５万分の１地質図幅説明書
（岡山 第 31 号）
通商産業技官 山田直利
地質調査所
昭和 36 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 変成古生層 II.3 余川花崗閃緑玢岩（時代未詳） II.4 中生代火山岩類 II.4.1 安山岩および同火山砕屑岩 II.4.2 流紋岩・石英安山岩および酸性火山砕屑岩 II.4.3 花崗岩礫を主材とする凝灰角礫岩 II.5 中生代迸入岩類 II.5.1 第１期迸入岩類 II.5.1.1 斑糲岩～閃緑岩 II.5.1.2 斜長石玢岩 II.5.1.3 細粒黒雲母花崗閃緑岩～花崗岩 II.5.1.4 文象斑岩類 II.5.2 第２期迸入岩類 II.5.2.1 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩 II.5.2.2 粗粒角閃石黒雲母花崗岩 II.5.2.3 中粒～細粒黒雲母花崗岩 II.5.2.4 角閃石含有斑状黒雲母花崗岩 II.5.3 第３期迸入岩類 II.5.3.1 粗粒黒雲母花崗岩 II.5.3.2 アプライト質黒雲母花崗岩 II.5.4 玢岩～輝緑岩（岩脈） II.6 新第三系 II.6.1 人形峠層 II.6.2 丹戸凝灰角礫岩類 II.6.3 高清水玄武岩類 II.6.4 中津河安山岩類 II.6.5 高松山流紋岩 II.7 第四系 III. 応用地質 III.1 金属鉱床 III.2 非金属鉱床 III.3 温泉 文献 巻末図版 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 35 年稿）
（岡山 第 31 号）
本図幅の野外調査は昭和 31 年度および 32 年度に実施され， 延日数は約 80 日であった。 調査は， 村山正郎・大沢穠両技官による北方の「倉吉」図幅地域， および太田良平技官による西方の「湯本」図幅地域の調査と相協力して行なわれた。 調査に際しては， 鳥取県経済部地下資源開発局・ 原子燃料公社本社・ 同人形峠出張所・ 岡倉吉出張所・ 鳥取県三朝町役場・ 岡山県中和村役場・ 同上斎原村役場・ 同奥津町役場から種々の便宜が与えられた。 また原子燃料公社からは， 各種未公表の貴重な資料をいただき， とくに久保恭輔氏はじめ人形峠出張所の各位からの助言は， 調査の完成に益するところ大であった。 人形峠層中の植物化石の鑑定は燃料部 尾上亨技官によった。 なお， 本図幅調査の一部には， 鳥取県申請の受託調査の経費を使用した。
本図幅および説明書における「奥津図幅」とは， 地理調査所発行 1 / 50,000 地形図「奥津」の北半の部分を指す。 南半部は， すでに 1 / 75,000 地質図幅「久世」の一部として調査・出版されたが， これはいま絶版になっている。
本図幅地域は中国地方脊梁部に位置し， 鳥取・岡山両県にまたがっている。 第 1 図および第 2 図に明らかなように， この地域は， NE - SW 方向に連なる脊梁山地， その両側に発達する準平原部（低位）およびこれらを下刻する河川によって構成される。
脊梁山地は， 斑糲岩や中生代火山岩類など， 中生代花崗岩迸入の初期ないしそれ以前に生じて， 花崗岩による熱変成を蒙った堅硬な岩石からなり， 西方から， 津黒山（1,118 m）・若杉 山 （1,021 m）・人形仙（1,030 m）などの諸山が連なっている。 これらの山稜部には高度 1,000～1,100 m の比較的緩傾斜， 小起伏の面（高位平坦面 ?）が処々に残されている。 この高位地形面上に新第三紀ないしそれ以後の堆積物がないところからみると， 大塚弥之助 2) がかつて述べたように， 脊梁山地は， 後述する高度 800 m 以下の低位準平原の形成よりも以前（おそらく中新世以前）に 平坦化作用をうけ， その後侵蝕に強く抵抗して低位準平原上に残丘状にとり残されたものと考えられる。
脊梁山地西方の低位準平原部（三朝町の一部および中和村）は， 大部分花崗岩類によって構成され， 高度 500～600 m の小起伏面を示している。 このうち， 北部（三朝町）は， 日本海に向かって北流する竹田川によって烈しく削られ， 冲積層の発達は， 竹田川下流郡（穴鴨附近）を除いては， ほとんどみられない。 穴鴨 - 上西谷付近では， 河川の傾斜は比較的緩く， 河床と準平原部との比高は 400 m 内外に達する。 この上流部の， 福本・下畑・座性寺付近では， 河川の傾斜は急激に増大し， いくつかの滝を形成するが， これを登り切ると急に平坦な面に達する。 このさらに上流部では脊梁山地がこまかく削られている。 これに反して， 南部（中和村）では， 河川の下刻作用が少なく， 図版 1 にみられるように， うねうねした丘陵の間を流れる河川に沿って， 冲積層が広く発達している。 しかし南方にゆくにしたがって河川は合流して下和川となり， 次第に下刻が烈しくなる。 下和川は図幅地域の南西方で旭川と合し， はるか南方の岡山市付近で瀬戸内海に注ぐ。
脊梁山地東方の低位準平原部（上斉原村）も， 大半が花崗岩類によって構成されるが， 西方のものと異なり， 高度 700～800 m の小起伏面を示している。 とくに人形峠 - 恩原間は， 高度 720 m 内外の小起伏面がよく連続し， これに沿って東西に細長く人形峠層（鮮新統下部 ?）が堆積している（図版 2 参照）。 人形峠層堆積地区の北方では， 準平原（北方へ向かって次第に高まり， 県境付近では高度 900 m 内外）を覆って「鮮新世」火山岩類が広く分布し， 県境部では高度 1,000 m 内外の比較的緩やかな脊梁を構成する。 この脊梁都は北東方へ次第に高度を増し， 「鳥取南部」図幅地内では高度 1,220 m の 三国山 に連なる。 南部には， 斑糲岩から構成される三ガ城山（1,035 m）や， 中生代火山岩類から構成される湯岳（1,058 m）などが， この準平原上に残丘状にそびえている。 この地域を南流する吉井川は， その上流部で準平原上を流れて， 赤和瀬川などに沿い冲積層を発達させるが， 南部では次第に下刻が烈しくなり， 上斉原 - 下斉原間では古生層を刻む幅狭い峡谷を形成し， さらに図幅地域をはなれて奥津温泉の南方では， 花崗岩を刻んで急流する吉井川が景勝の地をつくっている。 吉井川は前述の旭川と並走しながら， 同じく岡山市付近で瀬戸内海に注ぐ。
竹田川や吉井川の上流部が 脊梁山地およびそれに近接する低位準平原部を下刻して流れる場合には， しばしば， NW - SE～NNW - SSE 方向のほゞ直線状の河谷が形成されている。 これは， 花崗岩類のもつ直交する節理系のうちの一つ（他の一つは走向 NE - SW， 急傾斜）にほゞ相当し， またこれに平行な断層系 （玢岩質岩脈の貫入・鉱化作用・温泉作用などとも関係が深い） もいくつか観察される。 また， 竹田川上流の， 穴鴨 - 人形峠間の河谷は， E - W 方向に直線状に約 8 km もつゞいているが， これは E - W 走向でほゞ直立の断層によって生じた岩質の違い （北側は堅硬な中生代火山岩類， 南側は比較的軟弱な花崗岩類）に応じ， 差別的侵蝕をうけてつくられたものであろう。
本図幅地域は， 主として， 中生代迸入岩類（いわゆる白堊紀花崗岩類）と， その内部にルーフ・ペンダント状に残存する中生代火山岩類とから構成される。 花崗岩中には， 三郡変成岩起源と考えられるホルンフェルスの小岩体が捕獲されている。 地域の北東部には， 新第三紀の人形峠層および火山岩類がこれらを不整合に被覆し， また地域全般にわたって軽石層が覆っている。
これらの地質関係を総括して第 1 表に示す。
中国地方全域に広大な露出を示す白堊紀花崗岩類 10), 13), 22), 24), 27), 33), 41), 42) は， 古くから「中国底盤」として知られている。 これは， 広島・島根両県にもっとも模式的に分布し， その瀬戸内海寄りの部分が広島花崗岩， 日本海寄りの部分が山陰花崗岩， などとよばれる。 「中国底盤」はその東部で南北２帯に分岐し， １帯は岡山をへて神戸付近に達し（木野崎吉郎 10) による「広島花崗岩区」）， 他の１帯は鳥取・岡山県境をへて舞鶴湾にぬける（同じく「山陰花崗岩区」）。 本図幅地域は， すべてこの山陰花崗岩区に含まれ， 地域の南方には三郡変成帯 39) （一部非変成古生層を含む）が広く分布して， 南方の広島花崗岩区との間をへだてている。
本地域の中生代火成活動は， おもに， 安山岩・石英安山岩・流紋岩および各種の火山砕屑岩の噴出で始まっている。 これら火山岩類の時代や層序・構造については， 本地域内ではほとんど明らかにし得ない [ 以下の [注] 参照 ] 。 しかし， この南方延長部は， 1 / 75,000「久世」地質図幅 9) において， 「中生代噴出岩類」（「玢岩」・「玢岩質凝灰岩」など）とよばれ， 礫岩・赤色凝灰岩などからなる硯石統と密接に相伴ない， かつ花崗岩類に貫かれることが知られている。 本地域でも， これら火山岩類は， 山陰花崗岩区に属する各種花崗岩類の迸入をうけて寸断され， 接触部付近では著しくホルンフェルス化している。 しかし， 本岩類中には， 比較的浅所に迸入・固結したと思われる花崗質岩石の角礫が多量に含まれることがあり， 火山活動の前にすでに花崗岩類の活動があったことを物語っている。 このような花崗岩類の一部分は， 本地域内に小規模ながら露出している（余川花崗閃緑玢岩）。
中生代迸入岩類は， 本地域では大別して３期に分けられる。 第１期は， 斑糲岩・文象斑岩・花崗斑岩などからなる一連の迸入岩で， 比較的小さな岩体としておもに脊梁およびそれ以南に点在する。 おそらく， その一部は小島丈児などによる「中央深成岩群」 22) にほゞ相当するものであろう。 岩質上は上述の余川花崗閃緑玢岩に類似した点が少なくないが， 斑糲岩をのぞく他の大部分のものについては， 火山岩類に対して明らかな貫人関係が認められる。 この期のものは， 第２期， 第３期の底盤状花崗岩類によって各所で捕獲， 貫入をうけ， それによる接触変成作用を蒙っている。 第２期は， 角閃石黒雲母花崗閃緑岩から黒雲母花崗岩にいたる， 一連の迸入岩で， 脊梁およびそれ以南に底盤状に拡がり， ほゞ ENE - WSW 方向に延びて南側で三郡変成帯に接し， 本地域周辺では 15～20 km の幅をもっている。 第３期は， 主として黒雲母花崗岩からなり， 脊梁以北・日本海沿岸地域に分布し， 第２期花崗岩類とは NE - SW 方向のほゞ直線上の境界をもって接する。 小鴨鉱山の母岩をなすことから， 「小鴨花崗岩」とよばれることもある。 本地域でいう第２期と第３期とをあわせたものが， 小島による「因美花崗複合岩体」 22) に相当すると思われるが， 両者の間には迸入時期に若干のへだたりがあり， 分布も朋らかに異なっているので， 両者を区別した。
上述のような「中国底盤」の迸入・固結後， 本地域は長い期間にわたって隆起・削剥・準平原化作用のもとにおかれた。 その後第三紀中新世に至って山陰地方の北半部は各処で沈降・海進をうけ， 多量の火山物質を含む地層が厚く堆積した（いわゆる山陰グリン・タフ堆積区）。 鳥取市近傍では， 鳥取層群（第 3 図の「中新世前・中期」火山岩類）がこれに相当する。 しかしこの中新世の堆積盆地は本地域には及ばず， 鮮新世に入ってはじめて陸成の人形峠層が低位準平原上のくぼみに堆積し， 火山岩類の活動にひきつがれた。 これら「鮮新世」火山岩類は， 本地域では分布も狭く， かつ熔岩と火山砕屑岩とが量的に相半ばしているが， これら火山岩類の活動のおもな舞台である 「倉吉」・「青谷」・「鳥取南部」・「鳥取北部」図幅地域などの日本海沿岸地域では， 熔岩の占める割合が圧倒的に多い。
本層は， 上斉原村・奥津町の境界に沿い吉井川の両岸に 大きさ約 500 m × 1,500 m の東西にのびた小岩体として露出し， その周囲で花崗岩類および斑糲岩によって貫かれている。 砂岩と粘板岩を主とする互層を原岩とし， 一部にチャートや石灰質岩石の薄層をはさむ。 この層理面と平行に， 明瞭な片状構造（N 75～90°W， 60～90°S）を示すことが多く， かつての千枚岩ないし結晶片岩（三郡変成岩 ?）がホルンフェルス化したものと思われる。
本岩は中生代迸入岩類（おもに第２期の花崗岩類）の貫入をうけて， 以下に列挙するようなホルンフェルスとなり， また接触部付近で花崗岩質細脈・アプライト脈・黄鉄鉱石英脈などの浸潤をうける。
本岩は三朝町余川流域および加谷付近に狭く分布し， 中生代火山岩類に密接に伴なっている。 本岩の主体は， 中粒～粗粒， やゝ優黒色で， 斑晶状の斜長石・角閃石・黒雲母などによる斑状組織を示し， とくに角閃石は長さ 1 cm をこえる柱状結晶として大きく成長することがまれでない。 肉眼では， 細かい珪長質石基部と斑晶とが見分け難いことがあり， 北部（余川上流， 「倉吉」図幅地域との境界付近）ではほとんど等粒状の花崗閃緑岩様の外観を呈するが， 鏡下では斑晶と石基との区別は明瞭である。 本岩はまた， 各所で細粒， 優黒色の閃緑岩質～閃緑玢岩質の包有物に富み， それらとまざりあって不均質な岩相を呈することがまれでない。
本岩は全般的に破砕作用を蒙り， 角礫化した部分や粘土化した部分を無数に挾んでいる。 このような粘土帯は一定の方向性をもたずに， 網目状に走っていることが多く， また， 第３期花崗岩との接触部付近ではその影響をうけて堅硬になっている。 加谷付近では， 花崗閃緑玢岩の径 1 m にも達する角礫ないし亜角礫が， それとほゞ同じ鉱物組成の細粒， 淡緑色， 堅硬な基地（角礫化作用の著しく進んだ部分か ?）によって充填され， 一見礫岩のようにみえることがある。
本岩と中生代火山岩類との関係は， 野外で非常に不明瞭であり， 迸入であるか不整合であるかを直接に決定することは困難であるが， ① 本岩が全般的に破砕作用をうけていること（この破砕作用の主要な時期は， 明らかに第３期迸入岩類以前， そしておそらく第１期迸入岩類以前である）， ② 本岩の分布地域の周辺にのみ， 本岩と同一の花崗閃緑玢岩の角礫を多量に含む凝灰角礫岩（後述）が分布すること， ③ 加谷北方で， 本岩のなかに 幅 30 cm ほどの安山岩質岩脈（著しく角礫化して一見凝灰角礫岩様）が貫き， 本岩を角礫状にとりこんでいるのがみられる， などの諸点から考えると， 本岩の迸入・固結後， それを烈しく破砕しながら火山岩の噴出がはじまったのではないかと推走される。
本岩類は， 第１期および第２期の迸入岩類と密接に相伴ないながら， 全体としてほぼ NE - SW 方向の配列を示し， 脊梁部（県境付近）を占める。 本来は花崗岩類のルーフ・ペンダントとして一続きの岩層をなしていたと思われるが， その後の断層や削剥のために， 現在はつぎのようないくつかのブロックに分散して露出している（第 4 図参照）。
本岩類は安山岩（一部は玄武岩質）および同火山砕屑岩を主体とし， 一部に流紋岩・石英安山岩および酸性火山砕屑岩をまじえ， また一部には花崗岩類の角礫を主とする凝灰的礫岩を含んでいる。 本地域内では本岩類の構造は不明であるが， 本地域をわずか南にはずれた一の茅南方および東方（③ のブロック）では， 酸性凝灰岩が N 60～70°E， 60°NW の層理面をもって安山岩類中に挾有されているのが認められる。
本岩類は， ① のブロックの大部分をのぞき， 一般に花崗岩類の迸入による接触変成作用を蒙って ホルンフェルス様の岩石に変化している。 とくに安山岩類については， 本来暗緑色～暗灰色のものが， 黒雲母や陽起石などの再結晶のためにチョコレート色に変わることが多い。 しかし， 石英安山岩・流紋岩・酸性火山砕屑岩などについてはこれほど明瞭な変化を示さない。 また， これら接触部付近にはしばしば鉱染状の黄鉄鉱が生じ， ときには岩石の割れ目に沿って長さ 1 cm にも達する結晶をなす。 ① のブロックは， 南側の花崗岩類との関係が断層であるため， その大部分で変成作用が弱く（いわゆる熱水変質の程度）， かつ変質度も甚だしく不均一であるが， 西側および北側でそれぞれ第３期および第２期の花崗岩類と接触する付近では， 幅数 100 m にわたって上述のものと同様にホルンフェルス化している。
安山岩類には， 普通輝石安山岩・両輝石安山岩・角閃石両輝石安山岩・角閃石安山岩などが含まれ， 暗灰色， 緻密の石基中に多量の斜長石斑晶を含み， かつて「久世」図幅などにおいて玢岩とよばれたものに相当する。 これらに伴なって， 普通輝石玄武岩も少量ではあるが各所に認められる。 火山砕屑岩は， 火山礫凝灰岩や凝灰角礫岩を主とし， 細粒のものは比較的少ない。 各種安山岩の火山礫や角礫のほかに， しばしば石英安山岩ないし流紋岩の火山礫が混在し， また所によっては， 各種花崗岩類の角礫を含むことがある。 ① および ② のブロックには， 一見集塊岩様の安山岩があるが， これは安山岩熔岩の角礫化した部分であろう。
これらの酸性火山岩類も安山岩類に較べると非常に少なく， やゝ顕著なものが ① のブロックに認められるにすぎない （能谷北方の「倉吉」図幅との境界部付近および人形峠西方）。 これらの主体を占めるものは， 流理構造の明瞭な流紋岩であって， 石英・斜長石および少量の有色鉱物を斑晶とし， 石基は珪長質でしばしば微球顕組織を示している。 人形峠西方では， これら流紋岩に伴なって， 流理構造をもたない角閃石石英安山岩も存在する。 能谷北方では， 流紋岩に伴なって， 軽石を含む流紋岩質火山礫凝灰岩が認められる。 本岩類は， おもに低変成部に分布するため， 再結晶作用があまり進んでいないが， 石基は花崗岩類の影響をうけて微晶質～完晶質となり， また細い石英・曹長石・絹雲母・緑泥石などが生じている。
おもに ① のブロックに分布し， そのうちでも， 加谷西方や余川流域など， 前述の花崗閃緑玢岩の露出する付近にとくに顕著に発達する。 花崗岩礫は， ときに径数 10 cm にも達し， 角ばっており， その岩質はつぎのようにさまざまであるが， その多くは斑状組織や石基の微文象組織などの， 比較的浅所に迸入した花崗岩～閃緑岩の特徴をもっている。 しかし， 礫に相当するもので， 現在付近に露出しているのは ① に相当する前述の余川花崗閃緑玢岩だけである。
本岩には， これら花崗岩礫およびその構成鉱物の破片のほかに， 大小の安山岩・石英安山岩・玄武岩および各種凝灰岩類の礫が多少とも混在しているが， 明らかに古生層ないしは結晶片岩に由来すると思われる礫は発見されなかった。 以上の礫を充填するものは， 普通隠微晶質の珪長質物質であり， しばしば礫をとりかこんで一種の流理構造を呈する。 これら充填部は， 第３期花崗岩類の影野をうけると， 再結晶して寄木状組織をつくる（巻末図版 Ⅴ 参照）。
| 第１期迸入岩類 |
斑糲岩～閃緑岩（R）
斜長石玢岩（G1p） 細粒黒雲母花崗閃緑岩～花崗岩（G1b） 文象斑岩・ アプライト質花崗岩・ 花崗斑岩・ 花崗閃緑玢岩・ 石英閃緑玢岩（G1g） |
| 第２期迸入岩類 |
中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（G2d）
粗粒角閃石黒雲母花崗岩（G2h） 中粒黒雲母花崗岩（G2b） 角閃石含有斑状黒雲母花崗岩（G2p） |
|
第３期迸入岩類
（小鴨花崗岩） |
粗粒黒雲母花崗岩（G3b）
アプライト質黒雲母花崗岩（G3a） ペグマタイト・アプライト |
| 岩脈 | 玢岩～輝緑岩（D） |
| ① | ② | ③ | ④ | ⑤ | ⑥ | ⑦ | ⑧ * | ⑨ * | |
| SiO2 | 66.96 | 51.64 | 72.84 | 65.36 | 71.00 | 74.28 | 73.10 | 73.56 | 76.00 |
| TiO2 | 0.45 | 0.65 | 0.24 | 0.52 | 0.27 | 0.22 | 0.21 | 0.24 | 0.19 |
| Al2O3 | 15.34 | 17.99 | 14.14 | 15.73 | 14.72 | 13.68 | 13.77 | 13.65 | 12.86 |
| Fe2O3 | 1.52 | 2.99 | 1.35 | 2.25 | 1.44 | 1.05 | 1.09 | 1.31 | 0.73 |
| FeO | 2.64 | 4.81 | 0.81 | 2.69 | 1.27 | 0.95 | 1.13 | 1.01 | 0.90 |
| MnO | 0.07 | 0.12 | 0.04 | 0.09 | 0.06 | 0.05 | 0.05 | 0.06 | 0.06 |
| MgO | 1.83 | 6.41 | 0.57 | 1.88 | 0.68 | 0.49 | 1.63 | 0.64 | 0.47 |
| CaO | 3.77 | 10.74 | 1.35 | 4.18 | 2.32 | 1.37 | 0.44 | 1.72 | 1.27 |
| Na2O | 3.33 | 2.25 | 3.93 | 3.65 | 3.79 | 3.57 | 3.48 | 3.54 | 3.16 |
| K2O | 2.84 | 0.87 | 3.63 | 2.45 | 3.69 | 3.77 | 4.24 | 3.51 | 3.82 |
| P2O5 | 0.12 | 0.15 | 0.09 | 0.17 | 0.12 | 0.05 | 0.09 | 0.10 | 0.08 |
| H2O (+) | 0.75 | 1.19 | 0.42 | 0.59 | 0.40 | 0.45 | 0.41 | 0.22 | 0.43 |
| H2O (-) | 0.24 | 0.20 | 0.46 | 0.18 | 0.16 | 0.16 | 0.12 | 0.36 | 0.12 |
| Total | 99.86 | 100.01 | 99.87 | 99.74 | 99.92 | 100.09 | 99.80 | 99.92 | 100.09 |
| ① | 黒雲母角閃石花崗閃緑玢岩（三朝町余川上流） | 余川花崗閃緑玢岩 |
| ② | 石英含有黒雲母角閃石普通輝石斑糲岩（三朝町大谷） | 第１期迸入岩類 |
| ③ | 細粒黒雲母花崗岩（三朝町下古谷） | |
| ④ | 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（三朝町三軒家） | 第２期迸入岩類 |
| ⑤ | 粗粒角閃石黒雲母花崗岩（三朝町下畑） | |
| ⑥ | 中粒黒雲母花崗岩（三朝町人形峠） | |
| ⑦ | 角閃石含有斑状黒雲母花崗岩（上斎原村上斎原） | |
| ⑧ * | 中粒角閃石黒雲母花崗岩（三朝町実光） | |
| ⑨ * | 粗粒黒雲母花崗岩（倉吉市小鴨鉱山坑内） | 第３期迸入岩類 |
本岩類は， 火山岩の噴出後， 始めにそのなかに迸入したもので， 現在一群の小岩体をなしておもに脊梁地域に分布している。 その岩相は斑糲岩から文象斑岩にいたる幅広い変化を示し， その迸入も相互にわずかながら時期を異にしていたように思われる。 このうち， 斑糲岩については， 火山岩との直接の関係が確かめられていない。 本岩類の特徴としては， ① 岩体ごとに， かつ岩体内部の狭い範囲で著しい岩相の変化を示し， ② 一般に斑状組織が著しく， ③ 石基はしばしば微文象組織を呈し， ④ より後期の迸入岩類の影響をうけて著しく変質している， などの諸点が挙げられ， 全般的に， 浅所迸入岩ないし地下火山岩的様相を呈している。
これらのうちでも 比較的初期に生じた 斑糲岩類（やゝ深部の岩相）や斜長石玢岩（浅部相）などは， 比較的後期に生じた 花崗閃緑岩（やゝ深部相）や文象斑岩類（浅部相）による迸入を蒙っている。
三朝町若杉山を構成する斑糲岩体が， 本地域最大であり（約 3 km × 4 km）， 低位準平原上に最高 1,020 m に達する残丘状の山地をつくる（地形の項参照）。 岩石は， 大谷 - 大谷峠間や田代峠付近では， 中粒， 暗緑色の黒雲母角閃石普通輝石斑糲岩（まれに斜方輝石を含む）を主とするが， 他の部分では中粒～細粒， 暗灰色の黒雲母角閃石斑糲岩～閃緑岩が主体である。 本岩は， 片状構造は皆無であるが， 全般的に粒度や色の変化に富み， かなり不均質で， しばしば斜長石による斑状組織を示して斑糲玢岩ないし閃緑玢岩質となり， 構成鉱物の種類も部分によって著しく異なる。 このような岩相変化は， 主として本岩体の迸入に際して生じた変化であろうと思われるが， 一部は明らかに第２期迸入岩の影響によるものであろう（たとえば， 石英・黒雲母・淡緑色角閃石などの生成）。 本岩体はその周囲を第２期の花崗閃緑岩によってとりかこまれ， 大谷峠や田代峠などでは 両者のまざりあった岩相（普通輝石を含む花崗閃緑岩など）がつくられている。 本岩体と， それに接する中生代火山岩類との関係は， 野外では確認できなかった。 本岩体の近傍には， 同様な岩質の斑糲岩類が数 10～数 100 m の小岩体として， 第１期および第２期の花崗岩類中に捕獲されて残っている。
上斉原村の三ガ城山を構成する斑糲岩体は大きさ約 1 km × 2 km で， 中粒～粗粒， 暗緑色の黒雲母角閃石斑糲岩（少量の石英を含む）を主体とし， 一部は閃緑岩質である。 本岩体は古生層の構造を切って迸入しており， その後， 第２期の花崗閃緑岩・花崗岩・斑状花崗岩などの迸入を蒙っている。
三朝町高丸山を頂点とする南北に細長く続く特異な突起部を構成し， 幅 300 m， 長さ 3 km にわたって露出する。 本岩は， 始め中生代火山岩類に岩脈状に貫入し， 引き続き文象斑岩類によって貫かれ， 後に第２期花崗岩類の迸入を受け， 始めの形をほとんどそのまゝ残しながら， 顕著な接触変成作用を蒙ったものと思われる。
本岩は三朝町下古屋・木地山南方にやゝ大きな岩体をなし， 中生代火山岩類とは， 北側では断層関係であるが， 南側では貫入関係にあり， それに明瞭な接触変成作用を与えている。 本岩体は， 主として灰白色， 比較的均質， 等粒状の細粒黒雲母花崗閃緑岩～花崗岩からなるが， 下古屋付近では細粒， 暗灰色の変輝緑岩質包有物（大きさ 1 m 内外のブロック状）に富み， それと明瞭な境界をもちながら， 一部はそのなかにしみこんでいる。 本岩体はその東部（人形仙北方）で淡紅色， やゝ斑状（斜長石斑晶による）， 角閃石含有の岩相を示すが， これはその東方栗祖付近の花崗斑岩類との移過関係を推定させるものである。
上述の岩体のほかに， 三朝町大谷付近・上斉原村役場南方・上斉原村遠藤付近などに， これと同様な細粒花崗閃緑岩が露出するが， いずれも第２期花崗岩類中の捕獲岩状小岩体である。 これらは， しばしば著しく黒雲母に富んで優黒色を呈し， まれに角閃石を含むことがあるが， 一部では著しく優白色， 花崗岩質である。
大谷付近のものは斑糲岩や中生代火山岩類と密接に相伴ない， またその一部は斑状を呈して黒雲母花崗斑岩に移過する。 第２期の中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩の影響をうけて， 黒雲母の劈開面が撓曲し， 緑泥石化作用をうけ， また再結晶作用によって 本来の濃褐色黒雲母の内部に緑褐色黒雲母の鱗片状集合物が形成されることがある （第 6 図参照）。
本岩類は， 文象斑岩・ アプライト質花崗岩・ 花崗斑岩・ 花崗閃緑玢岩・ 石英閃緑玢岩などの一連の酸性半深成岩類から構成される。 いくつかの小岩体に分かれて分布し各岩体内部でも各岩相がいりまじっている。 また各処で中生代火山岩類中を貫入， 捕獲し， その接触部付近では顕著な混成作用を示すことがある。
中和村・八束村の文象斑岩・花崗閃緑玢岩およびアプライト質花崗岩 （巻末図版 Ⅸ， Ⅹ， ⅩⅠ 参照）
本図幅地域内でもっとも広く露出し， さらに西方の「湯本」図幅地域および南方の「久世」図幅地域につゞく。 各所で中生代火山岩類を密接に件ない， レンズ状小岩体としてそれらを捕獲し， かつ明瞭な接触変成作用を与えている。 第２期および第３期の花崗岩類との直接の関係は露出不良のため観察できなかった。 中和村下鍛冶屋・荒井付近では， 著しい鉱化作用を蒙り， 本岩類の割れ目に沿って輝水鉛鉱・黄銅鉱・黄鉄鉱などの鉱染を生じ， 岩石自体も緑泥石化・炭酸塩化・絹雲母化・緑簾石化などの変質作用をうけている。
文象斑岩および花崗閃緑玢岩は， 非常に不均質で， 狭い範囲で相互に急激に移り変わる。 斑晶として斜長石・石英（少量）・黒雲母・角閃石などを含み， 中生代火山岩類を同化した部分には しばしば長さ 1 cm をこえる柱状～針状角閃石を多量に含む。
文象斑岩の石基は， おもに微文象組織を呈する石英とカリ長石との共生によって構成されるが， そのほかにこれらによって融蝕された形を呈する少量の小型拍子木状斜長石を含む。 花崗閃緑玢岩の石基は， 主として， 長さ 0.5 mm 内外の拍子木状斜長石（ほゞ灰曹長石成分）と， その間隙を満たし， それを著しく融蝕・交代している石英および少量のカリ長石とからなる。
アプライト質花崗岩は， 中和村津黒北方の県道沿いに露出し， 晶洞状ペグマタイトに富むが， 一部では花崗閃緑玢岩も伴なっている。 岩石はカリ長石（微斜長石構造を示す）・石英・斜長石・黒雲母を主成分とする。 斜長石は石英およびカリ長石によって著しく交代され， 自形性を失ってそれらのなかに断片的に残り， 文象構造によく似た共生関係を示す。 以上のほかに， 有色鉱物から変化したと思われる微細な濃褐色鱗片状黒雲母とチタン鉄鉱の集合物があり， 第２期花崗岩類の影響で再結晶したものではないかと思われる。
栗祖付近の花崗斑岩および花崗閃緑玢岩類 （巻末図版 ⅩⅡ， ⅩⅢ 参照）
この付近のものは， ① 栗祖西方の岩体， ② 栗祖北東方の小岩体および ③ 人形峠南方の小岩体の３つに分かれて露出する。 ① と ② は， 角閃石含有黒雲母花崗斑岩・ 角閃石黒雲母花崗閃緑玢岩・ 角閃石文象斑岩・ 優白色文象質黒雲母花崗岩などから構成されるが， 局部的に細粒， 青灰色～暗灰色で斑状を呈さない岩相（上述の斑状岩類の石基に相当する） を含んでいる（巻末図版 ⅩⅢ 参照）。 これらのうち ① は西方の細粒黒雲母花崗閃緑岩と漸移関係にあると思われ， 一方北方の中生代火山岩類と断層関係で接し， その付近で著しい角礫化・粘土化などの影響を蒙っている。 また本岩体の内部には， かつてモリブデン・鉛・亜鉛などを探鉱した旧坑がいくつかあり， 現在でも粘土帯を伴なう黄鉄鉱石英脈の露頭が観察される。 ② は変質火山岩類を貫き， 人形峠層により被覆される。 本岩体の内部にも， かつて金・銀を探鉱した旧坑がある。 ③ は主として角閃石文象斑岩からなるが， 第２期花崗岩に捕獲されて石基は著しく珪化し， 灰白色を呈する。
上斉原村・奥津町境界付近の吉井川両岸近くには， 第２期花崗岩類による捕獲， 貫入をうけた花崗閃緑玢岩や石英閃緑玢岩の小岩体がいくつか分布している。 第 7 図に示した石英閃緑玢岩（普通輝石斑晶のレリクトを含む）の小岩体（G1g）は その１例であって， ホルンフェルス（Pm）の南側に， やゝ細粒優白色の周縁相（G1g'）を介在してこれを貫き， さらに第２期花崗岩（G2p）による明瞭な接触変成作用を蒙っている（接触面は未確認）。 また吉井川東岸の， 古生層の北側に接する石英閃緑玢岩は， 再結晶作用によって生じた黒雲母や角閃石の 平行配列による肉眼的にも明瞭な片状構造を呈している。
奥津町湯岳には， その山頂を横成する中生代安山岩頬に伴なって， 角閃石文象斑岩がやゝ広く分布し， 上述のものと同様に第２期花崗岩による影響を蒙っている。
第２期花崗岩類が以上の小岩体に与えた影響は， 次に列挙するように鏡下においても明瞭である。
本岩類は， 脊梁地域およびそれ以南に広大に分布する底盤状の花崗岩類であり， 古生層・中生代火山岩類および第１期迸入岩頬を貫いて， それらをルーフ状に捕獲し， かつ明瞭な接触変成作用を与え， また第３期花崗岩類によって貫かれる。 本岩類は， 著しく有色鉱物に富む花崗閃緑岩から， 著しく酸性の花崗岩にいたる幅広い岩相の変化を示す。 このうち， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（G2d）と 粗粒角閃石黒雲母花崗岩（G2h）の両者が本岩類の主体を構成し， 本地域内では互いにほゞ匹敵する面積を占めるが， 前者は後者よりやゝ早期に迸入した比較的塩基性の岩相を示すものであろう。 また 中粒～細粒黒雲母花崗岩（G2b）および 角閃石含有斑状黒雲母花崗岩（G2p）は， 本岩類の酸性周縁相～浅部相を示すものと思われる。
本岩は主として本図幅地域の南部に分布し， 南方に続く。 岩石は普通カリ長石に乏しい角閃石黒雲母花崗閃緑岩であって， 肉眼的な特徴としては， ① 全体として優黒色， 中粒， ほゞ等粒状で， 斑状構造や片状構造を示さず， ② 長さ 5 mm 以内の柱状の角閃石と， 径 2 mm 以内の六角板状の黒雲母とを多量に含み， ③ 径数 cm～数 10 cm の球状ないし不規則な形の塩基性包有物に富み （包有物に接する付近はしばしば石英閃緑岩質）， ④ 塩基性包有物をさらに消化してできたと思われる， 径 1 cm 以内の有色鉱物のクロットを無数に含む， などの諸点が挙げられる。 しかし， 中和村下鍛冶屋付近などでは本岩中にカリ長石が増えて， やゝ斑状， 淡紅色の花崗岩質となる。
本岩は中生代火山岩類や第１期迸入岩類に対して明瞭な変成作用を与え， また斑糲岩による汚染作用をうけて， 大谷峠や田代峠付近に 普通輝石のレリクトを含む石英閃緑岩質の不均質な岩相を生じている。 本岩はまた上斉原に分布する粗粒角閃石黒雲母花崗岩（G2h）中に， 小岩体として無数に包有されている（後述）。 第３期迸入岩類との直接の関係は不明であるが， 後述するように， 第３期迸入によると思われる再結晶作用が接触部近くの本岩中に認められる。
本岩は中和村下鍛冶屋南方において， N 70°E， 60°N 方向の剪断帯に沿い， 幅 50 m 以上にわたって珪化・絹雲母化などの変質作用を蒙り， それに伴なって各所に黄鉄鉱の鉱染を生じている。
本岩は前述の中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（G2d）の北側に沿って広く分布し， その中央に中生代火山岩類が露出するため， 西側の三朝町田代 - 下畑の岩体と 東側の上斉原村の岩体との２つに大きく分けられる。 いずれの岩体もその肉眼的特徴としては， ① 全体として著しく粗粒， 優白色～淡紅色で， ② 有色鉱物はそれぞれ独立の結晶として大きく成長し， 角閃石は長さ 1 cm 内外， 最大 2 cm に達する長柱状， 黒雲母は径 3 mm 内外の C 軸方向に厚い六角板状をなし， ③ 長さ 1～2 cm の淡紅色， 斑晶状のカリ長石に富み， ④ 細かい角閃石と黒雲母とからなる径 1 cm 以下の優黒色クロットが散点し， ⑤ 塩基性包有物は前述の花崗閃緑岩（G2d）よりも少ないが， 普遍的に認められ， ときにはレンズ状・シェリーレン状をなす， などが列挙される。
三朝町田代 - 下畑の岩体は比較的均質であるが， 東方の中生代火山岩類や高丸山の斜長石玢岩などに接する付近では， 部分的に花崗斑岩様の岩相（周縁相か ?）を含み， 斑晶状のカリ長石や石英がアプライト質の石基中に散点するようになる。 北方に広く分布する第３期迸入岩とは， NE - SW 方向のほゞ直線的な境界で劃される。 その直接の関係は不明であるが， 接触部付近まで本岩はほとんど均質で， 上述のような周縁相をもたない。 また， 下畑南方の， 接触部から約 400 m の道路沿いの露頭で採取した標本（化学分析試料 ⑤）をみると， 黒雲母や角閃石が変質して新たに緑色鱗片状の黒雲母が再結晶しており， これは第 9 図に示した場合と同じく， 第３期迸入による影響と考えられる。
上斉原村の岩体も， 大部分， 均質な粗粒角閃石黒雲母花崗岩によって占められる。 しかし， 人形仙 - 人形峠 - 赤和瀬周辺の地域では， 本岩中にルーフ状に残存する中生代火山岩類や第１期迸入岩類を除いても， 本岩自身が以下に述べるような非常に不均質な岩相（浅部相か ?）をもつ。 すなわち， ① 中粒優黒色角閃石黒雲母花崗閃緑岩（前述の G2d とほとんど同じであるが， しばしば斑晶状の斜長石をもつ）・ ② 角閃石黒雲母花崗斑岩（有色鉱物や石英・斜長石・カリ長石などが斑晶状をなし， 石基はアプライト質で， 後述する G2p に類似する）・ ③ 細粒～中粒黒雲母花崗岩（後述する G2b に類似するが， しばしば斑晶状の石英や黒雲母に富む）などの岩相 [ 以下の [注] 参照 ] が各所で含まれ， 本岩の主体とは一部は移過関係にあり， 一部は明瞭な境界をもって接する。 その境界部では， しばしば有色鉱物が濃集してレンズ状ないし縞状に配列し， アプライト質花崗岩部（一部ペグマタイト質）がこれに沿ってつくられ， その結果， 地質図にも示したように， NE - SW 傾向の走向をもつ一種の流理構造が各所で観察される。 またこのような不均質な部分にかぎり， 脈状ペグマタイト以外に晶洞状ペグマタイトが２， ３の露頭でみられた。 以上のような種々の岩相が本岩の主体による接触変成作用をうけた証拠は認められない。
本岩は， 花知仙周辺のやゝ大きな岩体， 粟祖 - 赤和瀬地域の岩体および人形仙南東方の小岩体群を構成する。
花知仙岩体は， 約 3 km × 4 km のほゞ楕円形を示し， 変成古生層・斑糲岩・第２期花崗岩類（G2d， G2h）などのすべてを貫いた岩株状をなす。 また本岩内部には， 中生代火山岩類や第１期迸入岩類の小岩体が， ルーフ状に残存している。 岩石は非常に均質で， ① 全体として粒のそろった感じの中粒・等粒状（径 3～5 mm）， 優白色で， 風化をうけると淡紅色を呈し， ② 有色鉱物は黒雲母に限られ， 径 2 mm 内外の薄い六角板状をなして散点し， ③ 塩基性包有物や有色鉱物のクロットなどはほとんど見当らない。
粟祖 - 赤和瀬の岩体は， 上述とほゞ同一の淡紅色～優白色の中粒黒雲母花崗岩（巻末図版 ⅩⅦ 参照）からなり， ときにカリ長石が斑晶状に散点する。 北部で鮮新世火山岩類に被覆されるが， さらに北方の「倉吉」図幅地域内にもあらわれている。 本岩と南方に広く分布する粗粒角閃石黒雲母花崗岩（G2h）とは， 一部は漸移関係にあり， 一部は急激に変わるらしい。 人形峠西方 200 m の県道沿いの露頭で採集した粗粒黒雲母花崗岩（化学分析試料 ⑥）は， 両者の漸移部に相当するらしい。
人形仙南東方の小岩体群は， 径数 10 m～数 100 m の大きさで， 粗粒角閃石黒雲母花崗岩（G2h）中に散在し， 多くはそれと明瞭な境をもって接している（前後関係は不明）。 岩石は細粒～中粒の黒雲母花崗岩であるが， 前述のものとちがい， 黒雲母や石英が斑晶状に散点することが多い。
本岩はまた， 上斉原 - 下斉原間の変成古生ブ北側の県道沿いにも小規模に露出し [ 以下の [注] 参照 ] ， 後述する角閃石含有斑状黒雲母花崗岩（G2p）を伴ない， それと漸移関係にある。 第 10 図に示すように， 本岩は第１期の花崗閃緑玢岩の小岩体を各所で貫入， 捕獲して， それに著しい接触変成作用を与えている。 その接触部近くでは本岩中に拓榴石を含むことがある。 また一部では， これら花崗閃緑玢岩によって汚染され， 著しく黒雲母に富み， かつ不均質な花崗閃緑岩様の岩相を呈することがある。
本岩は， 主として上斉原村南部から奥津町下斉原にわたる地域に分布し， さらに南方の「久世」図幅地域に続く。 変成古生層・斑糲岩・第１期迸入岩類などを貫き， それらと明瞭な境界をもって接し， かつ著しい接触変成作用を与えている（第 7 図参照）。 第２期の中粒黒雲母花崗岩（G2b）とは上斉原南方で漸移関係にあり， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（G2d）とは上斉原 - 下斉原間で接するが， 互いに移過せず， 急変するらしい。 岩石は， ① 斑晶状のカリ長石（大きさ 1 cm 内外）に富む 優白色の花崗岩（化学分析試料 ⑦）を主体とするが， ② しばしば斑晶と細粒アプライト質石基とが明瞭に識別される花崗斑岩様岩石に移過し， ③ 黒雲母や角閃石（少量）は 粗粒角閃石黒雲母花崗岩（G2h）の場合のような独立した結晶として成長せず， 大きさ 2 mm 以下で， クロット状をなすことが多く， ④ 塩基性包有物は比較的まれである。
本岩類は脊梁以北に広く分布し， 北方へ続いて「倉吉」図幅地域の大半を占めて露出する。 南方の 余川花崗閃緑玢岩・中生代火山岩類・第１期および第２期迸入岩類などのすべてを貫き， それらと， NE - SW 方向のほとんど直線状の明瞭な境界をもって接し， かつそれらに接触変成作用を与えている。 主として粗粒黒雲母花崗岩（局部的に角閃石を含む）からなり， 福山付近ではアプライト質花崗岩の小岩体をいくつか伴なう。 また数カ所でアプライト脈や脈状・晶洞状ないし不規則状のペグマタイトを伴ない， 福本付近ではこれらと密接に関係して磁鉄鉱鉱床を胚胎している。 アプライト質花崗岩は， また， 小岩体として第２期花崗閃緑岩（G2d）を貫き， 鉱染状のモリブデン鉱を胚胎している。
第３期迸入岩類のほとんど大部分を占め， 以下に列挙するような肉眼的特徴をもつ。 ① 風化面で淡紅色～淡褐色を呈する。 ② ほゞ等粒， 粒状の組織をもち， 大部分は粗粒（平均粒度 1 cm 内外）であるが， 岩体の南部（第２期迸入岩類などとの接触部付近）では 中粒（0.5 cm 内外）のものが多い。 ③ 黒雲母は普通径 2～3 mm の薄い六角板状をなす。 ④ 黒雲母のほかに， 下西谷・福本・福山・関金地区などでは， しばしば長さ 5～10 mm の柱状の角閃石を含む。 このような部分は， おそらく既存岩石（おもに第２期迸入岩類）によって汚染された部分と思われる。 ⑤ 塩基性包有物は径 10 数 cm 程度の丸味を帯びたものがみられることがあるが， 全体としては非常にわずかである。 ⑥ 岩体南部の中粒の部分や角閃石を含む部分などには， しばしば細かい黒雲母が径 1 cm 以内のクロットをつくることがある。
本岩は， 座性寺西方の， 第２期粗粒角閃石黒雲母花崗岩（G2h）との境界部付近で， N 40°E， 60°NW 方向の粘土帯を伴なう烈しい剪断作用（幅 50 m 以上に及ぶ）をうけ， その結果, 黒雲母は片状配列（一部は線状配列）を示している。 この部分を鏡下でみると， 黒雲母は完全に緑泥石化し， かつその劈開面が撓曲し， 斜長石の双晶面も著しく撓曲し， 石英は烈しい波動消光を示して一部はモルタル状となり， カリ長石は明瞭な微斜長石構造を示すにいたっている。
三朝町福山付近に， 大きさ 100 m 以内の小岩体として数カ所に露出する。 淡紅色～優白色， 細粒， 等粒状のアプライト質黒雲母花崗岩を主体とするが， まれに石英・黒雲母・カリ長石・斜長石などが 斑晶状（径 5 mm 以内）に散点することがある。 粗粒黒雲母花崗岩（G3a）とは， 普通明瞭な直線状の境界をもって接し， ときには急冷周縁相や接触面に平行な流理構造が境界部に接して形成されることがある。 しかし， まれには， 優白色花崗斑岩様の狭い中間帯を介在して粗粒黒雲母花崗岩に急変することもある。 以上については巻末図版 ⅩⅩ 参照。
中和村津黒東方に露出し， NE - SW 方向に細長い幅 100 m 内外の岩脈状をなして， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（G2d）を貫く。 岩石は細粒～中粒， 著しく優白色で， ほとんど黒雲母を欠き， 晶洞性石英に富み， 一部は微ペグマタイト質である。 鏡下では， 粒状の石英・カリ長石（微斜長石構造が明瞭）・斜長石を主とし， ジルコン・チタン鉄鉱などを副成分鉱物として含む。 輝水鉛鉱は大きさ 1 cm 内外の球状の集合物をつくって本岩中に散在し， 一部で黄鉄鉱を伴なう。
本岩類は， 中生代花崗岩類（第１期～第３期）を貫く岩脈として， 本地域全般にわたって産出する。 この岩脈は本地域の新第三系を貫くことがなく， かつ， その基底礫岩中に礫として含まれているので， その貫入時期は明らかに本地域の新第三系堆積以前である。
これらの岩脈は， 幅数 10 cm～10 数 m， いずれも急傾斜で， その走向は， 一部をのぞき NNW - SSE 方向のものが多く， 三朝町下畑南西方や上斉原村人形峠南方などでは， この方向の小岩脈が密集して， 一種の平行岩脈群を形成している。 母岩の花崗岩類との境界は， 明瞭かつ直線状（clean cut）で， 周縁部で急冷相をつくらないのが普通である。
岩石は暗緑色～暗灰色， 細粒， 緻密で， しばしば斜長石および少量の有色鉱物の斑晶が散点し， ときには少量の石英が斑晶をなす。 これら斑晶鉱物の種類により， 角閃石斜長石玢岩・ 普通輝石角閃石斜長石玢岩・ 普通輝石斜長石玢岩・ 石英含有斜長石玢岩などが区別される。 角閃石（普通， 褐色普通角閃石）はしばしば長さ 5 mm に達する長柱状結晶をなし， またその内部に普通輝石を包有することが多い。 斑晶鉱物には， 以上のほかに磁鉄鉱が含まれる。 石基は， 完晶質で変質甚だしく， 小型拍子木状斜長石を主成分とし， これに多量の変質した角閃石や普通輝石の加わったもの（輝緑岩質）から， 石英や少量のカリ長石の加わったものにいたる， 幅広い性質を示す。
本岩類は， 母岩の花崗岩が比較的新鮮な場合でも， 全般的に烈しい変質を蒙り， 緑泥石・ 緑簾石・ チタン石・ 葡萄石・ 炭酸塩鉱物などによっておきかえられ（自家変質作用か ?）， 風化面では黄褐色で非常に軟弱な外観を示すことが多い。 また， 第２期の花崗閃緑岩（G2d）や黒雲母花崗岩（Gsb）を貫く岩脈のうちのあるものでは， 以上のような変質鉱物のほかに， 細かい針状の淡青緑色～淡緑色角閃石や， 鱗片状の緑褐色～淡緑色黒雲母が含まれ， 岩石にやゝホルンフェルス様の外観を与えることがある。
本地域の新第三系は人形峠層（中新世末期ないし鮮新世初期）と， それを整合的に被覆する「鮮新世」火山岩類とからなる。 人形峠層は， 本地域北東部の中生代花崗岩類を基盤とする準平原上に小規模に堆積したもので， その基底部には含ウラン礫岩層を伴なっている。 これに対して， 各種の火山砕屑岩類や安山岩・玄武岩などからなる「鮮新世」火山岩類は， 鳥取県（三朝町）と 岡山県（上斉原村）とを劃する脊梁地域を中心に広く分布するものであり， 北方の「倉吉」・「青谷」図幅地域に連続し， また東方の「智頭」・「鳥取南部」図幅地域にも連続する模様である（第 3 図参照）。 「鮮新世」火山岩類は， 下部から， 丹戸凝灰角礫岩類（高清水玄武岩類を挾有）と 中津河安山岩類とに区分され， 整合的， かつほとんど水平に重なり， その全層厚は 250～300 m に達する。 岩質の類似性や岩石の連続性からみて， 高清水玄武岩類は日本海沿岸地域の坂本安山岩類や亀尻玄武岩類に， また中津河安山岩類は鉢伏山板状安山岩類に， それぞれ対比されるものと思われる。 これらの地質関係を総括して第 4 表に示す。 なお， 以上の岩層のほかに， 高松山流紋岩が本地域北西部に狭く分布し， 西方の「湯本」図幅地域に続くが， 単独の火山体をなしているため， 以上の新第三系との関係は明らかでない。
昭和 30 年 11 月， 鳥取・岡山県境付近の県道切割りで著しい放射能異常が発見され 15), 18) ， その後， 花崗岩を覆う含ウラン基底礫岩およびその直上の砂岩・泥岩からなる地層が 「人形峠層」 17), 30) と命名された。 上述の切割りでの層厚は 3 m 以下で， 凝灰質泥岩・凝灰岩などからなる「高清水層」 19), 30) [ 以下の [注] 参照 ] により覆われる。 しかし， これを除いては人形峠層の自然露頭は皆無に近く， その後， 坑道の掘進や試錐・トレンチの進捗にしたがって， 上述の模式地に露出するのは 人形峠層の一部（最下部）にすぎないことが明らかになってきた。 以下の人形峠層の記載は， これらの開発に基づく資料を総括した久保・村野の両氏の報告 31) によるところが多い。
人形峠層は模式地を人形峠地区（上述の県道切割り・坑内および試錐柱状図）とし， 全層厚は 60 m 内外である。 本層は従来の「人形峠層」・「恩原ブ層」 17), 31) の全部， および「高清水層」 17), 19), 30), 31) ・「中津河層」 31) の一部を含んでいる。 分布は峠地区から恩原地区まで， 東西 7 km 以上に及び， さらに東方の「智頭」図幅地域へ続く。 しかし， 中津河地区では本層が欠除して， 丹戸凝灰角礫岩類が直接花崗岩類を覆うところがある（第 11 図， ④）。 本層は下部から A・B・C の３層に区分される。 本層の上限は， 高清水高原東側斜面の露頭における珪藻土質泥岩（C 層上部）と， 火山礫凝灰岩（丹戸凝灰角礫岩層下部）との境をもってひく（第11 図， ⑪）。
基底礫岩層（A 層）: ウランを胚胎する母岩であり， その厚さは普通 2～3 m である。 峠地区から東方少なくとも 3 km（赤和瀬地区）まで連続して分布し， その間層厚にあまり変化はないが， 南北方向には急激に変化する。 恩原地区では A 層はあまり連続せず， 直接 B 層が花崗岩を覆うことがある。
礫岩を構成する礫は， 峠地区ではおもに花崗岩類と中生代火山岩類とである。 花崗岩類の礫は 角閃石黒雲母花崗閃緑岩～花崗岩・ 優白色黒雲母花崗岩（しばしば著しい圧砕構造を示す） などの第２期迸入岩類を主とするが， そのほか， 細粒閃緑岩・ 細粒花崗岩・ 花崗閃緑玢岩・ 文象斑岩などの第１期迸入岩類も相当量含まれ， また玢岩（岩脈起源か ?）の礫もある。 中生代火山岩類は， 安山岩・ 斜長流紋岩・ 石英安山岩・ 酸性凝灰岩・ 凝灰角礫岩（花崗岩の砂片を含む）などで， 堅硬で烈しく変質し， 一部はホルンフェルス化しており， いずれも人形峠西方に分布する中生代火山岩類に由来するものである。 礫は人頭大～卵大の淘汰の悪い亜円礫～亜角礫が多いが， しばしば径 1 m をこえる巨礫を含む。 礫間を充填するものは主として花崗岩の細礫ないし花崗岩質の粗粒砂である。 峠地区より東方ではほとんど花崗岩礫のみからなり， まれに古生層のホルンフェルス（中津河川上流に露出するものか ?）の礫を含む。 本層の上部には厚さ 30 cm の砂質～泥質の部分があって， しばしば炭質物を含む。 基底礫岩の最上部とこの砂質部とには褐鉄鉱のしみこみが多く， その一部はかたくセメントされている。
泥岩砂岩互層（B 層）: A 層を整合に覆う泥岩（一部シルト岩質）を主とする互層で， 峠地区では厚さ 10 m 内外である。 泥岩は灰色～暗灰色で葉理が発達し， 砂岩は黄灰色を呈する。 B 層の基底付近には炭質物の薄層を多く挾み， 保存のよい植物化石を産する。 B 層は赤和瀬・中津河地区で著しく薄化し， 赤和瀬坑内では厚さ 10 cm 以下で， 直接 丹戸凝灰角礫岩層に整合的に被覆されるのが観察される。 しかし恩原地区では本層は急激に厚くなって 80 m 内外に達し， 軽石凝灰岩や凝灰質泥岩などを多量に挾有するようになる。
砂岩礫岩泥岩互層（C 層）: B 層を整合に覆う厚さ 50 m 内外の地層で， おもに峠地区に発達する。 砂岩と礫岩とを主とし泥岩を挾有する不規則な互層である。 礫岩は安山岩・凝灰角礫岩などの中生代火山岩類の卵大の円礫が多く， 花崗岩礫は比較的少ない。 砂岩は花崗岩質である。 人形峠北西方では C 層が直接基盤岩を覆う。 また， 高清水高原東側斜面の露頭（第 11 図 ⑪）では， 軽石凝灰岩・層灰岩・珪藻土質泥岩などを挾有し， 玄武岩岩床に貫かれ， 火山礫凝灰岩によって整合に覆われる。
化石と時代 : 峠地区および恩原地区の B 層中の泥岩からは保存のよい木の葉の化石を産する。 尾上亨技官の鑑定によれば， 大部分はブナの類であって， 中新世末期ないし鮮新世初期の植物群と判断される。 おもな種名は次の通りである（燃料部 尾上亨技官鑑定）。
構造と地史 : 恩原地区を除き， 地層はほとんど水平で， 局部的に 10°以下の傾斜を示す。 恩原地区では 10～40°の傾斜を示すことがあるが， 偽層の存在などから， その一部は異常堆積に由来するものと思われる。 東西方向の断面で不整合面の標高を較べると， 人形峠 - 赤和瀬間では 720 m 内外， 中津河地区では 700 m 内外， 恩原地区では 680 m 内外と， 次第に低くなり， 東方へ平均 1 / 200 の勾配で傾くことになる。 不整合面はこの東西の断面より北方および南方に向かって急激に高まり， それに応じて A 層が薄化尖滅して， 上位の B 層または C 層がアバットして直接基盤を覆うようになる。 不整合面の高度は， 峠地区では北方の高清水高原山腹で 850 m 内外， 恩原地区では北方で 770 m 内外であり， 人形峠 - 赤和瀬の東西断面に示されるものよりも， それぞれ 100 m 内外高い [ 以下の [注] 参照 ] 。
人形峠層は， 上述のように， 準平原上に生じた東西に挾長な窪み（東方へ緩く傾いていた， かつての河床か ?）に堆積したものであり， 基盤の凹凸を埋めて巨礫を搬入した水流はやがて弱まって， 砂・流木・炭質物などの堆積を起こし（以上 A 層）， ついで停滞水の環境で厚い泥が堆積し（B 層）， ふたたび不安定な環境のもとで砂礫・粘土などが堆積し， この頃から軽石や火山灰の飛来が活発となって珪藻が棲息し（以上 C 層）， やがて烈しい火山活動にひきつがれた（「鮮新世」火山岩類）。
本岩類は， 「倉吉」図幅地域内の， 三朝町丹戸部落南東方の沢を模式地とする。 模式地では不整合に花崗岩を覆い， ほとんど水平に重なって厚さ 200 m 内外に達し， 中津河安山岩類によって覆われる。 安山岩質の凝灰角礫岩を主体とし， 火山礫凝灰岩を挾有し， また不整合面から上約 120 m の層準には， 砂質の砕屑岩相を含む。
本図幅地域では， 脊梁（県境）地域を構成するものと， 中津河・恩原地区に分布するものとで， かなりその特徴を異にする。
① 脊梁地域では， 安山岩質火山礫凝灰岩・軽石凝灰岩などの比較的細粒の火山砕屑岩類を主体とし， これに凝灰角礫岩や火山円礫岩などの粗粒岩相をまじえる。 高清水高原東側斜面の露頭（第 11 図 ⑪）では， 本岩類は人形峠層（C 層）の上に整合的に重なるが， これより北東部では直接花崗岩類を覆う。 また本岩類の基底部から約 20 m 上の層準には， 玄武岩熔岩および玄武岩質凝灰角礫岩からなる， 厚さ 20～40 m の高清水玄武岩類が挾有され， 鍵層として水平方向によく追跡できる。 高清水玄武岩類から上位の地層は， 高清水高原では欠除しているが， 北東へ向かって厚くなり， 赤和瀬北方ブナの谷（第11 図 ⑫）では厚さ 100 m 内外となる。
② 中津河・恩原地区では， 安山岩質～石英安山岩質の凝灰角礫岩を主体とし， 一部に火山礫凝灰岩をまじえる。 角礫は， 大型の斜長石斑晶の散点する紫蘇輝石角閃石安山岩（久野久の分類による VIId）や， 両輝石角閃石安山岩（VId）を主体とするが， ごくまれに普通輝石橄欖石玄武岩（IVb）の角礫や花崗岩類の亜角礫 [ 以下の [注] 参照 ] も含まれる。 角礫の間を充填するものは茶褐色， 塊状の凝灰岩であって， まったく層理を示さない。 本地区では玄武岩類を挾有せず， 粗粒岩相を主体とする点で， 脊梁地域よりは模式地のものによく似ている。 中津河安山岩類の下位にあってよく連続し， 北部では高度 820 m 内外の不整合面をもって花崗岩を覆い， 厚さ 20 m 内外であるが， 南方へ向かって不整合面は次第に低くなって， 中津河以南では高度 720 m 内外を示し， 厚さを増して 80 m 内外に達する。 本地区の丹戸凝灰角礫岩相は， 従来「中津河層」とよばれていたものに相当するが， 赤和瀬１号坑内では明らかに人形峠層の泥岩を， 一見整合関係ではあるが， 非常に明瞭な境界（ほゞ水平）をもって覆っているのがみられる。
脊梁地域の丹戸凝灰角礫岩類中の鍵層としてよく連続し， 模式地の高清水高原では厚さ 35 m 以上， 赤和瀬北方ブナの谷では厚さ 30 m 内外である。 大型斜長石斑晶の散点する黒色， 斑状の普通輝石橄欖石玄武岩熔岩を主体とし， 堅硬な玄武岩質凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を伴なう。 玄武岩の一部は非斑状， 多孔質で， ときには顕著な板状節理を示す。 模式地において， 本岩は下位の人形峠層中に厚さ 60 cm 内外の水平な岩床として迸入し， その接触部に沿って上下の層灰岩に黒色， 堅硬なヤケを与えている（第 11 図 ⑪）。 また本岩の孤立した小岩体は， 高清水高原西方で中生代火山岩類を， 人形仙峠東方で花崗岩を， それぞれ直接に覆っている。
模式地（中津河川流域）に分布するものと脊架（県境）地域に分布するものとで， やゝその特徴を異にしている。
① 模式地のものは， 主として丹戸凝灰角礫岩類を覆い， その基底面は北東から南西に向かって次第に低くなる（中津河上流では高度 900 m 内外， 中津河部落付近では 800 m 内外， それ以南では 750 m 内外）。 本熔岩流の表面もこれに応じて南東へ向かって緩く傾斜し， あまり開析の進まない熔岩台地として， 現在の地形によく保存されている。 また， 中津河部落・恩原間の東西断面（第 11 図 ⑤～⑦）でみると， 本岩類は下位の丹戸凝灰角礫岩類を欠いて直接 人形峠層の泥岩を被覆し， かつその基底面は中間部で著しく低く（高度 720 m 内外）なる。 すなわち， 本岩類は SW 方向に向かって緩く傾斜する軸をもつ舟底型の基底面を示している。 本岩類の厚さは， 中津河部落付近では 100 m 内外， 中津河・恩原間では 150 m 内外である。
岩石は比較的酸性の斑状安山岩を主体とし， 灰色でやゝ粗鬆な感じの石基中に， 大型（長さ 5 mm 内外）の斜長石（灰白色～淡紅色）が散点している。 板状節理や， これに平行な流理構造を示すこともある。 有色鉱物の種類によって両輝石角閃石安山岩と， 紫蘇輝石角閃石安山岩とが区別される。
② 脊梁地域では， 高度 980 m 内外の基底面をもってほゞ水平に丹戸凝灰角礫岩類を覆うが， 模式地に較べて厚さも薄く（50 m 内外）， 分布も狭い（「倉吉」図幅地域でやゝ広くなり， 前述の中津河川上流のものに続く）。 岩石は， 本地域内では斑状構造に乏しい両輝石安山岩を主体とし， 暗灰色～黒色で， 一般に板状節理や流理構造が顕著である。
本岩の主体は西隣の「湯本」図幅地域に分布して， 高松山を形成する。 本図幅地域にはその東端部が鳥取・岡山県境の脊梁に沿って小規模に露出し， 仏ガ仙（743.5 m）を形成する。 本地域では， ほゞ 620 m 内外の高度をもって 花崗岩類（おもに第３期迸入の粗粒黒雲母花崗岩）を被覆し， 厚さは 100 m 以上と推定される。 岩石は全般を通じて黒雲母流紋岩から構成される。 本岩の噴出時期は不明である。
本図幅地域の第四系は軽石層・冲積層および崖錐堆積物からなる。
軽石層は花崗岩類や新第三系などを覆って全域にわたり分布し， 厚さは 3 m 内外である。 本層は人形峠層の分布地域では， 図版 3 に示すようにまったく水平に重なっているが， 起伏の烈しいところでは， 図版 4 に示すように， 基盤の起伏に応じて著しく傾斜している。 本層は粗鬆， 赤褐色の軽石層を主とし， やゝ細粒， 灰褐色の軽石の薄層を少なくとも３枚挾有している。 本層の上部では風化作用のために， もとの軽石が認められない。 軽石中の斑晶鉱物としては， 角閃石・紫蘇輝石・磁鉄鉱・黒雲母・斜長石・石英などが認められた。 本層は西方の大山火山の活動による噴出物と推定される。
冲積層は， 中和村・上斉原村などの， 低位準平原上を流れる各河川に沿ってやゝ広く発達し， 礫・砂・粘土などから構成される。 三朝町穴鴨付近にも， 隆起準平原を深く下刻して北流する竹田川に沿って冲積層が狭く発達する。
崖錐堆積物は， 竹田川支流に沿う三朝町加谷・福本付近などに分布し礫および砂を主材とする。 本堆積物は 南側の急峻な山腹から北側の現河床に向かって傾斜した崖錐地形を形成する。 これは， 穴鴨を通過して東西に走る断層に沿って， 南側が相対的に隆起したために形成されたものと考えられる。
本図幅地域でもっとも重要な鉱物資源は， 人形峠のウラン鉱床である。 この鉱床が発見されたのはわずか数年前（1955）のことであるが， 日本ではじめての， 新第三紀層に胚胎する水成ウラン鉱床として注目され， 原子燃料公社による大規模な探鉱の結果， 現在（1960 年）日本最大のウラン鉱床とされている。
ウランを除いては本地域の金属・非金属資源は著しく貧弱で， 稼行中のものは奥津粘土鉱山だけである。 これらの鉱床はすべて 白堊紀火成活動（とくにその末期のいわゆる小鴨花崗岩）に密接な関係があり， そのうちで， 磁鉄鉱鉱床は正岩漿期ないしペグマタイト期を， 鉱染状のモリブデン鉱床は気成期を， 石英脈に伴なわれるモリブデン・鉛・亜鉛・金・銀鉱床などは熱水期を， それぞれ代表する鉱床であろうと思われる。
三朝町福本部落北方約 300 m の渓谷の左岸， 比高約 70 m の林道に沿う垂直な切割りには， 第 12 図に示すような磁鉄鉱鉱床の露頭がある。 母岩は粗粒黒雲母花崗岩であり， 変質作用をほとんど蒙っていない。 鉱床は， 脈幅 10 cm 内外の ほゞ水平なアプライト脈（一部はペグマタイトを伴なう）と密接に相伴ない， その上盤側に鉱染状または脈状を呈し， 走向 N 50°W・傾斜 10°S・脈幅 5 cm 内外で処々膨縮し， 厚い処では最大 80 cm に及ぶ。 品位は優良であるが， 現況では多くの鉱量は期待できない。 この鉱床は， 産状からみて花崗岩の正岩漿時期ないしペグマタイト時期の生成によるものと考えられ， 島根県恵比子鉱山 12) における磁鉄鉱鉱床に類似した点が少なくない。
なお， 浜野一彦技官などの報告 4) によれば， 福本部落の西方約 400 m の地点にもこれと同様な磁鉄鉱鉱床があって， かつて採掘されたことがあるとされている。
中和村津黒部落東方約 1 km の丘陵上には， モリブデン鉱床の露頭（２カ所）があり， かつて露天において探鉱されたことがある。 母岩は 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（第２期迸入岩）を貫く アプライト質花崗岩（第３期迸入岩， 前述）であり， 細粒～中粒， 著しく優白色で， 晶洞性の石英に富み， 石英の細脈を伴なっている。 鉱床は輝水鉛鉱と少量の黄銅鉱とからなり， 径 1～3 cm の球状をなして花崗岩中に鉱染状に散点する。 母岩は新鮮， 堅硬で， かつ鉱床が連続性に乏しいために， 採掘は著しく困難である。
上斉原村村役場南東方約 2 km の山間部には， かつてモリブデン鉱床を探鉱した旧坑がある。 母岩は， 珪長質の石基中に斜長石斑晶の散点する 斜長石セ岩～石英閃緑玢岩（第１期迸入岩）であり， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（第２期迸入岩）の貫入をうけて， その内部に捕獲岩状に残存した小岩体であって， 後者による変質作用を蒙っている。 鉱床は母岩の節理に沿う輝水鉛鉱石英脈であり， 走向・傾斜は N 0～20°E， 60°S， 脈幅 5 cm 以下で， しばしば粘土帯を伴なう。 輝水鉛鉱は比較的細粒のものが多く， 土状を呈する部分もある。
三朝町木地山・栗祖間の県道の両側には， かつてモリブデン・鉛・亜鉛などを目的として探鉱した旧坑が４カ所で認められる。 また栗祖北東方には金を伴なう鉛・亜鉛の旧坑が報告されている（次項参照）。 母岩は， 角閃石黒雲母花崗斑岩・花崗閃緑玢岩・文象斑岩などの種々の岩相を示すが， いずれも第１期迸入岩類に包括されるもので， 変質作用， 黄鉄鉱の鉱染， 粘土化作用などを各所で蒙っている。 浜野技官などの報告 4) によれば， 鉱床は母岩の節理に沿う 輝水鉛鉱鏡鉄鉱石英脈・ 方鉛鉱閃亜鉛鉱石英脈・ 黄鉄鉱石英脈などであり， 脈幅 20 cm 以内， 走向・傾斜は一定せず， 鉱床の連続性に乏しい。 現在はすべて廃坑になっているため， 詳細は不明である。
三朝町粟祖部落から沢に沿って北東方約 1 km の地点には， かつて金鉱を目的として探鉱された旧坑があるといわれるが， 本調査では確認できなかった。 浜野技官などの報告 4) によれば， 鉱床は方鉛鉱閃亜鉛鉱石英脈で， 輝銀鉱・自然金を伴ない， 走向・傾斜は N 10°E， 85°W， 脈幅は 20 cm 以下である。
上斉原村三子原硫化鉄鉱鉱床 5) は花知ガ仙北西方約 800 m の地点にあり， かつて探鉱されたが現在坑口は埋没している。 鉱床は 中粒淡紅色黒雲母花崗岩（第２期迸入岩）と， それを貫く石英斑岩岩脈との境界部に胚胎する黄鉄鉱脈であり， 走向・傾斜は N 80°W， 70°N， 富鉱部の脈幅は 30～50 cm， 延長 10 m 以上で， 両側に著しい粘土帯を伴なっている。 また， これに接する石英斑岩および花崗岩にも黄鉄鉱の鉱染がみられる。
位置・交通 : 人形峠は鳥取県三朝町と岡山県上斉原村との境界にあり， 山陰線 上井駅と姫新線 津山駅とをつなぐ国鉄バスがここを通過している。 原子燃料公社人形峠出張所は人形峠から東方約 500 m の地点にあり， 人形峠 - 赤和瀬間には幅員 5 m の産業道路が建設されている。 人形峠鉱山は， 人形峠から恩原にいたる東西 6 km をこえる広い地域を包含しているので， ５つのブロックに分けられ， 西から東へそれぞれ， 峠地区・夜次地区・赤和瀬地区・中津河地区および恩原地区とよばれている。
沿革 : 1955 年 10 月 地質調査所が行なったエアボーン探査（空中からの放射能探査）によって， 倉吉市小鴨鉱山周辺の広い範囲にわたって著しい放射能異常のあることが検出された 16) 。 そして同年 11 月 12 日， 地質調査所カーボーン（自動車による放射能探査）斑は 人形峠北西方約 200 m の県道切割りを通過する際， 強い放射能異常を検出し 18) 引き続いて， 浜地・中沢技官らは地表調査の結果， 花崗岩を不整合に覆う礫岩層およびその上位の泥岩層に放射能が高いことを確認し， かつ礫岩の礫の割れ目に燐灰ウラン石を発見して， これを日本最初の水成ウラン鉱床として提唱した 15) 。 この結果に基づいて， 1956 年 片山信夫教授らは県境付近の精査を行ない 19), 20), 21), 29), 30) ， また藤原技官らは人形峠 - 恩原間の広域調査を行なった 17) 。 1957 年 8 月 原子燃料公社は人形峠出張所を開設し， トレンチ・ピット・試錐・坑道探鉱などを積極的にすゝめた。 その結果， ウラン鉱床が人形峠から東方赤和瀬地区までの広い範囲にわたって賦存することを確認し， それ以東， 以北の地域からも続々放射能異常を発見している。 1959 年 3 月までに実施された探鉱作業は， トレンチによる剥士量 13,858 m3， 試錐延深度 13,358 m， 坑道掘進延長 7,235 m に達する 38) 。 なお 1959 年度からは試験採掘を開始している。
地質 : この地域の地質は第 13 図に示す通りである。 基盤は 角閃石黒雲母花崗岩・ 角閃石黒雲母花崗閃緑岩・ 黒雲母花崗岩など（本図幅でいう第２期迸入岩類）を主体とし， 人形峠西方にはこれらによる迸入を蒙った中生代火山岩類が分布する。 これらの準平原化された基盤を不整合に覆って， 新第三紀（おそらく中新世末～鮮新世初）の人形峠層 およびその上位の「鮮新世」火山岩類がほゞ水平に重なり， 人形峠から東方および北方に向かって広く発達する。 人形峠層は陸成堆積物からなり， 分布も準平原上の東西方向に細長い凹地を埋めた形を示している。 人形峠層は， 下位から A 層（基底礫岩層）・ B 層（泥岩砂岩互層）・ C 層（砂岩礫岩泥岩互層）の３層に区分される。
鉱床 : ウランを胚胎するのは本図幅地域内ではおもに人形峠層の A 層であり， 鉱石は主として 礫岩の花崗岩質膠結物や， 礫（花崗岩・中生代火山岩・玢岩など）の表面や割れ目に附着している。 鉱床の水平的分布は A 層分布とほゞ一致して， 人形峠 - 赤和瀬間の東西 3.5 km 以上にわたって連続し， 南北方向は 0.6 km 内外である。 鉱床の垂直的分布は， 一般に A 層の下半部に偏在し， A 層上部の砂岩や上位の B 層については県道切割りを除き品位は著しく劣る。
なお， 最近， 赤和瀬以東の中津河地区や， さらにその東方の黒岩地区（「智頭」図幅地域内）においても， また北方の鉛山 - 神ノ倉地区・三徳地区・松崎地区など [ 以下の [注] 参照 ] （いずれも「倉吉」図幅地域内）においても， 新第三紀火山岩類が花崗岩類を不整合に覆う基底部に， ウラン鉱床の存在が確認されてきている。
鉱石 [ 以下の [注] 参照 ] : 鉱石はその見かけ上の特徴と産状から以下の５種類に大別される。
① 黒色鉱は品位が高く（局部的には U3O8 数 % 以上）， かつ， A 層中の非酸化帯に普遍的に存在するので鉱石としてもっとも重要である。 本鉱はおもに礫の表面や礫間の空隙を埋めて産し， 常に硫化鉄と共存する。 また空洞には微細な黒色鉱の柱状結晶が放射状に成長することがあり， 武藤らによって人形石（Ningyoite） 40) と命名された。 その化学組成は U 1-X Ca 1-X R.E. 2X (PO4)2・1～2 H2O（たゞし x ≒ 0.1～0.2， R.E. : 稀土類元素）である。
② 普通鉱は A 層中の非酸化帯に産し， 黒色鉱と共存するが， 品位が低く， 一般に 0.1 % 以下である。
③ 燐灰ウラン鉱 [ 以下の [注] 参照 ] を伴なう褐色鉱は 地表に近くて被覆層の薄い所や A 層を切る断層破砕帯付近などの A 層中の酸化帯に産し， とくに後者の一部では富鉱体を形成することがある。 しかし分布が局部的なので鉱石としての重要度は非酸化鉱より低い。
④ 含ウラン泥岩は鳥取県県道切割から北東方 30 m にわたる範囲に分布し， 母岩は B 層の泥岩および砂岩である。 切割の露頭では平均品位 0.10 % に達するところもある。
⑤ 含ウラン亜炭は， A 層上部および B 層の下部に大小不規則な塊として産する亜炭の一部が， ウランを選択的に吸着したもので， そのあるものは品位 2.9 % に達する。
品位・鉱量 （原子燃料公社による）
| 層厚 | 確定鉱量 | 推定鉱量 | 予想鉱量 | |
| 峠地区 |
層厚 5 m
平均 1.5 m |
230,000 t
（U3O8 品位 0.05 %） |
150,000+ t
（0.04 %） |
50,000 t
（0.04 %） |
| 夜次地区 |
最大 5 m
平均 1.5 m |
25,000 t
（0.07 %） |
60,000 t
（0.06 %） |
60,000 t
（0.05 %） |
| 赤和瀬地区 |
最大 2 m
平均 1 m |
100,000 t
（0.03 %） |
50,000 t
（0.03 %） | |
| 中津河地区 | 最大（試錐による）10 m |
370,000+ t
（0.07 %） |
130,000 t
（0.05 %） | |
| 辰巳峠地区 | 平均 1 m |
200,000 t
（0.04 %） | ||
| 鉱量の合計 | 480,000 t | 380,000 t | 490,000 t | |
| U3O8 含有量の合計 | 290 t | 375 t | 210 t | |
| （累計 : 希望鉱量 1,350,000 t， U3O8 換算 875 t） | ||||
福本ペグマタイト鉱床は三朝町福本部落北東方約 300 m の県道北側， 比高約 30 m の山腹にあって， 戦時中露天掘されたことがある。 鉱床は粗粒黒雲母花崗岩（第３期迸入岩）を貫くペグマタイト脈で， 純白， 半透明の石英と淡紅色カリ長石とからなり， その他少量の白雲母・緑柱石・緑簾石・水晶を伴なう。 鉱体は走向 N 80°E， 傾斜 80°S の不規則レンズ状を呈し， 多数の小支脈があり， 走向方向に 10 m 以上連続する。 品質は優秀であるが残存鉱量は僅少で稼行価値に乏しい。
中和村浜子部落南東方約 700 m の地点には， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（第２期迸入岩）を貫く石英脈があり， かつて露天掘されたことがある。 鉱体は純白， 不透明の石英からなり， 走向ほゞ N - S， 直立で， 脈幅 5 m 以上である。
本地域内で稼行中の唯一つの非金属鉱山であり， 奥津町北端上原部落地内の県道西側の山腹に採掘場がある。 本鉱山はかつて「奥津カオリン」鉱山とよばれ， 扶桑金属株式会社の所有であったが， 戦後しばらく休山していた。 当時の状況は上野三義技官により詳しく報告 3), 5) されている。 昭和 31 年小田鉱業所（鉱業権者 小田松吉）として新たに発足した。 昭和 32 年 11 月現在で従業員は 25 名， 月産 300 t， 鉱石の白土含有量は 75 % 以上， 耐火度は SK 25～30 である。 鉱石はフジライト工業株式会社で精製された後， 製紙原料として十条製紙宮古島工場へ送られている。
鉱床は， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（第２期迸入岩）中の 不規則な割れ目に沿う熱水溶液の作用により， おもに母岩中の斜長石の部分が粘土化したもので， 鉱体は N - S 方向の不規則脈状をなし， 延長 120 m， 幅 3～10 m である。 鉱床と母岩とは移過関係にあり， 富鉱部の中央部には粘土化の進まない花崗閃緑岩が残存している。
上野技官の報告によれば， 鉱石は純白～灰白色， 粉状の粘土鉱物（ハロイサイトか ?）を主体とし， 富鉱部の品位は Al2O3 30 % 以上である。 鉱体中には少量の鱗片状沸石・葉片状の絹雲母が含まれ， また石英・チタン石・ジルコンなどが母岩からの残有鉱物として含まれている。
上斉原村役場西方には， 花崗閃緑岩中の鑿井から湧出する温泉が３カ所に存在する。 そのうち役場西方約 1.7 km にある温泉（村営）は， 深さ約 80 m， 径 1.5 cm の３本の鑿井から湧出するもので， 孔底温度 37 ℃， 湧出温度 34 ℃， 湧出量は最高 90 l / m である。 岡山大学温泉研究所 梅本春次教授の分析によれば， 無色澄明無味無臭， アルカリ性（pH 9.1）， 蒸発残渣 129.4 mg / l の単純泉である。 他の２カ所の温泉については詳細は不明である。
本温泉の南方約 6 km の吉井川沿岸（「久世」図幅地域内）には 古くから有名な奥津温泉があって， 岡山大学 大江二郎教授による詳しい報告 8) がある。 それによれば， 奥津温泉は花崗岩中の平行断層群（走向 N 20°W， 傾斜 70～80°SW）に沿って湧出するもので， 本温泉もこの断層群の延長部に沿うものであろうと思われる。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Okayama, No. 31
By NAOTOSHI YAMADA (Written in 1960)
The mapped area is situated at the Chugoku ridge which separates the Tottori and Okayama prefectures. The late Mesozoic (probably Cretaceous）igneous rocks are widely distributed on the Sangun metamorphic rocks as the basis and these rocks are covered by the Neogene Tertiary (probably Pliocene) sediments and volcanic rocks. such the geologic sequences in the area are shown schematically in Table 1.
They occur as small xenolithic bodies in the Mesozoic granitic rocks. They seem to have been once regionally-metamorphosed rocks (crystalline schists -- phyllites), but now they are wholly contact-metamorphosed to the cordierite-biotite hornfels and diopside hornfels from the pelitic and psammitic rocks and the calcareous rocks, respectively.
It is narrowly exposed in the upper reaches of the Yokawa (river) and near Kadani with the close relationships to the Mesozoic volcanic rocks. Probably, it is covered, with unconformity, by the Mesozoic pyroclastic rocks which abundantly contain the breccias of various granitic rocks.
The rock is medium- to coarse-grained, rather melanocratic, highly porphyritic (due to the phenocrystic hornblende, plagioclase and biotite) and abundant in the meta-diabasic inclusions, showing marked heterogeneous features. It shows, also, the cataclastic features in general.
It has been clearly contact-metamorphosed near the contact with the Mesozoic coarse-grained biotite granite (the third intrusives), and has become to show the granoblastic texture composed of newly recrystallized fine-grained quartz, potash feldspar, biotite, actinolite, etc.
They are exposed near the Chugoku ridge as large and small roof-pendants on the later granites, being separated each other by the granitic intrusions, later faultings and erosions. They are constructed of, chiefly, pyroxene andesite, pyroxene-hornblende andesite, hornblende andesite and pyroclastic rocks of intermediate composition, and of a small quantity of rhyolite, dacite, augite basalt and pyroclastic rocks of acid composition often containing the granite breccias. From such rock features, they could be correlated to the Shimonoseki subgroup (upper part of the Kwanmon group) typically developed in the northern Kyushu -- western Chugoku and, therefore, the volcanism seems to have occurred at the earlier stage of late-Cretaceous period.
Most of the rocks are markedly affected by the granitic intrusions. Especially, the andesitic rocks are very sensitive to the contact-metamorphism and altered to the chocolate-colored hornfelsic rocks which are composed of the newly recrystallized quartz, potash feldspar, greenish biotite, actinolite, epidote, zoisite, chlorite, titanite, ilmenite, etc., showing more or less granoblastic texture, besides the relic minerals.
They correspond to the northeastern branch of the so-called "Cretaceous Chugoku batholith". They can be divided into three groups as shown in Table 2, which are different, little by little, in the stage of intrusions.
| Stage of intrusion | Rock type | Occurence |
| First |
Gabbro-diorite
Plagioclase porphyrite Fine-grained biotite granite-granodiorite Quartz diorite porphyrite Granodiorite porphyrite Granite porphyry Aplitic granite Granophyre |
Isolated small bodies near Chugoku ridge
Closely associated with Mesozoic volcanic rocks Ratherf shallow intrusion (hypabyssal) Contact-metramorphosed by the second and third intrusions |
| Second |
Medium-grained hornblende-biotite granodiorite
Coase-grained hornblende-biotite granite Medium-grained biotite granite Hornblende-bearing porphyritic biotite granite |
Batholithic dimensions from the Chugoku ridge to the south
Rather deep intrusions Locally contact-metamorphosed by third intrusions |
| Third |
Coase-grained biotite granite
Aplitic biotite granite Pegmatite and aplite | Batholithic dimensions from the Chugoku ridge to north (So-called "Ogamo" granite) |
The first group was intruded as many small bodies into the Mesozoic volcanic rocks.
Of this group, gabbro -- diorite and fine-grained biotite granitegranodiorite seem to have been formed under the rather deep conditions, while the others, namely, acid -- intermediate porphyritic rocks, formed under the rather shallow conditions. The petrographic characters of this group can be enumerated as follows : 1) remarkable variation of rock features both in each body and between each body, 2) porphyritic texture in most cases, 3) micrographic intergrowth of quartz and potash feldspar (in granophyre), 4) existence of lath-shaped plagioclase corroded by interstitial quartz (in porphyrite -- porphyry), 5) remarkable contact effect by the later intrusions and recrystallization of quartz, potash feldspar, greenish biotite, actinolite, etc.
The second and third groups construct the main part of the Chugoku batholith, capturing the Sangun metamorphic rocks, Mesozoic volcanic rocks and the first intrusive rocks as the roof-pendants and effecting the remarkable contact metamorphism to these rocks. The difference in age of the intrusion between the two groups is probably small, because the contact effect of the third to the second is mostly inconspicuous and local.
The second group is developed along the Chugoku ridge and to the south, and comprises mainly medium-grained hornblende-biotite granodiorite and coarse-grained hornblende-biotite granite, each of which has rather homogeneous rock features. Medium-grained biotite granite and hornblende-bearing porphyritic biotite granite seem to be the marginal and shallow representatives of this group.
The third group is developed to the north of the Chugoku ridge and separated from the earlier intrusives and volcanics by the nearly straight and vertical contact planes of NE - SW trend. It comprises, mainly, coarse-grained biotite granite and a little quantity of aplitic biotite granite, aplite and pegmatite, all of which might represent the latest differentiates of the granitic magma.
The final stage of the Mesozoic igneous activities is represented by numerous small dykes of porphyrite -- diabase. They have mainly intruded into the Mesozoic intrusive rocks and often show the parallel dyke swarm of NNW - SSE trend.
Ningyotoge formation : It is narrowly developed in the slender area between the Ningyotoge (pass) and the Onbara lake, with about 0.5 km width and about 7 km length in E - W direction. It overlies, unconformably, the Mesozoic granitic rocks which are peneplanated at 720 m altitude. It seems to have deposited in the channel-formed basin on the peneplain with the elongation of E - W trend.
It can be divided into three members (A, B and C from lower to upper) as follows :
The age of the deposition is estimated, from the evidence of the fossil flora included in B member, to be the late Miocene or the early Pliocene. The famous uranium ores of the area are chiefly contained in the basal conglomerate.
They are developed in the northeastern part of the mapped area and they correspond to the southern part of the widespread "Pliocene" volcanic province in the San-in region. In this area, they overlie, unconformably, the Mesozoic granitic and volcanic rocks and, apparently conformably, the Ningyotoge formation. They are mostly horizontal but, in some parts, gently dipping to the southwest. Their total thickness seems to be 250 - 300 m. They can be divided into the Tando tuff-breccia intercalated with the Takashimizu basalt and the Nakatsugo andesite, from lower to upper.
Tando tuff-breccia has 130 - 220 m thickness and is nearly andesitic in composition. It comprises various pyroclastic rocks such as tuffbreccia, volcanic conglomerate, lapilli-tuff, pumice-tuff and tuff.
Takashimizu basalt constructs the nearly horizontal strata with 30 - 40 m thickness intercalated in the lower part of the Tando tuff-breccia and could be continuously traced as available key bed. It comprises augite-olivine basalt lava and a less quantity of tuff-breccia of basaltic composition.
Nakatsugo andesite has l00～150 m thickness. It comprises hypersthene-augite hornblende andesite and hypersthene-hornblende andesite which have highly porphyritic plagioclase phenocrysts, besides non-porphyritic hypersthene-augite andesites of local occurrence.
Takamatsuyama rhyolite is narrowly developed in the northwestern end of the mapped area, and overlies unconformably the biotite granite. It is chiefly composed of rather homogeneous biotite rhyolite.
The Quaternary system in this area is poorly developed and it comprises pumice bed, alluvium and talus deposits.
Pumice bed, probably derived from the Daisen volcano of the west, covers almost all the rocks of this area and has about 3 m thickness.
Alluvium and talus deposits are narrowly distributed along the Takeda-gawa (river), Yoshii-gawa and Shitao-gawa.
The most important mineral resources in the mapped area are the uranium ores germinated in the Ningyotoge formation of the Neogene age. The ores were found several years ago (1955) by the members of the Geological Survey of Japan, and now they are largely prospected by the Atomic Fuel Corporation. They are the most promising occurrences of uranium resources in Japan.
The other resources in the area, whether metallic or non-metallic, are only of small scale and, accordingly, now they are not worked with the exception of Okutsu clay mine. Most of them seem to have been formed with the close genetical relationships to the granitic activities of Cretaceous period. Among these deposits, iron ores (magnetite) probably represent the orthomagmatic-pegmatitic stage of the magma, molybdenum ores of dissemination type represent the pneumatolytic stage, and molybdenum, lead, zinc, gold and silver ores associated with quartz veins represent the hydrothermal stage.
Iron : Magnetite ores germinate in the coarse-grained biotite granite (the third intrusives) near Fukumoto in Misasa town, and they are closely connected with aplite and pegmatite veins.
Molybdenum, lead and zinc : Molybdenite ores with a small quantity of chalcopyrite are disseminated in the aplitic granite (the third intrusives) near Tsuguro.
Molybdenite-quartz veins occur in the small bodies of plagioclase porphyrite -- quartz diorite porphyrite (the first intrusives) captured by the second intrusives near Kamisaibara.
Molybdenite-specularite-quartz veins, galena-sphalerite-quartz veins and pyrite-quartz veins occur in the granite porphyry -- granodiorite porphyrite (the first intrusives) between Kijiyama and Kuriso.
Gold and silver : Galena-sphalerite-quartz veins which contain native gold and argentite occur in the granite porphyry (the first intrusives) in the northeast of Kuriso.
Iron sulphide : Pyrite ores are germinated along the contact plane of medium-grained biotite granite (the second intrusives) and quartz porphyry dyke near Mitsukobara.
Uranium (Ningyotoge mine) : The uranium ores germinate mostly in the basal conglomerate (3 m ± in thickness) of the Ningyotoge formation which overlies unconformably the Mesozoic granitic rocks, and they show the widespread horizontal distribution nearly as same as that of the basal conglomerate which is about 3. 5 km in E - W direction and about 0.6 km in N - S direction.
The ores can be classified, according to their appearances, into the following five kinds :
Among these, the black ore is the most important as the uranium resources, because it has the highest quality and, also, universally occurs in the basal conglomerate of the formation, filling the interstices between the gravels (chiefly of the Mesozoic granitic and volcanic rocks) or the cracks in the gravels. A new mineral "Ningyoite" has been ascertained from this ore, and its chemical composition is indicated as U 1-X Ca 1-X R.E. 2X (PO4)2・1～2 H2O where X is nearly 0.1 - 0.2 and R.E. are the rare earth elements.
Estimated reserves of the crude ore in the area between Ningyotoge and Akawase are about a million tons or more and mean content of U3O8 in the crude ore is about 0.05 %. Therefore, the total reserves of U3O8 are estimated as about 500 tons or more in 1958.
silica stone : Pegmatite veins of irregular form occurs in coarsegrained biotite granite (the third intrusives) near Fukumoto, and was once explored.
Quartz veins having 5 m or more width occur in medium grained hornblende-biotite granodiorite (the second intrusives) near Hamako, and was once explored.
Clay (Okutsu mine) : Near Uehara, the clay ores are now quarried as the paper stock. The ores show the irregular dyke-formed body in medium-grained hornblende-biotite granodiorite (the second intrusives) and, probably, they have been formed through the replacement of the rock (chiefly of plagioclase) by the hydrothermal solution. The ores comprise chiefly whitish-colored clay minerals, and the quality of ore shoot is about 30 % or more in Al2O3 content.
Hot spring : Hot springs were recently bored at several places in Kamisaibara village, but they are not used now.
昭和 36 年 10 月 9 日印刷 昭和 36 年 10 月 15 日発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所