海洋プレートの移動とともに約8500万年かけて数千kmを移動して当時の大陸東部に合体したのち、中生代白亜紀中頃（約1億年前）になると、大量のマグマ（溶けた岩石）の上昇によって平尾台周辺の地表では火山、地下では花崗岩類が形成されて、地下にあった石灰岩はマグマの熱の変成作用によって大理石化しました。

平尾台の北東側では地下数kmの深さでマグマが冷え固まった花崗閃緑岩が石灰岩を取り巻いて分布しています。石灰岩中に入り込んだマグマは固結して板状の岩脈となりました。

新生代新第三紀中新世（2000万～1500万年前）にはユーラシア大陸東縁でのマグマ活動によって、大陸から日本列島が分離して日本海ができ、平尾台もほぼ現在の位置に移動しました。新第三紀後半（数百万年前）になると北部九州は侵食作用によって平坦な地形が広がります。平尾台も低い丘陵地だったのでしょう。

新生代第四紀（259万年前以降）になると平尾台は段階的に隆起し、現在のカルスト台地を形成しました。

石灰岩の表面に浸食された溝であるカレン（ドイツ語）、溝と溝のあいだに残った石灰岩が１～３ｍの高さで突出したピナクル（英語で針）、これらの密集地がカレンフェルト（ドイツ語）です。
本来石灰岩は目視できない微小な方解石結晶の集まりですが、平尾台ではマグマの熱変成によって結晶が数㎜～数cmに成長するとともに岩石中の炭素が取り去られ、白い結晶質石灰岩（大理石）になりなす。石灰岩中の化石や地層が見えなくなった反面、風化すると結晶境界で剥離するために岩石の表面が丸い形状になり、羊が群がっているようなやさしい石灰岩景観が生まれたのです。

このようなカルスト地形の最大の特徴は地下水系を作ることです。台地上では割れ目の交点に地下に向かって雨水の流れが集中することでドリーネ（溶食くぼ地）がよく発達します。そのため、地表には河川や谷がほとんどできず、地下を川が流れ洞窟を作ります。石灰岩洞窟には地下水中に溶けていた石灰分が沈殿した洞窟生成物（鍾乳石）がよく発達するので鍾乳洞とも呼ばれています。

平尾台では200以上の洞窟が見つかっており、洞窟分布密度は日本最大級です。長い洞窟には目白洞（2100ｍ）、青龍窟（1785ｍ）、千仏鐘乳洞（1720ｍ）、深い堅穴にはこむそう穴（－91ｍ）、人参窪第1洞（－62ｍ）、牡鹿洞（－50ｍ）などがあり、観光洞として目白洞、千仏鐘乳洞、牡鹿洞が部分的に公開されています。

平尾台にある鍾乳洞のいくつかは実際に見学することができます。また、カルスト台地の成り立ちや鍾乳洞などについて解説・展示した平尾台自然観察センターや、キャンプ場を備えた平尾台自然の郷など見どころも点在しています。花崗閃緑岩地域にある広谷湿原は、福岡県内では数少ない湿地であり、苅田町の天然記念物や環境省の重要湿地に指定されています。

地表のカルスト地形と地下の洞窟は地下水系で結ばれた一連のカルストシステムを構成しています。

平尾台にカルストシステムがよく発達する原因として、台地の東部に非石灰岩の尾根があって石灰岩地域に地表水が流れ込むこと、石灰岩中に高角度で板状の火成岩脈が多数分布して未風化状態では不透水層に、風化すると粘土化して含水層となって複雑な地下水系を作ること、九州中南部の火山起源の火山灰と大陸からの黄砂が石灰岩上に降り積もってできた土壌が石灰岩の浸食を促進することなどがあげられます。

平尾台の石灰岩と周囲の非石灰岩との境界に分布する湧水は北西側が標高65～150ｍ、南東側は270～370ｍで北西側が200ｍ以上低く、また南東側には地下川洞窟がよく発達します。

均質な石灰岩中の地下水は傾斜が大きい方向へ流れて非石灰岩との境界で地表に流出するため、平尾台の地下水は大部分が北西側に向かうことが予想されます。
しかし色素を使った地下水追跡調査によって両側に流出することが判明しました。これにより平尾台中央部に非石灰岩の地下ダムが存在することや、北西側地下水系が南東側に比べて新しく、地下川洞窟が未発達であることが想定されています。

平尾台のふもとには石灰岩中の地下水が流れ出す湧泉が十数か所あり、地域のおもな河川である紫川（むらさきがわ）、遠賀川、小波瀬川のそれぞれの源流のひとつとなっています。

紫川と遠賀川は日本海、小波瀬川は瀬戸内海へ注ぐため、平尾台は日本列島の川を日本海と太平洋・瀬戸内海に二分する大分水嶺（だいぶんすいれい）の一部です。大分水嶺に位置するカルスト地域は平尾台だけです。地表河川では分水嶺は尾根を通りますが、地下河川が発達する平尾台では地表地形とは関係なく台地のほぼ中心に地下水系の境界があります。日本海沿岸と瀬戸内海沿岸の気候の境界でもあり、冬に北斜面に季節風が吹きつけて小雪が舞うようなときも、南斜面では晴れて暖かいことが多くあります。

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