地域地質研究報告
５万分の１図幅
宮古島（19） 第 3 号
地質調査所 四国出張所 矢崎清貫
地質調査所 地質部 大山桂
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 島尻層群 III.1 大神島層 III.1.1 大神島泥岩 III.1.2 大神島砂岩 III.1.3 島尻泥岩 III.1.4 島尻砂岩 III.1.5 南静園泥岩 III.1.6 南静園砂岩 III.1.7 ピンフ岳泥岩 IV. 琉球層群 IV.1 友利石灰岩 IV.2 平良石灰岩 IV.3 下地島石灰岩 V. 現世堆積物 V.1 大野越粘土 V.2 池間段丘堆積物 V.3 風化土壌 V.4 砂丘堆積物 V.5 現生サンゴ礁 VI. 地質構造 VII. 応用地質 VII.1 石材 VII.2 水理 文献 Abstract 図版
地域地質研究報告
（昭和 53 年稿）
５万分の１地質図幅
宮古島（19） 第 3 号
本報告は 昭和 48～50 年度にわたって実施した 宮古諸島の５万分の１地質図幅の１区劃の調査研究成果である。 調査は 昭和 48～49 年度にわたって 大崎が地質を， 大山が大型化石を担当した。 調査研究にあたっては， 第６次 沖縄天然ガス資源調査 講師団報告 ならびに, 1974 年にまとめられた うるま資源開発株式会社の 宮古島 島尻層群 有孔虫化石 調査報告書らの未公表資料を使用させて戴き， 貴重な助言および協力をいただいた。 現地での調査にあたっては， 沖縄県 宮古地方事務所の与議一男 氏 および, 東洋石油開発株式会社 採鉱部の尾川幸保・桑原浩史・中川洋 氏らから 種々貴重な意見ならびに便宜を受けた。 深甚なる謝意を表する。
宮古島は 琉球島弧の主部を構成する非火山性島弧の一部に位置し， 琉球島弧の南西琉球に属する。 第 1 図のように， 北西側は沖縄舟状海盆・大陸棚をへて中国大陸へ， また， 南側は宮古テラス・琉球海溝をへてフィリピン海盆に対している。
この図幅は 宮古島 北部・ 池間 島・ 大神 島および無人島のフデ岩などによって構成される。 このうち 大神島は面積 0.25 km2， 池間島 2.75 km2， 宮古島北部 12 km2 弱である。 無人島のフデ岩は 0.1 km2 にも満たない小島である。 行政的には 平良 市に入り， 大神・池間・ 狩俣 ・ 島尻 ・ 南静園 および大浦の６つの集落があって， 戸数 700 戸， 人口 3,200 人（昭和 51 年調）である。
第 2 図にみられるように， 池間島は 宮古島の北部の狩俣湾より北西 3.5 km の洋上にある 周辺 9 km 内外のほぼ平行四辺形の形状を示す島で， 宮古島の周辺の離島のなかでは 来間 島についで近い離島である。
大神島は 狩俣湾の北東東方向 4 km， 島尻 部落の北岸より北北東 4.2 km の洋上に浮かぶ弧島で， 島の周辺は 2 km に満たない円形の島である。
フデ岩は 大神島の北東約 8.5 km の東支那海の洋上に浮かぶ無人島で， 第 3 図にみられるように やや南北に細長く， 周辺 1 km に満たない島である。 この島は 東西 100～200 m， 南北に 500 m 内外で， 全島が石灰岩（琉球層群）の露岩地で， 耕地はみられず わずかに雑草が生えているのみで， 第 4 図にみられるように 海面上約 5 m 内外の標高を示す平坦な島である。 このフデ岩の北西から西方にかけては 宮古島の面積とほぼ対応される 八重干瀬し [ ← 現在の呼称は「 八重干瀬 」 ] と呼ばれる海面下 1～2 m 内外の暗礁群が点在し， 春の大潮の時期には広範囲にわたって露岩がみられるようになる。 このほか， 大神島の周辺および池間島北部から北東海岸にかけては ほぼ 1 km 内外の洋上に外礁が形成されているのに対して， 池間島の西方海域から大浦湾にかけての海域には明瞭な外礁がみられない。 本図幅地域の海岸は 概して岩石海岸が主であるが， [ 池間島の南東部の ] 池間港・ [ 宮古島の北西端の ] 狩俣湾・ [ 図幅地域内の宮古島の中央付近の ] 島尻の北西部の入江および大神島の西方の一部に砂質海岸がみられる。
第 5 図に示すように， 北北西 - 南南東方向を示す 幅 1～2 km の半島状の宮古島北部および その延長上にある池間島地域の地形は， 島の伸長方向に平行する山地の凸出部を骨格として, 山地・平坦部（耕地）および荒地（石灰岩露出地域）が帯状に東から西へ配列している。 この山地の凸出部を精しくみると， 第 6 図に示すようにいくつかの山地状の地形によって構成されている。 主なものは 狩俣～南静園・島尻～南静園・南静園～ピンフ岳および大浦らである。 これらはいずれも 40～60 m 内外の標高を示し， 本図幅地域では高標高 山地を形成する。 これに対して， 池間東方・池間・世渡崎～狩俣・西平安名岬～狩俣および成川～西原らの山地は 10 m 内外の標高を示し， 本地域では低標高 山地を形成している。 これらの山地地形の分布をみると， 南静園～ピンフ岳山地を主な骨格として 北西側へ枝角状を示し， 枝の分起点付近にあたる南静園および狩俣付近では第 7 図のような標高差が認められる。 平坦部は 15～30 m の標高を示し， 荒地は 20 m 以下の標高を示す。 本地城全体を通じた傾向としては， 東部が高く， 西部になるにしたがって低くなる傾向を示す いわゆる傾動化がみられる。 本地域の地形形成の要因は， 第 5 図の模式的地形断面に示すような, 北東海岸沿いにみられるいくつかの断層にともなって形成された山地状の骨格部と， 断層に伴なう軽微な傾動化によって形成される平坦部， および裾礁の生成機構と関連の深い荒地（石灰岩露岩地域）など３つの因果関係が認められる。
第 8 図にみられるように， 大神島は 本図幅区画のなかでもっとも高標高を示す神山（74.8 m）を頂点とする 円錐型の山地状の地形を示すが， [ 大神島の南西部の ] 舟付場の [ 北東部の ] 後背地には 狭い 一つの台地がみられる。 この台地の平坦面は水平で， 前出の宮古島北部地域のような 北東 - 南西側への傾動化の痕跡は認められない。
フデ岩は 標高 4～5 m の平坦な島であるが， 島の周辺部は 第 9 図のような 高さ 4 m 内外の切立った石灰岩の海食崖が形成されている。 このフデ岩の 4～5 m の平坦面は 大神島の場合と同様に傾動化は認められない。
本図幅地域にみられる平坦面としては 全体を通じて明瞭に識別出来るものは少ないが， 大神島の南部にみられる 20～40 m にかけての平坦面， 島尻 部落の東海岸から大浦の東海岸にかけて部分的に発達する 8～15 m 平坦面， フデ岩の平坦面を形成する 5 m 内外の平坦面， および 主として池間島の西海岸より大浦湾にかけて部分的に発達する 2 m 内外の平坦面がある。 これら４の平坦面のうち 20～40 m 平坦面および 8～15 m 平坦面は， 石灰岩層準および断層らの転位から考慮して， 矢崎（1977b）の 比嘉 面に相当する。 5 m 内外の平坦面および 2 m 平坦面は 矢崎（1977b）の 平良 面ならびに 下地 面に相当する可能性が強いが， 確認はえていない。 上述した [ 矢崎（1977b）の ] 宮古島の比嘉面は 標高 90～110 m を示していることから， 本地域における比嘉面との標高差は 70 m となる。 したがって， この間には 平坦面形成以後にともなう 転位 [ ← 意味不明 ; 断層による転位 ? ] が推定される。
本図幅地域の周辺海域のうち 大神島の東方海域においては， 第 10 図に示すような 水深 -40～-60 m にかけて広い平坦面が識別出来る。 このほか， 不鮮明ではあるが， 地域東方海域において 水深 -l00～-120 m および -20 m 以浅の平坦面が認められる。 このうち -40～-60 m にかけての平坦面には 第 10 図ならびに地質図にみられるような潜丘的な暗礁が多くみられ， それらのうちの大部分は -5 m 内外の暗礁を形成している。 これらの平坦面のうち -40～-60 m のものは 造平原作用面に相当し， -100～-120 m にかけての平坦面は 大陸棚外縁に相当するものであろう。
本地域は いわゆる西南日本島弧系の琉球島弧に属する。 琉球島弧は, 南西諸島海溝（琉球海溝）と対になっている 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―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 噶喇吐 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みなされている。
本地域の地質基盤は， 小西（1965）の先中新世基盤岩の帯状分帯からみれば 国頭累帯（Kunigami Belt）に入り， 宮古山稜（Miyako Positive ; 小西（1965））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 - 南西方向を示している中部琉球と 北東東 - 南西西の方向を示す南西琉球との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（矢崎， 1978a）が顕著である。
本図幅地域の地質に関しては， 明治初期から末期にかけての琉球列島全般にわたっての 地質旅行記および地質概要報告などの概括が公表された時期と， 大正末期から戦前にかけての 主として古生物学を主体とする 琉球島弧全体の層序対比などが公表された時期， および， 戦後から現在にいたる間における 地域別な地質精査研究報告が公表されている時期， の３つの時代的変遷をへてきている。
明治初期から末期にかけての主なものは， 富士越（1875）・ 賀田（1886）および YOSHIWARA（1901a・1901b）らの研究成果が公表されている。 このうち ライマンの弟子だった賀田（1886）は， 明治 18 年というのに すでに現在の琉球列島の地質学的な骨格となることがらを公表している。 それによると， 琉球列島を下位から 花崗岩・ 国頭層群（変成岩）・ 西表層群（第三紀下部）・ 火山岩（主として安山岩）・ 島尻層群（第三紀中部）および那覇石灰岩に区分している。 とくに 那覇石灰岩については， 新旧２つの石灰岩があって， 古い礁石灰岩は現在の海水準より高遠の場所にあって， 新礁石灰岩は各島の海水準より低位にあるという指摘がなされている。
大正末期から戦前にかけては， 矢部（1920）にはじまる 有孔虫化石を主とした琉球列島全般にかけての地質古生物研究が実施され， HANZAWA（1935）によって 琉球列島全体の地質層序が確立し 公表された。
とくに， 本図幅地域の島尻 部落の北部海岸において クジラの骨化石を発見した同一の地域から （沖縄第四紀調査団・沖縄地学会（1973）の p. 104～108）， HANZAWA（1935）がすでにクジラの骨化石を採取している。
一方， 1939 年に宮古島より発見された旧象 [ = 古型マンモス ] の化石によって 多くの哺乳類化石を専門とする古生物学者の来島が頻繁となり， 大塚（1940）・TOKUNAGA（l940）・OTUKA（l941a・1941b）らの報告が公表された。 この期間には 大井上（1922）および青木（l932）らは 主として本地域の地形と地質との関係の研究を実施し， 東側から西方へ傾動する山地状地形の形成が 主として断層によるものであることを指摘し 公表している。
戦後から現在に至る間においては 第 1 表に示すような 研究実施地域を本地域に設定し， 精密な調査結果が地質図として完成され， 従来の層群単位の層序の組立から累層ならびに部層単元となり， かつ， 多分野にまたがる総括的な研究論文が発表されている。
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とくに， DOAN et al.（1960）は 本地域での本格的な地質図および説明書を最初に完成させ， 困難だといわれた琉球石灰岩ならびに島尻層群の層序区分を確立し 公表した。 第６次沖縄天然ガス調査講師団（l970）は， 琉球政府の要請をうけて 本地域の地質調査・地化探査および重力探査を実施し， ５万分の１地質図（日本人による最初のもの）を完成させ， DOAN et al.（1960）らと多少異なる第 1 表のような層序を確立させ 琉球政府に報告している。 UJIIE and OKI（1974）は， 主として浮遊性有孔虫化石より島尻層群の層序区分を実施し 第 1 表に示す層序を確立させ， BLOW（1969）の浮遊性有孔虫化の標準区分のうちの N.17 から N.22 にかけての層準であることを認めて 公表している。 中川ほか（1976）は， 主として島尻層群の地磁気層序学の立場から 島尻層群を第 1 表に示すように区分し， 島尻層群と 地中海沿岸における鮮新統とは 堆積期においてほぼ平行したと考えてさしつかえないと述べた。
矢崎（l978a・1978b）は， 主として岩質の特徴から 第 1 表に示す２つの層群を７つの地層ならびに部層に区分し， 島尻層群の大神島層は中新世に入るものとし， 琉球層群の形成時期と各段丘面との関連を考慮して 段丘面を５つに区分し， 野原面を関東平野の下末吉面に対応させている。
以上， 戦後から現在に至る間のうち とくに宮古島地域に関連する主なものを紹介したが， 対比に関しては いまだに多くの異論がある。 島尻層群ならびに琉球層群についての対比をみると， 島尻層群を 中新世（DOAN et al.， 1960）， 中新世～鮮新世（第６次沖縄天然ガス調査講師団， 1970）， 後期中新世～一部は前期更新世（UJIIE and OKI， 1974）， 前期鮮新世～中後期鮮新世（中川， 1976）， および一部は後期中新世～前期更新世（矢崎， 1978a・1978b）とする意見がある。 また， 琉球層群については 鮮新世～更新世（DOAN et al.（1960）; 第６次沖縄天然ガス調査講師団（1970）; 中川（1967・1969）; 中川ほか（1976））， 前期更新世～後期更新世（大村（1973）; UJIIE and OKI（1974））， 前期から中期更新世～現世（矢崎， 1978a・1978b）とする意見がある。
本地城の地質系統は 中新世～鮮新世の 島尻 層群， 更新世の 琉球 層群， 現世の 大野越 粘土， 池間 段丘堆積物， 風化土壌および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 2 表である。
| 時代区分 | 層序 | 層厚 m | 主な岩質 | 主な貝化石 | 主な有孔虫化石 | 段丘面 |
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島尻層群 のうち 本地域に分布するものは 大神島 層である。 大神島層は 本地域東部の海岸線に沿って帯状の分布がみられ， 層厚は 840～1280 m が予想される。 上下の関係は 下限は不明であるが， [ 本図幅の南隣の宮古島図幅地域内に分布する島尻層群の ] 上位の 城辺 層とは漸移関係にある。 岩質は 砂岩を主とする部分と シルト岩を主とする部分に分けられ， 下位から 大神島 泥岩・ 大神島砂岩・ 島尻 泥岩・ 島尻砂岩・ 南静園 泥岩・ 南静園砂岩およびピンフ岳泥岩の７つの部層に区分される。
大神島泥岩 [ Oom ] は 大神島の北海岸の一部にみられるだけであるが， 層厚 10 m + で 下限は不明， 上位は大神島砂岩と漸移関係を示す。 岩質は 砂質シルト岩と泥岩との 3～10 cm 内外の有律互層である。 本岩には Globigerina parabulloides BLOW， Globigerinoides trilobus REUSS らの浮遊性有孔虫化石， ならびに Ammonia cf. ketienziensis agulata (KUWANO)， Cibicidges subhaidingerii PARR らの底生有孔虫化石がみられるが， 圧倒的に底生有孔虫化石が多い。
大神島砂岩 [ Oos ] は 大神島の周辺の中腹部 および 池間島の東部山地に分布し， 層厚は 200～300 m 内外で， 上位の島尻泥岩とは漸移する。 岩質は 石英・長石粒を主とする粗～中粒の砂岩を主とし， 一部には含礫質砂岩ならびに褐炭の薄層を挟む。 本岩には 浮遊性有孔虫化石は認められず， 底生有孔虫化石だけで， Ammonia beccarii (LINNÉ) を中心とした， きわめて浅く 時に淡水の影響を受けるような 内湾 あるいは河口近くの堆積物と思われる化石が含まれている。 大形貝化石としては Ostrea sp.， Sunetta ? sp. らがみられる。
島尻泥岩 [ Osm ] は 大神島の船着場付近 [ ← 地質図上では確認できない ] ならびに 島尻 部落の北海岸の島尻砂岩 [ Oss ] の下限らに小分布がみられるが， 大部分は海面下（大神島と島尻の北海岸との海峡下）に分布する ことから その全貌をみることは困難である。 層厚は 300～500 m が予想され， 主としてシルト岩によって構成されるものと推定される。 本岩の上下関係は， 上限は 島尻砂岩と整合を示し， 下部では大神島砂岩と漸移関係を示している。 本岩には Globigerina decoraperta TAKAYANAGI ＆ SAITO， Globigerinita glutinata (EGGER) などの浮遊性有孔虫化石をわずか産するが， Cibicides subhaidingerii PARR， Rectobolivina bifrons striatula (CUSHMAN) などの底生有孔虫化石が圧倒的に多い。 大型化石としては Turritella cingulifera SOWERBY， Heterocyathus sp. および Ditrupa sp. がみられ， とくに 島尻砂岩の下限から 5 m ほど下位の層準からは Balaenopteridae ? 科 [ = ナガスクジラ ? 科 ] に属する頭骨化石が産出している。
島尻砂岩 [ Oss ] は 島尻 部落の東方の山地 [ 第 6 図 ] から北西方の海岸線に沿って分布し， 主として石英・長石らの細粒～中粒の砂岩により構成され， 層厚は 30～50 m である。 本岩の一部には 10～20 cm 内外のシルト岩の帯を挟み， 場所により鍵層的な役割をはたしてくれる。 上位の南静園泥岩とは 整合関係を示す。 本岩には 大型貝化石はみとめられないが， 多くの底生有孔虫化石が含まれている。 主なものは Asterorotalia subtrispinosa (ISHIZAKl)， Bigenerina spp. らである。 浮遊性有孔虫化石については， 砂岩ということもあって 完全なものが少ない。
南静園泥岩 [ Onm ] は 南静園の周辺から島尻 部落の南西部 ならびに 狩俣～南静園山地 [ 第 6 図 ] の一部に小分布がみられ， 厚さは 200～300 m である。 岩質は 暗青灰色シルト岩で， 部分的に中粒砂岩（厚さ 2 m 内外）を挟み， シルト岩中にはベントナイト化された酸性凝灰岩の薄層（1～2 cm）を介在する。 上位の南静園砂岩とは漸移関係を示す。 本岩には Globigerina decoraperta TAKAYANAGI ＆ SAITO， Globigerinoides extremus BOLLI ＆ BERMUDEZ などの浮遊性有孔虫化石を産し， Asterorotalia subtrispinosa (ISHIZAKI)， Bigenerina spp. らの底生有孔虫化石が産出する。 大型貝化石としては 島尻泥岩とほぼ同様の Turritella cingulifera SOWERBY， Ditrupa sp. および Heterocyathus sp. が散在する。
南静園砂岩 [ Ons ] は 主として狩俣～南静園山地 [ 第 6 図 ] の中核部を構成する山地の高標高部に分布し， その延長部にあたる南静園の南東海岸沿いに小分布がみられる。 層厚は 50～70 m で， 主として石英粒より形成される中粒～粗粒砂岩であるが， 部分的に 10～20 cm 内外のシルト岩の薄層を介在する。
ピンフ岳泥岩 [ Opm ] は 本図幅の南に接合する宮古島図幅にみられる。 [ 宮古島図幅地域内の ] ピンフ岳（95.5 m）の南東海岸である 平瀬尾神崎 から本地域の大浦 部落にかけて分布し， 厚さは 200～250 m 予想されるが， 本図幅区域内では下部の一部がみられるだけである。 上下の関係は 下位の南静園砂岩とは整合， 上位の ピンフ岳砂岩 [ ← 本図幅の南隣の宮古島図幅地域内に分布する（島尻層群の大神島層の上位の） 城辺 層の最下部の部層 ] とは漸移関係である。 岩質は 塊状 均一質のシルト岩で， 僅かに砂岩の薄層（10 cm 以下）を部分的に介在する。 本岩には Globigerina decoraperta TAKAYANAGI ＆ SAITO， Globorotalia merotumida BLOW ＆ BANNER および G. plesiotumida BLOW ＆ BANNER などの浮遊性有孔虫化石が採取され， G. merotumida， G. plesiotumida が共存し G. tumida を産しないことより， BANNER ＆ BLOW（1969）の N 分帯に従うと N.17 に相当する中新世の地層と判定されている。 底生有孔虫化石としては Bulimina aculeata D'ORBIGNY， B. striata D'ORBIGNY および Ammonia cf. ketienziensis angulata (KUWANO) が産しているが， 浮遊性有孔虫化石が優勢となる。 大型化石は 僅かに Turritella cingulifera SOWERBY [ ヒメキリガイダマシ（巻貝） ] , Chlamys sp. [ イタヤガイ類（二枚貝） ] および Heterocyathus sp. [ ムシノスチョウジガイ類（可動サンゴ） ] らが産出されるが， 下位層準のものに比較して小型となり かつ 量も少なくなる傾向がみられる。
琉球層群 は 下位から 友利 石灰岩・ 平良 石灰岩および 下地島 石灰岩によって構成され， 本地域の西方海岸線に沿う荒地 および 高標高 山地の頂部付近に分布し， 厚さは 14～43 m 内外である。 岩質は 主として 石灰砂岩・石灰藻ボール石灰砂岩および有孔虫石灰砂らによって形成されている。 下位の島尻層群との関係は 傾斜不整合で， 友利石灰岩と平良石灰岩との関係 ならびに 平良石灰岩と下地島石灰岩との関係も 不整合関係である。 しかし， 友利石灰岩と平良石灰岩の関係は, 本地域以外（宮古島図幅）においては整合関係を示す部分もあることから， 一部整合， 一部不整合関係を示している。 下地島石灰岩と平良石灰岩との関係は いわゆる「うるま変動」（沖縄第四紀調査団， 1976）と呼ばれる変動時に相当し， この間の時間的ギャップは大きい関係もあって 下位の各石灰岩とは傾斜不整合である。
友利石灰岩
[
To
]
は 本地域でもっとも広い分布を示す石灰岩で，
大神島・池間島・フデ岩および各山地状地形
[
第 6 図
]
の山頂部ならびに中腹部に分布し，
厚さは 10～30 m 内外の
有孔虫石灰砂岩と石灰藻ボールの入る石灰砂岩との互層を示す いわゆる互層型石灰岩である。
この石灰岩には Rhinoclavis sp.，
Ancilla sp.，
Conus sp.，
Terebellum ? sp.，
Strombus (Canarium) sp.，
Terebra ? sp.，
Plicatula muricata SOWERBY，
Aeguipecten sp.，
Pecten sinensis SOWERBY，
Pecten naganumanus YOKOYAMA などの大型貝化石を産し，
とくに Pecten nagnumanus は化石床的な層状を呈し 地域全般に追えることから
鍵層として有効である。
本地域では発見されていないが，
本層準より多少下位から
Perotrochus (Mikadotrochus) hirasei (PILSBRY) ? と思われる化石が
筆者らの手により採集されたことから，
本岩の形成時の水深は
以外
[
← 意外
]
と深いことが推定される。
このことは 前述した化石の内容を検討した結果とも合致する。
平良石灰岩 [ Hi ] は 主として宮古島の北部地域の西側の海岸線に沿って発達する標高 10 m 内外の荒地， 大浦湾の西方地域 および 池間島の西側の海岸線に小分布がみられ， 厚さは 2～8 m と薄く， 主として石灰藻ボールをルーズ（loose）の石灰砂岩が包有している。 この石灰岩は 本地域では 下部の友利石灰岩と不整合関係を示すが， 本図幅南部の宮古島図幅地域においては 整合関係を示している。 本岩は大型化石に乏しく， Trochus sp.， Anguipecten sp.， Brechites ? sp. および Turbo sp. [ サザエ類 ] の [ 小型の貝 ? ] 化石が採取される。
下地島石灰岩 [ Sm ] は 本地域でもっとも狭い分布を示し， 主として 宮古島の北部の西方海岸線 および 池間島の西方海岸線ならびに 東海岸線 [ ← 地質図の池間島の東海岸では確認できない ; 宮古島の東海岸か ? ] の一部に小分布がみられ， いずれの地域でも海岸線のベンチ [ = shore platform ] を構成する部分に相当し， 厚さは 2～5 m と薄く， 主としてサンゴ礫の入る石灰砂岩である。 下限の平良石灰岩とは不整合関係を示し， 琉球層群の下部層の 裾礁 [ = 陸地を取り巻くサンゴ礁 ] 状の形態を示して形成されたものである。 本岩には 大型化石が乏しく， Turbo sp. [ サザエ類 ] の化石が認められる。
現世の堆積物 は大野越粘土・池間段丘堆積物・風化土壌および砂丘堆積物より構成される。
大野越粘土 [ On ] は [ 図幅地域南端の ] 大浦 部落の周辺部の平坦な耕地から南東部にかけて広い分布がみられる。 厚さは 場所により異なるが 2～10 m と比較的厚く， 主として 島尻層群のシルト岩・砂岩 および 琉球層群の石灰岩らの風化砕屑物が風雨にともない流出し， 凹地を埋め立て平坦化されたものである。 したがって， 凹地では 極端に厚層を呈する。
池間段丘堆積物 [ Ik ] は 池間島の中央部にみられ， 主として砂および琉球石灰岩の小礫らによって構成される。 風化土壌 [ So ] は 宮古島の北部の比較的低い平均面 および 池間島の一部に分布し， 主として琉球層群の石灰岩の風化土壌より構成されている。 砂丘堆積物 [ S ] は 現海岸線の一部に小分布が点在するが， 主としてサンゴ砂を主とする炭酸塩岩の砕屑砂である。
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宮古島の島尻層群は, 主として北東部から南東部をへて南部に達する海岸線に沿って帯状の分布がみられる。 このほか， 大神島・池間島・ [ 宮古島の南西方の ] 来間 島・ [ 宮古島の西方の ] 伊良部 島および [ 宮古島の南西部の ] 洲鎌 部落周辺に小分布が明らかにされている。 岩質は 下位から 砂岩を多く挟むシルト岩（ 大神島 層）， 塊状 均一のシルト岩（ 城辺 層）および砂岩を挟むシルト岩（ 平安名 層）などによって構成されている。 本層群の全体の厚さは 2,000 m 内外が予想され， 東方の海域ではさらに 4,000 m 内外を示すといわれている海域調査での結果が出ている。
本層群の中部から上部にかけては著しく多量の浮遊性有孔虫化石を産し， その内容から Globorotalia tumida， Globorotalia plesiotumida を共存すること， ならびに Globorotalia margaritae， Globorotalia conoidea を産することで N.18 と考えられ， NATORI（1974）の沖縄本島における島尻層群の分帯に対比すれば Globorotalia (G.) tumida tumida (entry) to (entry)， Sphaeroidinella dehiscens dehiscens lnterval-zone に相当する部分が 城辺層の下部層準にみられる。 DOAN et al.（1960）は この層準の同一地点から下記のような有孔虫化石を採取し 報告し， 本層準を Nobaru formation と呼び， いわゆる島尻層群の本地域における上限の地層としている。
本層群の下部層準に相当する大神島層の比較的上部には Globigerina decoraperta，
Globoquadrina dehiscns，
Globorotalia merotumida および
Globorotalia plesiotumida らの浮遊性有孔虫化石が採取され，
Globorotalia merotumida,
Globorotalia plesiotumida が共存し，
Globorotalia tumida を産しないことより，
BANNER ＆ BLOW（1969）の N 分帯に従うと
N.17 もしくは N.17 より古い中新世の地層と考えられている。
UJIIE and OKI（1974）は 宮古島に分布する浮遊性有孔虫
[
に基づく
]
層序区分を試み，
それによると 本層準よりやや下位の試料は
BLOW（1969）の標準区分のうち N.17 に調和するものであるとされている。
したがって，
NATORI（1974）が指摘するような
Globorotalia (T.) tosaensis to Globorotalia (G.) truncatulinoides lnterval-zone
および
Globorotalia (T.) humeross humerosa to Globorotalia (T.) tosaensis Interval-zone
に相当する部分だけの島尻層群ではなく
Globorotalia (G.) tumida tumida to Sphaeroidinella dehiscens immatura Interval-zone
および
Globorotalia (G.) tumida plesiotumida to Pulleniatina primalis Interval-zone
に相当部分が含まれる可能性があることから,
沖縄本島に分布する
豊城層
[
←
豊見城
層
]
に対比される層準があることが明らかである。
このことは 岩質の上からの類似性からみても明白である。
以上のように 宮古島に分布する島尻層群は 岩質的に３つの累層
[
= 大神島層・城辺層・平安名層
]
にわけられ，
浮遊性有孔虫
[
による
]
層序区分によると 下部層準は
明らかに
中新世であることが明らかにされている。
この
[
岩質的に区分された３累層の
]
うち，
本図幅地域に分布する島尻層群は 下部層準を構成する大神島層だけである。
命名 : 矢崎清貫（1977）
模式地 :
宮古島の北東海岸の
[
本図幅の南隣の宮古島図幅地域内の
]
平瀬尾願崎
[
←
平瀬尾神崎
]
～
[
本図幅地域内の
]
島尻 部落の北東海岸をへて 大神島の周辺に達する海岸付近
分布 :
宮古島の北東海岸の
平瀬尾願崎
[
← 平瀬尾神崎
]
から島尻 部落の北岸にかけての海食崖，
大神島周辺，
池間島の東方の台地および山地の地形を形成する東側の断層崖に帯状の分布がみられる。
層序関係 :
本層は DOAN et al.（1960）の大神砂岩
[
Ogami sandstone
]
，
池間砂岩
[
Ikema sandstone
]
ならびに城辺頁岩
[
Gusukube shale
]
の一部が含まれ，
UJIIE and OKI（1974）の南静園層
[
Nanseien Formation
]
および
与那覇
[
← 与那浜
]
泥岩
[
Yonahama Mudstone
]
が含まれ，
中川ほか（1976）の大浦層の一部が含まれる。
本層の下限は不明であるが，
大神島周辺海域の海上調査記録をみると,
島尻層群と先島尻層群の不整合位置は -300～-500 m 内外の水深に推定される。
したがって，
大神島層の層厚は 1,200～1,500 m 内外が推定される。
|
地質
時代 |
層序
区分 |
岩層
区分 |
層厚
（m） | 柱状図 | 岩質 | 古生物 [ の化石区分 ] | 備考 | ||
| 大型動物 | 浮遊性有孔虫 | 底生有孔虫 | |||||||
| … | |||||||||
岩質・層厚 : 第 11 図にみられるように， 本層の岩質は 下位から 砂質泥岩を主とする大神島泥岩， 含礫質粗粒砂岩を主とし うすい褐炭を挟む大神島砂岩， シルト岩と砂質泥岩との互層である島尻泥岩（大神島～島尻間の海峡によって, 本層の大部分は その全貌を把握することができないが， おそらく 2～3 枚内外の砂岩層の介在が推定される）， 黄褐色細粒～中粒砂岩を主とする島尻砂岩， 主としてシルト岩よりなる南静園泥岩， 帯褐色 中粒 粗粒砂岩とシルト岩との互層（砂岩がち）を主とする南静園砂岩 および， シルト岩と一部に砂岩の薄層をはさむ互層を主とするピンフ岳泥岩 の７つの部層に区分される。 [ 大神島層の ] 層厚は 950～1,400 m 内外である。 このうち岩層別にみると， 大神島泥岩 : 10 m +， 大神島砂岩 : 200～300 m， 島尻泥岩 : 300～500 m， 島尻砂岩 : 30～50 m， 南静園泥岩 : 200～300 m， 南静園砂岩 : 50～70 m および， ピンフ岳泥岩 : 200～300 m である。 本図幅地域内でみられる上限は ピンフ岳泥岩の下部層準の 150 m 内外である [ = 本図幅地域内では, 大神層の上限のピンフ岳泥岩のうちの層厚 150 m 内外の下部層準だけが分布している ] 。
新命名 : 矢崎清貫
模式地 : 大神島の北西海岸
分布 : 大神島の北西海岸から北東海岸にかけての海食崖に, 第 12 図のような小分布がみられるだけである。
層序関係 : この泥岩は 今回新たに確認されたもので， DOAN et al.（1960）の Ogami sandstone の下位層準にあたるものである。 上位の大神島砂岩 [ Oos ] = Ogami sandstone（DOAN et al.， 1960）と漸移関係を示す。 下位は不明であるが， 大神島周辺地域の海上物理探査結果らの記録（石油開発関係機関ら）をみると 水深 -300～-500 m 付近に島尻層群と先島尻層群との不整合が確認されることから， この泥岩の下部にはさらに 300～500 m 内外の島尻層群の堆積物が推定される。
岩質・層厚 : 暗灰色～青灰色 砂質シルト岩と泥岩との 3～10 cm 内外の有律互層であるが， 全体として砂質シルト岩がちである。 上位の大神島砂岩層に漸移する付近では, 10～20 m 内外の黄褐色中粒～粗粒砂岩の単層を 2～3 枚挟む。 層厚は 10 m + である。
化石 : うるま資源株式会社の宮古島地区の有孔虫化石調査報告（l974 ; M.S.）によると， この泥岩には 下記のような有孔虫化石が報告されている。
上述したように， この泥岩に含まれる有孔虫化石は 底生有孔虫が優勢である。 底生有孔虫化石動物群は Asterorotalia subtrispinosa， Ammonia cf. ketienziensis angulosa， Cibicides subhaidingerii， Textularia cf. foliacea oceanica， Rectobolivina bifrona striatula を多産する 典型的な亜熱帯型 外洋性 浅海動物群を示している。
命名 : 矢崎清貫（再定義）
模式地 : 大神島の神山 [ 74.6 m ] の中腹部から海岸線にかけての海食崖
分布 : 第 13 図に示す大神島の東海岸および池間島の東方山地
層序関係 : この砂岩は 従来 DOAN et al.（1960）が Ogami sandstone として報告し， 島尻層群の基底部層としている。 今回 筆者らは 大神島および池間島に分布する砂岩（ [ 池間島の砂岩は ] DOAN et al.（1960）が Ikema sandstone としたもの）が 構造・岩質ならびに走向らの類似性が強いことから， 両者を一括して大神島砂岩とした。 上位の島尻泥岩 [ Osm ] とは 漸移関係がみられる。
岩質・層厚 : 中粒～粗粒の砂岩を主とし， 一部に泥岩を挟み， そのなかにはレンズ状の亜炭層が介在する。 本層の下部は斜層理に富み， 古期火成岩類および変成岩類の小礫を含む。 砂岩は 風化すると黄緑色～錆色がかった茶色を呈し， 一般に軟弱となる。 鏡下では 大部分が石英粒からなり， 円形もしくは亜円形の外形を有する。 この砂岩の中部にみられるやや厚い泥岩には 山丈 40 m の亜炭を挟有する。 この褐炭質亜炭は 樹木の組織を残した本質亜炭で， 炭化度は低い。 この砂岩の層厚は， 大神島および池間島の陸域で確認される部分は 大神島 70 m， 池間島 40～50 mである。 海峡を挟むことにより推定の域を出ないが， 全層厚の推定は 作図と陸域の厚さなどを考慮すると 200～300 m が予想される。
化石 : この砂岩には 下記のような動物化石が産出する。
前述のように この砂岩には 浮遊性有孔虫化石はまったく認められず， 底生有孔虫化石だけである。 底生有孔虫も Ammonia beccarii を中心としたきわめて浅く， 時に淡水の影響を受けるような内湾 あるいは 河口近くの堆積物と思われる化石がみられ， 下位の大神島泥岩 [ Oom ] とは堆積環境の上から差異が認められる。
新命名 : 矢崎清貫
模式地 : [ 宮古島の ] 島尻 部落の北岸の海食崖
分布 : 模式地および 大神島の船着場付近 [ ← 地質図上では確認できない ] にみられるが， 大部分は 大神島と島尻 部落の北海岸にかけての海峡下に分布するものと推定される。
層序関係 : DOAN et al.（1960）は陸域にみられる一部を Ikema sandstone に含め， 第６次天然ガス調査班もほぼ彼らの層序区分に準じており， UJIIE and OKI（l974）らの Nanseien Formation の一部に相当する。 第 16 図のように 上位の島尻砂岩 [ Oss ] とは整合である。
岩質・層厚 : 暗緑色～暗青灰色を呈するシルト岩と砂質シルト岩との互層である。 互層の形式は シルト岩 2～4 m に対して 砂質シルト岩が 60 cm で， 全体としてシルト岩がちである。 海域部については推定の域を出ないが， おそらく 2～3 枚の厚い砂岩を介在するものと思われる。 しかし， 島尻 部落の北海岸では 50 m 内外の泥質部が干潮時に確認されている。 このシルト岩には 多くの炭片が 全体を通じて散在しているが， 大神島にみられる亜炭質のものではなく 瀝青炭であることから， 先島尻層群からの２次的に供給されたものである。 層厚は 陸域でみられるものは 70 m 内外であるが， 作図（かりに断層がないと仮定して）によって求めると 300～500 m が算出される。
化石 : この泥岩の上位からは クジラ化石が報告され， Balaenopteridae ? 科 [ = ナガスクジラ ? 科 ] に属するものといわれている（沖縄第四紀調査団・沖縄地学会， 1975）。 陸上部にみられるこの泥岩には 多くの有孔虫および貝化石が産出する。 主なものを下記に示す。
上述したように,
この泥岩には大型哺乳類化石をはじめとして 多くの貝化石および有孔虫化石を多産する。
貝化石の堆積環境は
以外
[
← 意外
]
と深い要素のものが多く，
大山（1952）の N3 に相当し 水深 60～100 m 内外のものが多い。
有孔虫化石は 底生有孔虫が優勢で，
典型的な亜熱帯型 外洋性 浅海動物群を示している。
新命名 : 矢崎清貫
模式地 : 島尻 部落の周辺
分布 : 島尻 部落の周辺， その北西の入江付近の海岸， その東側の海岸の海食崖の一部 および 狩俣～南静園山地 [ 第 6 図 ] の東側斜面の一部に分布する。
層序関係 : この砂岩は DOAN et al.（1960）や 第６次沖縄天然ガス調査講師団（1970）らの池間砂岩層の一部に相当し， UJIIE and OKI（1974）らの Nanseien Formation の一部にあたる。 上位の南静園泥岩 [ Onm ] とは整合である。
岩質・層厚 : 細粒～中粒の砂岩を主とし， 一部に 10～20 cm 内外の薄いシルト岩を挟む。 きわめて軟質で， 風化面は黄褐色～赤褐色を呈し， 部分的には褐鉄鉱によって極度に汚染された部分がある。 この砂岩を鏡下で見ると 大部分が円形の石英粒によって占められるが， 一部には長石らも含んでいる。 この砂岩は, 大神島砂岩に比較して粒度がこまかく 長石が混入することから 一見軽い感じをうける。 この砂岩の層厚は 30～50 m 内外である。 この砂岩には 貝化石はみられず， 砂岩の一部に底生有孔虫化石が含まれているが 保存が悪い。
新命名 : 矢崎清貫
模式地 : 南静園の南東海岸にみられる海食崖
分布 : 南静園の周辺から島尻 部落の南西部ならびに狩俣～南静園山地 [ 第 6 図 ] の東側斜面に分布する。
層序関係 : DOAN et al.（1960）の Ikema sandstone， 第６次沖縄天然ガス調査講師団（1970）の池間砂岩層の―部に相当し， UJIIE and OKI（1974）らの Nanseien Formation の一部に含まれる。 上位の南静園砂岩 [ Ons ] とは整合である。
岩質・層厚 : 暗青灰色～青灰色を呈するシルト岩を主とし， 部分的に 第 17 図のように 2～4 m 内外の砂岩層を介在する。 シルト岩は縞状を呈し， 一部に 1 cm 以下のベントナイト化された酸性凝灰岩の薄層を介在するが， 大部分は均一質 塊状を示す。 厚さは 200～300 m である。
化石 : UJIIE and OKI（1974）は, この泥岩の比較的上部層準より 次のような浮遊性有孔虫化石を報告している。
大型貝化石としては 島尻泥岩 [ Osm ] とほぼ同様の化石がみられるが， 量的に少なく， Turritella cingulifera SOWERBY， Ditrupa sp. および Heterocyathus sp. が散在している。
命名 : 矢崎清貫
模式地 : 南静園の入口付近の道路の崖
分布 : 主として狩俣～南静園山地 [ 第 6 図 ] の中核部に相当する南静園の西方の山地に広い分布を示し， 一部はその延長方向にあたる北西部ならびに南東海岸沿いに沿った海食崖に小分布がみられる。
層厚関係 : DOAN et al.（1960）の Ikema sandstone， 第６次沖縄天然ガス調査講師団（1970）の池間砂岩層の上部に相当し， UJIIE and OKI（1972）らの Nanseien Formation の一部に相当する。 上位のピンフ岳泥岩 [ Opm ] とは 整合関係を示す。
岩質・層厚 : 黄褐色～褐灰色の中粒～粗粒砂岩を主とするが， 一部には 10～20 cm 内外の板状のシルトを挟む。 砂岩は偽層理が部分的にみられるが， 概して均一質 塊状である。 鏡下でみると 円形の石英粒を主とするが， 部分的に長石類もみられる。 下位の島尻砂岩 [ Oss ] に比較して 多少粒度があらく 硬い。 層厚は 50～70 m である。
化石 : 貝化石は産出していない。 シルト岩には有孔虫化石がみられるが 同定はされていない。
新命名 : 矢崎清貫
模式地 : ピンフ岳の南東側海岸（ [ 本図幅の南隣の ] 宮古島図幅）
分布 : 本図幅の南に接合する宮古島図幅にみられる ピンフ岳（95.5 m）の南東海岸の 平瀬屋神崎 から本地域の大浦 部落にかけての広い地域に分布する。
層厚関係 : この泥岩は DAON et al.（1960）の Gusikube shale， 第６次沖縄天然ガス調査講師団らの 城辺 泥岩層の下部層準の一部に相当し， UJIIE and OKI（1974）らの Yonahama mudstone の下部層準に相当する。 [ 本図幅の南隣の宮古島図幅地域内に分布する, 島尻層群の大神島層の ] 上位の城辺層にみられるピンフ岳砂岩層 とは整合関係である。
岩質・層厚 : 暗灰色～暗青灰色の均一 塊状のシルト岩で， 部分的に 10 cm 以下の褐灰色 細粒砂岩の薄層を介在する。 層厚は 200～250 m が予想されるが， 本図幅地域では 150 m + がみられる。
化石 : 大型化石は少ないが， Turritella cingulifera SOWERBY [ 巻貝化石 ] ， Chlamys sp. [ 二枚貝化石 ] および Heterocyathus [ 可動サンゴ化石 ] がみられる。
有孔虫化石は 浮遊性が優勢となり， うるま資源開発株式会社の宮古島地区 有孔虫化石調査報告（1974 ; M.S.）によると下記のような化石が産出されている。
上記の浮遊性有孔虫には Globorotalia merotumida， Globorotalia Plesiotumida が共存し， Globorotalia tumida を産しないことより, BLOW（l969）の標準区分の N.17 の層準に相当するものであろうとされている。
UJIIE and OKI（1974）は この泥岩の下位層準より第 3 表のような浮遊性有孔虫化石を報告し， 浮遊性有孔虫 [ による ] 層序区分を試みているが， それによると この泥岩が含まれる層準を N.17 としている。
| … |
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， l935）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論議がなされるようになったのは 本土復帰以後である。 戦後， 沖縄を占領した米軍は いちはやく 沖縄本島（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地質図として完成させ， 300 頁に達する説明書を発表した。
この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る。 その後， 第６次沖縄天然ガス調査講師団（1970）により 地質調査・地化探査および重力探査が実施され， ５万分の１地質図を完成している。
本地域の琉球石灰岩の層序区分を最初に試みたのは DOAN et al.（1960）である。 その後， 本地域の石灰岩の形成時期を含めて 第 1 表に示されるように多くの石灰岩名がつけられているが， 未だに異論がある。
しかし， 石灰岩の形成時期および琉球層群の区分については， 琉球列島の地質学コロキュムの第１回（1976）と第２回（1977）などの討論の結果をみると， 全体の流れとして琉球層群は更新世に形成されたもので， 新旧２つの石灰岩に区分されるということに対しては 大方の賛同があるようである。
|
地質
時代 |
層序
区分 |
層厚
（m） |
模式
柱状図 | 鍵層 |
岩石
区分 | 基質 | 包有物 | 化石 |
堆積
環境 | ||||
| 腕足類 | 軟体動物 | 有孔虫 | サンゴ礁 | 石灰藻 | |||||||||
| … | |||||||||||||
第 18 図に示すような岩質・包有物らから区分して， 本地域に分布する琉球層群は 下位から 友利 石灰岩・ 平良 石灰岩および 下地島 石灰岩の３つの異なる岩質の石灰岩によって構成される。
分布は 狩俣～南静園山地 [ 第 6 図 ] の南静園付近を中核として， その周辺部に裾礁 [ = 陸地を取り巻くサンゴ礁 ] の形態を示して分布したものが 北西 - 南東方向の断層運動にともない南西方向へ傾動し， 第 19 図に示すように それら [ = 本図幅地域には露出していない 保良 石灰岩 や 本図幅地域に露出している友利石灰岩 ] に 新しい平良石灰岩および下地島石灰岩が順次 裾礁状に形成したもののようで， 全般を通じて南東部が古く， 北西部に比較的新しい石灰岩の分布がみられる。
層序関係は， 第 20 図にみられるように 下位の島尻層群とは傾斜不整合で， 上位の現世堆積物とも明瞭な不整合関係がみられる。
第 21 図は 本地域の北東海岸でみられる柱状図である。 柱状図 (1) がもっとも北部で， (2)， (3) と順次南方のものを示しているのであるが， ここでみられるように 柱状図 (1) では 友利石灰岩の下部層が欠除しているのに対して， 南側の柱状図 (3) では 明らかに友利石灰岩の下部層が識別出来る。 いわゆるオバーラップをせずに アバット状に下位の島尻層群と接していることがわかる。
岩質は 互層型石灰岩と呼ばれる友利石灰岩 ， 石灰藻ボール石灰岩と呼ばれる平良石灰岩 および サンゴ礫石灰岩である下地島石灰岩 の３つの岩相に大別される。 厚さは 14～43 m 内外で， このうち友利石灰岩が 10～30 m， 平良石灰岩が 2～8 m および 下地島石灰岩が 2～5 m である。
化石は 石灰岩ということもあって多くみうけられるが， 同定出来るものは多くない。
貝化石の多く産出する層準は 友利石灰岩の中部層で， 平良石灰岩および下地島石灰岩は少ない。 友利石灰岩の中部層の主な貝化石を下記に示す。
このうち Pecten naganumanus YOKOYAMA は 友利石灰岩の中部層の上限付近にある一つの化石床で， 本地域での有効な鍵層（Tm1）である。
友利石灰岩の中部の下限を規定する付近には Operculina bartchi ? を含む偽層の発達した有孔虫石灰砂岩があって， 鍵層 Tm2 として層厚および構造を把握する上で重要なものである。
命名 : 第６次沖縄天然ガス資源調査講師団（1970）
模式地 : [ 本図幅の南隣の宮古島図幅地域内の ] 宮古島 城辺 町の友利海岸 [ ← 宮古島の南岸 ]
分布 : 本図幅地域でもっとも広い範囲に分布する石灰岩で， 大神島の神山の頂部・池間島の西南部・フデ岩および宮古島の地形的 高標高部 [ に分布している ] 。
層序 : 本石灰岩は いわゆる琉球石灰岩と呼ばれるものを代表する石灰岩で， 層厚および分布においても 他の石灰岩とは比較にならないほどの広域性をもち， 琉球層群のなかでの重要な部分に相当する。 本岩は岩質・基質包有物および化石らから 上部層・中部層および下部層にわけられる。 本図幅地域の南部では 下部・中部および上部層の一部分がみられるが， 北部では下部層および中部層の一部が欠除する。 下位の島尻層群とは アバット状に接している関係で， 第 21 図にみられるように 下部層が順次 欠除してゆく関係がみられる。 第 22 図にみられるように 上位の平良石灰岩とは 明らかな傾斜不整合の関係がみられるが， 南隣の宮古島図幅地域においては これほど明瞭な関係を示さない。 なお， 本層の中部層には 有孔虫化石だけから形成された偽層理の発達する層状石灰岩があって， 鍵層として重要な石灰岩である。 広域的な分布がみられることから， この石灰岩は 琉球層群の石灰岩の位置ずけをする上で好都合である。 上の鍵層 [ = 前記の Tm1 ] を Tm-1， 下限のもの [ = Tm2 ] を Tm-2 として 第 18 図に示した。 基質は 上部層に比較して粗晶質となり 包有物も有孔虫化石が多くなる。 化石は モグラノテ（Plicatala muricata SOWERBY）および ベニオキナヱビス（Perotrochus (Mikadotrochus) hirasei (PILSBRY) ?）がみられることから， 意外と深い水深のものが多い。
岩質・層厚 : 下部層は 塊状 均一質の炭酸塩砕屑物の細粒物から構成される塊状石灰岩である。 基質は微晶質で， 包有物はほとんどが細粒の炭酸塩砕屑物で， 化石はみられない。
中部層は 上部層と反対に塊状部がうすく， 層状部が厚い互層を呈し， 層状部には多くの有孔虫化石が含まれるに対し， 塊状部では石灰藻ボ―ルおよび水深の深い場所に棲息する貝化石が密集してみられる。
中部層の上限を規定する付近には Pecten naganumanus の化石床があって， 鍵層 [ ← Tm1 ? ] としてよく追える。
上部層は 粗粒石灰砂岩 と 中粒～粗粒石灰砂岩との互層である。 互層は 「塊状部に相当する細粒石灰藻石灰砂岩が 2～6 m と厚く, 中粒～粗粒石灰砕屑石灰砂岩が 30 cm 以内と薄い」 層状部 と 塊状部の互層である。 基質は塊状部が微晶質で， 層状部が粗晶質の場合が多い。 包有物は炭酸塩砕屑物がもっとも多く， 次いで同定が困難な２枚貝の大型貝化石が多くみられる。
層厚は 全体で 10～30 m， 上部層が 2～10 m， 中部層が 8～16 m， 下部層が 0～4 m である。
化石 : 本岩の中部層および上部層からは 次のような化石が採取された。
矢崎（1978a）は 宮古群島に分布する琉球層群を第 4 表に総括し， 対比を試みている。
|
地域 →
時代 ↓ |
宮古島地域
矢崎（1976） |
伊良部島
矢崎（1978） |
多良間島地域
矢崎（1977） |
宮古島北部地域
矢崎（本報告） |
| … | ||||
命名 : 第６次沖縄天然ガス資源調査講師団（1970）
模式地 : [ 本図幅の南隣の宮古島図幅地域内の ] 宮古島 平良市周辺
分布 : 本図幅地域の西側の海岸線に沿って小分布が点在する。 北から池間島の西海岸・狩俣の南西海岸 および 大浦湾の周辺の海岸線。
層序 : この石灰岩は 宮古島の西側の海岸線に沿って 限られた地域だけにみられるもので， 層序的な位置づけに多少の異論もあるが， 友利石灰岩 [ To ] と下地島石灰岩 [ Sm ] とに挟まれる層準のものであることは確かである。 しかし， 場所により 下位の友利石灰岩とはかならずしも不整合とは言い切れず， 一部不整合で 一部整合とみられている。 とくに 本図幅地域のように友利石灰岩の上部層の大部分が欠除している地域では 明らかな不整合関係がみられるが， 南隣の宮古島図幅のように 上部層が厚く発達する地域では 整合または横の関係とみなしている。 「うるま変動」（沖縄第四紀調査団， 1976）という変動期を経過していることから， 上位の下地島石灰岩とは 明らかに不整合である。
岩質・層厚 : 主として炭酸塩砕屑性の粗粒石灰砂岩と石灰藻ボールによって構成される石灰岩で， 一見 礫岩状を呈する。 石灰藻ボ―ルの円礫 3～7 cm と基質に相当する部分が 炭酸塩砕屑砂によって凝固されているが， 膠結は不完全で 一部は未凝固の部分がみられる。 本石灰岩の一部には 褐色～赤色を示す やや軟弱な炭酸塩砕屑砂 および 風成層起源とみなされるレス状の砂からなる 厚さ 20～30 cm の砂層が介在し， 特定地域での鍵層（H-2 ; 第 18 図参照 ）として追える。 層厚は 2～8 m である。
化石 : 本岩の一部には 下記のような貝化石がみられるが， 全体を通じて化石が少ない。
命名 : 矢崎清貫（1976）
模式地 : [ 本図幅の西隣の伊良部島図幅地域内の ] 下地島の西海岸一帯
分布 : 本地域の西海岸線に沿って発達するベンチ [ = shore platform ] 付近に分布するものが大部分であるが， 一部は池間島の周辺部， 大神島の東海岸のベンチ [ ← 地質図上で確認できない ] および 世渡崎 [ ← 宮古島の北端の東側の半島 ] 付近 [ ← 地質図上で確認できない ] 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」（沖縄第四紀調査団， 1976）以後の時代に形成されたものと推論される。 沖縄第四紀調査団（1976）および高安（l976）によると， 沖縄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 あらゆる点で大きな差があり， とうてい同一の範疇に入れることができないとしている。 このような理由で 高安（1976）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。 本石灰岩は下位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 西海岸では平良石灰岩 [ Hi ] と不整合関係を示し， 東海岸では友利石灰岩 [ To ] に接し 平良石灰岩を欠除している。
岩質・層厚 : 本石灰岩の模式地付近では 岩質の上から上部層と下部層とに区分されているが， 本地域では下部層に相当する部分が欠除している。 したがって， 第 18 図にみられるような 主としてサンゴ礫を包有する上部層に相当する部分だけである。 サンゴ礫は 模式地に比較して小さく， 7～15 cm 内外のほぼ円礫状のものが多く， サンゴはほとんどが群体サンゴで， ハマサンゴ・キクメイサンゴ・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， 鏡下でみると石灰藻を主とする石灰岩である。
層厚は 2～5 m とうすい。
化石 : 全般を通じて古生物は 少なく， 二枚貝および巻貝がわずかに産出する。 化石は次のようなものが産出している。
本地域に分布する現世堆積物は 大野越粘土， 池間段丘堆積物， 風化土壌および砂丘堆積物からなる。
命名 : 第６次沖縄天然ガス資源調査講師団（1970）
模式地 : [ 本図幅の南隣の宮古島図幅地域内の ] 宮古島 大野越付近 [ ← 大野越公園付近 ? ] 一帯
分布 : [ 第 6 図の ] 南静園～ピンフ岳山地と大浦山地に挟まれた台地 [ に分布している ] 。
層序 : DOAN et al.（1960）が Miyako soils と呼んでいるものの一部に相当するものである。 矢崎（1977）が指摘するように， 本粘土は 本地域が陸化された以後の現世に至る間において 基盤岩の風化によって形成された風化陸成層である。 したがって， 厳密な地質時代を考えると 一部には島尻層群以後から現在に至る地質時代が含まれる。 したがって， ここでは 主として 島尻層群が風化して それから由来したものに対して 本粘土層 と呼び， 主として 石灰岩（琉球層群）の風化土壌より形成されるものを 後述する風化土壌 [ So ] としてあつかった。
岩質・層厚 : 褐灰色～黄褐色の砂質粒土を主とし， 一部に 酸化鉄コンクリーション [ = 酸化鉄の充填・凝固剤 ? ] を包有する。 層厚は 1～4 m 内外である。
分布は 池間島の湿地帯の前面にみられるもので， 海水面 +1 m 内外の段丘状の台地を形成するもので， 主としてサンゴの砕屑砂・湿地帯の植物の遺がい および石灰岩の小磯によって構成される。 厚さは 1 m 内外である。
DOAN et al.（1960）の Miyako soils の一部に相当し， 狩俣～南静園山地 [ 第 6 図 ] の西方の耕地を形成する。 主として琉球石灰岩の風化堆積物 および レス状の風成堆積物によって形成されるもので， 赤色～褐灰色を示す砂質粘土より構成される。 厚さは 1 m 内外である。
分布は 大浦湾の一部， 狩俣の北東部海岸および大神島の西方海岸線の一部に小分布がみられる。 岩質は 灰白～白色を呈する円磨度の進んだ中粒 均一質のサンゴ砕屑砂 および 有孔虫砂 によって構成される。 厚さは 2～3 m 内外である。
本地域の東海岸および大神島周辺の沖 1 km 内外には 保礁状の礁壁が発達している。 また， フデ岩の北部地域および 八重干瀬 の周辺部には 現生サンゴ礁による第 23 図のような礁原が形成されている。 礁壁および礁原の核は 友利石灰岩 [ To ] であるが， 礁壁および礁原のフォア・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。 この棚に相当する付近には 2～4 m にも達する 現生の群体サンゴ類の棲息がみられる。
宮古島地域は 琉球弧が北東 - 南西方向から北東東 - 南西西に向きをかえる会合部に相当し， 小西（l965）の宮古山稜に相当する部分に位置し， 本図幅地域は宮古島北部の北西 - 南東の伸長方向を示す半島状の形態を示している。 この伸長方向に関連するのか， いわゆる北西 - 南東方向の断裂系が多くみうけられる。 これと 琉球弧方向ほぼ北東 - 南西方向の断裂系の２つの方向性が主なものである。
北西 - 南東方向の断裂系は 主として地域の東側の山地付近に密集して, 東側が 5～10 m 内外の落ちを示す 鉛直成分のステップ状の断層である。 この断裂系は 山地状の地形を形成する１つの重要な要素であって， 東側と西側の非対称の地形を形成している。 すなわち， 東側では急勾配の断層崖をつくり， 西側ではゆるい斜面を形成している。
北東 - 南西方向の断裂系は 地域の北部地域に多くみられ南東側落ちのものが多いが， 一部には逆断層がみられる。 落ちの大小を比較すると， 北西 - 南東方向のものは, 層序的にはほぼ連続していることから 余り落差の大きなものではない。 これに対して 北東 - 南西方向のものは, 一部に層序的欠陥がみられることから 一部には落差の大きな断層が予想される。
この北西 - 南東方向の断裂系は いわゆる琉球弧を胴切する宮古凹地（小西， l965）や 多良間溝状断層（矢崎， 1977b）らの低下帯に ほぼ同調する成分による発生とみなされる。 形成の時期は 琉球層群を切っていることから 新しい時期のものと考えている。
北東 - 南西方向の断裂系は 琉球弧にほぼ平行してみられる何条かの琉球構造線（坊城， 1972）の形成の運動によって発生したもので， 前者のものよりも古い時期の活動とみなされる。 しかし， 一部には 北西 - 南東方向の断層を切っている場所もあることから， 場所により新しい時代の断層もある。
このほか 北西西 - 南東東方向を示す小断層がみられるが， 主として石灰岩分布地域に発達することから もっとも新しい時期の断層である。 落差は小さく， 大部分のものが 1～2 m 内外である。
本図幅地域の島尻層群の傾斜は， 大神島・池間島および北東部の島尻付近では 概して 南～南西へ 8～20 度内外のゆるい傾斜を示しているが， 地域西部の大浦湾の付近では南東へ 25 度内外の傾斜を示し， 地質図でみられる等重力線と調和する一般構造となる。 したがって， 大浦湾の付近には一つの向斜部がみられる。
海域の一部には， 池間島の東方海域 ならびに 大神島の東方海域の２ヵ所に， 背斜部が 海洋調査の結果から推定されている。
琉球層群は 北東側が古い石灰岩で形成され 南西側ほど新しい石灰岩で形成されることから， 北東側が上昇し 南西側が沈下する傾動運動があったものと推定される。
主として琉球層群の友利石灰岩 [ To ] が石材として利用されており， その中部層 [ = 石灰藻石灰砂岩と有孔虫石灰砂岩の互層 ] は 道路の補修用， 上部層の塊状部 [ = 細粒石灰藻石灰砂岩 ] は コンクリ―トブロックの骨材として利用されている。
本地域の地下水は 琉球層群と島尻層群の不整合面付近に多くの湧水がみられるが， 生活用水の大部分は 平良市営水道が埋設されている。 従来は天水を利用していた池間島は， 導水管を [ 宮古島と池間島の間の ] 海峡部の海底に埋設し 水に関しては陸つづきとなっている。 しかし， 大神島は， 地形的に他の地域に比較して狭小かつ急峻で 集水面積が少なく， また 不透水層の欠除から 地下水の期待が薄く， わずかな湧水井と天水が上水となっている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Miyako-jima (19) No. 3
By Kiyotsura YAZAKI and Katsura OYAMA (Written in 1978)
Miyako-jima, an island of the Ryūkyū Group, is situated along a south margin of the East China Sea. This island belongs to non-volcanic zone in the Ryūkyū Arc, and north to it, there are lots of islets such as Fude-iwa, Ōkami-shima and Ikema-shima.
This sheet map area is geologically composed of Neogene - Tertiary sediments (Simajiri Group), Quaternary limestone (Ryūkyū Group) and deposits of Holocene. The geological sequence of the area is shown in Table 1.
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This is divided into the Ōkamishima, the Gusukube and the Henna Formations in ascending order. However, only the lower-most Ōkamishima Formation outcrops in this area.
Ōkamishima Formation is divided into the Ōkamishima Mudstone, Ōkamishima Sandstone, Shimajiri Mudstone, Shimajiri Sandstone, Nanseien Mudstone, Nanseien Sandstone and Pinfudake Mudstone Members in ascending order.
The Ōkamishima Mudstone, the lower-most part of the Neogene, outcrops in the north coast of Ōkami-shima. This formation consists mainly of alternation of siltstone and sandy mudstone. This formation abundantly yields foraminifera such as Globigerina parabulloides BLOW, Globigernodes trilobus REUSS, Ammonia cf. ketienziensis angulata (KUWANO) and Cibicides subhaidingerii PARR.
The Ōkamishima Sandstone conformably overlies the Ōkamishima Mudstone and outcrops in the east sea shore of Ōkami-shima. This formation consists mainly of pebbly sandstone and coarse sandstone with lignite. This formation abundantly yeilds fossils such as Ostrea, Sunetta ?, Abadara. The thickness of this formation is 200 to 300 m.
The Shimajiri Mudstone in the north coast of Shimajiri conformably overlies Ōkamishima sandstone. This formation consists mainly of alternation of siltstone and sandy mudstone with fine sandstone and coarse sandstone. This formation abundantly yields foraminifera fossils such as Turritiella cingulifera SOWERBY, Heterocyathus sp., Ditrupa sp., Globigerina decoraperta TAKAYANAGI ＆ SAITO, Globigerina glutinata (EGGER), Cibicides subhaidingerii PARR and Rectobolivina bifrons striatula (CUSHMAN). The thickness of this formation is 300 to 500 m.
The Shimajiri Sandstone conformably overlies the Shimajiri Mudstone and is distributed in the north-west of Shimajiri. This formation consists mainly of medium sandstone with siltstone and bentonic tuff. The thickness of this formation is 30 to 50 m.
The Nanseien Mudstone conformably overlies the Shimajiri Sandstone, and is distributed in the north-west of Nanseien. This formation consists mainly of siltstone with medium sandstone and bentonic tuff. This formation abundantly yields shell and foraminifera fossils such as Turritiella cingulifera SOWERBY, Dittupa sp., Heterocyathus sp., Globigerina decoraperta TAKAYANAGI ＆ SAITO, Globigerinoides extremus BOLL ＆ BERMUDEZ, Asterorotalia subtrispinosa (ISHIZAKI) and Bigenerins spp. This formation is 200 to 300 m in thickness.
The Nanseien Sandstone conformably overlying the Nanseien Mudstone outcrops on the west area of Nanseien. This formation consists mainly of coarse sandstone containing siltstone and white tuff. This formation measures 50 to 70 m in thickness.
This Pinfudake Mudstone conformably overlies the Nanseien Sandstone
and occupies the area of the south-east of Ōura.
Most part of this formation consists of siltstone and fine sandstone,
and bentonic tuff can be observed in some
fart
[
← part ?
]
.
This yields foraminifera fossils such as Globigerina decoraperta TAKAYANAGI ＆ SAITO,
Globoquadrina dehiscrns (CHAPMAN,
PARR ＆ COLINS),
Globorotalia merotumida BLOW ＆ BANNER,
Globorotalia plesotumida BLOW ＆ BANNER,
Bulimina aculeata D'ORBIGNY and Ammonia cf. ketienziensis augulata (KUWANO).
The thickness of this formation is above 150 m.
This Group is divided into the Tomori Limestone, the Hirara Limestone and the Shimojishima Limestone in ascending order.
The Tomori Limestone overlies the Ōkamishima Formation in conformable and partly clino-unconformable relation. This formation exposes in east area and consists mainly alternation of algal calcarenite and foraminifera concretion intercalating molluscan bed. This formation abundantly yields fossils such as Rhinodaos sp., Ancilla sp., Conus sp., Terebellum ? sp., Strombus (Canarium) sp., Terebra sp., Plicatula muricata SOWERBY, Aeguipecten sp., Pecten sinensis SOWERBY, Pecten naganumarus YOKOYAMA and Perotrochus (Mikadotrochus) hirasei (PILSBRY) ?. The thickness of this formation is 10 to 30 m.
The Hirara Limestone overlies the Tomori Limestone in conformable and unconformable relation. This formation outcroping in the limited area consists mainly algal calcarenite with loose carbonate clastic sandstone. This formation abundantly yields fossils such as Trochus sp. and Turbo sp. The thickness of this formation is 2 to 8 m.
The Shimojishima Limestone unconformably overlies the Tomori Limestone and Hirara Limestone, and outcrops in the west part of the area. This formation consists mainly coral boulder calcirudite and foraminifera calcarenite. This formation abundantly yields fossils such as Turbo sp. The thickness of this formation is 2 to 5 m.
The Shimajiri Group and Ryūkyū Group are covered with the Holocene Ōnokoshi Soil, the Ikema Terrace Sediments, the soil and the sand-dune deposits.
The Ōnokoshi Soil composed of brown to red clay, is distributed on the surface of plantations in the Ōura.
The Ikema Terrace Sediment composed of clay, sand, limestone gravel, is distributed on the lowland in the Ikema-shima.
The Soil composed of brown to red clay and sandy clay is distributed on the surface of plantations in the Ikema-shima and Karimata.
The sand-dune deposits from 1 to 2 m high hills above the sea level. The deposits are mostly composed of calcareous sand with small amounts of round quartz grains.
In this area, the major structure is represented by three fault groups, 1) the direction being parallel to the Ryūkyū Arc, 2) the direction of Kyūshū - Palao Ridge meeting at right with the Ryūkyū Arc and 3) the Daito Ridge direction of WNW - ESE. The Ōkamishima Formation shows a syncline, dipping 8～18°W east wing, and dipping 15～25°E west wing.
昭和 54 年 3 月 15 日 印刷 昭和 54 年 3 月 20 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1979，Geological Survey of Japan