地域地質研究報告
５万分の１図幅
岡山（12） 第 40 号
[
地質調査所
]
猪木幸男
[
地質調査所
]
坂本亨
昭和 52 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 三郡変成岩および非変成古生層 III.1 三郡変成岩 III.2 非変成古生層 IV. 超塩基性岩および付随する岩石類 IV.1 超塩基性岩 IV.2 超塩基性岩に付随する岩石類 [ IV.2.1 ] はんれい岩 [ IV.2.2 ] 微はんれい岩～微閃緑岩 V. 後期中生代火山岩類 V.1 安山岩質火山岩類 V.2 流紋岩質ないしデイサイト質火山岩類 V.2.1 層状ブロック（東側） V.2.2 塊状ブロック（西側） V.2.3 道後山付近の流紋岩質ないしデイサイト質火山岩類 VI. 後期中生代迸入岩類 VI.1 道後山はんれい岩 VI.2 道後山花崗閃緑岩 VI.3 小奴可花崗岩 VI.4 高尾花崗閃緑岩 VI.5 日野川花崗岩 VI.6 半深成岩複合岩 VI.6.1 石英閃緑玢岩 VI.6.2 花崗斑岩および文象斑岩 VI.6.3 比婆山の花崗斑岩 VI.7 下萩花崗閃緑岩 VI.8 多里 - 三国山花崗閃緑岩 VI.9 竜駒花崗岩類 VI.10 横田花崗閃緑岩 VI.11 鳥取花崗岩 VI.12 後期中生代迸入岩類の化学組成 VII. 脈岩類 VII.1 玢岩 VII.2 流紋岩 VII.3 玄武岩 VIII. 新第三系 VIII.1 備北層群 VIII.1.1 多里地域 VIII.1.2 三井野原地域 VIII.1.3 道後山駅地域 VIII.2 吾妻山礫層 VIII.3 かんらん石玄武岩溶岩 IX. 第四系 IX.1 三井野原礫層 IX.2 河岸段丘礫層 IX.3 崩積層 IX.4 三瓶火山灰層 IX.5 冲積層 X. 地質構造 XI. 応用地質 XI.1 クローム鉄鉱 XI.2 モリブデン XI.3 山砂鉄 XI.4 カオリン 文献 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 51 年稿）
５万分の１図幅
岡山（12） 第 40 号
本図幅地域は中国山地の中央部（東経 133°00'～133°15'， 北緯 35°00'～35°10'）に位置し， 鳥取県・島根県・広島県の３県にまたがっており， 地質学的にも古生層から第三紀層・第四紀層にいたる 中国地方を代表する種々の岩石が分布している。
図幅地域の野外調査は 昭和 35 年度にはじまって昭和 39 年度まで引きつづいて行われたが， 一時中断され， 昭和 47 年に再開されて終了した。 昭和 49 年度には僅かな期間の補足調査が行われた。 図幅地域内の大部分の野外地質調査は猪木が担当し， 第三系および第四系の分布地域は坂本が分担した。
地質調査に際しては， 鳥取県をはじめ， 島根県の横田町， 広島県の西城町・比和町・東城町の協力を得た。 また， 本文をまとめるに当って， モリブデン鉱床（ 小馬木 鉱山付近の地質も含む）および山砂鉄については主に当所の石原舜三 技官によっている。 ここに謝意を表します。
なお， この地質図幅作成のための地質調査の結果の一部は 10 万分の１鳥取県地質図（鳥取県， 1966）に使用されている。
多里図幅地域は鳥取・島根・広島の３県が接する中国山地の脊梁部に位置している。 地域内の中央部には 東に 道後 山， 西に 比婆 山という海抜 1,200 m を越す山地が相対しており， 脊梁山地のうちでもとくに高い部分となっている（第 1 図）。 ここでは， 道後山で典型的にみられるように， 海抜 1,000 m を越す山地の山頂部が なだらかな山容を呈する緩起伏地となっていることが大きな特色である（第 2 図）。 中国山地の脊梁部に点在する このような小起伏の侵食面（脊梁面あるいは高位面とよばれる）の形成時期について， かって大塚（1937）は中新統の堆積以前と考え， 辻村（1952）はそれ以降と考えた。 最近では後者の見解を支持する資料が多くなっている（多井， 1972）。 本地域内の資料では， 海成の中新統が高度 1,000 m 以上の山地に囲まれて分布することや その上部に深海性の貝化石を産することから， 中新世の海進の最盛期に脊梁山地が陸地として存在した可能性は乏しいといえる。 脊梁面は中新統（ 備北 層群）が堆積し， ある程度の構造的変形をうけた後に形成されたものであろう。
本図幅地域はまた， 日野川 [ ← 図幅地域中央付近の 三国 山を源流とし， 図幅地域北東部をへて鳥取県 米子市で美保湾に注ぐ ] ・ 斐伊 川・ 高梁 川 [ ← 本図幅の東隣の上石見図幅地域内の花見山を源流とし， 岡山県 倉敷市で瀬戸内海に注ぐ ] ・ 江ノ 川の４水系の源流が相接するところでもある。 南北の水系の分水界は 鍵掛 峠 [ ← 多里の南南西方 5.5 km ] ・ 三井野原 [ ← 図幅地域中央付近 ] ・ 俵原越 [ ← 図幅地域西端・南北中央付近 ] などで， 南から続く広く開けた谷が北からの急匂配の谷によって截頭されている状況がみられ， 一部では旧河床堆積物が残っている。 [ 図幅地域の西部やや南方にある ] 比婆山と 吾妻 山の間で海抜 1,000 m 以上の鞍部にわずかに残存する礫層 [ ← 吾妻山礫層（Ag）? ] も同様の成因のものであろう。
本地域は， 日本の地質構造区分からすれば， 西南日本内帯のほぼ中央部に位置する。 シルル紀にはじまったいわゆる「本州（秩父）地向斜」の堆積物である秩父古生層および その広域変成岩である三郡変成岩を基盤として， 後期 中生代（から第三紀の初期にかけて）の火成活動による 火山岩類および深成岩ないし半深成岩類が本地域の大部分を占めている。 古生層に伴う超塩基性岩を除くと， 新第三系やその他の岩石， 堆積層はきわめて局部的に分布する。
このような地層・岩石によって構成されている本地域は， 本地域の東部を南北にはしる多里（推定）断層によって大きく二つにわけられる。 一つはその断層の東側で， 変成古生層（三郡変成岩）， 非変成古生層， 超塩基性岩類が広く分布し， 中生代の火成岩類がこれらをおおい， あるいは貫いている地域であり， 今一つはその西側で， ほとんどが中生代の火成岩類によって占められるいる地域である。
[ 多里断層の ] 東側の古生層は， 日野川をはさんで， その北方に変成岩が， 南方に非変成古生層が分布する。 変成岩類は三郡変成岩の一部であるが， 現在みられる限り， 三郡変成岩のなかでは比較的変成度の高い部分が本地域内に分布している。 それは主として点紋片岩からなるが， その緑色片岩中にバロア角閃石（Barroisite）がみられるのが特徴である（HASHIMOTO， 1973）。 非変成古生層としたものは， 今村（1959）あるいは鳥取県地質図（1966）にしたがって「非変成」としたが， 実は弱変成岩であって， 分布地域の北部では泥質岩は千枚岩化しており， 一部の緑色岩中にも低変成鉱物が晶出している。 これら両者の間には， 日野川の南北両岸にまたがって， 後期 中生代の安山岩質凝灰角礫岩を主とする火山岩類 [ AM ? ] が， 東西にはしる２つの断層によってはさまれている。 しかし， 変成岩と非変成古生層の層理あるいは片理の走向・傾斜はほぼ同じ傾向で， 類似の構造を示している。 両者の間の断層を無視すると， みかけのうえからは変成岩が下位に， 非変成古生層は上位にある。 このような変成岩・非変成古生層には ともに化石が全く発見されておらず， いづれの時代かもさだかでない。 しかし， ここでは， 石炭紀ないし二畳紀だろうという従来の見解にしたがっておく。
非変成古生層には超塩基性岩 [ U ] が迸入している。 多里の南方地域から 猫 山にかけて [ 迸入し ] ， さらに南方にのび， また， 一部は東方へ分岐岩体として広がる かなりの大きさをもった岩体（多里 - 猫山岩体）があり， 北側では一旦 その分布がとざされるが， 北東延長方向に 稲積 山を形成する稲積山岩体がみられる。 これらの岩体にはクローム鉄鉱々床が胚胎し， とくに多里 - 猫山岩体の北縁部および稲積山岩体中のものは 古くから「多里地方のクローム鉱床」として有名である。 また， 三郡変成岩域や非変成古生層のなかにも いちじるしく蛇紋岩化した超塩基性岩の小岩体が点在する。 大岩体・小岩体ともに， 後期 中生代の花崗岩類の迸入の影響をうけている。 大岩体には はんれい岩が伴われることがあり， また数多くの微はんれい岩ないしは微閃緑岩の小岩脈が貫非している。 この小岩脈は 「超塩基性岩体内に限ってみられる」 という特徴をもっている。 これら超塩基性岩類の迸入の時期も未だ明かにされていないが， 他地域の地質状況なども考慮にいれると， 三畳紀～ジュラ紀頃とおもわれる。 しかし， 三郡変成岩中の小岩体には広域変成作用の影響をうけたものもあり， より古い時代の迸入岩もあるようである。
古生層あるいは変成岩類に迸入した超塩基性岩類の活動以後， 後期 中生代の著しい火成活動がはじまるまでの間， この地域には地層の堆積のあとはみられない。 おそらくこの期間は， いわゆる「本州（秩父）地向斜」が上昇をはじめた本州造山時代の時期と， それに引きつづく造陸の時代であったのであろう。
中生代の後期にはいると日本列島全域にわたって激烈をきわめた火成活動があり， 本地域の後期 中生代の火成岩類もその活動の産物の一つである。 日野川流域にみられる 数多くの三郡変成岩類の岩片をふくむ安山岩質凝灰角礫岩 [ AM ] にはじまって， デイサイト質ないし流紋岩質の火山岩類 [ RM ] が本地域全域をおおったものとおもわれ， それに引きつづいて閃緑岩質・花崗岩質の深成岩・半深成岩などの迸入岩類 [ GE1～5, GW1～6 ] が活動した。 それらの分布あるいは産状も 前述の多里（推定）断層の東側と西側とではいちじるしい違いがみられる。 東側では， 本図幅地内にいするかぎり， 迸入岩類の分布に規則性がなく， 火山岩類の分布も少ない。 一方， 西側ではその分布に方向性があって， 北東 - 南西ないし北々東 - 南々西の方向に帯状分布をしている。 この迸入岩類は， 大ざっぱにいうならば， 塩基性ないし中性の半深成岩あるいは酸性の半深成岩が活動し， つづいて花崗閃緑岩・黒雲母花崗岩が相こもごも形成され， 最後に鳥取花崗岩 [ GW6 ] のような巨大なバソリスの形成で終っている。 そして， 比較的おそい時期の迸入岩ほど粗粒となっているという特徴がある。
以上のような迸入岩類の関係は 多里（推定）断層の西側の地域においてほぼ明らかにされているが， [ 本図幅の ] 北隣の「横田」図幅地域 [ の地質図 ] （村山ほか， 1973）ばかりではなく， 鳥取県全域にわたるものとは必ずしも一致していない。
本図幅地域の中央部で 多里から三国山をへて南西方向に帯状に分布する 粗粒の斑状花崗閃緑岩体（多里 - 三国山花崗閃緑岩 [ GW3 ] ）は [ 図幅地域の ] 中央西部域の一般地質構造， つまり他の迸入岩体の帯状方向とほぼ一致する分布を示し， デイサイトないし流紋岩質火山岩類 [ RM ] の中に貫入しているのであるが， その東側と西側とでは火山岩類の産状や性質に著しいちがいがある。 このことは， この岩体の貫入してきている位置が断層線であったということが考えられる。 それは火山岩類が噴出した直後， 迸入岩類の活動以前におこった運動によって生じたものであったのであろう。
第三紀に入ってからもこの付近は陸化の状態が続いていたが， 中期 中新世のころになって広く海進をうけた。 多里・三井野原・国鉄 道後山駅 [ ← 図幅地域東部・南端 ] 付近などに点々と分布する新第三系は 備北 層群 [ Bl, Bu ] として知られている中期 中新世の古 瀬戸内海の海域に堆積した海成層の一部の残存で， 多里付近のものは多里層群（今村， 1959）ともよばれている。 備北層群の下半部 [ Bl ] の堆積期（海進の初期）には溺れ谷にとむ細長い多島海が出現し， 温暖な浅海ないし汽水域が卓越していたが， 上半部 [ Bu ] の堆積期（海進の最盛期）には外洋性の環境に転化した（多井， 1957）。 このような見解は本地域の中新統についてもよく適用できる。
その後， この地域一帯は陸化していたが， 第三紀末～第四紀初頭になって一連の火山活動が生じた。 本地域内にみられるいくつかの玄武岩溶岩 [ B ] の台地は その頃の火山活動によって形成された。 この時期については鮮新世とも更新世ともいわれ， 例えば今村（1959）や島根県地質図（1963）では更新世， 鳥取県地質図（1966）では鮮新世の火山岩類の一部としている。 いずれにしても， 今のところ時代を決定する確実な証拠はない。 なお， この玄武岩熔岩の流出の前後には河床礫層 [ Ag ? ] の発達がみられる。
第四系の発達は この地域では貧弱である。 各地の河川ぞいに小規模な段丘 [ t ] がみられ， また， 山麓に崖錐 [ ta ? ] がみられるにすぎない。 これらと同時期には， 西方の 三瓶 火山が放出した火山灰も地域内各地に堆積した [ ← 地質図では省略している ] 。
以上にのべた本地域における地質学的なできごとは 地質総括表として第 1 表にまとめた。
| 時代 | 層序 | 火山岩類 | 備考 | ||
| 新生代 | 第四紀 | 現世 |
冲積層,
崖錐堆積物, 火山放出物, 河岸段丘堆積物 |
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（大山火山）
（三瓶火山） |
| 更新世 | |||||
| 三井野原 礫層 |
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| かんらん石玄武岩 | 塩基性火山岩 | ||||
| 新第三紀 | 鮮新世 | ||||
| 吾妻山 礫層 |
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| 中新世 | |||||
| 備北 層群 | 海侵 | ||||
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| 古第三紀 |
花崗岩類
はんれい岩類 中性～酸性火山岩類 | ||||
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流紋岩～デイサイト質
火山岩類, 安山岩質火山岩類 |
多里（推定）断層
「後期中生代火成作用」 断層運動 | ||||
| 中生代 | 白亜紀 |
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| ジュラ紀 | |||||
| 三畳紀 |
塩基性岩
超塩基性岩 | 隆起・陸化 | |||
| 古生代 | 二畳紀 |
「非変成」古生層
[ 日野川の 北 ↓ と 南 ↑ ] 三郡変成岩 |
低温高圧型
広域変成作用 [ ← 三郡変成岩の成因 ] 本州（秩父）地向斜 | ||
| 石炭紀 |
（超塩基性岩）
塩基性火山岩 | ||||
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本地域の古生層は三郡変成岩と非変成 古生層であるが， 前章でのべたように， 両者は多里（推定）断層の東側にのみ分布し， [ 本図幅の ] 東隣の「 上石見 」図幅地域内に広がっている。 日野川に沿う， 後期中生代の安山岩質凝灰角礫岩を主とする火山岩類 [ AM ] をはさみこんだ 東西に走る２つの断層を境として， 北側に変成岩が， 南側に非変成 古生層が分布する。
九州北部から中国地方に広く分布する低温・高圧型の広域変成岩は三郡変成岩とよばれ， 本州（秩父）地向斜堆積物が広く変成作用をうけたものの一部である。 その変成の時期は石炭紀から二畳紀におよんでいるとされている。
本地域の変成岩は日南町の三郡変成岩として MIYAKAWA（1961， 1964）が詳細に研究し， 橋本（1964）と濡木（1969）による総括的な研究がある。 また， 古くは小林（1950）による「 崩御山 の変成岩類」のなかに含まれている。 変成岩はほとんどすべて点紋片岩とよばれるもので， 曹長石の点紋状の斑状変晶で特徴づけられる。 原岩は泥質岩 [ Sm ] が大部分を占め， 砂質岩， 塩基性火山岩源の緑色片岩 [ Sg ] はわずかで， 石英片岩 [ Sq ] はきわめてまれである。 また， ところどころに完全に蛇紋岩化した超塩基性岩の小岩体が点在している。 一般に片岩類の片理はもとの原岩の層理に一致して発達しているが， その走向は一定していない。 しかし， 全般的には西北西 - 東南東の走向を示し， 傾斜はほとんど南落ちである。
泥質岩起源の点紋片岩 [ Sm ] は剥理に富み， 外観は暗灰色で黒味を帯びたものが多く， 風化によって褐色を呈する。 主な鉱物組合せは曹長石 - 白雲母 - 石英 - 石墨で， ざくろ石は含まれる場合と含まれない場合がある。 その他， 緑泥石が常にみられ， スチルプノメレン・電気石・アパタイト・スヘン・鉄鉱が加わり， まれに方解石の脈が発達している。 曹長石の斑状変晶は普通は 2 mm ていどで， 肉眼的にも識別できる。 アルバイト双晶を示すものは少く， その中に極細粒の石英・白雲母を包有する。 このような泥質点紋片岩のなかには， 外観は他のものと異ならないが， 黒雲母や石英がいちじるしく発達しているところが 北部地域や多里（推定）断層の付近にみられる。 これは付近に迸入した花崗岩類の影響をうけてホルンフェルス化した部分である。 とくに北部 [ ← 図幅地域の北東隅付近 ] の大谷から笠木へいたる峠付近では， 花崗閃緑岩の影響で 原岩の点紋片岩の構造をそのままとどめたままで黒雲母がいちじるしく晶出し， さらにざくろ石やカリ長石が再結晶しているところもある。
塩基性火山源の緑色片岩 [ Sg ] は普通は厚さ 50 m 以下の薄層で， 泥質岩 [ Sm ] の間に挾まれ， 水平の広がりが小さく， レンズ状を示し， 連続性に乏しい。 一見して暗緑色であるが， 本岩にも曹長石の点紋状斑状変晶が目立つ。 変成鉱物は 曹長石 - 緑泥石 - 緑れん石 - 緑青色角閃石 - 石英 - 白雲母を主な組合せとし， ざくろ石は含まれたり 含まれなかったりする。 その他， スヘン・ルチル・鉄鉱・アパタイト・方解石を伴うが， それぞれ含有量に変化がある。 曹長石の大きさは泥質岩の場合とほぼ同じ位で， ときに緑れん石・石英・角閃石を包有することがある。 緑青色角閃石はバロア閃石（barroisite）で， HASHIMOTO（1973）の報告がある。
また， [ 図幅地域北東端から南方に 2.5 km の ] 宮内の谷の奥には， 特に緑色片岩に伴ってざくろ石の濃集した岩石が見出されている。 外観はざくろ石特有の赤味を帯びた岩石で， ざくろ石のほかに緑泥石 - スヘン - 緑れん石がわずかに伴われる。
石英片岩 [ Sq ] も極めてまれで， 1 m 以下の薄層として泥質岩中にはさまれているので， 野外では見おとすことが多い。 本岩は石英のほかに少量の白雲母・緑泥石・曹長石・ざくろ石・鉄鉱を含む。
本地域の変成岩の形成の時期については， 一般論として， 石炭紀末から三畳紀初期ということであるが， SHIBATA and IGI（1969）によると， 本地域の白雲母石英片岩中の白雲母の K - Ar 年代は 169 m.y. および 175 m.y. ときわめて若い。 この結果は， 「おそらく三郡変成作用の末期に 超塩基性岩類が変成岩・古生層のなかに迸入した時代を示すものかも知れない」とあるが， 後期中生代の迸入岩類の影響も考慮する必要があろう。
本地域の非変成 古生層には， [ 1 ] 北東部の多里の東方 [ ≒ 道後山の北方 ] において三郡変成岩の南側に東西方向に分布し， 断層によって境された安山岩質凝灰角礫岩を主とする火山岩類 [ AM ] をへだてて かなりの広がりをもつものと， [ 2 ] 道後山の南方に分布するもの， とがある。 いづれも超塩基性岩 [ U ] の迸入をうけ， さらに後期中生代の迸入岩類 [ GE2 など ] の影響をうけている。 今村（1959）はこれらのもつ岩相からペルム～石炭系の秩父古生層として一括し， 小林（1950）の妙見山古生層に相当するものとした。
北東部の非変成 古生層の主な構成岩石は泥質岩 [ Pm ] と砂質岩およびこれらの互層 [ Pms ] であるが． その北部地域のものは千枚岩化した泥質岩が優勢で， シルト質の細粒砂岩との互層 [ Pms ] をなす。 その間にはさらに緑色塩基性火山岩 [ bt ] の薄層をはさむ。 これらは南へ移るにしたがって砂質岩が優勢となった砂岩泥岩の互層 [ Pms ] となり， 赤色チャート [ ch ] をはさむ。 これらの間は整合 一連であって， それぞれの地層の走向は東北東 - 西南西， 傾斜は 30～60°の南落ちで， ほぼ一定した単斜構造を示している。 従って， このような構造から判断すると， 千枚岩化した部分が下位， 砂質岩の優勢の部分が上位にあたる。 地層の厚さは 1,500 m は超えるものと推定される。 千枚岩化した部分や緑色岩には変成鉱物の再結晶もみられるが， このことについては後述する。 多里の 南方 [ ← 南東方 1 km ] の 湯河 の二股付近にはかなりの厚さをもつチャート層 [ ch ] があるが， その厚さは一様でない。 化石はそのなかにまだ発見されていない。 石灰岩 [ ls ] も薄層がレンズ状に 湯河の入口付近 [ ← 湯河の北北西方 500 m ] にみられるが， 厚さが数 m 程度のもので， 地質図上に示していないものもある。 まだ化石は発見されていない。
道後山の南方の非変成 古生層は [ 道後山の南方 2.5 km の ] 持丸付近に， 後期中生代の火成岩類 [ RM, GE1, GE2 ] と超塩基性岩 [ U ] にとりかこまれて分布する。 主に粘板岩質の泥質岩 [ Pm ] からなり， ところどころに砂岩や塩基性火山岩類 [ bt ] がレンズ状に挾在する。 しかし， 岩石が塊状で層理が明かでないこと， 露出が散点的で連続性を欠いていることなどのためにそれぞれの上下関係は決め難い。 また， 北方の古生層との関係も不明である。 化石もまだ発見されていない。
また， [ 図幅地域の東部の南端付近の ] 国鉄 道後山駅付近 [ ← 国鉄 道後山駅の北方 2 km のあたり ] の超塩基性岩体（多里 - 猫山岩体） [ U ] のなかに点々と古生層が挾在している。 分布範囲はいづれもわずかであるが， 泥質岩 [ Pm ] を主とし， シルト質岩 [ Pms ] ・緑色岩（塩基性火山岩類 [ bt ] ）などがみられる。 それぞれの関係は不明であるが， 岩相から推定すると上記の非変成 古生層の一部であろう。
本層は 地質概説の項でのべたように 低変成作用をこおむっているので， ここで変成鉱物についてつけ加えておく。
道後山の北方の地域の古生層には， 特に北部の千枚岩化した 泥質岩 [ ← これは「泥質岩砂質岩互層（Pms）」? ] には石英・曹長石・白雲母のほか石墨が点々と晶出しており， スチルプノメレンもみられることがある。 塩基性火山岩 [ bt ] には緑泥石・緑れん石・アクチノ閃石・白雲母・石英・曹長石がみられ， 脈状の方解石が発達している。 南部の砂質岩の多い， 千枚岩化の弱い部分の泥質岩あるいは砂質岩には 石英・緑泥石・白雲母・方解石脈がみられ， 緑れん石がまれに加わっており， あまり前者と差はない。 ここには塩基性火山岩 [ bt ] はほとんど挾在していないが， チャート層 [ ch ] の中に挾在する塩基性火山岩 [ bt ] の薄層には 細粒の緑泥石・石英・曹長石のほかには変成鉱物はほとんど認められない。
道後山の南方の古生層の泥質岩・砂質岩 [ Pm ] の中の変成鉱物も ほぼ上記に等しい。 塩基性火山岩 [ bt ] もほぼ同様で， 緑泥石・緑れん石・スヘン・石英・曹長石・白雲母・まれにスチルプノメレンがみられ， アクチノ閃石も認められる。
なお， 後期中生代の花崗岩その他の迸入岩類の影響をうけたところは， 泥質岩はホルンフェルス化し， その他の岩石にも熱変成作用によって種々な変成鉱物ができている。 泥質岩・砂質岩には石英・黒雲母の再結晶は普通である。 また， 稲積山の南西方の古生層中に挾在する 塩基性火山岩起源の岩石 [ ← G（はんれい岩）? ] には 特徴的に普通角閃石と黒雲母が再結晶している。
上記のように三郡変成岩と非変成 古生層との間には安山岩質火山岩 [ AM ] が覆っていたり， はっきりした断層があって連続はしていないが， みかけ上， 三郡変成岩は下位に， 非変成 古生層は上位にある。 そして， これらの変成鉱物の組合せを概念的にまとめてみたのが第 2 表である。 この表でもわかるように， この地域の三郡変成岩は橋本（1972）による Borroisite [ バロア角閃石 ] 帯に属するものであり， 非変成 古生層のそれは緑泥石帯に属するものであろう。 ただし， ここではパンペリー石 [ Pumpellyite ] もプレーナイト [ Prehnite ] もまだ見出されていない。
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本地域の超塩基性岩は， 地質概説に述べた通り， 多里（推定）断層の東側の地域にのみ分布し， いずれも三郡変成岩を含めて古生層を貫いている。 岩体は大小さまざまである。 これまでに番場によるいくつかの研究があり（番場（1950・1952）; BAMBA（1952））， 最近では荒井による研究（ARAI， 1973・1974・1975）がある。 大岩体には北から 稲積山付近の岩体， 多里から猫山にのびる岩体があり， それぞれ稲積山岩体， 多里 - 猫山岩体と呼ぶ。 多里付近の非変成 古生層や三郡変成岩中の小岩体には名称はつけない。
これらの岩体はいづれも同時期の迸入岩とおもわれるが， 時期はさだかでない。 本地域では， 非変成 古生層を貫き後期中生代の火成岩類の影響をうけている， という以外に時代を決定するものはない。
２つの大岩体について共通していることは， [ 1 ] その大部分が蛇紋岩化していることと， [ 2 ] それぞれの岩体の部分部分における違い， あるいは含まれている量・質のうえで違いはあっても， クローム鉄鉱々床を伴っていること， [ 3 ] いづれも後期中生代の迸入岩類による熱変成作用の影響を著しくうけていること， などである。 原岩のかんらん岩は， RESEARCH GROUP of PERIDOTITE INTRUSION（1967）および IGI and ABE（1969）が指摘したように， 三郡帯（中国帯）を特徴づける ダンかんらん岩 - ハルツバージャイトかんらん岩系列の超塩基性岩が主体となっており， まれに輝石岩を含んでいる。 クローム鉄鉱鉱床は この中に広く点在するクローム鉄鉱が濃集することによって形成されたもので， そのクローム鉄鉱は中国帯全般にみられる超塩基性岩に特徴的な帯黄褐色を示し， そのまわりに磁鉄鉱のリムをもつという共通の性質を示している。
本地域の岩体には蛇紋岩化がいちじるしいために， かんらん石や斜方輝石の残晶をとどめているものは全体からみると少い。 そしてさらに， 岩体は， 地質図にも示されているように， 迸入時期にずれのあるはんれい岩 [ G・Gm・GE1 ? ] や， 花崗閃緑岩など [ GE2・GE3 など ? ] の後期中生代の迸入岩に伴う熱変成作用の影響をうけているが， どの岩体がどのような影響を与えたかはさだかでない。 滑石・直閃石・透角閃石などの変成鉱物のほか， かんらん石や輝石の一部には これらの迸入岩の影響によるものがある（ARAI， 1973・1974・1975）。 また， 緑泥石および炭酸塩鉱物脈などもよく発達している。 前述のクローム鉄鉱は普遍的に散点してみられる。 蛇紋石鉱物は一般に葉片状のアンチゴライトが圧倒的に多く， 脈状をなすものにはクリソタイルが含まれる。 斜方輝石の仮像にはバスタイトが多い。 まれにみられる輝岩（輝石岩）は普通は脈岩状をなし， 単斜輝石のみからなるもので， ほとんどが蛇紋岩化をまぬがれており， 輝石の緑泥石化も一部にすぎなく， まわりに微粒の鉄鉱が散点していることが多い。
角閃石岩はところどころに脈状あるいはポケット状に岩体のなかにみられるが， ほとんどが透角閃石ないしアクチノ閃石質角閃石の集合体であって， 輝石岩が 後期中生代の迸入岩類による熱変成作用によって 二次的に変質して形成されたものとおもわれる。 ときに単斜輝石の残晶が角閃石のなかに取りのこされている場合もあり， 顕微鏡下で「輝石 → バスタイト → 角閃石」の関係が認められることがある。 また， まれに， 淡褐色の微粒のピコタイト質のスピネルが点在する。
超塩基性岩の小岩体は， 変成岩中のものも 非変成 古生層中のものも， まわりの母岩の構造に調和的に迸入しており， 完全に蛇紋岩化している。 原岩の残晶鉱物はクローム鉄鉱を除くとほとんど見出されていない。 ただ， 変成岩中のもので， 生山 （ [ 本図幅の東に ] 隣接の「上石見」図幅地内）から [ 本図幅地域の北東隅付近の ] 大谷を経て笠木にいたる峠に露出する小岩体にのみ かんらん石と斜方輝石の残晶をみることができる。 この小岩体には， 花崗岩類の影響のあとらしい変成鉱物としての角閃石類の形成をほとんどみないが， 滑石はよく発達している。
以上のような本地域の超塩基性岩類の化学組成は IGI and ABE（1969）のなかに一部含まれ， また， ARAI（1973・1974・1975）によって発表されている。
超塩基性岩体に伴う岩石には はんれい岩 [ G ] と 微はんれい岩あるいは微閃緑岩 [ Gm ] があるが， いづれも小岩体で， 特に後者 [ = 微はんれい岩あるいは微閃緑岩 ] は ほとんどが超塩基性の大岩体にのみ貫入している小岩脈で， その数はかぞえ切れない程多数ある。 本地域には 他地域の超塩基性岩体にしばしば見られる曹長岩などの優白岩や ロジン岩はまだ見出されていない。
本岩は稲積山岩体の北側にのみ認められる小岩体で， 露出状態がわるいので 超塩基性岩体やまわりの非変成 古生層との関係は明らかでない。 後述の微はんれい岩など [ Gm ] の岩脈とは後述のような種々の点で異っており， また， 道後山のはんれい岩 [ GE1 ] とは外観および岩質その他で区別できる。
本岩は暗色， 粗粒ないし中粒で， 変質がいちじるしい。 主成分鉱物は斜長石と 異剥輝石 [ = 裂開が発達した透輝石および普通輝石 ] 質の単斜輝石からなる。 副成分鉱物としてはチタン鉄鉱， 磁鉄鉱などの不透明鉱物のみである。 斜長石はいちじるしく変質してソーシュル石化し， 曹長石・緑れん石などもできており， 汚濁する。 輝石は一部が緑泥石化する。 また方解石脈もよく発達する。 主成分鉱物がいちじるしく撓曲していること， 波状消光することなどから 他の岩石と区別でき， また， これらのことは迸入に伴う変動の影響をおもわせるものである。 また， 稲積山岩体の南西縁辺部に類似の岩石が認められるが， これは付近に花崗閃緑岩 [ GE2 ? ] の迸入もあって， 熱変成作用をうけ， 角閃石や黒雲母などの再結晶がいちじるしくなっている。
多里付近 [ ← 多里の東南東方 1.5 km ] の一部の超塩基性小岩体 [ U ] を除くと， 本岩類は小岩体の中にほとんど認められないが， 大岩体の中にはあちこちに数多く認められる小規模の岩脈である。 本岩体は超塩基性岩 [ U ] 以外の岩石， 例えば変成岩や非変成岩には直接 貫入していないという特徴をもっている。 岩脈の幅は 1 m 以下のものから 10 m 位に及ぶものまであるが， その貫入には方向性がない。 外観は暗灰色で， 細かいカスリ模様を示す均質・緻密な完晶質の岩石で， 母岩の蛇紋岩化のいちじるしいものの中ではよく目立つ。 鏡下では 0.5 mm 以下の斜長石と褐色角閃石および単斜輝石が主な組成鉱物であるが， 単斜輝石が角閃石の中心部に残晶様にある場合もある。 そのほかにチタン鉄鉱， 磁鉄鉱などの不透明鉱物がみられる。 斜長石は中性長石ないし曹灰長石で， 白色雲母・曹長石などの変成鉱物に一部が置きかえられていることが多い。 また， 褐色の角閃石は その周辺部が緑色の角閃石となっている場合が多い。 その他， 緑泥石・緑れん石・曹長石・スヘンなど二次的鉱物ができていたり， 方解石や石英などの脈あるいはプールがよく発達している。
本地域に分布する後期中生代火山岩類としたものは， 島根県地質図（1963）， 広島県地質図（1964）， 鳥取県地質図（1966）などによってまとめられた後期中生代の火山岩類に相当する。 時代を決定する証拠は後述の迸入岩類 [ = 後期中生代迸入岩類 ] の年代決定にもとづくものであって， それから推測されるということ以外に本地域内では何一つ [ 証拠が ] ある訳ではない。 また， 同火山岩類には安山岩質とデイサイトないし流紋岩質のものがあるが， 本地域内では それぞれ全く遊離して分布しているので， 両者の関係は不明である。 ここでは， ただ単に便宜的に， 三郡変成岩を直接覆う箇所のある安山岩質火山岩類をより先に記述したにすぎない。
本岩類は 本図幅地域の北東部の日野川に沿って 東西方向に幅狭く分布する凝灰角礫岩を主とする火山岩類である。 北側では一部で直接に三郡変成岩類をおおうところもあり， 東側では断層によって 三郡変成岩と非変成 古生層との間にはさみこまれている。 また， 本地域内ではわずかであるが， 本岩類の一部が [ 日野川沿いで図幅地域東端の ] 河上の南方で稲積山 超塩基性岩体 [ U ] の東端をおおっており， [ 本図幅の ] 東方の「上石見」図幅地域内に広がっている。 その部分には凝灰岩・凝灰質砂岩が成層して [ 以下の [注] 参照 ] 挾在し， 「インクストン [ ← 何 ? ] 」様の赤褐色を帯びたところもある。 これらはみかけ上， 上位に相当する [ ← AM は U の上位 ? ] 。
日野川に沿う本岩類には， その基底部に数多くの三郡変成岩の礫を含んでいるが， 一般的には同源の安山岩の角礫が多く， 緑色を呈し変質もいちじるしい。 この安山岩は斜長石・単斜輝石・緑色角閃石の斑晶で特徴づけられる。 これらの鉱物はいづれも変質し， 有色鉱物にはアクチノ閃石質角閃石ができており， ときには完全に細粒アクチノ閃石質角閃石の集合体となっていることもある。 石基の変質もいちじるしく， 脱ガラス化し， 角閃石・黒雲母・石英・白色雲母・方解石などの二次鉱物の晶出などが目立つ。 石英・方解石の細脈もよく発達している。 このような変成鉱物は 後述の花崗岩質迸入岩類 [ = 後期中生代迸入岩類 ] の影響をうけたものである。 とくに [ 多里の北東方 1 km 強の ] 萩原の東部の日野川沿いの道路上には 黒雲母花崗岩（日野川花崗岩 [ GE5 ] ）の小露頭（幅 40 m 位）があり， まわりの凝灰岩類に熱変成を与えているばかりでなく， 熱変成した凝灰岩をも取りこんでいる。
本地域内の流紋岩質ないしデイサイト質火山岩類 [ RM ] は， おおざっぱにみて大きく２つのブロックに分かれて分布する。 すなわち， 本地域のほぼ中央部で 多里付近から [ 図幅地域南端・東西中央付近の ] 長者原 にかけて南北ないし北東 - 南西方向に分布する 粗粒の斑状花崗閃緑岩体（多里 - 三国山花崗閃緑岩 [ GW3 ] ）によって分けられた東側のブロックと西側のブロックである。 東側のものは層理のよく発達した凝灰岩を多く含み， 砕屑岩 [ CM ? ] の薄層もところどころにはさむ。 多里の南方にはかなりの広がりをもったと砕屑岩層 [ CM ] が分布し， 第三系 備北層群 [ の下部（Bl） ] におおわれている。 西側のものは， 溶結凝灰岩の局所にみられる溶結構造をのぞくと， 全般的に成層構造が不明瞭で， かつ砕屑岩をはさまない。 両者の間には断層の存在が推定されるが， その位置に前述の花崗閃緑岩 [ GW3 ] が迸入してきているので， 関係は不明となっている。 東側の凝灰岩あるいは砕屑岩類の層理からすれば， みかけのうえからは 東側のブロックの方が西側のブロックより上位に相当するかのようであるが， 両者の上下関係は実際には明らかでない。
本ブロックは 東は多里（推定）断層， 西は斑状粗粒花崗閃緑岩 [ = 多里 - 三国山花崗閃緑岩（GW3） ] にはさまれ， 北は第三系の備北層群 [ の下部（Bl） ] によっておおわれており， 大きく次の２つの岩層からなりたっている。
この岩層には 本ブロックの北部を占め， かなりの広がりをもって分布するものと， 2) のなかに挾在し， 小分布を示すものとがある。 この両者の関係は不明であるが， いづれも規模の大小はあるにしても 2) の火山活動の時期に発達した湖成の堆積層であろう。 とくに， 北部地域のものは一部が断層によって 2) に接しているが， その南側では 2) におおわれており， 古生層を基盤として 2) の火山活動がはじまる頃に形成された湖の堆積物かも知れない。
北部の砕屑岩層には細かい褶曲や断層があちこちにみられ， 層理の方向はかならずしも一定していないが， 一般には南北方向の走向とゆるい東おちの傾斜を示している。 岩層は黒色の泥岩を主とし， 灰色の砂岩をはさむ。 いづれも凝灰質で火山物質を含むことが多い。 礫岩には 古生層起源とおもわれる粘板岩・砂岩・珪質岩（チャートも含む）の礫が多く， 火成岩類の礫は少い。 本層の厚さは正確に測定し難いが， 見かけの層理からすれば かなりの厚さをもっている。 その泥質岩層の産状は第 5 図に示される。
他の小規模な分布をする本層， とくに [ 鍵掛峠の南西方 5 km の ] 小鳥原 や [ 鍵掛峠の南南東方 2.5 km の ] 三坂 付近のものはレンズ状に火山岩類 [ RM ? ] 中に挾まれた産状を呈しており， 砕屑岩中には火山性物質がかなり多く含まれている。
本岩層は主として凝灰岩からなるが， 全般的に成層している訳ではなく， 成層した部分がところどころに見られるという程度で， 一般には塊状のものが多い。 成層しているものでも層理の方向が一定している訳ではなく， 砕屑岩を含めて 本ブロック全体の層序および構造を組立てることは困難であり， かつ， 火山活動の順序も flow unit などの区別がむつかしいので明らかにすることはできない。
岩石は一般に石英・斜長石・カリ長石の斑晶を多く含むが， 長石類は変質し， 白雲母の晶出をみる。 カリ長石は全く含まれない場合もある。 有色鉱物はほとんど変質しており， 白雲母・緑泥石・方解石などにおきかえられている。 石基には珪質岩などの岩片が多く， 花崗岩質のものはほとんど含まれていない。 ガラスはほとんど脱ガラス化して石英質物質にかわっており， 長石類には白雲母， 有色鉱物には緑泥石などが斑晶と同様に晶出している。 まれにジルコンがみられ， 鉄鉱が散点する。 野外では変質などのためにはっきりした境界はわからないが， 溶岩が挾在していることがある。 図幅地域のほぼ中央南端の層状構造を示す火山岩中（第 6 図）にみられるのがその例で， 岩質はデイサイト質， 斑晶は石英・斜長石・緑泥石化した有色鉱物からなり， カリ長石はほとんど認められないが， まれにみられることがある。 また， 部分的に石英と長石類が組合って文象様の構造を示す集斑晶がみられることがある。 石基のガラスは脱ガラス化し， 石英・斜長石・白雲母・変質した有色鉱物・鉄鉱などが散点する。
鍵掛 峠の北方の道路沿いに露出する凝灰岩は 前述の火山物質を多く含む暗灰色の泥質岩をはさみ， 岩質はデイサイト質である。 斑晶は石英と斜長石を主とし， 黒雲母はまれで， 変質し， カリ長石はほとんど含まれない。 石基は一般の凝灰岩と同様であるが， 岩石片にはデイサイト質ないし安山岩質溶岩や 変質した凝灰岩・珪岩・白雲母石英片岩・変砂岩・変泥岩ときに石灰岩などが含まれている。
本ブロックの火山岩類は 前述のように粗粒斑状花崗閃緑岩体（多里 - 三国山花崗閃緑岩 [ GW3 ] ）の西方あるいは北方にあって， 本地域の南西部の大部分を占めるが， 北東部では帯状分布する後述の迸入岩類 [ GW2, GW4 ] の間にはさまれ， またそれらのルーフペンダントとなって残存する。
このブロックの火山岩類もほとんどが凝灰岩で， いづれも全般的には塊状で， 層状を示さない。 岩質は流紋岩質のものが大部分であって， カリ長石の斑晶を肉眼的に認めることのできる特徴をもっているが， 部分的にはこのカリ長石が少なくなり， あるいは全くなくなったデイサイト質のものもある。 この両者の境界は明確にすることが出来ないので， ここでは一括されている。 また， 後に迸入した花崗岩類による熱変成作用の影響は全岩類におよんでいる。
岩石は肉眼的に石基の部分にはガラス質のものが目立ち， 暗灰色ないし黒色を呈するが， 顕微鏡下ではほとんど脱ガラス化している。 一般に斑晶は石英・斜長石・カリ長石，変質した有色鉱物（黒雲母）であり， 種々の異質岩片を多く含んでいる。 カリ長石は前述のように含まれない場合もある。 長石類には多かれ少なかれ白色雲母の微小結晶ができている。 有色鉱物の黒雲母が残存していることは珍らしく， ほとんどが緑泥石化しており， 花崗岩類との境界付近では 再結晶した黒雲母の細粒集合体となってしまっているものも少なくない。 また， 溶結凝灰岩には ときに特徴的な偏平化した軽石片がみられるが， 脱ガラス化によって細粒の石英のの集合体におきかえられていることが多い。 石基はガラスが脱ガラス化し， 石英の微小結晶ができており， 短冊状の斜長石やカリ長石・石英の微小鉱物がみられる。 長石類は斑晶と同様に白色雲母に， 有色鉱物はほとんど緑泥石や緑れん石になっている。 まれにジルコンやアパタイトが認められ， 鉄鉱が散点する。 ときには， 方解石脈や石英脈がいちじるしく発達していることもある。 上述の脱ガラス化した軽石のほかに， 岩石片のなかには安山岩・泥岩・砂岩・珪岩などが含まれていることがある。
花崗岩類との境界付近には， 捕獲岩様に花崗岩類にとりこまれ， その影響をうけて熱変成岩となった凝灰岩類があちこちにみられる。 そのいちじるしい例は 吾妻山の北方の道路傍の露頭や, [ 吾妻山の南西方 3.5 km の ] 比和町 久泉原 の道路傍の露頭であるが， このようなところでは 凝灰岩類は一見すると花崗岩類の一部かと見あやまる程に 石英・斜長石・黒雲母などの再結晶鉱物が粗粒化している。
本図幅地域内で多里（推定）断層）東には 流紋岩質ないしデイサイト質火山岩はほとんど分布していないが， 僅かに道後山の南方に２カ所の分布をみる。
一つは超塩基性岩（多里 - 猫山岩体） [ U ] と道後山のはんれい岩 [ GE1 ] との間にはさまれた微小な分布を示すデイサイト質凝灰岩で， 露頭での関係は不明であるが， おそらく超塩基性岩をおおい， 道後山はんれい岩に貫かれているものであろう。 外観はやや緑色を帯びた暗灰色の岩石で， 層状の構造がみられる（走向は北 80°西， 傾斜は 25°北落ち）。 斑晶は斜長石と石英， 変質した有色鉱物で， 斜長石は一部が細粒の石英の集合体となっているものがあり， 有色鉱物は細粒のアクチノ閃石質角閃石の集合体になっていて， 原鉱物は不明である。 石基は脱ガラス化し， 細粒の石英の晶出をみる。 斜長石・石英微結晶のほかには， 再結晶による黒雲母・石英の細粒結晶のプールが認められ， 不透明鉱物が散点する。 ここでみられる変成鉱物は道後山はんれい岩 [ GE1 ] の影響によるものであろう。
いま一つの凝灰岩は猫山の東方に分布し， [ 本図幅の ] 東隣の「上石見」図幅地域内に広がるもので， 本地域内ではごく僅かな分布を示すにすぎない。 岩石は流紋岩質で， 石英・斜長石・カリ長石の斑晶をもち， 石基は脱ガラス化によって石英の微結晶が晶出しており， 細粒の斜長石・石英が認められる。 有色鉱物は斑晶および石基ともに変質していて， 細粒黒雲母の集合体となっている。 本岩も後の花崗岩（ 小奴可 花崗岩 [ GE3 ] ）の迸入の影響をうけて細粒黒雲母などの変成鉱物が晶出したのであろう。
中国地方全域にわたって後期中生代の火山岩類に伴う数多くの迸入岩類があり， 本地域においても前章の火山岩類に関連した種々の迸入岩類が分布している。 迸入岩類は塩基性岩から酸性岩にまたがり， いづれも古生層・超塩基性岩， そして前述の火山岩類を貫き， それぞれに熱変成作用を与えている。 その岩体は以下に示すように 10 種ほどが区別でき， それぞれ相異る岩相で特徴づけられているが， なかには他の岩体と区別し難い類似の岩相を示すものもある。 また， それぞれの岩体の迸入関係は相接するものについては明らかであるが， 遊離して分布するものでははっきりしない場合が多い。 ここでは多里（推定）断層の東側と西側とに分け， できるだけ種々の地質現象あるいは近隣地域などで判明した関係などを考慮しながら， 推定される迸入順序にもとづいて記述する。
ここで区分した岩体には次のようなものがある。 ただし， 下萩 花崗閃緑岩（GW2）のみは 北部 [ ← 図幅地域北東隅 ] の谷中・笠木付近で多里（推定）断層の両側にまたがって分布しているが， ここでは西側のグループに含めておく。
ここで 1～9 の岩体は本地域特有の岩体として名付けられたものであるが， 隣接図幅地域に及ぶものもある。 10 は [ 本図幅の ] 北隣の「横田」図幅地域（村山ほか， 1973）で用いられている岩体名であり， 11 は 鳥取県地質図（1966）で広く鳥取県下一般に共通する特徴的岩体名として用いられている。
本地域内に分布する後期中生代迸入岩類のなかのはんれい岩は 道後山の西方の山稜を形成するものだけであって， 前述の超塩基性岩に伴うはんれい岩 [ G ] とはその外観からも， また， 岩質からも明瞭に区別できる。 このはんれい岩は 中国地方から近畿地方にかけて分布する 後期中生代 深成岩類のなかでは比較的早い時期の迸入岩の一つ （例えば， 鳥取県地質図（1966）などで第１期の迸入岩類と呼ばれている迸入岩類の一部） として各地に点在しているものと同じものであろう。 しかし， 本岩は露頭では まわりの岩石， 迸入している南側の古生層 [ Pm ] や超塩基性岩 [ U ] ， 北東側に分布する道後山花崗閃緑岩 [ GE2 ] との関係は直接みることが出来ないが， 古生層や超塩基性岩はその熱変成作用の影響をこうむっている。
本岩は， 野外でも， その粗粒ないし中粒の優黒質な外観から他の同時期の迸入岩類とは識別が容易である。 主成分鉱物は斜長石・単斜輝石・褐色角閃石であるが， 石英・カリ長石・黒雲母を伴い， かんらん石を除くと主要な造岩鉱物がすべて揃って含まれている という特徴をもっている。 そのほか， アパタイト・チタン鉄鉱．磁鉄鉱などを含んでいる。 主要鉱物はいづれも径 0.5 mm から 5 mm くらいの大きさをもつが， 一般に 1 mm 前後で一見して等粒である。 有色鉱物の一部は緑泥石化していることが多いが， 角閃石には細粒柱状の青緑色の角閃石が生じているものもある。 長石類はところどころ白色雲母化している。
本岩は道後山はんれい岩 [ GE1 ] を除くと他の花崗岩類とは全く遊離した分布を示す。 しかし， その岩体は [ 本図幅の ] 東隣の「上石見」図幅地域にも広がりをもっている [ 以下の [注] 参照 ] 。 肉眼的には中粒 均質な優白質な岩石であり， ところどころにアプライト脈 [ Ad ? ] が発達し， 玢岩 [ Pd ? ] に貫かれている。 本岩は優白質ではあるが， 岩質や組織などは後述の高尾花崗閃緑岩 [ GE4 ] や下萩花崗閃緑岩 [ GW2 ] とよく似ている。
本岩の主成分鉱物は斜長石・石英・カリ長石・緑色角閃石・黒雲母である。 その他， ジルコン・アパタイト・チタン鉄鉱・磁鉄鉱などを伴う。 斜長石は白色雲母・緑れん石に， 黒雲母は緑泥石ときにスヘンに， 角閃石は緑泥石・緑れん石にそれぞれ変質しているところがある。
野外における露出状況は道路の切割りを除くとあまり良好でないので， まわりの地層あるいは岩石との接触部は直接みることが出来ないが， 近傍の非変成 古生層の泥質岩 [ Pm ] および砂質岩 [ Pms ] の一部には黒雲母などの変成鉱物ができており， ホルンフェルの化している。 また， 超塩基性岩類 [ U ] からなる稲積山岩体や多里 - 猫山岩体の一部にも変成鉱物ができていることは前項でのべた。
また， ところどころに アプライトばかりでなくペグマタイトの小岩脈 [ Ad ? ] が発達していることがある が， 地質図上に図示できる程のものは少い。 後述の玢岩の岩脈 [ Pd ] もあちこちで本岩を貫いているのがみられる。
本岩は本図幅地域の南東隅， 東城町 小奴可 付近に分布する中粒ないし細粒の均質な花崗斑岩で， 今村（1959）， 広島県地質図（1964）の花崗斑岩はこのなかに含まれる。 超塩基性岩 [ U ] の多里 - 猫山岩体を貫き， 高尾花崗閃緑岩 [ GE4 ] に貫かれているとおもわれるが， いづれの場合も露頭での直接の関係はよくわからない。 外観は優白質， ち密な岩石で， 後述の半深成 複合岩 [ GW1 ] の中の花崗斑岩・文象斑岩に似ている。 風化した露頭では一見して流紋岩質凝灰岩に酷似しているので注意を要する。
本岩はカリ長石・石英・斜長石の斑晶で特徴づけられる。 有色鉱物として黒雲母が加わる。 石基は細粒の同じ鉱物からなるが， カリ長石と石英はときに微文象構造を示すことがある。 その他の随伴鉱物としてジルコン・アパタイト・不透明鉱物がある。 長石類は白色雲母化， 曹長石化し， 有色鉱物は緑泥石化しているところがある。
本岩は前述のように半深成岩 複合岩中の花崗斑岩に類似しているが， ここでは かなりの広がりをもっており（5 km × 5 km（+））， この種の岩体としては珍らしい。 おそらく 同種岩体の集合体 なのであろう。
岩脈は本岩中には少いが， まれに玢岩質のもの [ Pd ] の貫入をみる。
本岩は上述の小奴可花崗岩の南側 [ ← 図幅地域の南東隅のやや西方 ] に分布するが， 本地域内には僅かな分布しかみられず， むしろ， [ 本図幅の ] 南隣の「 庄原 」図幅地域内にかなりの広がりをもっている。 一見して均質・中粒の 花崗岩 [ ← 花崗閃緑岩 ] で， 特徴的な角閃石によって小奴可花崗岩とは区別が容易である。 しかし， 本地域内では露出状況が極めてわるく， 岩石の風化も著しいので， 新鮮な岩石採集は困難である。
本岩の主成分鉱物は径 1.0～0.5 mm 位の斜長石・石英・カリ長石・角閃石・黒雲母であり， 長石類は白色雲母化， 有色鉱物は緑泥石化している。 随伴鉱物にはアパタイト・ジルコン・褐れん石・チタン鉄鉱および磁鉄鉱などがみられる。 岩質としては後述の下萩花崗閃緑岩 [ GW2 ] によく似ている。
本岩は多里の東方の日野川沿いの道路切割りに露出する小岩体であるが， まわりの安山岩質凝灰角礫岩 [ AM ] を 貫き， 熱変成を与えている。 その付近にみられるかなりの幅をもった熱変成域から推測すると， この岩体は地下に相当な広がりをもつもののようである。 「日野川」という岩体名は このような バソリスを形成しているかもしれない 広がりを考慮してつけられた。
本岩は本地域内で多里（推定）断層の東側の花崗岩としては唯一の黒雲母花崗岩である。 岩石そのものは一般に中粒であるが， 粒度に変化があり， 径 0.5～1.5 mm 位の大きさの斜長石・石英・カリ長石・黒雲母を主成分としており， ジルコン・アパタイト・不透明鉱物を伴う。 岩体にはあちこちに凝灰角礫岩類の捕かくされた部分があり， それらが熱変成岩となっていることは前述の通りである。
この項から多里（推定）断層の西側の後期中生代迸入岩類の記述となるのであるが， ここで特徴的なのは， 大部分の迸入岩類がほぼ北東 - 南西の方向をもって帯状分布するということである。 そして， さらに特徴的なことは， 流紋岩ないしデイサイト質火山岩類 [ RM ] の活動と それを貫く中粒の花崗岩質迸入岩類（竜駒花崗岩類 [ GW4 ] ）との間にいくつかの半深成岩類の活動があって， それがまた帯状に集まって分布していることである。
このような半深成岩類の集合は複合岩体となって， 本地域では中央北部の横田町の南部から吾妻山にかけて分布しており， 大わけすると北東 - 南西方向にのびる三つの帯をなしている。
北側の二つの複合岩体は 前掲のような 石英閃緑玢岩・花崗斑岩ないし文象斑岩などの半深成岩からなり， これらは入り乱れて産出する。 したがって， それぞれの間の関係あるいは境界ははっきりしない。 そのうえ， 竜駒花崗岩類の侵入をうけてさらに複雑なものとなっている。 ここに複合岩体としてそれらを一括したのも， 一つ一つ岩体の形態すらつかみにくいということにもよっている。
第三の比婆山付近の複合岩体は， 前の岩体とは異り， 閃緑岩質の半深成岩をほとんど含まない。 花崗斑岩ないし斑状花崗岩を主な構成岩石とし， 流紋岩質ないしデイサイト質凝灰岩類 [ RM ] を直接 貫いている。 このような構成岩と産状の異る点を考慮して， この複合岩体は別箇に 比婆山の花崗斑岩 として記述する。
本岩は半深成岩複合岩体のなかに小岩体として点在するが， 竜駒花崗岩類の侵入しているところでは その中に捕獲岩様に残存していることが多い。 他の半深成岩類との関係は明らかでない。 肉眼的には 極めて長い（ときには長径 1 cm にも及ぶ）針状の角閃石の発達によって特徴づけられる。
本岩は完晶質であり， 主成分鉱物は斜長石・石英・緑色角閃石・黒雲母である。 それらは， 同一岩石のなかでも大きく斑晶状をなすもの， 小結晶が集って石基状をなすもの， またそれらの中間的なものなど さまざまの大きさの結晶が入りまじっている。 そのほか， アパタイト・チタン鉄鉱・磁鉄鉱などと， まれにジルコンの小粒が含まれている。 斜長石は一般に白色雲母化あるいはアルバイト化していることがあり， 角閃石は緑泥石化し， 緑れん石・スヘンなどの変成鉱物ができていることがある。 また， 黒雲母も一般に緑泥石化している。 [ 比婆山の北方 5 km 強の ] 大馬木 の南方の 小峠 [ ← 「小峠」峠 ] 付近の複合岩体に含まれる本岩の一部には ほとんどの構成鉱物が径 0.5 mm 前後の大きさをもった均質な岩石となったものがある。
これらの岩石はいづれも優白色， ち密な岩石で， 一見しただけでは両者の区別はつけ難く， 両者の関係も野外ではよく判らない。 前述の石英閃緑玢岩とは同一露頭で共にみられることは少いが， 石英閃緑玢岩をとりこんでいることがしばしばみられる。
花崗斑岩は， 斑晶としては主成分鉱物の石英・斜長石・カリ長石（普通にはパーサイトであるが， マイクロクリン構造を示すものもある）・黒雲母があり， 石基には [ 斑晶と ] 同一の鉱物類のほかに アパタイト・褐れん石・ジルコン・不透明鉱物などがわづかに含まれる。 斑晶にはまれに緑色角閃石が含まれることがあるが， ほとんど変質して緑泥石・緑れん石に変っている。 黒雲母もほとんど緑泥石化している。 また， 竜駒花崗岩類 [ GW4 ] の侵入しているところでは その熱変成作用の影響をうけ， もとの有色鉱物は石英および黒雲母の細粒結晶の集合体となっていることが多い。
文象斑岩は特徴的な微文象構造をもち， 主成分鉱物は花崗斑岩とほとんどかわらないが， ただ カリ長石の量が多くなっている。 主成分鉱物の量はカリ長石・石英・斜長石の順であり， 黒雲母は大部分が緑泥石化しているが， 極めて少量である。 その他， ジルコン・アパタイトの小粒が随伴し， 不透明鉱物も極めて少い。
本地域の南西部の比婆山付近で 流紋岩質ないしデイサイト質火山岩類 [ RM ] を貫く花崗斑岩を「比婆山花崗斑岩」とよぶ。 これはいくつかの花崗斑岩の小岩体の集合体であって， 複合岩体を形成しているが， 石英閃緑玢岩・文象斑岩を伴っていない。 この点， 前述の小奴可花崗岩 [ GE3 ] に似ているといえる。 小岩体と小岩体の間には 凝灰岩類 [ RM ? ] が図示できない程の幅でわづかにはさみ込まれていることがある。
本岩体の花崗斑岩も優白質のち密な岩石で， 肉眼的には その斑状構造が明瞭に認められる。 岩質的には前述の花崗斑岩に酷似する。 斑晶は石英・斜長石・カリ長石および黒雲母からなり， 石基には石英・斜長石・カリ長石・黒雲母のほかに少量のアパタイト， ジルコン， 不透明鉱物を含んでいる。 まれに， 石英とカリ長石による微文象構造がみられることがある。 本岩も二次的変質がいちじるしく， 斜長石は白雲母・緑れん石化し， カリ長石は白雲母化， 黒雲母は緑泥石化・緑れん石化しているところがある。 また， スヘンや細粒の石英の集合体があちこちにみられるほか， 方解石・緑れん石の細脈が発達していることがある。
本岩は 図幅地域の北東隅から北東 - 南西方向にのびる幅約 1,500 m 位の帯状分布をする岩体で， 北東方では [ 本図幅の ] 北隣の「横田」図幅地域内に広がっている中粒の花崗閃緑岩である。 本岩は その南側に分布する流紋岩ないしデイサイト質火山岩類 [ RM ] を貫き， 北側では竜駒花崗岩類 [ GW4 ] に貫かれているが， 産状としては [ 多里の西方 3 km の ] 窓山 付近の南西端では一見して竜駒花崗岩類を逆に貫いているような産状を示している。 また， 北東隅の谷中付近では凝灰岩類 [ RM ? ] をはさんで枝分れしているが， 東側の本岩と凝灰岩類の間には多里（推定）断層が延びてきている [ 以下の [注] 参照 ] 。
本岩の岩質は前述の道後山花崗閃緑岩 [ GE2 ] ・高尾花崗閃緑岩 [ GE4 ] に類似しているが， それらとの関係は不明である。
本岩は斜長石・石英・カリ長石・角閃石・黒雲母を主成分鉱物とし， アパタイト・褐れん石・ジルコン・チタン鉄鉱・磁鉄鉱などを伴う。 一般には径 0.5～1 mm ていどの等粒の主成分鉱物からなるが， ときにはより粗粒となったものがあり， 斑状構造を示すことがある。 角閃石と黒雲母は部分的に緑泥石や緑れん石に， ときにスヘンにおきかえられている。 また， 角閃石の一部あるいは黒雲母全体が 極細粒の緑色黒雲母の集合体となってしまっていることがある。 これは後に迸入した竜駒花崗岩類 [ GW4 ] の影響によるものであろう。 長石類には普遍的に細粒の白色雲母ができている。
本岩にも ところどころに アプライトやペグマタイトの細脈 [ Ad ] が発達しており， また， 玢岩の岩脈 [ Pd ] に貫かれている。
本岩は 一見してペグマタイトといえる程の粗粒で， 斑状構造の明瞭なことを特徴とする花崗閃緑岩で， 他の類似の花崗閃緑岩とは容易に識別できる。
本岩は， 前述のように， 流紋岩質ないしデイサイト質火山岩類 [ RM ] の層状ブロックと塊状ブロックとの間に想定される断層の位置に迸入している。 この岩体の帯状分布の方向はほぼ北東 - 南西であり， 他の後述の花崗岩類の分布の方向と同じ傾向がある。 しかし， この地域でみられる限りにおいては， 本岩体は他の花崗岩類との直接の関係はみられず， 独立した迸入岩体となっている。 したがって， 他との関連は不明であるが， ここでは便宜的に後述の竜駒花崗岩類 [ GW4 ] より以前の迸入岩としておく。 それは， 後述の竜駒花崗岩類・横田花崗閃緑岩 [ GW5 ] ・鳥取花崗岩 [ GW6 ] などが同方向に帯状分布する一連の迸入岩類であって， それらの後には迸入してくる本岩類似の深成岩を地域外でさえも見られない， という単純な理由によっているにすぎない。
本岩は 多里付近では新第三系 [ = 備北層群の下部（Bl) ] におおわれて その幅は不明となっているが， 普通は約 2 km の幅をもって多里付近から [ 図幅地域南端・東西中央付近の ] 西城町 長者原 付近へと帯状分布し， 岩体のほとんどが前述の特徴的な岩相を保っている 岩相変化の少い均質な岩石である。 主成分鉱物は石英・カリ長石・斜長石・黒雲母・角閃石で， これらの粗粒結晶が斑晶をなし， 中粒・細粒の結晶が石基をなす。 斑晶は普通は径 0.5 cm 以下ではあるが， ときに 1 cm をこえるものがある。 石基の部分には 少量のアパタイト・ジルコン・チタン鉄鉱・磁鉄鉱などのほかに褐れん石を伴う。 岩体の南部のものには角閃石を欠くものがしばしば認められる。 部分的に， 斜長石とカリ長石には白色雲母化が， 角閃石と黒雲母には緑泥石化がみられる。 また， しばしば黒雲母は細粒の緑色黒雲母の集合体となっている。 これもおそらく竜駒花崗岩類 GW4 ] の潜在によるものであろうが， 明かでない [ ← 地質図上では本層（= 多里 - 三国山 花崗閃緑岩）と竜駒花崗岩類は接していないが， … ] 。
この岩石は 本図幅地域の中央北西部に広く分布する中粒・等粒の黒雲母花崗岩であるが， 後でのべるように局部的に岩相の変化があって， 必ずしも全般にわたって均質ではない。 むしろ複合岩体というべきものかも知れない。 しかし， その大部分の岩相は黒雲母花崗岩であって， 前述の「塊状ブロック」中の流紋岩ないしデイサイト質火山岩類 [ RM ] ， 半深成 複合岩体 [ GW1 ] ， 下萩花崗閃緑岩 [ GW2 ] を貫き， それぞれに接触熱変成をあたえている。
竜駒花崗岩という岩体の名称は その典型的な岩石の露出する鳥取県と島根県境の 竜駒 [ ← 多里の西北西方 5 km ] の地名をとって名付けられた。 地表でみられる限りでは， 被迸入岩類の残存する分布状態との関連において， この岩体の北東 - 南西方向の帯状分布が明らかとなっているが， 実際の地下の広がりは相当 大きなものが予想される。 おそらく， 北東 - 南西方向の延びをもったバソリスを形成しているものであろう。 三井野原の北方で ところどころに岩脈状に流紋岩質凝灰岩 [ RM ? ] を貫いている花崗岩の小岩体はこの岩体の一部をあらわすもので， その岩枝ないしは舌状体の部分であろう。
本岩体の類似岩として 本図幅地域の南西部の比和町 森脇付近に分布する黒雲母花崗岩があり [ ← 地質図上では この黒雲母花崗岩も竜駒花崗岩（GW4）となっている ] ， まわりの流紋岩質凝灰岩 [ RM ] や半深成 複合岩体 [ GW1 ] に熱変成を与えている。 この岩体は直接， 竜駒付近の花崗岩類と関係はなさそうであるが， 岩質の類似と迸入時期の類似から この竜駒花崗岩類の一部として扱かわれている。
本岩類の代表的なものは前述のように中粒・等粒の黒雲母花崗岩で， 新鮮なものはカリ長石の色を強く反映してピンク色を呈する。 主成分鉱物は石英・カリ長石・斜長石・黒雲母であって， アパタイト・褐れん石・ジルコン・不透明鉱物を伴う。 長石類の一部は白色雲母化し， 黒雲母は緑泥石化していることがある。
本岩類の一部には斑状を示すものもあり， また， 緑色角閃石を伴うものもある。 また， 白雲母を含むものもところどころにみられる。 とくに， 小馬木 鉱山付近では 本岩は角閃石を含むことが多く， また， いちじるしく白雲母を含むことがある。 この白雲母を多く含むものは 本来の竜駒花崗岩類とは異る岩体として区別すべきものかも知れないが， その岩体との境界が明瞭でないので， ここでは一括されている。 ただし， 白雲母の形成は モリブデン鉱床の生成に関係した グライゼン [ greisen ] 化作用のような鉱化作用の影響によるものかも知れない。
石原（1971）によれば， 小馬木鉱山付近で 1,200 m × 700 m 位の狭い地域の中に 種々の岩相の花崗岩類が区別されている。 石原による 両雲母花崗岩・ 黒雲母花崗岩・ 閃雲花崗閃緑岩・ 閃雲石英閃緑岩・ 粗粒角閃石含有 黒雲母花崗閃緑岩などがそれであるが， ここではこれらは一括して竜駒花崗岩類のなかに含ませてある。 しかし， 次に上述のような石原による諸岩石について少しふれておく。
石原の分類した岩石類のなかで黒雲母花崗岩とされているものが 竜駒花崗岩類のタイプの花崗岩の性格を最もよく保持しているものである。 石英閃緑岩はその中に捕獲岩状をなし， また， 花崗閃緑岩は黒雲母花崗岩と「両雲母花崗岩」とのなかに産出し， 漸移相的性格をもっており， 「両雲母花崗岩」は局部的に白雲母花崗岩に移化するところもあって， その付近には「グライゼン」変質部が点々とみられるという。 これらの花崗岩類は竜駒花崗岩類の周縁相の一現象を示すものかも知れないが， また， これらの迸入岩類は前述の半深成 複合体 [ GW1 ] のような先駆的な岩類の残存であって， その一部が「グライゼン」変質の影響をうけたものとも考えられる。 なお， 石原の粗粒角閃石含有 花崗閃緑岩は 次にのべる横田花崗閃緑岩の分布の延長部にもあたり， その一部がここに迸入しているものかも知れない。 しかし， 露出範囲が極めて限られているので， これも地質図のうえでは竜駒花崗岩類のなかに一括されている。
この花崗岩類には，あちこちに数多くの ペグマタイトおよびアプライト脈 [ Ad ] が発達している。 玢岩類 [ Pd ] の貫入もまた少くない。
本岩は本地域の北西部において竜駒花崗岩類 [ GW4 ] と後述の鳥取花崗岩 [ GW6 ] にはさまれ， 北東 - 南西方向に約 1.5 km の幅で帯状分布する粗粒の花崗閃緑岩である。 両岩体との境は比較的明瞭であるが， 小馬木付近ではやや不明瞭となっている。 鳥取花崗岩とは粒度においてよく似ているが， 肉眼的には角閃石の有無で識別できる。
この岩体は北方へは [ 本図幅の ] 北隣の「横田」図幅地域内に広がる（村山ほか， 1973）。 また， 南西方向への延長は小馬木付近でその幅が減少しているが， 南北性の断層でたちきられている。 しかし， この断層の西側では小馬木鉱山の南方の 俵原越 付近へずれて分布する。 ここでは鳥取花崗岩には直接 貫かれてはおらず， 鳥取花崗岩とはかなりのへだたりをもって南側に分布し（竜駒花崗岩類の一部のなかに迸入）， さらに [ 本図幅の ] 西隣の「 頓原 」図幅地域内に広がっている。
本岩の主成分鉱物は斜長石・石英・カリ長石・緑色角閃石・黒雲母で， 小粒のアパタイト・ジルコン・チタン鉄鉱・磁鉄鉱などを伴う。 黒雲母・角閃石は部分的に緑泥石化しており， ときに細粒の褐色の黒雲母の集合体となっていることもある。
また， 本岩体には数多くの塩基性の捕かく岩が含まれている。 この岩石には拳大のものからコイン大のものまで大小さまざまあるが， 岩質としては石英閃緑岩ないし角閃石はんれい岩質である。 斜長石・緑色角閃石がそれぞれの塩基性捕かく岩に共通する主成分鉱物で， 黒雲母・石英がそれらに加わる。 粒度は中粒ないし細粒である。 ときには， 細粒の黒雲母の集合が有色鉱物をおきかえており， また， 角閃石には特徴的な長くのびた針状のものがあり， 原岩の一つとして前述の半深成 複合岩体 [ GW1 ] 中の石英閃緑玢岩が考えられる。 本岩体中にも， ところどころに玢岩の岩脈 [ Pd ] が貫入している。
本岩体は 鳥取市付近から延々と連続的に分布する 後期中生代の迸入岩類のなかでは最末期に活動した黒雲母花崗岩体の一部である。 極めて粗粒で均質な岩体 [ 以下の [注] 参照 ] で， 外観がピンク色を呈することを特徴とする。 かなりの広がりをもつバソリスであろうと推測されている。 鳥取花崗岩の名称は鳥取県地質図（1966）作成の際に提唱したもので， はじめて用いられた。 それまでは「小鴨花崗岩」などと呼ばれていた（村山ほか（1961）; 山田( 1961）; 村山ほか（1963））。 本地域では北西隅にのみ分布するが， 北隣の「横田」図幅地域内では約 5 km くらいの幅で東北東 - 西南西方向に帯状分布し， 南側では横田花崗閃緑岩を貫いている。
本地域の本岩は粗粒・均質で， 主成分鉱物は径 0.5～1 cm 位の石英・カリ長石・斜長石・黒雲母であり， 小粒・少量のジルコン・アパタイト・褐れん石・不透明鉱物などを伴う。 カリ長石にはパーサイトとマイクロクリン構造をもつものとがある。 黒雲母はときに一部が緑泥石化している。
本岩中にも ベグマタイト・アプライトの脈 [ Ad ] がかなりよく発達しており， 玢岩 [ Pd ] の貫入もあちこちにみられる。
鳥取花崗岩についての同位元素による絶対年代の決定は K - Ar 法（黒雲母による）と Rb - Sr 法（黒雲母と全岩による）によって行われており， いづれの結果もほぼ 61 m.y．と一致した年代が示されている（HATTORI and SHIBATA， 1974）。
これまで述べてきた後期中生代の迸入岩類は 10 種以上あるが， すべてが互に異る性質をもっているわけではなく， 迸入順序あるいは形成順序も明確にされたわけではない。 同じ時期の同じ迸入岩が 分布と外観だけのちがいによって別々の名称をつけられたものもあるかもしれない。 ここでは， とにかくこれらの迸入岩類の代表的な試料をもとにして， それぞれの岩質のちがいを化学組成から検討してみる。 ただし， 鳥取県地質図 説明書（1966）や 石原（1971）などによって発表されている 迸入岩類の化学組成などはここには含まれていない。
第 3 表はそれらの試料の湿式による化学分析の結果をまとめたものである。 分析の結果をさらに再計算して MFA 図 [ = MgO， FeO + Fe2O3（× 0.9）および Na2O + K2O を頂点とする三角ダイアグラム ] （第 7 図）や SiO2 を横軸にとって酸化物の変化をみたハーカー図（第 8 図） などにプロットした結果によると， カルク・アルカリ岩系の進化経路に調和的であり， また， 珪酸の増加に伴って各酸化物は一般的にはスムーズな変化を示すことがわかった。 これを「大江山」地域の後期中生代の迸入岩類の化学組成の傾向（IGI， 1966）と比較してみても 同じような傾向を示しており， 中国地方から近畿地方にかけての同時代迸入岩類について共通した傾向のあることが 化学組成のうえからもいえるようである。 ただ， ここでも SiO2 の重量比で 55～65 % 間の岩石を欠いているということは， サンプルの選択だけの問題ではなく共通した成因上の大問題かもしれない。
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本岩は後期中生代の火成岩類ばかりでなく三郡変成岩や非変成古生層なども貫いており， その数は脈岩中では最も多い。 幅は数 m から 10 m に及ぶものがあるが， 普通には 1～2 m 位のものである。 肉眼的に斜長石の斑晶がよく目立つのが特徴である。
岩質はほとんど同質の安山岩である。 岩石は斜長石のほか帯褐緑色角閃石， 単斜輝石を主成分とし， それらが大小の斑晶をなす。 そのほかに石英や黒雲母などが斑晶をなしていることもある。 石基はほとんど完晶質であるが， ガラスの部分はあっても変質しており， 細粒の石英その他の鉱物の晶出がみられる。 有色鉱物は緑泥石化していることが多く， 緑れん石・方解石などもみられる。 また， 石英・方解石の脈がよく発達している。
三郡変成岩中にみられる同質脈岩にはオフィチック組織を示すものがあり， 斜長石の変質もまたいちじるしい。 角閃石・単斜輝石は緑泥石やアクチノ閃石にかわっているところもあり， その他として 緑れん石・白雲母・スヘン・方解石などの変成鉱物がところどころにみられる。 このような玢岩々脈は一般の玢岩とは異るもので， むしろ， 原岩の古生層の中の塩基性火山岩に関係のあるものかもしれない。
本岩脈には主として流紋岩ないしデイサイト質凝灰岩類 [ RM ] を貫くものが多く， とくに本図幅地域の南西部の 中尺田 付近に集中的にみられる。
岩脈の幅は 5～10 m 前後で， 外観は堅硬で灰色， 斑状構造が明瞭にみられる。
本岩の斑晶は石英・斜長石・カリ長石・黒雲母である。 石基は同様の鉱物のほかにガラス・不透明鉱物であるが， ガラスは変質して脱ガラス化し， 粗粒の石英の集りとなっている。 黒雲母はしばしば緑泥石化する。 カリ長石はパーサイト構造をもつ。
また本岩脈の一部， 例えば前述の中尺田の岩脈の１つには斑晶カリ長石がなく， 石英が多くなっているものがある。 これはむしろ石英斑岩というべきであろう。
本脈岩はおそらく後述の玄武岩質溶岩の噴出に関係のあるものとおもわれるが， 玄武岩質溶岩台地付近ではなく， 全くかけはなれたところにみられる。 [ 図幅地域中央付近の ] 国鉄 木次 線 出雲坂根 駅の付近で， 竜駒花崗岩類 [ GW4 ] の中の黒雲母花崗岩を貫いている。
本岩はドレイライト組織をもち， 斑晶は変質したかんらん石・単斜輝石・斜長石であり， 石基には斜長石・単斜輝石・変質したかんらん石のほか不透明鉱物が散点する。 ガラスの部分はほとんどないが， あっても変質している。
多里図幅地域内の中新統は [ 1 ] 多里の南方， [ 2 ] 三井野原の北方および [ 3 ] 地域南縁の国鉄 道後山駅付近の三カ所に分れて分布している。 このうちの多里の南方のものは北村（1926）などによって古くから知られており， かっては古第三系（YOKOYAMA， 1927）と考えられたこともあった。 その後， 今村（1959）はこの地層を中新世中期のものとして「多里層群」と名づけた。 また， 道後山駅付近のものは今村（1959）によって， 三井野原の北方のものは春城・中沢（1962）によって初めて報告されたもので， ともに備北層群（今村ほか， 1953）に属するものとされている。
これらの３地域に分布する地層は， いずれも下部 [ Bl ] が礫岩・砂岩を， 上部 [ Bu ] がシルト岩を主としており， 岩相層序の点で， また， 化石群の内容において はなはだ共通している。 ここでは３地域の中新統を一括して備北層群として扱う。 備北層群は中新世中期の海成層である。
なお， 多里 - 三井野原地域の地質断面図を第 9 図として示した。
多里の南方の盆地の海抜 600 m 以下の部分に 基盤の後期中生代火成岩類を不整合におおって分布する。 この中新統は礫岩・砂岩を主とする下半部 [ Bl ] とシルト岩を主とする上半部 [ Bu ] とに分れる。 層厚は全体で 80 m 程度である。 構造的には ごく緩い盆状構造を示す。
本層の下半部 [ Bl ] は， 多里の南方の日野川沿岸でよく見られるように， 水平的な岩相変化の烈しい地層であるが， 少くとも２回の堆積サイクルが認められる。 下位のサイクルは急斜した基底面にアバットする角礫岩からはじまり， 円～亜円礫の散在する淘汰の悪い粗粒砂岩（厚さ 5～10 m）へとつづく （第 10・11・12 図）。 粗粒砂岩はしばしば礫岩をはさみ， また炭質頁岩の薄層もはさまれる。 この砂岩の上位には厚さ 1～2 m の炭質頁岩がかさなる。 上位のサイクルは径 10 cm 大以下の亜円礫が密集した礫岩から始まる。 この礫岩は厚さ 3～5 m であるが， ところによっては欠如し， また， ところによっては下位層をわずかに削っている。 礫岩の上位には石灰質団塊の多い塊状の中粒砂岩（厚さ 5～10 m）が発達し， 貝などの化石はこの中に多い。 さらに上位には黒色シルト岩がかさなり， その中に白色凝灰岩（厚さ 2 m）がはさまれる。
本層の上部 [ Bu ] はおもに灰褐色を呈し， 薄く剥がれやすい緻密なシルト岩よりなるが， その分布ははなはだ狭く， 西部の山腹でわずかに見られるにすぎない。
本層からの化石としては， 多里の南方の 新屋 付近の河床で砂岩中から次のものをえた。
また， 新屋の西方の砂質シルト岩中からは次のものをえた。
| 貝 : | Chlamys sp. |
| 腕足貝 : | Terebratalia sp. |
| ウニ : | Schizaster sp. |
この他， この地域の化石については YOKOYAMA（1927）をはじめとして， 大塚（1937）， 今村（1959）， 渡辺・吉村（1960）， 山名（1969）， 月森・星見（1973）などの簡単な報告がある。 有孔虫化石については多井（1968）の詳しい検討がなされている。 これらによって報告されている化石のうち おもなものを一括して次に示す。
これらの化石群は いずれも本属の下半部 [ Bl ] から産出したものである。 これらは瀬戸内地域の中新統の下部から産出している化石群と共通種が多く， 時代的には中新世中期を示すものとみられる。
三井野原の北方の室原川源流の急峻な山地に 後期中生代火山岩類を不整合におおってわずかに分布する。 分布状況からみて， 大部分は急斜した基底面にアバッ卜して堆積したものである。 層厚は最大で 80 m 前後， 下部の 2 / 3 くらいが礫岩・砂岩を主とし， 上部の 1 / 3 程度がシルト岩を主とする地層である。
本層の下半部 [ Bl ] は固結した亜円～円礫岩を主とし， 粗粒砂岩をはさみ， またしばしば角礫岩をはさむ。 亜円～円礫岩は全域的に発達するが， ふつう径 20 cm 大 以下の流紋岩礫を主としており， 花崗岩礫もまじる。 礫岩層にはときにいちじるしい斜層理が発達する。 角礫岩は室原川の河床や地域東部の鉄道線路ぞいなど， 基盤に接したところでいちじるしい。 ときには急斜した基底面に接して， 径 3 m 大から 5 m 大の巨大な流紋岩の角礫が見られることもある。 礫岩層には， しばしば， 淘汰の悪い塊状の砂岩が 4～5 m の厚さではさまれ， またときには， 炭質頁岩の薄層もみられる。
礫岩層は上方へ塊状の中粒～細粒砂岩をへて， シルト岩層へ移化する。 シルト岩層は灰褐色を呈する塊状のシルト岩を主とし， ときに細粒砂岩をはさむものである。
本層の分布は室原川ぞいの断層で東西に２分されている。 東側地域では基底が急峻な斜面にアバットする形をとりながら， 全体として西方へ緩斜する。 西側地域では分布は断片的であるが， 北方へゆるく傾く。
化石としては， 本層の下半部では地域東部の前述の巨角礫の間を埋める淘汰の悪い泥質岩中に カキ（Ostrea sp.）の密集層が見られる。 また， ここでは Anadara sp. も散点的に産出する。 [ 本層の ] 上半部 [ Bu ] では， [ 三井野原の北東方 1 km の ] 平家平 でシルト岩中に深海泥帯性の貝化石 Propeamussium tateiwai をかなり多産した。
国鉄 芸備線の道後山駅付近を北々西に伸びる谷にそい， 主に基盤の蛇紋岩 [ U ] を不整合におおって狭く分布する。 分布の状況からみて層厚は最大 70～80 m とみられる。 本層の下半部は礫岩・砂岩を主とし， 上半部はシルト岩を主とする（第 13 図）。 本層は起伏にとんだ基盤の凹所を埋めて堆積したものと見られる。
本層の下半部 [ Bl ] はおもに礫岩と含礫粗粒砂岩との互層よりなり， 南部 [ = 道後山駅周辺 ] ではシルト岩をはさむ。 礫岩は流紋岩・花崗岩の径 10～20 cm 大の亜円礫を主材とするもので， 礫はあまり密集せず， その配列から不明白ながら層理がうかがわれることが多い。 含礫粗粒砂岩は淘汰の悪い塊状のもので， 炭質物破片が多い。 道後山駅の北方の線路ぞいでは， この砂岩中にカキ（Ostrea gigas）化石が含まれていた。 この上部には暗灰色を呈する塊状の泥質砂岩がみられる。
本層の上半部 [ Bu ] は暗灰色ないし淡褐色を呈するシルト岩を主とし， その中に中粒砂岩の薄層をはさむ。 その分布はごく狭い。
本層の構造は， 傾斜は 10°前後と緩いが， 走向はまちまちで一定しない。 全体としては わずかに北へ傾くものとみられる。
化石としては， 今村（1959）により次のものが報告されている。
図幅地域西部の吾妻山の東斜面の海抜 1,020～1,040 m の高所に分布する礫層で， 今村（1959）によって始めて報告された。 この礫層の分布地は「 大膳原 」と呼ばれる小平坦地をなしている（第 14 図）。 礫層は露頭では径 5～6 cm 大の円礫を主としているが， 平坦地には礫層からの抜出しと見られる径 50 cm 大の円～亜円礫も散在している。 礫の種類は花崗岩・流紋岩や粘板岩・チャートなどである。 礫層の層厚は露出不良のため不明である。 本層は後期中生代火山岩類 [ RM ] を不整合におおい， その一部が吾妻山の玄武岩溶岩 [ B ] におおわれているという（今村， 1959）。 平坦地では礫層の上位に厚さ 1 m 前後の三瓶火山灰層がかさなり， さらにその上位に厚さ 1～2 m の黒土が発達する。
この礫層は 吾妻山のかんらん石玄武岩溶岩の噴出直前に河床礫層として形成されたものであろう。 時代的には鮮新世のものであるのか， あるいは更新世にかかるのか， 今のところ決め手はない。
本地域内の玄武岩溶岩は北東隅に２カ所， 南西部では吾妻山・ 竜王山 の２ヵ所とその両者を結ぶ北西方向の位置に１ヵ所にみられ， それぞれが小規模な溶岩台地を形成している。 いづれも三郡変成岩あるいは後期中生代の火成岩類を基盤としているが， 溶岩流の基底部には礫層（前出の吾妻山礫層 [ Ag ] ） をみることがある。 これらの溶岩台地は明らかにメサと呼ばれるような地形を呈している。
この玄武岩溶岩の噴出は地域外， とくに北西方に点々とみられる。 鳥取県地質図（1966）では鮮新世の火山岩類のなかに一括して含められているが， 更新世の可能性もまた大きいと考えられる。
本地域に噴出したいくつかの溶岩はすべてほぼ同じ岩質を示し， いづれも外観はかんらん石の斑晶が肉眼でも識別できる。 暗灰色・緻密・堅硬な岩石である。
斑晶にはかんらん石のほかに単斜輝石・斜長石があり， これらはときに集って集斑晶を形成していることがある。 石基は間粒組織が明瞭で， 斜長石の平行配列が特徴的であるものもある。 斜長石のほかにかんらん石・単斜輝石が発達し， それらの間を変質したガラス・不透明鉱物が埋めている。 また， 杏仁状にゼオライトが発達していることがある。
[ 三井野原礫層は ] 図幅地域中央部の三井野原付近に見られる 広く開けた谷底を埋めて発達する旧河床の堆積物であり， 今村（1959）によって命名・報告された。 第 15 図に模式的に示したように， 下部は厚さ 5～6 m 以上の礫層よりなり， 上部には 2 m 前後の厚さの砂質粘土層がかさなる。
礫層は流紋岩を主とする基盤岩類 [ = 流紋岩ないしデイサイト質凝灰岩（RM） ] の径 10 cm 大以下の円～亜円礫の密集層を主体とし， ときに砂層をはさむ。 円礫層の上位には径 50 cm 大以下の流紋岩角礫を主とする淘汰の悪い角礫層がかさなる。 一般に礫の風化はいちじるしく， その基質もかなり粘土化している。 角礫層の上位には灰色ないし灰褐色を呈する淘汰の悪い砂質粘土層が発達している。 この粘土層は一部では炭質物を多く含み， また， 不明白ながらほぼ水平な層理がみられる。 粘土層の上位には 1 m 前後の厚さの三瓶火山灰層が不整合にかさなる。
また， 東方の 鍵掛 峠付近でも同様に淘汰の悪い灰白色の砂質粘土を主とし， ときに巨礫を含む地層がみられる。 これも鍵掛峠付近に広く開けた谷を形成して南流した， 截頭以前の旧河床の堆積物であろう。
本地域では段丘の発達はいちじるしく貧弱である。 地質図に示した多里の北方の段丘礫層は 径 10～20 cm 大の花崗岩角礫が密集した崖錐状の堆積物であり， 厚さ 10 m 以上に達する。 多里付近には この他にも新第三系の分布域内の何ヵ所かで段丘礫層がみられるが， いずれも小規模なものなので地質図では省略されている。
図幅地域北西部 [ の大馬木川沿い ] に点在するものは径 30～50 cm 大の花崗岩亜円礫を主とした礫層であって， 厚さは 2 m 前後のことが多い。 礫層の上位には約 1 m の厚さの三瓶火山灰層がかさなっている。 なお， 三位・藤井（1972）は本地域北西部から横田地域にかけての河岸段丘を３段に区分し， 旧期の２段を多摩期， 新期の１段を武蔵野～立本期の形成としている。
[ 本層は ] 図幅地域内の各地で山腹から山麓へかけての緩傾斜地をつくって発達する。 ときに径 1～2 m 大の巨礫を含む角礫層よりなり， 構成礫種はその地域ごとの基盤岩によって左右されている。 上位には三瓶火山灰層がかさなっていることが多いが， ところによっては角礫層の間に三瓶火山灰層が挾まれていることもある。 この地層は地質図では大部分省略してある。
[ 三瓶火山灰層は ] 図幅地域内各地の山頂・山腹や河岸段丘・崖錐などをおおって分布する 黄褐色の軽石質の火山灰層である。 広島県地質図 説明書（1964）で命名されたものであり， 地元では「吉備土（キビツチ）」と呼ばれている。 地域内では厚さ 1 m 前後のことが多く， ところによっては花崗岩角礫を含むなど， ２次的な移動・再堆積を示している。 この火山灰層の軽石は重鉱物として角閃石・大型の黒雲母・磁鉄鉱を多量に含む。 この火山灰は西方の三瓶火山に由来するものと見られる。 地質図では本層の分布は省略されている。
地域内の各河川にそって小規模に発達する。 礫を主とした河床堆積物よりなる。
地質概説および各論の項でも本地域の地質構造の一部にふれているが， ここでは その地質構造の特徴的なものを若干例挙しておく。
先づ第一に， 古生層の基盤岩に関してである。 本地域の北東部の変成古生層（三郡変成岩）とその南方の非変成古生層とは， 層理あるいは片理の一般走向によるみかけの構造からすれば， ほぼ東西ないし北東 - 南西方向にのびる傾向を示し， 三郡変成岩はより下位の古生層の変成したものであることを示している。
第二に， 超塩基性岩類 [ U ] である。 [ 「II. 地質概説」の項で示した ] 第 4 図は本地域付近の， 特に [ 本図幅の ] 東隣の「上石見」図幅地域を中心とした東方の地域の地質図であるが， 多里 - 猫山岩体を除いて 東方に点在する超塩基性岩を追跡してみると， 大きくみれば古生層（変成岩を含む）の構造に調和的に分布し， 古生層の構造に支配されて迸入してきている（ [ 後に示す ] 第 16 図の (1) [ を参照のこと ] ）。
第三に， 後期中生代の火成岩類であるが， 火山岩類の全体の構造をつかむことはできない。 しかし， 迸入岩類についていうならば， 本地域の付近の とくに前出の東隣の「上石見」図幅地域では， 前記の超塩基性岩類が南方へたれ下ったような分布を示すところでは 迸入岩類も南へたれ下ったような分布を示し， たがいに調和的である。 これは， 迸入岩類が迸入してくる位置が古い構造に支配されていること， を示すのかもしれない（第 16 図の (2)）。
第四に， 多里（推定）断層の西側の後期中生代の迸入岩類の位置である。 すでに述べたように， 多里 - 三国山花崗閃緑岩 [ GW3 ] の迸入している位置は， 流紋岩ないしデイサイト質火山岩類 [ RM ] の [ 東側の ] 層状ブロックと [ 西側の ] 塊状ブロックとの境界で， 断層の想定される位置に相当する。 この [ 多里 - 三国山花崗閃緑岩の迸入位置に相当する ] 断層は火山岩類の噴出直後・花崗岩類の迸入前の変動に関係すると思われるが， この方向は 東側の多里 - 猫山超塩基性岩 [ U ] の分布方向と調和的である。 また， 北西方に分布する迸入岩類 [ GW4, GW5, GW6 ] などは， 多里 - 三国山岩体の位置にあったとおもわれる断層と調和的に派生した 同時期の割目に迸入したとおもわれるような [ 北東 - 南西方向の ] 配列を示している。
これらのことは， 超塩基性岩類の迸入してきた古い時代の地質構造が 後期中生代の迸入岩類の貫入位置を規制し支配したのかも知れない （第 16 図の (3)）。
第五に， 多里（推定）断層である。 この推定断層は直接 第三系におおわれているところがみられないが， おそらく， 後期中生代以後・中新世以前におこった あちこちでみられるブロック化運動に関係がある 南北性の断層運動の一つのあらわれであろう。 この断層は， 東側に分布する古生層や超塩基性岩が西側には分布しないということを考慮すると， かなりの落差をもつものと推測される。 しかし， この断層の北端には [ 断層の ] 両側に同一の下萩花崗閃緑岩 [ GW2 ] があらわれ， さらに [ 本図幅の ] 北隣の「横田」図幅地域内では一つの岩体となっていることからすれば， この断層は 蝶番 断層の可能性がある。
そのほか， 鮮新世ないし更新世の玄武岩溶岩 [ B ] の分布する位置が北東 - 南西方向の線上にある [ 以下の [注] 参照 ] ， ということも 古い構造との関連をおもわせるものがある（第 16 図の (4)）。
本図幅地域内の主要な鉱産資源はクローム鉄鉱とモリブデンであるが， 現在ではクローム鉄鉱のみが稼行されている。 本地域付近は古くから「 安来鋼 」の原料の砂鉄である「 山砂鉄 」の産地として知られており， 花崗岩の分布地域には 随所に 風化した花崗岩類の「マサ」を切りくづした跡や樋流しの跡がみられる。 そのほか， 花崗岩類の変質地帯のカオリンが小規模ながら稼行されている。
多里地域のクローム鉄鉱は日本の代表的な鉱床として有名であり， 本図幅地域の北東域に日野上・若松・広瀬の３鉱山がある。 これらの鉱山はいづれも 非変成古生層中に迸入した超塩基性岩中に胚胎するクローム鉄鉱を採堀している。 鉱石の品位はすべて必ずしも良好とはいえず， Cr2O3 : 30～35 % 位で， 最近では主に耐火レンガに利用されている。 現在も稼行されているのは若松鉱山と広瀬鉱山のみである。
しかし， これらの鉱山についての研究あるいは報告は数多く（石本（1940）; 地調（1950）; 番場（1950・1952）; 岩生ほか（1952）; 滝本・松永（1954）; 石本（1957）; 番場（1958）; 西村（1962・1964）; 山田（1964））， また， これらの鉱山の鉱床に付随する特殊な鉱物は北原によって研究され， これまた数多くの論文が発表されている（北原， 1947～1965）。
位置 : 鳥取県 日野郡 日南町 河上 [ ← 多里の東南東方 4.5 km ]
沿革 : 現在は日鉄鉱業が権者で， 1939 年に日本製鉄から稲積区を買収し， 1945 年から本格的操業を行ったが， 1963 年に休山。
地質 : 非変成古生層（および三郡変成岩）の分布地域で， 超塩基性岩（稲積山岩体） [ U ] が貫いている。 後期中生代の火山岩類（安山岩類） [ AM ] がこれらを覆い， その南方には道後山花崗閃緑岩 [ GE2 ] が迸入しており， いづれも熱変成作用の影響をうけている。
鉱床 : 稲積山の超塩基性岩体中に胚胎する８個の塊状ないしレンズ状の鉱体を対象としていた。 それらのうち稲積山の北東に分布する鉱体に対して稲積鉱体， 日野上鉱体と名付けられた。 これらはいづれも走向が北 20～70°東， 傾斜が 50～80°東落ちで， 落しの方向は北東 20～25°であり， そのうち稲積９号鉱体（走向方向 150 m， 落し方向 250 m で， 最大の厚さ 40 m， 位置は標高約 880 m から 730 m にいたる塊状ないしレンズ状）と 日野上 A 鉱体（走向方向に 200 m， 落し 320 m， 最大幅 30 m， 標高 830 m から 580 m にいたるレンズ状）の２つを中心に採掘されていた。
鉱石 : クローム鉄鉱。 品位は Cr2O3 : 25～30 % 程度
位置 : 鳥取県 日野郡 日南町 多里 [ ← 多里の南南東方 3.5 km ]
沿革 : 1899 年に鉱床発見， 1919 年以来は現鉱業権者の日本クローム工業所有。
地質 : 非変成古生層とこれを貫く超塩基性岩（多里 - 猫山岩体と稲積山岩体） [ U ] は一部が後期中生代の火山岩類 [ AM, RM ] におおわれ， さらに同時代の迸入岩類に貫かれ， 熱変成している。 多里 - 猫山超塩基性岩体の西側には 南北にのびる多里（推定）断層をへだてて 広く後期中生代の火成岩類が分布する。
鉱床 : 多里 - 猫山超塩基性岩体の北端部には大きくみて２つの鉱床が胚胎している。 北側の鉱床を若松鉱山が， 南側の鉱床を広瀬鉱山が採掘している。
若松鉱山では， 現在， ４鉱体を稼行の対象としているが， 代表的なものは７号鉱床と南５号鉱床と呼ばれている。 ７号鉱床はレンズ状ないし舌状の鉱体で， 走向は北 80°西， 傾斜は 30°南落ち， 鉱体は標高 780 m 付近から山稜部にのびている。 走向延長 30～50 m， 傾斜延長約 250 m， 厚さは平均 20 m。 南５号鉱床は走向が北 20°西， 傾斜が 40°南落ちのものと走向が北 70～80°西， 傾斜が 30°南落ちのレンズ状の２鉱体からなるが， ほとんど採掘済。 いづれも延長 30～50 m， 厚さ 10～20 m 位の鉱体である。
鉱石 : クローム鉄鉱。 鉱石はいづれも塊状鉱と斑状鉱の２種があるが， 塊状鉱が多い。 品位は Cr2O3 : 30～40 %
位置 : 鳥取県 日野郡 日南町 多里 [ ← 多里の南南東方 4 km ]
沿革 : 鉱床は 1907 年に発見。 当時は 野組 鉱山と呼ばれていた。 1917 年に広瀬倉平によって採鉱されて以来， 広瀬鉱山の名で現在までの採掘されている。 1966 年の鳥取県地質図 作成当時の時点で， Cr2O3 の平均品位が 33 % の鉱石を月産 1,600 トン程度出荷した．
地質 : 若松鉱山と全く同じ。
鉱床 : 六七 [ 読み方不明 ] 鉱床と 大切 鉱床の２つが主な鉱床。 六七鉱床は走向が北 40°西， 傾斜が 40°西落ち， レンズ状鉱体で， 走向延長 60 m， 傾斜延長 40 m， 厚さ最大 6 m。 大切鉱床は走向が北 10°西， 傾斜が 50°西落ちのレンズ状ないし舌状または層状鉱床。 走向延長 90 m， 傾斜延長 50 m， 厚さ 4 m。 鉱床そのものはゆるいうねりを示す。
鉱石 : クローム鉄鉱。 主に塊状鉱で斑状鉱は少い。 品位は Cr2O3 : 32～35 %。
花崗岩類に伴われるモリブデン鉱床は 本図幅地域付近では北西方の 「 木次 」 [ ← 本図幅の北西隣 ] および 「横田」 [ ← 本図幅の北隣 ] 両図幅地域にまたがる 大東 [ ← 「木次」図幅地域内 ] - 山佐 [ ← 「横田」図幅地域内 ] 地域のものが著名であり， 本邦の生産量の約 70 % が生産されていた。 本地域内では 西部地域の竜駒花崗岩類 [ GW4 ] の一部に著名な小馬木鉱山がある（立見（1945）; 木野崎（1953a・b）; 坪谷・石原（1961）; 山本（1963）; 石原（1971））。
この鉱床で産する輝水鉛鉱は高純度で， 過去の精鉱生産量も約 1,300 トン（MoS2 : 97 %）で本邦第 5 位にあたっていた。 また， 鉱床の形態が特異であること， 変成鉱物に変成岩で一般的な鉱物を産出したこともこの鉱床を有名にした。 小馬木鉱山の南方の島根県と広島県との県境付近や東方の大馬木地域には 竜駒花崗岩類 [ GW4 ] 中に輝水鉛鉱の徴候地があり， いくつか探鉱が行われたことがある。
位置 : 島根県 仁多郡 横田町 小馬木 [ ← 図幅西端・南北中央やや北 ]
沿革 : 本鉱山は大正時代から昭和 17 年頃までタングステンを採掘， その頃にモリブデンを発見し， 上島鉱業株式会社が稼行した。 第２次大戦後に一時休山。 昭和 27 年に再開。 馬木鉱業株式会社と共同経営したが， 後に馬木鉱業株式会社の一手にゆだねられた。 その後， 清久鉱業株式会社が昭和 31 年に鉱業権を引つぎ， 盛にモリブデンを稼行し， 昭和 51 年に休山した。
生産量 : モリブデン精鉱（昭和 50 年まで）1,250 トン（MoS2 : 97 %）。 タングステン精鉱（鉄マンガン重石）約 50 トン（WO3 : 70 %）
地質 : 鉱山付近には主に後期中生代の花崗岩類が分布し， 同時代の流紋岩ないしデイサイト質凝灰岩類 [ RM ] を貫いている。 この花崗岩類はここでは竜駒花崗岩類 [ GW4 ] の一部とみなされているものであるが， 鉱山付近では岩相変化がいちじるしい。 しかし， 基本的には粗粒花崗閃緑岩と中粒ないし細粒の黒雲母花崗岩からなる。 この花崗岩は花崗閃緑岩との接触部の近くで「両雲母花崗岩」になっており， 白雲母・柘榴石などを多く伴う。 花崗岩および変質部から分離した黒雲母と白雲母の K - Ar 年代は 59～64 m.y．である（SHIBATA and ISHIHARA， 1974）。
鉱床 : 本鉱山の主要な鉱体は， 発見順に， 一万鉱体・中切鉱体・本鉱体・天馬鉱体・銀竜鉱体・新八岐鉱体などであり， 上述の変質した「両雲母花崗岩」中にすべて産出する。 各鉱体は鉱筒， 鉱脈， 鉱染脈状鉱床などの組合せからなる。 鉱化を規制するものとして花崗閃緑岩と母岩の接触面との距離， その接触の凹凸面および母岩中の節理などが重要である。 変質鉱物では母岩中の径 4 cm 前後の斑点を示す雲母類とざくろ石が卓越している。 鉱体の近くには紅柱石が普遍的にみられ， 菫青石も認められることがある。 鉱石鉱物では輝水鉛鉱が最も一般的で， 鉄マンガン重石・灰重石などのタングステン鉱物は 主に一万鉱体の上部に限られて産出していた。 磁鉄鉱はやや一般的に， また， 黄鉄鉱・黄銅鉱・磁硫鉄鉱などは局部的に少量伴われる。 微量の Th [ トリウム ] を含む閃ウラン鉱の変種の bröggerite [ ブレッガー石 ] も産出した。
本地域付近の山砂鉄鉱床から産出された砂鉄は， 明治時代以前からも わが国の主要な鉄資源とされていた。 現在でも「 安来鋼 」として知られている特殊鋼の原料となっている。 山砂鉄鉱床は原岩の磁鉄鉱の含有量， 風化の程度， 地形， 水利， 木炭の供給などの条件に応じて さまざまな規模で採掘されていたことと， その採掘の歴史が長いために 「鉱床」そのものの位置を正確に把握することは難かしい。 本地域内でも 記録と地形的判断からいくつか， あちこちで採掘された形跡のあることを確かめたにすぎない。
本地域の北方・北西方の「横田｣・｢木次」図幅地域には それぞれ 鳥上 砂鉄として知られている桂ケ谷・羽内谷や雑家・中倉などの鉱床があるが， 本地域内でも北部の下萩花崗閃緑岩 [ GW2 ] や横田花崗閃緑岩 [ GW5 ] 中に ところどころ高品位の山砂鉄を採掘し， 鉄穴 流しで砂鉄を採取した跡が残っている。 また， 他の花崗岩類， たとえば竜駒花崗岩類 [ GW4 ] や鳥取花崗岩 [ GW6 ] からも若干 採掘した跡がある。
また， 本図幅地域の南東部の道後山から 小奴可 にかけての地域は， 広島県内における砂鉄鉱業に多量の原料をもたらし， その生産量の増加傾向は 明治時代に官営の広島製鉄所が東城に設置されて以後， とくに著しかったといわれている。 道後山の近傍では 道後山はんれい岩 [ GE1 ] および道後山花崗閃緑岩 [ GE2 ] の風化部から採掘された。 この地域はなだらかな平担面で（第 2 図 ⓐ）， かなり高所にあるが， 平坦化過程における深層風化の発達がよいために， 水利とのかね合いもあって かなりの地点で山砂鉄を採掘された跡がある。 小奴可から南方の「庄原」図幅地域にかけては 高尾花崗閃緑岩 [ GE4 ] を中心として山砂鉄が採掘された。
中国地方の山砂鉄は細～中粒のはんれい岩および石英閃緑岩に由来する赤目系， 粗粒の花崗閃緑岩ないし花崗岩類に由来する真砂系に分けられている。 原岩中の磁鉄鉱量ははんれい岩の 5 容量 % から花崗岩の 1 % にわたり， 風化によって一般に濃集度が異ってくる。 はんれい岩などの苦鉄質岩は磁鉄鉱を多く含み， 細粒であることが花崗岩などの珪長質岩よりすぐれている点であるが， その反面， チタン鉄鉱や燐灰石などの Ti， P， S などの不純物の原因となる鉱物に富んでいるという欠点もある。 山砂鉄の鉄鋼原料としての生命は， とくに近年においては 不純物の少なさにある。
山砂鉄は鏡下ではほとんど磁鉄鉱粒からなり， 個々の結晶は 10～60 % 程度が赤鉄鉱化しており， とくに結晶の周縁部あるいは割目ぞいに著しい。 また， 少量のチタン鉄鉱とごく微量の黄鉄鉱も含まれているが， これらは 磁選機と比重選鉱とを併用した戦後の山砂鉄鉱業では かなり除去されるようになってきている。
位置 : 島根県 仁多郡 横田町 小馬木 [ ← 小馬木（モリブデン）鉱山の北北東方 2 km ]
沿革 : 馬木カオリンとして知られている本鉱山の鉱床は昭和 25 年に発見され， それ以後は同鉱山名で継続稼行されている（鉱業権者は株式会社 勝光鉱業所）。 鉱石は名古屋方面へ陶磁器用として出荷している。 生産量は精鉱平均 700 トン（45～49 年）といわれている。
地質 : この付近は後期中生代の迸入岩類が広く分布しているところで， 北東 - 南西方向に帯状分布する横田花崗閃緑岩 [ GW5 ] が北側の鳥取花崗岩 [ GW6 ] と南側の竜駒花崗岩類 [ GW4 ] にはさまれ， 南北に走る断層によって断ちきられる位置にある。 モリブデンの小馬木鉱山は本鉱山の南南西約 2 kmの地点にある。
鉱床 : 鉱床は竜駒花崗岩類の中の黒雲母花崗岩の一部が変質によって形成されたものである。 形態は不規則で， 現在 稼行されているものは 小馬木の小森部落の南方の尾根に露出する小規模な変質帯の一部で， ベンチカットで露天掘されている。 この付近には点々と変質帯があり， 稼行の対象となっている。 鉱石は灰白色を呈するが， 「カオリン」鉱山と呼ばれているにしてはカオリンは少いようで， 主にモンモリロナイト・白雲母からなり， 原岩の長石類や石英が残っていることが多い。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Okayama (12) No. 40
By Sachio IGI and Toru SAKAMOTO (Written in 1976)
The mapped area is located in the central Chugoku Mountains of Southwest Japan （in long. 133°00' E to 133°15' E and lat. 35°00' N to 35°10' N), and is spread over three prefectures, Tottori, Simane and Hiroshima. Geologically, various kinds of strata and rocks of Paleozoic to Quaternary, which develop characteristically in the Chugoku Province, are distributed in this area ; especially the late Mesozoic igneous rocks occupy the greater part of the area.
The stratigraphical sequence of the area is summarized in Table 1.
| Age | Stratigraphy | Igneous Rock | Remarks | ||
| Cenozoic | Quaternary | Recent |
Alluvium,
talus deposits, volcanic ejecta, river terrace deposits |
|
Daisen Volcano
Sambe Volcano |
| Pleistocene | |||||
| Miino-hara Gravel Bed |
| ||||
|
| |||||
| Olivine basalt | Basic volcanics | ||||
| Neogene | Pliocene | ||||
| Azuma-yama Gravel Bed |
| ||||
|
| |||||
| Miocene | |||||
| Bihoku Group | Transgression | ||||
|
|
| ||||
| Paleogene |
Granites
Gabbro Intermediate and acid volcanics |
Tari estimated fault
"Late Mesozoic Igneous activities" | |||
|
Rhyo-dacite volcanics
Andesite volcanics | |||||
| Mesozoic | Cretaceous | ||||
|
|
|
| |||
| Jurassic | |||||
| Triassic | |||||
|
Basic rocks
Ultra-basic rocks |
Faulting,
upheaval
RM-LT-HP type | ||||
| Paleozoic | Permian |
"Non-metamorphosed"
Paleozoic [ south ↑ north ↓ of Hino-kawa river ] Sangun Metamorphics | |||
| Carboniferous |
(Ultra-basic rocks)
Basic volcanics |
Honshu (Chichibu)
geosyncline | |||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
The regional metamorphic rocks of the high pressure - low temperature type belong to the Sangun Metamorphic Rocks originated from the rocks of the northern part of the Honshu (Chichibu) geosynclinal sediments which developed in South-west Japan during Silurian to Permian times. They are distributed only on the eastern side of the Tari estimated fault running from north to south in the eastern half of the area. Most of them are pelitic schist characterized by albite - porphyroblast（albite-spotted schist and are intercalated by a small amount of thin basic schist. The mineral assemblage of the pelitic schist is principally of albite, muscovite, graphite, and garnet, accompanied with chlorite, stilpnomelane, tourmaline, apatite and iron ore ; that of the basic schist is, on the other hand, of albite, chlorite, epidote, greenish blue amphibole, quartz, muscovite, and garnet, accompanied with small amounts of sphene, rutile, iron ore, apatite and calcite. According to Hashimoto（1973), the greenish blue amphibole is barroisite. Some of pelitic schists along the western and northern margins of the schist area are repeatedly metamorphosed into hornfels, which has characteristically abundant biotite, formed by the intrusion of the Late Mesozoic granitic rocks.
The non-metamorphosed Paleozoics are exposed on the eastern side of the Tari estimated fault. The Late Mesozoic andesitic volcanics lie between the Sangun Metamorphic Rocks in the north and the non-metamorphosed Paleozoics in the south. The metamorphic and non-metamorphosed Paleozoics seem to have a similar geologic structure, judging from their strike（NE）and dip（S）of the stratification. Therefore, these Paleozoics might, roughly speaking, stratigraphically be continuous, suggesting that the metamorphic rocks have been originated from the lower parts of the Paleozonic formations, and non-metamorphosed Paleozoics, from the upper parts.
The northern part of the non-metamorphosed Paleozoics is principally composed of phyllitic slate and silty sandstone, rarely intercalated by thin beds of the basic volcanic rocks, and those rocks are slightly metamorphosed ; the southern part, of alternation of sandstone and slate, is often accompanied with red chert and rarely with thin basic volcanic rocks. Any fossils, however, have not yet been found in the Paleozoics.
The ultrabasic rocks are also distributed only in the eastern side of the Tari estimated fault. In the area there are two types of the ultrabasic masses, namely a large one in the non-metamorphosed Paleozoics area, and a small one in the Sangun Metamorphics and non-metamorphosed Paleozoic areas. The rocks of the small masses are almost altered into serpentinite. There are two large masses ; one is called "Inazumi-yama Body" in the northern part of the non-metamorphosed Paleozoics area, and the other, called "Tari - Neko-yama Body" ; the latter elongates from the Tari district to the south, and branches out in the neighbourhood of the Misaka district to both Neko-yama and Tobino-su-yama.
The rocks of the large masses are originally of dunite and harzburgite. Most of them, however, are altered into serpentinite, and further thermally metamorphosed by the Late Mesozoic intrusive rocks, such as quartz gabbro, granodiorite and other granitic rocks. In the masses the chromite deposits have been found, and at present two mines, Wakamatsu and Hirose Mines, are working.
On the northern side of the Inazumi-yama Body the gabbroic rock occurs as a small mass, although the relation with the serpentinite is not clear even in the field. It is essentially composed of altered plagioclase and diallagic clinopyroxene, with a very small amount of iron ore.
Many micro-gabbros or micro-diorites occurring as very small dikes are intruded into only ultrabasic masses. They are mainly composed of altered plagioclase, brown hornblende with green amphibole margin, clinopyroxene（sometimes as relict in the hornblende), and small amounts of sphene and iron ore.
The Late Mesozoic volcanic rocks in this area are roughly classified into two kinds of volcanics, lithologically : andesitic and rhyolitic or dacitic volcanic rocks. The andesitic volcanic rocks are distributed only along the River Hino-kawa in the northeastern part of the area with an occurrence described in the preceding section, and are likely to have erupted prior to the rhyolitic or dacitic volcanics.
The rhyolitic or dacitic volcanic rocks are widely spread through all the area. There are, however, lithologically difference between the rocks on the western and eastern sides of the Tari - Mikuniyama Granodiorite which intruded into the site where a faulting is considered to have been formed long before the granodiorite intrusion. On the eastern side of this granodioritic mass the rhyolite or dacite pyroclastics and lavas, often have the stratiformed apparence, and include clastic sediments such as mudstone, sandstone and conglomerate, thin beds of which are often intercalated into the volcanic rocks. On the other hand, the rocks on the western side are almost massive, excepting some parts of the ignimbrite having the flow structure ; any beds of clastic sediments are not found in the volcanic rocks, although the rocks are also composed of rhyolitic or dacitic pyroclastics and lavas as well as the former.
Almost all Late Mesozoic volcanic rocks are more or less thermally metamorphosed by later intrusion of the gabbroic and granitic rocks.
Various kinds of the Late Mesozoic intrusives, from gabbroic to granitic, are injected into not only the Late Mesozoic volcanics, but the older rocks such as the Paleozoic metamorphic and non-metamorphosed rocks, and ultrabasic rocks, all over the area. These intrusive bodies are classified, according to the order of intrusion on the both eastern and western sides of the Tari estimated fault, into the followings :
Most of the intrusive bodies on the western side of the Tari estimated fault occur characteristically as in a belt-like form, showing the zonal distribution, roughly from NE to SW in direction. Each intrusive body is commonly homogeneous, but has its own characteristic rock-facies. Of these intrusive bodies, however, the Ryukoma granites occur as a granitic complex, containing the various granitic rock-facies, although principally composed of medium-grained biotite granite and lithologically similar to the Tottori Granite which is coarse-grained biotite granite.
Many vein rocks such as pegmatite and aplite, and small dikes of porphyrite, rhyolite and others are also found in these intrusives throughout the area.
The middle Miocene marine formations distributed scatterly in the Chugoku Mountains are named as the Bihoku Group. In the mapped area, this group is exposed separately in the Tari, Miino-hara and Dogo-yama Station areas. These strata are of small fragments of the deposits formed during the Miocene transgression which submerged large parts of the Chugoku Mountains. This group is composed of sandstone and conglomerate at the lower parts, and siltstone at the upper parts. Thickness of the group is about 80 meters in the Tari and Miino-hara areas. Many molluscan fossils yielded from the lower parts of the group indicate the middle Miocene in age. The upper part yields deep sea molluscan fossil, Propeamussium tateiwai, in the Miino-hara area.
This bed is of old fluvial gravels distributed on the eastern slope of Mt. Azuma-yama at about 1,000 meters in altitude. The gravel bed is covered by a part of basalt lava. It seems that gravel bed and basalt lava are Pliocene or lower Pleistocene in age.
The olivine basalt lavas erupted in late Tertiary are distributed in the northern corner and in the south-western part of the area, and occur topographically as mesa. They cover directly the Mesozoic and Paleozoic formations or igneous rocks and Azuma-yama Gravel Beds. The phenocrysts are of olivine, plagioclase and clinopyroxene, and composed of the same minerals as the phenocryst and in addition altered glass accompanied with a small amount of iron-ore. Often the zeolite aggregates fill the amygdaloidal cavities in the groundmass.
This gravel bed is of old fluvial deposits of beheaded rivers developed in the Miino-hara and Kakkake Pass areas. The bed is composed mainly of gravels in lower part（6 m thick）and sandy clay in upper part（2 m thick).
In the mapped area, river terraces are poorly developed. Terrace deposits are composed of mainly gravels, and covered by volcanic ash layers.
At many places of the area, yellow pumice bed with a thickness of about 1 meter is found. This pumice was derived from Sambe Volcano.
Alluvial deposits are seen along the streams in the area. They are composed mainly of gravels.
The chromite deposits in the area are now worked by only two mines, the Wakamatsu and Hirose Mines. The ole deposits are in ultrabasic rocks, especially in serpentinized peridotites of the northern part of the Tari - Neko-yama Body. The average content of Cr2O3 in ore products from both mines is about 30 percent in weight.
Molybdenite is often found in leucocratic granites of this area, although the Komaki Mine is only one worked until 1976. The total production of about 1,300 tons MoS2 is the fifth in the Japanese molybdenum industry. The ore deposits of this mine occur in altered "two-mica granite", which is marginal facies of the Ryukoma Granites. Six major ore bodies, namely, Ichiman, Chugiri, Honko, Tenma, Ryugin and Shin-Yamata, consist of a combination of pipes and veins, and disseminated ores in limited places. The alteration minerals are both white and green micas, garnet and andalusite, and small amounts of cordierite and potassium feldspar. Molybdenite is only universal ore mineral, but wolframite and sheelite occur in the upper part of the Ichiman ore body. Magnetite is rather common and Fe - Cu sulphides and broggerite are negligible in amount.
The iron sand deposits were mined from deeply weathered granitic rocks in many places of this area during a long period before the Taisho Era. The main source rocks are the Dogo-yama Gabbro, Dogo-yama Granodiorite and Takao Granodiorite. The iron sand consists of liberated grains of magnetite that has been strongly martitized and very small amount of ilmenite. Intermingled materials were separated during the weathering and through the gravitational separation processes. Thus the pure nature was favored by steel mining industry, although the ore grade was low.
Some parts of the medium-grained biotite granite, a member of the Ryukoma Granites, are altered hydrothermally into kaolin or montmorillonite aggregates. In the area the Yano-maki Mine works the deposits of these aggregates at the Komaki district of Yokota-cho, Shimane Prefecture.
昭和 52 年 9 月 5 日 印刷 昭和 52 年 9 月 10 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1977, Geological Survey of Japan