地域地質研究報告
５万分の１図幅
宮古島（19） 第 2 号
地質調査所 四国出張所 矢崎清貫
昭和 53 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 島尻層群 IV. 琉球層群 IV.1 保良石灰岩 IV.2 友利石灰岩 IV.3 下地島石灰岩 V. 現世堆積物 V.1 白鳥崎石灰岩 V.2 風化土壌 V.3 古砂丘堆積物 V.4 砂丘堆積物 V.5 現生サンゴ礁 VI. 地質構造 VII. 水理 文献 Abstract 図版
地域地質研究報告
（昭和 52 年稿）
５万分の１図幅
宮古島（19） 第 2 号
この地質図幅は昭和 48～50 年度にかけて実施された。 調査は昭和 49 年 3 月の約 10 日間を外業に充当させ， その後， 宮古本島との関連も考慮して総括したものが本図幅である。 この図幅を総括するにあたっては， 大山桂技官から琉球層群の大形貝化石について多くの助言をうけた。
また， 現地調査に当っては， 沖縄県 宮古地方事務所から種々の便宜を受けた。 深甚なる謝意を表する。
伊良部島 は琉球島弧の主部を構成する非火山性島弧帯の内側に近い位置にあって， 琉球島弧の南西琉球に属する。 北西側は沖繩舟状海盆・大陸棚をへて中国大陸へ， また南側は琉球海溝をへてフィリピン海盆に対している。
この図幅区画は 宮古島から北西に約 7.8 km の海上をへだてていて， 北緯 24°48'～24°52'， 東経 125°8'～125°14' の範囲に入る伊良部島および 下地島 の２つの島よりなっている。 島の総面積は 37.4 km2， 人口は昭和 52 年現在で 9,564 人である。
この２つの島は， 第 1 図のように入江を境にして伊良部島と下地島に分れて 相似形を呈している。 入江は水深 2 m 内外で， 干潮時は陸続きとなる。 島の伸長方向は 北西 - 南東を示し， 伊良部島で 8.5 km， 北東 - 南西は 4.7 km である。 下地島もほぼ伊良部島に平行する伸長方向を示し， 北西 - 南東に 5.0 km， 北東 - 南西は 2.5 km である。
この図幅地域は 礁石灰岩で構成されていることもあって 高い山地状の地形はなく， 概して平坦面の多い台地状の地形を呈している。 台地は第 2 図にみられるように伊良部島の南東部が高く， 漸次 北西へ低く傾斜している。 おもな台地は， 伊良部島の南東部から北西部にかけての海岸沿いの標高 60 m 以上の牧山平坦面 （島でもっとも高い [ 伊良部島の東端付近の ] 牧山 （88.8 m）が含まれている）， 伊良部島のほぼ中央部をしめる標高 40～50 m の伊良部平坦面， 伊良部島の北西部の標高 20～25 m の白鳥崎平坦面， および 下地島にみられる標高 8～15 m の下地島平坦面がある。
海岸線は大部分が石灰岩からなる岩石海岸で， 入江の一部には砂質海岸がみられる。 とくに南東部の牧山付近から北西部の白鳥崎にかけての海岸線は 30 m 以上の屏風のように切立った海食崖が形成されているが， この一部の断崖には いわゆる断層崖に相当する部分も含まれている。 一方， 下地島を含めての南海岸には 海食崖はみられず， いわゆるベンチ [ = 波食棚 ] 状の海浜と砂丘地が多い。
サンゴ礁は， [ 伊良部島の北岸の東部の ] 佐良浜 部落の北西部から [ 伊良部島の北西隅の ] 白鳥崎 をへて 下地島の [ 西端の ] 通り池 とつながる 堡礁 [ = 礁湖とよばれる水域をもつ環状のサンゴ礁 ] が半円状に発達している。 この堡礁に取りかこまれる礁湖は浅く， -2～-4 m 内外である。 この礁湖の下地島側には 第 3 図のような +1 m 内外の見事な海食棚が形成されているが， 他の地域では識別出来ない。
周辺海域には， 第 2 図でわかるように， 島棚の外縁とみなされる -80～-100 m 付近と -50～-60 m 付近の２つの平坦面が認められる。 このうち， -80～-100 m の平坦面は 下地島の西方海域において標式的に発達しているが， ここでは -50～-60 m の平坦面が識別出来ない。 -50～-60 m 平坦面は 伊良部島の北東の海域ならびに下地島の南方の海域でよく発達している。
本地域には， 第 4 図にみられるように， 1.0～1.5 km にも達する谷状（河川状）の地形が識別されるが， 地表水の流水はみられない。 したがって， この図幅地域には 河川と呼ばれるものはない。 この谷状地形は いずれも伊良部島の南東側の高台から 北西～西方へ傾斜し， 前出の牧山平坦面から伊良部平坦面への傾斜の変移する付近， および 伊良部平坦面から白鳥崎平坦面の傾斜の変移する付近の 比較的勾配の急な部分だけにみられる。 各平坦面で [ 谷状地形は ] 不鮮明となる。 これら２つの傾斜の変移する付近にみられる谷状地形は， 牧山平坦面と伊良部平坦面との傾斜の変移する付近にあるものは比較的短かいが， 伊良部平坦面と白鳥崎平坦面との傾斜の変移する付近にあるものは大きくかつ長い。
下地島の北西部には， 第 5 図でみられるような「通り池」（沖繩県の天然記念物に指定されている）と呼ばれる 直径 55 m と直径 77 m の２つの池がある。 この池の形成については， 石灰岩地帯特有のドリーネ [ doline ; 石灰岩のカルスト地形が水による浸食ですり鉢状にへこんだ個所 ] とする考えが一般的である。 しかし， この「通り池」の北側には２つの同じような池がみられるが， そのうちの１つは海食棚に取り残された凹地の池であり ドリーネではない。 これら４つの池は いずれも石灰岩の下で外洋と連結している。
本地域はいわゆる西南日本島弧系の琉球島弧に属し， 南西諸島海溝（琉球海溝）と対になつている島弧 - 海溝系の活動度の若い島弧とされている。 琉球島弧は 地形・地質らの特徴から３つのグループにわけられている。 すなわち， 北東部から東北琉球・中部琉球および南西琉球に区分され， 東北琉球と中部琉球を区分する付近には 吐噶喇 海峡（ 渡瀬線 = Tokara Channel ; 小西（1965））があり， 中部琉球と南西琉球を区分する付近には 宮古海峡（ 蜂須賀線 = 宮古凹地 ; 小西（1965））がある。 琉球島弧の東北琉球は 火山性島弧と非火山性島弧からなる複数島弧であるが， 南西琉球は非火山性島弧だけからなる単数島弧といわれている。 しかし， 最近の海域調査の拡大とともに， 琉球島弧全体を通じて複数島弧といわれている．
本図幅地域の地質基盤は， 小西（1965）の先中新世 基盤岩の帯状分帯からみれば本部累帯（Motobu Belt）に入り， 宮古山稜（Miyako Positive ; 小西（1956））に近い場所ということになることから， いわゆる南西琉球に属する。 この南西琉球は， 台湾の北進にともなう引っぱりによって 北東 - 南西の方向を示している東北琉球島弧が 北東東 - 南西西の方向へ変移する会合部に相当することから， 島弧を胴切りする多くの低下帯にともなう北西 - 南東方向の断層が顕著である。
本地域の地質系統は 中新世～鮮新世の 島尻 層群 ， 更新世の 琉球 層群 ， 現世の 白鳥崎 石灰岩 ， 耕地を形成する 風化土壌 ならびに 新旧２つの砂丘堆積物 によって構成されている。 本地域の地質を総括したものが第 1 表であり， 地質の概要を示したものが第 6 図である。
| 時代区分 | 層序 | 層厚（m） | 岩質 | 主な化石 | 平坦面 | ||||
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宮古島の島尻層群は， 下位から 大神島 層・ 城辺 層および 平安名 層に分けられる。 本地域に露出する島尻層群は， 下位の大神島層に対比される砂岩が 伊良部島の北海岸の [ 佐良浜の北西部の ] サバウツガー湧水井において一カ所だけ確認される。
琉球層群は下位から 保良 石灰岩 ・ 友利 石灰岩 および 下地島 石灰岩 に分けられる。 保良石灰岩は琉球層群の最下位を占めている石灰岩で， かつて DOAN et al.（1960）は伊良部石灰岩と呼び， 本地域をその模式地としているものに相当する。 分布は 伊良部島の東海岸の佐良浜港付近の断崖にみられ， 下位は礫岩 石灰岩を主とするが， 上位では含礫 石灰砂岩へと漸移する。 層厚は 20～30 m である。 第６次 沖繩 天然ガス資源調査講師団（1970）は [ 保良石灰岩が ] 島尻層群と不整合で接するものとしているが， 今回は確認は出来なかった。
友利石灰岩は伊良部島および下地島の比較的 高台に分布し， 石灰藻 石灰砂岩を主体とする互層型の石灰岩で， 層厚は 40～50 m である。 下位の保良石灰岩とは不整合と考えている。
下地島石灰岩は 伊良部島の北西部の白鳥崎付近から下地島をへて [ 伊良部島の ] 南岸の 長山 港へつらなる低位段丘面ならびに海浜のベンチ [ = 波食棚 ] を形成している。 岩質は下半部が石灰砂岩で上半部がサンゴ礫が入るサンゴ礫 石灰砂岩である。 層厚は 10～15 m 内外で以外と薄く， 堆積面を示す層理が明瞭にみられ， 3～5 度の傾斜が確認されるが 一定の方向性はない。
現世の堆積物には 海辺にみられる新旧２つの砂丘堆積物， 台地の平坦面で耕地を形成する風化土壌， ならびに [ 伊良部島の北西端の ] 白鳥崎から [ その南方 2.5 km の ] 佐和田 にかけての海浜のやや高台の斜面にみられる白鳥崎石灰岩がある。 この白鳥崎石灰岩が更新世か現世かについては 現在まで時代を決定する証拠はない。 しかし， 段丘平坦面などから比較検討すると 古砂丘面より多少 高位置にみられることから， 更新世という可能性もないわけではない。 岩質は石灰質砂・石灰岩 礫・サンゴ礫および石灰藻ボールらの混合物で， 一見 ビーチロック状で， あまり固結が進んでいない石灰岩である。 層厚は 2～3 m 内外で， 下位の下地島石灰岩とは不整合である。
風化土壌は主として伊良部島の牧山平坦面ならびに伊良部平坦面に広い分布がみられ， 厚さは 1～2 m で， 岩質は暗褐色～赤色を呈する粘土である。
古砂丘堆積物は下地島の南岸に広い分布を示し， 厚さは 3～7 m で， 岩質はやや暗灰色を呈し 中粒～粗粒の石灰質砂である。
砂丘堆積物は伊良部島・下地島の南岸のベンチ [ = 波食棚 ] の前面および入江付近にみられ， 厚さは 3 m 以下である。 岩質はアメ色～白色を呈し， 均一・中粒・石灰質の円磨度のよい砂である。
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宮古島に分布する島尻層群は， 下位から 砂岩勝互層を主とする 大神島 層， 泥岩を主とする 城辺 層および泥岩勝互層を主とする 平安名 層に分けられる。 これらの各地層を浮遊性有孔虫の層序から検討すると， 大神島層は中新世後期， 城辺層および平安名層は鮮新世である。 このうち 本地域にみられるものは 宮古島の北部にみられる大神島層の砂岩に酷似する 。
分布 : 伊良部島の北海岸のサバウツガー湧水井の一カ所だけである。
岩相・層厚 : 黄褐色を呈し， 淘汰がよく 均一質な細粒砂岩である。 鏡下で見ると 砂の大部分は石英粒で占められ， 外形は円形のものが大部分で よく粒度が揃っている。 石英粒のなかには 新鮮な石英粒はほとんどみあたらず， いずれも古い岩体から二次的に供給されたものである。 層厚は僅かに 0.3～0.5 m 確認されただけであって， 直接の対比を試みられる古生物の介在もみとめられない。 したがって， 砂岩が酷似するという理由だけで対比を考えてみると， 宮古島の北部に分布する島尻層群の大神島層に対比されるものと推定される。
従来， 南西諸島の広い地域に分布する礁 石灰岩を一括して いわゆる「 琉球石灰岩 」（YABE and HANZAWA， 1935）と呼んできたが， 石灰岩の層序や形成時期をめぐって具体的な議論がなされるようになったのは 本土復帰以後である。 戦後， 沖繩を占領した米軍は いちはやく 沖繩本島（FLINT et al., 1959）， 宮古島（DOAN et al.， 1960）および石垣島（FOSTER et al.， 1960）などの主要の島の地質調査を実施し， その成果を発表した。 宮古島を担当した DOAN et al.（1960）は 宮古島の周辺離島（大神島・池間島・伊良部島・下地島・来間島）を含めて調査を実施し， その成果を２万分の１地質図で完成させ， 200 頁に達する説明書を発表した。
この [ DOAN et al.（1960）による ] 地質図ならびに説明書が 本地域における最初の地質総括であり， かつ， 最初の文献である。 宮古本島に関しては， 賀田貞一（1886）以降の多くの研究者の来島もあって 数多くの研究論交が発表されているが， 本地域についての記述は皆無である。 このことは 地理的な条件の悪さと 地質学的な単純さによるものであろう。
この DOAN et al.（1960）による軍用地質では， 宮古島ならびにその周辺の島に分布する琉球石灰岩を 下位から， 鮮新統の伊良部石灰岩（Irabu Limestone）， 更新統の下地石灰岩（Shimoji Limestone）， 山根石灰岩（Yamane Limestone）および 現世の与那覇石灰岩（Yonaha Limestone）の４つの石灰岩に区分している。
一方， ひとあしさきに返還された奄美群島では 中川久夫らによって調査がすすめられ， 琉球石灰岩層は ほぼ 九戸 ・ 下末吉 面に相当する２つの段丘構成層とされ， 非石灰岩相がふくまれることから 琉球層群 とよばれるようになった（中川， 1967・1969a・1969b）。 また， 小西ほか（1967）は 230Th などを用いた年代測定値をもとに 琉球石灰岩層の区分を試み， 12～13 万年， 10 万年， 8 万年， 6 万年および 4 万年といった測定値を得ている。 このような研究から， 琉球石灰岩層は 一般に更新世の堆積段丘の構成層で， 2～3 の異相の砕屑岩がふくまれているという考えが浸透してきた。 しかし， いまだに， [ 1 ] 琉球層群を中～後期更新世とする意見（平田（1956・1958）; 中川（1967・1969a・1969b）; 小西ほか（1967・1970・1974）; 大村（1972）; 沖繩 第四紀調査団（1976））と， [ 2 ] 前～中期更新世にする意見（野田・仲村（1972 ）; 仲村・三井（1972）; 高安（1976））の２つの意見がある。
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地域 →
時代 ↓ |
宮古島地域
矢崎（1976） |
伊良部島地域
矢崎（本図幅） |
多良間島地域
矢崎（1977a） | ||||
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矢崎（1976）は 宮古島にならびに周辺離島に分布する琉球層群を第 2 表 [ 以下の [注] 参照 ] のように区分し， 友利石灰岩の中部層から Pecten naganumanus の産出層準を確認し， 池辺（1937) および鹿間（1952）らの考えを参考にして， この層準を関東平野の下末吉層および静岡県下の牧の原の貝沢層に対比するものとした。 さらに矢崎（1977b）は 宮古群島の野外調査の終了にともない， 断層の転位なども考慮して， 各段丘面と構成石灰岩との関係から 各石灰岩の形成時期についての一つの試案をのべている。 それによると， 保良石灰岩は 比嘉 面 [ ← 宮古島の最も高い平坦地である比嘉台地の面 ] の 90～110 m を構成しているので Mindel - Riss 間氷期の形成とみなし， その年代を 20 万年前後としている。
[ 矢崎（1976）は宮古島図幅地域において ] 友利石灰岩が野原面 [ ← 宮古島の野原台地の面 ] の 60～70 m を構成し， 最終 高海面期に相当する Riss - Würm 間氷期の形成で， その年代を 12～13 万年としている。 [ また， 宮古島図幅地域の ] 平良 石灰岩は平良面 [ ← 宮古島の平良台地の面 ] の 35～45 m を構成し， 武蔵野面に相当するものとし， その年代を 6 万年前後としている。
[ 矢崎（1976）は宮古島図幅地域において ] 下地島石灰岩が下地面 [ ← 宮古島の下地台地の面 ] の 15～25 m を構成し， Mittel - Würm に相当し， その年代を 3～4 万年としている。
下地島， 多良間島 および 水納島 に標式的に発達する +5～6 m の古砂丘面（ 前泊 面） [ 以下の [注] 参照 ] は繩文海進（Hypsithermal [ = 完新世の気候最温暖期 ] ）と呼ばれるものに相当し， その年代を 5～6 千年という数値が得られているとしている [ ← この記述の根拠不明 ] 。
以上のような理由 [ ← 理解できない ] で 琉球層群に含まれる各石灰岩の形成時期を中～後期更新世とし， 保良石灰岩および友利石灰岩を琉球層群の下部と呼び， 下地島石灰岩を琉球層群の上部と呼んでいる。 なお， 上述した各段丘を関東平野の各段丘に対応させ， 比嘉面 = 多摩面， 野原面 = 下末吉面（S 面）， 平良面 = 武蔵野面， 下地面 = 立川面として関連ずけている。
命名 : 矢崎清貫（1976）
模式地 : 宮古島 城辺 町 保良の南海岸
分布 : [ 1 ] 本地域の東海岸の佐良浜港の背地の切立った断崖（20～30 m）の海岸線に露出するものと， [ 2 ] 牧山～佐良浜～サバウスガーへのびる「牧山～サバウスガーの断層」沿いに連らなるもの， の幅の狭い２条の帯状分布がある。
層序 : 本岩は 従来は DOAN et al.（1960）が伊良部石灰岩（Irabu Limestone）と命名し， この地域を模式地としているものに相当するものであるが， 現状は下限ならびに上限が判然としないことから 模式地を宮古島の保良付近に設定し， そこでの地名をとることにした。 本岩と下位層との関係は第 7 図のサバウスガー湧水井戸において確認されているが， 現在では湧水井戸の湧水箇所と海水面とがほぼ一致していることから， 大潮の干潮時でもない限り確認することは困難である。 しかし， 前でのべたように， 第６次天然ガス調査時点においては 島尻層群と保良石灰岩の不整合が確認されている [ ← 本図幅の調査では確認できなかった ] 。
岩相・層厚 : 本層は第 8 図および第 9 図のように 主として粗粒～極粗粒の石灰砂岩と サンゴ礫・石灰藻礫を包有する生物源の砕屑の礫混り石灰砂岩であるが， 概して上半部が礫岩が少なく， 下半部が第 10 図のように礫岩が多い。 基質である石灰砂岩は 生物源の砕屑砂岩であり， 有孔虫・造礁サンゴ・石灰藻などの造礁物がこわされ運ばれて来たものであるが， 藻ボールがほとんどみられない。 礫は径 30～70 cm 内外の亜角礫状～円礫状を呈し， キクメ石サンゴ類・クダサンゴ・石灰藻を主とするが， なかにはクサビラ石の単体サンゴ礫（径 10 cm 内外）が含まれる。 礫の形状は 第 10 図のように下半部は大きく， かつ角礫状を呈し， 上半部は礫も小さく， かつ円礫状を呈する。 この下半部のサンゴ礫のなかには 生時の状態のままで発見される Tridacna maxima (ROEDLNG) がみられ， またサンゴ礫にもそれに近い形状がみられる。 上部の一部には 石灰シルト岩のレンズ状薄層と石灰砂岩との互層部がみられるが， 横への変化がはげしい。
層厚は 20 m 内外であるが， 東海岸で厚く， 西方へ薄く， 島の中心部より西方地域では欠除が予想されている。 化石は， 好露頭がないということもあって 多くを採集していないが， 次の化石 [ ← 貝化石 ] を確認している。
対比 : 本層は宮古島周辺に分布する琉球層群の最下部を構成する石灰岩に対比され， 宮古島の東部から南岸にかけて同様なものがみられるが， 周辺の離島には本層は分布していない。
段丘 : 本層で構成される段丘面は 伊良部島の東海岸の佐良浜部落を形成している幅の狭い台地（海抜 30～40 m）があるが， 牧山～サバウスガーの断層にともなう転位が推定され， 各段丘平坦面との直接な関係は不鮮明である。
命名 : 第６次 沖繩天然ガス資源調査講師団（1970）
模式地 : 宮古島 城辺 町 友利の海岸
分布 : 本地域の中核をなす石灰岩で， その分布範囲も当然広い。 主な分布地域は， [ 1 ] 伊良部島の東海岸から北西海岸沿いにかけての切り立った海食崖， [ 2 ] [ 伊良部島の東端の ] 牧山平坦面から [ 伊良部島の中央部の ] 伊良部平坦面にかけての斜面の変移する付近， [ 3 ] 伊良部平坦面から [ 伊良部島の北西部の ] 白鳥崎平坦面にかけての斜面の変移する付近， および， [ 4 ] 前述した２つの斜面の変移する付近に発達する谷状地形の凹地らにみられるものが主である。 形状的には 島の伸長方向を示す北西 - 南東方向に長い楕円形を示している。 このほか， 下地島の [ 中央部の ] もっとも高い海抜 15 m 内外の丘陵地にもみられるが， 形状も 伊良部島と同様で 島の伸長方向に長い楕円形を呈する相似形の分布がみられる。
層序 : 本岩の模式地では， 第 2 表にみられるように岩質の上から， 上部層・中部層および下部層にわかれる。 このうち本地域にみられる部分は 中部層の上部より上部層の層準だけで， 本岩の模式地でみられる下部層ならびに中部層の大部分は 本地域では欠除している。 その関係は， 佐良浜部落を形成している台地から 北西海岸のサバウスガーへ降りる断崖で観察される（第 8 図）。 露頭の幅が狭いが， 下位の保良石灰岩とは 岩質的には明瞭な境が識別され， 境にあたる付近の石灰砂岩の部分が やや褐色を呈し， 他の部分に比較して軟弱である。
このほかの地域には 直接 本岩と下位層準の地層と接する場所はなく， 推定の域を出ないが， 伊良部島のほぼ中心部より南西にかけての地域には， 地質断面図にみられるように， 下位の保良石灰岩を欠き， 直接 島尻層群と不整合で接している。
岩相・層厚 : 前述したように， 模式地での本岩は 岩相の相違から 上部層・中部層および下部層に分かれている。 このうち本地域にみられる友利石灰岩は， 第 9 図のように， 中部層の上限付近から上位の層準， すなわち， 上部層に相当する部分が主体である。 岩質は 細粒石灰砂岩と有孔虫を含む中粒～粗粒石灰砂岩との互層で， 一般に互層型石灰岩， または， 層状石灰岩と呼ばれている。 互層は， 第 11 図でもわかるように， 塊状部に相当する細粒石灰砂岩が厚く， 層状部に相当する中粒～粗粒石灰砂岩が薄い。 塊状部は緻密で硬いが， 層理を示す部分は柔らかい。 このことに関連して， 断崖の露頭では差別浸食によって凸凹が形成されている。 この塊状部は 微晶質緻密なこともあって， 建材用のいわゆる大理石（トラバーチン）として一時期 採石されていた。
基質は塊状部が微晶質で， 層状部がやや粗晶質である。 塊状部の包有物は主として石灰藻であるが， なかには二枚貝・巻貝・藻ボールおよび単体サンゴらの生物遺骸の砕屑物が含まれている。 層状部の包有物は 主として有孔虫遺骸であるが， そのほかの生物遺骸の砕屑砂も含まれている。
伊良部島の北西部の 佐和田 付近にみられる本岩の一部には 藻ボールを多く包有する粗晶質の石灰岩がみられ， 宮古島の 平良 石灰岩に対比されるものと考えられるが， 分布範囲も狭く， かつ漸移関係を示すこともあるので ここでは一括してあつかった。
本岩の層厚は 30～50 m が予想されているが， 概して南西地域で厚く， 北東地域で薄い。 本岩の分布地域は， 露頭条件が余りよくないこともあって， 同定出来る化石が少ないが， 次のような化石 [ ← 貝化石 ] を産出している。
[ また， ] サンゴ [ の化石 ] として [ 以下のものが産出している ] 。
対比 : 本岩は宮古島を模式地とする友利石灰岩の中部層上限付近から上位の上部層に相当し， 多良間島地域の 天川 石灰岩（矢崎， 1977）に対比される。
段丘 : 本岩の分布地域には２つの平坦面が形成されている。 すなわち， 標高 60～70 m にかけての牧山平坦面および標高 40～50 m にかけての伊良部平坦面である。 この２つの段丘平坦面を 宮古島の平坦面に対応させると， 牧山平坦面が野原面， 伊良部平坦面が平良面にほぼ相当するものと考えられている。
命名 : 矢崎清貫（1976）
模式地 : 本地域の下地島の西海岸一帯
分布 : 下地島周辺の海岸線に沿う ベンチ [ = 波食棚 ] 状の崖付近に幅の狭い分布を示すものが主である。 このほか， 伊良部島の [ 東端付近の ] 牧山の南海岸から入江にかけてのベンチ， [ 伊良部等の北西隅の ] 白鳥崎から [ その南方の ] 佐和田の西海岸の入江にかけての一部， ならびに [ 伊良部島の北東海岸の ] 佐良浜港付近の潮間帯の一部に小分布がみられる。
層序 : 本石灰岩は， 南西諸島が島嶼化された後に 主として海水面変動にともなって形成された石灰岩である （矢崎， 1976）。 すなわち， 「うるま変動」（沖繩 第四紀調査団， 1976）以後の時代に形成されたものと推論される。 沖繩 第四紀調査団および高安（1976）らによると， 沖繩本島における互層型石灰岩と上位の 読谷 石灰岩との関係は層厚， 分布， 岩相および構造などのあらゆる点で大きな差があり， とても同一の範疇に入れることが出ないとしている。 このような理由で高安は「うるま変動」以後の石灰岩を段丘石灰岩と呼び， 琉球層群と区別して考えている。 本岩は， 下位層準にある古い石灰岩をオーバーラップすることなく アバット状に接する， いわゆる裾礁状の形状を示す石灰岩であることから， 場所によっては 核となる石灰岩が異なる。
例えば， 佐良浜では保良石灰岩と不整合関係を示し， 模式地である下地島では友利石灰岩と不整合に接している。 しかし， 本岩と下位の石灰岩との不整合関係が明瞭に確認される箇所は少なく， 疑問をもつ研究者もいる。
岩相・層厚 : 本岩は， 第 9 図のような岩質の特徴から， 塊状を示す第 12 図のような上部層と 層状を示す下部層に分けられる。 上部層は， 第 12 図のようなサンゴ礫を包有する含サンゴ礫中粒石灰砂岩を主とするが， 下部層は 粗粒～中粒石灰砂岩を主としている。 この両層の境は 明瞭に識別出来る。
上部層に包有するサンゴ礫は， 第 13 図のように径 20～30 cm 内外の楕円形を示すものが圧倒的に多く， 層理面に対して長軸が平行している。 サンゴはほとんどが群体サンゴで， ハマサンゴ・キクメイシサンゴ・ナガレサンゴ・ナウサンゴらが主なものである。 基質は微晶質で硬く， 境下でみると石灰藻を主とする砕屑砂である。 下部層の層状石灰岩は 粗粒～中粒の石灰砂岩と 粗粒有孔生石灰砂岩を主とする石灰砂岩であるが， 前者が 30～60 cm に対して， 後者は 3～5 cm と薄い互層である。 厚い部分である粗粒～中粒石灰砂岩の基質は 粗晶質で， やや柔かく， 石灰藻とみなされる生物遺骸砕屑物が多い。 これに対して， 薄い部分に相当する粗粒有孔虫砂岩を主とする石灰砂岩の基質は 有孔虫砂とそのほかの生物遺骸砕屑物であるが， 圧倒的に有孔虫砂が多い。 このようなことが理由になるのか， 切り立った崖においては差別浸食をうけ， 薄い部分が凹み， 厚い部分が凸している。
層厚は 10～20 m 内外が予想されるが， 概して模式地付近で厚く， 伊良部島の南部の海岸で薄い。 このうちの上部層は 5～13 m 内外を示すが， 下部層は 5～7 m 内外が確認されるのみで 下限を確認していない。 しかし， 本岩が比較的幅の狭い裾礁であることから， 余り厚い石灰岩ではないものと考えられる。 本岩に含まれる化石は 二枚貝および巻貝が産出するが， 全般を通じて少ない。 化石は次のようなもの [ ← 貝化石 ] が産出している。
対比 : 本岩は 多良間島地域のパナリ石灰岩（矢崎， 1976）に対比され， 宮古島の下地町付近に広い分布を示す石灰岩と同一のものである。
段丘 : 本岩によって構成される地域には， 標高 20～25 m の白鳥崎平坦面， および， 標高 8～15 m の下地島平坦面がある。 このうち， 下地島にみられる標高 8～15 m の下地平坦面は 断層にともなう転位も考えられるが， 一応 同一の平坦面と考えられる。 この２つの平坦面を 宮古島の段丘平坦面に対応させると 下地面となり， 多良間島のパナリ面に相当するものと推定される。
本地域に分布する現世の堆積物は， 白鳥崎石灰岩・古砂丘堆積物・新期砂丘堆積物および風化土壌からなる。
命名 : 矢崎清貫（1976）
模式地 : 白鳥崎から佐和田部落の北海岸にかけての海岸線に沿う ベンチ状の下地島石灰岩を不整合に被う上位の石灰岩。
分布 : 伊良部島の北西部および 下地島の北西部 [ ← 微小領域 ] 。
層序 : 本岩は 分布地でもわかるように本地域北西部の限られた地域だけに見られるものであるが， いずれの場所においても 下位の下地島石灰岩とは 明瞭な不整合関係が確認される。
岩相・層厚 : 本岩は 第 9 図のように全般を通じて粗晶質の分級の悪い石灰礫岩であるが， 概して下位層準が第 14 図のような巨礫石灰岩であるのに対して， 上位置準は第 15 図のよう藻ボールを含有する粗粒石灰礫岩である。 両者の関係は 明瞭な境界が識別出来ず 漸移関係を示している。 したがって， ある場所では 基底礫岩に相当する巨礫石灰礫岩を欠き， 直接 粗粒石灰礫岩だけによって形成されている露頭もあるが， これとは逆な巨礫石灰礫岩だけによって形成されている露頭もある。 下位層準に対応する巨礫石灰礫岩の礫は， 分級の悪い亜角礫～円礫（直径 20～30 cm）のサンゴ礫と 2～7 cm 内外の直径をもつサンゴ礫が複雑に入りこみ， その間隙を粗粒の粗晶質石灰砂岩によって充塡されている。 サンゴ礫は キクメイシ・ナウサンゴおよびナガレサンゴなどの群体サンゴ類である。 間隙を充塡する石灰砂岩は 固結がゆるく， 有孔虫砂および石灰砕屑砂が主である。 上部層準を構成する粗粒石灰礫岩は， 直径 1～3 cm の藻ボールおよび エダミドリイシ・クシバダエダミドリイシ（テーブルサンゴ）らの 樹枝状群体サンゴの砕屑状の礫によって構成されている。 これらを充塡する石灰砂岩は 粗粒の粗晶質石灰砂岩で， 固結がゆるく 砂相状を呈する。 砂は有孔虫の遺骸砂とそのほかの生物遺骸砂より由来されるものを主としている。
本岩は 一見 ビーチロック的な形状に近い岩相を示している。 このことは 地形の項ですでに述べたが， この地域だけにみられる +1 m 内外の新期海食棚が形成されていることとの関連も考えられ， あるいは古い時代のビーチロックに相当する可能性がある。 層厚は 1～3 m 内外で薄い。 本岩には 次のような現生の貝化石が産出する。
対比 : 本岩は 多良間島地域の前泊石灰岩（矢崎， 1976）に対比されるものと考えている。
段丘 : 本岩は海抜 2～3 m のベンチの上にのるもので， 海抜 4～6 m を越えることはない。 平坦面は 確認されないが， 宮古島の西方に発達する西浜崎面（Hypsithermal = 繩文海進）に対応するものと考えている。
この地域にみられる風化土壌は DOAN et al.（1960）が Miyako Soils と呼んでいるものに相当する。 分布は牧山平坦面・伊良部平坦面および下地島の一部に主な分布がみられる。 これらの分布地の大部分は 耕地とされて利用されている。 岩質は赤褐色～暗褐色を呈するシルト質粘土である。 この粘土は 乾燥すると亀甲状の不規則な割目が形成され， 水分を含むとなめらかになる。 層厚は 0.6～1.0 m 内外であるが， 凹地では 2～3 m と厚くなる場所もある。
古砂丘堆積物の分布は， [ 1 ] 伊良部島の南西の入江沿いの海抜 5～6 m の丘陵地と， [ 2 ] 下地島の南海岸から入江をへて北海岸に連らなるものとがある。 岩質はやや暗灰色～褐灰色を呈し， 粗粒～中粒の生物遺骸の砕屑砂が主であるが， 僅かに円磨度のよい石英粒がみられる。 厚さは概して 2～3 m であるが， 下地島の南部で 5～7 m と厚い。
分布は 伊良部島と下地島を区切る入江周辺の海浜に分布するものが主であるが， [ 下地島の西端の ] 通り池付近の一部の浜にも小分布がみられる。 岩質は 灰白色～白色を呈し， 円磨度のよい中粒均一の生物遺骸の砕屑砂と石灰砕屑砂を主としている。 厚さは 2～3 m 内外と薄い。
本地域には 伊良部島の佐良浜から白鳥崎をへて [ 下地島の西端の ] 通り池に達する 半円状の堡礁の礁壁が発達している。 白鳥崎から通り池にかけてみられる礁湖は 水深 2～4 m を示し， キノコ岩 [ 位置不明 ] がみられ， 海底は凸凹が著しいが， 白鳥崎から佐良浜にかけては 礁湖状を呈さず 海食平坦面的な礁原となっている。 礁壁のフオア・リーフには 斜面に相当する部分を欠き， 鉛直に近い断崖によって急激に深くなる。 礁芯（Reef core）は下地島石灰岩であるが， 現生の 4 m にも達する群体サンゴ類が生棲している。 [ これらの現世サンゴ礁の様相は ] 地質図には示していない。
本地域は 琉球島弧方向に平行する断層系と， これに直交する NW - SE 方向の断層系が主要な構造規制となっている。 このうち 琉球島弧を胴切りする NW - SE 方向の断層系は， 島や入江の伸長方向にほぼ平行していることから 島の形成とも関連している可能性もあり， かつ， 北東側が高く南西側へ沈む傾動化運動とも密接な関係があるようである。
断層は NW - SE 方向の 牧山断層 ・ 下地島断層 ， 琉球島弧方向 [ = NE - SW 方向 ] の 佐和田断層 および NNW - SSE 方向の 佐良浜断層 がある。
牧山断層は N 50°W～S 50°E 方向を示し， 白鳥崎の東方より牧山につらなり， 宮古島の [ 西南部の ] 川満 ～ 上野 断層 [ = 久松 断層 ? ] へ達するものである。
下地島断層は N 40°W～S 40°E 方向を示し， 下地島の中心部よりやや東側から [ 宮古島の南西の ] 来間島 の東海岸に達する断層である。 この２つの断層は いずれも東側のブロックが落ちる正断層で， 落差は 10～20 m が推定される。
佐和田断層は N 45°E～S 45°W の方向示し， 通り池の北部から佐和田の北側をへて [ 宮古島の北西の ] 池間島 の北海岸へとのびる断層である。 この断層は 北西側のブロックが上昇した逆断層である。 落差は 5～7 m と推定される。
佐良浜断層は N 20°W～S 20°E 方向を示し， 伊良部の北海岸のサバウスガーから佐良浜をへて牧山に達する断層で， 東側のブロックが約 20 m 落ちる正断層である。
この３つの方向を示す [ ４本の ] 断層系の新旧は 佐良浜断層が古く， 佐和田断層が新しい。
本地域は 従来から地下水に恵まれない代表的な離島とされていたが， 本土復帰にともない本格的な地下水探査が実施され， その結果， 深度 53～56 m の３本の坑井によって 日産 650～700 トンの地下水を揚水している。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Miyako-jima (19) No. 2
By Kiyotsura YAZAKI (Written in 1977)
Irabu-jima (island) and Shimoji-shima (island) in the sheet map are situated in latitude 24°48～52' N. and longitude 125°8～14' E., 7.8 km north-west of Miyako-jima (island).
Belonging to the south-west Ryūkyū, the area extends the vicinity of inside of non-volcanic zone in the Ryūkyū Island Arc which lies between the East Chine Sea and the Pacific Ocean.
The stratigraphical sequence of the area in shown in Table 1.
| Age | Stratigraphy |
Thickness
(m) | Lithic character |
Planation
surface | |||
| Quaternary | Recent | Sand dune deposits | Soil * | 2～3 | Sand | ||
|
Older
sand dune deposits | 2～7 | Sand |
Older
sand dune | ||||
|
Shiratori-saki
Limestone | 1～3 |
Calcirudite and
calcarenite | ↑ (Hypsithemal) | ||||
| Pleistocene |
Ryūkū
Group |
Shimoji-shima
Limestone | 10～20 |
Calcirudite and
calcarenite | Shimoji-shima | ||
|
Tomori
Limestone | 30～50 |
Alternation of
algal calcarenite and foraminifera calcarenite |
Shiratori-saki
Irabu | ||||
| Bora Limestone | 20+ | Calcirudite | Maki-yama | ||||
| Neogene |
Pliocene ?
～ Miocene |
Shimojiri
Group |
Ōkami-shima
Formation ? | 0.3～0.5 | Sandstone | ||
| * Soil | 0.6～1 | Clay | |||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
It is presumed that the Ryūkyū Group rests unconformably on the Shimajiri Group of the Neogene age. However, it is difficult detect this relationship on the outcrop.
The Ryūkyū Group is composed of middle to late Pleistocene reef limestone, in which the Bora, Tomori and Shimoji-shima Limestones are contained in ascending order.
The Bora Limestone is exposed in a small area along the east coast of Irabu-jima and is coral boulder calcirudite about 20 m thick.
The Tomori Limestone is widely distributed and is composed of alternation of thick massive algal calcarenite and thin foraminifera calcarenite, 30 to 50 m thick.
The Shimoji-shima Limestone is divided into two beds, the upper and the lower which are chiefly composed of coral boulder calcirudite and formainifera calcarenite, respectively, being 10 to 20 m thick.
The Ryūkyū Group is covered with the Recent Shiratori-saki Limestone, the older and younger sand-dune deposits and soil. The Shiratori-saki Limestone is composed of ill-sorted calcirudite and calcarenite. This limestone is wholly looser than limestones belonging to the Ryūkyū Group and it seems to be ancient "beach rock".
The older sand-dune deposits form 5 to 6 m high hills above the sea level. The deposits are mostly composed of calcareous sand with small amounts of round quartz grains.
The soil is distributed on the surface of plantations in the Shiratori-saki, Irabu and Maki-yama, being composed of brown to red colour clay.
In this area, the major structure is represented by two fault groups, the Sawada Fault and the Makiyama Fault and the others. The Sawada Fault runs parallel to the Ryūkyū Island Arc, and the Maki-yama, the Shimoji-shima and the Sara-hama Faults transversely cut the Arc. In these faults Maki-yama and the Shimoji-shima Faults are relatively large in the throw [ 意味不明 ] .
昭和 53 年 3 月 8 日 印刷 昭和 53 年 3 月 13 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1978，Geological Survey of Japan