５万分の１地質図幅説明書
（金沢 第 86 号）
通商産業技官 河田清雄
通商産業技官 山田直利
地質調査所
昭和 32 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 天竜川西岸地域の領家変成岩類および花崗岩類 II.2.1 片状ホルンフェルス II.2.2 変輝緑岩類 II.2.3 細粒黒雲母花崗岩 II.2.4 市田花崗岩 II.2.5 伊奈川花崗岩 II.3 天竜川東岸地域の領家変成岩類および花崗岩類 II.3.1 片状ホルンフェルス～片麻岩 II.3.2 変輝緑岩類 II.3.3 斑粝岩類 II.3.4 片麻状花崗岩類 II.3.5 生田花崗岩 II.3.6 日曽利花崗岩 II.4 石英斑岩～花崗斑岩 II.5 新第三系（伊那層） II.6 第四紀層 II.6.1 天竜礫層 II.6.2 崖錐堆積物 II.6.3 冲積層 III. 応用地質 III.1 アンチモン鉱床 III.2 石材 [ 引用されていない第 3 表と第 4 表 ] 文献 顕微鏡写真（第 I 図版と第 II 図版） Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 32 年稿）
（金沢 第 86 号）
本図幅は昭和 29 年 8 月から 12 月にいたる延 160 日の野外調査によって完成した。 調査者のうち河田は主として天竜川西岸地域を 80 日， 山田は主として東岸地域を 80 日担当した。 なお本図幅調査は， 村山正郎・片田正人両技官による北隣の， 赤穂図幅の調査と並行しておこなわれた。
調査にあたり， 領家団体研究グループの各位より各種の資料をいたゞき， 多くの点につき有益な助言を受けた。 また， 横浜大学の鹿間時夫氏および東北大学の石井清彦・植田良夫・島津光夫の３氏からは， 未発表の貴重な資料をいたゞき， 益するところが大であった。
本図幅地域には東西両側に相対峙して伊那山脈・木曽山脈が並走し， その間に伊那谷の低地帯が発達する。 伊那山脈・木曽山脈は種々の花崗岩類および変成岩類からなり， 伊那谷の低地帯は新期の礫岩層および礫層によって埋積されている。 この低地帯には天竜川が南流し， また三州街道・国鉄飯田線などの交通路が走る。
木曾山脈 : 木曽山脈は北隣の赤穂図幅地内では， 中央アルプスの名のように高山地帯を形成し， 最高峯駒ガ岳で海抜 2,956 m に達し， さらに南へ 2,500 m 以上の高度を保って続くが， 本図幅地内にはいっては急激に高度を減じ， 海抜 2,000 m 内外の山地がその大部分を占めるに至る。
木曽山脈の側面は， 東側伊那谷に向かって急斜面を形成し， 片桐松川・飯田松川などの峡谷に深く刻まれる。 しかし， 尾根筋にはいくらか平坦な部分もあり， これについては前輪廻侵蝕面のなごりの平坦面ないしは小起伏面として， 木曽山脈の隆起， 形成との関連のもとに論議されている 22) 。 また木曽山脈の東麓における断層の存在は， 地形的にしばしば論議されている 5), 26), 36) 。 しかし， 地質的に重要な意義をもった断層の存在はまだ確認されていない。
伊那山脈 : 伊那山脈は赤石山脈の西に並走する前山である。 本図幅地域にはその西半部が見られるにすぎず， 高度 1,000～1,500 m の山地を形成する。 赤石山脈に源を発する小渋川 [ 以下の [注] 参照 ] を除いては， この山地を刻む谷はいずれも浅く小規模で， 伊那山脈の西面は木曽山脈の東面とは対照的な緩斜面を示す。 伊那山脈の西斜面を刻む小河川は， 天竜川の合流点より 1～2 km の上流に -- 段丘分布の東限とほゞ一致して -- 滝や急湍などからなる勾配の遷移点を有し， その奥ではかえって谷幅も広く開け， 勾配も緩やかとなる。 この附近では尾根筋もいく分平坦であって， 天竜川から東方 2～5 km の間に一連の山麓階的な小起伏面を形成している。 この小起伏面の上には， 上峠・広町・長峯・笹見平・福島などの部落が発達する（図版 1）。 このような山麓階的な小起伏面の存在は， 伊那山脈の伊那谷に対する相対的な隆起が， 間歇的に行われたことを示すものであろう。
伊那谷 : 本図幅地域中央部を南北に走る伊那谷の低地帯は， 新期の礫層によって埋積されている。 礫層には鮮新世最後期と思われる伊那層と， 洪積世の天竜礫層とがある。 南隣の時又図幅地内では， この低地帯の延長上に中新世の富草層群 31) が分布する。 北隣の赤穂図幅地内では， 天竜礫層のみが広大な扇状地をつくって発達する。
伊那谷の低地帯には， なん段かの段丘がよく発達している。 こゝでは天竜川東岸の段丘（竜東段丘）と， 天竜川西岸の段丘（竜西段丘）とに分けて述べる。
① 竜東段丘 : 竜東段丘は天竜川東岸に沿う全域にわたって分布するが， とくに台城橋の狭隘部から南の伊那層の分布地域で模式的に発達し， 各段の面積も広く， 段丘崖も明瞭である。 南端部の喬木村地内で最もよく発達する（図版 2）。 全体としておゝむね３段の段丘（第１段 : 560～580 m， 第２段 : 500～550 m， 第３段 : 460～480 m）が識別できる。 台城橋以北の花崗岩山地を削って段丘が発達する部分では， 小規模な段が数多く発達する傾向がある。 各段丘の表面には， 花崗岩巨礫（径 0.5～2 m）を主材とする厚さ 7～8 m の段丘礫層（天竜礫層）がのる。
② 竜西段丘 : 竜西の段丘は扇状地的な性格を強くもち， 竜東段丘とは成因的に異なるので， 両者の直接の対比は困難である。 竜西段丘は全体として３～４段に区別される。 市瀬八代吉 8) は６段の面を識別した。 鹿間時夫・小林国夫 22) は上・中・下に３大別し，さらに９つの面に細分した。 三野与吉 26) は４段の面に分けた。 こゝに三野に従っておのおのの地形面の対比を示す（第 1 表）。 上位の段ほど天竜川に向かって著しい傾斜を示し， 段丘崖の傾斜は緩く， 開析の程度が進んでいる。 下位の段はほゞ水平で段丘崖が明瞭に保存されている。 天竜川に沿って花崗岩を直接に覆う最下位の段丘は， むしろ竜東段丘の性格に近いものと思われる。 このように竜西では， 段丘面の識別が困難であり， したがって図上には， 比較的よく保存されている段丘崖の位置だけを示してある。 これらの段丘面をつくる礫層（天竜礫層）は， 竜東段丘同様に花崗岩巨礫（最大径 3～4 m， 普通約 1 m）を主とし， 厚さは時に 30 m 以上に達する。
| 三野 | 市瀬 | 鹿間・小林 | ||
| 竜西 | 竜東 | |||
| 机山層 | 伊那層 | |||
| I | 1 ? | 1 | 2. Y 秦阜面 | |
| II | 4 | 2, 3 上 | 6. I 飯田面 | |
| 8. 阿島面 ? | ||||
| III | 3, 5 | 3 下 | 1. 光前寺面 | 3. 赤穂面 |
| 4 | 4. 片桐面 | 7. 鼎面 | ||
| IV | 2, 6 | 5 | 8. 阿島面 ? | 9. 松尾面 |
③ 低位段丘 : 現在の天竜川の流路に沿って， 現河床より 5～6 m の高さの低位段丘が両岸に発達する。 これは天竜川に注ぐ小河川からの押し出しによる小扇状地面を含んでおり， 現河床と同様な條件のもとで生じたものと思われる。
本図幅地域は西南日本の中軸変成帯をなす領家帯 [ 以下の [注] 参照 ] の北端部に近く位置する。 また地域の東方僅か 5 km の地点には， 中央構造線を境として外帯結晶片岩類が分布している（第 1 図参照）。
中部地方の領家変成岩類 37) は， 全地域にわたって花崗岩類の貫入をうけているため， その分布が著しく寸断されている。 当地域もその例列ではなく， 変成岩類の分布はきわめて貧弱である。 しかし北接する赤穂図幅地内にはいると， 変成岩類の分布は著しく広範囲にわたって連続し， しかもそれが木曽駒ガ岳の北方において， 内帯の非変成古生層に移化することがほゞ明らかになっている。
当地域の主部を構成する領家変成岩類および花崗岩類 [ 以下の [注] 参照 ] は， 天竜川西岸地域と東岸地域（以後， 慣習に従って竜西・竜東とよぶ）とで， その分布， 構造， 岩石学的性質などにおいて著しいちがいがあり， これによって伊那盆地の堆積物に覆われた所に， 大きな地質学的境界の存在が予想される。
竜西はほとんど 伊奈川花崗岩（粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）と， 市田花崗岩（中粒黒雲母花崗岩）とによって占められる。 両者の関係はあまり明らかではない。
伊奈川花崗岩中には， 片状ホルンフェルス・ 変輝緑岩類・ 細粒黒雲母花崗岩などの小岩体が無数に捕獲されている。 これらのうち， 片状ホルンフェルスが 普通菫青石黒雲母ホルンフェルスのような変成度の低く， 混成作用の影響の少ないものであるのに反して， 変輝緑岩類～細粒黒雲母花崗岩が， 塩基性火成岩の著しい花崗岩化作用の産物であることが注目される。 また。 市田花崗岩自体も， 成因的には細粒黒雲母花崗岩と密接な関係をもつことが推定される。 このように， 竜西では広範囲の深成作用と， それに伴なう塩基性岩の著しい花崗岩化作用とが特徴的である。 またこれら花崗岩類内部の片状構造も， 一般的に微弱であり， あっても地域による差が著しい。
竜東はおもに 片麻状花崗岩類と 生田花崗岩（粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）とからなり， 前者の生成後ほゞその構造に対して， 整合的に後者が貫入したものと思われる。 これらの花崗岩類には E ‒ W～NE ‒ SW 方向の構造が卓越し （南端部では半ドーム構造などがあってこれが乱れる）， そのなかに残存し， あるいは捕獲される片状ホルンフェルス～片麻岩や変輝緑岩類の分布， 構造と， 非常によく調和している。 また片麻状花崗岩類のうち， とくに片麻状花崗岩（I）のなかには， 珪線石菫青石両雲母ホルンフェルスのような高変成度の岩石が含まれ， それが花崗岩類によって烈しい混成作用をうけている。 そしてこれらの花崗岩類自体にも， 堆積岩類に由来すると思われるレリクト [ 残存 ? ] 構造が各処で認められる。 しかし変輝緑岩類には， 竜西の細粒黒雲母花崗岩のような特異な岩相を伴なうことが少ない。 すなわち， 竜東では堆積岩類からの著しい混成作用と， それに整合的な大規模な深成作用とが特徴的である。
当地域東端の小渋川沿いには， 生田花崗岩の NE ‒ SW 方向の構造を切って， 小規模に N ‒ S 方向のミローナイトが発達している。 これは， 以上の花崗岩類が固結した後の運動であり， 中央構造線の形成に伴なうものであろうと思われる。
石英斑岩～花崗斑岩は， 各地で以上の基盤岩類を貫ぬく岩脈をなし， 木曽・飛驒地方の広大な石英斑岩類の生成（新白堊紀 ?）と， 同時代のものではないかと推定される。
伊那層は， これらの基盤岩類が烈しく削剝された後に堆積した。 Metasequoia の産出により鮮新世後期と考えられる。 当地域南方には設楽第三紀層や富草層群 29) をつくった中新世の海進があったが， 下伊那地方ではこれを欠き， 鮮新世に至ってこの地方に陸成の堆積盆地が形成されたものと思われる。 また伊那層の基底近くには， １枚の安山岩質の凝灰角礫岩層（ミソベタ部層）が挾まれており， この部層は有効な鍵層として追跡され， 当時の火山活動の跡を残している。
天竜礫層は伊那層および基盤岩類を削って堆積し， 天竜川の両側に広大な段丘群を形成した。 この時期には木曽山地が急激に隆起し， 莫大な扇状地堆積物を供給した。 このため天竜川は次第に東方に押しつけられ， ほゞ現在の位置を流れるに至ったものと思われる。
北方の赤穂図幅地域において広い分布を示す変成岩類は， 当地域にはいって急に減少し， 小岩体としておもに伊奈川花崗岩中に捕獲されている。 たゞ片桐松川の上流には， 市田花崗岩中に捕獲された片状ホルンフェルスがあり， やゝ大きな岩体をなす。
幅数 m～数 10 m の小岩体として飯田松川の流域に多く分布し， 北部の越百川流域には全く存在しない。 弱い片理をもつ細粒， 緻密のホルンフェルスである。 片理の方向は場所によって異なるが， 普通は伊奈川花崗岩の片状構造に平行である。 伊奈川花崗岩との境界は常に明瞭であり， またそれに由来するアプライト質の細脈によって貫ぬかれる。 主として粘板岩および砂岩に由来し， まれにチャートを源岩とするものがある。
粘板岩源のものには， ① 両雲母ホルンフェルス， ② 菫青石両雲母ホルンフェルスなどがある。
石英と長石とは径 0.1～0.2 mm の等粒寄木状組織をつくる。 斜長石（灰曹長石）がアルカリ長石に接する部分には顕著なミルメカイトが生じる。 黒雲母は片理に平行に配列し， その多色性は X = 淡黄色ないしほとんど無色， Y， Z = 赤褐色～オレンジ色である。 屈折率 γ は大部分 1.646～1.654， まれに 1.61 内外である（第 2 表参照 [ これは「第 4 表参照」の誤り ? ] ）。 菫青石は大部分がピナイト化 [ 非晶質または微結晶に変質 ] して， 絹雲母・鉄鉱・石英などからなる径 0.2 mm 内外の粒状の集合物に変化している。
砂岩源のものには， ① 黒雲母ホルンフェルス， ② 菫青石黒雲母ホルンフェルスなどがある。 また以上のほかに， 斜方輝石・黒雲母・斜長石・石英の組み合せをもつホルンフェルスが， 飯田松川支流の割沢で転石として発見された。
片理（ほゞ E ‒ W）は弱く， 岩石は著しく珪質であり， やゝアプライト質の外観を呈する部分もある。 市田花崗岩に近接する附近では， 幅 1 m 以下のアプライト脈が平行して何本もこれを貫ぬく。 一部にはやゝ片麻岩質の部分もある。 主として ① 黒雲母ホルンフェルス， ② 両雲母ホルンフェルス， の２種からなる。
鏡下で径 0.2～0.3 mm の粒状の石英が大半を占める。 波動消光が著しく， 微細な液体包有物を多く含む。 アルカリ長石と斜長石との接触部には， ミルメカイトが生じている。 黒雲母の多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = 赤褐色であり， 屈折率は γ = 1.641～1.655 である。
幅数 10 m 内外の岩床状ないし不規則状の小岩体として， 各地で伊奈川花崗岩中に捕獲されているが， とくに北部の飯田松川上流および越百川流域に多く分布する。 伊奈川花崗岩に接して狭い範囲で混成作用を蒙り， また 伊奈川花崗岩に由来する ペグマタイト脈・アプライト脈・石英脈などに貫ぬかれることがある。 本岩は後述する細粒黒雲母花崗岩を密接に伴なうことが多く， 輝緑岩質岩石から黒雲母花崗岩に至る花崗岩化作用の中間の産物であると考えられる。
細粒， 緻密， 暗緑色～暗灰色を呈し， まったく片状構造をもたない。 ときに斑晶状の斜長石が散点する。 岩質の上から (1) 黒雲母角閃石斜長石岩， (2) 角閃石黒雲母石英斜長石岩， (3) 黒雲母石英斜長石岩， などの種類を区別することができる。 本岩類のうち， 単独で伊奈川花崗岩に捕獲されているものには (1)， (2) の岩質を示すものが多く， また細粒黒雲母花崗岩を伴なったものには (2)， (3) が多い。 これらのことから， (1) → (2) → (3) の順に花崗岩化作用が進んでいるものと考えられる。
長さ 1 mm 以内の半自形， 拍子木状の斜長石と他形， 粒状の有色鉱物との組み合せが輝緑岩組織を明瞭に保存しており， また部分的に寄木状の変成岩組織もつくられている。 輝緑岩組織をつくる斜長石（曹灰長石～中性長石）は累帯構造が著しく， 絹雲母化作用を烈しく受けた石灰質の中核部と， 比較的新鮮なソーダ質の外套部とが， 急激に移り変わることが多い。 これには アルバイト式集片双晶と カルルスバッド式双晶の両者が発達している。 これに対し寄木状組織をつくる斜長石は， 比較的ソーダ質で累帯構造に乏しく， またカルルスバッド式双晶はまったく認められない。
角閃石は褐色がかった緑色を呈し， 陽起石質の繊維状角閃石に移化することがある。 黒雲母は角閃石とともにクロット [ 塊 ? ] をつくったり， 斜長石・石英などを包有したポイキロブラストをつくりやすい。 その多色性は前述の (1) → (2) → (3) の順に X = 淡黄色 → 淡黄褐色， Y， Z = 赤褐色 → 濃褐色～暗褐色， の変化を示し， 屈折率もそれにつれて著しく増加する（(1) γ = 1.653 ±， (2) γ = 1.660～1.663， (3) γ = 1.668～1.671）。 石英は他の鉱物の間隙を充塡し， 顕著な波動消光を示す。 アルカリ長石は (3) に少量存在し， 斜長石との間にミルメカイトをつくる（図版 I‒1 参照）。
伊奈川花崗岩中には， 幅数 m～数 10 m の岩脈状ないし岩床状の細粒花崗岩の小岩体が， 各処で無数に含まれている。 灰白色～暗灰色を呈し， 汚れた中核部をもつ卓状の斜長石と， ゴマ塩状に散点した黒雲母とが特徴的である。 ときにアルカリ長石のポイキリティックな結晶が認められる。 片状構造はまったく存在しない。 本岩は当地域の南方門島発電所附近において， かつて小出博 19) により門島花崗岩と命名された細粒黒雲母花崗岩と， 岩質・産状ともに非常によく類似している。
伊奈川花崗岩との境界は常に明瞭であり， その附近でとくに著しい岩相の変化は認められない。 たゞ接触部に沿って， 本岩のなかに斑晶状のアルカリ長石が散点したり， 伊奈川花崗岩それ自身のパッチが生じていることが多い。 伊奈川花崗岩が片状構造をもつ場含には， それが本岩の岩体の伸びの方向に平行であるのが普通である。 また岩床状の細粒花崗岩の岩体を， その伸びの方向に追ってゆくと， その末端部で不規則な形になることがまれではない（第 2 図）。
本岩は以上のように単独の小岩体として， 伊奈川花崗岩中に含まれている場合もあるが， むしろ， 前述の変輝緑岩類と非常に密接な関係を示しているのが普通である。 その関係は， ① 変輝緑岩類の岩体が伊奈川花崗岩に接する縁辺部だけに本岩が生じている場合， ② 変輝緑岩類の縁辺部だけでなく， その岩体の内部にも網目状ないしパッチ状に本岩が生じている場合（第 3 図）， ③ 変輝緑岩質の部分がさらに減少し， それが 本岩の内部に 局部的にレンズ状ないし楕円体状の形で残存するに止まる場合（第 4 図）， などのようなさまざまな様子を示している。 このような産状に鏡下の事実をあわせて判断すると， 本岩は輝緑岩質岩石の花崗岩化作用の産物であり， その作用が ① → ② → ③ の順に進み， ついに変輝緑岩質の部分をまったく残さない， 細粒黒雲母花崗岩だけの岩体を生じたものと思われる。 この花崗岩化作用には， おそらく伊奈川花崗岩が主要な役割を果したのであろう。 しかしある場合には， 本岩が明らかに 伊奈川花崗岩のなかに貫入してできたような外観を呈することもある（第 5 図）。 一方， かゝる産状を地域的にみると， 北部ほど本岩のなかに残存する変輝緑岩質の部分の割合が多くなる傾向があり， 北隣の赤穂図幅地内では， ① と ② のような産状が一般的になる。
第 6 図に示された鉱物容量比によれば， 大部分花崗閃緑岩に属するが， 鏡下では明らかに輝緑岩組織が保存されている（図版 I‒2 参照）。
斜長石（中性長石～灰曹長石）は長さ 0.5～2 mm， 半自形拍子木状ないし卓状を呈し， 石灰質の中核部（それ自身拍子木状）と， ソーダ質の外套部（烈しい累帯構造をもつ）とが明瞭に境される。 アルカリ長石に接すると外套部が融蝕されて， 蚯蚓状の石英を含むミルメカイトを生じる。 このような斜長石には， アルバイト式双晶とカルルスバッド式双晶との両者が発達している。 これらの性質は， 前述の変輝緑岩類中の斜長石の特徴をよく残している。 このほかに累帯構造の弱い 2 mm 以上の卓状の斜長石が存在することがあり， 石英や黒雲母の微細な結晶を沢山包有し， アルバイト式集片双晶を主としている。
石英は主として斜長石の間𨻶を充塡し， 波動消光が著しい。 アルカリ長石は最大 1 cm に達するが， 斜長石・石英・黒雲母などに対して， 常に間𨻶充塡の関係にあり， それらをポイキリティックに包有する。 十字ニコルの下でモヤモヤした消光を示すが， 格子構造は認められない。
黒雲母は 0.5 mm 内外で一様に散在するが， ときに 1～2 mm の板状結晶の発達することがある。 多色性は， X = 淡黄褐色， Y， Z = 暗褐色であり， 変輝緑岩類中のそれよりも濃色で赤みに乏しく， また屈折率も増大している（γ = 1.669～1.677）。 まれに角閃石が存在するが， 常に他形， 不規則であって， 変質が烈しく， 黒雲母や斜長石などに随伴する。
本岩は飯田松川の上流において， 伊奈川花崗岩との接触部に近い市田花崗岩のなかにも， 長径 1 km 内外のやゝ細長い岩体として数カ所に存在する。 これは市田花崗岩（この部分では中粒， 優白色の黒雲母花崗岩）に移化する場合が多いが， ときには明瞭な境界をもち， その附近で市田花崗岩類似の細脈によって貫ぬかれる。 漸移関係を示す場合には， ゴマ塩状の細粒黒雲母花崗岩のなかに， 2～3 mm の斑晶状黒雲母が散点し始め， 次第にゴマ塩状の黒雲母が減少して， 遂に中粒， 優白色の岩相に移化するのである。
飯田市の北方で始まり， 北へ続いて赤穂図幅地内の中田切川流域で終る岩体である。 東側は天竜礫層によって覆われるが， 西側は伊奈川花崗岩（北方では片麻岩類）に接し， 全体としてほゞ NNE ‒ SSW 方向に伸び， 露出する部分だけでも幅 6 km， 長さ 22 km に達する。
岩体のすべてを通じて塊状の黒雲母花崗閃緑岩であり， 部分的に細粒や中粒（まれに粗粒）のちがいがあることを除けば， わりあい均質である。 また本岩の内部には 片状構造・塩基性包有物・アプライト・ペグマタイトなどが 非常にまれであることが特徴である。 市田花崗岩のなかで中粒の部分は， C 軸方向に厚く成長した径 2～3 mm の黒雲母（角閃石と見誤りやすい）を特徴とし， 細粒の部分には， ゴマ塩状に散点した黒雲母にまじって， このような斑晶状の黒雲母が散在する。 市田花崗岩の細粒の部分と， 前述の細粒黒雲母花崗岩とを岩質的に区別することは， 野外でも鏡下でもほとんど不可能に近く， 成因的にも密接な関係のあることが予想される。
本岩は片桐松川の上流で片状ホルンフェルスの大きな岩体を貫ぬいている。 これに接して， 黒雲母が比較的濃集した部分と， そうでない部分とによる微弱な縞状構造（流理構造 ?）が， 接触面に平行にできており， またこの附近では 花崗岩やホルンフェルスを貫ぬくアプライト脈やペグマタイト脈が非常に多い。
伊奈川花崗岩との境界は常に明瞭であって出入りが少なく， 互に漸移することがないが， 両者の新旧関係はよくわからない。 念丈岳南方の兎沢では， 本岩と伊奈川花崗岩との境界に沿って， それと平行（N 20°E ほとんど直立）に 黒雲母が縞状に集合した一種の片状構造が本岩のなかに生じている。 しかしこれが流理構造を示すものかどうかは不明である。
第 6 図および第 7 図に示したように， 鉱物容量比において， 前述の細粒黒雲母花崗岩とほゞ同じ領域に含まれる。 また鏡下で輝緑岩組織もよく保存されている（図版 I‒3 参照）。
斜長石（中性長石～灰曹長石）は長さ 0.5～1 mm， 拍子木状で， 累帯構造の著しいものと， 長さ 2～5 mm， 半自形卓状で， 累帯構造の弱いものとがある。 中粒～粗粒の市田花崗岩は， 主として後者の型の斜長石から構成される。 いずれもアルカリ長石（格子構造あり， 微斜長石）によってポイキリティックに包有され， 外縁部がミルメカイト化している。 石英は烈しい波動消光を示し， それ自身で互に縫合組織をつくることが多い。
黒雲母は 1～3 mm で C 軸方向に厚く， その多色性は， X = 淡黄褐色， Y， Z = やや赤味を帯びた暗褐色， 屈折率は細粒黒雲母花崗岩のそれよりもやゝ低い（γ = 1.666～1.671）。 角閃石は 本岩が伊奈川花崗岩やホルンフェルスに近接する附近にのみまれに少量存在し， 不規則形をなし， 変質が著しい。 褐簾石は本岩の全体にわたって， 少量ではあるが普遍的に存在し， ときには長さ 1～2 mm の自形柱状結晶をなすことがある。
本岩は北接する赤穂図幅地内の伊奈川流域に始まり， 当図幅の竜西山地のなかばを占め， さらに西方および南方 [ 以下の [注] 参照 ] に連続して分布する。
灰白色， 粗粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩を主体とし， 1～2 cm のアルカリ長石が散点して， 顕著な斑状構造を示すことが多い。 有色鉱物やレンズ状塩基性包有物（径数 10cm）の配列によって 片状構造がつくられているが， 一般にあまり著しくはない [ 以下の [注] 参照 ] 。 その方向は場所によって， かなりまちまちであるが， 大体の傾向として南半部で E ‒ W， 北半部で NE ‒ SW の走向が優勢であり， 直立ないし南北へ急傾斜する。 その結果， 全体として市田花崗岩をとり囲むような構造を示している。 市田花崗岩との関係は不明である。 一方本岩の内部には， 片状ホルンフェルス・ 変輝緑岩類・ 細粒黒雲母花崗岩などの小岩体が無数に含まれており， 本岩によって種々の混成作用ないし花崗岩化作用を蒙っている （各項目および図版 3～5 参照）。
角閃石の量には多少の増減があり， このため本岩は一部で黒雲母花崗岩に移化する。 またこのほかに， 角閃石黒雲母石英閃緑岩・ アプライト質黒雲母花崗岩・ 片状黒雲母石英閃緑岩などの多くの岩相を含み， これらは多くの場合本岩の主体に移化している。
本岩に伴なうアプライトは， 幅数 cm の細脈から数 m の岩脈に至るまで非常に豊富であるが， 大きな岩脈をなすものは， 前述の細粒黒雲母花崗岩と岩質・組織などの点で区別できないことが多い。 またペグマタイトは大部分細脈としてのみ存在する。
標式的な花崗岩組織を示す。 斜長石（中性長石）は長さ 1～5 mm の半自形卓状であり， 出入の多い輪郭をもち， 累帯構造に乏しいが， まれに烈しく絹雲母化された中核部をもつことがある。 アルバイト式集片双晶とカルルスバッド式双晶の両者が発達し， また双晶面の屈曲することが多い。 斜長石はまたアルカリ長石に融蝕されて， ソーダ質の反応縁をつくり， 往々そのなかに蚯蚓状の石英をもつミルメカイトを形成する。 肉眼で斑晶状にみえるアルカリ長石は， 鏡下では他のすべての鉱物の間𨻶を充塡し， それらをポイキリティックに包有している。 ペルト石構造を示し， また十字ニコルの下でモヤモヤした消光をするが， 格子構造は明瞭でない。 石英も同じく間𨻶充塡鉱物であり， 波動消光が著しい。
黒雲母は長さ 1～4 mm， 常にクロットまたはシュリーレン状をなし， その多色性は， X = 淡褐色， Y， Z = やゝ赤味を帯びた暗褐色， X ＜ Y = Z であり， 屈折率は細粒黒雲母花崗岩中のものにほゞ等しい（γ = 1.670～1.677）。 角閃石は 1～2 mm， 他形粒状で， 黒雲母・チタン石などと合してクロットをつくり易く， その多色性は， X = 淡黄褐色， Y = 濃緑色， Z = 濃青緑色， X ＜ Y ≒ Z である。
この岩相は飯田市北方の市の瀬附近および虚空蔵山附近に発達する。 中粒やゝ優黒色で， 片状構造および斑状構造をまったく示さない。 伊奈川花崗岩の主体である角閃石黒雲母花崗閃緑岩とは漸移することが多く， その塩基性の岩相を示すものであろう。 市の瀬橋の附近では変輝緑岩の小岩体を捕獲し， それに接して柱状の角閃石を多量に生じている。
花崗岩組織を示す。 斜長石（中性長石）は長さ 0.5～5 mm の半自形卓状ないし粒状であり， 累帯構造に乏しく， アルバイト式およびカルルスバッド式による双晶面が著しく屈曲することが多い。 角閃石（長さ 1～3 mm）は他形粒状のものと， 柱状でポイキリティックなものとがあり， またときには中心部が褐緑色， 外套部が青緑色という累帯構造を示す。 黒雲母（1～3 mm）は鱗片状の集合をつくり， 劈開面の屈曲が著しく， その多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = 赤褐色である。 屈折率は γ = 1.659～1.675 である。 少量の普通輝石（1 mm 内外）がやゝ淡緑色の角閃石中の包有物として存在し， かなり変質をうけている。
伊奈川花崗岩が片状ホルンフェルスに接するところでは， 常に角閃石を失い， アルカリ長石に乏しい細粒～中粒のアプライト質黒雲母花崗岩に移化し， その末端は細脈としてホルンフェルス中に迸入する。 この部分の黒雲母の多色性は X = 淡黄色， Y， Z = 赤褐色であり， 屈折率も低く（γ = 1.661±）， 伊奈川花崗岩の主体よりも， ホルンフェルス中の黒雲母の光学的性質に類似している。
また飯田市の北方で伊奈川花崗岩が市田花崗岩に近接する附近には， これと類似の細粒黒雲母花崗岩相が比較的広く発達する。 板状ないし鱗片状の黒雲母を特徴とし（γ = 1.669±）， レリクト状のホルンフェルスおよび塩基性包有物を多く伴ない， 甚だ不均質な岩相である。
当地域最北端の与田切川流域に 500 m 内外の幅で分布し， 伊奈川花崗岩と市田花崗岩の境界部に近く位置を占める。 本岩は中粒， 暗灰色で， 多量の黒雲母が鱗片状に平行配列し， 著しい片状構造を示す。 本岩と伊奈川花崗岩との直接の関係は不明である。 本岩のなかには片状ホルンフェルスの小岩体が挾まれているが， このホルンフェルスはわりあい縞状構造が発達しており， 当図幅地内のものよりもむしろ赤穂図幅地内の片麻岩類の方によく似ている。
斜長石・石英・黒雲母を主とし， 少量のアルカリ長石が加わる。 黒雲母の多色性は， X = 淡クリーム黄色， Y， Z = 赤褐色であり， 屈折率も低く（γ = 1.650～1.656）， 片状ホルンフェルス中の黒雲母の性質に近い。 斜長石と石英とは明瞭な寄木状組織をつくり， また前者の双晶面の屈曲， 後者の波動消光などが著しい。
径 30 cm 以下のレンズ状をなして配列し， 伊奈川花崗岩の片状構造の一要素をなす。 (1) 斜長石・黒雲母・緑色角閃石・普通輝石からなるもの， (2) 斜長石・黒雲母・緑色角閃石・石英からなるもの， などが区別される。 本岩中の斜長石には， 半自形拍子木状（1～5 mm）で累帯構造が烈しく， アルバイト式およびカルルスバッド式双晶を示すもの（残晶）と， 寄木状組織（0.5 mm 内外）をつくって， 累帯構造およびカルルスバッド式双晶を示さないもの（変晶）とが共存し， 前述の変輝緑岩類と非常によく似た組織をつくっている。
竜東の北端部（南向村北部）に比較的広く分布する菫青石片麻岩を除けば， 他の変成岩類はいずれもレリクト岩様ないし捕獲岩様の小岩体として， 片麻状花崗岩類および生田花崗岩中に挾有ないしは捕獲されている。 本岩類の片理は， 南端部を除いては E ‒ W～NE ‒ SW の走向をもち， 常に周囲の花崗岩類の示す片状構造とよく調和している。
本岩類の大部分は粘板岩および砂岩に由来する （菫青石）両雲母ホルンフェルスや（菫青石）黒雲母ホルンフェルスであるが [ 以下の [注] 参照 ] ， 南東部の片麻状花崗岩（I）中には， 珪線石をもつ高変成度の片状ホルンフェルスも存在する。 またこのほかに， 透輝石ホルンフェルスや尖晶石を含む珪長質ホルンフェルスなどがみいだされている。
片麻状花崗岩（I）の北側に広く分布し， 北方の赤穂図幅地内につゞく。 赤穂図幅地内では， 本岩は北へ向かって片状ホルンフェルス・ホルンフェルスと， 次第に変成度が低くなる。 本岩は 1 mm 内外の鱗片状の黒雲母と， 1～3 mm の粒状の菫青石とを 多量に含む青紫色の粗粒ホルンフェルス様岩石である。 またアルカリ長石の斑状変晶が散点したり， 石英がレンズ状の集合物をつくることも特徴である。 片状構造は一般に顕著であり， 露頭面で微弱ながら片理面のうねりが認められることがあるが， ときにはほとんど塊状である。 黒白の縞状構造はあまり明瞭でない。
本岩と南向村南部の片麻状花崗岩（I）とは， 互によく調和した構造をもち， 成因的にも密接な関係のあることが予想される。 一方本岩中には， 日曽利花崗岩や生田花崗岩類似の小岩体が処々で貫入しているが， それらによる影響は局部的なものと思われる。
大部分粘板岩起源であり， 鉱物組み合せから， (1) 菫青石両雲母片麻岩， (2) 菫青石黒雲母片麻岩の２種が区別される（図版 I‒4 参照）。
径 0.5 mm 内外の石英と長石とが寄木状組織をつくり， 黒雲母が片理面に沿って配列する。 黒雲母の多色性は， X - 淡黄色ないしほとんど無色， Y， Z - 赤褐色である。 屈折率は γ = 1.647～1.653 である。 菫青石は最大 3 mm， 粒状ないし楕円体状であり， 周囲を黒雲母に囲まれる。 菫青石はまた黒雲母・石英・鉄鉱などの微細な包有物に富み， それらも片理面に平行に並ぶことが多い [ 以下の [注] 参照 ] 。 ピナイト化の程度は部分によりさまざまである。 石英は斜長石（灰曹長石）よりも多量にあり， ときには数 mm の間𨻶充塡鉱物となる。 またアルカリ長石も 3 mm 内外の斑状変晶を形成することがある。
片麻状花崗岩類中には， 幅数 m～数 10 m の片状ホルンフェルス～片麻岩の小岩体が， 周囲の花崗岩の構造と整合的に数多く挾有されている。 とくに片麻状花崗岩（I）中のものは烈しい混成作用を蒙り， しばしば柘榴石を含んだ不均質なアプライト質黒雲母花崗岩の岩相をへて， 片麻状花崗岩（I）に移化することがある。 これらのホルンフェルス類は主として粘板岩起源であり， 強い片理性をもち， ときには細かい縞状構造を呈して縞状片麻岩の外観を示すことがある。 鉱物組み合せから， (1) 珪線石菫青石両雲母ホルンフェルス， (2) 菫青石両雲母ホルンフェルスなどが区別される（図版 II‒1 参照）。
径 0.5 mm 内外の石英と長石（ミルメカイトを伴なう）が寄木状組織をつくり， 鱗片状の雲母と繊維状の珪線石（fibrolite）が片理面に沿って配列する。 菫青石は径 0.5 mm 内外， 粒状， 他形で岩石中に散在し， 珪線石・石英・黒雲母・鉄鉱などの微細な包有物に富む。 黒雲母の多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = 赤褐色， その屈折率は γ = 1.645～1.650 である。
生田花崗岩の岩体の南半部に多く， 普通幅 10 m 内外の小岩体である。 これらホルンフェルス類の片理は， 堀越～障子山の附近では， 周囲の花崗岩類と同じく E ‒ W～NE ‒ SW の走向を示すが， 南端部の野田平附近では， 処により非常にまちまちな走向を示すようになる。 生田花崗岩との境界は普通明瞭であって， 漸移することがない。 また生田花崗岩に由来するアプライト質細脈の迸入を受けることが多い。 しかし 片麻状花崗岩（I）に近接する附近の生田花崗岩中のホルンフェルス類は， 普通烈しい混成作用をうけている。
粘板岩に由来するホルンフェルスは， 青紫色～暗紫色で， 片理は弱く， ときにはほとんど塊状である。 片理に平行に石英を主とする青灰色のレンズを生じることもある。 (1) 菫青石黒雲母ホルンフェルス・ (2) 菫青石両雲母ホルンフェルス・ (3) 黒雲母ホルンフェルスなどが区別される。 (1) と (2) は南向村北部の菫青石片麻岩にやゝ似ているが， それよりもずっと細粒である。
径 0.2 mm 内外の石英および長石が寄木状組織をつくり， 黒雲母が片理面に沿って配列する。 黒雲母の多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = 赤褐色， 屈折率は γ = 1.645～1.654 である。 菫青石は径 0.5 mm 以内の粒状をなし， 黒雲母・鉄鉱・石英などの微細な包有物に富み， また多少とも変質して絹雲母・緑泥石・鉄鉱などの集合物を生じている。 珪質のレンズをつくる石英はやゝ粗粒で， 互に縫合組織をつくり， そのなかに微細な黒雲母や液体包有物が，岩石全体の片理と平行に配列している。
砂岩に由来するホルンフェルスは， 豊丘村高鳥谷山および生田村柄山東方などにあり， いずれも細粒片麻状花崗岩や細粒斑状花崗岩（いずれも片麻状花崗岩（I）の一種） などを密接に伴ない， それらと一体になったものが生田花崗岩中に捕獲されている。 本岩はやゝ粗粒， 優白色で， 黒雲母が縞状にならび， 一見迸入片麻岩様の外観を呈する。 (1) 柘榴石黒雲母ホルンフェルス・ (2) 黒雲母ホルンフェルスなどの岩質が区別される。
生田花崗岩に捕獲された厚さ約 3 m の小岩体である（第 8 図）。 この附近の生田花崗岩には， 細粒片麻状黒雲母花崗岩（片麻状花崗岩（I）の一種）や 片状黒雲母ホルンフェルスなどの小岩体が多数捕獲されている。 本岩は淡紅色柘榴石の配列による片状構造を呈し， 一般に著しく珪長質であるが， この岩体の一部には鉄鉱の非常に濃集した部分がある。
石英・微斜長石および斜長石（灰曹長石）が， 径 0.5 mm 内外の粒状ないし間𨻶充塡状組織を形成し， これに 柘榴石・ 尖晶石・ 紅柱石・ 珪線石・ ピナイト（菫青石仮像 ?）・ 黒雲母・ 鉄鉱などが加わるが， これらの量比は部分により著しく異なる。 尖晶石は濃緑色（鉄スピネル ?）で， 微細な黒雲母・絹雲母・塵状物質などを無数に包有する。 直接石英や長石に接するものもあるが， 多くは第 9 図のように繊維状の絹雲母の反応縁にふちどられるか， あるいは第 10 図のように紅柱石や黒雲母などの集合物に囲まれている。
本岩は粘板岩源および砂岩源の片状ホルンフェルスを伴なった 厚さ 1 m 弱の岩体をなし， それら全体が， 片麻状花崗岩（I）を貫ぬく 生田花崗岩類似の中粒黒雲母花崗岩中に捕獲されている。 細粒， 緻密， 塊状で， 透輝石のために淡い緑色を呈し， また著しく珪質である。 少量の黒雲母も散点する。 鏡下では， 径 0.2 mm 内外の粒状の石英・斜長石（曹灰長石）・透輝石が寄木状組織をつくり， またチタン石が透輝石に伴なって存在する。 その成分・組織などから考えて， おそらく石灰質チャートに由来するものと思われる。
生田花崗岩中には 大小のレンズ状ないしブロック状の塩基性包有物が普遍的に多い（図版 6）。 とくに生田村では， これらが数 10～数 100 m の岩体をなして NE ‒ SW（西部では E ‒ W）方向に群状に配列し， しかも東方に向かうほどより多量に含まれる傾向がある。 これら小岩体は暗緑色， 塊状の細粒閃緑岩質の変輝緑岩を主体とするが， 生田花崗岩に近接して片状を呈し， 斜長石や角閃石の斑状変晶が顕著となり， 最後に片状の生田花崗岩に移化する。 また生田村東部では， 中間型としての中粒， 暗灰色， 片状の石英閃緑岩質岩相が発達し， 往々細粒閃緑岩質の部分と縞状構造をつくることがある。 以上のような産状は， 竜西の変輝緑岩類が著しい花崗岩化作用をうけた結果， 塊状の細粒黒雲母花崗岩を生じているのと比較して， 非常に対照的である。
本岩中には幅数 10 cm のペグマタイト脈および石英脈が普遍的に多い。 かゝるペグマタイト脈の内部には， 周囲と同様な変輝緑岩質の部分が残存していることがあり， 前者が後者をおきかえて生じたことを示している（図版 7）。
半自形， 拍子木状の斜長石と他形， 粒状の角閃石との組み合せが， 輝緑岩組織をよく保存している。 斜長石（長さ 2 mm 以内， ソーダ質曹灰長石～中性長石）は， 累帯構造はあまり著しくはないが， 往々絹雲母化された石灰質の中核部をもち， またアルバイト式双晶とカルルスバッド式双晶の両者を示す。 斑状変晶をなす斜長石は， 角閃石・黒雲母などの微細な包有物に富んでいる。 また斑状変晶をなす角閃石は不規則な外形をもち， 斜長石などをポイキリティックに包有する。 黒雲母の多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = 赤褐色であるが， 本岩が生田花崗岩による混成作用をうけるにつれて， Y， Z = やゝ赤味を帯びた暗褐色となり， 屈折率も著しく増大する（γ = 1.646～1.664）。
輝緑岩組織が消失し， 半自形， 卓状の斜長石（長さ 5 mm 以内， ソーダ質中性長石）や間𨻶充塡の石英などの， 組み合せによる花崗岩組織が目立ってくる。 角閃石もほゞ柱状であるが， 斜長石と同様石英によって著しく融蝕されることがある。 黒雲母の多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = やゝ赤味を帯びた濃褐色， 屈折率は γ = 1.656～1.663 である。
片麻状花崗岩（I）は比較的塩基性包有物に乏しいが， 南向村飯沼および桑原附近には種々の塩基性小岩体があり， 著しい混成作用を蒙っている。 これらは， 生田花崗岩中のものと同じく， 明らかに輝緑岩類に由来したと思われる細粒閃緑岩や片状石英閃緑岩などである。
片麻状花崗岩（II）中には， 豊丘村壬生沢および佐原に， それぞれ径 200～300 m に達する塩基性岩体が捕獲されている。 前者は細粒， 塊状の， 後者は中粒やゝ片状の黒雲母角閃石閃緑岩であって， いずれも輝緑岩組織を残している。 後者中には最大 5 mm に達する斜長石の斑状変晶が散点し， 角閃石・黒雲母などの微細な包有物に富んでいる。
片麻状花崗岩（II）中の径 300 m 内外の岩体である。 主体は粗粒暗緑色の斑粝岩であり， 2～3 cm のポイキリティックな角閃石が肉眼で多量に認められる。 しかし本岩中には部分的に中粒閃緑岩質の岩相も含まれている。 また正長石や石英の巨晶をもつペグマタイトによって数ヵ所で貫ぬかれている。
普通角閃石はその量もっとも多く， 褐色のものとやゝ青味を帯びた緑色のものとがあり， いずれも斜長石・カミング角閃石・黒雲母などをポイキリティックに包有する。 褐色の部分にはとくに鉄鉱が濃集する傾向がある。 カミング角閃石は普通角閃石に包有されてこれに移化するか， あるいは独立した繊維状の集合物として存在する。 斜長石（曹灰長石）は普通角閃石中に粒状に包有されるものと， それ自身で寄木状の集合物をつくるものとがあるが， いずれも累帯構造を欠き， アルバイト式・カルルスバッド式・ペリクリン式などの双晶を示す。 黒雲母の多色性は， X = 淡いクリーム色， Y， Z = 淡いオレンジ色である。
片麻状花崗岩（I）と生田花崗岩の境界部（N 70°E の境界をもつ）に位置し， 東西 200 m， 南北 500 m の細長い岩体として， あたかもこの境界を切るような形で存在する。 花崗岩類との直接の関係は不明である。 粗粒， 暗緑色で， 豊丘村のものと同じくポイキリティックな角閃石が肉眼で顕著であるが， 橄欖石・輝石・尖晶石などを含み， コートランド岩の性質をもっている。
普通角閃石には褐色種と緑色種とあり， 他の主成分鉱物のすべてをポイキリティックに包有する。 有色鉱物の間には， 橄欖石 → 紫蘇輝石 → 普通角閃石および 普通輝石 → 角閃石の反応系列がよく観察される。 斜長石（曹灰長石）はこれらすべての間𨻶を充塡し， とくに橄欖石との間には， 淡緑色の角閃石からなる顕著なケリファイト縁をつくる。 尖晶石はかゝる淡緑色の角閃石に伴なって少量存在する。 紫蘇輝石には 結晶の一部に劈開面と斜交する細かい線状構造（一種の閃光現象）が発達し， これに沿って鉄鉱が析出している。
片状ホルンフェルスや片麻岩の無数の小岩体を各所で挾有し， それと調和的な著しい片麻状構造をもっている竜東の花崗岩類を総括して， 片麻状花崗岩類とよぶ。 本岩類は， その中央部に生田花崗岩の貫入をうけ， 現在その周囲に， 北のブロック（南向村）， 南東のブロック（豊丘村東部）および 南西のブロック（豊丘村西部および喬木村）として互に隔てられた分布を示し， また生田花崗岩のなかにも大小の捕獲岩として残存している。 本岩類には， いろいろな岩相が含まれるが， 下記のように片麻状花崗岩（I）および（II）の２つに大別することができる。
片麻状花崗岩（I）は主として北および南東のブロックを構成し， さらに東方の大河原図幅地内につゞき， 中央構造線に沿うミロナイト帯の内側（西側）に広く分布するものである [ 以下の [注] 参照 ] 。 本岩の主体をつくるものは細粒～粗粒片麻状（角閃石）黒雲母花崗岩であるが， 局部的にアプライト質片麻状黒雲母花崗岩の岩相に移化することがある。 後者は， また別に， 片麻状花崗岩（II）と生田花崗岩との境界に沿って， 幅の狭いセプタ（隔壁）状の岩体を構成している。 斑状（角閃石）黒雲母花崗岩は南東のブロックにのみ分布し， 本岩の主体に移化している。
片麻状花崗岩（II）は本図幅地内では， 南西のブロックにのみ分布が限られ， さらに南方へつゞく [ 以下の [注] 参照 ] 。 本岩は片麻状花崗岩（I）よりやゝ後れて形成されたものではないかと思われる。
本岩類にみられる片麻状構造は， 一般に E ‒ W～ENE ‒ SWS の走向と急角度の傾斜を示し， また東部へゆくにつれて NE ‒ SW 傾向の走向が優勢になる。 かゝる構造は 本岩類に伴なう片状ホルンフェルス～片麻岩のもつ構造と全く一致している。 また南東のブロックをつくる片麻状花崗岩（I）の一部は， 豊丘村障子山附近から西へ延び， 生田花崗岩中の捕獲岩として， 断続しながらも， 菖蒲ケ浦・駒沢を経て下耕地附近にまで追跡できるが， これも E ‒ W 傾向の構造が一般的である。 しかし， 南西のブロックをつくる片麻状花崗岩（II）については， これらとは著しく異なった構造がみられる。 すなわち， 南方からつゞく NE ‒ SW 傾向 13) の走向は， 豊丘村日向山附近で NW ‒ SE に変じ， 片麻状花崗岩（II）の北端部の笹久保附近では E ‒ W となる。 したがってこの部分では， 北東方に向かって弧を張った半ドーム構造の存在が予想される。 なお前述のセプタ状のアプライト質片麻状黒雲母花崗岩も， この半ドーム構造に平行な片麻状構造を示している。
本岩は片麻状構造の強弱， 斑状構造の有無， 構成鉱物の粒度， 有色鉱物の量などが処によって甚だしく異なるために， 全般的に非常に不均質な岩相を示している。 また本岩は各処で大小の片状ホルンフェルス～片麻岩の岩体を挾有し， とくに生田村柄山南東方や南向村大草北方では， これら片状ホルンフェルス類の帯状またはレンズ状の小岩体と， 数 10 m の幅で互層する（図版 8）。
片麻状構造のもっとも著しい部分では， 主として鱗片状の黒雲母からなる優黒色の縞と珪長質の縞とが， 数 mm の幅で規則的にくり返している（一種の縞状花崗岩）。 しかし普通は， 珪長質のレンズ状部が厚くふくれあがったり， 斑晶状のアルカリ長石が生じたりして， 黒雲母の縞を押しのけ， その結果規則的な縞状構造を乱していることが多い。 また生田村柄山東方や南向村桑原ノ滝および大嶺山附近では， この優黒色の部分に角閃石が加わることがある。 以上の岩相を一括して 片麻状（角閃石）黒雲母花崗岩 とよぶ。 また黒雲母の量が著しく減り， それが断続するシュリーレンまたはクロットとして岩石中に散在する部分でも， 大きな露頭ではその片麻状構造が明瞭である。 この岩相を アプライト質片麻状黒雲母花崗岩 とよぶ。 この両者は互に移化していることが多い。 これらが片状ホルンフェルス～片麻岩の比較的大きな岩体に接するところには， しばしば柘榴石を含む不均質な細粒黒雲母花崗岩を生じている。
斑状（角閃石）黒雲母花崗岩 は， 片麻状構造がやゝ弱く， その代りに斑状構造をもって特徴づけられる岩相である。 斑晶状の長さ 1～3 cm のアルカリ長石（淡紅色を呈することがある）に富むが， 普通この斑晶の伸びの方向は不規則である。 本岩中には 鱗片状の黒雲母からなるシュリーレン（ときに少量の角閃石が加わる）が散在し， それが微弱な片麻状構造を呈する。 本岩は片麻状（角閃石）黒雲母花崗岩に対して， 豊丘村障子山東方や本谷南方で移化関係にあり， また本岩の内部には， 後者の小岩体が一種のレリクト岩として残存している。
一般に片麻状花崗岩類は図幅地域内の他の花崗岩類 （竜西の細粒黒雲母花崗岩・市田花崗岩および伊奈川花崗岩， 竜東の生田花崗岩など）に比較して， アルカリ長石の多いことを特徴とする。 とくに片麻状黒雲母花崗岩はこの傾向が顕著であり， 第 11 図および第 12 図に示される鉱物容量比によれば， 大部分が黒雲母アダメロ岩に属する（第 6 図および第 7 図と比較参照）。
径 0.5～1 mm の石英・斜長石およびアルカリ長石が， 主として寄木状組織（部分的には花崗岩組織）をつくり， 鱗片状の黒雲母（ときに少量の角閃石）がシュリーレン状に配列することが特徴である。 かゝる斜長石（石灰質の灰曹長石）は累帯構造が弱く， アルバイト式双晶を主とし， まったく双晶を示さないものもある。 アルカリ長石に接する縁辺部はソーダ質になり， この部分にミルメカイトが生じる。 アルカリ長石は明瞭な格子構造を示す（微斜長石 ?）が， 光軸角は比較的小さい（2 V = (-) 58±2°）。
以上のような寄木状のもののほかに， 間𨻶充塡の粗粒石英や， 斜長石や石英などをポイキリティックに包有する アルカリ長石（1 cm 内外）などがある。 黒雲母は 0.5 mm 以下， その多色性は， X = 淡黄褐色， Y， Z = 暗褐色～緑褐色であり， 屈折率は片麻岩類の黒雲母と， 生田花崗岩の黒雲母との両者にまたがる数値を示し， 非常に範囲が広い（γ = 1.650～1.677）。
石英とアルカリ長石（微斜長石 ?）に富み， それらが花崗岩組織をつくるが， 斜長石の多い部分には寄木状組織がみられる。 斜長石のミルメカイト化が顕著である。 黒雲母はクロットをつくり， その多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = 暗緑褐色であるが， 周辺部は往々にしてケリファイト化し， 淡緑色繊維状の集合に移化している。
片麻状（角閃石）黒雲母花崗岩より寄木状組織が不明瞭になり， ほとんど花崗岩組織に近い。 斜長石（石灰質の灰曹長石）は半自形で， ほゞ卓状を呈し， アルバイト式集片双晶のほかにカルルスバッド式双晶も一般的であり， 弱い累帯構造を示す。 斑晶状のアルカリ長石は明瞭な格子構造およびペルト石構造を示し（微斜長石 ?）， 斜長石・石英・黒雲母などを多数包有し， 全体としてほゞ卓状であるが， その輪郭は出入が多く， 間𨻶充塡状である。 黒雲母はクロットをつくり易く， また斜長石やアルカリ長石の縁をとりまくことが多い。 その多色性は， X = 淡黄褐色， Y， Z = 暗褐色～緑褐色であり， 屈折率は 片麻状（角閃石）黒雲母花崗岩の黒雲母の屈折率の範囲内に含まれる （γ = 1.657～1.669）。 角閃石は少量であり， やゝ青味を帯びた緑色を呈する。
本岩は粗粒片麻状角閃石黒雲母花崗岩を主体とし， 豊丘村木門附近でやゝ中粒の岩相が発達するほかは， 比較的均質である。 長さ 2 cm に及ぶ斑状（ときに眼球状）のアルカリ長石および斜長石がほゞ平行に配列し， 黒雲母と角閃石がそのふちをとりまいて， 明瞭な片麻状構造をつくる。 しかし片麻状花崗岩（I）のように， 黒白の規則的な縞に分れることはなく， またそれよりも有色鉱物の量が多い。 本岩中には 片状ホルンフェルス～縞状片麻岩・ 中粒閃緑岩・ 斑粝岩・ 細粒片麻状黒雲母花崗岩（片麻状花崗岩（I）の一種）などの小岩体が， 無数に捕獲されており， これら小岩体の伸びの方向は， たいてい本岩の片麻状構造に平行している。
斑状のアルカリ長石は斜長石および石英を多数包有し， またそれをふちどって鱗片状の黒雲母， 少量の角閃石， ミルメカイト化の著しい粒状の斜長石， 細粒の石英などの集合物が配列する。 斜長石（ソーダ質中性長石）は， 他形， 粒状のもの（アルバイト式集片双晶を主とする）のほかに， アルカリ長石と同様半自形で斑状に成長したもの （アルバイト式およびカルルスバッド式双晶を示す）があるが， いずれも双晶面の屈曲が顕著である。 この事実は， 石英が烈しい波動消光を示して， 互に縫合組織をつくっていることと相ならんで， 本岩の形成に伴なう著しい圧砕作用の跡を物語っている。 黒雲母の多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = やゝ赤味を帯びた濃褐色であり， 屈折率は片麻状花崗岩（I）の黒雲母の屈折率の範囲内に含まれる （γ = 1.663～1.669）。
下伊那郡生田村を中心として分布し， 竜東地域の大半を占める。 この岩休は北部および南部で片麻状花崗岩類に接し， 主として北東方向に伸びて大河原図幅地内につゞくが， 一部は次第に細まりながら南方へ伸びて恵那山図幅地内につゞく [ 以下の [注] 参照 ] 。
本岩の主体は粗粒～中粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩であるが， 部分的に石英閃緑岩の岩相を含む。 有色鉱物の量が比較的多く， それらが単独の自形に近い結晶をなすことが特徴である。 生田村では淡紅色のアルカリ長石がやゝ斑状の様相を呈することがある。 レンズ状ないしブロック状の塩基性包有物は普遍的に多いが， それ以外は概して岩相の変化に乏しい。
良好な露出面では， 有色鉱物および塩基性包有物の配列によって， 微弱な片状構造の認められることがあり（図版 6）， 普通その走向は E ‒ W に近く南北に急傾斜する。 この走向は東部で次第に NE ‒ SW に変じ， 大河原図幅地内につゞく模様である。 しかし生田花崗岩の南端部では， その構造は非常に乱れている。
本岩は 片状ホルンフェルス・ 変輝緑岩類・ 細粒片麻状黒雲母花崗岩などの小岩体を多数捕獲しているが， これら小岩体の伸びの方向およびそれ自身の内部構造は， 上述した生田花崗岩の微弱な片状構造とよく調和している。 とくに注目すべきことは， 変輝緑岩類の小岩体が 大部分生田花崗岩の中央部にほゞ ENE ‒ WSW 方向の群をなして配列し， この群の南北では非常に乏しくなるということである。 これらの事実は， 生田花崗岩の貫入が， それ以前の岩石の分布や構造をよく保存するような條件のもとで 行われたことを示している。
生田花崗岩は， 北部および南東部の片麻状花崗岩（I）に対しては， その構造に整合的に貫入することが多く， その境界は明瞭であって互に移化することがない。 かかる関係は， 豊丘村地内において 生田花崗岩中に捕獲されている 細粒片麻状黒雲母花崗岩の多くの小岩体に対しても同様である（第 13 図）。 しかし小渋川以北の生田花崗岩には， やゝ中粒で片状構造の著しい部分が広く発達し， 片麻状花崗岩（I）との区別が困難になる。
本岩は豊丘村笹久保地内で片麻状花崗岩（II）に接し， 接触部附近で前者が後者をブロック状にとりこんでいるのが川底で認められる。
ほゞ花崗岩組織を呈する。 斜長石（ソーダ質の中性長石）は普通長さ 5 mm 内外， 柱状で比較的よく自形を保ち， アルバイト式集片双晶およびカルルスバッド式双晶の両者を示し， 累帯構造を呈することが多い。 ときに細粒， 半自形， 粒状で， 累帯構造に乏しく， アルバイト式双晶を主とする斜長石が， 寄木状に近い組織をつくることがある。
アルカリ長石と石英は斜長石に対して常に間𨻶充塡の関係にある。 アルカリ長石（1 cm 内外）はペルト石構造が顕著であるが， 格子構造は認められない。 一見斑晶状に成長するものでも， その輪郭は不規則であり， また粒状の斜長石や石英をポイキリティックに包有している。 斜長石に接して常にミルメカイトを生じる。 石英の波動消光はあまり著しくない。
角閃石（＜ 5 mm）は自形に近く， やゝ褐緑色の中核部とやゝ青緑色の縁辺部とに分れて， 累帯構造を示すことがある。 黒雲母（3 mm 以下）は単独の結晶をなすものと， クロットをつくるものとがある。 その多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = やゝ赤味を帯びた濃褐色であり， 屈折率は他のいずれの花崗岩中のものよりも著しく高い（γ = 1.670～1.692）
普通輝石 [ 以下の [注1] 参照 ] またはカミングトン角閃石 [ 以下の [注2] 参照 ] は， いずれも緑色普通角閃石と密接に伴ない， そのなかに包有されていることが多い。 副成分鉱物のうち褐簾石がもっとも多量かつ普遍的であり， 長柱状で最大 2 mm に達する。
飯沼・丸尾附近では， 片麻状花崗岩（I）および菫青石片麻岩中に， 細粒～中粒の（角閃石）黒雲母花崗岩（ときに斑状を呈する）の 数 10 m の小岩体が幾つか認められる。 周囲の岩石に対し常に明瞭な貫入関係を示し， それ自身も均質で片状構造をもたない。 鏡下では斜長石の卓状， 自形性が明瞭である。 これらは， 生田花崗岩の主体から分れた小貫入岩体であると思われる。 前述の透輝石ホルンフェルスを捕獲しているのは， このうちの１つである。
本岩の主体は赤穂図幅地内にあり， 本図幅地内にはその南端部だけが露出する。 本岩は菫青石片麻岩を貫ぬく中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩であるが， 微弱ながら片状構造（NE ‒ SW の走向）を示すことがある。 片麻岩に接して本岩は細粒となり， 片麻岩の小破片を捕獲し， また片麻岩の方は著しい珪化作用を受けて， 珪質のレンズが形成されている。 一方本岩の内部には岩床状の変輝緑岩類や， 細粒黒雲母花崗岩の小岩体が捕獲されており， また花崗斑岩の岩脈が本岩を貫ぬいている。
花崗岩組織を示す。 斜長石は半自形， 卓状で， 長さ 5 mm 以下， 累帯構造に乏しい。 石英および少量のアルカリ長石がその間𨻶を埋める。 黒雲母は 1 mm 以下で 角閃石・普通輝石・チタン石などとともにクロットをつくり， その多色性は， X = 淡黄色， Y， Z = 赤褐色であり， 屈折率は γ = 1.654～1.658 である。 普通輝石は繊維状の集合物と化し， 角閃石中に包有されるものが多い。
石英斑岩は安平路山南方や豊丘村滝川などにおいて， 幅数 m～数 10 m の岩脈として種々の花崗岩類を貫ぬく。 その方向はまちまちである。
花崗斑岩は南向村北部において日曽利花崗岩を貫ぬき， 幅 15 m， N 40°E 方向の岩脈をなす。 また安平路山南方の石英斑岩も部分的に花崗斑岩に移化している。
本層は小林国夫・鹿間時夫 22) により天竜層群の下部として命名され， 当地域南方の下伊那郡喬木村机山を模式地（層厚 100 m 内外）とする。 天竜川の両側に分布し， その北限は上伊那郡南向村間柱である。 竜東では花崗岩類の上に厚さ 100 m に及ぶ厚層として広く発達し， 段丘礫層（天竜礫層）に不整合に覆われる。
竜西では比較的低位の段丘崖に沿って， 天竜礫層の下位に狭く露出するにとゞまる（第 14 図参照）。
古生層（チャート・砂岩・粘板岩）， 弱変成のホルンフェルス， 少量の花崗岩（アプライト質， まれに粗粒）などの径 5～20 cm の円礫を主とし， 粗粒の砂質物で充塡される。 比較的よく固結し， また礫の風化が進み， 礫と充塡部とが同一の風化面を示している。 砂層の夾みが多く， 遠望すると明らかに層理が認められる。 層理は段丘の表面とやゝ斜交する。 局部的に粘土層を挾み， 植物破片がある。 ことに豊丘村堀越～駒沢附近では， 下底に近く（下から約 15～20 m まで）粘土層が挾まれ， 植物破片を含んでいる（第 15 図）。 また堀越小学校の北の谷では， 下底から約 10 m のところに亜炭薄層（厚さ 20 cm）を挾んで， そのなかから Metasequoia の毬果を産する。
伊那層のほゞ中位（下底から 20～30 m）に 特異な岩相の１単層（ミソベタ部層）があり， 連続性がよく， 有効な鍵層となる。
三木茂 35) は上述の亜炭層から
などを記載している。 これによれば時代を I1（鮮新世最後期）ないしそれ以前と考えるのが妥当であろう。 こゝでは岩相を考慮して一応 I1 とする。
本層の模式地は豊丘村市場東方の谷である。 主として竜東の小渋川以南， 少なくとも図幅地域の南限まで分布し， 竜西では片桐松川と天竜川の合流点附近にだけ確認されている。 全体として茶褐色の色調を呈し， 固結度が高いために侵蝕に対して強く抵抗する傾向があり， 昔からオビ岩・イボ岩 6) などと呼ばれている。 こゝでは模式地附近の村人の通称をとって命名した。
本層は安山岩類の径 50 cm 以内の角礫ないし亜角礫を主とし， 古生層の 砂岩・粘板岩・チャート・ホルンフェルス・花崗岩・変輝緑岩 などの亜角礫を混えた一種の凝灰角礫岩である。 本岩の充塡物は， 上述の安山岩類や 古生層の破片， 斜長石・輝石・角閃石・黒雲母などの破片および， それらを膠結する緑泥石や絹雲母などの粘土質物質からなる。 つぎに安山岩礫の代表的なものを記載する。
模式地以北での層厚は 4 m 内外である。 伴野以南では厚さ 2 m くらいになり， 古生層や花崗岩の円礫を混えることが多くなり， 喬木村小川地内では断続するようになる。 机山では本層はなくなるが， やはり伊那層の下底から 20～30 m のところに安山岩の礫が散在し， 北方でのミソベタ部層に相当する層準を示す。 本層は普通 WNW の方向に 10°内外の傾斜を示している。 市場および伴野では， 本層の下位に厚さ 1 m 内外の凝灰質砂層を伴なっている。
本層の成因について， かつて竜東火山説 6) がとなえられたことがあるが， 安山岩類の起源はまだよく分っていない。
本地域の第四紀層は天竜礫層（洪積世）・崖錐堆積物および冲積層からなる。 これらについては地形の項でやゝ詳しく述べた。
本層は鹿間・小林によって天竜層群の上部とされたものであり， 天竜川の両岸に広大な段丘群を形成する。 竜東では各段丘の表面を覆う厚さ 7～8 m の礫層であり， 花崗岩巨礫（径 0.5～2 m）を主材とする。 下位の伊那層とは明瞭な不整合関係にあり（第 16 図）， かつ明らかな色調の差異（伊那層は黄褐～茶褐色， 天竜礫層は白色）によって区別される。 また竜西では径最大 3 m に達する花崗岩巨礫を主とし， 厚さは 30 m 以上に及ぶ。 与田切川の河崖では， この花崗岩礫層が何枚も重なり合っている状態が認められる。
本層の上位には厚さ 2 m 内外の赤土層があるが， 大部分風化残留土壌であろう。
竜西では， 後背地の崩壊による花崗岩の角礫層が， 最上位の段丘を厚く覆っていることが多い。 竜東では南向村の西斜面に顕著な崖錐堆積物が認められる。
冲積層は天竜川およびこれに注ぐ小河川に沿って分布し， とくに天竜川沿岸では明瞭な低位段丘をつくる。 礫・砂・粘土層からなる。
鉱床は飯田市飯田松川支流の燕沢流域にあるが， 現在は廃坑となっている。 母岩は粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（伊奈川花崗岩）であって， この附近で変輝緑岩類や細粒黒雲母花崗岩の小岩体をいくつか捕獲している。 鉱床は露頭では１條の輝安鉱石英脈であり， N 40°W， 70°NE（延長は不明）， 脈幅は約 20 cm， 富鉱部の幅は約 5 cm である。 露頭のスケッチ（第 17 図）に示したように， 幅 15 cm に及ぶ著しい花崗岩の粘土化帯を伴なう。 鉱石としては， 放射状の集合物をつくる繊維状の輝安鉱のほかに， 少量の黄鉄鉱が存在する。 脈石は晶洞性の石英を主とし， 絹雲母および方解石を伴なう。
種々の花崗岩類および塩基性岩類が石材として採取されている。 とくに市田花崗岩は， 伊奈川花崗岩や生田花崗岩などの粗粒の花崗岩類に較べて， より堅硬であり， 石材に適している。
| (1) | (2) | (3) | (4) | (5) | (6) | |
| SiO2 | 71.12 | 69.41 | 70.19 | 69.00 | 73.78 | 67.31 |
| TiO2 | 0.16 | 0.19 | 0.15 | 0.21 | 0.22 | 0.19 |
| Al2O3 | 15.35 | 15.72 | 15.50 | 15.59 | 13.95 | 16.64 |
| Fe2O3 | 0.57 | 0.51 | 0.62 | 0.47 | 0.58 | 0.86 |
| FeO | 2.20 | 2.69 | 2.07 | 2.96 | 1.59 | 3.07 |
| MnO | 0.02 | 0.04 | 0.03 | 0.03 | 0.04 | 0.04 |
| MgO | 0.49 | 0.82 | 0.69 | 0.76 | 0.38 | 0.27 |
| CaO | 3.64 | 4.27 | 3.37 | 4.18 | 1.82 | 4.41 |
| Na2O | 3.45 | 3.41 | 2.99 | 3.27 | 2.97 | 3.79 |
| K2O | 2.11 | 2.10 | 3.58 | 2.86 | 3.93 | 2.78 |
| P2O5 | 0.05 | 0.11 | 0.11 | 0.07 | 0.05 | 0.05 |
| H2O + | 0.49 | 0.37 | 0.43 | 0.50 | 0.39 | 0.36 |
| H2O - | 0.19 | 0.18 | 0.21 | 0.10 | 0.05 | 0.18 |
| Total | 99.84 | 99.82 | 99.94 | 100.00 | 99.85 | 99.95 |
| (1) | E124 | 細粒黒雲母花崗岩， 飯田市上飯田大西ノ滝 |
| (2) | E192 | 市田花崗岩（中粒黒雲母花崗閃緑岩）， 市田村大島川堂所北方 |
| (3) | E 13 | 市田花崗岩（中粒黒雲母花崗岩）， 飯島町前沢上流 |
| (4) | E 5 | 伊奈川花崗岩（粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）， 飯島町与田切川上流 |
| (5) | 上87 | 伊奈川花崗岩（粗粒角閃石黒雲母花崗岩）， 大桑村横山（上松図幅内） |
| (6) | E334 | 生田花崗岩（粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩）， 生田村二丁 |
| 分析日 | 1955 年 12 月 |
| 分析者 | 川野・山田技官（地質調査所化学課） |
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Kanazawa, No. 86
By KIYOO KAWATA, NAOTOSHI YAMADA (Written in 1957)
The area of this sheet-map is located near the eastern extremity of "the Inner Zone of Southwest Japan". Geologic sequence in the area is shown schematically in Table 1. The Ryōke metamorphic rocks derived from the so-called Chichibu Paleozoic formations and the associated granitic rocks of probably early Mesozoic age are extensively developed in both Kiso and Ina mountain ranges, which are divided from each other by the Ina basin. The Ina basin is widely covered by the Neogene Tertiary and Quaternary deposits.
There are remarkable differences in geological and petrological features of these rocks between the western area (Kiso) and the eastern area (Ina). Accordingly, the rocks of two areas will be separately described.
The rocks which occupy the almost all of the western area are Inagawa granite (coarse-grained hornblende-biotite granodiorite) and Ichida granite (medium-grained biotite granite), although the sequence of intrusion to each other is still remained obscure. Numerous small bodies of schistose hornfels, meta-diabasic rocks and fine-grained biotite granite are captured by Inagawa granite. Among them, meta-diabasic rocks～fine-grained biotite granite may be the serial products of granitization of the pre-existing basic igneous rocks. Ichida granite may be also formed in connection with such the granitization of basic rocks, on a large scale. On the other hand, schistose hornfels is not so highly metamorphosed and granitized as these rocks.
Schistose hornfels occurs as numerous small bodies less than several 10 m in width in the drainage basin of the Iida-Matsukawa, captured by Inagawa granite, and also occurs as a relatively large body of more than 1 km in width in the upper reaches of the Katagiri-Matsukawa, clearly intruded by Ichida granite and many aplite veins on the southern boundary of the body.
These rocks are fine-grained (0.1～0.3 mm in size of the recrystallized quartz), compact and slightly schistose. They seem to have been derived from clayslate, sandstone and, rarely, chert of probably Paleozoic formations. Biotite hornfels, two-mica hornfels and cordierite two-mica hornfels might have been derived from clayslate and biotite hornfels and cordierite-biotite hornfels derived from sandstone.
Meta-diabasic rocks occur universally in Inagawa granite as many irregular or sheet-formed bodies of less than several 10 m in width. They are intruded and contaminated by Inagawa granite, and intimately accompanied by fine-grained biotite granite facies which represent extremely granitized products of themselves.
Megascopically, they are fine-grained, massive and dark-greenish or dark-greyish in colour. Although various mineral assemblages such as biotite-hornblende-plagioclase, hornblende-biotite-quartz-plagioclase and biotite-quartz-plagioclase can be distinguished, the diabasic texture which is suggested by the combinations of lath-shaped and strongly zoned plagioclase, granular anhedral hornblende and interstitial quartz is characteristically preserved.
Similarly to the meta-diabasic rock, it is captured by Inagawa granite as many sheet-formed or dyke-formed bodies of less than several 10 m in width, which sometimes include the meta-diabasic rock as relict parts of granitization. The boundary between biotite granite and Inagawa granite is always sharp and distinct, although the latter sometimes impregnates into the former as small patches or the lenses near the boundary.
It is massive, greyish-white in colour and chiefly consists of nearly lath-shaped or tabular plagioclase, interstitial or granular quartz, poikilitic alkali-feldspar, dark-brownish biotite and, rarely, small green hornblende. Concerning the plagioclase crystals, altered calcic core and strongly zoned sodic mantle are often clearly distinguished, and the myrmekitic structures are formed between the sodic part of them and alkali-feldspars.
In respect of the above-described modes of occurrence and petrographic characters, the rock bears a striking resemblance to "Kadoshima granite" designated by H. Koide (1942) in the southerly neighbouring area.
Fine-grained biotite granite is also developed, in the upper reaches of the Iida-Matsukawa, as several stock-formed bodies of less than 1 km in diameter, which are mostly included in Ichida granite. Generally, it grades into Ichida granite (medium-grained biotite granites), but is sometimes injected by the veinlets of the latter near the contact.
It occupies the eastern half of the Kiso mountain range in the "Iida" and "Akaho" sheet-map areas, and is elongated in NNE - SSW direction nearly parallel to the Tenryū-gawa (river).
It is thoroughly massive, characterized by thickly grown biotite to the direction of C axis, and relatively homogeneous, but locally fine-grained or coarse-grained. Ichida granite scarcely has basic inclusions, aplites and pegmatites in the area. It is very difficult to distinguish the fine-grained parts of Ichida granite from the fine-grained biotite granite before described in both megascopic and microscopic observations.
Under the microscope, it shows the mostly diabasic and partly granitic texture, and chiefly consists of lath-shaped～tabular, highly zoned plagioclase, poikilitic alkali-feldspar, interstitial and undulatory quartz, dark-brownish biotite, subordinate amounts of allanite and, rarely, green hornblende.
Ichida granite is intruded into schistose hornfels in the upper reaches of the Katagiri - Matsukawa.
It has been named in the drainage basin of the Ina-gawa in northerly neighbouring area, and is widely developed in "Akaho", "Agematsu", "lida" and "Tsumago" sheet-map areas, occupying almost half of the Kiso mountain range. Tenryūkyō granite which has been named in the southerly neighbouring area seems to have a quite resemblance to Inagawa granite, but their mutual geological relations have not been ascertained.
Inagawa granite is generally greyish-white in colour, slightly schistose in some parts, distinctly porphyritic in other. In many places, it carries abundant basic oval or lenticular inclusions. Under the microscope, it typically shows the granitic texture, and chiefly consists of subhedral～tabular plagioclase (andesine), poikilitic alkali-feldspar, interstitial quartz, dark-brownish biotite and green hornblende.
It includes, as before mentioned, numerous xenolithic bodies of schistose hornfelses, meta-diabasic rocks and fine-grained biotite granite generally with sharp contact relations. Besides these, it partly shows various rock-facies such as hornblende-blotite-quartz diorite, aplitic biotite granite and schistose biotite-quartz diorite, which seem to be mostly in transitional relations to the main part of it.
Hornblende-biotite-quartz diorite occurs near Ichinose and Kokuzō-yama in the north of Iida city. It is medium-grained, rather melanocratic, characterized by large poikilitic green hornblende in some parts, and grades into Inagawa granite proper in general.
Aplitic biotite granite occurs in the north of Iida city, near the boundary between Inagawa granite and Ichida granite. It is fine-grained, characterized by scaly biotites and highly heterogeneous. Similar rock-facies locally occur in Inagawa granite near the contact with schistose hornfels. Near the latter, Inagawa granite becomes lacking in hornblende and grades into medium-grained aplitic biotite granite, and, finally, it injects into schistose hornfels as veinlets.
Schistose biotite-quartz diorite occurs in the drainage basin of the Yodagiri-gawa, and is situated between Inagawa granite and Ichida granite. It is medium-grained, dark-greyish in colour, and characterized by the distinct schistose structure due to parallel arranged scaly biotites.
The eastern area is chiefly composed of schistose hornfels～gneiss, gneissose granites and Ikuta granite (coarse-grained hornblende-biotite granodiorite). Besides these, meta-diabasic rocks and gabbroic rocks occur as small bodies captured by the granitic rocks.
They show a striking contrast to the rocks of the western area in several points as follows : firstly, the fine-grained biotite granite probably derived from basic rocks such as occurred in the western area can be hardly observed ; secondly, a certain part of sedimentary strata are highly metamorphosed and contaminated, resulting in such rocks as sillimanite cordierite two-mica hornfels ; thirdly, gneissose granites, in themselves, have a marked schistose structure which is presumably formed, for some parts at least, by the "migmatization" of these metamorphic rocks.
After these metamorphism, migmatization and plutonism, Ikuta granite might have been concordantly intruded into schistose hornfels～gneiss and gneissose granites except in the southern extremity of the area. On this phase, Hissori granite (medium-grained hornblende-biotite granodiorite) might be intruded into cordierite gneiss in the northern extremity of the area.
In the eastern etremity of the area, along the Koshibu-gawa, sheared zones of small scale having N - S trend are developed in Ikuta granite. They seem to have been formed in connection with the mylonitization movements of Median Line, after the consolidation of Ikuta granite.
In the northern part of Minakata village, cordierite gneiss is widely developed, gradually changing to the north into schistose hornfels and, then, into the least metamorphosed Paleozoic strata in "Akaho" sheet-map area. To the south, it is in contact with gneissose granite (I) and might have been remarkably influenced by the latter. The cordierite gneiss is bluish-violet in colour, distinctly schistose, but not-banded, and characterized by abundant cordierite crystals. Chief component minerals are mosaic quartz (0.5 mm ± in size), cordierite, porphyroblastic alkali-feldspar, plagioclase, red-brown biotite and muscovite.
In the southeastern part of the area, many lenticular bodies of schistose hornfels～sgneiss are intercalated in gneissose granites, especially in gneissose granite (I), and highly contaminated by them. In general, they are fine-banded sillimanite-cordierite two-mica hornfels probably derived from clayslate, although the rocks lacking in sillimanite occur in some parts. Chief components of them are mosaic quartz (0.5 mm ± in size), plagioclase, alkali-feldspar, red-brown biotite, muscovite, granular cordierite, and sillimanite (fibrolite)
Such schistose hornfels～gneiss has the E - W～NE - SW trend which almost coincides with the structure of surrounding gneissose granites.
Besides these, numerous small bodies of hornfels are captured by Ikuta granite in the southern part of the area. They are slightly schistose or, in some parts, almost massive. Among them, cordierite-biotite hornfels, cordierite two-mica hornfels, biotite hornfels, etc. might have been derived from clayslate, and they are rather fine-grained (0.2 mm ± in size of quartz grain). On the other hand, garnet-biotite hornfels, biotite hornfels, etc. might have been derived from sandstone.
Spinel-bearing quartzo-feldspathic hornfels has been discovered near Kitayama, Toyooka village, captured by Ikuta granite. It consists chiefly of quartz (0.5 mm ± in size), microcline, plagioclase and garnet, and subordinately of spinel, andalusite, sillimanite, pinite probably altered from cordierite, and iron ore. The last mineral is concentrated in some parts.
Diopside-plagioclase-quartz hornfels is observed near Iinuma, Minakata village, captured by the apophyse of Ikuta granite, and seems to have been derived from a kind of calcareous cherty rock.
Lenticular or blocky bodies of meta-diabasic rocks less than several 100 m occur abundantly in Ikuta granite, especially as swarms in the central part of it. Main parts of these bodies are fine-grained, almost massive, dark-greenish in colour, characterized by diabasic texture, and chiefly composed of plagioclase, green hornblende and biotite. Contaminated by Ikuta granite, they are gradually changed to medium-grained and distinctly schistose rocks, which are nearly characterized by granitic texture and chiefly composed of plagioclase, quartz, biotite and green hornblende, and finally changed to Ikuta granite proper. Similar rocks occur in gneissose granites as several small bodies.
They are found in Toyooka and Minakata villages as nearly round or ellipsoidal bodies, probably captured by gneissose granite (II) in the former place and by both of Ikuta granite and gneissose granite (I) in the latter. Generally, they are coarse-grained, dark-greenish in colour and characterized by large poikilitic amphiboles. The rock of Toyooka village consists chiefly of brown and green hornblendes, cummingtonite, plagioclase and biotite, while, that of Minakata village consists of brown and green hornblendes, olivine, hypersthene, augite, plagioclase and subordinate amount of spinel, actinolite, serpentine and iron ore.
Gneissose granites show general structure of E - W～NE - SW trend, with some exceptions, coinciding with the trend of schistose hornfels～gneiss which is numerously intercalated or captured in them. They are intruded by Ikuta granite.
Gneissose granites can be classified into the following two types chiefly by field observations :
Gneissose granite (I) is developed on the north and the south of Ikuta granite, and also occur as small xenolithic bodies in gneissose granite (II) and Ikuta granite. The most of this rock-type seem to be a kind of "gneissose migmatite" probably derived from schistose hornfels～gneiss. It is quite heterogeneous and bears many metamorphic relicts of various sizes.
Fine- to coarse-grained gneissose (hornblende-) biotite granite occupies the main part of gneissose granite (I). Chief constituent minerals are quartz, alkali-feldspar, plagioclase, dark-brown or greenish-brown biotite and sometimes green hornblende, the first three minerals constructing nearly granoblastic texture and the others schistose texture. In some places, aplitic gneissose biotite granite occurs, and usually grades into the main part of gneissose granite (I). Porphyritic (hornblende-) biotite granite occurs in the southeastern part of the area and also grades into fine- to coarse- grained gneissose (hornblende-) biotite granite. It is characterized by large poikilitic alkali-feldspars and shows nearly granitic texture.
Gneissose granite (II) occurs in the southwestern part of the area and extends further south. It shows a half dome structure near the northern border of it, due to the distinct parallel arrangement of "eye-shaped" alkali-feldspars and plagioclases. This rock-type seems to be intruded later than gneissose granite (I). Under the microscope, it shows the protoclastic texture in a marked degree.
It has been named in Ikuta village and occupies the almost half of the area. It might be considered as a large concordant intrusive mass with the metamorphic rocks and gneissose granites.
Ikuta granite is greyish or pinkish in colour, almost massive, but partly schistose or porphyritic. It carries basic inclusions of various sizes in abundance. It comprises hornblende-biotite grano-diorite and, in local, hornblende-biotite-quartz diorite. Under the microscope, it shows nearly granitic texture composed of tabular plagioclase, interstitial quartz and poikilitic alkali-feldspar. Regarding mafic minerals, deep-brown biotite and green hornblende are quite abundant, and augite, cummingtonite, allanite, etc. are present in a small amount.
Small apophyses of Ikuta granite occur in Minakata village, being intruded into gneissose granite (I) and cordierite gneiss. They are constructed from fine- to medium-grained biotite granite.
Main part of this granite occurs in "Akaho" sheet-map area. It is intruded into cordierite gneiss with sharp boundaries.
They are intruded into the granitic rocks as dykes less than several 10 m in width and, in some cases, gradually changed to each other. These rocks are assumed to be correlated with the late-Cretaceous acid hypabyssals in the Hida - Kiso region.
Ina formation : The formation covers the granitic rocks and is developed mainly on the eastern side of the Tenryū-gawa, especially to the south of the Koshibu-gawa. It is about 100 m in thickness, and dips gently to the west. It consists mainly of conglomerate and subordinately of sandy and clayey bed and lignite bed. The pebbles of conglomerate are well-rounded and well-sorted chert, sandstone, clayslate, etc. Near Horikoshi, Toyooka village, Metasequoia sp. and others are included in lignite bed, and accordingly the age of the formation is considered to be late Pliocene or more earlier.
Misobeta member is tuff-breccia bed, chiefly consisting of angular～subangular andesite breccias, and the member is a remarkably continuous key-bed with 2～4 m thickness interbedded in the lower part of the formation.
Tenryū gravel bed (Pleistocene) : It consists of granite boulder, sand, and clay. It unconformably covers the Ina formation and the granitic rocks, and forms extensive river terraces, showing almost three steps on both sides of the Tenryū-gawa. In the western side, however, the intense upheavals of the Kiso mountain range might have given rather the character of fan deposits than of normal river terrace deposits to the gravel.
Talus deposits and Alluvium : The former occurs on the foot of the Kiso and Ina mountain ranges and the latter is present in wide areas along the Tenryū-gawa and other streams.
Stibnite-quartz veins of small scale occur in Inagawa granite, in the upper reaches of the Iida - Matsukawa, but now they are not worked.
The granitic rocks, especially Ichida granite among them, are quarried for building stone.
昭和 32 年 12 月 20 日印刷 昭和 32 年 12 月 25 日発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所