５萬分の１地質図幅説明書
（鹿児島 第 17 号）
通商産業技官 松井和典
通商産業技官 水野篤行
地質調査所
昭和 41 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 先第三系 [ II.2.1 ] 結晶片岩類および蛇紋岩 II.3 古第三系 II.3.1 概説 II.3.2 毛屋層 II.3.3 切宮層 II.3.4 長与層 II.3.5 平木場層 II.4 新第三系 II.4.1 岩脈および岩床 II.4.2 西彼杵半島の火山岩類 II.4.3 長崎火山地域の火山岩類 II.4.4 多良岳火山の基底をなす火山岩類 II.5 第四系 II.5.1 多良岳火山噴出物 II.5.2 多良岳の寄生火山 II.5.3 冲積層 III. 応用地質 [ III.1 ] 雄ガ原鉱山（耐火粘土） [ III.2 ] マンガン鉱 [ III.3 ] 大串金山 [ III.4 ] 石綿 [ III.5 ] 滑石 [ III.6 ] 石材 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 38 年稿）
(鹿児島 第 17 号)
本調査は昭和 32 年度事業として行なわれたもので， 変成岩および火山岩類地域は松井が担当した。 この付近の古第三系については， 本所の石炭課によって， 昭和 31 年以来， 炭田調査事業の一部としてとりあげられた 「島原半島周辺の海陸総合調査」が行なわれており， 本地域の調査は主として上島宏技官によりなされた。 本図幅では古第三系に関係する事項は上島技官が得た野外資料に基づいて， 水野が補備的調査を行ない， とりまとめたものである。 執筆ならびに貝化石の同定は水野による。 また大村地域の火山岩の化学分析資料は， 倉沢一技官の「九州多良岳火山の火山岩の岩石学的および化学的性質について」 22) 中のものを引用した。
現地調査に際し， 長崎県庁および大村市役所企画室から， 資料の提供および調査上の便宜を受けた。
本図幅地域は九州北西部に位置し， 大村湾を中心に挟んで東， 西および南部の３つの地域に分けられており， 東部は 多良岳 火山の西麓部に， 西部は 西彼杵 半島の東側に， 南部は長崎火山岩類の分布地の北辺部にそれぞれ相当している。
東部地域の地形は多良岳火山（海抜 1000 m ±）の裾野に当たるため， 緩やかな傾斜をもってその先端が大村湾に没している。 しかし 萱瀬 川または 郡 川を境にして， さらに北部と南部とではその趣を少しばかり異にしている。 北部ではその緩傾斜地形のほぼ中ほどに， 多良岳火山の寄生火山とも思われる円頂丘状をなした 武留路 山（357 m， [ 後述する「II.5.2 多良岳の寄生火山」の項で示した ] 図版 12）・飯盛岳（335 m， 図版 12）と， 玄武岩類からなる鉢巻山（334.6 m）などがある。 これに対して, 南部はこのような寄生火山はなく， 多良岳火山の砕屑岩から構成される緩やかな地形を呈している。 河川も北部では 江ノ串 川・ 佐奈川内 川および萱瀬川など図幅地域内では大きな川が流れており， その方向は東西性を帯び大村湾に注いでいる。 これら各河川は峡谷を呈し， とくに江ノ串川・佐奈川内川にはその上流に滝があり， なかでも 大樽 滝・ 裏見 滝など 20 m を超えるものがある。 とくに郡川（萱瀬川）は多良岳火山の中心部に源を有し， 多量の火山噴出物を侵食して下流に流し， 大村湾に注ぐ川口付近に広大な大村冲積平野を形成せしめている。 このほか大村市街の南には鈴田川が流れており， その南方には第三紀層を玄武岩が被覆している平坦な地域があり， 諌早方面にまで延びている。
南部地域は， 長崎火山岩類の一部が分布する地域で, 鎌倉山（358.2 m）・ 琴尾 山（451.4 m）などがあり， 起伏が著しく南隣の図幅地域に連なっている。 海岸線は屈曲に富み, 二見瀬ノ鼻・堂崎ノ鼻および崎野ノ鼻は大村湾に細長く突出しており， 沈降海岸の特徴をよく示している。 海岸にはあちこちで安山岩の柱状節理および安山岩質凝灰角礫岩の絶壁がみられる。 河川は東部地域に較べて大きなものはなく， 海岸の入江にわずかながらの冲積地が形成されている。
西部地域は， 大部分が結晶片岩類で構成されているので他の地域とは地形の様相を異にしている。 西彼杵半島は中央部が標高数 100 m で南北方向に延びており， 本地域はその東側に当たり， 緩やかな傾斜で大村湾に没している。 大村湾に近い付近では亀岳村 [ ← 図幅地域北西隅 ] 一帯のように 100 m 以下の低い地形を呈している。 河川は大きなものはないが， 結晶片岩類の片理面方向にほぼ直交する東西性の谷が著しく発達して， 西彼杵半島の侵食を行なっている。 海岸は前記の南部地域と同様に屈曲に富み， 形上 湾などのような大きな湾入もあり， 海上 1 km 範囲内には多数の小さな離島が散点している。
このほか大村湾上南半部には 箕島 [ ← 1975 年に長崎空港が開業 ] ・ 臼島 ・ 二島 [ ← 東部ではなく南部もしくは西部地域に近い ] などの大部分が火山岩で構成される小島がある。
本図幅地域は北西九州に位置し， 図幅地域の中央部に大村湾があり， このため地理的に次の３つの地域に区分される。
1. 西部 : 西 彼杵 半島地域で， 三波川変成岩類または三郡変成岩類に対比される低変成度の結晶片岩類， およびこれを貫入する蛇紋岩類からなり， これら変成岩を新第三紀の活動と思われる火山岩類が各所で覆っている。 変成岩類は 後で述べるように ほぼ北北東 - 南南西方向で東傾斜を呈する単斜構造を示している。
これは野田・牟田（1957） 17) によれば「西彼杵背斜」の東翼を占めるものといわれる。 また変成岩の下位は曹長石 点紋で特徴づけられ， 蛇紋岩の迸入が著しく， 上位は無点紋で石英が著しく多いことで特徴づけられ， マンガン鉱床をレンズ状に胚胎している。 この両帯の境界は明らかでなく漸移的に変化するものと考えられる。
2. 南部 : 長崎火山岩地域で， 長崎火山岩類の北縁部に相当するもので， 大村湾海岸では 200～300 m に達する火山砕屑岩があり， この中あるいは上部を安山岩熔岩が覆っている。 この図幅地域内での火山岩の傾向は， 火山砕屑岩または熔岩でも認められるが， 下部は酸性岩で上部は基性岩質である。 すなわち火山活動が酸性 - 基性へと変化している。 一部には， 火山岩の下位に古第三紀層が点在する。
3. 東部 : 大村市周辺， すなわち多良岳火山の西麓部で， 古第三系は 図幅地域南東部の火山岩地域に 玄武岩類に覆われてわずかに分布するだけである。 西部に分布する基盤の結晶片岩類との関係は野外ではみることができない。 古第三系はその分布が散在的であり， また構造も複雑なので， 図幅地域内の資料だけで， その層序の確立， 地質時代の推定をすることは困難である。 しかし， 南方の長崎図幅地域内の古第三系の資料と比較すると， おおよそ地質総括表 [ 第 1 表 ] に示すような諸層が分布していることがわかる。 これらは諫早炭田に分布する古第三系の一部であり， そのうち毛屋層の上部は野外でも含炭していることが認められる。 しかし， 炭層はきわめて劣質であり， 稼行， 採炭されているものは長与層に含まれるものであるが， 本図幅地域では同層の特徴は火山岩類に覆われているために， 野外ではまったく知ることができない。 なお， この地域に露出する古第三系は 始新統中上部・最下部漸新統の一部・上部漸新統の一部に属する。 下部漸新統はおそらく， 臼島 - 箕島間の海底に露出すると思われる。
玄武岩類は古第三系を覆って分布するが， この玄武岩類は大部分がアルカリ岩質岩であって， 多良岳火山の基底岩を形成している。 この玄武岩類を多良岳火山噴出物が広く覆っている。 多良岳火山噴出物は， 図幅地域内でみられる限りでは， 弱い傾向ではあるが， 基性岩質から酸性岩質へと移行しているのが確認される。 そして， とくに北東部では 多良岳火山の寄生火山ともいえる 飯盛岳・武留路山・鉢巻山などの安山岩および玄武岩からなる活動が行なわれた。
第四紀になって， 多良岳火山の形成とその中心部に源を有する郡川（萱瀬川）の影響で， 大村湾内に広範囲な冲積平野（ [ 後述する「II.5.3 冲積層」の項で示した ] 図版 13）を形成したのである。
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地域 →
時代 ↓ |
西彼杵半島
（1. 西部） |
長崎火山岩類地域の北部
（2. 南部） |
大村市周辺
（3. 東部） | ||
| 現世 | 沖積層 | 沖積層 | 沖積層 | ||
| 第四紀 |
鉢巻山玄武岩（Hb）
武留路山安山岩（Ma） 飯盛岳安山岩（Ia） 大村安山岩上部（Oa2） 大村安山岩下部（Oa1） 多良岳火山破屑物（tb） | ||||
| 新第三紀 | 鮮新世 |
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| 石英橄欖石玄武岩（Boq） | 普通輝石橄欖石玄武岩（Boa） | ||||
| 紫蘇輝石普通輝石玄武岩（Ba） | 石英普通輝石橄欖石玄武岩（Bq） | ||||
| 凝灰角礫岩（玄武岩質）（t） | 橄欖石粗面玄武岩（Bt） | ||||
| 石英含有普通輝石紫蘇輝石橄欖石玄武岩（Bp） | 普通輝石橄欖石玄武岩（Bo） | ||||
| 普通輝石紫蘇輝石安山岩（Ap） | |||||
| 角閃石普通輝石紫蘇輝石安山岩（Aph） | 橄欖石紫蘇輝石普通輝石安山岩（Aa） | ||||
| 凝灰角礫岩（安山岩質）（t2） | |||||
| 流紋岩（R） | 普通輝石紫蘇輝石角閃石安山岩（Ah） | ||||
| 凝灰角礫岩（石英安山岩質）（t） | 凝灰角礫岩（角閃石安山岩質）（t1） | ||||
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黒雲母石英安山岩（Ab）
橄欖石黒雲母含有普通輝石安山岩（Apo） | |||||
| 角閃石黒雲母石英安山岩（Da） | |||||
| 中新世 | |||||
| 古第三紀 |
平木場層（Ph）
長与層（Pn） 切宮層（Pk） 毛屋層（Pyu, Pyl） | ||||
| 先第三紀 | 結晶片岩類 |
絹雲母石英片岩
石墨絹雲母片岩 | |||
本岩類は， 低変成度の結晶片岩で， 図幅地内の西部に分布しており， 西彼杵半島および 野母 半島を形成している。 図幅地域にはその－部， 西彼杵半島の東端部に当たるものがみられる。 種子田・大島（1951） 11) ， 岩崎（1953） 15) ， 野田・牟田（1957） 17) らによれば， 長崎変成岩類は緑色片岩および黒色片岩などからなっており， 岩崎（1953） 15) は， この変成岩類は三波川系結晶片岩に属せしめるのが妥当であって， 岩相も点紋帯と無点紋帯とに分化し， その構造的配列が北西 - 南東方向であるとしている。
またさらに， 野田・牟田 17) は西彼杵半島の地質構造を論じ， そのなかでおおむね北北東～南北方向の軸を有する背斜構造のあることを指摘し， これを西彼杵背斜と呼んでいる。 山下（1957） 18) は 本変成岩類を三波川帯に属せしめるよりは 三郡変成岩類のうちに含ませるのが適当であるといっている。
本図幅地域内， すなわち， 西彼杵半島の東側の結晶片岩の分布をみると， 大きく石墨絹雲母片岩と絹雲母石英片岩との２つの帯に分けられる。 このほかに 紅簾石片岩・藍閃石片岩・滑石片岩および蛇紋岩などが少量分布している。 これらの片岩類はほとんどが片理面 N 10～40°E で， 傾斜 ES 方向を示しており， 局部的には褶曲構造も認められるが全体的には単斜構造を呈している。 絹雲母石英片岩は見掛け上では石墨絹雲母片岩の上部に当たり， 両者は野外で肉眼的にも一応区別できるが， その境界は不明瞭で漸移しているものと考えられる。 この両帯の間での相違をみると， 下部の石墨絹雲母片岩の帯では蛇紋岩の貫入があり， また緑色片岩・滑石片岩・藍閃石片岩などを扶在しているが， 絹雲母石英片岩の帯ではこのような岩石の分布はまったく認められず， その代わりに脈状に小規模のマンガン鉱床を胚胎し， これに伴い鉱床のごく近い部分に紅簾石絹雲母片岩が生成されている。 また前者 [ = 下部の石墨絹雲母片岩の帯 ? ] には曹長石の 1～3 mm 位の変斑晶を多量に含有しており， いわゆる点紋帯ともいうべきものであるが， 後者 [ = 絹雲母石英片岩の帯 ? ] にこのような曹長石の変斑晶は少なく， 含有されていても小さい。
本地域の岩層は見掛け上， 次のような層序で累層しているが， その間は漸移的で， 厳密に両者を区分することは困雉である。
| 上部 |
絹雲母石英片岩
（紅簾石絹雲母片岩, およびマンガン鉱床を伴う） | |
| 下部 | 石墨絹雲母片岩（曹長石点紋を有する） | |
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紅簾石石英片岩
藍閃石片岩 滑石片岩 | を共有する | |
| 蛇紋岩の迸入岩体 | ||
地質図には 滑石片岩・緑色片岩・藍閃石片岩等は分布が僅少なため記入しなかった。 滑石片岩は蛇紋岩体の周辺部に， 緑色片岩は 才木 [ ? ] 部落から岩立 [ 位置不明 ] ・ 桂山 [ 桂山 ? ] ・ 風明 部落の西方に点在する。 藍閃石片岩は 石墨絹雲母片岩中のある岩層に長さ 0.5 mm 位の藍閃石が集中的に生成されている。 その分布は 平床 部落・中ノ岳 [ 位置不明 ] 部落の北方 1 km 付近以外は岩石の露出状態が悪かったので確認できなかった。
本岩層は前述のように， 本図幅地域内の結晶片岩の下部層に相当しており， 局部的には珪質片岩・紅簾石片岩・藍閃石片岩・滑石片岩等を挟有している。 一般に肉眼的には石墨を多く含み， また 1～3 mm 位の曹長石の変斑晶を多量に含有する黒色の片岩である。 岩層の片理の方向は前記のように全体的に北から北東方向で東に傾斜している。 大串 村 [ ← 図幅地域北西隅 ] の東部でみられるような小さな波状褶曲をしているところもある。 また, ところによっては含有されている絹雲母が褐色を帯びていることもある。
なお藍閃石片岩は 琴海 村 平床 および神上 [ ← 長浦の南西方 ] の西方でみられるが， 周辺の露出状況が悪いため詳細な観察ができなかった。
本岩は前記のように， 曹長石点紋石墨絹雲母片岩中に薄く挟在されているものと， 絹雲母片岩中に存在する村松・利根などのマンガン鉱床にみられるように， マンガン鉱床のブラウン鉱に伴って産出するものとがある。 両者は産出する層準が異なるのみならず岩質の趣を異にしており， 成因的に一応別のものと考えられる。 前者 [ 曹長石点紋石墨絹雲母片岩中に薄く挟在されているもの ] は琴海村 平崎 [ 位置不明 ] の西北西方 2 km 余の谷底に露出し， その巾は 50 cm 程度の薄いもので， 片理面は N - S， 傾斜は 60°E である。 肉眼的には紫緑色を呈する岩石で， 0.5～1 cm の短柱状の紅簾石が片理面に平行に多量認められ， ほかに絹雲母もみられる。 鏡下では，
後者， すなわちマンガン鉱床に伴うものは石英の量が著しく少なく， 絹雲母の量が多い。
本岩層は前述の石墨絹雲母片岩の見掛けのうえで上部に位するもので， 岩相にほとんど変化の見うけられない岩層である。 本地城内での岩層の下部ないし中部位のところには， レンズ状にマンガン鉱床が挟有されており， その鉱床の周辺部には紅簾石絹雲母片岩が生じているほかは一様である。 岩層の片理方向は一般に N 20～30°E 方向で， 傾斜は 30～50°E である。 一般に肉眼的には絹雲母と石英とからなり， 絹雲母は風化の影響か赤褐色を帯びており， 曹長石の点紋はほとんど認められず， 岩石全体も褐色を呈していることが特徴である。 マンガン鉱床は松迫 [ 松ノ迫 ? ] ・大石・戸根および 猪越 に散在しており， 鉱床周辺に生成されている紅簾石絹雲母片岩中の絹雲母は， ときとして色を帯びているものがあり， マンガンを少量含有している絹雲母といわれている 13) 。 下部の石墨絹雲母片岩層との境界は明瞭でなく， 両者が薄い互層をなして漸移していると思われる。 尾戸の 名串 および猪越の海岸でその状況がみられる。
本岩は前述の結晶片岩地域のなかで， とくに点紋帯の石墨絹雲母片岩中に小貫入岩体をなして出現しており， そのほとんどのものが 結晶片岩の片理方向の北北東～北東 - 南南西～南西に 平行的にレンズ状に貫入しているのであるが， なかには斜交しているものもある。 これら蛇紋岩体のなかで 琴海村 平床付近および四戸ノ川中流に露出している岩体はやや大きく， 平床で 100 m 位， 四戸ノ川岩体で 400 m 位の巾を有しているが， その他のものは巾数 m から 20 m 位のものである。 これら蛇紋岩体の多くは， その周辺の結晶片岩との接触部に滑石・陽起石・菱鉄鉱および石綿などが生じている。 接触部に生成されている鉱物は場所によって異なり， 平床では石綿・陽起石， 桂山および道山では滑石・陽起石， 四戸ノ川では石綿・陽起石・滑石， 大串村 大平および元越付近のものは滑石・石綿・菱鉄鉱などである。 とくに元越の岩体は著しく滑石化をうけており， 菱鉄鉱の単結晶を多量に含有している。
分布と層序 : 古第三系は図幅地城の南東部に， 火山岩類に覆われて， 散在的に分布する。 すなわち， 大村湾の南東隅の入江の周辺および付近の小島などに露出している。 おそらくその付近の海底下にも伏在するものであろう。 図幅地域の西部に広く分布する結晶片岩類は 古第三系の基盤をなすものと思われるが， 野外ではそれらの接触関係をみることができない。
本図幅地域の古第三系の一部については， 今までに， 一瀬 14) ， 村田・森永 21) の研究結果が公表されている。 一瀬は岩松川 [ これは「鈴田川」の誤り ? ] 周辺の古第三系だけを扱った。 そして， そこにみられる露頭についてかなりくわしい記述をしている。
一方， 村田・森永 21) はこの地域から南方， 長崎図幅地域にかけての広い地域（いわゆる諫早炭田）について扱った。 小型有孔虫化石についてはくわしい資料を発表しているが， 層序・構造についてはそれほどくわしいことを述べていない。
さて, 本図幅地域の古第三系は分布が散在的なこと， 地質構造が単純でないことのために， 地表で得られる資料だけで， その層序・地質時代・全体の構造を知ることがきわめて困難である。 しかし， 従来の資料や今回得られた資料を総合すると， この地域の古第三系は層序の特徴の上で， 北方の唐津炭田（北隣の 早岐 図幅以北）に対するよりも， 南・南東隣の諫早炭田に対する類似性が強いようである。 個々の層については 諫早炭田における該当層とも多少の岩相の違いを示してはいるが， 層序全体についてみれば， かなり似ているように思われる。 したがって， 地層名としては， 同 炭田地域に属する長崎図幅東部地域におけるそれらを用いて記述することにしよう。
本図幅地城の古第三系の特徴を記述するに先立って， 諫早炭田の古第三系の層序の概略を示し， 本地域にみられるのが， そのどれに該当するかを述べる。
長崎図幅地域の東部の東長崎町・喜々津村および長與村 [ 長与村 ? ] 付近では， 第 2 表に示すような層序が得られている。 肥前小浜図幅地域の西部でも， 大体この層序が適用できる。 第 2 表には村田・森永 21) の資料をもあわせて示した。 村田・森永 21) の地層区分には一部（とくに上部層に関して）疑問の点がある 26) 。
| * | 鎌田 19) によるものを一部改訂したものである。 村田・森永の各層とは必ずしもそれぞれ厳密には対応しない（とくに上部）。 | |
| ** | 北九州炭田地域における古生物年代学的区分 23), 24) 。 |
本図幅地域内のそれぞれの露頭でみられる諸層の岩相上の特徴， ならびに構造上の関係から， それらの， 諫早炭田の標準層序に対する大体の位置づけが可能となる。
すなわち， 箕島の小泊付近の海岸に露出するもののうち， 断層の南側のものは， 岩相は多少異なるが， 凝灰岩の存在ならびに古生物上の証拠から， 平木場層の一部に該当すると考えられる。 断層の北側のものは多分， 毛屋層であろう。
大村市の南方の鈴田川河口付近から南方， 日泊にかけて海岸に分布するものは 夾炭白色砂岩・泥岩によって示される岩相上の特徴から， 毛屋層に属する。
図幅地域南東隅の先網代・端島付近の海岸に分布するものは， 長崎図幅地域の北東隅の資料と合わせ考えて， 切宮層であろう。
岩松 [ ← 鈴田川の河口から 1 km 上流 ] の南東方の内倉付近に小分布するものは切宮層下部を主とし， その下位にごくわずかに毛屋層最上部を伴っているものと思われる。
一方， 図幅地域南部の伊木力村 [ 多良見村 ? ] ・長与村に分布するものは不確実ではあるが， 岩相上からは， 長与層の一部と考えるのが妥当である。
以上に述べたように， 本図幅地域の地表では， 諫早炭田にみられるいくつかの層準が欠けているが， 地質構造を考慮すると， これらのうち， 山口層・洗切層はおそらく， 箕島の東～南方の海底に伏在すると思われる。 毛屋層の下位の江ノ浦層については資料がまったくないが， あるいは， 毛屋層の下に伏在するかもしれない。
夾炭層について : 諫早炭田においては， 一般的にみて， 毛屋層および長与層に炭層がふくまれている。 そのうち， とくに， 長与層のものは小規模ではあるが， 稼行ないし探炭の対象となっている。
本図幅地域においては， 長与層のものについては地表資料が少ないので， その賦存状況はまったく不明である。 もし， 賦存しているとすれば， 箕島の南東方から， 南方にかけての海底下であるが， 長崎図幅地域の資料からみて， おそらく充分な稼行にたえる炭層はふくまれていないであろう。 毛屋層のものについては， 鈴田川河口周辺 以南の海岸でみられるように， 諸層準に多数の炭層がふくまれている。 しかし， その大部分はきわめて薄く， 5～20 cm 程度である。 1.5 m 前後の炭層もいくつかあるが， 夾みが多く， また， 炭質は粗悪であり， ほとんど炭質頁岩に近い組成をもつものばかりである。 かつ， 構造も複雑であるので， 稼行の対象とすることはまったく不可能であろう。
地質時代 : 上記諸層の地質時代・対比関係については， 第 2 表に示したとおりである。
地質構造 : 各露頭でみられる走向・傾斜は地質図に示したように全体として不規則である。 とくに， 鈴江川 [ ← これは「鈴田川」の誤り ] 河口周辺から南方の日泊付近にかけての地域では野外で断層も多数みられるほか， 地層はかなりの乱れを示し， 急斜する所も少なからずみられる。 これらの事実から判断すると， 古第三系は堆積後に構造運動をうけたことは確実である。 おそらく， 火山岩類噴出以前にすでに何らかの褶曲構造ができていたと思われるが， 噴出に伴っても地層の転位があったことが考えられる。
図幅地域南東部の大村湾湾奥部の切宮層分布地域では， 西方に開いた半盆地状の向斜が推定される。 その北方， 鈴田川河口までの海岸地域では， 図示するように南北ないし北々東 - 南々西方向の軸をもつ， 小背斜・向斜が配列され， これらが断層で切られている。 この構造は， 火山岩類の噴出に伴って形成されたものと考えるのがよさそうである。 大村市の西方の海上では資料が得られた限りでは， 南北の走向で西側にかたむき， 西方に上位層が露出している。 なお， 箕島の小泊 地方の海岸では， 平木場層と毛屋層とを境する， ほぼ東西の走向で， 北に約 70～80°傾斜する断層（逆断層）がみられる。 これは， 幅約 10 m 前後の擾乱帯を伴っており， 落差もきわめて著しいものである。
長崎図幅地域の古第三系では， 長与地区と矢上地区との間に １つの大きな向斜構造（東長崎向斜）が推定されている 26) 。 この東長崎向斜の北方延長を本図幅地域に求めるとすれば， どこに考えたならよいであろうか。 さきに述べた小褶曲構造は規模の点ではるかにそれよりも小さい。 現在の資料だけからは多少大胆ではあるが， 箕島以東の古第三系は， 全部この向斜の東翼に属し， すなわち， 向斜軸が箕島の西方を南北によこぎることが充分に予想されるのである。
長崎図幅地域では， 約 600 m の厚さをもち， 下位の黒色泥岩を主とする江ノ浦層の上に横たわる， 砂岩泥岩互層である。 そして上部には粗悪な石炭層を伴っている。 村田・森永 21) は毛屋層相当層を諫早累層とよび， 上部の含炭部を大村夾炭層として分けた。 また， 中・下部をそれぞれ諫早板上砂岩層・諫早砂岩頁岩互層として分けた。
本図幅地域では， 鈴田川の河口付近から南方の日泊にかけての地域に比較的広く分布するほか， 上鈴田 [ ← 鈴田川の河口から 2 km 上流 ] 付近にも露出する。 またその南方の内倉にも， ごくわずかに， 切宮層に覆われて露出しているのが認められる。 構造複雑なために完全層序を得るのが困難ではあるが， 与崎 [ ← 鈴田川の河口北岸 ] 付近および釜川 [ ← 釜川内の誤り ? ; 鈴田川の河口南岸 ] 付近から祝崎に至る間の道路切割で， 比較的よく層序をみることができる。 鈴田川の河口付近以南における層序を総合すると， 下部では砂岩に富み， 一部に泥岩と炭質頁岩を挾むが， 上部では， かなりひんぱんに炭質頁岩および粗悪な炭層を挾む砂岩泥岩互層となる。 「下部」はおそらく， 村田・森永 21) の諫早板状砂岩層に， 「上部」はおそらく大村夾炭層に相当するものと思われる。
下部では砂岩はきわめて優勢であって， 中粒， 塊状， 白色， アルコーズ質と思われる。 上部では砂岩は比較的細粒であるが， 他の性質は下部の砂岩とほとんど変わらない。 泥岩は， 上部に圧倒的に多いが， これは多くの場合に植物破片の化石を含んでいる。
一瀬 14) によれば， 与崎・釜川内付近で， 本層相当層と思われる所から， Macoma yamadai NAGAO ほかの貝化石が産出する。
なお， 大村市の西方海上の臼島， および箕島の小泊の北方海岸（東西方向の断層の北側）に分布する， 白色中粒砂岩を主とする層は， 確実にはわからないが， 岩相からみて， 毛屋層の一部と考えられる。
切宮層は長崎図幅地域では， 約 100～180 m の層厚をもつ砂岩を主とする層である。 その最下部には海緑石粒を多量に含む泥岩（10～30 m 厚）があり， この部分は 侍石 泥岩部層として， とくにわけられている。
本図幅地域では大村湾湾奥付近と内倉とに分布する。 内倉では， 毛屋層の上位に， 本層最下部の泥質微粒ないし細粒砂岩が重なり， その上位に白色の中粒ないし細粒砂岩が横たわる。 前者は村田・森永 21) が大村シルト岩層とよんだものに， また， 後者は， 同氏らが古賀塊状砂岩層とよんだものに多分相当するものであろう。
最下部の泥質砂岩（一部は砂質泥岩）は内倉部落の北端部の川底によく露出している。 同砂岩はやや青味をおびた暗灰色を示すが， 風化すると黄褐色となる。 全体として， 不均質であり， また， 剥理性が著しい。 雲母片が多量に含まれている。 塊状層理は不明瞭であり， 風化すると玉ねぎ状の風化面を示す。 まれに小型二枚貝の化石がふくまれている。 Venericardia cfr. mandaica YOKOYAMA および Portlandia sp. が得られた。 この泥質砂岩は層準の上では侍石泥岩部層の延長に相当すると思われるが， 同部層が泥岩からなるのに対して， より粗粒であり， 多少の岩相の違いを示している。
泥質砂岩の上位には中粒～細粒砂岩が横たわるが， これは， 一見 毛屋層の砂岩と区別することが困難な， 白色の塊状砂岩である。 これは切宮層の下部の砂岩の特徴を示している（図版 5）。
本図幅地域には切宮層の中部の層準は分布していない。 上部の灰白色の砂岩は舟津・端島・赤島 [ ← これら３つは図幅地域南東隅にある ] 付近に露出している。 これは， 新鮮面ではやや緑色味を帯びた青灰色を示すが， 風化面ではやや褐色を帯びた黄灰白色の中粒砂岩であり， 比較的よく成層している。 ときには一部に細礫岩薄層を挟んでいる。
長与層は長崎図幅地域では長与地区 [ ← 本図幅地域の南端部を含む ? ] と矢上地区 [ ← 長与地区の南東部 ? ] とで多少層序・岩相を異にしている。 しかし， 大局的にみれば， 礫岩・砂岩を主とし， 泥岩と炭層を挾む地層である。
本図幅地域の南部の火山岩類の地域に点在するもの（ 塩床 ・大浦・田ノ平 [ ← これら３つは堂崎ノ鼻と二見瀬ノ鼻の南方 1～2 km ] ）は， いずれも塊状の白色の中粒ないし粗粒砂岩を主とし， 田ノ平では結晶片岩礫をふくむ細礫岩薄層を伴っている。 この岩相の特徴は， 夾炭性の地層のそれであり， 本図幅地域周辺では， 毛屋層または， 長与層の特徴である。 長崎図幅地域の長与地区の岩相上， 構造上の資料と合わせて考えれば， 毛屋層とするよりはむしろ長与層の延長と考える方がよいであろう。
長崎図幅地域では長与地区だけに， 同地域の最上部層である平木場層が分布している。 同地区では暗灰色泥岩を主とし， まれに， 凝灰岩を伴っている。
本図幅地域の 箕島 では， 東西方向の断層の南側に凝灰岩および凝灰質微粒砂岩が露出している。 凝灰岩は風化して， クリーム色～灰白色となり， 砂質である。 ラミナをもつ。 ルーペで観察する限りでは， mafic 鉱物は非常に少なく， 黒雲母の微小片が散在する程度で， 流紋岩質と思われる。 凝灰質微粒砂岩は塊状， 多少ラミナを有する程度である。 新鮮面では暗灰色であるが風化して， 多少緑色を帯びた黄褐色を示す。 砂質泥岩に移化するのが野外でみられる。 このなかに， Portlandia thraciaeformis (STORER)， Lucinoma nagaoi OYAMA et MIZUNO が発見された。
以上の諸点から， 箕島のものは多少岩相が異なるが， 平木場層の延長と考えられる。
本岩は図幅地域南東部の鈴田川流域の惣原・ [ 国鉄 ] 岩松駅付近に露出し， 一部は大村市の西方の臼島を構成している岩石である。 鈴田川流域では東西約 1.5 km に亘って露出しており， 第三紀層中に岩脈状に迸入したと考えられる。 本岩との接触部の砂岩・頁岩は多少の熱変質をうけており， 地層も小規模であるが擾乱されている。 本岩は所により多少岩質を異にするが， 黒雲母・斜長石および少量の石英・角閃石を有する斑状岩であって， 鈴田川流域のものは青灰色～淡黄色を呈し， 全体的に風化作用をうけており， 砂状になっている所もあるが有色鉱物の斑晶は少なく， 黒雲母はほとんど認められない。 斜長石の斑晶も臼島のものに較べて小さいが， 臼島では 1 cm 内外の斜長石班晶を多く含有し， 1～2 mm の黒雲母を多く有する暗灰色の斑状岩で， 斜長石の周縁部は風化のためか褐色を帯びている。
本岩は図幅地域内南西部に分布し， 絹雲母石英片岩中に岩床あるいはドーム状に貫入した小岩体である。
肉眼的には斑状組織を呈し， 暗灰色または灰色で， 斑晶として多くの斜長石と少量の普通輝石を含有している。 ときに黒雲母の散点するのが認められる。 この岩体は岩相の変化が著しく， 外来岩片として 岩体周辺の結晶片岩の大小の破片（数 cm～10 cm 大）を多量にふくむ部分と， 全然含有しない部分とがある。 この外来岩片の含有量は岩体の北部に多く， 南部には少ないようである。 岩相は外来岩片の多い所では暗灰色を示し， なお外来岩片から由来したと考えられる 石英粒の集合体（0.3～3 cm）や黒色鉱物の集合が多い。 外来岩片の少ない所では灰色で， 斜長石および普通輝石の斑晶を有する斑晶状岩石で， 石基は緻密である。 鱗珪石は本岩体のいずれの部分にも多く含まれているが， ことに晶洞中には鱗状を呈して多くの美晶（1～2.5 mm）がみられる。
外来岩片に富む部分は斑晶・石基ともに大差はないが， 石英の外来斑晶や黒色鉱物が多い。 これは結晶片岩の外来岩片の残物と考えられる。
本岩は図幅地域の北西部の亀岳村にわずかに露出しており， 大部分が風化作用をうけて新鮮であり， 灰白色または黄褐色を呈している。 亀岳村の中山では一部に柱状節理が見られる。 肉眼的には斑晶として自形を呈している多くの黒雲母を含有しており， それらは流理構造と平行に並列しているようで， 大きさは 1～3 mm のものである。 本岩は [ 本図幅の北西の ] 蠣ノ浦 [ 蛎浦 ? ] 図幅地域の東部から [ 本図幅の北の ] 早岐 図幅地域の西部にわたって分布している， 流紋岩ないし石英安山岩などに類似し， 貫入活動も同一時代あるいはその前後と考えられる。
本 凝灰角礫岩層は前記の黒雲母石英安山岩に伴って分布しており， 北隣の早岐図幅地域中にも分布しているものである。 一般に黄白色を呈し凝灰岩と角礫岩との互層からなっており， 小干 付近ではほとんど水平の成層状態がみられる。 本層の厚さは早岐図幅地域内では薄く数 m であるが， 本図幅地域内では数 10 m で， 岩質はほとんど黒雲母石英安山岩質のものである。
本岩は図幅地域南部の時津町内の大村湾海岸に露出しており， 凝灰角礫岩（石英安山岩質）を覆い 石英含有普通輝石柴蘇輝石橄欖石玄武岩に被覆されている。 一般に柱状または板状節理が著しく， 暗灰色を呈する岩石で， 全体的にあまり新鮮な岩石でなく， 一部には著しく風化作用をうけている。
本岩は図幅内 南西地域に分布し， 少量の火山砕屑物を伴って西彼杵 変成岩類を被覆している。 また下位の変成岩類との間には平山・中山 [ 位置不明 ] 付近などでみられるように， 厚さ数 m の白色～淡黄色を呈する酸性火山岩の凝灰岩層を挟在している。 肉眼的には黒色～暗緑色を呈し， 一般に斑晶は多く含有されているが小さく， 橄欖石・普通輝石のほかに石英の外来結晶が含まれている。 これら斑晶の量はところによって変化があり， わずかしか含まない無斑晶質型の熔岩もあり， 石基は概して緻密である。 外来結晶である石英の量は他の斑晶に比較してそれほど多くなく， 熔岩中に散点している程度で大きさもまれに 4 mm 位のものがあるが， ほとんどが 1.5 mm 程度でその周縁部は輝石の反応縁で包まれている。 本岩の噴出時期は, 図幅地域内ではほかの火山岩類との累重関係が見られないので明らかでない。
本岩類は， 図幅北西隅地域に分布しており， 石英含有橄欖石玄武岩および結晶片岩等を被覆している。 また石英含有橄欖石玄武岩とともに亀岳村周辺にのみ分布が限られることから， 峯岳 [ 峰岳 ? ] を中心とした玄武岩の噴出活動が行なわれたのではないかと推定される。 熔岩の厚さは 50 m 前後で， 肉眼的には暗緑色を呈し， 緻密な無斑晶質岩型のもので小さな輝石を含有しているのが認められる。 熔岩は峯岳付近から北方に緩やかな傾斜をもって， 北隣の早岐図幅地内で大村湾に没入している。 本岩と上部の石英含有橄欖石玄武岩との関係は， 薄い赤褐色化した凝灰岩あるいは凝灰角礫岩層を挟んで境されており， 峯岳の西側および下岳 [ ← 図幅地域北西端 ] 付近で認められる。
本岩も前記の輝石玄武岩と同様に図幅地内北西隅の亀岳村に分布しており， 輝石玄武岩を被覆している。 熔岩は厚さ数 10 m で， 肉眼的には暗灰色を呈し， 石英の外来結晶を多く含有しているのが特徴である。 石英は一般に淡緑色の薄い皮膜で包まれており， その大きさは普通 1～3 mm である。 淡緑色の皮膜はほとんどが普通輝石からなる反応縁である。 熔岩中の石英の外来結晶の量は, 峯岳のものより [ 北隣の ] 早岐図幅地域内の 小宮浦 付近の方が多い。
本岩層は後述の普通輝石紫蘇輝石角閃石安山岩の下位に伴って， 厚さ 20～数 10 m を有する岩層で， 長与村 岡の付近および長崎本線 大草駅 [ 多良見村 ] 付近の鉄道沿線に分布し， 古第三紀層を被覆している。 岩相はおもに凝灰岩および凝灰角礫岩から構成されており， 最下部は 10 m 以上の淡褐色を呈する凝灰岩で, その上部はやや細粒となり， 大きさ 1～3 cm の角礫を含む厚さ数 m の凝灰岩で， 上部になるに従って岩礫は大きさや量を増して凝灰角礫岩となる。 凝灰角礫岩は 大きさ数 cm ほどの角閃石安山岩の岩礫を火山物質で充填しているものである。 下部の凝灰岩はほとんど水平に成層して堆積している。
本岩はおもに大村湾の南方の長与村付近に分布し， 下部に角閃石安山岩質の岩礫を多量に含む 凝灰角礫岩および凝灰岩層を伴う角閃石安山岩で， その一部は多良見村 山川内 付近に露出している。 この代表的露出地域は 長崎図幅内の長崎本線 本川内駅付近から西方に及ぶ地域であって， 常に厚い輝石安山岩質の凝灰角礫岩によって覆われており， 長与川流域（長崎図幅内）に分布する古第三紀層を直接 被覆している。 図幅地域内でも同様に輝石安山岩質の凝灰角礫岩によって覆われている。 本岩の厚さはそれほど厚くなく， 長与村 岡の付近で 20～30 m， 長崎図幅地域内では厚さを増して数 10 m 以上である。
本岩は一般に灰青色～淡褐色を呈し， 斑晶として輝石・斜長石および多量の角閃石を含有する 斑晶状の完晶質細粒の岩石である。 一般に新鮮な岩石でなく， 風化作用をうけて粘土状を呈している部分もあり， また所によっては斑晶の斜長石が単晶として採集し得ることがある。
本岩の噴出活動は図幅地域内に熔岩として存在する火山岩のうちでは， もっとも古いものではないかと推定される。 一方 活動の時期がこれとほぼ同じと考えられるものに， 亀岳村の黒雲母石英安山岩がある。
本砕屑岩は図幅地域内南部の長与村および多良見村地域に分布し， その延長は長崎図幅地域内にまで及んでいる。 下位の凝灰角礫岩（角閃石安山岩質）を整合的に被覆しており， その境界は明瞭ではない。 あるいは 普通輝石紫蘇輝石角閃石安山岩などの熔岩を挾む 一連の砕屑岩層と解釈すべきものかも知れないが， 一応両者にはそれを構成する岩礫の岩質や， 随伴している熔岩の岩質などの異なることから， 一応 地質図幅上でも区別をした。
本砕屑岩は輝石安山岩の岩礫と火山噴出物とから構成され， 岩礫は円礫または亜角礫状のもので， その大きさは拳大から径 50 cm のものである。 大村湾に接する海岸線では 20 m 以上の懸崖をなしており， 砕屑岩の厚さは一般に一定ではないが一般に厚く， 100 m 以上と推定される。 上部では後述のような輝石安山岩を伴っており， 琴尾山 の北東部および鎌倉山の北方地域でみられる。 また鹿島の東部では淡褐色の凝灰岩を伴っており， ほとんど水平に成層しているのがみられる。
本岩は前記の輝石安山岩質凝灰角礫岩と同様に， 大村湾の南部の琴尾山を中心とした地域に分布し， 凝灰角礫岩と一部錯層している。 熔岩は琴尾山あるいは長崎図幅地域内に噴出の源をもち, 緩い傾斜をもって， 北方～北東方向の大村湾に向かって流れ， その尖端は二見瀬ノ鼻の付近で大村湾中に没している。 岩質は一般に青灰色～暗灰色を呈し， 斑晶としては普通輝石・紫蘇輝石・橄欖石および斜長石などを含有する斑晶質岩石で， 紫蘇輝石質岩系に属する輝石安山岩である。 多良見村 丸山（旧 伊木力 村）およびそのほかの地域では， 厚さ 10～20 m の熔岩と 下位の凝灰角礫岩（輝石安山岩質）とが互層状をなして露出するが， いずれも岩質には大差は認められない。 本岩と上位の安山岩との境界は明瞭ではないが， 斑晶の大きさや構成鉱物などがやや異なるので区別した。
本岩は図幅地域内南部の琴尾山および鎌倉山地域に分布しており， 同地域に分布する前記の 角閃石安山岩・橄欖石輝石安山岩および砕屑岩類を被覆してその上位を占めている。 一般に斑晶質岩で， 斜長石・輝石の斑晶が認められ， 暗灰色～淡灰色を呈する岩石である。 鎌倉山の付近では一部がガラス質となり暗黒色を呈する所もある。 琴尾山の南側では一部に流状構造がみられることもある。 岩質的には下位の橄欖石紫蘇輝石普通輝石安山岩と類似するが， 角閃石はほとんどみいだされない。
本岩は図幅内の南東地域の 日岳 [ 標高 258.3 m ] を中心としてその周辺に分布し， 第三紀層および角閃石黒雲母石英安山岩などを被覆している。 肉眼的には暗灰色～暗緑色を呈しており， 新鮮な部分は暗緑色であるが風化をうけた部分は灰色を呈している。 岩質は 普通輝石および橄欖石の斑晶を有する普通輝石橄欖石玄武岩（Ⅴa）であって， 斑晶の大きさは 0.5～3 mm で， 一部には少量しか含有しない所もある。 本岩は 日岳付近を中心とした小規模な活動で 多良岳火山の活動後に噴出したものと考えられる。 本岩と下位の第三紀層との関係は至る所で観察されているが， 内倉と陣ノ内との中間では第 3 図のような関係がみられる。
本岩類は図幅地域内北東部の松原 [ ← 国鉄 松原駅 ? ] から [ その北方の ] 千綿村 海岸に露出しており， 多良岳火山の大村安山岩で覆われている。 熔岩の厚さは数 10 m で， 彼杵町 [ 東彼杵町 ? ] ・ 川棚 町 [ これら２つの町は本図幅の北隣の早岐図幅地域内 ] に通ずる県道でみられる。 肉眼的には暗灰色で緻密な岩石である。 岩質は石基にアルカリ長石を含有する粗面岩質系のもので， 橄欖石・輝石の斑晶が認められる。
本岩は図幅内東部地域の 宣瀬 川 [ or 郡 川 ] および佐奈川 [ これは「佐奈川内川」の誤り ? ] 沿岸に分布し， 多良岳火山の安山岩類熔岩によって被覆されている。 肉眼的には 石英の外来結晶および橄欖石の斑晶を多く含有する灰白色粗粒の岩石であって， 石英は場所によってわずかしか含有されないところもある。 本岩の厚さは一般に 10～40 mm [ この厚さの単位は m ? ] で， 常に赤褐色の薄い砕屑岩を伴っており， 宣瀬川沿岸では熔岩は 2 枚存在する可能性があるが， いずれにしても， 岩質にも活動時期にも差はなく相ついで流出したものと考えられる。 宣瀬川沿岸では採石場が各所にみられ， 石材として利用されている。
本岩は大村市内の池田ノ池付近および鈴田川地区に分布しており， 熔岩の厚さは数 m～20 m 位と推定される。 鈴田川地区のものは 角閃石黒雲母石英安山岩と多良岳火山砕屑物との間に挾在しており， 岩松駅付近では数 m の厚さである。 一方 池田ノ池付近のものはこれよりやや厚く， いずれも多良岳火山噴出物で被覆されている。 本岩は肉眼的には暗緑色～暗灰色の無斑晶質岩で， 緻密である。 斑晶は小さな輝石・橄欖石が認められ， 石基は b 型で， アルカリ岩質である。 池田ノ池付近のものは晶洞に黒雲母が多く族生している部分がある。 また長崎 [ 位置不明 ; これは長崎火山岩類地域のこと ? ] 付近のものはまれに小さな閃緑岩質岩石の包有物がある。
本砕屑物は多良岳火山を中心として広く山麓部を形成しているが， その西方にあたる本図幅地域内にはほとんどなく， 南東部地域にわずかに分布しているにすぎない。 本図幅地域以外では多良岳周辺に分布する第三紀層および玄武岩類を覆い， 多良岳熔岩により被覆されているが， 本図幅地内でも鈴田川流域で， 第三紀層および角閃石黒雲母石英安山岩を覆い， 大村安山岩により被覆されている。 本砕屑物は主として数 cm～30 cm の円礫または亜角礫状の， 輝石安山岩～角閃石安山岩とその同質の凝灰質物で膠結されているもので， 数 10 m 以上の厚さを有するものと推察される。 また大村市街南方の海岸および国道によく観察し得る露出がある。
本熔岩は多良岳火山の中腹部周辺に広く分布する普通輝石紫蘇輝石安山岩で， 本図幅地域の北東部山地を占めているものはその一部である。 大村市付近では多良岳凝灰角礫岩を被覆しているが， 郡川以北から早岐図幅地域にかけての大村湾に面する地域では， 橄欖石玄武岩および石英玄武岩などの玄武岩熔岩を覆っている。 下位の玄武岩熔岩との地質関係は萱瀬川沿岸および松原から千綿地域で観察されうる。 岩相は著しい変化を示し， 琴平岳および宮代 [ ← 琴平岳の北の宣瀬川（郡川）の北方の地域名 ] の北部では斑晶状を呈する熔岩であるが， 他の地域では全般的にガラス質で， 板状節理を呈している。 とくに飯盛岳の東方， 倉谷および 伏勢 [ ← 琴平岳の南方 1 km ; 狸ノ尾池の南西縁 ? ] 付近では， 一見 サヌカイト様岩石となっている。 本熔岩は全般的に構成鉱物の変化は少ないが， 斑晶として普通輝石・紫蘇輝石を含有する普通輝石紫蘇輝石安山岩と， 角閃石・普通輝石および紫蘇輝石を有する角閃石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩との ２種類に区分せられる。 この両種の関係は， 一般的に下部には角閃石の斑晶を含まず， 上部に含有している。
本岩は大村安山岩のなかで下部を占めるもので， 通常は斑晶として普通輝石・紫蘇輝石を有して角閃石を含まないが， まれには少量含有することがある。 肉眼的には 緻密な石基に多くの斜長石と普通輝石・紫蘇輝石の斑晶を含有する安山岩で， 黒灰色～黒色を呈する斑状岩である。 上部の角閃石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩に較べて， 著しく板状節理を呈しガラス質である。 とくに山田ノ滝・裏見ノ滝および大樽滝などでは著しい板状節理の影響か， 高さ 20～30 m の瀑布をつくっている。 本岩は伏勢および有坂 [ 位置不明 ] 付近では著しくガラス質で， 一見 サヌカイト様岩の感を呈している。 伏勢 一帯ではガラス質の部分が粘土化作用をうけ， 広範囲に亘って白土鉱床を形成しており， 目下 稼行されつつある。
本岩は大村安山岩の上部を占めるもので， 図幅地域内の北東部に分布している。 岩質は下部の普通輝石紫蘇輝石安山岩とほとんど差はないが， 斑晶として角閃石を含有し下部のようにガラス質でなく， やや斑晶状を示す点が異なっている。 すなわち， 紫蘇輝石・普通輝石および少量の角閃石の斑晶を含有する 青灰色～淡褐色の斑晶状岩石である。 本岩と下部との境界は野外では判然としないが， 上記のような角閃石の斑晶の有無， ガラス質であるかどうか， 斑晶状であるかないかという点で区別をしたのである。 なお本岩には 斜長石および角閃石の組合わせからなる径数 cm ほどの包有物が多くみられ， 琴平岳の南麓の伏勢付近で観察される。
飯盛岳は武留路山および鉢巻山などに隣接している寄生火山で， 普通輝石紫蘇輝石安山岩で構成されている。 熔岩は武留路山と同様に少量で， 飯盛岳山頂を中心とする径 1 km 余の範囲に分布するのみである。 飯盛岳の活動はほかの寄生火山に先立って行なわれたものと推察される。 その時期は大村安山岩の流出後と考えられる。
本岩の岩質は構成鉱物からみれば大村安山岩とほとんど同じものであるが， まれに少量の橄欖石の斑晶が認められ， また石基も一般に d 型であるが a 型のことがある。 有色鉱物の斑晶の量も大村安山岩よりもわずかに多く含有されており， したがって大村安山岩に較べてやや塩基性の岩石である。 肉眼的には暗灰色を呈するガラス質岩石で， 斑晶としては多くの斜長石および輝石を， ほかにわずかに橄欖石を含有している。
本岩は多良岳火山の寄生火山として生まれた， ドーム状を呈する武留路山を構成する普通輝石紫蘇輝石角閃石安山岩である。
肉眼的には青灰色を呈し， 斑晶として 1～5 mm の長柱状の角閃石を多量に有するほか， 輝石・斜長石を含有する粗粒の岩石である。 本岩には多くの斑粝岩質または花崗岩質の外来岩片を含有しており， ときには石英粒の集合した 1 cm ほどの包有物を見ることがある。 一般に新鮮な岩石で， 武留路山の中腹には石切場があり， 石材として多く利用されている。
武留路山は飯盛岳および鉢巻山とともに， 多良岳火山の寄生火山として相隣接して聳えているが， その噴出活動はそれぞれの熔岩の接している地点が見られないが， 周囲の関係から， 本岩は飯盛岳の活動後で鉢巻山玄武岩の流出前と推定される。
本熔岩は図幅地域内の北東部に分布する橄欖石玄武岩で， 下部に薄い火山砕屑岩を伴って大村安山岩を覆っている。 これは鉢巻山を中心として噴出した寄生火山であって， かっては多良岳火山体の西麓部を覆っていたものと考えられるが， その後の解析作用により現在ではおもに鉢巻山周辺に分布するほかは， 赤似田・琴平岳などの地形的にやや平坦な場所に局部的にみられるのみである。 下位の大村安山岩との関係は裏見ノ滝の上方， 野岳溜池 [ 野岳ノ溜池 ? ] および琴平岳付近で観察され， 両者の間には薄い凝灰岩または凝灰角礫岩を挾在して境されている。 鉢巻山の頂上付近では多量の火山砕屑物が占めている。 熔岩の厚さは全体的に薄く 30～50 m と推定される。 肉眼的には灰白色， 細粒で褐色を帯びた橄欖石の斑晶を多く含有している。 本熔岩は普通輝石橄欖石玄武岩（Ⅳb）である。
| 試料 | ① | ② | ③ | ④ | ⑤ | ⑥ | ⑦ | ⑧ | ⑨ |
| SiO2 | 59.02 | 58.29 | 63.20 | 61.44 | 61.42 | 59.30 | 61.62 | 64.42 | 61.90 |
| TiO2 | 1.34 | 0.97 | 0.82 | 0.72 | 1.19 | 0.95 | 0.75 | 0.64 | 0.73 |
| Al2O3 | 16.53 | 18.21 | 14.15 | 16.54 | 15.33 | 15.53 | 16.08 | 14.50 | 16.58 |
| Fe2O3 | 3.22 | 2.37 | 2.38 | 1.95 | 2.48 | 3.10 | 3.14 | 2.79 | 2.91 |
| FeO | 3.15 | 3.36 | 3.08 | 3.43 | 3.86 | 3.94 | 2.65 | 2.29 | 3.65 |
| MnO | 0.16 | 0.12 | 0.12 | 0.09 | 0.13 | 0.12 | 0.11 | 0.11 | 0.11 |
| MgO | 2.54 | 2.86 | 2.76 | 3.22 | 2.32 | 3.93 | 2.82 | 2.35 | 2.90 |
| CaO | 5.41 | 6.39 | 5.46 | 5.61 | 4.96 | 5.32 | 5.28 | 4.78 | 4.76 |
| Ma2O | 4.37 | 3.41 | 3.56 | 3.64 | 4.18 | 3.24 | 3.44 | 3.55 | 3.43 |
| K2O | 1.95 | 1.90 | 2.03 | 2.18 | 2.36 | 1.94 | 2.09 | 2.63 | 2.27 |
| P2O5 | 0.87 | 0.58 | 0.49 | 0.25 | 0.80 | 0.40 | 0.42 | 0.36 | 0.59 |
| H2O (+) | 0.77 | 0.86 | 0.81 | 0.68 | 0.73 | 1.16 | 0.57 | 0.95 | 0.27 |
| H2O (-) | 0.47 | 0.30 | 0.63 | 0.40 | 0.20 | 0.40 | 0.53 | 0.20 | 0.23 |
| Total | 99.80 | 99.25 | 99.49 | 100.15 | 96.96 | 99.33 | 99.50 | 99.57 | 100.33 |
| 試料 | ① | ② | ③ | ④ | ⑤ | ⑥ | ⑦ | ⑧ | ⑨ |
| Q | 10.27 | 11.53 | 20.70 | 14.96 | 14.35 | 15.50 | 18.78 | 20.80 | 18.90 |
| C | - | - | - | - | - | - | - | - | 1.22 |
| or | 11.69 | 11.13 | 12.24 | 12.80 | 13.91 | 11.69 | 12.24 | 15.58 | 13.36 |
| ab | 37.23 | 28.84 | 29.89 | 30.93 | 35.13 | 27.26 | 29.36 | 30.04 | 28.84 |
| an | 19.47 | 26.15 | 16.69 | 22.25 | 16.13 | 21.97 | 22.25 | 15.85 | 20.04 |
| wo | 0.93 | 0.93 | 3.14 | 1.63 | 1.63 | 0.70 | 0.58 | 2.40 | - |
| en | 6.32 | 7.13 | 6.93 | 8.03 | 5.82 | 9.84 | 7.03 | 5.85 | 7.23 |
| fs | 1.19 | 2.90 | 2.77 | 3.69 | 3.30 | 0.34 | 1.32 | 2.94 | 3.43 |
| fo | - | - | - | - | - | - | - | - | - |
| fa | - | - | - | - | - | - | - | - | - |
| mt | 4.63 | 3.47 | 3.47 | 2.78 | 3.70 | 4.40 | 4.63 | 3.06 | 4.17 |
| hm | - | - | - | - | - | - | - | - | - |
| il | 2.58 | 1.82 | 1.52 | 1.37 | 2.28 | 1.82 | 1.37 | 1.21 | 1.37 |
| ap | 2.02 | 1.34 | 1.14 | 0.60 | 1.88 | 0.94 | 1.00 | 0.84 | 1.41 |
| 試料 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 | 14 | 15 | 16 |
| SiO2 | 51.00 | 47.11 | 49.57 | 47.82 | 49.18 | 45.04 | 45.83 | 49.78 | 48.07 | 50.02 | 52.12 | 52.14 | 54.33 | 49.34 | 49.53 | 48.84 |
| TiO2 | 1.70 | 1.08 | 1.86 | 1.58 | 1.85 | 2.04 | 2.00 | 1.24 | 1.59 | 1.30 | 1.22 | 1.17 | 1.17 | 1.50 | 1.34 | 1.25 |
| Al2O3 | 18.28 | 18.54 | 16.84 | 18.03 | 18.91 | 16.94 | 17.44 | 17.66 | 17.58 | 17.07 | 19.20 | 17.97 | 19.16 | 16.40 | 18.15 | 17.37 |
| Fe2O3 | 3.61 | 3.47 | 6.92 | 3.68 | 6.52 | 4.12 | 2.88 | 2.33 | 5.08 | 5.65 | 4.17 | 2.61 | 1.97 | 6.91 | 3.29 | 5.15 |
| FeO | 5.96 | 6.30 | 4.80 | 6.07 | 5.10 | 6.75 | 7.72 | 7.20 | 6.08 | 5.08 | 4.72 | 6.34 | 4.36 | 4.87 | 5.28 | 4.46 |
| MnO | 0.15 | 0.19 | 0.16 | 0.19 | 0.16 | 0.21 | 0.22 | 0.20 | 0.23 | 0.17 | 0.17 | 0.16 | 0.13 | 0.24 | 0.17 | 0.21 |
| MgO | 4.36 | 7.19 | 5.30 | 7.72 | 4.29 | 8.85 | 7.58 | 4.66 | 5.98 | 5.28 | 4.20 | 4.99 | 4.65 | 7.32 | 7.28 | 8.54 |
| CaO | 8.14 | 10.94 | 6.95 | 9.68 | 8.83 | 10.21 | 11.16 | 11.27 | 10.56 | 9.58 | 7.62 | 7.56 | 7.50 | 9.49 | 8.26 | 8.70 |
| Na2O | 3.91 | 2.66 | 3.70 | 2.87 | 3.21 | 2.88 | 3.24 | 2.67 | 2.83 | 2.92 | 3.29 | 3.51 | 3.07 | 2.05 | 3.29 | 3.18 |
| K2O | 1.63 | 1.01 | 2.10 | 1.22 | 1.06 | 1.46 | 1.25 | 0.80 | 0.76 | 1.04 | 1.48 | 1.47 | 1.43 | 0.60 | 1.52 | 1.60 |
| P2O5 | 0.73 | 0.63 | 1.20 | 0.67 | 0.61 | 0.83 | 0.66 | 0.42 | 0.63 | 0.57 | 0.63 | 0.76 | 0.88 | 0.58 | 0.73 | 0.78 |
| H2O (+) | 0.21 | 0.55 | 0.68 | 0.44 | 0.52 | 0.35 | 0.47 | 0.82 | 0.46 | 0.72 | 0.48 | 0.41 | 0.53 | 0.29 | 0.39 | 0.41 |
| H2O (-) | 0.40 | 0.20 | 0.43 | 0.63 | 0.47 | 0.70 | 0.23 | 0.27 | 0.30 | 0.27 | 0.43 | 0.57 | 0.27 | 0.37 | 0.30 | 0.37 |
| Total | 100.08 | 99.87 | 100.51 | 100.60 | 100.71 | 100.38 | 100.63 | 99.32 | 100.14 | 99.67 | 99.73 | 99.66 | 99.45 | 99.96 | 99.53 | 100.86 |
| 試料 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 | 14 | 15 | 16 |
| Q | - | - | 1.06 | - | 4.75 | - | - | 0.54 | - | 4.32 | 4.93 | 1.50 | 8.17 | 7.09 | - | - |
| C | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | 0.92 | - | - | - |
| or | 9.46 | 6.12 | 12.39 | 7.79 | 6.12 | 8.90 | 7.24 | 5.01 | 4.45 | 6.12 | 8.90 | 8.68 | 8.35 | 3.34 | 8.90 | 9.46 |
| ab | 33.03 | 22.55 | 31.30 | 24.12 | 27.26 | 17.30 | 16.78 | 22.55 | 24.12 | 24.64 | 27.79 | 29.68 | 26.22 | 17.30 | 27.79 | 29.74 |
| an | 27.54 | 35.60 | 20.33 | 32.82 | 34.21 | 28.93 | 29.48 | 33.66 | 33.66 | 30.60 | 33.10 | 28.93 | 31.71 | 33.93 | 30.03 | 28.37 |
| wo | 3.60 | 6.27 | 1.76 | 4.65 | 1.05 | 6.74 | 8.83 | 9.18 | 2.44 | 5.69 | 0.35 | 1.72 | - | 4.07 | 0.47 | 3.48 |
| en | 8.13 | 5.62 | 13.20 | 7.83 | 10.64 | 4.72 | 5.62 | 11.64 | 14.86 | 13.15 | 10.44 | 12.43 | 11.54 | 18.27 | 13.15 | 11.44 |
| fs | 5.14 | 2.24 | 0.23 | 2.37 | 1.19 | 1.45 | 2.60 | 9.37 | 3.56 | 2.90 | 3.56 | 7.85 | 4.75 | 1.19 | 3.69 | 1.06 |
| fo | 1.90 | 8.86 | - | 7.81 | - | 12.16 | 9.29 | - | 4.50 | - | - | - | - | - | 3.45 | 6.89 |
| fa | 1.32 | 3.87 | - | 2.75 | - | 3.67 | 4.89 | - | 1.22 | - | - | - | - | - | 1.12 | 0.92 |
| mt | 5.09 | 5.09 | 10.00 | 5.33 | 9.49 | 6.02 | 4.17 | 3.30 | 6.71 | 8.10 | 6.02 | 3.80 | 2.78 | 9.96 | 4.70 | 7.41 |
| il | 3.19 | 2.12 | 3.53 | 3.04 | 3.49 | 3.79 | 3.79 | 2.35 | 3.04 | 2.43 | 2.28 | 2.14 | 2.28 | 2.88 | 2.55 | 2.43 |
| hm | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - |
| ap | 1.68 | 1.48 | 2.86 | 1.58 | 1.41 | 2.02 | 1.68 | 1.01 | 1.48 | 1.34 | 1.48 | 1.78 | 2.02 | 1.38 | 1.71 | 2.02 |
| ne | - | - | - | - | - | 3.69 | 5.68 | - | - | - | - | - | - | - | - | - |
本図幅地域内の冲積層は砂・粘土・礫からなり， 大村湾の東部の大村市周辺に拡がる扇状地性の冲積平野があるほかは， 大村湾に注ぐ大明寺川・大江川・戸根川・長与川および鈴田川などの流域に わずかに発達している。 大村市周辺の冲積平野は 多良岳に源を有している萱瀬川および郡川によってつくられた扇状地性のもので， 砂・粘土のほかに， とくに多良岳火山の火山岩礫から構成されている。
大村市の北東部の大村市 大字 伏勢 [ 字 勢 ] 字 雄ガ原 にあり， 大村駅の北東方 4 km の地点にある。
周辺の地質は前記の大村熔岩下部の普通輝石紫蘇輝石安山岩からなり， 鉱床はそのうちでとくに黒灰色を呈する， 一見 サヌカイト様岩のガラス質な部分に賦存している。 鉱床は熔岩のガラス質な部分を交代して生じたもので， 主として加水ハロイサイトからなるが， ほかにギプサイト [ gibbsite, Al (OH)3 ] ・方珪石などを含有している。 鉱床を賦存している変質帯は広く, 東西約 200 m， 南北 800 m 余で， 平均の深さ 10 m 余と推定されるものである。 粘土鉱床のなかには 径数 10 cm 前後のガラス質で黒灰色を呈する新鮮な母岩が， 円礫または亜角礫状に残っている。 鉱石の耐火度はおおむね SK 33 以上で， 良質部は SK 36 に達する。
本鉱床は， 第 3 図 [ ← 第 4 図 ? ] に示したように, 結晶片岩地域の絹雲母石英片岩中（無点紋帯）に 主として琴海村地内の数ヵ所にレンズ状に胚胎されているものである。 一名 村松型鉱床とも呼ばれており， ブラウン鉱（バラ輝石）を共生することが特徴である。 これらの鉱床はいずれも小規模であって， 現在では全部が廃山となっているが， このうちで 松迫 [ 松ノ迫 ? ] （旧 村松鉱山）および 猪越 の鉱床は割合に規模が大きいようである。 松迫の鉱床は坑道が埋没しているので詳しいことが判らないが， 母岩が絹雲母石英片岩で鉱石は石英脈中にブラウン鉱が随伴しており， 鉱床の周辺には 1～2 mm 位の柱状の紅簾石を含有する紅簾石絹雲母石英片岩がみられる。 また紅簾石は鉱石のブラウン鉱・石英などにも随伴している。 このような紅簾石は戸根付近の鉱床にもみられる。 猪越鉱床は絹雲母石英片岩中の石英脈にマンガン鉱が随伴しているもので， 鉱床は巾 50 cm で， 脈の方向は結晶片岩の片理面とほぼ平行で N 30°E， 傾斜は 60°E である。 鉱石はブラウン鉱・バラ輝石からなる。
本鉱山は図幅地域内北西隅の大串村にあり， 古くから産金地として知られており， その開発は古く幕政の頃から稼行されていたものである。 本鉱床については すでに筑紫越郎・木下亀城氏などの詳しい研究結果が発表されている。 なお現在では廃山となっているので坑内などの調査は不可能であったので， 本稿ではその概略にとどめる。
鉱床は西彼杵結晶片岩中に胚胎している含金石英脈と， 付近の海岸の砂礫中に含有される漂砂鉱床との２種類に分けられる。
含金石英脈 : 西彼杵結晶片岩中には多くの石英脈が乱走しており， 金はこの石英脈に随伴している。 石英脈は結晶片岩の片理面に平行または斜行しており， その大きさは一定でなく， 巾は数 cm～数 m のものである。 この石英脈には 黄鉄鉱を主とする硫化鉱物が小さな塊をなして随伴している模様である。
坑口は各処にみられるが， いずれも閉されている。
漂砂鉱床 : 本鉱山付近の海岸および海底には 周辺の山地が侵食作用をうけてできた砂・礫・泥などが堆積している。 この砂・礫・泥のなかに金は砂金として含まれている。
本地域に産する石綿は 主として蛇紋岩体に伴ってその周辺部に生成されているもので， いずれも稼行の対象になり得るようなものは見受けられなかった。 かつては琴海村 四戸の川 [ ← 図幅地域西端中央やや北方付近の蛇紋岩の露出地 ] ・大平などでは採掘が試みられたが, その目的を果たさずに終わっている。
本地域の滑石鉱床は石綿と同様に結晶片岩中の点紋帯に分布しているもので， 石墨絹雲母片岩中にその片理面に沿って小レンズ状をなしているもの， 蛇紋岩と結晶片岩との境にできているもの， 蛇紋岩の周辺部が滑石化されてできているもの， などの３種類に分けることができる。 石墨絹雲母片岩中の片理面に沿ってできているものは 巾が 1～2 m 位で滑石片岩ともいうべきもので， ほとんどが陽起石や黄鉄鉱を伴っている。 蛇紋岩と結晶片岩との境に生成されているものは桂山・山道などにあり, 陽起石を伴っている。 蛇紋岩の周辺部が滑石化されたものの一つとしては元越 [ ← 猪越の北方 1 km ] の蛇紋岩体で， 多くの菱鉄鉱を含有している。 これら各所の滑石鉱床は小規模のためか稼行の対象となっていない。
本図幅地域内には各所に採石場があり， そのおもなものは下記のとおりである。 大部分が砕石され砂利石として利用されているようである。
| 採石岩石 | 採石場所 |
| 橄欖石黒雲母含有輝石安山岩 | 琴海村 西海 |
|
石英普通輝石橄欖石玄武岩 および
普通輝石紫蘇輝石安山岩（大村溶岩） | 大村市 萱瀬 川沿岸 |
| 橄欖石粗面玄武岩 | 東彼杵郡千綿村 国道沿い |
| 普通輝石紫蘇輝石角閃石安山岩（武留路山） | 東彼杵郡千綿村 武留路山 |
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Kagoshima, No.17
By Kazunori MATSUl ＆ Atsuyuki MIZUNO (Written in 1963)
Physiographically, the area mapped locates in the northwestern part of Kyūshū island and embraces the Ōmura bay.
Geologically, the area is divided into three units according to the distributed rocks.
Western part of the area is mainly occupied by crystalline schist. At present, this crystalline schist is not clearly known whether it belongs to the Sambagawa crystalline schist or Sangun crystalline schist. Eastern area consists of Paleogene strata and the volcanic rocks of Neogene. Wide area around Ōmura city is covered by the volcanic materials of early Quaternary.
Crystalline schist occupied the area of the Nishi-sonogi peninsula and it is divided into two parts by the rock facies. Lower horizon consists mainly of spotted graphite sericite schist and it is intruded by serpentinite. Around serpentinite rock is changed topfstein [ 鍾乳石 ? ] . Thin layers of piedmontite quartz schist and glaucophane schist are intercalated. Besides, manganese ores of small lens form are distributed in some places. Upper horizon consists chiefly of non-spotted crystalline schist.
The Paleogene formations are found in the southeastern part of this area, covered by the younger volcanic rocks. The establishment of their exact stratigraphy is very difficnlt, in order to their localized distribution and disturbed structural features. A comparative study of them with the Paleogene formations in the Nagasaki sheet-map area, south of this area, however, allows the conclusion that in this area are developed a part of the Paleogene of the southern area. Thus, we can there discriminate the following formations in descending order.
Hirakoba formation (upper Oligocene) : found only in the beach cliff of Mi-shima, and mainly composed of very fine-grained sandstone including the molluscan fossils Portlandia thraciaeformis STORER and Lucinoma nagaoi OYAMA et MIZUNO, with an intercalation of white tuff bed.
Nagayo formation (lowest Oligocene) : found in some places of the southern district represented by the road-side cliff near Tanohira, and there composed of white medium～coarse-grained sandstone intercalating thin conglomerate beds.
Kirimiya formation (upper Eocene) : distributed in the southeastern part of the area mainly consisting of medium～fine-grained bedded sandstone (upper part), and also found near Uchikura, there consisting of muddy very fine sandstone (lower part).
Keya formation (middle Eocene) : rather widely distributed in the southern coastal district of Ōmura city, composed of white medium～fine-grained arkose sandstone and dark-colored mudstone ; the upper part intercalated with many coal bed and coaly shale beds, the both being not workable ; the lower limit of this formation unknown.
The lower Oligocene horizon called Yamaguchi formation in the Nagasaki sheet-map area is not cropped out in this area, probably laid in the bottom of the Ōmura bay.
These rocks intrude into the crystalline schist and Tertiary sediments. Olivine biotite bearing augite andesite in the Nishi-umi area belongs to the former and the hornblende biotite dacite of porphyritic appearance in the basin of the river Suzuta to the latter.
The rocks cover the crystalline schist and are divided into 8 kinds as shown here-under :
Among these, andesitic varieties erupted precede the basaltic ones and all belong to the hypersthenic rock series.
Andesitic varieties around Nagasaki city consist pyroxene andesite accompanied by large quantities of pyroclastics. Acidic varieties erupted precede the basic ones. Rocks of this area are divided as follows :
These all were erupted successively and no intervals of eruption can be observed between them. Tuff breccias belonging 1 and 3 are measured about several hundreds meters in thickness.
Volcanic rocks of this area are divided into two. Namely the basaltic rocks of basal part of Taradake volcano and the erupted materials of this volcano, which are accumulated over the former. The former is divided into 4 as follows :
Among these, quartz xenocryst included in No. 3 type is characteristic. These all are presumed to have been erupted in the later stage of Tertiary. Volcanic materials of the Tara-dake volcano are divided as follows in this area. Namely, 1. Volcanic ejecta of Taradake volcano. 2. Lower and upper parts of the Ōmura andesite. The Ōmura andesite covers the large quantites of pyroclastics and it belongs to pyroxene andesite. Lower part of this andesite is glassy and dark grey in color having no hornblende crystals. Upper part is porphyritic in appearance having hornblende crystals as phenocrysts. The rocks of the both parts belong to the hypersthenic rock series.
Around the Tara-dake volcano, several small parasitic volcanoes are observed. Such as Iimori-dake, Mururo-yama and Hachimaki-yama. At the top of the last one we can still observe the small crater. Componental rocks are olivine bearing augite hypersthene andesite, pyroxene hornblende augite and augite olivine basalt. Except Hachimaki-yama (whose rocks belong to trachy-basalt), all rocks of these volcanoes belong to the hypersthenic rock series.
Alluvial deposits of this area are narrow except the fan deposit along the down-stream of the river Kori. Alluvial deposit consists of sand, clay and gravel.
Masuragahara mine locates at 4 km northeast of Ōmura city. This clay bed belongs originally to the lower part of Ōmura lava of the Tara-dake volcano mentioned before. Glassy part of the lava is hydro-thermally altered to halloysite and partly to gibbsite. Refractories is said to be more than SK. 33.
Manganese ores are intercalated in the crystalline schist in the Nishi-sonogi peninsula as small lens forms. Ores are mainly of brunite accompanied by piedmontite. The ore bodies are small and have no economical value.
At the Ogushi gold mine, quartz veins interbedded in the lower part of the crystalline schist were worked in the past. But nowadays it was closed owing to the decrease of the economic value.
At the margin of serpentinite small scaled asbestas is now underworking in several places.
Resemble to asbestas marginal portion of serpentinite is changed to talc and is worked in small scale. Besides, talc of small lens form is interbedded in crystalline schist and is worked in small scale.
昭和 41 年 9 月 7 日 印刷 昭和 41 年 9 月 14 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1966, Geological Survey of Japan