地域地質研究報告
５万分の１地質図幅
宮古島（19） 第 5 号
地質調査所 燃料部 矢崎清貫
昭和 52 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 島尻層群 II.3 琉球層群 II.3.1 天川石灰岩 II.3.2 パナリ石灰岩 II.3.3 前泊石灰岩 II.3.4 仲筋泥質砂 II.3.5 遠見台石灰岩 II.4 風化土壌 II.5 古砂丘および砂丘 II.6 サンゴ礁 II.7 対比 II.8 地質構造 III. 応用地質 III.1 石材 III.2 水理 文献 Abstract 図版
地域地質研究報告
（昭和 51 年稿）
５万分の１地質図幅
宮古島（19） 第 5 号
この報告は昭和 48～50 年度に実施した宮古列島の地質調査の成果の一部であり， 昭和 50 年 6 月に約 7 日間実施した調査の結果をまとめたものである。 この図幅地域は多良間島と 水納島 の２小島で構成されているが， 本報告はこれら２島に関する最初の地質学的報告である。 調査研究にあたっては， 昭和 44～45 年度に実施した第６次沖縄天然ガス資源調査ならびに 昭和 48～50 年度に実施した「宮古島」地域の調査研究の成果におうところが大きかった。 とくに 宮古島地域において貝化石による石灰岩の分帯を担当された大山桂技官から 本地城の石灰岩の区分に関しても多くの助言をうけた。 また， 陸上での資料の不足を補ない 全体的な構造を理解する上で， 海上保安庁 水路部の海図「宮古列島」（10 万分の１）および 周辺海域での石油開発機関による音波探査記録に負うところが多かった。 記して深甚の謝意を表する次第である。
この地域は 位置図にみられるように 東経 124°40'・北緯 24°40' 付近にあって， 九州と台湾を結ぶ琉球弧の南部に位置していて， 木崎ほか（1975）の構造区分における第３グループに属し， そのほぼ中間を占めている。
この地質図幅地域に入いる２つの島の面積は， 多良間島が 18.8 km2， 水納島が 2.2 km2 である。 この２つの島の理的位置は 石垣島へ約 8 km と近いが， 行政的には約 60 km も離れている沖縄県 宮古郡に入いり， この２つの島で多良間村を構成している。 人口は 昭和 45 年当時で合わせて 2,335 人であったが， 現在では 1,865 人に減少している。 とくに水納島は 人口がわずか 20 人内外で， 無人化しつつある。
多良間島の北西側では， 樹木におおわれた小高い丘陵が 巾 200～300 m で前泊港付近から西方へのびる突出し地形地域がある。 この丘陵地は島でもっとも標高が高く（34 m）， そこには人工的築山である遠見台がある。 この遠見台のある丘陵地は 一般に遠見台の丘と呼び， 石垣島の方向 [ ≒ 西南西 ] にあるものを八重山遠見台， 宮古島方向 [ ≒ 東北東 ] にあるものを宮古 遠見台と呼んでいる。 この丘陵地域をのぞいた他の地域は わずかに南へ傾斜する第 3 図の C - C' 断面のような平坦である。
水納島は 水納 部落の東方の海岸沿いに樹木が密生している丘陵地があるが， 標高がわずか 8 m の丘である。 水納 部落の北部・西部および南部は やや起伏に富んだ巾 150～270 m の砂丘（標高 5～6 m）によってとりかこまれている。 この水納島は， 多良間島とは異って， 第 4 図にみるように 概して平坦である。
この２つの島には 浸食谷を形成する河川も 陥没にともなう凹地もない。 しかし， 大部分が現世に隆起したサンゴ礁石灰岩で構成されていることもあって， 島の周辺には礁縁が発達し， 典型的なサンゴ礁の島にみられる 砂丘・離水した礁原・ビーチロックおよび礁湖から形成されている。 この２つの島の一部にはビーチロックが発達していない場所もあって， そこでは 石灰岩を海食するノッチが海面レベルに発達している。
多良間島の高度分布を示したものが 第 3 図である。 この図でも明らかなように 標高 30 m 以上の丘陵地はわずかに 1 km2 未満であるのに対して， 標高 0～10 m の平坦地はもっとも広く 10 km2 内外を示し， 全体の 50 % 内外に相当する。 標高 10～20 m の台地状平坦面は 8 km2 で， ほぼ 40 % 内外に相当する。 この標高 10～20 m の平坦地の大部分は 耕地として利用されているのに対して， 標高 10 m 以下の平坦地は 防風林や原野であって， 主として家畜の放牧場として利用されている。
水納島の高度分布は， 第 4 図のように， 標高 5 m 以上が 0.7 km2 で ほぼ 30 % に対して， 標高 5 m 以下が 1.5 km2 で ほぼ 70 % に相当する。 標高別に土地利用をみると， 標高 5 m 以下ではもっぱら砂地の牧草地で， 家畜の放牧場として利用されている。 標高 5 m 以上は 一部に耕地があるものの 大部分は樹木におおわれている。 海面変動という地質学的観点からみると， この２つの島の平坦地のうち 標高 10 m 以下にある段丘状平坦面（前泊面） [ 以下の [注1] 参照 ] と 標高 10～20 m にある台地状平坦面（パナリ面） [ 以下の [注2] 参照 ] が重要である。
一方， この２つの島の周辺海域の地形は 第 5 図のように水納島の東北東にみられる「ヤビ瀬」の暗礁と， 第 6 図で明らかなように 宮古島と多良間島を結ぶほぼ中間地点の海域にみられる溝状の海底地形， ならびに「ヤビ瀬」の北部海域にみられる顕著な溝状的な海底地形らがある。 「ヤビ瀬」は もっとも浅い処で -8 m であるが， -20 m までの浅い海域は ほぼ水納島の -20 m の海域面積に匹敵する。 宮古島と多良間島周辺のほぼ中間地点付近にある溝状海底地形（多良間 溝状低下帯）は ほぼ北北西 - 南南東方向を示す V 字形の谷であるが， 第 6 図でもわかるように， 両岸の斜面は島の周辺部にみられるような緩斜面ではなく やや傾斜角度がある。 「ヤビ瀬」の北東にある溝状の谷は， 第 6 図の F - F' 断面に示すような ほぼ垂直的な崖を形成している。 この海域にみられるこれら２つの溝状の地形は， 後でのべる地質構造とも密接な関係にあることが予想される。
この２つの島の周辺の海底の水深別分布は [ 以下の [注] 参照 ] ， 第 6 図で明らかなように もっとも顕著な水深別平坦面として -60～-80 m が認められる。 この水深の海底は ほぼ 150 km2 で， 水深 -100 m 以浅の海域のほぼ 47 % に相当する。 この水深別平坦面について， 広い地域は -80～-100 m でほぼ 71 km2 内外であって， 水深 -100 m 以浅の海域のほぼ 21 % に相当する。 これに対して， -60 m 以上の浅い海域では -40～-20 m にかけての海台的な平坦面が認められるが， -40～-60 m にはあまり顕著な平坦面が認められない。
宮古島の西方海域には ほぼ -50 m 付近に顕著な海底平坦面があるといわれている （木崎ほか， 1975）。 しかし， 多良間島および水納島周辺海域には -50 m よりやや深い -60～-80 m にかけての平坦面が顕著である。
最近の International Decade of Ocean Exploration（IDOE）の成果により CLIMAP PROJECT MEMBERS（1976）は第四紀の約 18000 年前の海面最低下量として -85 m と推定していることもあるので， この地域の -60～-80 m という水深平坦面もほぼ妥当な水深ではないかと考えられる。 宮古島の西方海域にみられる水深 50 m 付近の平坦面と 多良間周辺にみられる -60～-80 m の平坦面とでは 10～20 m の差異がある。 この差異を形成している要素としては， 後述の多良間 溝状低下帯（多良間断層）の動きが考えられる。
この地域の地質的位置は， いわゆる西日本島弧系に属する琉球弧の第３グループ（木崎ほか， 1975）にあっている。 この琉球弧は 南西諸島海溝と対になっている島弧 - 海溝系の島弧とされている。 琉球弧は 北部が複数島弧であるが， 南部は単数島弧とされていたが， 坊城・矢崎（1972）は主として南部琉球弧周辺海域調査結果 ならびに地表に露出する地質層序とを考慮に入れて， 東支那海からフィリピン海で切った断面で次のように分帯している。
この地域の２つの島 [ = 多良間島と水納島 ] の地表には いわゆる琉球石灰岩（YABE and HANZAWA， 1925）が露出するだけで， それ以上の古い時代の地層を直接地表で見ることは出来ない。 しかし， 多良間島で実施した地下水探査試錐坑井の結果， -57 m 内外で島尻層群らしき層準にあたっている。 この島尻層群らしき層準のコア [ = ボーリングで得た棒状試料 ] は黄褐色の細粒砂岩 [ Sm ] で， 宮古島の北部に露出する島尻層群の砂岩に酷似する。 琉球層群（中川， 1969）は， 従来は琉球石灰岩（YABE and HANZAWA， 1925）と呼ばれたサンゴ石灰岩および国頭層（YABE and HANZAWA， 1925）を含めて一括して琉球層群と呼び， 主部を 九戸 面～ 下末吉 面に相当する段丘構成層とされている。 矢崎（1976）は宮古島および多良間島に分布する石灰岩を新旧２つの石灰岩に分帯し， 古い石灰岩を琉球層群下部， 新しい石灰岩を琉球層群上部と呼び， さらに琉球層群下部を Ⅰ・Ⅱ に分帯し， 琉球層群上部を Ⅲ・Ⅳ に分帯している。 この地域に分布する琉球層群は， 下位から天川石灰岩（Ⅱ）・ パナリ石灰岩（Ⅲ）・ 前泊石灰岩・ 仲筋泥質砂および遠見台石灰岩（Ⅳ）と命名して分帯した。 上記した石灰岩のうち 上部を構成する Ⅳ の層準である一部には 陸成の風化土壌を主とする仲筋泥質砂が介在していること， ならびに堆積構造から風成層と考えられる遠見台石灰岩があって， 段丘構成層を主部とする琉球層群の規定に対し問題を残し， 今後の検討を必要とする。
天川石灰岩 [ Ak ] は多良間島および水納島の一部に小分布がみられ， 層厚は 60～70 m が予想される。 岩質は石灰藻を主とする石灰砂岩と有孔虫を主とする石灰砂岩の互層である。 パナリ石灰岩 [ Pn ] は多良間島および水納島の海岸周辺にみられ， 層厚は 10～20 m 内外である。 岩質は塊状シルト岩石灰岩で， 貝化石が少なく， わずかに小型の巻貝の化石が確認される。 前泊石灰岩 [ Me ] は多良間島および水納島の比較的高台の一部に小分布がみられる。 層厚は 5～6 m で， 横へ薄層化し 尖滅する。 岩質は， 下半分が粗晶質の有孔虫を主とする砕屑性の石灰砂岩であるが， 上半部は大型の貝化石を多産するシルト岩石灰岩である。 仲筋泥質砂 [ Nm ] は多良間島および水納島の比較的標高の高い丘陵地に小分布がみられる。 層厚は 0.2～0.5 m と薄いが， Ⅳ 層準の石灰岩の分布地域では よい鍵層になる。 岩質は暗灰色～黒色を呈し， わずかに石灰質およびレス状風化土壌によって構成されている。 遠見台石灰岩 [ To ] はこの地域に分布する琉球層群の最上位の石灰岩で， 多良間島および水納島の丘陵地だけに分布する。 層厚は 10～15 m である。 岩質は中粒・均一質の アハ石 [ ← 粟石 ? ] 状砂岩石灰岩で， 縞目がよく発達している。 この石灰岩は 堆積構造などから 古砂丘の一部が石灰岩化されて形成されたものと考えている。
このほか， 本地域には風化土壌 [ We1, We2 ] および海浜付近に発達する砂丘堆積物 [ Sh1, Sh2 ] がある。
多良間島・水納島の地質を総括すると第 1 表に示すようになる。
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この地域では 直接 地表で島尻層群を確認することは出来ない。 しかし， 多良間島に掘られた地下水探査坑井のコアから島尻層群の存在が判明した。 この坑井は多良間島の仲筋 部落に掘られたもので， 深度 -57 m までは石灰岩で， それより以探の 60 m の掘止までは 黄褐色の細粒砂岩とのことであった。 この坑井のコアは黄褐色を呈し， 淘汰がよく 均一である。 鏡下で見ると砂の大部分は石英粒で占められ， その外形は円形のものが大部分で よく粒度が揃っている。 この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石英粒であるようである。 コアは層厚にしてほぼ 3 m に対応するが， きわめてやわらかく， コア採取量が少なく， 実層厚の 1 / 4 程度である。 こんなこともあって， このコアには有孔虫ならびに化石がみられず， 時代を決定する証拠となるものは認められない。 しかし， 宮古島の北部に露出する島尻層群の下部層準にみられる砂岩と酷似することから， 一応の目安として島尻層群の下部層準に対応するものと考えている。
南西諸島に広く分布する石灰岩は， 賀田（1886）が 沖縄島・宮古島および石垣島に分布するサンゴ石灰岩をばく然と一括して 那覇 石類 [ Naha Rock ; 以下の [注1] 参照 ] として呼んだのが最初である。 この那覇石類と呼ばれる石灰岩の模式地は那覇 近傍とされている。 しかし， 一般に現在も使用されている「琉球石灰岩」と呼ばれている地層名は YABE and HANZAWA（1925）が命名したものである。 それによると， 琉球石灰岩は台湾の 苗栗 層を不整合におおう石灰岩で， 隆起サンゴ礁と区別するために用いられたものであった。 その後， HANZAWA（1935）によって琉球列島の主要な島々の調査結果が公表され， そこで再び琉球石灰岩が再定義されている。 それによると， 海成層の島尻層群（苗栗層群 - 掛川統に対比 ; H1～H2 [ 以下の [注2] 参照 ] ）を不整合に被い， その隆起の後に 国頭 層（陸成 ; J2～J3 [ 以下の [注2] 参照 ] ）に覆われるあいだの地層に対して琉球石灰岩と呼び， 現在まで広く知られるようになった。
戦後になって MACNEIL（1960）が沖縄本島に分布する石灰岩を３つに分層し， これを一括して琉球層群と呼び， はじめて「琉球石灰岩」に対して層群名がついた。 MACNEIL の琉球層群は 半沢（1930）の「琉球石灰岩」にほぼ対応している。 中川（1969）は主部を九戸～下末吉面に相当する２つの段丘構成層の石灰岩， ならびに， 従来の国頭層と呼ばれた地層を含めて一括して 琉球層群と定義した。 その後， 高安（1976）は， 中位段丘以後の石灰岩とそれ以前の石灰岩とでは 岩相ならびに構造などあらゆる点で大きな差があることを指摘して， 中位段丘以後の石灰岩を段丘石灰岩と呼び， それより古い石灰岩に対して「琉球層群」と呼んでいる。 矢崎（1976）は主として宮古島に分布する石灰岩を対象としての調査結果から， 高安（1976）の考えかたにほぼ同じ考えかた， すなわち， 琉球層群として一括している石灰岩のなかには 明らかに大きな時間的な不連続があることを認めた。 しかし， 新期の石灰岩形成以後にも断層が確認されることから， 段丘面だけから新旧石灰岩の区別が出来得ないこと， ならびに分帯した各石灰岩の層序が現在までに確立されていないこともあって， 暫定的に古い石灰岩を琉球層群下部と呼び， 新期の石灰岩を琉層群上部と呼び， さらに岩質および包有物らから Ⅰ・Ⅱ・Ⅲ および Ⅳ の層準区分をしている。 この４つの層準のうち Ⅳ の層準は段丘構成層という意味では疑問があって， はたして琉球層群に一括包含してよいか問題となる。 したがって， 今後の調査結果によっては琉球層群という規定から除外されることもありうる。
筆者は この２つの島 [ = 多良間島と水納島 ] に分布する琉球層群を， 第 2 表にみられるような岩相に重点をおいて， 下位から 天川石灰岩 [ Ak ] ・ パナリ石灰岩 [ Pn ] ・ 前泊石灰岩 [ Me ] ・ 仲筋泥質砂 [ Nm ] および 遠見台石灰岩 [ To ] に分層した。
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琉球層群の年代については 半沢（1935）によって鮮新世上部と考えられたが， その後， YABE and HATAI（1941）は Pecten tokyoensis， P. naganumanus， P. kikaiensis らを含む層群の一部が琉球石灰岩に一部相当するものとして， 琉球石灰岩の一部を第四紀層としている。 MACNEIL（1960）は 沖縄本島の石灰岩を下位から那覇石灰岩・ 読谷 石灰岩および 牧港 石灰岩の３つに分帯し， 下位の那覇石灰岩を鮮新世として考え， 上位の２帯の石灰岩を洪積統としている。 同じ頃に宮古島の調査を担当した DOAN et al.（1960）は 宮古島に分布する石灰岩を下位から 伊良部 石灰岩・ 下地 石灰岩・山根石灰岩および与那覇石灰岩の４つに分帯し， 最下位の伊良部石灰岩だけを鮮新世として， それより上位の石灰岩を更新世ならびに現世としている。 しかし， 奄美群島で調査を実施していた平田（1956・1958）は， 与論島に分布する石灰岩の時代を中～後期洪積統として一括し， それ以来， 中川（1967・1969）・ 小西（1967）・ KONISHI et al.（1970）・ KONISHI et al.（1974）・ OMURA（1972）らは 奄美群島および沖縄周辺の琉球石灰岩を中～後期洪積統とした。 一方， 野田・沖村（1972）・ 沖村・三井（1973）・ 沖縄第四紀調査団（1976）・ 高安（1976）らは 奄美諸島および沖縄島周辺に分布する石灰岩を前～中期洪積統に対比している。 矢崎（1976）は 宮古島に分布する石灰岩の主部である 友利 石灰岩（Ⅱ）から Pecten naganumanus を確認して， 下末吉層に対比している。 前出の KONISHI et al.（1974）らは 230Th [ thorium 230 ] ， 231Pa [ proto-actinium 231 ] などのウラン系放射性元素による年代測定を実施している。 その結果， 琉球層群には 12～13 万年， 10 万年， 8 万年， 6 万年， 4 万年の石灰岩が明らかにされている。 なお， 個々の石灰岩については， 読谷石灰岩が 78,000 ± 3,000 年， 久米島の大原石灰岩の 62,000 ± 4,000 年という値が得られている（KONISHI， 1970）。 最近， 日本の海成段丘の研究を実施している大田・成瀬（1977）によると， 12～13 万年が下末吉面， 10 万年が引橋面， 小原台面が 8 万年， 三崎面が 6 万年ということが明らかにされている。
以上のようなことがらを考慮して 本地域に分布する石灰岩の年代を考えてみると， 天川石灰岩は Pecten naganumanus より上位の層準であることから 12～13 万年の石灰岩に相当し， パナリ石灰岩は， 岩相から比較すると沖縄本島の読谷石灰岩に酷似することから， 6～8 万年代のものではないかと考えている。 Ⅳ の層準の石灰岩は 4 万年あるいはそれ以上新しいものと考えている。
天川石灰岩は この地域内の地表で観察される層準のうち もっとも古いものである。 この石灰岩の分布は多良間島 仲筋部落の西方の丘陵地ならびに， 部落の南方の広い耕地を形成する平坦面がわずかに斜面をつくる付近と， 平坦面の耕地の上に団塊状に突出している露岩（津波石と呼ばれている）がこれに相当する。 水納島では 島の南東部の丘陵地にわずかに分布する。 岩質は， 新鮮なものは褐灰色～アメ色を呈し， 風化の進んだものほど白色を増し， 全般として徴晶質で， 石灰藻を主とする中粒石灰砂岩である。 しかし， 一部には 有孔虫を主とする粗粒砂岩石灰の薄層を介在している。 この有孔虫を主とする粗粒石灰砂岩は， 石灰藻を主とする中粒石灰砂岩より空隙率が大きいためか やや柔かいのか， 差別浸食をうけて凹んでいるが， 概して 石灰藻を主とする中粒石灰砂岩 の単層の厚さが 1～1.8 m 内外のものと， 有孔虫を主とする粗粒石灰砂岩 の単層の厚さが 0.10～0.30 m 内外のものとの互層であって， いわゆる互層型石灰岩である。 この石灰岩の層厚は 地表で見られるかぎりではほぼ 20 m 内外であるが， 坑井の地質から考えると -57 m までが石灰岩であることから， 約 60～70 m 内外の層厚が予想される。 露出している石灰岩には Periglyta puerpera (LINNE) が特徴的な化石として産出する。 この化石は 宮古島に標式的にみられる Ⅱ の層準の石灰岩である 友利 石灰岩の上部に多産していることから， この層準に相当するものであろう。 このようなこと および 坑井深度の -57 m を考慮して検討すると， 友利石灰岩の下部， あるいは Ⅰ の層準の石灰岩である 保良 石灰岩の一部が含まれている可能性もある。 宮古島では Ⅰ～Ⅱ の層準の石灰岩を含めての層厚が 60～70 m であることから考えると， 多良間島の 60～70 m が Ⅰ + Ⅱ とすると よく調和する。 このことは 堆積環境の一様性というか， 地史的な類似性がうかがわれる。
パナリ石灰岩は 琉球層群の上部層に相当し， 下位の天川石灰岩 [ Ak ] との間には顕著な不整合が認められる。 この石灰岩は， いわゆる南西諸島が島嶼化した以後に 裾礁として形成されたもので， 地質学的時間単元でいえば比較的新しい時代ということになる。 多良間島および水納島の海岸線に沿うキノコ岩やベンチがこの石灰岩で形成されている。 このベンチの高さは礁原面上 2 m 前後で かなり一様な高さであることから， 田山（1952）・浅野（1942）らは後氷期の高海水準にその理由を帰している。 このベンチの前面には礁面ビーチロック（Reef surface beach rock）や， 切立ったベンチの崖にはノッチ [ notch ; 波食窪 ] が形成されているのが常である。 岩質は， 新鮮な場所で褐灰色～アメ色を呈していて， 下位の天川石灰岩よりやや褐色が強く， 風化面でもあまり色は変わらない。 緻密で硬く， 基質は いわゆる細粒シルト岩石灰岩であるが， 多くの場合に径 20 cm 以下のサンゴ礫を持っていることもあって， 普通はサンゴ礫石灰岩と呼んでいる。 サンゴ礫は ほとんどが群体サンゴの礫であって， 単体サンゴ礫がみあたらない。 この石灰岩は細粒シルト岩石灰岩であることから， 全体として塊状で， 互層状を呈していない。 この石灰岩の層厚は， この２つの島 [ = 多良間島と水納島 ] で見られるかぎりでは わずかであって その全層を見ることが出来ないが， 裾礁ということもあって おそらく 10～20 m 前後であろう。 この石灰岩には 概して大形化石が少なく， Marmorostoma sp. の小形と思われるぬけがらが多くみられる。 石灰岩の形成産状が裾礁状であるということから， 横での岩質変化や薄層化は顕著である。
この石灰岩はサンゴ礫石灰岩であるという特徴と， 下地島石灰岩の模式的に発達する下地面と 多良間島のパナリ面（標高 10～20 m 以下）がほぼ一致することから， 宮古島の Ⅲ の層準に対応するものと考えている。
矢崎（1976）は前泊石灰岩・仲筋泥質砂および遠見台石灰岩を一括して， 第 3 表 [ ← 第 1 表 ] に示すように琉球層群上部層で Ⅳ の層準としてあつかっている。
この石灰岩は 第 7 図のように下位にある天川石灰岩 [ Ak ] およびパナリ石灰岩 [ Pn ] を不整合に被い， 上位の仲筋泥質砂 [ Nm ] に不整合に被われる。 多良間島では， 前泊港の後背地にある遠見台の丘の前面の凹地に 一定の巾を持ってほぼ東西方向の配列を示して分布している。 水納島では， [ 島の南東端の ] 水納島灯台のある丘の南東斜面にわずかな分布がみられる。 岩質は白色を呈し， 第 3 表 [ ← 第 2 表 ? ] のように 下半分が粗晶質の中粒～粗粒の砕屑性の有孔虫を主とする石灰砂岩であって， 下半部 [ ← 上半分 ? ] はやや緻密なシルト岩石灰岩を主とする石灰岩であるが， このなか [ = 前泊石灰岩の 上半分 の中 ] には 第 3 表に示すような多くの現生種の大型化石を産することから， いわゆる Mollusca Calcarenite [ = 軟体動物門の生物遺骸からなる石灰砂岩 ? ] と呼ぶのが当を得ている。 多良間島の採石場でみると この石灰岩の層厚は 5～6 m 内外である。 堆積型態ならびに分布の範囲などから考えると 横へ薄層化あるいは尖滅が考えられるが， 横でこれ以上に層厚を増すことはないようである。 水納島にみられるこの石灰岩は上半部の一部が確認されるが， 下半分の石灰岩は確認出来なかった。
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Trochus sandwichenssis SOULEYET
Tectus pyramis (BORN) Marmorostoma stenogyum (FISCHER) Turbo petholatus (LINNAEUS) Pauitrona caputserpentis (LINNÈ) Monetaria (Ornamentaria) annulus (LINNÈ) M. moneta (LINNÈ) Pusiostama mendicaria (LINNÈ) Virgiconus liuidus (HWASS) Barbatia (Ustularca) bicolorata (DILLWYN) Gloriopallium pallium (LINNÈ) Anodontia sp. Spondylys candidrs LAMARCK Posinia sp. Echinoneus sp. |
この地層は 矢崎（1976）が粘土としてあつかったものであって， 主として風化土壌によって構成されていることから， 石灰岩を主とする琉球層群のなかでも特異な地層である。 この地層は 第 8 図・第 9 図のように 下位の前泊石灰岩 [ Me ] と上位の遠見台石灰岩 [ To ] とを区別するものであって， 上下の石灰岩とは不整合関係で接している。 [ 多良間島での ] 分布は 前泊石灰岩とほぼ同様な範囲にみられただけで， 島全体への拡がりはない。 水納島での分布は 南東部の丘陵地の斜面にわずかにみられるだけで， ここでも島全体への拡がりはない。 岩質は 暗褐色～黒色を呈し， わずかな石灰質砂のはいるレス状の風化土壌によって構成されている。 層厚は薄く， 0.2～0.5 m であるが， 上下の石灰岩の分布地域範囲では尖滅したり極端な薄層化がない。 上下の石灰岩の白色と暗褐色～黒色のコントラストが鮮明で， 限られた地域のよい鍵層として有効である。 このわずかな層厚を示す層準からは 第 10 図のような陸性の Tanesella (Coniglobus) mercatoria（シュリマイマイ）の化石が多産する。 このマイマイは右巻きで， 殻も比較的厚く， 現在のものと比べてやや大きい。
この遠見台石灰岩は この地域のなかでもっとも新しい石灰岩である。 分布は多良間島および水納島の両島にかけて見られ， 高標高の丘陵地だけに限ってその露出がみられる。 しかし， 横への拡がりはせまく， Ⅳ の層準の分布する範囲だけにみられるだけである。 下位の仲筋泥質砂 [ Nm ] とは 一見 整合的にみえるが， 岩質ならびに堆積構造などから不整合と考えている。 上位には ほとんど風化土壌が発達していない。 岩質はやや褐色を示す部分と灰白色を示す部分とが縞状を呈する， いわゆる縞状 アワ石 [ ← 粟石 ? ] 状石灰岩である。 第 11 図のような縞目は 級化によるものであるが， 色彩的には白色の帯とやや褐色の帯との縞目であり， 岩質の上から多少 内容がことなる。 白色部分は いわゆる中粒 均一 アワ石状の石灰砂岩であるのに対して， 褐色部分は中粒粗粒の石灰質の砂と レス状の風化土壌らしい不純物の混入が見られる。 このことが 色彩的に二色の縞目を形成する理由である。 この縞目の一つのサイクルは 10 cm 以下であるが， 白色部が 1 に対して褐色部は 2～3 の割合である。 縞目での傾斜角は南西～南へ 20～30°内外を示し， 隆起サンゴ礁の現地性の堆積面にしては あまりにも急傾斜である。 普通礁石灰岩の堆積面は 5～10°内外とされていることからみても， 20～30°という傾斜面は異常なものである。 とくに， この傾斜面している縞状の層理面は 下位にある仲筋泥質砂の水平層に対して斜交している。 層厚は意外と厚く 10～15 m 内外であるが， 全層を通じて大形化石はまったく見られない。 石灰岩の大部分は有孔虫と石灰藻および海綿らの砕屑物の集合であって， 生物遺骸の破砕物と有孔虫を主とする石灰砂岩である。 この石灰岩は， 仲筋泥質砂に引き続き， 陸での形成と考えている。 その理由としては， 層理面があまりにも急であるということ， 大形の貝化石がまったく存在しないこと， かつ異質な土壌の入ること， ならびに横への岩質変化が著しく 一部では古い砂丘へと変わることなどがある。 これらのことから， この石灰岩は, 陸上の凹地へ風で運ばれて来た風成の石灰質砂が 石灰化によって固結したものであろう。
この図幅地域には新旧２つの風化土壌がある。 その１つは標高 10 m 以上の比較的高台平坦面にみられるものと， 標高 10 m 以下の斜面に帯状に分布する２つの風化土壌がある。 前者の高標高のものが古く， 後者の低標高のものが新しい。
古い風化土壌 [ We1 ] は, [ 多良間島の ] 部落 [ ← 第 1 図参照 ] の周辺の大部分の耕地が これに相当する。 水納島の一部にもこの古い風化土壌が部落 [ ← 第 2 図参照 ] の東方の山地にみられ， わずかな耕地を形成している。 厚さは 1 m 内外ではないかと予想されるが， 凹地では多少厚くなる。 岩質は粘土質で暗褐色を呈し， 南西諸島の多くの島にみられるラテライト質のものより赤くはない。 このことは， 熱帯～亜熱帯地域に分布する風化土壌の形式からいうと， 風化の経過年月があまり長くなかったことが推察される。 この古い風化土壌は 前述した仲筋泥質砂とほぼ同一面のように見えるが， 確証はない。
新しい風化土壌 [ We2 ] は, 多良間島の西方の丘陵地から海岸線に沿って ほぼ一定の巾を持って同心円状に島の周辺を取り巻いている。 層厚は薄く， 大部分は古い風化土壌が雨水によって運ばれ， 古い砂丘の前面の凹地を充填したものである。 そのことを反映しているのか， 粘土質の風化土壌のなかに多くの石灰質の砂がまじっている。
水納島では 部落の周辺に古い風化土壌 [ We1 ] の小分布があるが， そのほかは， 古い砂丘に取り囲まれた平坦な牧草地の大部分が新しい風化土壌 [ We2 ] である。 ここでの新しい風化土壌は， 多良間島と多少異なり 後背地にある古い風化土壌が少ないこともあって， 粘土質の土壌が少なく ほとんどが砂質である。 こんな理由もあって， 水納島での耕地が少なく 無人化が進む理由でもある。
この図幅地域には 新旧２つの砂丘が発達している。 古い砂丘 [ Sh1 ] が標式的にみられるのは 水納島の [ 北西部の ] 標高 5 m 内外の丘陵地である。 そこでは， 島の新しい風化土壌 [ We2 ] の牧草地帯を取り囲むような一定の巾をもって同心円状に発達している。 多良間島の南西の海岸にも これに相当する砂丘の小分布がある。 一方， 新しい砂丘 [ Sh2 ] は 主としてパナリ石灰岩 [ Pn ] のいわゆる前面ベンチ前面の海岸線にあるもので， いわゆる浜砂丘である。 砂丘の砂は 両者とも灰白色～白色を呈するが， 古い砂丘がやや灰色が強い。 岩質は 大部分が有孔虫および石灰藻の遺骸が破屑されたもので， 円磨度がよく， 中粒～粗粒がある。 層厚は 両者とも 3～5 m 内外が予想されるが， 場所により多少のちがいがある。
これらの砂丘のうち 古い砂丘と遠見台石灰岩との関係は， 段丘面が大きく異なることから異質なものと考えているが， 確証はない。
第 1 図および第 2 図の航空写真や地質図でも明らかなように， この２つの島 [ = 多良間島と水納島 ] の周辺には 美事な環礁状の礁縁的な輪がある。 このほか， 礁湖性の現地性サンゴ礁が発達している。 礁縁的な現地性石サンゴの核はパナリ石灰岩 [ Pn ] で， その上にサンゴ礁が形成されている。 この環礁状の礁縁からみるサンゴ礁の分類（MAXWELL， 1968）にしたがえば， 水納島は伸長プラットホーム礁であり， 多良間島は礁湖プラットホーム礁ということになる。
矢崎は， 宮古島に分布する琉球層群を 下位から第 4 表に示すように Ⅰ・Ⅱ・Ⅲ および Ⅳ という層序に区分した。 Ⅰ の層準は 琉球層群の最下位の石灰岩で礫状型石灰岩と呼び， Ⅱ の層準は いわゆる互層型石灰岩で， 琉球層群のなかで もっとも厚い石灰岩である。 これらの石灰岩は 下部の塊状泥質石灰岩， 中部の砂岩がち互層型石灰岩， 上部の泥質がち互層型石灰岩の３つに分層している。 この Ⅰ・Ⅱ 層準の石灰岩は 琉球層群の主部をなすものであって， 南西諸島全域に ほぼこの層準に属する石灰岩が分布している。 Ⅲ 層準の石灰岩は， Ⅰ・Ⅱ の層準の石灰岩を核として島嶼化した島へ裾礁に形成された石灰岩であって， Ⅱ 層準の石灰岩との間に大きな時間的なギャップがある。 この [ Ⅲ の層準の ] 石灰岩は 岩質の上から 泥質石灰岩の下部とサンゴ礫をもつサンゴ礫石灰岩の上部とにわけている。 Ⅳ の層準の石灰岩は琉球層群のうちでもっとも新しい石灰岩であって， 一部には陸成の石灰岩も含まれている。
| 層序区分 | 多良間島・水納島 | 宮古島周辺 | |||
|
琉球
層群 | 上部 | Ⅳ | 遠見台 石灰岩 | 西浜崎 古砂丘 | |
| 仲筋 泥質砂 | ? | ||||
| 前泊 石灰岩（F） | 白島崎 石灰岩（F） | ||||
| Ⅲ |
|
| |||
| パナリ 石灰岩（Cg） |
下地島
石灰岩 | 上部（Cg） | |||
|
| 下部 | ||||
| 下部 | Ⅱ | 平良 石灰岩（Al） | |||
|
| |||||
| 天川 石灰岩（Mal） |
友利
石灰岩 | 上部（Mal） | |||
| ↓ | 中部（Mal） | ||||
| 下部 | |||||
| Ⅰ | 保良 石灰岩 | ||||
この図幅地域の琉球層群を宮古島周辺と対比すると第 4 表に示すようになる。 天川石灰岩 [ Ak ] は 岩質ならびに大型化石らによると 宮古島の友利石灰岩の上部に対比される。 パナリ石灰岩 [ Pn ] は 岩質・化石および段丘面からみて 宮古島の下地島石灰岩の上部に対比される。
この地域のように陸地がしめる部分が少ない地域では 陸上の資料だけで地質構造を論ずることは出来ない。 したがって， 10 万分の１海図（宮古列島 ; 水路部（1926））ならびに周辺海域の調査結果を参考として検討した。 その結果， この地域には３つの方向性をもつ断裂系があることが確認される。 それらは [ 1 ] 九州の南西部から南西へのびる 琉球弧方向 にほぼ平行にのびるもの， [ 2 ] これに直交する 九州 - パラオ海嶺方向 のもの， [ 3 ] WNW - ESE（ほぼ東西）方向， すなわち 大東海嶺 （沖大東島と沖の鳥島を結ぶ海嶺） 方向 を示すものとである。
九州 - パラオ海嶺方向を示すものの代表としては， 小西（1965）のいう宮古凹地および宮古山稜がこの方向に一致する。 このほかに このような方向性をもつ地形的な低下帯としては， 宮古島と多良間島のほぼ中間にある多良間溝状低下帯 [ ← 本図幅地域の東北東方向にあるはず ] や， 多良間島と石垣島のほぼ中間にある石垣島溝状低下帯 [ ← 本図幅地域の西南西方向にあるはず ] などが認められる。 これらの低下帯および上昇帯は 周辺海域調査の結果から断層であることが推察されている。 したがって， この地域に近い多良間溝状低下帯を多良間断層と呼ぶ。 この多良間断層の系列に入る断層を陸上部でみると， [ 多良間島には ] 次の２つの断層がある。 普天満 - 塩川断層および大ドウ崎から北西にのびる大ドウ崎断層である。 海域の島の周辺部には 多良間島の南西に 2 条と， 水納島の南西に 1 条の海底地形上のくいちがいがある [ ← これら 3 条のくいちがいを確認できない ] 。 これらの地形上にみられるくいちがいは， いずれも断層であることが予想される。
琉球弧方向を示す断裂系は， 主として海底地形上のくいちがいとして明瞭に考えられる。 この地域の陸上では この方向に対応する顕著な断層は少なく， 多良間島の北部の Ⅳ 層準の分布する地域に２条の断層が確認されているのと， 多良間島のほぼ中心部を 北東 - 南西に切る断層が この方向の断裂系を示すものである。
大東海嶺方向の断裂系は 陸地では明瞭にみることが出来ないが， 水納島の北部海岸沿いに北西 - 南東方向にのびる断層が この方向の断裂系に相当する可能性がある。 この断裂系は， むしろ海域においてよく発達している。 すなわち， 水納島と [ その北東の ] 「ヤビ瀬」との海峡にある V 字形の谷は これを実証しており， 海域の調査結果でもこの断層は確認されている。
第 12 図にみられるように３つの方向を持つ断裂系についてのべたが， それらのうちの大きなものは いずれも海域にある多良間断層ならびにヤビ瀬断層である。 このうち多良間断層は 横ずれの成分が大きく， 多良間島地域を北へ押している。
「ヤビ瀬」断層の東方への延長は伊良部島の南の海域を通り， 宮古島の久松部落から東海岸の吉野部落へのびている大きな断層である。 この断層は， 宮古島でみると北側から南へ突き上げる逆断層である。 陸地にみられるこのほかの断層は ほとんどが正断層であるが， 落差のあまり大きなものはない。 これら断層の新旧は明確ではないが， 大東海嶺方向のものが比較的古く， 九州 - パラオ海嶺方向のものが新しく， この中間的なものが琉球弧方向の断裂系ではないかと考えている。 第 3 図の断面でも明らかなように， 多良間島は北側が高く， 南側が低いということから 南側が沈む傾動運動がみられるが， 水納島では このような傾向がみられない。
多良間島においては パナリ石灰岩 [ Pn ] 以外の石灰岩が採石されている。 天川石灰岩 [ Ak ] は コンクリートブロックの骨材として使用されているが， 前泊石灰岩 [ Me ] ならびに遠見台石灰岩 [ To ] は道路の補修用に使川されているにすぎない。 これらの石材も島内の需要があってのことであって， 需要のない時期は閉山している。
多良間島には, 沖縄開発庁により実施された水源用の坑井が部落の西方の凹地に掘削されていて， ある程度の地下水を確保しているということであるが， どの程度の揚水が出来るのか不明である。 水納島には目下のところ水源はなく， 天水だけがたよりになっている。 第 13 図は水納島の牧草地にある溜池であるが， 地表水をここに集めて必要に応じてポンプで揚水し 家畜にあたえている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Miyako-jima（19） No. 5
By Kiyotsura YAZAKI (Written in 1976)
The area includes two small islands, Tarama-Shima and Minna-Jima, located at the southern part of the Ryuku Arc. The geology of these islands consists of the Quaternary coral reef limestone and the sandstone correlated with the lower part of the Tertiary Shima-jiri Group. The latter is not exposed on the surface, and has been taken within a water well. The stratigraphic classification in the area is shown in Table 1.
| Quaternary | Recent |
Dune sand
Old dune sand Young soil Old soil | ||
|
↓
? ↓ |
Ryūkyū
Group | Tōmi-dai Limestone | ||
| Naka-suji Mudy Sand | ||||
| Mae-tomari Limestone | ||||
| Pleistocene | Panari Limestone | |||
| Ama-kawa Limestone | ||||
| Neogene |
Pliocene～
Miocene | Shima-jiri Group | ||
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
The stratigraphic relationships among the formations of Ryūkyū Group are unconformable each other.
The Ama-kawa Limestone is of the so-called "alternation-type" and consists of mainly the alternation of algal and foraminiferal calcarenites. The Panari Limestone is composed of coral reef limestone and calcilutite with fine-texture in ground-mass.
The Mae-tomari Limestone is divided into the two parts based on the rock facies. The lower part is medium foraminiferal calcirudite and the upper part in molluscan calcarenite abundant with shell fossils.
The Naka-suji Soil is muddy sand of 0.2 to 0.5 m in thickness, and including fossil snails : Ganesella (Coniglobus) mercatoria.
The Tōmi-dai Limestone is composed of terrestrial limestone originated from old sand-dune.
The thickest formation in the Ryūkyū Group is the Amakawa Limestone of 50 to 70m in thickness and the others are distributed rather locally and under 30 m in thickness.
The fracture system in the area is shown by faults of three directions : 1) the direction being parallel to the Ryūkyū Arc, 2) the direction of Kyūshū - Palao Ridge meeting at right angle with the Ryūkyū Arc and 3) the Daito ridge direction of WNW - ESE.
A typical fault of the Kyūshū - Palao Ridge direction is shown by the Tarama fault running between Tarama-shima and Minna-jima.
The Daito ridge direction is represented by the Yabise Fault off north coast of Minna-jima. The faults corresponding to the direction being parallel to the Rhūkyū Arc are not so large and occur at three locations in Tarama-shima.
The time relation of formation of the three directions in the fracture system is not clear. However, it is estimated that the faults of the Daito ridge direction are comparatively older than those of other two directions.
昭和 52 年 11 月 1 日 印刷 昭和 52 年 11 月 4 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1977，Geological Survey of Japan