不明 ] ， 鳩ノ浦に幅広く分布する珪岩は板状珪岩， 灰青色珪岩， 白色珪岩および青白色珪岩に区別され， 白色珪岩および青白色珪岩のみが稼行対象となっている。 半島北側はリアス式海岸であるため地形は急峻で陸路運搬は困難であるが， 海路による運搬がきわめて便利である。 鉱床は一般走向傾斜と同じく， 北西から南西方向に走り， 一般に北西落しである。 とくに現稼行地の四浦半島では急傾斜の北斜面に鉱床が分布するので， 走向延長約 4 km にわたり珪岩が露出し， 大規模な切羽が作られている。 鉱床は， 珪岩あるいはチャートに胚胎する低温交代鉱床並びに熱水鉱床で， 粘板岩や砂岩との境の部分にとくに発達し鉱床を形成したものと考えられている。 尺間山層には赤白， 青白， 白珪石などがあり， とくに白珪石が多く四浦珪石と呼ばれているが， これは赤白化， 青白化のもので検鏡すると 一様に白色にみえるもののなかに チャート質珪石と脈石英とが斑紋状に混在しているのが認められ， 本質的には赤白， 青白珪石と変わりないものと考えられている。 耐火煉瓦用として利用されることが多く， 硝子用の白珪石とは異なるものである。 分析品位は次の通りである（大分県（1958））。
| Ig.loss | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | CaO | MgO |
| 0.46 % | 95.02 % | 1.12 % | 1.12 % | 0.72 % | 0.48 % |
四浦半島では以下の鉱山会社により珪石の開発が進められている（大分県（1958））。
沿革および現況 : 昭和 12 年に五島仙古が採掘権を取得， 昭和 15 年に高橋質雄が買収し一時開発したが 昭和 19 年に日鉄に移り， 現在に至っている。 鳩の浦， 仁宅の 2 切羽から露天掘にて出鉱している。
沿革および現況 : 昭和 28 年に高橋質雄より買収し， 稼行し現在に至っている。 深良津（第一， 第二） [ 位置不明 ] ， 仁宅の切羽から露天掘により採掘されている。
沿革および現況 : 昭和 31 年に採掘権を取得， 開発稼行し現在に至っている。 落の浦の第一， 第二切羽から露天掘により出鉱している。
沿革および現況 : 昭和 28 年から開発， 現在に至っている。 仁宅の切羽から露天掘により出鉱している。
沿革および現況 : 落浦にて採掘中である。
本地域北西隅に近く， 臼杵市 六カ迫にある炭酸泉で， 三波川結晶片岩の砂質片岩と苦鉄質片岩・泥質片片互層の境界付近から湧出する 冷泉を飲用， あるいは沸かして浴用に供している。
本地域の臼杵川・末広川流域および津久見市 平岩周辺 [ ← 津久見市市街の西北西方 2 km ] には 阿蘇火山火砕流堆積物が分布する。 その大部分は流紋石英安山岩質の熔結凝灰岩であり， 暗灰色を呈し， 美観を欠き， 緻密性・強度・耐久力の優秀性はないが， 一般に幅広い柱状節理を有し， 採石および加工が容易であり， かつ軽くて運搬が有利なために， 便利な石材として随所で採取されて， 広く土木用， 建築用として利用されている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Fukuoka (14) No. 88
By Nobukazu KAMBE ＆ Yoji TERAOKA (Written in 1967)
The Paleozoic and Mesozoic formations are distributed in the major part of this area， and these formations accompanied with the igneous and metamorphic rocks show the zonal arrangement, stretching east-northeast, which is characteristic of the Outer Zone of Southwest Japan．
Tectonically, this area is divided into three terrains ; namely the Sambagawa, the Chichibu and the Shimanto terrains. The Sambagawa terrain is bounded on the Chichibu terrain by the Usuki - Yatsushiro tectonic line and the Chichibu terrain on the Shimanto terrain by the Butsuzo tectonic line.
In the northern part of the Sambagawa terrain there are distributed the Sambagawa metamorphic rocks and in the southern part, the Upper Cretaceous Onogawa group. These rocks are bounded by the Sashu fault. The Onogawa group shows a synclinorium plunging to north-east. Along the Usuki - Yatsushiro tectonic line the Usukigawa igneous rocks occur.
In the northern part of the Chichibu terrain the Upper Cretaceous Tano group and the Lower Cretaceous Tamarimizu and Mukujima formations are narrowly distributed. There are situated the Paleozoic formation at Tsukumijima and the Paleozoic formation (later stage of Early Permian or early stage of Middle Permian) at Okimukujima. The main part of this terrain is divided into four belts ; these are the Chinnanzan belt (the Usuki formation, the Urashiro formation ranging from Early Permian to more older, and the Chinnanzan formation assigned as Early Permian), the Tsukumi belt (the Middle Carboniferous Suishozan formation, the Okugawachi formation, the Middle Permian Ozono formation, the Tsukumi formation ranging from Early Permian to Late Permian and the Lower Triassic Gobangadake formation), the Meiji belt (the Middle Permian Shakumasan formation and the Hikonouchi formation ranging from Middle Permian to Late Permian) and the Nakano belt (the Yukagi formation of unknown age and the Jurassic-Cretaceous Tsui formation).
These belts trend from ENE to WSW and three belts besides of the Nakano belt are characterized by the synclinal structures.
In the southeastern part of this area, the Butsuzo tectonic line bounds the Chichibu terrain with the Shimanto terrain where the Shimanto group distributes.
Covering these basal rocks, there are distributed the terrace deposits of Pleistocene along the river Usuki, Aso pyroclastic flow deposits and the Alluvium deposits along the rivers in this area. Table 1 shows the geologic successions with some remarks of the rocks in this area.
There is distributed the Paleozoic formation at Tsukumijima, 6 km far away eastnorth-easterly from Usuki city and is mainly composed of green chert, acid tuff, sandstone and clayslate, of which the latter two are tuffaceous and siliceous.
These rocks are characteristically very hard and clearly stratified. From the standpoint of rock facies, these rocks are allied to the Silur - Devonian Gionyama and Okubata formations in the central Kyushu, though fossils are not yet obtained from Tsukumijima.
At Oki-muku-jima, 17 km far away east-north-easterly from Usuki city, there is distributed the Paleozoic formation, which is divided into two parts by a fault. In the northern part, this formation is mainly composed of chert and so-called schalstein (basaltic lava and pyroclastics) accompanying with a small amount of clayslate, sandstone and limestone. It inclines southward in appearance.
On the contrary in the southern part, this formation consists of clayslate, sandstone, chert, conglomerate and schalstein. Its structure is complicated. Two kinds of conglomerates are interbedded. One includes the well-rounded pebbles of granite, granite-porphyry, rhyolite, andesite, sandstone, clayslate and chert. The pebbles of another are only limestone and schalstein. It is characteristic that the conglomerate with the exotic pebbles is intervened in chert beds.
From lenticular limestone in schalstein are discovered the fusulinid fossils such as Schwagerina sp., Misellina sp. (primitive form), Schubertella sp. etc., indicating Pseudofusulina zone or Parafusulina zone Duing to these fusulinid zone, this Paleozoic formation is later stage of Lower Permian or early stage of Middle Permian in age.
This formation is distributed in the northernmost part of north wing and in the southernmost part of south wing of the Ghinnanzan syncline. This formation is mainly composed of black clayslate and sandstone, and often intercalates thin beds of chert and small lenticular limestone. Black clayslate is often phyllitic. Sandstone includes small patches of black clayslate.
From the lithologic aspect being barren of schalstein and accompanying with a little amount of chert, this formation is distinguished from the Ghinnanzan formation. In the southern wing this formation is bounded on the Urashiro formation by a fault and in the northern wing this on the Urashiro formation by serpentine bodies.
From this formation significant fossils are not yet discovered except Crinoid stems. This formation may belong to the age older than the Urashiro and Ghinnanzan formations.
This formation occupies the part in the both wings of the Ghinnanzan syncline. This formation is divided into two members. The lower member is mainly composed of green phyllite, accompanied with black phyllite, chert, sandstone, limestone and schalstein. Green phyllite alternates thinly with black phyllite, chert, sandstone, limestone and schalstein, and these alternations present the waving minor folds. The upper member comprises black phyllite, chert, sandstone and schalstein. These rocks make often present of thin-banded alternations with each other and sometimes present the waving folds.
In this formation quartz phyllite, graphite-sericite-phyllite, chlorite-epidote-phyllite and partly crystalline schist are recognizable.
This formation is conformable to the upperjacent [ ← superjacent ? ] Ghinnanzan formation. No fossils are found, but the stratigraphic relation between this and the Chinnanzan formation suggests that this formation may belong to Early Permian or more older in age.
This formation occupies the axial part of the Ghinnanzan syncline, showing the maximum broadness of 4 km. This formation is composed of schalstein, chert, clayslate, phyllitic clayslate, sandstone and limestone. So-called schalstein consists of meta-basalt, dolerite and basalt, which are closely related to tuffaceous clayslate, chert and limestone. Chert, of which the thickness attains 1 cm to 20 m, consists the banded alternation with thin clayslate and presents the minor folds. Clayslate makes the alternation with chert, sandstone and tuffaceous clayslate. Sandstone includes the small patches of black clayslate and attains to 10 m thick. Limestone is more or less crystalline and from 5 m to 10 m thick.
The structure of this formation makes a present of asymmetrical syncline in the eastern part, but on the contrary shows a isoclinal syncline in the．western part This formation is bounded on the Cretaceous formations by the Kabunoki fault in the northwestern part and on the Okugawachi formation by another fault.
As to the age it is known that this formation belongs to Early Permian by the fossils such as Pseudofusulina sp., Triticites sp．found in limestone.
From three localities of limestone at the eastern and the southern parts of Suishozan in Tsukumi city, recently Dr. T. YOKOYAMA discovered the fusulinid fauna such as Fusulinella spp．and Staffella sp. which belong to Middle Carboniferous.
This limestone, about 30 m thick, is bounded on Permian Tsukumi formation by fault and is grayish, oolitic, compact, and massive.
Now it is proposed that this limestone is called as Middle Carboniferous Suishozan formation.
This formation occupies the narrow belt, showing broadness of about 0.5 km to 1.5 km, between the Chinnanzan and Tsukumi formations. It is bounded on the former by a conspicuous fault and conformable upwards to the latter. This formation shows an asymmetrical anticline.
This formation is mainly composed of sandstone and clayslate, accompanying with the alternations of clayslate and chert, sandstone, clayslate, chert and schalstein. Although the Okugawachi formation underlies conformably the Tsukumi formation, in respect to rock facies the former is rather similar to the Upper Mesozoic Shimanto group than the surrounding Paleozoic formations. According to no discovery of fossils, the age of this formation is not ascertain.
This formation, continuing conformably upwards to the Tsukumi formation, occupies the southern narrow belt which is bounded on the Hikonouchi formation of the Meiji belt by a fault.
This formation is mainly composed of clayslate, accompanying with the alternation of sandstone and clayslate, chert, limestone, diabase or schalstein. These composing rocks are allied to that of the Chinnanzan formation, but the metamorphism of the Ozono formation is scarce.
This formation shows isoclinal folds and corresponds to the southern wing of the Tsukumi syncline (synclinorium).
Limestones in this formation contain Cancellina and Neoschwagerina faunule, such as Cancellina neoschwagerinoides TORIYAMA, Schubertella sp., Neoschwagerina sp., Schwagerina sp., Pseudofusulina sp. and Parafusulina sp.
This fossil evidence indicates that the geological age of this formation is Middle Permian. Judging from the structure and fossil evidences, most of this formation is the same age but different facies to the Tsukumi formation.
This formation, showing the broadness of 2 km, occupies the central part of the Tsukumi syncline, situating between the Okugawachi and Ozono formations. Above this formation the Triassic Gobangadake formation accumulates conformably.
The Tsukumi formation is mainly composed of thick limestone accompanying with dolomite, alternation of sandstone and clayslate, clayslate, chert and diabase or schalstein. Limestone, being grayish white, gray or dark gray in color and generally massive, includes abundant fusulinids such as Pseudofusulina vulgaris fusiformis (SCHELLWIEN), Triticites kagaharensis FUJIMOTO, Neoschwagerina kobayashii (TORIYAMA), Misellina iisakai TORIYAMA, Cancellina neoschwagerinoides TORIYAMA, Neoschwagerina craticulifera rotunda DEPRAT, N．margaritae DEPRAT, N. minoensis OZAWA, N. craticulifera (SCHWAGER), Yabeina globosa (YABE) and Y. katoi (OZAWA).
From the above-mentioned fusulinids Pseudofusulina, Parafusulina, Neoschwagerina and Yabeina zones are recognized in this formation. Consequently this formation ranges from Early Permian to Late Permian in age.
This formation is situated at the southern part of the Meiji belt which is bounded on the Yukagi formation belonging to the Nakano belt by a fault, but near Tsui in Kamiura-cho on the Late Jurassic or Earliest Cretaceous Tsui formation by a fault. The Hikonouchi formation distributes widely conformably downwards to the Shakumasan formation, in the northern part of the Meiji belt. On the other hand, in the north-eastern part of Tsui, the Shakumasan formation is directly bounded on the Shimanto group by the Butsuzo tectonic line.
The Shakumasan formation is mainly composed of chert, accompanying with alternation of sandstone and clayslate, sandstone, clayslate, conglomerate, limestone and diabase or schalstein. Clayslate is black or dark gray, and partly phyllitic Sandstone is dark green or dark gray in color ; massive, hard and compact in occurrence ; and fine-, medium- or coarse-grained. Sandstone includes the small patches of black clayslate. Conglomerate is intercalated in the alternation of sandstone and clayslate, and is scarce in continuation. Chert, dark gray or milky white, is conspicuous in this formation. The thickness of chert attains occasionally to 100 m or 200 m. Chert yields manganese ore deposits. Chert often forms banded alternation with black clayslate or greenish tuffaceous clayslate. Its minor folding structure is conspicuous. Diabase or schalstein occurs accompanying with limestone of which the thickness is 10 m to 15 m in maximum. Limestone occurs in the upper part of this formation and yields the fossils such as bryozoans, fusulinids : Schwagerina sp., Parafusulina sp.
This formation occupies mainly the southern wing of the Meiji syncline but in the neighbourhood of Kannon-zaki and Chinu-zaki there occurs chert belonging to the northern wing.
By the above-mentioned fossils the Shakumasan formation is assigned as Early stage of Middle Permian (Parafusulina zone).
This formation, continuing conformably downwards to the Shakumasan formation, is distributed in the northern part of the Meiji belt.
This formation is mainly composed of alternation of sandstone and clayslate, accompanying with sandstone, clayslate, conglomerate and chert. Sandstone and clayslate are the main constituents. Clayslate is black or dark gray and partly phyllitic. Sandstone is greenish gray, dark gray and grayish white ; massive, hard and compact ; fine-, medium- and coarse-grained ; partly arkose ; often includes small patches of black clayslate. Composing minerals of sandstone are quartz, feldspar, potassium-feldspar, sericite, calcite, zircon, titanite, garnet, chlorite, clayslate and chert. Conglomerate beds intercalated in sandstone are observable in one or two horizons. Pebbles of conglomerate are mainly chert with diameter of 5 mm to 3 cm.
This formation occupies widely the axial part of the Meiji syncline.
No fossils are discovered from this formation in this area, but in the Mie-machi district, south-western extension of this area, it is known that Yabeina sp．from the same formation as this formation is obtained. By this fossil evidence and the stratigraphy, it is ranged from Later stage of Middle Permian (Neoschwagerina zone) to Late Permian (Yabeina zone) in age.
This formation occupies the narrow belt which is sandwiched between the Meiji belt and the Shimanto terrain by faults.
This formation is mainly composed of limestone, alternation of sandstone and clayslate, sandstone, clayslate, conglomerate, chert and diabase or schalstein. Clayslate is black or dark gray in color and phyllitic. Sandstone is dark green or dark gray in color, and hard and compact. Conglomerate with the pebbles of chert and black clayslate, is inserted between coarse-grained sandstone. Chert is generally dark gray and milky white in color and forms often fine banded alternation with black clayslate or greenish tuffaceous clayslate. Limestone, of which the thickness is from 10 m to 50 m, is pale gray and the grain size of calcite in limestone is generally from 0.04 mm to 0.12 mm. Limestone alternates with chert, clayslate and schalstein.
This formation may be correlated with a part of the Sambosan group (undifferentiated strata including the Permian, the Triassic and the Jurassic) in Kochi Prefecture, owing to the resemblance of rock facies as well as the tectonic position.
The Usukigawa igneous rocks occupy the narrow belt along the Usuki - Yatsushiro tectonic line, and are composed of plutonic rocks and mylonites derived from plutonic rocks, accompanying with a little amount of amphibolite and gneiss. The plutonic rocks comprise gabbro, quartz-diorite, tonalite and granodirite, and more or less schistose.
Serpentine occurs as numerous slender bodies intruded in the Paleozoic formations or localized along faults, mostly in the Chinnanzan belt and along the Kabunoki fault.
The Sambagawa metamorphic rocks occupy the small part situated at the northwestern part of this area. These rocks are a part of the Sambagawa metamorphic rocks widely distributed in the Saga-no-seki peninsula.
In this area the Sambagawa metamorphic rocks are divided into siliceous schist with mafic schist, psammitic schist and alternation of mafic and pelitic schists in ascending order. These schists are situated at the upper part of the Sambagawa metamorphic rocks in the Saganoseki peninsula where these rocks make a present of a anticline structure. In this area three parts belong to the southern wing and the grade of metamorphism is not so conspicuous as the lower part.
The Gobangadake formation occupies the axial part of the Tsukumi syncline, trending from northeast to southwest, in the Tsukumi belt, with a conformity downwards to the Permian Tsukumi formation and is composed of dolomite, limestone and black clayslate.
Small pelecypods such as Gervillia cfr．exporrecta (LEPSIUS) are discovered from the nodule of dolomitic limestone situated at 2 m above the base of this formation. From the stratigraphical, paleontological and tectonical evidences, this formation may be correlated with the Early Triassic Kamura formation in the central Kyushu.
The Tsui formation is sandwiched between the Shimanto group and the Shakumasan formation or the Yukagi formation and is situated at the Nakano belt.
This formation is composed of sandstone, clayslate and limestone. Sandstone is massive, mainly composing of grains of chert and often alternates with clayslate. Sandstone yields pelecypods, gastropods and ammonites. Clayslate is dark gray in color and massive and compact in occurrence. Limestone is dark gray and so-called Torinosu type. Limestone is 20 m to 30 m thick and is developed in the northern part of this formation. Corals, stromatoporoids, calcareous algae and spines of echinoids are found in limestone. It is known that ammonite is allied to Eodesmoceras sp．(Earliest Cretaceous).
From the above-mentioned fossil-evidences the Tsui formation may be correlated to Late Jurassic or Earliest Cretaceous.
The Cretaceous deposits in this area are represented by the Tamarimizu formation, Mukujima formation, Tano group and Onogawa group in ascending order. The last occurs in the Sambagawa terrain and the remainders occupy the Chichibu terrain. The above-mentioned strata exclusive of the Mukujima formation, are widely developed in the Inukai and Mie-machi sheet-map areas adjoining west of this area.
The Tamari-mizu formation appears intermittently along the Kabunoki fault and consists of arkose sandstone alternating with conglomerate in the southern fraction and shale in the northern Conglomerate includes rounded pabbles and cobbles of igneous, older sedimentary and metamorphic rocks. In the type locality outside this area the formation is about 1,000 m thick, showing a cycle of sedimentation, and its main part may be referred to the Lower Miyakoan stage (Aptian).
The Muku-jima formation , more than 690 m thick, occurs in Muku-jima and forms a syncline plunging to the east. The stratigraphic succession is as follows (see Fig. 4) ; [ This formation is divided into 6 stratigraphic members (Mk1, Mk2, Mk3, Mk4, Mk5 and Mk6 member) as follows ; ]
Mk1 member : the part exposed on land, 30 m thick, consisting of conglomerate with pebbles of chert and volcanic rocks and very coarse-grained sandstone. This member seems to be the basal constituent of the formation and its main part lies beneath sea water.
Mk2 member : composed of coarse- to medium-grained, often cross laminated sandstone with a layer of acid tuff in the lower part (12 m), thin-bedded alternation of shale and sandstone in the middle part (13 m) and medium- to fine-grained sandstone in the upper part (25 m).
Mk3 member : the lower part (45 m) comprising red conglomerate and the upper part (135 m) of pale green conglomerate. Both conglomerates contain pebbles and cobbles of sandstone, slate, chert, various volcanic rocks and others.
Mk4 member (over 200 m) : consisting mostly of well-stratified, medium- to fine- grained sandstone with interbeds of shale in some places and carrying rarely marine shells and plants.
Mk5 member (70 m) : comprising mainly sandstone similar to that of the underlying member, occasionally accompanied with granule to pebble conglomerate and shale. This member is rich in fossils such as Pterotrigonia hokkaidoana (YEHARA), Ostrea sp., Anomia sp., Pholadomya sp., Turnus (Xylophagelld) sp. and Veniella japonica NAGAO.
Mk6 member (over 160 m) : consisting mostly of shale, in which Ostrea sp., Cardium ishidoense YABE ＆ NAGAO, Hypophylloceras (?) sp., Washiaster (?) sp. and other fossils are included.
The Mukujima formation corresponds to the lower part of the Haidate-yama group distributed in the Mie-machi sheet-map area, being referred to the Upper Miyakoan stage (Albian).
The Tano group overlying unconformably the Haidateyama group, represents the Gyliakian series (Cenomanian-Turonian) and comprises the Shiibaru formation (over 630 m), the Yamazu formation (600 m) and the Notsuichi formation (over 1,360 m) in ascending order. In this area this group occurs on the north side of the Kabunoki fault and its stratigraphic succession is not complete. Though it shows a considerably complicated structure owing to folding and faulting, as a rule the younger strata are displayed to the north and the older to the south.
The Shii-baru formation is divided into the Sb1 and Sb2 members ; the former [ Sb1 member ] , being not observable in this area , consists mostly of conglomerate and contains Inoceramus concentricus nipponicus NAGAO ＆ MATSUMOTO indicating the Lower Gyliakian stage (Cenomanian), while the latter [ Sb2 member ] consists of shale alternating with sandstone in various manners.
The Yama-zu formation is divisible into two members. The Y1 member is composed mainly of medium-grained sandstone, frequently intercalating shale, whereas the Y2 member is composed of sandstone alternating with shale. At the top of the formation occurs a layer of acid tuff.
The Notsu-ichi formation is partitioned into the No1, No2, No3 and No4 members in ascending order, and each of them comprises medium-grained sandstone with pebble conglomerate, shale, medium-bedded alternation of shale and sandstone, and sandstone with shale, respectively. But the uppermost member [ No4 member ] is not exposed in this area . Acid tuff is intercalated in several horizons. The No2 member contains abundantly fossils such as Mesopuzosia cf. yubarensis (JIMBO), Subprionocyclus neptuni (GEINITZ), Scalarites sp., Inoceramus hobetsensis NAGAO ＆ MATSUMOTO, Nanonavis sachalinensis (SCHMIDT), Propeamssium cowperi yubarensis (YABE ＆ NAGAO), Hemiaster sp. and others. From the No3 member are obtained marine vivalves including Inoceramus sp. Consequently, this formation is assigned to the Upper Gyliakian stage (Turonian).
The Ono-gawa group occurs in the Ono-gawa graben bounded by the Usuki - Yatsushiro tectonic line on its south side and by the Sashu fault and the others on its north side. This group stretches from this area to the south of the Mt. Aso with a general trend of NE - SW, and forms an asymmetrical synclinorium plunging to the northeast. Roughly speaking, the axial part of the synclinorium, in which the strata are thickest, is situated near the above-mentioned tectonic line, and occupied by several major synclines with subordinate anticlines placed in echelon. Both the wings of the synclinorium are modified by many faults and minor folds. The group is a tremendously thick sequence of marine sediments, showing the noticeable lateral changes in lithofacies and thickness, and ranges from the Lower Gyliakian stage (Cenomanian) to the Upper Urakawan stage (Santonian). Based on major cycle of sedimentation this group can be divided into the Lowermost, Lower, Middle and Upper subgroups, and each of them comprises three or two formations. In this area are exposed only the Upper subgroup (the Mizugajo and Amabe formations) and a fraction of the Middle subgroup (the uppermost part of the Takeyama formation) (Figs. 5 and 6)). These formations are referred to the Upper Urakawan stage.
The Takeyama formation , about 1,200 m in maximum thickness, is divided into the T1 and T2 members. The former [ T1 member ] consists of sandstone and the latter [ T2 member ] of shale with subordinate sandstone. This shale contains fossils such as Otoscaphites sp., Polyptychoceras sp., Inoceramus cf. amakusensis NAGAO ＆ MATSUMOTO, I. naumanni YOKOYAMA and I. yokoyamai NAGAO ＆ MATSUMOTO. Acid tuff occurs at the top of each member.
The Mizugajo formation is divided into the M1 and M2 members, and each of them attains about 1,450 m and 650 m thick in the axial part of the synclinorium.
The M1 member can be differentiated into M1a, M1b and M1c facies.
The M2 member is classified into M2a and M2b facies.
The Amabe formation occupies the uppermost part of the Onogawa group and is divided into the A1 and A2 members, and the maximum thickness of the former [ A1 member ] attains to about 2,500 m and the latter [ A2 member ] more than 1,200 m, respectively. In each member there are four layers of acid tuff.
The A1 member is partitioned into five facies [ A1a, A1b, A1c, A1d and A1e ] .
The A2 member, its upper limit being not observable, is divided into A2a, A2b and A2c facies.
As shown in Figs. 5 and 6, the facies boundaries within each member run nearly parallel to the axis of the synclinorium and to the Usuki - Yatsushiro tectonic line. The facies change and the geologic structure indicate that the sedimentation and the deformation of the Onogawa group were fundamentally controlled by the activity of the above-mentioned tectonic line, but a little by the upheaval of the Sambagawa metamorphic rocks. In general, each formation itself represents a cycle of sedimentation. Throughout the sequence under consideration are frequently developed various sedimentary structures such as graded bedding, sole marks (flute casts, groove casts, load casts and others), convolute lamination and slump structures. Judging from the facies distribution and the paleocurrent directions indicated by sole marks (Fig. 8), it is suggested that the coarse elastics of the M1c, M2b and A1e were mainly supplied from the Chichibu terrain, whereas the sediments of the other fades were derived mostly from the northern source area where the Sambagawa and the Ryoke metamorphic rocks were locally exposed.
Shimanto group occupies the southeastern part of this area situated at the Shimanto terrain.
This group in the area is mainly composed of sandstone, clayslate and the banded alternation of these rocks intercalating conglomerate. The group is distinguished from the Paleozoic sediments by rock-facies and its clear stratification-plane.
No fossils are discovered, but the group in the area may be correlated to Cretaceous in age.
Gravel beds are distributed in the area drained by the Usuki-gawa and is composed of gravel, sand and clay.
Aso pyroclastic flow deposits are distributed in the areas along the Usukigawa, near Hiraiwa in Tsukumi city and near Utogi in Yayoi village. These rocks consist of welded tuff and pumice tuff-breccia.
Alluvial deposits are seen along the several streams in this area. They are composed of gravel, sand and clay which are supplied from the region of the Paleozoic formations, the Mesozoic formations and the igneous rocks.
Manganese ore deposits and outcrops are found in the Paleozoic formations. Stratigraphically, three main ore-bearing formations may be recognized, viz., the Chinnanzan, the Shakumasan and the Yukagi formations. These are economically important and seem to belong to the western elongation of the well-known manganese district "Nomura" and "Uwa" in Ehime prefecture. Manganese deposits are lenticular bodies embedded in chert or siliceous clayslate. The ores consist mainly of manganese oxide, carbonate and rhodonite.
Limestones are mainly known in the Tsukumi, the Yukagi and the Tsui formations. Above all, the limestones in the former two formations are thickest, workable and important for the cement industry.
Dolomites are restricted in the Gobangadake and the Tsukumi formations. Dolomites occur with close relation to limestones in these formations and are workable on small scale.
Quartzites, developing in the Shakumasan and the Chinnanzan formations, are thickest, but those in the former are only workable.
Roku-ga-sako mineral spring occurs in the Sambagawa terrain, is carburetted spring and useful for drinking and bath.
Aso pyroclastic flow deposits are quarried at some places as building stones for local use. It is not good in appearance, but has wide-spaced joints adequate to extract, small weight easy to carry, and moderate hardness convenient to trimmings.
昭和 43 年 10 月 7 日 印刷 昭和 43 年 10 月 14 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1968，Geological Survey of Japan