この地域は、基盤岩類と第三系及び第四系の地質からなる。
基盤岩類のうち、御嵩町の北部山地には、チャート、頁岩、粘板岩、砂岩を主とするジュラ紀付加体、東部には花崗岩が分布している。
　第三系は、可児川をはさんだ両岸一帯に広く分布し、第四系の洪積層は西部の長瀬から伏見地域の可児川および木曾川周辺に見られる段丘堆積層である。
層序
　ジュラ紀付加体は、本地域の土台をなすもので、チャート、頁岩、粘板岩、砂岩の硬い堆積岩からなり、東部の鬼岩地域では、花崗岩がこれらを貫いてこの地域の基盤をなしている。
　可児市を中心とする可児盆地では、新第三紀中新世(約2300万年前)頃、地盤の沈降と火山活動が活発になり、火成砕屑岩層（蜂屋層）を堆積した。
　その後、可児盆地は西から東にかけて徐々に沈降し、中村層の堆積が行われた。
この地層は、亜炭を狭有する凝灰質シルトないし砂岩の累層で植物化石や哺乳動物の化石を多く含んでいる。
　この堆積盆地の堆積は、次第に北から南へ中心を移動し、顔戸南、平芝、宿の東西に広く平牧層の堆積が行われた。
この地層は、凝灰質シルトないし砂岩、礫岩の累層で、下の中村層と共にまとめて、可児層群と呼んで、古瀬戸内区に堆積した中新統に属する非海成層の累層である。
　可児層群の上には、不整合に新第三紀鮮新世に堆積したやわらかい赤土混じりの土岐砂礫層が、この地域の丘陵地を作っている。
　第四系の地層は、一番新しい地層で、木曾川、可児川の河川に沿った段丘堆積物で、二段の段丘を認めることができる。
　 　最も新しい沖積層は、可児川に沿って細長く沖積平野を作っている。

ジュラ紀付加体

　御嵩町の北部には、八王子山をはじめ、水晶山、御嵩富士など高い山がある。八王子山、水晶山はたいへん硬いチャートで、はげしく褶曲している。
　今から約１億3000万年も前に太平洋プレートに降り積もった放散虫の微化石や珊瑚礁が南方から運ばれてきて海溝に沈む時に形成されたもので、日本列島の背骨となった岩石である。


新第三紀中新層

　ジュラ紀付加体を覆ってこの地域には新第三紀層が広く分布している。
新第三紀層は、大きく２つの時代に分けられる。一つは中新世（2.300〜1.300万年前)に堆積した中新層であり、もう一つは、鮮新世(600〜200万年前)に堆積した鮮新層である。
　中新層は更に、中村層と平牧層の二層に分けられるが、いずれも同じ盆地に同じ時代に堆積した　ひと続きに近い地層である。 　
　 中村層
　現在の中、顔戸、古屋敷に典型的に見られる地層で、上之郷中切出身の嵯峨一郎氏(現東北大学)が｢中村層｣と名づけた。
中新層全体は南に傾いていて、可児川をはさんで北は薄く、南に厚く堆積している。
　可児川流域は、現在の可児川の堆積物である沖積層に覆われていて見ることはできないが、沖積層の下は全部中村層で昭和20年代盛んに亜炭が採掘された。
この亜炭は、中村層の下部にあって２層の厚い炭層を挟んでいるのが特徴である。
　本層の最下部は、角礫岩と頁岩の互層で、海が浸入し地盤の岩石を削ってできたいわゆる基底となる礫岩である。
その上は明るい色をした凝灰質の岩石で、少し粗いものや、細かいものなどいろいろあり、下部には1〜3層の亜炭層を挟んでいる。
　層の中ほどには、凝灰質の程度の低い砂岩や頁岩が不規則に重なっている。上部になるにしたがって凝灰質は更に少なくなり、砂岩、頁岩あるいは礫岩、砂岩の互層となる。
　（図2）に示す最下部は、大庭台真名田池の北で見ることができる。ここでは暗い黄褐色をし、内部の新しい面は青黒い色をした厚さ約２mの頁岩で上に角礫岩が載っている。
　礫はすべてジュラ紀付加体のもので、蜂屋層によく似ている。真名田池の水がなくなったときに見ると頁岩と礫岩は３回繰り返し重なっている。
　中村層の一番下は、ジュラ紀付加体と不整合に角礫岩で始まり、３回頁岩との互層を繰り返す。その上には約1.5mの厚さの亜炭層があり、上の方は白ないし黄色の凝灰岩が１５m 位の厚さで続き沖積層の下に隠れる。
　上之郷での中新層の分布は、井尻ー谷ー小原ー前沢ー謡坂ー西洞ー井尻の範囲内にあり、奥が広く入り口の狭い湾をなしていたと考えられる。(図３)。
深さがなく、基盤の岩石も薄いため一番下にあった地層が地表に出てきたものと思われる。
　樋ヶ洞の辺りでは、この上に来る白みを帯びた凝灰岩の厚い層があり、樋ヶ洞の西では粗悪炭となり、小原では茶褐色の炭質物へと変化している。
　炭層の上は、炭質物を多く含んだやわらかい茶色の砂岩、頁岩の薄い層である。谷や樋ヶ洞で見られる亜炭層は、井尻の東から樋ヶ洞へ行く道と中切から樋ヶ洞へ行く道 の合流点で見ることができる。
　このことから南北の断面は、(図４)のようになっているものと思われる。　
　 八王子山東の長瀬には、基底の角礫岩と頁岩の互層があり、西には茶色を帯びた砂岩や頁岩、あるいは灰色をした凝灰質の砂岩、頁岩がかなり広く分布している。
更に、洞、山田では上部の亜炭層が露出しており、山田以西では亜炭層上部の凝灰質岩を見ることができる。(図5)
　このことから中村層の下部は二層の亜炭層を含んだ凝灰質砂岩、頁岩層からなり、南西に傾斜して可児川の川底や沖積層の下に広く分布している。
　中村層の上部は可児川南の丘陵地を形成し、東の上之郷から広見まで長い範囲にわたって見ることができる。
上之郷地内では、凝灰質砂岩や頁岩からだんだんに砂岩となり、その粒が粗くなり、ついには細かい礫岩　更に上は拳大〜牛頭大の礫岩及び粗い砂岩の不規則な互層が続く。
礫はすべてジュラ紀付加体のもので、全体に偽層がよく発達している。
　粒の大きさは、西に行くほど小さくなり、番上洞では、粗い砂岩と直径2〜5cmの礫岩。平芝では、粗い砂岩と細かい礫岩の互層が7〜8m続く。
中では、凝灰質砂岩と粒の粗い砂岩が約15m続いている。
　粒の粗い砂岩には見事な偽層が見られ、中より西では、砂岩、凝灰質砂岩、頁岩の互層は一定してくる。
平牧層
　平芝、津橋、前橋の地域を代表地とする地層を平牧層といい、中村層の上に来る地層である。嵯峨一郎氏が、東北大学の卒論ではじめて使われた。
特徴は、亜炭層や炭質物をほとんど含んでいない、凝灰質砂岩とシルト岩の地層である。
　美佐野と宿の間の大洞を南へ入った池のふちには、濃い黄色をした角礫岩層で礫は拳大、この上は、白い凝灰岩層が厚く堆積している。
　西の天王洞での基底礫岩層の厚さは約20mで、上部の白い凝灰岩層は10m以上ある。
番上洞、送木、次月、津橋、前沢などでは、基底礫岩はなく厚い凝灰岩が津橋付近では30m。御嵩の南では50m以上続いている。
　上之郷での基底礫岩は、ジュラ紀付加体の礫がほとんどであるが、平芝から可児市境の角礫岩を含む層では、ジュラ紀付加体の礫のほか中村層の浸食による凝灰質砂岩や頁岩の礫 、亜炭片をかなり含んでいる。
　このことから中村層が堆積した後、平牧層が堆積するまでの間に弱い地殻変動があったと考えられる。
特記しておきたい事として、哺乳動物化石、植物化石を数多く産出する。なかでも、ゴンフォテリウム・アネクテンス象の貴重な下顎化石を産出している。
　

新第三紀鮮新層(土岐砂礫層)約600万年前〜

　今まで述べてきた基盤岩類、中新世の地層を不整合に被って丘陵の頂上部には、広く砂礫層が分布している。
この砂礫層は土岐、瑞浪、可児地域全般に広く分布していて土岐砂礫層と呼ばれている。
　上之郷大洞、中切と謡坂の間、林垣外では、拳大の礫からなるジュラ紀付加体のチャート、粘板岩、砂岩およびホルンフェルスなどの礫に加えて、濃飛流紋岩類、凝灰質砂岩 などの礫が見られる。
　部分的には、白粘土層を挟んでいるがこの広大なる面積を占める砂礫層である。
　中村層や平牧層を堆積した地質時代がおわり、北東の木曾山地から南西の沈んでいった地域にあった東海湖へ氾濫を繰り返しながら大量の土砂を運び込んで 堆積したのが土岐砂礫層である。
　この広い地域を被って流れていた川を古木曾川と呼んでいる。


第四紀層(洪積層と沖積層)約200万年前〜

　最も新しい地層で、木曾川、可児川の河岸段丘をつくる砂礫層でまだ固まっていない。
現在の可児川両岸の平坦部を作っている洪積層と沖積層がある。