地域地質研究報告
５万分の１図幅
岡山（12） 第 41 号
地質調査所 地質部 服部仁
昭和 53 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 古生層 III.1 概要と分布 III.2 岩相 III.3 時代 III.4 層序 III.5 構造 III.6 古生層の受けた変成作用 III.6.1 結晶片岩 III.6.2 千枚岩 III.6.3 三郡変成作用のまとめ IV. 蛇紋岩類および粗粒はんれい岩 IV.1 概要と分布 IV.2 岩相および他岩との関係 IV.3 顕微鏡下における特徴 IV.4 形成時期 IV.5 クロム鉱床との関係 IV.6 化学組成 V. 白亜紀の堆積岩類と火山岩類 V.1 概要と分布 V.2 油野層 V.2.1 岩相および層序 V.2.2 油野層の構造 V.2.3 油野層の堆積の場と火山活動 V.3 三国山流紋岩類 V.3.1 三国山～京坊峠地区 V.3.2 豊栄地区 V.3.3 神郷地区 V.3.4 新見地区 V.3.5 天銀山地区 V.4 千屋火山岩類 V.5 高尾安山岩類 V.5.1 高尾地区 V.5.2 雄山～剣森山地区 V.6 その他の火山岩類 V.7 白亜紀の火山活動に関する考察 VI. 白亜紀後期および暁新世の迸入岩類 VI.1 概要 VI.2 はんれい岩 VI.3 石英閃緑岩および閃緑玢岩 VI.4 花崗閃緑岩 VI.5 微文象花崗岩 VI.6 閃緑岩と微文象花崗岩との混成岩 VI.7 花崗斑岩 VI.8 鳥取花崗岩 VI.8.1 生山岩体 VI.8.2 菅生岩体 VI.8.3 笹尾岩体 VI.9 白亜紀後期および暁新世の迸入岩類に関する考察 VI.9.1 ステージ１の火成活動 VI.9.2 ステージ２の火成活動 VI.9.3 ステージ３の火成活動 VI.9.4 ステージ "0" の火成活動 VI.9.5 花崗岩礫を含む礫状岩 VI.9.6 その他の関連事項 VII. 岩脈（地質図には省略 ; 付図のオーバー・レイ図に示す） VIII. 中新世の備北層群 IX. 鮮新世のかんらん石玄武岩 X. 高位礫層など XI. 河岸段丘堆積層 XII. 第四紀の火山灰層（地質図には省略） XIII. 崖錐堆積層 XIV. 冲積層 XV. 応用地質 XV.1 金属鉱床 XV.1.1 クロム鉱床 XV.1.2 銅・鉛・亜鉛鉱床 XV.1.3 山砂鉄 XV.1.4 モリブデン XV.1.5 マンガン XV.2 非金属鉱床 XV.2.1 石灰石 XV.3 鉱泉 XV.4 断層・破砕帯など 文献 Abstract 付図
地域地質研究報告
（昭和 51 年稿）
５万分の１図幅
岡山（12） 第 41 号
本地質図幅は， 昭和 35～37 および 40～41 年における 183 日間の野外調査と その後の室内研究の結果をとりまとめたものである。 古生層および白亜紀火山岩類と堆積岩類に関して礒見博， 蛇紋岩およびはんれい岩に関しては猪木幸男， また備北層群および高位礫層については坂本亨の３技官の協力を得た。
岩石の検鏡に用いた薄片の数は約 840 枚であり， 技術部 特殊技術課 薄片係が作成した。 本文に用いた写真は正井義郎技官によって調製された。
現地の地質調査に際して， 鳥取県 地下資源開発局・ 鳥取県 日野郡 日南町役場・ 岡山県 商工部 工業課・ 岡山県 新見市役所， 高瀬鉱業所， および足立石灰鉱業所から便宜を受けた。 これらの機関の協力に感謝する。
なお， 本地質図幅作成のために行った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）， および 50 万分の１地質図幅「岡山｣（広川ほか， 1973）に使用されている。
本図幅地域は 岡山県の北西部との広島県の北東部の一部を占め， 山陽側の北端に位置するとともに 山陰側の島取県の南西部の一部を包含している（第 1 図）。 図幅地域の東寄りを南下する 高梁 川の源流は花見山の北東方から発している。
山陰・山陽をわける分水界の中国出脈は 北東方の [ 本図幅の北隣の 根雨 図幅地域内の ] 二子 山 [ 標高 1,075 m ] から 1,100 m 前後の高度を保ちながら 花見 山（ 小栗ケ山 ） [ 1,188 m ] ， 桑平峠 （鍬平峠）， 明石峠 へと南下し， 若干高度を落しつつ西南西方の背稜部， すなわち 谷田 峠， 高旗 山 [ 776 m ; 以下の [注] 参照 ] ， 鷹ノ巣山 [ 711 m ] ， 妙見 山 [ 725 m ] につながる。 妙見山付近で屈曲し 再び南下しながら高度を上げつつ 1,100 m をこす 三国山 [ 1,129 m ] （鳥取・岡山・広島の３県の境界）に達し， そこから西方の [ 本図幅の西隣の多里図幅地域内の ] 道後山 [ 1,269 m ] に少しずつさらに高度を上げてゆく。 この山岳地帯はほとんど白亜紀の流紋岩ないし安山岩の火砕岩類からなり， その起伏は概してなだらかである。 しかし， 横断面をみると 北側の山腹の地形は急峻であって， 谷はしばしば厚く堆積した崖錐によって埋められている。
山陰側において 石見 川や日野川などによって浸蝕されて残存し， 鋭角の円錐形をなす 大倉山 [ 1,112 m ] や 鬼林山 [ 1,031 m ] は， 山陽側には例の少ない偉容をみせている（第 2 図）。 「一般に小さな谷の発達した急斜面とその下に広がる山麓緩斜面とがみられる」地形は 小奴可 地形 [ 以下の [注] 参照 ] と呼ばれ（三野（1942）の p. 245）， 晩壮年期の山地で中間適応単位への解体が進んだものとして区分され， 一例として大倉山と花見山の周辺の地形図が紹介されている （吉川ほか（1973）の p. 184～185）。 これらの山体は花崗閃緑岩からできている。
日野川の北岸の一部の山頂には準平原化した地形面上に流出した玄武岩からなる台地があり， メサ地形を示している。
山陽側の山岳地形は緩慢な起伏をつづけるが， それらのなかには準平原の痕跡とみられる平坦な山頂面を沢山見つけることができる。 高梁川の流域において， 千屋 ・ 剣森 山 [ 1,034 m ] 付近の標高 1,000 m 前後の山塊である矢ノ峯高原の 900 m（第 3 図）， [ 図幅地域南端やや北の ] 内ノ草 ・ 奥組 [ ← 高尾奥 ? ] 付近の 600 m と南下するにつれて 平坦な山頂面の高度が低くなっているのも特徴の一つに加えられるであろう。 吉川ほか（1973 ; p. 210～211）によると， 1,000 m 前後の高さの平坦な山頂面は 背梁山地の山頂付近に分布している浸蝕小起伏面で， 道後山面と呼ばれるものに相当する。
河岸段丘は日野川とその支流において２段以上認められているが （服部・片田（1964）の p. 41）， 高梁川沿岸などの山陽側の本図幅地域内においてはあまり発達していない。
[ 図幅地域北端・西端から東方に 7 km の ] 生山 付近における 石見 川には， 花崗岩の節理によってつくられた断崖および河床に浸蝕 欧穴 [ ← 甌穴 ? ] の景観をみせる 石霞 溪がある。
本図幅地域内の花崗岩類は一般にいちじるしく風化しており， 各所においてその白い地肌をみせている。 自然の削剥作用によって生じた場合が多く（第 4 図）， なかには山砂鉄の採掘のため人為的に山塊を崩壊させた場合もみられる。 山砂鉄の採取後に生じた膨大な量の廃砂は谷などを埋めるように積まれており， 人工的崖錐というべきであろう。
本図幅地域は主として白亜紀の火山岩類とこれらを貫く花崗岩類によって占められるが， 本地域の北西縁と南方の中央部には 結晶片岩および千枚岩化した古生層（ 三郡 変成岩）が分布し， 多量の蛇紋岩類を伴っている。 さらに 南東縁には 第三紀中新世の堆積岩類（備北層群）が 以上の諸岩石を不整合におおって僅かに分布する。 また， 北西部には第四紀の火山灰層が薄く広がっている。
本図幅地域の諸岩石は次のように区分される．
本図幅地域の地史を総括して第 1 表に示す。
| 地質時代 | 堆積岩類 | 火山岩類 | 深成岩など | 備考 | |||
| … | |||||||
古生層は蛇紋岩類や白亜紀後期および暁新世の迸入岩類に貫かれたり， あるいは白亜紀の火山岩類におおわれるために寸断されて， ほぼ北西 - 南東に延びて分布する。 古生層はシルル紀にはじまった いわゆる「本州（秩父）地向斜」の堆積物からなり， 二畳紀後期から三畳紀初期の 三郡変成作用 を受けている。 古生層は， 本図幅地域の北西縁では アルバイト斑状変晶を含む点紋帯の結晶片岩であり， 他の区域では千枚岩質の変成岩になっている。 なかでも， とくに南縁付近では 古生層の変形はきわめて貧弱で， 変成作用を全く受けなかったかのごとく 古生層の再結晶は軽微である。
変成鉱物の組合せからみると 変成度は北から南へ低下し， 再結晶作用が南ほど弱い ということとうまく対応する [ 以下の [注1] 参照 ] 。 したがって， 本地域内の古生層は 厳密には 変成古生層とよぶべきものである。 この点に関しては， すでに橋本（1964）が中国地方における三郡変成岩以外の非変成古生層 [ 以下の [注2] 参照 ] のなかに三郡変成岩があると述べているし， また， 50 万分の１地質図幅「岡山｣（広川ほか， 1973）においても三郡変成岩の分布域が明示されている。
層序の上では 古生層は北から南に向って上位の地層が現われ， 他方， 岩相からみると， 下位の砂岩・泥岩を主体とする地層から上位に向けて， 苦鉄質～中性火山岩にとむ地層， 石灰岩にとむ地層， および珪質・凝灰質岩石と砂岩・泥岩の互層へと移化する。 石灰岩にとむ地層には数枚のチャートが挾在し， 一部のチャートは 2.5 km にわたって追跡可能である。
厚い石灰岩層 [ Pls ? ] は水平方向の広がりが大きくなく， 両端の形状は垂直に近い面（傾斜断層の関係ではない）で断絶し， レンガを想像させる直方体に近いブロック状岩体をなす。 ２枚の厚い石灰岩層 [ ← 国鉄 伯備線 足立 駅およびその北方 1.5 km 付近のもの ? ] のうち 上位の石灰岩層の最上部 [ ← 足立付近のもの ? ] のみが両側面に縁を広げて分布する。
本図幅地域の古生層にみられる堆積相の経時変化や地層の連続性から判断すると， 堆積の場がやや深い海からさんご礁を生むような浅い海へと変化し， しかも比較的平穏な環境であった。 したがって， メランジを形成するような構造変形の場， すなわち 「古い地質時代に噴出・貫入していた大洋性火山岩や蛇紋岩類が海溝に運ばれ， そこで [ = その場所で ] 陸地から供給された新しい堆積物と大規模に混和する」 ような図式を 本地域の古生層の堆積環境に想定する必然性はないように考えられる。
化石による時代考証ができないので正確にはわからないが， これらの地向斜堆積物の形成時期は 古生代後期の石炭紀から二畳紀のものであろう。 古生層全体の層厚は約 4,600 m と推定されるが， 詳しい構造解析が進めば， 徳山（1971）が指摘したように， 実際にはもっと薄くなるのかも知れない。
二畳紀末期から三畳紀初頭に起った広域的な変形・変成作用（三郡変成作用）によって 古生層は褶曲・変形し， 三郡変成岩となって全体に隆起した。 これと相前後して超苦鉄質岩（蛇紋岩類）が貫入した。 蛇紋岩類の貫入・分布形態は， 古生層の内部構造を明瞭に切り 古生層の一部に接触変成作用を与えているものの， マクロにみると古生層の構造と調和的関係にある とみなしうる。 この地域付近で有名なクロム鉱床はすべて蛇紋岩類中に胚胎する。
白亜紀に入ると火山活動が活発になり， 三郡変成作用とそれに引き続く上昇によって陸化していた 古生層（三郡変成岩）と蛇紋岩類からなる基盤の凹地を埋めるように， 火山物質を多量に含む礫岩・砂岩・泥岩・凝灰岩（本文で 油野 層 [ y ] と命名）が堆積した。 油野層の岩石は赤褐色を呈し， 蛇紋岩類の破片を含んでいる。
引き続いて 流紋岩を主とし 少量のデイサイト・安山岩を伴う風しい火山活動が起り， 広範囲に流紋岩などの火砕岩や溶岩が形成された（ 三国山 流紋岩類 [ VRp, VRl ] および 千屋 火山岩類 [ VDR ] )。 この流紋岩類などの火山活動期には ところどころに小さな湖沼ができたらしく， 水中に堆積したと思われる厚さ数 m 程度の層灰岩 [ tuffite ] をしばしば挾んでいる。 層灰岩の層理（ときには級化層理をなす）の傾斜角度は一般に 30 度位までであり， 流紋岩類の傾動・変形は著しくない。
これに対して， 流紋岩類などを不整合におおう安山岩類（ 高尾 安山岩類 [ TA ] ）は比較的水平に近い内部構造を有する。
以上の火山岩類は 69～59 m.y. と年代の決定された迸入岩類によって接触変成作用を受けているので， 白亜紀末期までにはすでに形成されていたものと推定される。 中国地方における いわゆる後期中生代の火山岩類については 多数の研究 （たとえば 村上・長谷（1967）および長谷（1967）による総括）があり， 時代・対比などについて考察が進んでいる。 しかし， 中国山脈付近の本図幅地域の火山岩類に関しては， これまでに大塚（1897）， 山田（1951）や光野・大森（1963）による地質図があるものの 相互対比の資料に乏しく， 油野層・ 三国山流紋岩類・ 千屋火山岩類・ 高尾安山岩類を 他地域の標準的層序とどう対比させたら良いかは今後の問題であろう。 油野層は 岩相上から インクストーンと呼ばれるものに類似しており， １つの可能性として 関門層群の脇野亜層群あるいは稲倉層に対比できることを指摘したい。
白亜紀の火山岩類噴出の終末期近くになると， はんれい岩 [ GA ] ・ 閃緑岩 [ QD ] ・ 花崗閃緑岩 [ GD ] ・ 微文象花崗岩 [ M ] ・ 花崗斑岩 [ Gp ] などが相前後して貫入し， 火山岩類や古生層（三郡変成岩）に接触変成作用を与えた。 これらの迸入岩類は１つの岩体内でも 岩質や岩相の変化がきわめてはげしく， なかには混成岩的なもの [ H ? ] や浅成相もみられる。 本文では， はんれい岩・閃緑岩・花崗閃緑岩などを ステージ１の火成活動 の産物， 微文象花崗岩・花崗斑岩を ステージ２の火成活動 の産物に区分する。
幾分遅れて底盤状の粗～中粒黒雲母花崗岩が貫入し， 周囲に大規模な接触変成作用を与えた。 これを ステージ３の火成活動 と呼ぶ。 この花崗岩は従来は 小鴨 花崗岩あるいは第３期迸入岩類（村山ほか， 1961）と呼ばれていたものに相当し， 北隣の「根雨」図幅地域では迸入岩類 Ⅱ に区分している（服部・片田， 1964）。 しかし， 10 万分の１鳥取県地質図（鳥取県， 1966）において 鳥取花崗岩 の名称がつけられて以来， 鳥取花崗岩 [ G ] と呼ぶようになっている。 本地域に至近の鳥取花崗岩の放射性年代測定値は 59～64 m.y．であり， 上昇・固結までがきわめて短時間に終了しており， その迸入環境は 地表水が混和しマグマが急冷するような条件であったらしいと推定されている （HATTORI and SHIBATA， 1974）。
ステージ１の火成岩は北隣の「根雨」図幅内の迸入岩類 Ⅰ に相当するが， ステージ２の花崗斑岩などの帰属ははっきりしない。 ステージ３の鳥取花崗岩の浅成相である可能性もないわけではない。
鳥取花崗岩の上昇・固結に伴って， 花崗岩体内のみならず 白亜紀以前に形成の岩石内には沢山の割目ができ， ある地区では顕著な節理系を形成した。 これらの割目を埋めるように多数の安山岩質ないし玢岩質の岩石が貫入し， 岩脈を形成した。 これらの岩脈（地質図では省略 ; [ 後述する「VII. 岩脈」の章で示す ] 第 24 図および付図に示される）に 北隣の「根雨」図幅地域内の岩脈群のような顕著な方向性はないが， 本地域の南縁近くでは東西性に近い岩脈群をなす。
その後， 削剥につづく沈降運動によって海進があり， 古瀬戸内海が生まれ， 中期中新世の備北層群 [ m ] がたまった（多井， 1957）。 本図幅地域の南東縁に礫岩・砂岩からなる地層が分布するが， これが備北層群の一部に相当する。
その後， この地域は隆起・準平原化が進み（三野， 1933・1935 ; 大塚， 1937）， 平坦面ができたり， 局部的に礫岩・砂岩が堆積したり， あるいは台地上にかんらん石玄武岩 [ Vb ] が噴出した。
日野川や高梁川沿岸の段丘堆積層 [ te ] は第四紀になってから堆積した。 これと相前後して， 大山 火山あるいは 三瓶 火山からの火山灰が薄く本地域の現地形面にほぼ平行におおった。
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本層は露出面積が狭く 図幅地域の面積の１割にも達せず， 各所に散在するにすぎない（第 5 図）。
これらの小分布地区のうちでもやや広い面積を占めるものとしては， ① 本図幅地域北西部における日野川の上流域の 日南 地区， ② 妙見山から高瀬付近にかけての 妙見山～高瀬 地区， および ③ 図幅地域中央部から南縁に広がる 足立 ・ 芋原 ～木戸・笹尾～舞尾 の ３つの小地区の古生層 [ 以下の [注] 参照 ] が主要なものである [ 第 5 図参照 ] 。
その他の古生層 [ 以下の [注] 参照 ] は 白亜紀の火山岩類におおわれて谷間に僅かに顔をのぞかせたり， あるいは 白亜紀後期および暁新世の迸入岩類に貫かれてルーフペンダント状に尾根部に残存するなど， それらの露出面積はきわめて小さい。
古生層を構成する岩石は 程度の差こそあれ ほとんど再結晶作用を受けていて， 堆積当時の組織がそのまま保存されてはいない。 すなわち， 三郡変成作用による変形や変成鉱物の晶出， さらに花崗岩類の貫入による接触変成作用の影響を受けている。 したがって， 厳密には変成古生層というべきである。
図幅地域北部の日南地区や花見山の北方地区の古生層 [ Sb ] は 肉眼ではっきり識別できる程の白い斑点， すなわち斜長石斑状変晶を含む点紋帯の結晶片岩であり， 本図幅地域内の古生層のなかではもっとも再結晶作用が進んでいる。
その他の諸地区では 千枚岩質であったり， あるいは塊状の岩石では 全く変成作用を受けていない「なま」の未変成古生層のようにみえることもある。
本文では 古生層のうちの前者の点紋帯の結晶片岩を 結晶片岩 ， および後者の弱変成～千枚岩質岩石を 千枚岩 のように２つに区分して記載を行うことにする。
結晶片岩および千枚岩は花崗岩類との接触部周辺ではホルンフェルス化している。
結晶片岩および千枚岩は乳白色， 灰色， 灰緑色， 緑色， 褐色， 黒色などの多彩な色調を呈するが， 原岩は肉眼および顕微鏡下の観察によって以下のように推定される。
| 粗粒～細粒砂岩 | : 帯黄灰色， 淡褐色 |
| シルト岩～泥岩 | : 帯黄褐色， 褐色， 黒色 |
| チャート | : 灰色， 桃色， 赤褐色 |
| 石灰岩 | : 乳白色， 灰白色， 灰色 |
| 苦鉄質～中性火山岩 | : 緑色， 暗緑色， 帯緑灰色 |
| 珪質および凝灰質岩石 | : 乳白色， 帯緑灰色， 暗灰色， 淡褐色 |
古生層のすべてがこのような原岩に基づいて細分できるほど精査していないので， 地質図には 砂岩・泥岩 [ Sb， Pb ] ， 苦鉄質～中性火山岩 [ Sm， Pim ] ， 石灰岩 [ Pls ] ， 石灰岩レンズ [ Pl ] ， チャート（灰色および赤色系） [ Sc : チャート起源の珪質片岩， Pcr : 桃色～赤褐色を帯びた千枚岩質チャート， Pc : 灰色を帯びた千枚岩質チャート ] ， 珪質および凝灰質岩石と砂岩・泥岩の互層 [ Pst ] のようにまとめて表現している。
砂岩にとむ地層にはまれであるが， 級化層理がみられる。
チャートはしばしば赤味を帯び， また黒色粉末状の Mn の酸化鉱物を含むことがある。
石灰岩は 100 m オーダーの厚さに及ぶ巨大なブロック状をなしたり， まれに厚さ数 10 cm， 長さ数 m 程度のレンズ状として 砂岩・泥岩中や火山岩中に挾まれる。
苦鉄質～中性火山岩を原岩とする結晶片岩 [ Sm ] は白い斜長石斑状変晶を含む暗緑色岩であり， 原組織は全く判らない。 しかし， 千枚岩 [ Pim ? ] のなかには 塊状・均質で 石基の中に自形の斜長石がそのまま残存したり， また， 有色鉱物の外形がそのまま保存されていることもあるので， まれには原岩が溶岩流であったと判別できる。 しかし， 大抵は変形と再結晶のために 溶岩か凝灰岩か区別はつかない。
また， 著しく変形した火山岩を原とする千枚岩 [ Pim ] の中に 泥岩や砂岩の微小岩片（顕微鏡下でのみ識別できる位細粒）が 不規則にとり込まれていることがあり， 機械的に混和したものとみられる。 同様に泥岩中に砂岩の微小岩片が入る場合もある。 これらの顕微鏡下で認められる組織が 千枚岩化のさいの変形によって生じたものか， 原岩堆積時のスランプ構造なのか， あるいは後者に前者の変形が相乗してできた複雑な構造なのか， 何れともはっきりしない。
以上の複雑な構造と異なり， 原岩の組織が保存され 変形のごく弱い千枚岩で， とうてい機械的混和があったとは考えられないような 「なま」に近いシルト岩～細粒砂岩の中に 火山岩の微小岩片（中性～珪長質）の認められることがある [ 以下の [注] 参照 ] 。
地質図上で「珪質および凝灰質岩石と多量の砂岩・泥岩を含む」と区分したもの [ Pst ] は 種々の岩相が からみ合っていて細分し難いので 一括して表現してある。 この岩相はしばしば塊状であり， 千枚岩化の程度は一般に低く， 細粒砂岩・シルト岩・泥岩はまれに級化層理を示し， 珪質岩と細かい互層をなす。 両者の層厚は一定しておらず， 前者 [ = 細粒砂岩・シルト岩・泥岩 ] が厚かったり， 後者 [ = 珪質岩 ] が主体となることもあり， しかも 上下および水平方向の変化にとむ。 砂岩・シルト岩中にはしばしば珪長質～中性火山岩の微小岩片が含まれており， マトリックス内にはガラスの破片らしいものも少なくない。 すなわち， 全体が凝灰質なのである。 珪質岩は均質・塊状で， ガラス状割れ目を作るのが特徴といえよう。 しかし， 様々の色調と組織をもち， 他岩と混和したような印象も与える。 もし 砂岩・泥岩と互層していないと， この塊状の珪質および凝灰質岩石はほとんど変形を受けていないので， 塊状の白亜紀の流紋岩質凝灰岩 [ ← 千屋火山岩類（VDR）の凝灰岩 ? ] と見誤り易い。
本図幅地域の古生層からはほとんど化石を産しない。
足立 地区の 重藤 ～足立間にのびる薄い石灰岩層からはまれに化石を産出するが， 変形および再結晶していて 海百合の茎らしきもの以外は見出されていない。 したがって， 化石によって地質時代は決められない。
本図幅で古生層としたものはすべて， 強弱の差はあるものの， 三郡変成作用によって千枚岩・結晶片岩化している。 これらの変成岩の破片 [ 以下の [注] 参照 ] が 変成作用と相い前後して貫入したものと思われる蛇紋岩類 [ Sp ? ] の破片とともに 白亜紀火山岩類の中に砕屑岩片としてとり込まれている。 したがって， 三郡変成作用は白亜紀の火山活動より以前であったことは確かである。
本図幅地域の古生層には 全地域に共通する鍵層が認められない。 しかし， しいてとりあげるならば， [ 鍵層は ] 赤色チャート， 石灰岩， および珪質および凝灰質岩石になろう。
[ 第 6 図によると ] 日南地区では主に泥岩原の 石墨片岩 [ ← 黒色片岩（Sb）? ] からなるが， 下位には砂岩が多く， 一部では級化層理が発達し， 地層の上下関係の判定に役立つ。 しばしば 波長が数 m 位の緩い褶曲構造が認められるが， 級化層理からみて地層の逆転構造はないようである。 本図幅地域から西方に若干はずれるが， [ 本図幅の西隣の多里図幅地域内の ] 大谷～木谷付近の上位の層準にはやや厚い緑色片岩があり， その付近では小レンズ状の蛇紋岩も貫入している。 また， この緑色片岩では斜長石斑状変晶が径数 mm をこえる。 この日南地区では 北東から南西に向って地層は若くなり， みかけの地層の厚さは約 2,600 m と見積られる。 花見山の北方地区の古生層は 緑色片岩 [ Sm ? ] と黒色片岩 [ Sb ] の互層からなる点紋帯の結晶片岩である [ ← 地質図上では Sb（砂岩・泥岩起源の黒色片岩）になっている ] 。
妙見山～高瀬地区では 地層は緩くうねっており， 西部では細粒砂岩が多く， 東部では火山岩が厚くなる [ ← 西部の妙見山付近では Pb， 東部の高瀬付近では Pim が多い ? ] 。 妙見山付近では厚さ約 70 cm の石灰岩レンズ [ Pl ] が淡緑色火山岩 [ Pim ] の中に挾まれるが， 東南東方の中村付近では厚さ 1 m 以上， 長さ数 m をこす石灰岩レンズが細粒砂岩～シルト岩中に挾まれる。 上位の層準では 珪質および凝灰質岩が砂岩・シルト岩と互層する [ 意味不明 ; 妙見山付近に珪質および凝灰質岩と砂岩・シルト岩の互層（Pst ?）は見あたらない ] 。
[ 足立の西北西方 4 km の ] 吉田付近から東方の芋原付近まで連続分布する足立地区では， 中間部にあたる足立付近において厚い石灰岩層 [ Pls ; 以下の [注] 参照 ] をはらみ， 西および東方へは急に厚さを減じ， 石灰岩層は発達しない。 [ 足立の北西～西方 2.5～1.5 km の ] 本村 ～ 重藤 における南北の柱状断面（第 6 図）をとってみると， そこでは 足立付近の２枚の厚い石灰岩層とは全く異なる 岩相の砂岩・泥岩・チャート・珪質および凝灰質岩の互層 [ Pst ? ] からなっている。 なかでも 東西に細長くのびてつながる赤色チャート [ Pcr ? ] は 足立付近の厚い石灰岩層 [ Pls ] のところで消滅する。 この石灰岩層の端部は傾斜断層でたち切られたかのように直方体のレンガに似た形状を示し， その厚い石灰岩層の側面へ， 赤色チャートは直角に近い形でアバットするようにみえる。 上記の互層 [ Pst ? ] は， 赤色チャートの接し方で判るように， 石灰岩層のほぼ同時異相とみなすことができる。 東側の芋原付近に向けては， 石灰岩は膨縮しながらも 数 10～100 m 程度の厚さでつづく。
足立地区の下位層はおもに火山岩原の地層 [ Pst ? ] からなり， 桃色チャートや厚さ 10 m 前後の石灰岩レンズが挾まれる [ ← 地質図上では確認できない ] 。
芋原から谷内にいたる芋原～木戸地区では， 激しく褶曲していて細部は判らないが， 野田・小谷付近の石灰岩層 [ Pls ] と桃色を呈するチャート [ Pcr ? ] などの分布から 第 6 図の柱状図に示されるような層序が考えられる。
笹尾～舞尾地区の古生層は [ 第 5 図に示されているように ] 谷内の西方において芋原～木戸地区の古生層とつながるものの， 褶曲変形による複雑な構造のため相互対比の決め手に欠ける。 笹尾～舞尾地区の砂岩・泥岩 [ Pst ? ] にはときおり級化層理がみられる。 地層は通常は 20～40°， 最大 65°の傾斜をもっているが， 級化層理からみて逆転は起っていない。
中国山脈 [ ← ここでは花見山 ] の麓の奥谷や明石峠にごく僅か露出する背梁部の千枚岩の原岩は 安山岩質火山岩 [ Pim ] と珪質および凝灰質岩 [ Pst ] であるが， 層序上の位置はまったく判らない。
また， 千屋 の南方の 朝間 ～別所地区の千枚岩 [ Pst ] はホルンフェルス質になり， 一部の泥岩層を除くと 全体が珪質であり， きわめて少量の安山岩岩質を挾んでいる。
[ 三国山の西方の ] 本図幅地域の南西緑近くには 蛇紋岩類 [ Sp ] とともに笹尾～舞尾地区の岩層に似た古生層 [ Pst ] が僅かに露出する。
第 6 図は本図幅地域の古生層層序を各分布地区別に大まかにまとめ， 大胆な相互対比を試みたものである。
日南地区は結晶片岩で [ 以下の [注] 参照 ] ， その原石は 2,600 m 近い厚さの泥岩・砂岩にとむ地層からなり， 千枚岩からなる他の地区の原岩と大きな違いをみせている。
千枚岩の方は 各地区とも厚さ 1,500 m 以内の地層からなり， 上下および水平方向の変化を考慮に入れても 全体の層厚は 2,000 m 内外であろう。 地層は一般に南に向かって上位層が現れる。
もし野田・小谷付近の石灰岩層を 足立付近の石灰岩層の層準とは異なる より上位の地層とみなし， 芋原付近から連続して南へつづく地層を単純に累積して全体の層厚を求めるならば， [ 千枚岩の地区の層厚は ] さらに 1,000 m 位厚く見積らねばならなくなる。
日南地区の結晶片岩と 千枚岩からなる他の地区の層序関係は推測の域を出ないが， 次のように考えることができる。
以上の推定が正しいとすると， 足立地区などの下位層を占める火山岩原の千枚岩より下の層準に 日南地区の古生層がつづくのかも知れない。 そうすると， 本図幅地域の古生層の全層厚はおよそ 2,000 m + 2,600 m， つまり 4,600 m 位に達することになる。
[ 図幅地域の北西部の ] 日南地区から南東に向けて散在する各地区内における 古生層（結晶片岩・千枚岩）の「のび」の方向は， マクロにみて NW - SE 方向から E - W へゆるやかに変化し， [ 図幅地域の南東部の ] 野田～谷内付近では NE の要素が強くあらわれてくる。
褶曲構造は mm オーダーの波長のいわゆる「ちりめんじわ」 （層理面 S1 と軸面劈開 S2 とによって生ずる微細構造）から 100 m オーダーの波長をもつ褶曲が存在しているらしい。 しかし， 実際には， 野外観察で判別しうる褶曲構造は波長数 m 程度の規模のものであり， それ以上の長波長の褶曲構造は 決め手となる鍵層に恵まれないために 確認できていない。
ちりめんじわを生ずる褶曲構造は 一般に結晶片岩よりも再結晶作用のあまり進んでいない細粒の千枚岩によく観察される。 ちりめんじわによって示される線構造は まわりの褶曲構造を規制する褶曲軸と一致するが， ときおり 千枚岩の層理面（= 片理面）の上で もう一つ別の やや波長の長い数 cm から数 10 cm オーダー以上の褶曲構造が認められ， これによって「うねり」や「ちりめんじわ」の線構造も変位する。 つまり， ２軸の褶曲軸をもつ場合がある。 両者が同時に観察できるのはまれなので， 特別に注記のない限り 大抵はちりめんじわの線構造を褶曲軸とみなして記載している。
日南地区では [ その地区の ] 北東端 [ = 石見川の西方 ] の断層に近いところや 花崗閃緑岩体 [ GD ] の近くで 地層の乱れが僅かに認められるが， 一般的傾向として， 南西に向けて上位の地層に移るに従い 層理面（= 片理面）は走行 N 30～70°W とほぼ一様で， 傾斜は 10～40°位である。 1 m オーダーの褶曲構造（褶曲軸は S 20～40°E へ 30～40°の落し）のある付近の地層は 急傾斜をなす（第 7 図）。 線構造は 上記の長い波長の褶曲軸によって大きくうねり， 線方向 N 40°W・落しの角度 10～25°から 線方向 N 80°W・落しの角度 40°と変化するが， 一般的には 線方向 NW ないし W・落しの角度 30°前後のものが多い。 [ 鬼林山の西方 1～3 km にある ] 日南地区の最南端の E - W方向の断層に近いところでは， 地層は走向 N 70°W・傾斜 60～80°S のように立ってくる。
妙見山～高瀬地区は， 火山岩類 [ GAd, VRp ] におおわれたり 花崗岩類 [ Gp ] の貫入をうけて小刻みに寸断させるためか， 規則性がみられない。 層理面の走向は N 20～80°W と変化するが， ほぼ NW 方向を指すものが多い。 しかし 傾斜は一様でない。 線構造も大きく変化するが， 1 m オーダーの褶曲構造は 妙見山の北方で 線方向 N・落しの角度 45°， 若杉では線方向 N 70°W・落しの角度 60°と両地点で大きくちがっている（第 8 図）。
[ 地点番号 335 の ] 若杉の褶曲軸と対照的なのが， 本図幅地域から約 3 km 西方へ， 若杉から西北西へ約 6 km 離れた 西隣の「多里」図幅地域内の多里 湯河 付近の類似岩に観察される褶曲軸である。 この湯河付近のチャートと砂岩・泥岩互層には級化層理も認められ， 逆転層はなく， 層理面の走向 N 20°E・傾斜 25°E ないし走向 N 80°E・傾斜 40～70°S であり， 本図幅地域の構造と大きく異なる。 湯河付近の褶曲軸は S 60～80°E・落しの角度 20～35°であり， 東方の若杉へ向う途中であたかも一本の線構造が急激に直角に折れ曲り， 西落ちに移化するかのようにみえる。
足立地区では 厚い石灰岩層 [ Pls ] がほぼ東西にのびており， この石灰岩層の北側では 30°以下の低角度の傾斜を， 南側では 50°以上の急傾斜を示す。 この石灰岩層を中心に西側では走向 N 70°W から E - W， 東側では E - W から N 70°E のように， 足立の石灰岩層を中心にしたゆるい弓なり状を示す。 傾斜は南へ傾くものばかりでなく 北へ急傾斜するものもあり， 東西系の 10 ないし 100 m オーダーの長波長の褶曲軸が存在するものと推定される。 線構造は N 80°W～S 80°W の方向へ 25°位落すものが多いが， 石灰岩層よりも上位層にあたる足立地区の南部の古生層 [ Pst ? ] では S 50°E 方向へ 10～20°落すものが見出される。
芋原～木戸地区では層理面の走向 N 60°W～E - W が優勢であるが， 野田の石灰岩層 [ Pls ] の近くや谷内付近では明らかに走向 N 30～70°E を示すものが多くなる。 線構造は N 70°E～E へ 10～20°落す傾向が強い。
笹尾～舞尾地区では層理面は大きく変化するものの走向 NW～N 70°W が多く， 地層の「のび」の方向と一致するようにみえる。 線構造は岩体の西部で N 30°W および S 30°E へそれぞれ正反対の向きに 20°位の落しをもち， 東部の木戸・野田近くでは N 80°W へ 15°あるいは S 80°E へ 12°位落しており， 東西性が顕著となる。
千屋の南方の朝間～別所地区の地層は 数 100 m オーダーの規模の波長をもち， 南西へゆるく落す軸によって褶曲しているようであるが， 詳しいことは判らない。
背梁部地区の奥谷では線構造が日南地区の線構造に近い傾向を示すが， データが十分でないので対比は可能でない。
以上の古生層の分布・層理面・褶曲構造・線方向などのデータから 本図幅地域における古生層の構造に一般的な規則性を求めることは困難なことである。 しかし， 大まかな傾向としては， 古生層が NW - SE 方向にのびて分布するということと， 地表では白亜紀火山岩類におおわれて露出は寸断されるものの， 地下の比較的浅所でつながっているらしいことは確かであろう。 この考えに立ってもう少し詳しく古生層を眺めてみると， 現地表に露出・分布する諸岩体の分布形態そのもの， つまり マクロのみかけの分布形状が 古生層の細部の内部構造（層理や線構造によって示される）をも反映しているようにみえる。 すなわち， 本図幅地域西部における NW - SE 性から 中央部の E - W 性をへて 東部の NE - SW 性へと移化し， 大きく開いた V 字型にもたとえられる弓なり状構造を形づくるように読みとれる。 このような弓なり状構造は おそらく三郡変成作用のときにできあがったものであり， この構造とほぼ調和的に分布している蛇紋岩類 [ Sp, GAd ] の貫入時の場を規制したにちがいない（第 9 図 ; 概略は既に猪木・坂本（1977）の中に記述されている）。
本図幅地域の古生層の蒙った変成作用は [ 1 ] 三郡変成作用 および [ 2 ] 花崗岩類の貫入による接触変成作用 の２種類に区分される。
花崗岩類は， 地質図あるいは地質断面図に示されるように， 地表下では地表の分布面積よりもはるかに大きな広がりを占める。 したがって， 古生層はしばしば花崗岩類の上にルーフペンダント状で僅かに残存するのである。 その好例が 妙見山～高瀬地区の古生層の場合であり， 一般に古生層は広範囲にわたって接触変成作用の影響を受けている。
本文では， 先づ最初に 日南地区における アルバイト斑状変晶を含む点紋帯の結晶片岩と花崗岩類による接触変成作用との関係， 次いで 他地区における 千枚岩とその千枚岩の受けた接触変成作用について各地区別に述べ， 終りに 三郡変成作用についての簡単なまとめを行う。
日南地区の結晶片岩に観察された変成鉱物の組み合せを模式的に示したのが第 10 図である。 この地区では南側が白亜紀火山岩類 [ VRp ] と断層関係で接し， 東南側（鬼林山方面）および北西側（ [ 本図幅の西隣の ] 多里～ [ 本図幅の北西隣の ] 横田方面）は花崗閃緑岩 [ GD ] により貫かれ， さらに北東側は底盤状の粗粒黒雲母花崗岩（鳥取花崗岩 [ G ] ）に貫かれ， 一部では断層で接する。
原岩別に砂泥質， 珪質および苦鉄質の３種類に区分して鉱物組み合せを示したが， 砂泥質岩の区分でも 同一露頭内の僅かな原岩組成のちがいのために鉱物組み合せはしばしば変化する。
接触変成作用をまぬかれた中核部における結晶片岩の鉱物組み合せは次の通りである。
接触変成作用をまぬがれた三郡変成岩は， 第 10 図の中核部 [ ≒ 日南地区 ] から南西方の 多里地方 [ = 本図幅の西隣の多里図幅地域内 ] の 滑 ～木谷に向けて約 1.5 km の幅で 3～4 km つづく（MIYAKAWA， 1961）。 その延長区域内には黒雲母と共存するステイルプノメレン含有泥質片岩（MIYAKAWA， 1964）やバロア閃石を含む緑色片岩（橋本（1972）; HASHIMOTO（1973））の産出が知られている。
日南地区の結晶片岩のうけた接触変成作用は 一般的に次のようにまとめることができる。
以上の観察事実に基づき 物質の浸透を含めて 接触変成作用の強さは次のように考えられる。 北東側の粗粒黒雲母花崗岩体 [ G ] が最も強く， 北西側 [ = 本図幅の西隣・北西隣の多里・横田図幅地域内 ] の花崗閃緑岩 [ GD ? ] が軽微であり， 南東側の花崗閃緑岩 [ GD ] がその中間程度といえよう。 このように花崗岩類の３つの岩体ごとに接触変成作用の強さが異るのは， 各岩体の容積・温度・熱容量などの差はもとより， 接触部の形態， すなわち接触面の傾斜角度にも関与していよう。 北西側では接触面は鉛直に近く， 北東側ではかなり緩傾斜とみなすことができる。
千枚岩からなる各地区では， 花崗岩類との接触部にごく近いあたりを除けば， 千枚岩の構造や顕微鏡下における組織も残っており， 千枚岩の原岩となった砂岩・シルト岩あるいは火山岩の構造すらしばしば良く保存されている。
鬼林山の南西地区の２つの小分布域の千枚岩は 白亜紀の流紋岩質火砕岩 [ VRp ] におおわれているが， 花崗岩類とは直接に接していない。 ２つの小分布域のうち東方の場合で北寄りの苦鉄質千枚岩 [ Pim ] では 含まれる角閃石類が帯青緑色ないし緑色を呈するホルンブレンドであり， また斜長石はアルバイトよりも Ca にとむオリゴクレイス質のものである。 アルバイトからなる斜長石細脈が多数生じているが， この細脈中には褐色ホルンブレンドを含むものがある。 この苦鉄質千枚岩は北東方の花崗閃緑岩 [ GD ] の貫入によって接触変成作用を受けたのかも知れない。 鬼林山の南西地区の西方の小分布域の場合， その北寄りの部分では 同様に接触変成作用の影響を受けているが， 同一分布域内でも [ 北寄りの部分と ] 僅か数 100 m しか離れていない南寄りの苦鉄質千枚岩では単斜輝石の残晶があり， アクチノ閃石化したり マトリックス内にもアクチノ閃石が生ずる程度の変化しか認められない。 苦鉄質火山岩（ほとんど凝灰質らしいが， 一部には均質で自形結晶からなる溶岩らしいものもみられる）と互層する砂泥質岩 [ Pb ? ] は 火山岩の微小岩片（安山岩およびデイサイト）を含み， また級化層理を示す。 これらは以下の組合せからなる。
妙見山～高瀬地区では， 木谷 - 大原 - 鷹ノ巣山を結ぶ線より北側の千枚岩が何れも花崗岩類の熱の影響を受けている。 若杉の東方から [ 若杉の南東方 5 km の ] 三室 にのびる花崗斑岩 [ Gp ] は 100 m 位の至近距離に近づいても [ 若杉の ] 千枚岩に接触変成作用を与えていない。
本地区 [ = 妙見山～高瀬地区 ] の北寄りで 花崗閃緑岩 [ GD ] に近づくと， 緑色ホルンブレンドが普通に出現する。 とくに至近の部分では褐色ホルンブレンドが細脈内のみでなくマトリックス内にも晶出し， 黒雲母およびアンデシン質斜長石とともにモザイク状集合体をなし， 典型的なホルンフェルスの組織に変わる。 この段階でも原岩の組織を示す砕屑粒は モザイク状集合体に移化しないで残っていることが多い。
妙見山～高瀬地区の南寄りで 花崗岩類の接触変成作用を受けなかった千枚岩には パンペリー石が見受けられる。 それらの千枚岩の鉱物組み合せは次の通りである。
これらの接触変成作用をまぬかれた千枚岩では 顕微鏡下における mm オーダーあるいはそれ以下の微褶曲が発達しており， また原岩の砕屑粒の形状もきわめて良く保存されている。 ごくまれに黒雲母の砕屑粒がみられるが， 微細粒の黒雲母様の鉱物集合体や緑泥石に変化することもある。
足立地区では花崗岩類から 1.5 km 以上隔っており， ホルンフェルス化した千枚岩は全くみられない。 しかし顕微鏡下でみると， 細脈の鉱物組合せは 黒雲母 + 石英 + アルバイト， 帯青淡緑色ホルンブレンド + 緑れん石， あるいは 緑れん石 + アルバイトからなるものがきわめて多い。 パンペリー石は 本村 付近の緑色千枚岩 [ Pim ] から産出することが知られているが（関・光野， 1961）， これは例外的なようで， パンペリー石は一般にはほとんど晶出せず 大抵は緑れん石である。
足立地区の千枚岩は一般にあまり再結晶・再構成しておらず， 砕屑粒の黒雲母片も形状が良く保存されている。 普通にみられる鉱物組合せは次の通りである。
芋原～木戸地区では， 東側が蛇紋岩類 [ Sp ] や これに伴うはんれい岩 [ GAd ] と白亜紀後期および暁新世の黒雲母花崗岩 [ G ] に接するので， 接触変成岩が増加する。 とくに， 後者の黒雲母花崗岩の影響は強く， 黒雲母出現の範囲は 1 km 離れた所まで及んでいる。
[ 芋原～木戸地区で ] 接触変成作用を受けなかった千枚岩中の顕微鏡下でみえる細脈は， スチルプノメレン + アルバイト + 石英， スチルプノメレン + 緑泥石 + 石英， および， パンペリー石 + アルバイト + 石英 のそれぞれの組合せが主であり， 緑れん石を主とする足立地区の細脈と異っている。 蛇紋岩体 [ Sp ] の近くでは， 緑れん石 + アクチノ閃石 + 方解石 + 石英， あるいは， 緑色ホルンブレンド + 緑泥石 の組合せがみられる。
芋原～木戸地区の千枚岩は何れも微褶曲構造をもち， 層理面 S1 と軸面劈開 S2 ともに顕微鏡下で良く観察できる。 しかし 再結晶はあまり進んでおらず， とくに砂岩・シルト岩原の千枚岩中では 砕屑粒の黒雲母の残晶が変質することなく「まなましく」残っている。
[ 芋原～木戸地区で ] 接触変成作用をまぬかれたと思われる千枚岩の鉱物組合せは 次の通りである。
笹尾～舞尾地区では， 笹尾の南部の黒雲母花崗岩 [ G ] 周辺の千枚岩内に黒雲母が晶出しているが， 国鉄 伯備線の沿線付近から東方の谷内にかけては 接触変成作用は全く及んでいない。 接触変成作用をまぬかれたこの地区の千枚岩は， 肉眼でみた場合しばしば塊状で， 本図幅地域内ではもっとも変形が弱く 原岩の状態に近い千枚岩の部類に入る。 顕微鏡下で S1 および S2 面の発達は認められるものの， 再結晶作用はきわめて弱い。 砂岩・シルト岩の砕屑粒である黒雲母の残留破片は ほとんどそのまま残っているような状態である。
この地区 [ = 笹尾～舞尾地区 ] の特徴は このように再結晶が軽微であること， 鉱物の再構成も進んでいないこと， および 砂泥質岩中に フェルサイトともいうべきデイサイトないし流紋岩質火山岩の微小岩片の多いことや 単斜輝石を含む安山岩の岩片も含まれ， その上， まれではあるが級化層理も観察されることである。
[ 笹尾～舞尾地区の岩石で ] 顕微鏡下において観察される細脈は， 石英 + 緑泥石 + アルバイト， あるいは， 石英 + 方解石 + 緑泥石 からなる特徴のない組合せのもので， これまで述べた他地区と著しくちがっている。
伯備線沿線付近より以東の千枚岩を構成する鉱物は あまりにも微粒であるので 砕屑粒を除くと鉱物の同定は容易ではないが， 次のような組合せを示すものと思われる。
千屋の南方の朝間～別所地区は 南側が黒雲母花崗岩 [ G ] に接し， 西および北西方には微文象花崗岩 [ Gp ; 花崗斑岩だが微文象花崗岩も含まれている ] があり， 千枚岩はほとんどホルンフェルス化しており， 接触変成作用をまぬかれた千枚岩はきわめて少ない。 しかし， ホルンフェルス化した千枚岩でも 変形構造の S1 および S2 面は顕著に残っている。
ホルンフェルス化した千枚岩中はもとより 黒雲母の晶出していない千枚岩中でも， 細脈には 緑れん石 + 黒雲母 + カリ長石 + オリゴクレイス からなるものがあり， 花崗岩類の影響はほぼこの朝間～別所地区全体に及んでいたことが判る。
背梁部地区の奥谷における安山岩溶岩を原岩とする緑色千枚岩 [ Pim ] には 球顆状構造が保存されているが， 緑れん石の細脈がよく発達している。
この緑色千枚岩の鉱物組合せは スフェーン + 帯青緑色ホルンブレンド + アンデシン であり， おそらく北方 1 km 以内に露出する花崗閃緑岩 [ GD ] の熱の影響を受けているものと思われる。
背梁部地区の明石峠近くの珪質千枚岩 [ Pst ] は 緑泥石 + 石英からなる。
以上， 千枚岩に区分した各分布地区の古生層について変成鉱物を中心に述べたが， ここで全体像を把むために 大雑把に千枚岩の特徴をまとめてみよう。
緑れん石を主とする足立地区の千枚岩の変成作用をどう位置づけたら良いか判断できないが， マクロにみて本図幅地域の千枚岩にしるされる変成度は 北から南へ低下すると解釈される。
本図幅地域北部に露出する日南地区などの結晶片岩（点紋帯）を含めて， 接触変成作用を蒙らなかった三郡変成作用全体について外観してみると 次のようにまとめられる。
層序的には， 北の方で下位の地層が占め， 南へ行くに従って上位の地層が現われる。 変成度は 北の方がもっとも高くて アルバイト斑状変晶を含む点紋帯であり， 南下するにつれて変成度は低くなり， ついには再結晶のきわめて乏しい全くの未変成の原岩に近くなる。
結晶片岩と千枚岩の間の断層は 両者の構造をあまり乱しておらず， また， 落差の規模は小さいようである（第 9 図）。
本図幅地域内では 蛇紋岩類 [ Sp ] および 粗粒はんれい岩 [ GAd ] はそれぞれ別個に塗りわけてあるが， 粗粒はんれい岩は 普通は 蛇紋岩体に付随して露出する。 蛇紋岩類は 完全に蛇紋岩化したものから蛇紋岩化の程度の異なるかんらん岩と， これらを貫く優黒色細粒はんれい岩および優白質のロディンジャイト [ rodingite（ロディン岩） ; カルシウムを含む珪酸塩鉱物からなる変成岩 ] をふくむ。
蛇紋岩体内には本図幅地域でもっとも重要な地下資源の１つであるクロム鉄鉱が多産し， かつては 20 カ所余りのクロム鉱石の採掘所があった（第 11 図）。
[ 第 11 図に示されているように ] 長径 1 km 以上の蛇紋岩の岩体は 本図幅地域の南半分において 西から東へ向って， 三国山， 三室， 高瀬， 吉田， 油野， 足立， 田曽， 内ノ草， 舞尾， 矢ノ峯， 馬塚へと点々と続いている。 これらの諸岩体は ほぼ東西に近い軸をもつ ゆるやかな正弦曲線の波形に似た形状で断続しながら， 全体として幅 2～3 km の帯状をなして分布する。 粗粒はんれい岩は このようになぞらえた正弦曲線の丁度 屈曲点， すなわち 勾配が零になるような [ ← 東西方向の正弦曲線的分布の南北方向の変曲点 ] 辺りに貫入している。
このゆるい「うねり」の波形分布形態は [ 「III.5 構造」の項の最後に紹介した ] 古生層（千枚岩）の弓なり構造と類似しており， マクロの地質構造からは両者の関係は調和的であるといえよう（第 9 図）。
帯状配列をなす蛇紋岩体は 西半分の区域においては おもに白亜紀火山岩類 [ VRp ] に不整合でおおわれ， 一部では花崗斑岩 [ Gp ] に貫かれたり， あるいはその中に捕獲岩塊としてとり囲まれる。 本図幅地域南寄りの中央部では 古生層が足立地区， 芋原～木戸地区， および笹尾～舞尾地区に広がっているが， 古生層とともに蛇紋岩類の露出面積も広がる。 さらに 粗粒はんれい岩は蛇紋岩類や古生層を貫き， その分布範囲を大きくしている。 [ 天銀山の南南東方 2.5 km の ] 矢ノ峯付近では 標高 900 m に近い平坦面が北東 - 南西にのびており， その山体の形状にほぼ一致した幅 1.5～3 km， 長さ 6 km に達する巨大な蛇紋岩類の岩体となってそびえている。 この矢ノ峯岩体の北側は白亜紀火山岩類 [ VRp～VRl, VDR ] におおわれ， 西側は古生層 [ Pim, Pls, Pc, Pst ] に貫入し， 南東側は黒雲母花崗岩 [ G ] に貫かれて接触変成岩となっている。 矢ノ峯岩体の伸長方向にあたる剣森山の西方の山腹斜面には 白亜紀火山岩類 [ VDR ] と花崗岩類 [ Gp ] とに挾まれた蛇紋岩の小岩塊がある。 また， 矢ノ峯岩体から 2 km 南方に， もう１つ別の系列をなす [ 蛇紋岩の ] 岩体が 馬塚 の東方で桜の南方の稜線沿いに広がっている。
本図幅地域の北西部の古生層（結晶片岩）の日南地区内の矢戸の北西方， および矢戸の南方の 東楽楽福 神社の南 [ のそれぞれ ] には 幅 10 m オーダーのレンズ状をなす蛇紋岩の極小岩塊が貫入しており， いちじるしく滑石化している。
蛇紋岩は脂肪光沢をもち， 帯緑黒色を呈するものから 暗灰色， 淡緑灰色のものまであり， やや暗色の斑点の目立つこともある。 割れ方も 塊状緻密堅固のものから 細かく破片状になり易いものまで様々である。 滑石化は， 結晶片岩内の小岩体の場合を除くと， きわめて軽微である。
蛇紋岩を貫く細粒はんれい岩 [ ← 蛇紋岩とともに Sp としてまとめて表現されている ] はきわめて緻密堅固で， 暗灰色ないし黒色を呈する。 粗粒はんれい岩 [ GAd ] は 風化していない新鮮な場合でも壊れ易くルーズな感じを与え， 通常は淡灰色で汚れた緑色を帯び， 径が数 mm に達する単斜輝石の結晶を含むのが特徴である。 この単斜輝石は剥離性を有し， 肉眼でもそれがよく確認できるいわゆるダイアレイジ [ diallage ; 薄葉片状の透輝石 ] である。 細粒はんれい岩は蛇紋岩を貫き， 接触面では [ はんれい岩に比べて ] より細粒のドレライト [ = 粗粒玄武岩 ] 質になったり， あるいは両者の間に断層すべり面ができている。 これらの関係は 足立 付近や足立の西方の 重藤 へ通ずる道路において良く観察される。
粗粒はんれい岩 [ GAd ] は蛇紋岩 [ Sp ] を貫く。 両者の関係は [ 内ノ草の北西方 1.5 km の ] 田曽 の南西 1 km の小道において 粗粒はんれい岩が急冷相をなして蛇紋岩に接するのが観察される。 また， 田曽の 1 km 南方の小道では 細粒はんれい岩と粗粒はんれい岩が交互に入りくんだ層状構造をなし， 流理構造のようにみえる。 粗粒はんれい岩は古生層 [ Pst ? ] の中に直接貫入するが， 内ノ草付近の粗粒はんれい岩には片状構造がみられる。
蛇紋岩類と古生層（千枚岩）との関係は， 足立から重藤へ至る道路や芋原の周辺において観察される。 しかし， 大抵は 接触部において蛇紋岩の方に細かく割れる節理が発達したり， 断層や断層粘土が介在するので， 現在の露頭条件から両者の直接の関係を知るのは難しい。 おそらく 蛇紋岩が貫入したあとか， あるいは貫入と同時に 両者の間に転位が生じ， このような破断面が出来たのであろう。 古生層の方はほとんど接触変成作用を受けないが， 古生層の試料を薄片でみると 緑れん石を主とする細脈が多量にできているので、 蛇紋岩の貫入のさいに何んらかの影響を受けたのであろう。
蛇紋岩を貫く細粒はんれい岩は まれに 古生層も直接 貫くことがあり， 芋原の北方の場合には アクチノ閃石を主成分鉱物とする苦鉄質千枚岩 [ Pim ] がホルンフェルス質になり， 多量の緑色ホルンブレンドが晶出する。 古生層がこれらの蛇紋岩類や粗粒はんれい岩に貫かれるあたりでは， 古生層の構造は局部的に乱される。
帯状分布をなす蛇紋岩体は 本図幅地域内の各地において 種々の岩質からなる白亜紀火山岩類におおわれる。 それらの不整合面近くの基底部には しばしば礫岩， 砂岩， 凝灰岩などが堆積し， 基盤の蛇紋岩類の岩片をとり込んでいる。 そして， これらの堆積層は 多くの場合に赤褐色 ないし淡紅色を呈するのが特徴である。
蛇紋岩 : 蛇紋岩化の程度はさまざまであるが， 一般に網目状構造が発達し， 割れ目に囲まれた中核に他形のかんらん石が残存する。 また 他形の単斜輝石も残っており， これらのまわりをトレモラ閃石や緑泥石がうめる。 大抵 0.5 mm 位の黄褐色のピコタイト [ picotite ] 質スピネル [ = クロムが多いスピネル ] が散在する。 ときには ピコタイトの一部で その内部が暗赤色ないし不透明になる。
細粒はんれい岩（単斜輝石褐色ホルンブレンドはんれい岩）: 一般にほぼ等粒で， 直径 0.2～0.3 mm の結晶粒からなり， 自形の短冊状斜長石と自形に近い褐色ホルンブレンドが特徴である。 単斜輝石は褐色ホルンブレンドより少量で， しばしば砂時計構造の消光をなす。 その他 少量のスフェーンがみられるが， これらの鉱物は何れも変質しており， とくに 斜長石はいちじるしく変質してソーシュライト [ saussurite ] に移化する。 褐色ホルンブレンドは一部が淡緑色ホルンブレンドやアクチノ閃石になる。 単斜輝石は一部がオフィティック状を示すが， 周縁部からジグザグ状の入りくんだ境界線をもって褐色ホルンブレンドに移化したり， あるいは両鉱物ともに淡緑色ホルンブレンドに変ることもある。 また 一部の岩石には 淡赤褐色を呈する金雲母を含むものが認められる。 この細粒はんれい岩は肉眼でみて塊状であり， 顕微鏡下においても機械的変形作用を受けたとみられる構造をもたない。
粗粒はんれい岩（変質単斜輝石はんれい岩）: 平均粒径 3 mm 位で， しばしば 5 mm を超すものが認められる。 おもに斜長石と単斜輝石からなる。 著しくソーシュライト化が進み， その上 破砕構造が発達するので 斜長石は原形をとどめない。 トレモラ閃石， 緑れん石， および蛇紋石は多量に生じている。 単斜輝石は剥離性のいわゆるパーティングの発達するダイアレイジで， しかも斜曲状のものが多い。 この粗粒はんれい岩は細粒はんれい岩とは異なり 一般に著しく機械的変形作用を受けており， マイロナイト質である。
以上の観察事項から， 蛇紋岩は三郡変成作用の終末期に一部が蛇紋岩化したかんらん岩として貫入し， 古生層の受けた変形運動を多少経験したものと想像される。 蛇紋岩を貫く細粒はんれい岩は 蛇紋岩よりもやや遅れで貫入しており， 一部において古生層に接触変成作用を与えている。 粗粒はんれい岩は 細粒はんれい岩と同様に蛇紋岩中に貫入しており， 両者は大体 同時期の形成とみられる。 しかし， 細粒はんれい岩が蛇紋岩体内に限って産出するのに対し， 粗粒はんれい岩が蛇紋岩類の分布域を切る形で貫入していること， および急冷相をもって蛇紋岩に接すること， さらに 一部において マイロナイト質の変形破砕構造もあって， 幾分 冷却した蛇紋岩類やまわりの古生層と摩擦を生じながら 機械的に押し込んで上昇してきたらしいことなどから判断すると， 細粒はんれい岩よりも後期に形成したかも知れない。
本図幅地域内のクロム鉱体に関しては 番場（1950）， 山田ほか（1953）， 山田（1955）， および河合・東元（1963）による詳しい記載がある。 しかし， 現在稼行中のクロム鉱床は高瀬鉱山のみである。
高瀬鉱山では 海抜 675 m の新口坑において 諸岩相の相互関係がよく観察される。 とくにクロム鉱体と細粒はんれい岩との関係は， すでに河合・東元（1963）によって指摘されているように， 細粒はんれい岩が蛇紋岩を切るのみでなく クロム鉱体をも明瞭に切っている。 したがって， 細粒はんれい岩によって貫かれる以前の段階において 蛇紋岩を構成する付随鉱物としてのクロム鉄鉱およびピコタイトがすでに局所的に集積し， クロム鉱床を形成していたとみなせる。
山田正春ほか（1953）および河合・東元（1963）の中のデータからみると， 本図幅地域における蛇紋岩の化学組成は， SiO2 : 31.8～40.9 %， Al2O3 : 0～3.4 %， Fe2O3 : 4.0～7.2 %， FeO : 1.5～3.7 %， MgO : 35.4～43.5 %， Ig. loss : 10.0～18.8 % のように広い範囲にまたがっている。 しかし， 全 Fe 量が 10 % を超えることはない。
代表的な蛇紋岩とクロム鉱石の化学組成を第 2 表に示した。
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本図幅地域は白亜紀になり激しい火山活動の場におかれた。 先づ， 古生層（三郡変成岩）と蛇紋岩類からなる基盤の凹地を 油野 層 [ y ] が埋めた。 油野層の分布域は狭く， しかも一個所のみである。 この地層を構成する礫岩・砂岩は凝灰岩などとともに優勢な火山物質からなり， 赤褐色を呈するのが特徴である。
油野層につづく上位の火山岩類は広大な分布面積を占め， ① おもに流紋岩およびデイサイト質溶岩・火砕岩からなる 三国山流紋岩類 [ VRp, VRl ] と 千屋 火山岩類 [ VDR ] ， および ， ② おもに安山岩からなる 高尾安山岩類 [ TA ] に２大別される。 高尾安山岩類は上記の ① の火山岩類の上に不整合関係でおおっている。
油野層と上記の２種類の火山岩類の地質年代は一般に後期中生代として取扱われるが， 本文では すでに「II. 地質概説」で述べた理由から 白亜紀と明記することにした。
油野層が約 2 km × 2 km の小さな地表面積しかもたないのに対して， 火山岩類の場合は， 同質の岩相が延々と 10 km 以上も途切れることなく連続するなど， １つの分類区分の規模はきわめて大きい。 記述の都合上， 各地区ごとに第 12 図の通りの名称を付けることにする。
本地質図幅地域の北西部から南東部にかけて 三国山流紋岩類（VRp）が 10 km 以上の幅をもって断続しながら１つの帯状分布をなす。 このなかには 豊栄 ， 三国山～ 京坊峠 ， 神郷 および 天銀 山 [ ← 天銀 山 ? ] のそれぞれの分布地区が識別される。 最南東端の 新見 地区では おもに流紋岩溶岩（VRl）からなり， 南隣の「新見」図幅地域内の 阿哲峡 ～備中 神代 駅～新見市街地～ 河本 ダムの方につづく。
他方， 千屋火山岩類（VDR）は 本図幅地域の中央部の 高旗 山 [ ← 高畑山 ? ] 付近から 北東方 [ ← 東方 ? ] の千屋付近へ， 南西から北東方向にのびる１つの帯状分布をなす。
高尾安山岩類 [ TA ] は 本地域の南東端の [ 高尾 付近の ] 小地区 [ ← 高尾地区 ] と， 北東部の [ 標高 1153 m の 雄山 や 1034 m の 剣森山 などがある ] 高所 [ ← 雄山～剣森山地区 ] に広く分布するが， 特徴的な分布形状を示さない。
油野層は足立の西方の油野川沿いの約 2 km の間に露出し， さらに上油野から [ その北西方 4 km の ] 三室 に向かう道路沿い約 1 km においても観察される。
油野層の層理面は油野川沿いではほぼ走向が北西 - 南東， 傾斜が南西へ 15～30°をもち， 南西に向かって上位の地層があらわれる。 油野層の模式的層序はこの区域で組立てており， 第 13 図に示す通りである。
下部においては 約 40 m の厚さの角礫を主体とする角礫岩および赤褐色凝灰岩の 地層 A よりなり， その上には 約 220 m の主に泥岩・凝灰岩と火山礫凝灰岩との 互層 B が続き， さらに上位の 地層 C は約 200 m の厚さをもち， 円礫を特徴とする礫岩・砂岩・凝灰岩の互層からなる。 本層の上限は確認されていないが， 露頭が途切れ 南西方へ若干離れた場所で みかけの最上位に相当する厚さ約 20 m の赤褐色凝灰岩の 地層 D が上限とみられる。
全体の層厚は計算するとおよそ 485 m であり， 後に述べる本層の向斜構造を考慮に入れると 実際にはもう少し薄いかもしれない。
最下部の角礫岩層などの 地層 A は 下油野 の南方の旧坑の 寄庫 鉱山付近に良い露頭がある。 角礫岩はきわめて不均質であり， いちじるしい風化も影響しているらしく， 全体に赤褐色がかっている。 基盤の蛇紋岩 [ Sp ] との直接の境界は判らないが， 基底部では 礫は長径 10 cm 以下の角礫で， 不規則な形状の石灰角礫岩とよべそうなもので， 灰色石灰岩と少量の淡紅色チャートからなり， 蛇紋岩も千枚岩の礫もみられない。 寄庫鉱山から約 40 m 北西方へ離れた 基底部より数 m ほど上位の地点では， 礫は大きいもので径 2～3 cm， 通常は数 mm 以下の大きさで， 蛇紋岩・千枚岩・チャートの順に少なくなり， マトリックスはやや石灰質で淡緑灰色の凝灰質でもある。
泥岩・凝灰岩と火山礫凝灰岩との 互層部分 B では 下部に厚さ約 20 m の炭質物を含む暗灰色～黒色の泥岩層があり， 局部的に赤褐色を帯びる。 泥岩を挾む上下付近の厚さ 5 m 位の互層や さらに上部の厚さ 1～2 m の凝灰岩と 2～30 cm の火山礫凝灰岩との互層では， 凝灰岩や火山礫凝灰岩は何れも新鮮な面では淡緑色を示すが， 一般に細かく割れ易く， 風化したり湿れた面では赤褐色を帯びる。 礫は通常は径 1 cm 以下の角礫状の石灰岩， 蛇紋岩， 赤褐色凝灰岩， 淡緑色凝灰岩からなり， 流紋岩片も少なくない。 まれに安山岩の岩片も含まれる。 顕微鏡下では カリ長石・黒雲母・ピコタイトの破片や珪長質軽石の破片も沢山みられる。
以上の岩石片のうち 淡緑色凝灰岩や流紋岩は， 本互層部分の堆積時における流紋岩質火山活動の本質物質かもしれない。
その上位の 地層 C は角礫を特徴とする礫岩・砂泥質岩・凝灰岩との互層である。 上記の互層 B との直接の関係は 露頭が途絶えて確認できない。 本互層部分の最下位は河床においてみられ， 表面には 欧穴 [ ← 甌穴 ? ] が生じている。 この最下位の礫岩の礫だけはやや角ばっており， 赤褐色凝灰岩， 淡緑色凝灰岩， 蛇紋岩， 千枚岩などからなり， 一見して油野層の基底部の A 層に似る。 本互層の主要部分は， 下部においては礫層が主体で 厚さ 7 m の礫層のなかに薄い砂岩を挾み， 中部では粗粒砂岩に厚さ 20 cm 位の薄い凝灰岩を挾み， 上部では厚さ 20～50 cm の細粒砂岩中に少量の薄い暗赤褐色の凝灰岩を挾む（第 14 図） といったように， 変化にとむ互層からなる。 礫岩中の礫は何れも径 1～2 cm 以下の円礫からなり， 本 C 層の最下位の礫層中の礫と同じである。
本互層部分 [ = C 層をなす互層の部分 ] の一般的傾向は， 礫岩を主体とする下部層から上位に向けて 次第に細粒化することである。 顕微鏡下では， 砂岩中にはチャートの破片のほかに流紋岩や軽石に加えて， 少量の安山岩片やピコタイト粒も認められる。
上油野 の合流点から三室方面へ 300～400 m 進むあたりまでは， 同じような層理面をもつ赤褐色凝灰岩の 地層 D が露出する。 これが油野層の最上位に相当する。 しかし C 層との関係， あるいはさらに上位の地層との直接の関係は確認されていない。 本凝灰岩は厚さ 20 m 位とみられ， 局部的に火山礫にとむ薄層部分や 厚さ 2 m 位で石灰岩の角礫にとむ部分がある。 また， ここでは層理面と 60°位で交わる板状節理（節理面の走向は N 30°W， 傾斜は 20°E）が発達する。
油野層の分布域の最西端と流紋岩体 [ VRp ] との直接の境界はわからない。 その付近の流紋岩は 石英や長石の結晶を多量に含む溶結凝灰岩 [ VRp ] であるが， 火山礫凝灰岩の部分の礫に赤褐色系の凝灰岩が混入することはほとんどない。 他方， 境界付近から上油野寄りの道路上の数 100 m では赤褐色凝灰岩と火山礫凝灰岩の互層で， 局部的に火山角礫岩（安山岩質）が挾まれ， 層理面は走向 N 30～40°E・傾斜 50～70°SE である。 これらの地層は みかけ上 D 層の下部にくる。 しかし， 岩相から対比すれば， これらの地層は A および B 層に相当する。
下油野から上油野にかけての油野川沿い約 2 km にみられる比較的単純な構造に比べて， 上油野から北西に向けての約 1 km， とくに流紋岩凝灰岩や溶結凝灰岩（三国山流紋岩類 [ VRp ] ）に接する付近では油野層の西端の構造はきわめで乱れている。 そこでは 幅 1.5～2 m の断層粘土を伴う走向 N 40～50°W・傾斜 70°NE の顕著な断層や 幅 20 cm の破砕岩を伴う走向 N 20°W・傾斜 65°W の断層が認められる。 その付近の厚さ 5 m 以下の淡緑色凝灰岩と赤褐色凝灰岩との互層がもめていたり， 成層するものでも 走向 N 50°W・傾斜 25°SW および N - S・20°W を示すなど層理はいちじるしく変わる。 断層から南東側で上油野との中間地点あたりまでは， 模式的層序を組み立てた区域とは異なり， 地層は逆方向に傾いており， 油野層内に褶曲構造が存在するらしい。 詳しくはわからないが， 上油野の少し西側には ほぼ南北性で 南へ傾斜する褶曲軸をもった向斜構造が存在するものとみられる。
油野層は 旧 寄庫鉱山付近のみならず， [ 旧 寄庫鉱山の南西方 2 km 弱の ] 旧 鍋倉鉱山への途中においても基底部がきわめて良く発達し， また本層の最上部は流紋岩 [ VRp ] におおわれ， 一部では断層が発達する。 しかし， 水平的な広がりは小さく， とくに東端は蛇紋岩体 [ Sp ] や古生層 [ Pst ] にアバットするものとみられる。 油野層の堆積の場は V 字谷のような狭い凹地であったと考えられる。
旧 寄庫鉱山付近から西方へ 下油野の合流点付近までの油野層の下部の A 層や， あるいは上油野から北西方数 100 m あたりの火山川礫岩には 多くの安山岩質溶岩片が含まれる。 また， マトリックスや砕屑岩片が流紋岩類である B および C 層においても， 顕微鏡下でみると有色鉱物にとむ安山岩の岩片がしばしば観察される。
以上のことから， 油野層の形成時には流紋岩の火山活動が活発であり， その初期においては安山岩の火山活動もあったらしい。 礫岩・砂岩の礫などが中位から上位にかけての C 層にみられるごとく円磨度が進み， 比較的淘汰もよいこと， および C 層内においても上位の地層ほど礫岩の量が減少し， 逆に砂岩にとむようになり， C 層全体の傾向としては上位に向けて粒度が小さくなる。 C 層の堆積環境は A および B 層の時期と比べると 水流が早くなり， 運搬距離も長くなったらしい。 以上のように油野層の下部から上部にかけて 堆積環境に若干の変化が認められるのである。
この地区は三国山流紋岩類の標式地である。 本地区は標高 1,100 m をこす三国山付近で分布がもっとも狭くなるが， もともとは次に述べる 豊栄 地区とひとつづきである。 記述の都合上， 三国山付近で分割した。
本地区の北側は基盤の蛇紋岩類 [ Sp ] を不整合におおい， 空隙にとむミアロリチック花崗斑岩 [ Gp ] に貫かれ， 南東側では油野層 [ y ] や基盤の蛇紋岩類 [ Sp ] や古生層 [ Pst ] をおおったり， また笹尾付近では黒雲母花崗岩 [ G ] に貫かれる。 南西部では花崗斑岩 [ Gp ] に貫かれる。 三国山の南東の標高 900～1,000 m 付近では ホルンブレンドにとむ花崗閃緑岩ないし閃緑岩 [ QD ] に貫かれる。
花崗岩類による接触変成帯の幅は 南西部の花崗斑岩 [ Gp ] （この岩石の南側は花崗閃緑岩 [ GD ] ）側においてもっとも広く 数 100 m 以上に及ぶが， 他の花崗岩類の場合はきわめて軽微である。 たとえば， 本地区の北方の花崗斑岩の場合は 100 m の幅も認められない。 三室付近の花崗斑岩の場合は特異で， 流紋岩側と花崗斑岩側それぞれの典型的な岩相をもつ双方から 接触部と思われるあたりへ近づくにつれて， 両者の区別がつかなくなり， 漸移するような印象を与える。
本地区では， 三室の南東 2 km 付近から南西へ向け 青笹を経て 広島県 東城町 別尺 および 頭地 に通ずる山道に沿って好露頭が連続する。 この横断ルートの最北東端は標高 520 m で 基盤岩の蛇紋岩体を直接おおうが， そのあたりでは 南へ 5°位の傾斜をもつ。 黒曜石のレンズを沢山含み 外来片をほとんど含まない流紋岩溶結凝灰岩である。 この地点から南西方へ高度が上り， 見かけ上 上位の火砕岩に移ると本質および異質岩片を沢山含み， 未溶結の石質流紋岩凝灰岩が続く。 標高 600 m で 谷が２つに分岐するあたりには 厚さ 2.5 m の級化層理をもつ層灰岩がある。 その層理面は走向 N - S・傾斜 15°E である。 ここから青笹の手前の標高 700 m までの水平距離で 800 m の間は 強く溶結した結晶質流紋岩凝灰岩が主体で， この溶結構造の面に沿ってレンズ状をなす本洞があり， 本洞のまわりは一部メノウ化している。 垂直距離を流紋岩火砕岩の層厚とみなすと ほぼ 100 m になる。 青笹付近は石英の少ない 細粒の短冊状斜長石にとむ安山岩により占められる。 安山岩はひどく変質し， もとの有色鉱物は顕微鏡下で判別できないが， 肉眼でみた形状は細長でホルンブレンドにみえる。 安山岩質岩石は最大 60 m の厚さをもつが， 貫入岩体なのか溶岩なのかはっきりしない。 安山岩のみかけ上位で 峠 [ ← 岡山県と広島県の境界 ? ] あたりまでは カリ長石に乏しいデイサイト質の溶結凝灰岩が露出する。 峠 から別尺あたりまでは 溶結構造が顕著で， 緑れん石， 方解石， 白色雲母など多量の変質鉱物を伴うデイサイトからなる。
このルートにおける単純化した模式柱状図（第 15 図）から， 全体の層厚は 260 m 位と確認できる。 もし仮りに， 本岩体が一様に南へ 5°位傾斜するとみなすと， 峠 から別尺間のデイサイトにとむ部分の厚さは 250 m と計算される。 すなわち， デイサイトにとむ流紋岩からなる本地区火山岩類の上部の火砕岩層は 峠 以東の 20 m にこの 250 m を加えると 270 m に達し， 全体の層厚は 500 m 位と見積れる。
この点については， [ 図幅地域南西隅付近の ] 東城町 藪谷 や 大古屋谷 から北方の稜線にかけてデイサイト溶結凝灰岩にとむ流紋岩溶結凝灰岩が露出し， 標高差だけからみでも 300 m をこえることから， デイサイトにとむ火砕岩層が 270 m の層厚をもつとみなしてもおそらく間違いはない。
本地区内の安山岩質岩石は 上油野の南西の大谷川沿いで 標高 909 m の三角点の東方の標高 600～700 m あたりや， 三室から真西へのびる林道上で三国山寄りの標高 750～800 m あたりにも多量に露出する。 したがって， 青笹付近の安山岩は， 三国山から南東にのびる稜線の北東側で 稜線にほぼ平行に細く帯状をなしてのび， 比較的広く分布するとみなせる。 本地区内には 赤褐色を帯びる火砕岩や堆積岩は全く見出されない。
本地区は南部において三国山付近で三国山～京坊峠地区に， また， 東部において 妙見山・鷹ノ巣山をへて 神郷 地区につながる。 北端は東西性の断層を境に [ 日野地区の ] 古生層（結晶片岩） [ Sb ] と接する。 北東部および西部の境界は花崗閃緑岩 [ GD ] による貫入関係であり， とくに [ 豊栄の西方 1 km の ] 上坂 付近では 接触部から幅 500 m にわたりいちじるしくホルンフェルス化した流紋岩がみられる。
[ 豊栄の南東方 1 km の ] 若杉の東方および南方ではミアロリチック花崗斑岩 [ Gp ] と接するが， ホルンフェルス化はほとんどみられない。
本地区内の局部的な現象らしいが， 古生層（千枚岩）との境界がいちじるしく破砕をうけ断層になった所が２カ所ある。 [ 鬼林山の南方 2.5 km の ] 井原の北方 700 m では東西性で幅数 10 m 以上の破砕帯が， また若杉の谷沿いの走向 N 10°E・垂直で粘土を伴い幅 2 m にわたる断層がある。 両地点には大きな断層が存在するものの， まわりの地質状況からみて 火山岩類は何れも角礫岩あるいは凝灰角礫岩からなること， および以下に述べる礫の性質から 不整合面の近いことを裏づけられ， 断層による落差はほとんど考えなくても良い。
井原の北方の角礫岩は淘汰がきわめて悪く， 礫は千枚岩， 細粒はんれい岩， 蛇紋岩などからなり， マトリックスは流紋岩質である。 他方， 若杉の河床では マトリックスが安山岩質で， 礫は石灰岩， 千枚岩， チャート， はんれい岩， 蛇紋岩， および種々の火山岩からなる。
主要な岩石は流紋岩質火砕岩であるが， 基盤岩に近い部分には角礫岩， 凝灰角礫岩， 火山礫凝灰岩， 級化層理をもつ細粒の層灰岩および紫色の凝灰岩ないし泥岩がよくみられる。 井原から東方の東西方向の谷沿いには 中～細粒火山礫凝灰岩が多くみられ， 破片には赤褐色の火山礫を含む。 また， 井原集落で 谷が３方向に分岐する付近では 粗粒の火山礫凝灰岩と細粒凝灰岩とが厚さ 5～20 cm の互層をなし， 級化層理が発達する。 細粒凝灰岩の一部は紫色を帯びた灰色を示すが， 風化部分では赤褐色に変っている。 紫色を帯びた細粒凝灰岩は５枚位認められるが， 何れも厚さ 2～3 m で横へは広がらず 消滅する。 級化層理によって示される層理面は走向 N 80°W・傾斜 50°S である。
[ 豊栄の北東方の ] 猪子原 から大坂にいたる道路沿いで 橋が本谷を横切る周辺の 500 m の３カ所において 上記の級化層理をもつ細粒凝灰岩（層灰岩）が観察された。 単層一枚の厚さは 15～40 cm である。 層理面はほぼ走向 NE - SW で， 傾斜は 15～20°SE。 大坂寄りの地点における凝灰岩だけは特に暗灰色の泥質岩で， 風化部分では紫色から赤褐色へ変化する。
以上述べた級化層理をもつ凝灰岩（層灰岩）は 南北にのびた豊栄地区の東半分に多く， しかも基盤岩の古生層（千枚岩）に近い部分に発達する。 その上， 標高 500 m 前後の低い場所に限られる。
これに対して， 三国山の西方の標高 900～1,100 m 付近の蛇紋岩類を不整合におおう所では， マトリックスが赤褐色の角礫岩や同じく赤褐色の凝灰岩が発達する。 また， 井原の西方の本図幅地域最西端で 古生層（千枚岩）を不整合におおう標高 600 m 付近にも多くの赤褐色凝灰岩がみられる。 これらの赤褐色岩を挾む前後の火山岩は単斜輝石を含む安山岩であるが， その他は流紋岩質火砕岩である。
基底部とみられる場所が 井原・猪子原および若杉のように標高 500 m 前後かそれより低い所から， 1,000 m を越える三国山付近のような高所まで上っている。 たとえ凝灰岩の層理面， とくに級化層理をもつ層灰岩を手がかりに水平に復元しても， 基底面が一様でなかったことがわかる。
本地区の岩石は妙見山付近で前記の豊栄地区のものとつながる。 妙見山から鷹ノ巣山にかけて古生層（千枚岩）をおおって僅かに露出し， ごく一部では花崗斑岩 [ Gp ] や花崗閃緑岩 [ GD ] に貫かれる。 凝灰角礫岩は全くみられず， アプライトの岩相に似た溶岩が多い。 とくに大原～鷹ノ巣山間には古生層 [ Pb ] を貫く 幅 1～2 m の流紋岩岩脈がきわめて多い [ ← 地質図では確認できない ] 。 しかし， 岩脈は周縁部が流紋岩ないしフェルサイト質であるが， 中心部がやや粗粒で花崗斑岩の急冷相に似るので， 本火山岩類の流紋岩とは関係がなく 花崗岩類からの枝別れかもしれない。
本地区での主部は 高瀬 梅田， 柳原， 吉田から以東で本村付近までのびる。 柳原～吉田間では多量の火山礫を含む流紋岩凝灰岩からなり， 溶結構造が発達する。 構成岩片には 安山岩， デイサイト， 流紋岩などがある。 溶結構造によって示される面は 走向が南北性で東へ 15～20°傾斜するものが多いが， 逆方向に傾くものもあり， 一様ではない。 本村の北西 1 km の所から北西方向に刻まれた谷沿いにも好露頭が続く。 ここでは岩片は少なく， 結晶にとむ流紋岩の溶結凝灰岩からなる。
高瀬 柳原（地点 081）や 梅田の東部（地点 088）には 流紋岩溶結凝灰岩中に円礫層がみられる。 前者 [ = 地点 081 ] の場合， 層厚 15 m 以内の円礫層が２枚あり， ２層の間には厚さ 1 m 位の流紋岩溶結凝灰岩が介在する（層理面は N 30°W・25°E）。 地点 088 の場合は 第 16 図のように厚さ 50 cm 以内であり， 側方に尖滅する（層理面は N 30°E・15°E）。 これら礫岩の礫は径数 mm～数 cm の円礫で， まわりの流紋岩と同じ岩質のものからなり， まれに蛇紋岩（前者 [ = 地点 081 ] の場合）を含む。 マトリックスは流紋岩質の凝灰岩である。
本岩体は高瀬 梅田， 中村および柳原付近で古生層をほぼ水平におおうように分布し， また溶結凝灰岩の示す層状構造の傾斜は大きくても 20°位で， また挾まれる礫層も 25°東へ傾くなど， 全体としてはゆるく東へ傾斜するものと考えられる。 なお， 高瀬鉱山や旧 吉田鉱山付近では 本火山岩類は蛇紋岩類 [ Sp ] にアバットする。 層厚は標高差から類推すると 大まかに 300 m 位と見積もれるが， むろん確かな数字ではない。
本図幅地域の南東隅に分布し， 北側および西側は古生層 [ Pst ] や蛇紋岩類 [ Sp ] をおおい， 北東側および東隣 [ の「勝山」 ] 図幅地域内の国鉄 姫新 線 岩山駅から北に入った 四河 付近では閃緑岩 [ QD ? ] に貫かれる。 本地区の南縁は本図幅地域内にはみられず， [ 本図幅の南隣の「新見」図幅地域内の ] 新見市街地・ 川面峠 ・ 阿哲峡 をへてさらに南にのびている。
本地区はおもに流紋岩からなり， カリ長石に乏しいデイサイトは僅かである。 しかも 奥組 よりも北および西側の基盤に近い部分 および 姫新線沿いの 法木 [ ← 図幅地域の南東隅 ] 付近を除くと， ほとんど流紋岩溶岩 [ VRl ] からなる。 流紋岩溶岩には流理構造が発達し， その流理面は一般に南ないし南東に 30°位傾斜する。 [ 図幅地域の南東隅のやや西方の ] 下熊谷の大露岩は溶岩円頂丘のような形状をみせる（第 17 図）。 流紋岩溶岩の特徴は， ① しばしば淡紅色ないし赤褐色を帯びること， ② きわめて強くひきのばされたため千枚岩のような線構造をみせたり（第 18 図）， ③ 直径 5 mm 位の杏仁が多くできていたり， 小さな空洞にとむことである。
奥組より北方は 流紋岩溶岩（直径数 mm の高温型石英斑晶を含む）の下位層に相当する 流紋岩質の細粒凝灰岩， 凝灰角礫岩， 溶結凝灰岩 [ VRp ? ] などが露出し， 基盤の蛇紋岩体 [ Sp ] に近づくと 円礫で特徴づけられる礫岩層が分布する（第 19 図）。 この礫岩中の礫は非常に円磨され， 直径 1～10 cm 位の千枚岩， チャート， 蛇紋岩などからなる。 マトリックスは流紋岩質の凝灰岩である。 この付近には層灰岩がみられるが， 礫岩との関係はわからない。 尾根を越えで西方の 馬塚 側の東西方向の谷に入ると， 同じく基盤の蛇紋岩をおおって 厚さ 2 m 位の礫岩層が分布し， 上記の礫岩層によく似ている。 この礫岩の上には厚さ 10 m 位の砂岩質の粗粒凝灰岩がのり， さらにその上にはもう１枚の礫岩があり赤褐色を帯びている。 付近には多量の赤色凝灰岩の転石がみられる。
基底部の礫岩が標高 500 m 近い場所に分布し， その上位にくる溶結凝灰岩などが標高 360 m の奥組あたりの低所まで降りており， 構造は単純でなく， これらの層厚を知ることは難しい。 しかし， 標高差から判断すると 少なく見積っても 250 m 程度になる。 熊谷 [ 位置不明 ; 図幅地域の南東隅付近 ? ] 付近の溶岩の厚さも， 流理面の傾斜を無視して単純に標高差のみから同じように推定すると 250 m 位と見積もれる。 したがって， 新見地区における層厚は礫岩 30 m， 溶結凝灰岩など 250 m， および溶岩 250 m の合計約 530 m とみなされる（第 20 図）。
流紋岩に貫入した閃緑岩 [ QD ] も 貫入を受けた流紋岩も同じように変質していてわかりにくいが， 新見地区の流紋岩類が蒙った花崗岩類による接触変成作用はきわめて軽微であったとみられる。
本図幅地域の外になるが， 関連事項として次の３区域の火砕岩についてふれておこう。
[ 本図幅の西隣の勝山図幅地域内の ] 姫新線 岩山駅付近から北西の 四河 （第 1 図）にいたる約 2 km の間には 流紋岩溶岩， 流紋岩火山礫凝灰岩， 安山岩火山礫凝灰岩， 級化層理をもつ層灰岩， 流紋岩溶結凝灰岩が断続しながら露出し， その北端は閃緑岩 [ QD ? ] によって貫かれる。 層理面は全般的に立っていて， 逆転部分も少なくない。
熊谷 から姫新線沿いに新見市 大仁子 に至る区域 [ ← 本図幅の南隣の新見図幅地域内 ] は 淡紅色ないし赤褐色を帯びる流紋岩溶岩からなる。
[ 本図幅の南隣の新見図幅地域内の ] 阿哲峡 のなかの伯備線 布原 駅付近から川面峠の西方の街道までの南向きの北側斜面には 流紋岩溶岩， 流紋岩火山礫凝灰岩， 級化層理をもつ層灰岩， 泥岩（厚さ 15 m 以上）などがほぼ東西にのび， 川面峠の北西の伯備線の直上あたりで安山岩におおわれる（小倉（1928）の p. 33～35 参照）。
本地区は幅 1 km 長さ 3 km で東西にのびており， 北側に優勢なデイサイト [ VDR ] が分布するため 区分したものである。 芋原近くの基底部付近には ごく僅かに円礫層が露出し， その上には火山礫凝灰岩がのる。 主な岩相は流紋岩溶岩 [ VRl ] であるが， 露頭に乏しく 詳しいことはわからない。 天銀山の東方では 微文象花崗岩や閃緑岩 [ Gp ] に貫かれてホルンフェルス化している。
本火山岩類は本図幅地域の中央部から鳥取県・岡山県の県境の中国山脈に沿って北東にのびる。 東側は次に述べる高尾安山岩類 [ TA ] （雄山～剣森山地区）におおわれ， 北側は花崗閃緑岩 [ GD ] に貫入される。 これに対して， 南側は古生層（千枚岩） [ Pim, Pst ] や蛇紋岩類 [ Sp ] の矢ノ峯岩体をおおい， 一部では断層を介して接する。
本火山岩類の特徴は， ① カリ長石に乏しいデイサイト質の岩石ないし流紋岩からなり， しばしば安山岩溶岩や凝灰岩を挾むこと， および， ② 級化層理をもつ層灰岩や泥岩などの層理が 40°以上の高傾斜をなし， しかも傾斜の方向が一定していないこと， である。
[ 天銀山の西南西方 2 km の ] 三井山の西および北西方で 本火山岩類が古生層をおおう基底部分に安山岩が多く， 流紋岩の溶岩も挾まれるなど複雑な岩相がからみあっている。 [ 天銀山の北西方 2 km 弱の ] 三坂の西方には 暗赤褐色を帯びるデイサイトないし流紋岩の凝灰岩（厚さ 10 m 以上）が露出し， 大部分は溶結構造をもっている。 なかにはカリ長石にとむ流紋岩の溶岩も挾まれている。 これらの珪長質火山岩は走向 N 10～20°W， 傾斜 10～20°W を示しており， 北東側ほど上位の層準があらわれる。 また， 赤褐色小岩片を含むデイサイト質火山礫凝灰岩が とくに三坂付近でも三井山寄りの斜面に沢山みられる。 なかでも， 三坂集落の至近で崖錐におおわれるあたりには 走向 N 10°W， 垂直の幅 1 m の安山岩脈に貫かれる礫岩がある。 この礫岩は数 m の広がりしかないが， まわりは赤褐色小岩片を含むデイサイト火山礫凝灰岩である。 この礫岩のマトリックスはシルト質砂岩であるが， 礫は径 数 mm～3 cm の円礫で， チャート， 千枚岩， デイサイトなどが認められる。
[ 天銀山の北西方 4.5 km の ] 三ケ市から奥谷への途中にも， 赤褐色を帯びたデイサイトの火山礫凝灰岩層と 淡紅色を帯びた流紋岩溶岩（厚さ約 10 m）が観察される。
明石峠近くの標高 1,000 m あたりには古生層（千枚岩 [ Pst ] ）がごく少量露出し， 中～細粒の凝灰岩がアバットする。 千屋からこの明石峠へ至る谷には， 露頭に恵まれないが， 多様の岩相がみられる（第 21 図）。
このルートには級化層理をもつ中～細粒層灰岩層が多く， １枚の単層は厚いもので 50 cm 位である。 谷の中ほどの堰堤を挾んで標高 580～700 m の間には 走向 N 60～90°W， 傾斜 70°N をもった地層が発達し， 炭質化した黒色の植物化石を含む泥岩がみられる。 地層の逆転はみられない。 火山礫凝灰岩の礫はきわめて丸く， ほぼ同質の流紋岩であり， なかには径 20 cm に達する礫もある。 これに対して， 標高 520 m で神社 [ 位置不明 ] 付近からやや奥まった所には 多様の円礫を含み， 幾分 濁汰の良い礫岩がある。 その層厚はわからない。 礫は安山岩， 流紋岩溶岩， チャート， 優白質花崗岩などからなり， マトリックスは暗灰色の安山岩物質からなる。 径 20 cm 以上の花崗岩の礫は 著しく破砕されていて， パーサイト [ perthite ] およびアンチパーサイト [ antiperthite ] を含む特異な岩石である（後述の「VI.9.4 ステージ "0" の火成活動」の項 参照）。 このルートにおける級化層理の一般的な傾向は 走向が NW - SE ないし E - W で 傾斜が 40～70°E を示すものの， 西端の明石峠近くの古生層に接する所や神社あたりでは 一般的な層理面に直交する傾向をもっている。 したがって， 以上のデータから， このルートにおける火砕岩類などの層厚を推定することは難しい。 異質岩片を多量に含むことからみて 本火山岩類の基底部は意外と浅所にあり， 層厚は薄いのかもしれない。
[ 千屋の北方 3.5 km の ] 千屋 成地 から南方の道路ではデイサイトと安山岩の火砕岩が多く， 流紋岩質の岩石は少ない。
[ 千屋の東北東方 1.5 km の ] 千屋 実谷 より奥の谷で 標高 898 m の三角点の北方には 厚さ 1 cm 位の淡灰色と暗灰色の層灰岩が互層しており， 走向 N 40°E， 傾斜 20°NW を示し， まわりの流紋岩質火山礫凝灰岩の傾向と一致する。
[ 千屋の東方 4.5 km の ] 用郷 の北方で 雄山 の南西方の流紋岩火砕岩の中には 厚さ 4～50 cm の層灰岩が挾まれ， 南北方向の走向で 西へ 30°位傾斜する。 また， 淡紅色を帯びた凝灰角礫岩もみられる。
[ 千屋の北北東方 5.5 km の ] 蓬 の南方では 単層の厚さが 2～4 cm の層灰岩が 15 m 位成層しており， 走向 N - S， 傾斜 50～60°E を示す。
蓬の東方 1 km における黄褐色を帯びた暗灰色の粗～細粒層灰岩の互層は 走向 N - S， 傾斜 40°E であり， 南方の用郷あたりの類質層灰岩とは逆方向に傾いている。
蓬の北東では ほぼ東西方向の流理をもつ淡紅色を帯びた流紋岩溶岩が多い。
以上述べたように， 本火山岩類は多様な岩相と複雑な構造を有し 一般的傾向はとらえにくい。 各所で花崗岩類に貫かれるため 本火山岩類の内部構造は乱されたにちがいない。 このような事情にもかかわらず もし強いて一般的傾向をまとめると， 千屋火山岩類の西部 [ 以下の [注] 参照 ] は 赤褐色の火山礫凝灰岩など 基盤近く [ = 千屋火山岩類の下位 ] に特徴的な岩相が分布し， 中位にかけて 礫岩， 角礫凝灰岩， 級化層理をもつ層灰岩， 泥岩などを有する火砕岩の岩相があらわれ， 上位には北東端に分布する流紋岩溶岩につながるようにみえる。
高尾安山岩類は本図幅地域南端の高尾から [ 本図幅の南隣の新見図幅地域内の ] 新見市街地の西方を通り 阿哲峡に面する 川面峠 につづいており， 本地域内にはその北端部が僅かに露出するにすぎない。 高尾安山岩類は新見地区の流紋岩火砕岩（三国山流紋岩類） [ VRp ? ] をおおうのであるが， 今の所 直接の不整合関係は川面峠において観察されるだけである。 そこでは 流紋岩火砕岩の基盤凹凸面上に 暗赤褐色化した空隙にとむ安山岩溶岩がのり， 直上の塊状安山岩溶岩に移化する。 川面峠の南西 1 km の阿哲峡において， 高尾安山岩類は 文象斑岩の貫入を受けて ホルンフェルス化している。
典型的な岩石は暗灰色ないし帯緑黒色の溶岩であり， 単斜輝石と短冊状の自形斜長石からなる安山岩で， 一部は有色鉱物にとみ 玄武岩質になる。 まれに残晶状あるいは蛇紋石化したかんらん石がみられる。
本地区の高尾安山岩類の厚さは 100 m 程度とみられる。
本地区では暗灰色ないし帯緑黒色の安山岩溶岩と火砕岩からなり， 本図幅地域の東端北寄りの区域で 標高 700 m 位より高所に分布する。 火山礫凝灰岩は用郷の南方， 雄山の山頂付近， および大井野の北方や， 東隣 [ の勝山 ] 図幅地域内の 大佐 町 伏谷 にみられるが， 大抵は緻密・細粒の凝灰岩あるいは溶岩である。 凝灰岩の層理はあまりはっきりしないが， 大井野の北北西で測りえたものとしては, 走向 N 20°W・傾斜 15°W あるいは N 60°W・40°SW のデータがある。
黒雲母花崗岩 [ G ] や微文象花崗岩 [ Gp ] に貫かれた接触部付近では 軽微のホルンフェルス化がみられるのみで， 貫入岩の影響をほとんど受けていない。
模式的岩相は本図幅地域内にはなく， [ 本図幅の東隣の勝山図幅地域内の ] 大佐町 伏谷から 阿曽渕 の間の連続露頭にみられる。 そこでは赤褐色化した安山岩類を含む火山礫凝灰岩なども少なくない。
安山岩溶岩は 顕微鏡下では 何れも短冊状の自形斜長石と流理構造とが特徴的である。 有色鉱物は大抵 緑泥石化しているが， おもに， ① 単斜輝石（少量のかんらん石を伴う）， ② 緑色ホルンブレンド， および， ③ ホルンブレンド + 単斜輝石からなる， の３種類に区別される。 しかし， それぞれの岩石の分布域と相互関係はわかっていない。
本地区の高尾安山岩類の厚さは， 単純に標高差からみて 400 m 位と推定される。
本地区の火山岩類 [ VDR ] は 日野川の北岸で南向きの谷斜面に細長く露出するのみで， おもに凝灰川礫岩からなり， 完全にホルンフェルス化している。
多量の結晶片岩の角礫を含み， 局部的には亜円礫も含む礫岩状で， 礫の乏しい砂質部分もみられる。 また， 安山岩の岩片も少量含まれる。 結晶片岩の礫はアルバイト斑状変晶をもつもので， アルバイト斑状変晶は ホルンフェルス化のためにアルバイトからなる細粒モザイク集合体に変ったり， あるいは 形状はそのままでも 斜長石の組成がオリゴクレイスないしアンデシン質に移化している。
マトリックスもホルンフェルス化していてはっきりしないが， 珪長質火山岩や安山岩の小岩片も認められる。
本火山岩類と古生層（結晶片岩） [ Sb ] と直接接する露頭はないが， 1 m 位の至近距離において本岩は水平方向へ広がっておらず， 両者の境界はほぼ垂直に近い。 ホルンフェルス化のため詳細が判らないので断言できないが， 火道礫岩の可能性がある。
他火山岩類との対比はつけられないが， 岩質から [ この日南地区の火山岩類を千屋火山岩類と同等の ] VDR 相当とみなした。
流紋岩を主体とする豊栄， 神郷， および新見の３地区の三国山流紋岩類とデイサイトと流紋岩からなる千屋火山岩類には， 基底部や基底部から離れた層準にも 円礫を含む火山礫凝灰岩あるいは礫岩層および層灰岩があり， 層灰岩はしばしば級化層理をなす。 礫には基盤の岩石が， また砂質凝灰岩中の砕屑片には蛇紋岩の随伴鉱物であるピコタイトが含まれる。 また炭質物を含む泥岩すら介在するのである。 これらの岩石は， 流紋岩質火山活動に伴って 明らかに水中において運搬作用をうけ， 水中に堆積したものとみられる。 したがって， 各所においてこの火山活動の間に湖沼が生れたのであろう。
三国山～京坊峠地区の三国山流紋岩類中にも僅かではあるが層灰岩が介在する。
以上に述べた層灰岩はどの地区でも一様な層理を示すわけではなく， また， 層序上の位置づけも判明していないので 鍵層とすることができない。
蛇紋岩が基盤の場合には 凝灰角礫岩， 礫岩などは大抵は赤褐色を帯びており， また基盤が近くに露出していない場合でも, 赤褐色を帯びた火砕岩には 蛇紋岩に特有のピコタイトが含まれ， しばしば方解石を伴う。 油野層が多量の赤褐色岩石からなる特殊な堆積環境を示唆しているが， この油野層と比較すると， 規模は２桁位小さいけれども， 三国山近く， 井原の西方， 馬塚の近く， あるいは三坂や三ケ市などの赤褐色を帯びた岩石も類似の環境で形成されたものであろう。
油野層によって代表される堆積の場と火山活動とが その後の三国山流紋岩類によって示される流紋岩主体の火山活動に移ってゆく。 もし， この過程における地質現象が本図幅地域における模式的な一連の火山活動であり， かつ， この現象が唯一回のサイクルしか存在しなかったと仮定すれば， 豊栄や新見地区の三国山流紋岩類も， さらには千屋火山岩類も， それぞれ同一時期における火山活動の産物とみなすことができる。
流紋岩質火山活動のなかで 溶岩は本図幅地域北東端にも僅か露出するが， 圧倒的に新見地区内に多い。 もし溶岩分布域が流紋岩質火山活動の中心で 噴出口に至近であるとみなすと， 新見地区の 熊谷 から新見市街地あたりがもっとも噴出口に近かったといえよう。
その後は， 本地域の高尾安山岩類を形成するような火山活動に引継がれるのである。
本迸入岩類は本図幅地域の北部においてまとまった大きな岩体をなして分布するが， 他の場所では１つの岩体は大抵 幅 2 km・延長数 km より小さく， なかには地質図に表現しえない位小規模のものもある。 本迸入岩類は苦鉄質のものから珪長質のものまであり， かんらん石を含むはんれい岩 [ GA ] ， 閃緑岩 [ QD ] ， 閃緑玢岩 [ QD ] ， 花崗閃緑岩 [ GD ] ， 微文象花崗岩 [ M ] ， 花崗斑岩 [ Gp ] ， 粗粒花崗岩 [ G ] などの様々の岩質からなる。 それぞれの岩体内には これらの諸岩種が複雑にからみあって産出する例 [ ← 閃緑岩と微文象花崗岩との混成岩 （H） ] も少なくないが， 主な岩質と貫入順序とから 本迸入岩類は第 22 図のような岩体に区別される。
本迸入岩類の各岩体相互の間で貫入関係が確認できるのは 次のように ごく限られている。
北隣の「根雨」図幅地域においては， 底盤状の粗粒黒雲母花崗岩を主体とする鳥取花崗岩 [ G ] を迸入岩類 Ⅱ とよび， それより早期形成の他の迸入岩類を迸入岩類 Ⅰ と２大別している（服部・片田， 1964）。 本図幅地域北部においてもこのような２大別は可能であるが， 中央から南部にかけて各岩体の分布面積も小さくなり， また， 上記の「根雨」図幅地域の模式的岩質から逸脱するので， 両地域全体にわたる相互対比は難しい。
本迸入岩類は古生層（結晶片岩・千枚岩）， 蛇紋岩類および白亜紀火山岩類中に貫入し， 接触部分において変成作用を与えている。 変成作用を受けた接触部分の幅（黒雲母の出現）は 生山岩体 [ G ] ， 鬼林山～大倉山～花見山岩体 [ GD ] ， 菅生岩体 [ G ] ， 笹尾岩体 [ G ] および別尺（東城）岩体 [ Gp（GD） ] のまわりにおいて広く， 数 100 m をこえる。
本岩は， まとまったものとしては上石見と下石見付近においてそれぞれ 1 km をこす岩体をなし， また， 西隣の「多里」図幅地域内の道後山付近にも産する。 しかし， その分布は後述の花崗閃緑岩 [ GD ] の中に限られており， 小さなものでは握り拳大のゼノリス状まで多種のものがみられる。
本岩内への花崗閃緑岩の貫入関係は 上石見から郡家への伯備線沿いの路上において良く観察される。
本岩は優黒質で黒褐色を帯びた光沢をもち， 中粒である。 顕微鏡下では 自形で著しい累帯構造をもった斜長石が特徴で， 最大でも長径 2～3 mm 位である。 もう１つの特徴は， ごく少量の石英とカリ長石が粒間をうめて存在することと， なかにはミルメカイトや微文象構造すら認められることである。 単斜輝石は他形ないし半自形を示し， かんらん石は全くの他形である。 ホルンブレンドはやや褐色を帯びた緑色ホルンブレンドであり， また黒雲母は橙色ないし赤褐色を呈し， 両鉱物は ともに しばしば単斜輝石やかんらん石のまわりをとりまくように成長している。 不透明鉱物はシラー包有物様にホルンブレンド中に晶出したり， また単斜輝石とシンプレクタイト様連晶をなすこともある。
本岩に塗色した部分は， 本図幅地域の北東部の千屋 井原岩体， 南東部の灰ケ峠岩体と下黒谷岩体， および三国山の近くや妙見山の東方の小岩体である [ 第 22 図参照 ] 。 数 m 位の範囲内での岩相変化が著しく， 花崗閃緑岩質のものからはんれい岩質まで認められる。 しかし， 主な岩質は緑色を帯びた優黒色の岩相であり， 肉眼でみても 有色鉱物の輪郭がはっきりせず， 緑泥石化変質が進んでいるという印象を与える。
本岩は必ず白亜紀の火山岩類分布域にあらわれる。 三国山近くでは まわりの火山岩類 [ VRp ] をホルンフェルス化するが， 他の場合は 貫入した本岩も 貫入を受けた火山岩類の方も変質しており， ホルンフェルス化の程度はわかりにくい。
単斜輝石， ホルンブレンドおよび黒雲母（緑泥石）の構成比が多様であるが， 本岩の特徴は， 累帯構造をもつ自形・短冊状斜長石と これらの斜長石の粒間をうめるカリ長石と石英のなす顕著な微文象構造が 発達することである。
本岩は [ 図幅地域北部で ] 幅数 km をもち 東北東 - 西南西にのびる帯状の大きな岩体 [ 鬼林山～大倉山～花見山岩体 ] をなす。 この帯内には 5～6 km ごとに 標高 1,000 m をこえる山体からなる鬼林山， 大倉山， および花見山が屹立している。 本岩体は鬼林山の南西で三国山流紋岩類 [ VRp ] によって隔てられるものの， 同質の岩石が [ 本図幅の西端から ] 本図幅の西隣の「多里」図幅地域内の道後山へつづいている。 本岩体は南縁部において 千屋火山岩類 [ VDR ] をホルンフェルス化している。 その幅は 300 m に及ぶ。
もう１つ別の岩体が [ 図幅地域の南西隅付近の ] 広島県 東城町に広く分布し， 本図幅地域の南西隅にその岩体（東城岩体）北端の一部をのぞかせる。
本文では模式的な鬼林山～大倉山～花見山岩体を中心に記述する。 本岩体は先に述べたかんらん石含有のはんれい岩 [ GA ] をしばしば包有する。 本岩の模式地は 風化の進んでいない堅固な露頭に恵まれた大倉山の南西方の 立岩 （地点 442）付近である。
本岩は中粒で帯緑暗灰色を示し， ときどき斑状のカリ長石が淡紅色を帯びたベイジュ色を呈する。 顕微鏡下では長さ 3 mm 位の自形状斜長石のいちじるしい累帯構造が特徴である。 石英は粒状のものが多く， しばしば融食状およびカリ長石と文象構造を示す。 カリ長石はパーサイト質である。 無色鉱物の大体の容積比は， 石英 : 25 %， カリ長石 : 20 %， 斜長石 45 % である。 緑色ホルンブレンドと黄褐色黒雲母が主な有色鉱物であるが， 両者あわせて 8 % 位であり， 黒雲母の 1 / 3 位は緑泥石化している。 不透明鉱物はイルメナイトおよび磁鉄鉱であり， 他に少量の褐れん石， 緑れん石およびりん灰石を伴う。 典型的な岩石では ホルンブレンドと黒雲母の量比はほぼ同じであるが， 前者が若干少ないか， 逆にホルンブレンドにとむものもある。
本岩体には以上に述べた岩質のほかに， 大倉山の山頂 [ 以下の [注] 参照 ] 付近にみられるような， とくに斑状構造が著しく 石英にとむものや， カリ長石に乏しい石英閃緑岩質の岩相もみられる。
とくに本岩体の北東部においては斑状構造が強く， 花崗閃緑玢岩ともいうべき浅成相とみられる岩相が広がり， また， 千屋 井原岩体のように閃緑玢岩質岩石 [ QD ] がまとまって分布するようになる。 北隣の「根雨」図幅地域に入ると花崗閃緑岩はほとんどなくなり， 代って閃緑岩・閃緑玢岩やはんれい岩が多量に出現する。 これらの閃緑岩・閃緑玢岩と 本岩体の典型的な花崗閃緑岩とが漸移関係にあるように考えられる。
[ 図幅地域の南西隅の ] 東城岩体はいくらか桃色を帯びたカリ長石を含むホルンブレンド黒雲母花崗閃緑岩であり， ホルンブレンドに乏しい部分もみられる。 [ 図幅地域南西隅の北東方にある ] 藪谷では本岩が花崗斑岩（別尺岩体） [ Gp ] に貫かれるのが良く観察される（第 23 図）。
大倉山の南西方の立岩（地点 442）における 本岩の黒雲母の K - Ar 年代は 69 ± 6 m.y. であり， モード分析および化学分析値を第 3 表に示した（HATTORI and SHIBATA， 1974）。
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本岩は本図幅の北東端から北隣の「根雨」図幅内にかけて主要な分布域をもつもの（ [ 第 22 図に示した２カ所の ] 背梁岩体）である。 本図幅地域内では他岩との関係ははっきりしないが， 北方では閃緑岩 [ GD ? ] を貫くことが確認されている（服部・片田（1964）の p．21）。
本岩は細粒でしばしば淡紅色を示すが， 黒雲母の緑泥石化がいちじるしく， 新鮮な岩石でも肉眼でみて汚染された感じを与える。 顕微鏡下では微文象構造が特徴的である。 斜長石は 0.6～0.8 mm の大きさの自形結晶で， いちじるしい累帯構造を示す。 石英は微文象構造をなすものと 融食状斑晶をなすものとがある。 磁鉄鉱は普通にみられるが， まれに直径 1.5 mm に達することがある。 磁鉄鉱の赤鉄鉱化は顕著である。
[ 第 22 図に示したように ] 本混成岩として区別したのは [ 図幅地域南東部の ] 上黒谷岩体と [ 千屋の付近の ] 千屋岩体 [ Gp ] の [ 北側の ] 一部であるが， 岩石としては 実際には 既に前述したような花崗閃緑岩 [ GD ] ， 微文象花崗岩 [ M ] ， および石英閃緑岩・閃緑玢岩 [ QD ] や， さらに， 後に述べる花崗斑岩 [ Gp ] のなかにも若干 存在する。
本岩は一般に細粒で， やや黄褐色を帯びた暗灰色の岩石であり， きわめて不均質かつ全体に風化が進んでいる． ゼノリスのように閃緑岩質岩石の輪郭がぼやけたり， 微文象花崗岩へ漸移したりしており， 多くの場合に優黒質部分と優白質部分とがはっきり区別できない。 本混成岩は地質図上において明瞭な線によって識別してあるが， その境界線は任意的である。
顕微鏡下においては微文象構造がよく発達し， 褐れん石を伴うことも特徴である。 前に述べたように 閃緑玢岩（QD）には小規模な微文象構造がみられるが， これを粗粒化し， その容量比が大きくなるとほぼ本岩に類似させることができる。
[ 第 22 図に記されているように ] 本岩は北東方から大井野岩体 [ ← 図幅地域の東端 ] ， 千屋 岩体， 和忠 岩体， 若杉～ 三室 岩体， および 別尺 岩体 [ ← 図幅地域の南西隅付近 ] の５岩体にまとめられるが， これらの岩体以外にも小岩体としておもに白亜紀火山岩類の分布域に貫入している。 風化浸食が進み 凹地を形成するので（第 4 図）， 良い露頭に恵まれない。 このため 岩体の正確な形状はとらえにくく， 境界線は不規則な入りくんだ輪郭となっている。
本岩は一般にやや淡紅色を帯びた淡灰白色ないし淡褐色の細粒斑状花崗岩であり， 微文象構造をもったり あるいは 丸味を帯びた石英斑晶が目立つ浅成相の岩石である。 しかし， 局部的には やや粗粒の花崗閃緑岩や， 逆に優白質に移化する所もある。 また， 本岩にはときおり小さな空洞ができていて， その空洞のまわりが淡黄褐色を呈し， いわゆるミアロリチックな岩石になることもある。 ゼノリスには白亜紀火山岩類の流紋岩・デイサイト・安山岩もしばしば含まれる。 一般に， 白亜紀火山岩類が本花崗斑岩によってホルンフェルス化することはほとんどないか， あっても軽微である。 しかし， ゼノリスとしてとり込まれたり， あるいは別尺岩体の場合は特別である。 別尺岩体の周辺では数 100 m に及ぶホルンフェルス帯が認められるが， この場合は東城岩体 [ GD ] の影響も付加されていると思われる。
本文で花崗斑岩とよんだ岩石は， 流紋岩溶岩のようにマトリックスが細粒でなく， また スフェルリチック構造もない完晶質の斑状岩である。 本花崗斑岩には微文象構造があったりなかったり， また 細粒・斑状のマトリックスからアプライト質まで変化するなど多様である。 しかし どの岩石にも褐れん石が含まれ， 黒雲母は大抵が緑泥石化し， ホルンブレンドはほとんど含まれない。
高瀬鉱山の坑内で観察できる 本花崗斑岩の岩脈とその周縁の急冷相である流紋岩との関係は， 新鮮な岩石であるが故に記述するにふさわしいであろう。 ここでは 若杉～三室岩体から派生する幅 8 m 位の花崗斑岩の岩脈（走向 N 65°E・傾斜 30°SE）状で 蛇紋岩類やクロム鉱体を切るものが 坑道内や試錐コアによって確認される。 岩脈の中心部は斑状・粗粒・完晶質の典型的な花崗斑岩で， 周縁に向って淡緑色を帯びて細粒化する。 幅 50 cm の周縁相は 細粒・優白質の石英・長石斑晶を含む流紋岩（アプライト質ではない）に変る。 この流紋岩は 顕微鏡下において 流紋岩溶岩の中の流理構造を欠く岩相にきわめて良く似る。 つまり １本の岩脈のなかで， しかもきわめて新鮮な岩石同志で比較できたため， 花崗斑岩と流紋岩の漸移関係が明らかになったのである。 したがって， 野外において このような岩脈内の現象に似た 明白な漸移関係の認められる場合は問題がないのであるが， 細粒相の流紋岩だけが岩脈として貫入していると 花崗斑岩からの枝別れなのか， あるいは白亜紀火山岩類の流紋岩に由来するものなのか， 全く判断できない。 たとえば， 若杉～三室岩体と和忠岩体の間で [ 妙見山の南東方 1.5～3 km にある ] 大原～中村付近の古生層（千枚岩）に多数貫入している流紋岩岩脈の帰属が明らかでない。
三室の西方において 本花崗斑岩と白亜紀の三国山流紋岩類の流紋岩 [ VRp ] との境界がはっきりしなくて漸移的にみえるのも， ここに記述したように両者は 本来は区別することの無意味な同一起源物質の異相なのかも知れない。
本岩からなるものとして 以下の３岩体 [ 生山， 菅生および笹尾岩体 ] が識別される。
本岩体は鳥取花崗岩の本体の南縁に相当し， その本体は東北東に広がる底盤状のもので， 大山 火山におおわれるものの， 全体としてその広がりは 180 km × 30 km に達するものと見積られている （HATTORI and SHIBATA， 1974）。
本図幅地域内では 西側が断層で古生層（結晶片岩） [ Sb ] と接し， 東および南側はおおむね花崗閃緑岩体 [ GD ] に貫入する。 典型的な岩相は桃色のカリ長石にとむ粗粒黒雲母花崗岩であるが， 少量の斑状花崗岩やペグマタイトおよびアプライトもみられる。 正確な位置を確認していないが， 本図幅地域の北端中央付近の 下花口 の北東においてペグマタイト中の石英が珪石として以前に採掘された。 花崗閃緑岩体との接触付近では 幅 10 m 以上にわたり， 中～細粒， 優黒質， 不均質の混成岩様閃緑岩ができている。 しかし， 接触面では本花崗岩の急冷相とみられる花崗斑岩， 微文象花崗岩あるいはアプライトが直接 接することもある。 また， 接触部から 2 km 以内の花崗閃緑岩内には 幅 20～30 cm のアプライト岩脈がしばしば貫入している。
粗粒黒雲母花崗岩は平均 5 mm 以上の粒径をもち， 主成分鉱物として 石英， 斜長石， カリ長石および黒雲母からなる。 カリ長石はしばしば長さ 2 cm にも達する自形・斑状になり， マイクロクリン・パーサイト質である。 すでに北隣の「根雨」図幅において記載されたように （服部・片田（1964）の図版 Ⅳ および Ⅴ ; HATTORI and SHIBATA（1974）Appendix）， カリ長石とカリ長石との間には大抵 細粒で， オリゴクレイス質の粒状あるいはモザイク状の集合体からなるフィルムが発達し， 両カリ長石がこのフィルムを介在させることなく直接に接することはほとんどない。 副成分鉱物は褐れん石， スフェーン， ジルコン， ルチルおよび磁鉄鉱（一部は赤鉄鉱化）である。 主成分鉱物の大体の容量比は黒雲母 : 2.5 %， 石英 : 37 %， カリ長石 : 22 %， 斜長石 : 38 % である。
本岩体は蛇紋岩類 [ Sp ] からなる矢ノ峯岩体の東側で， 高梁川の流れに沿った菅生から坂本・野田にかけて分布する。 西側では蛇紋岩類に接触変成作用を与え， 北側では高尾安山岩類 [ TA ] （雄山～剣森山地区）をホルンフェルス化し， また南側では古生層（千枚岩） [ Pst ; それ以外に石灰岩（Pls）もあるが， … ] をホルンフェルス化している。 とくに野田の石灰岩 [ Pls ] は粗粒・糖状の大理石になっている。 しかし， 東側は 灰ケ峠 集落において石英閃緑岩・閃緑岩 [ QD ] からなる灰ケ峠岩体との間に 粗粒・片麻状構造を示す混成岩的な花崗閃緑岩を生じている。 灰ケ峠岩体内には北東 - 南西方向の断層が何本かみられるので， おそらく本岩体が後から貫入したため混成相 [ H ? ] を生み， また貫入・上昇に伴って断層を形成したのであろう。
本岩体はおもに桃色のカリ長石にとむ中粒黒雲母花崗岩からなるが， しばしばホルンブレンドを含んだり， 斜長石が累帯構造を示したり， さらに石英が微文象構造をなしたりと変化にとんでいる。 また， 褐れん石はどの岩石にも含まれる。
本岩体は [ 図幅地域南端の ] 笹尾の南に直径 1 km 位の範囲に露出するにすぎないが， 三国山流紋岩類の流紋岩溶結凝灰岩 [ VRp ] を広い範囲にわたって強くホルンフェルス化している。 中新世の備北層群 [ m ] の礫岩・砂岩におおわれており， 風化が進んでいる。 顕微鏡下では 菅生岩体のホルンブレンドを含まない花崗岩と区別のつかない位似ているが， 斜長石の累帯構造がいちじるしいこと， および石英が丸味を帯びた粒状で融食状を示す点で若干異っている。
本図幅地域内の迸入岩類は大別すると３つに区分できる。 すなわち， (1) はんれい岩から花崗閃緑岩までの優黒質岩にとむもの， (2) 浅成で岩相変化にとむ 主に花崗斑岩からなるもの， および， (3) 粗粒で桃色カリ長石にとむ黒雲母花崗岩である。
これらの３大区分に基づき 各岩体の相互関係を北隣の「根雨」図幅の場合と比較すると， 第 4 表のようにまとめられる。 それぞれを ステージ１ ， ステージ２ ， および ステージ３ の火成活動と仮称することにする。 ステージ１および２の火成活動は [ 根雨図幅地域の地質図の ] 迸入岩類 Ⅰ に， ステージ３は迸入岩類 Ⅱ に対比することができる。 また， より古期とみられる花崗岩類を ステージ "0" のものと呼ぶことにする。
| 区分 | 岩質 | 本「上石見」図幅地域内 | 北隣の「根雨」図幅地域 | |||||
| 南端 | 南東部 | 中央帯 | 北部 | |||||
| 3 |
粗～中粒
花崗岩 [ G ] | 笹尾 | 菅生 | 生山 |
鳥取花崗岩
（G7）
59～64 m.y. | 迸入岩類 Ⅱ | ||
| 2 |
花崗斑岩
[
Gp
]
・
微文象 花崗岩 [ M ] | 別尺 | 上黒谷 |
若杉～三室・
和忠・千屋・ 大井野 | 脊梁部 |
文象斑岩
（G3）
64.7 m.y. | 迸入岩類 Ⅰ | |
| 1 | 花崗閃緑岩 [ GD ] | 東城 | 道後山 [ 西端 ] |
鬼林山・大倉山・花見山
69 m.y. |
石英閃緑岩・
閃緑玢岩 （G2） | |||
|
石英閃緑岩
～閃緑玢岩 [ QD ] |
灰ケ峠・
下黒谷 | 千屋 井原 | ||||||
| はんれい岩 [ GA ] | 下石見・上石見 | はんれい岩 （G2） | ||||||
| 0 | 圧砕性 花崗岩 |
千屋火山岩類内
の礫岩中の礫 |
片麻状
花崗閃緑岩 （G1） | 時代未詳 | ||||
本「上石見」図幅地域北部においては それぞれの岩体が北方へつながっているので， 花崗閃緑岩 [ GD ] を除くと 北隣の「根雨」図幅地域における模式的区分である迸入岩類 Ⅰ および Ⅱ との対比は ほとんど問題がない。
花崗閃緑岩 [ GD ] の鬼林山～大倉山～花見山岩体は北東端において分布面積が小さくなり， その上， 花崗閃緑玢岩のような浅成相となる。 他方， 石英閃緑岩・閃緑玢岩 [ QD ] は大きな広がりをみせ， その一部ははんれい岩にとむ。 この花崗閃緑岩の岩体は概観すると， 北東方に向ってルーフペンダント状の白亜紀火山岩類におおわれて岩体の頂部が露出する。 そこでは花崗閃緑岩岩体は浅成の周縁相に変わるとともに， 有色鉱物にもとむようになる。 つまり， 花崗閃緑岩 [ GD ] と石英閃緑岩・閃緑玢岩 [ QD ] とは １つの火成活動の産物でありながら 迸入場所の違いによって若干の組成と岩相に差を生じたもので， 同時異相と解することができる。 大倉山の山頂付近にごく僅か転石としてみられる カリ長石に乏しい浅成相の石英閃緑岩質岩石は， 本花崗閃緑岩岩体の北東部において考えられた花崗閃緑岩 [ QD ] の漸移相に類似している。
これに対して典型的な花崗閃緑岩の岩相からなる大倉山や鬼林山付近の南縁では， やや急な傾斜面をなして白亜紀火山岩類に接するのであって， 浅成相はみられず， 急冷相の幅は数 m オーダーときわめて狭い。
本図幅地域の西から西隣の「多里」図幅地域に広がる道後山岩体， および南西部の東城岩体にも 有色鉱物にとむはんれい岩や閃緑玢岩がしばしばみられるので， ここに述べた１つの火成活動のなかの同時異相と同様の関係にあるものとみられる。
このステージの火成岩は花崗斑岩 [ Gp ] が中心となる。 本図幅地域の中央を東西に点在する 若杉～三室・和忠・千屋・大井野の４岩体は 岩相変化にとむ いかにも浅成相という印象を与える岩石類からなるが， 混成相 [ H ] あるいは その要素の強い上黒谷岩体や 背梁岩体の文象斑岩や微文象花崗岩 [ M ] に対比することは正しくないかも知れない。 別尺岩体は混成相がなく， 中央帯の花崗斑岩に近い性質をもっている。
花崗斑岩の問題点は とくに周縁相の細粒部が白亜紀火山岩類の流紋岩 [ Sp ] と識別できなくなることである。 このような花崗斑岩によって貫入を受ける側が， 大井野岩体のように安山岩の場合とか， あるいは高瀬鉱山坑内で岩脈状の花崗斑岩が急冷相の流紋岩に漸移するような場合は とくに問題はない。 しかし， 三室の西方， 和忠付近， および天銀山周辺の小岩体， さらには本図幅地域の南隣の [ 新見図幅地域内の ] 備中 神代駅～阿哲峡間における 白亜紀火山岩類の流紋岩類とこのような花崗斑岩との関係は明白ではない。
本花崗斑岩によって白亜紀火山岩類の流紋岩がホルンフェルス化しているのは 和忠の東方や千屋岩体の一部に発見されているし， 別尺岩体の場合もはっきりしている。 したがって， 流紋岩噴出と 浅成相の本花崗斑岩の迸入活動との間の時間的隔りは決して短かったわけではない。
本文で一括している花崗斑岩は， 精査を行えば， ⓐ 白亜紀の流紋岩溶岩の一部がいくらか粗粒・完晶質化し花崗斑岩質岩相になり， 互いに漸移する， ⓑ 後期貫入のタイプの花崗斑岩でその周縁急冷相に流紋岩が現われる， および， ⓒ 次に述べるように 鳥取花崗岩 [ G ] の斑状岩の一部は本花崗斑岩 [ Gp ] に似るので， 鳥取花崗岩の本体（生山岩体）から遊離した小岩体とみなせるらしい， の３種類に区分できるかも知れない。
鳥取花崗岩 [ G ] に属する粗粒黒雲母花崗岩には， ペグマタイト・アプライトの他に 少量ではあるが斑状花崗岩・花崗斑岩・文象斑岩などが伴っている（服部・片田， 1964）。 本図幅地域の花崗斑岩 [ Gp ] のうち 前記のステージ２ の ⓒ は 粗粒黒雲母花崗岩と同一時期に迸入した花崗斑岩に対比可能かも知れない。
本図幅地域において圧砕性花崗岩に区分できるものは， 白亜紀の千屋火山岩類 [ VDR ] 内の 千屋 明石の北西方における礫岩中の礫にのみ見出される。 圧砕構造をもった完晶質岩という岩質の範囲内ならば， 蛇紋岩体に伴う粗粒はんれい岩がそれに相当するわけであるが， カリ長石を含まない点で異なる。 上記の圧砕性花崗岩の礫の性質は 「根雨」図幅地域の東部における古生層内に貫入している片麻状花崗閃緑岩に似る。
花崗岩礫を含む岩石は上記のステージ "0" のものだけである。 しかし， 本図幅地域から数 km 北方において 迸入岩類 Ⅰ および迸入岩類 Ⅱ の間に形成したと考えられた 花崗岩類の礫を含む火道礫岩の 後谷 および 内井谷 迸入角礫岩や， 凝灰角礫岩の 金持 礫岩（服部ほか， 1967）に相当する火成活動は， 類似した地質環境にあるだけに本図幅地域においてもそれらの存在が期待されたが， まだ判明していない。
以上では大胆な推論を加えながら， 本「上石見」および北隣の「根雨」図幅における迸入岩類の相互対比を試みたが， 次に放射性年代について若干 触れておこう。
[ 第 4 表にも示したように ] ステージ１の火成活動に区分した花崗閃緑岩 [ GD ] の黒雲母の K - Ar 年代が 69 ± 6 m.y.， ステージ２とみなした文象斑岩 [ Gp ] の黒雲母の K - Ar 年代が 64.7 ± 2.1 m.y.， およびステージ３の粗粒黒雲母花崗岩 [ G ] の黒雲母の K - Ar 年代が 59～64 ± 3 m.y.， Rb - Sr 年代が 63.6 および 59.7 m.y. であり， Rb - Sr アイソクロン年代が 64.8 ± 2.0 m.y. である（HATTORI and SHIBATA， 1974）。
ステージ１のはんれい岩などの苦鉄質岩は 放射性年代が測定された花崗閃緑岩 [ GD ] とほぼ同一の火成活動の産物とみられるので， ステージ１の火成活動の終焉， つまり冷却固結は 69 m.y. 前後， ステージ２の火成活動は 65 m.y.， ステージ３の火成活動は 59 m.y. までに終了していたと考えられる。 したがって， 本文に述べた迸入岩類の相互対比に従うと， 本図幅地域内のすべての迸入岩類は 69～59 m.y. の間に火成活動を終息させていたことになる。 地質時代でいえば， 白亜紀末期から暁新世前半の時期にあたる。
本迸入岩類に伴う鉱床はきわめて少ない。 かって山砂鉄として採掘された本迸入岩類中の不透明鉱物は磁鉄鉱， イルメナイト， およびこれらの赤鉄鉱化したものである。 掘の規模は花崗岩類の風化の程度にも左右され まちまちであるが， 「 鉄穴 流し」の丁場としての水利条件に恵まれない山稜地帯を除くと， 以上で述べた迸入岩類の各岩体のどこにでも採掘場跡が見出される。 大規模に採掘したらしい場所にはかんたんな製鉄， いわゆるタタラ吹きが行われたらしく 鉄滓が堆積している。 タタラの作業所は迸入岩類内に限られておらず， たとえば油野の奥の大谷川上流においてもその跡がみられる。
「鉄穴流し」の丁場跡の存在からわかるように， 本迸入岩類の鉄鉱物は強い酸化作用を受けたらしく 磁鉄鉱や赤鉄鉱が多い （HATTORI and SHIBATA， 1974）。 ISHIHARA（1971）の区分法によれば， 本図幅地域のすべての迸入岩類はモリブデン鉱床生成区の性質をもっているといえよう。
金属鉱山として以前に稼行されたのは 大倉山の南麓における大倉鉱山と白奄 [ 読み方不明 ; びゃくあん ? ] 鉱山の銅・鉛・亜鉛の鉱石であり， また， 野田近くの新見鉱山の銅鉱のみである。
したがって， 鉱化作用の面からみれば これらの迸入岩類はきわめて不毛ということができる。
本図幅地域内の岩脈は大別して次の３種類がある。
これらの岩脈のうち c の安山岩質岩脈は幅 1 m 位のものがもっとも普通であり， 厚くても 4 m をこえない。 本図幅地域の北部は， 山岳地帯のために踏査ルートが限られることも一因となって， 安山岩質岩脈はほとんど見つかっていない（第 24 図）。
安山岩岩脈は NW - SE 性のものが多いが， 本図幅地域の南東部では E - W 性から ENE - WSW 性の傾向が強くあらわれている。 しかし， 北隣の「根雨」図幅地域内の とくに鳥取花崗岩の分布域における 北部の WNW - ESE 性および南部 の NNW - SSE 性のような顕著な岩脈群と比べると， 本「上石見」図幅地域内の岩脈群は明瞭でない。
安山岩は， 鏡下では， 砂時計型の消光を示す斑晶状の単斜輝石がみられ， 石基はピロタキシテイック組織を示し， 不透明鉱物も含まれる。 有色鉱物が帯褐緑色ホルンブレンドからなる角閃石安山岩や， ホルンブレンドと単斜輝石の両方を含むものも認められる。
本層群は， 本図幅地域南縁の上市～笹尾付近および [ 本図幅地域南東隅付近の ] 下熊谷において， 谷底または山腹の緩傾斜地に断片的に分布する。 もともとは起伏のかなり烈しい地形を埋めて堆積したものとみられ， 基底面の凹凸がいちじるしい。
本図幅地域はほとんど礫岩からなっており， 砂岩や泥岩は， 層厚数 m 以上の礫岩内に 10 cm から 100 cm までの薄層として互層状に挾まれたり（舞尾付近）， あるいは 礫岩の上位に僅かに分布するにすぎない（笹尾付近）。 本層群の層厚は不定であるが， 笹尾付近がもっとも厚く， 全体で 30 m 内外に達する程度である。 礫岩はかなり固結が進んでおり， また亜円礫を主としているので， 崖錐堆積層や段丘堆積層など新期の礫層とは明らかに区別できる。
礫岩は普通 20～30 cm 大の亜円礫ないし円礫を主としているが， しばしば 1 m 大の巨礫も含まれる。 一般に礫は密集し， その配列に方向性を示さない。 礫種は古生層（千枚岩）を主とするが， 花崗岩類や流紋岩も含まれる。 構成礫の種類や容量比には 局地的変化が多い。 舞尾付近の砂岩と互層する礫岩では， とくに下部（基底面の直上とみられる）において， 現地性の古生層（千枚岩）や 蛇紋岩に伴うはんれい岩の円礫（3～5 cm 大）が密集する露頭もみられる。
笹尾の南西方では， 川礫質の礫岩の上位に 礫岩と砂岩・シルト岩の互層（層厚約 11 m）がみられる（第 25 図）。 この互層内の礫岩の礫は何れも円礫ないし亜円礫であり， 礫の大きさは下部では 3～20 cm， 中部では 2～-10 cm， 上部では 2 cm 以下と 上位に向って礫の大きさが減少する。 上部では礫岩はほとんど消失し， 粗粒砂岩と炭質物（植物化石が認められる）を含む淡褐色シルト岩・泥岩が主となる。 このシルト岩は走向 N 40°E・傾斜 10°SE の層理をもっている。
本図幅地域の東南縁の下熊谷で標高 300 m あたりのきわめて狭い区域に， 白亜紀の三国山流紋岩類の流紋岩溶岩 [ VRl ] をおおって 淡黄褐色の砂岩を主とする砂岩・礫岩の互層が分布する。 上部層は崖錐堆積層あるいは所属不明の角礫層に不整合でおおわれている。 本互層の層厚は数 m 位で， 層理は走向 N 40°E・傾斜 5°NW を示す（第 26 図）。 礫岩は厚さ 30 cm 以内であるが， 礫は亜円礫～円礫状の流紋岩， 花崗岩類および暗褐色泥岩からなり， マトリックスはアルコーズ質の砂である。 細粒砂質の部分には炭質物が含まれる。
本層群は， 本図幅地域内では化石によって時代考証がなされたわけではないが， その岩相・層序・分布からみて, 新見市街地付近に広く露出する新第三系 -- 備北層群 -- の北端部を構成するものであろう。
本岩は 本図幅地域の北西縁の日野川の北岸において 標高 500 m より高所に分布し， 頂部は平坦な地形面を形成している。 基盤は古生層（結晶片岩で， 一部はホルンフェルス化している）であるが， 本岩との不整合面は観察できない。 しかし， 本岩は分布状態からみて， [ 本図幅の北隣の根雨図幅地域内の ] 日南町 尾郷 付近（本岩の分布区域の北東方 3 km）のように ほぼ水平の流理をもつ溶岩からなり， その基底部には礫岩や火山礫凝灰岩があるが（服部・片田（1964）の p. 35）， 全体の層厚は 60 m になるものと推定される。
本岩は緻密・細粒で暗灰色～灰色を示し， なかに約 1 mm 大の暗緑色～褐色のかんらん石斑晶がみられる。 顕微鏡下では 斑状であり 粗面構造が目立つ。 かんらん石の斑晶は無色で劈開に乏しく， 割れ目に沿い あるいは 周縁部から黄褐色～帯橙褐色のイデイングス石に変質する。 石基は短冊状の斜長石， 少量のかんらん石， 単斜輝石， 不透明鉱物からなる。
本図幅地域内の中国山脈の東および南東側の山腹や谷斜面には， 亜角礫ないし亜円礫状の礫と ややルーズなシルト・砂のマトリックスからなる 厚さ数 m 以下の礫層が各所でみられる。 礫種は近くの地質を反映したものである。
地質図に表わすほど規模は大きくないが， たとえば， 本図幅地域の北東縁 [ ← 本図幅の東隣の勝山図幅地域内 ] の 大佐 町 伏谷 付近， 中央部に近い三ケ市 [ ← 天銀山の北西方 4.5 km ] ， 天銀山の西麓， [ 高瀬鉱山の北東方 500 m～南東方 3 km の ] 柳原～吉田間には， 崖錐堆積層とは明らかに異なる礫層が分布する。 この礫層の分布する標高はまちまちであり， いわゆる山砂利層（三野， 1935）とはちがうかも知れない。
この礫層に類似するもので, まとまった分布と層厚をもつものを 高位礫層として地質図上に明示した。 本高位礫層は 本村 ～ 油野 間においてのみ識別された。 標高 500 m 内外の山稜部に分布し， 中央のもっとも分布の広い部分では小面積の平坦面を残している。 層厚は 25 m 位とみられる。 礫種は古生層（千枚岩）と流紋岩類を主として， 大きさは普通径 30 cm 以下であるが， 最大のものは径 1 m 大に達する。 マトリックスは細粒の砂である。
[ 図幅地域の北西隅付近の ] 日野川沿岸においては 地形図からも河岸段丘面がはっきり認められるが， その河岸段丘堆積層の露頭が河床近くの崖で観察される。 河岸段丘堆積層はおもに円～亜円礫と砂からなり， シルトが層状に礫層のなかに挾まれる。 層理はほぼ水平である。 しかし， [ 図幅地域の中央やや南部の ] 油野川の沿岸や上油野から [ その西北西方 4 km の ] 三室 付近 [ 以下の [注] 参照 ] までの河岸， あるいは高梁川沿いの 千屋 明石 [ ← 千屋の北方 1 km 弱 ] ， 馬場 [ ← 千屋の東南東方 1 km ] ， 朝間 [ ← 千屋の南南東方 2 km ] ， 千原 [ ← 千屋の南南東方 6 km ] および [ 図幅地域南端の高尾の西方 1 km の ] 上市 付近には河岸段丘面らしいのがみられるが， 崖錐堆積層も発達しているので 崖錐面と区別するのがしばしば困難になる（第 27 図）。
道路の切割りや峠の露頭の最上部に 帯褐黄色の凝結していないルーズな軽石層がときおりみられる。 本層の分布は僅かしか確認されていないが， その層厚を 北隣の「根雨」図幅地域の資料（服部・片田（1964）の p. 39）ととも並べたのが 第 28 図である。
本層は 一般に山腹の斜面の北側に厚く堆積するらしいが， マクロにみて北西方に向って地層は厚くなる [ 以下の [注] 参照 ] 。 本層が崖錐堆積層におおわれる露頭もみられるが， 河岸段丘堆積層との関係は 本図幅地域において明らかにすることはできなかった。 しかし， [ 三国山の東南東方 4 km の ] 三室付近では， 河岸段丘堆積層らしい地層が この火山灰層におおわれている。
北隣の「根雨」図幅地域における火山灰層は 大山 火山に由来すると考えられたが， 本地域の火山灰層は 三瓶 火山のものかも知れない。
本図幅地域の各所に分布するが， 基盤地質の表示を優先させる場合には地質図上に表現することを避けた。 したがって， 実際の崖錐堆積層の分布は地質図上における分布面積よりもかなり広い。
本層は中国山脈の山陽側の東および南東斜面， あるいは 山陰側 [ ← 本図幅の北隣の根雨図幅地域 ? ] においても， 谷を埋めるばかりでなく 山腹斜面沿いの麓にも広く裾をひいて分布する。 本層の構成物質はその周辺の地質を反映し， 場所ごとに異なっている。
花崗岩類の分布区域では, 岩石の風化と浸蝕による白い地肌や自然の崩壊による崖錐堆積層が発達する。 しかし， これとは別に， 山砂鉄の採掘のために人為的に崩壊させた場所も少なくなく， その土砂・廃砂の集積によってできた人工の崖錐堆積層がみられる。 簡単な製鉄， すなわち「タタラ吹き」を行った場所では 川滓が廃砂とともに捨てられ， 一部では両者が互層するという まことに奇妙な人工の崖錐堆積層が存在するのである。
現河川の堆積層で 礫・砂・シルトなどからなる。 厚く分布した崖錐堆積層や河岸段丘堆積層と区別がつけられる場合は地質図上に示してあるが， そうでないときや， あるいは 複雑で細かい地質を表現しなくてはならない場合には 本冲積層を省いている。
本図幅地域内では かつて クロム鉱床と山砂鉄が盛んに採掘された。 その他， 規模はきわめて小さいが， 数カ所において金属鉱床が開発されたという記録がある （「VI.9.6 その他の関連事項」の後半部参照）。 しかし， 現在も稼行中の鉱床は クロムの高瀬鉱山の１カ所のみである。 非金属鉱床としては 現在でも 石灰岩が大規模に採取されている。
本文では， これらの鉱産資源のほかに， 断層・破砕帯などに関する環境地質の調査結果も 簡単ではあるが 資料として記述する。
クロム鉱床は蛇紋岩体のなかに産し， 鉱石は塊状鉱あるいは斑状鉱をなし， おもにクロム鉄鉱からできている。 塊状鉱の鉱石は新鮮な面では金属光沢をもち， 暗緑色ないし褐色を呈する。 これまでの採掘記録や資料（番場（1950）; 山田ほか（1953）; 山田（1955）; 番場（1958）; 西村（1962）; 河合・東元（1963））をまとめてみると， [ 「IV. 蛇紋岩類および粗粒はんれい岩」の「IV.1 概要と分布」で示した ] 第 11 図にみられる通り， 本地域内では少なくとも 20 カ所以上の採掘場跡がある。 ここでは， 現在も稼行中の高瀬鉱山のみについて記述する。
位置および交通 : 岡山県 阿哲郡 神郷町 柳原にあり， 伯備線 新郷 駅までおよそ 6.5 km の道のりがある。 鉱山の事務所は柳原集落の西端にあり， 坑口は 高瀬山（904 m）の北側の山腹の 670 m から 740 m にかけて 10 カ所以上つけられている。
沿革および現況 : 本鉱山は大正末期に発見され， 以降は昭和 10 年まで露頭付近の採掘が行われた。 昭和 10 年 7 月に広瀬安次が買収して本格的開発に着手し， 東鉱体， 中央鉱体および西鉱体が採掘された。 第１鉱体の発見にともない 昭和 32 年に電力が入れられ， 生産量はいちじるしく増大した。 現在は， 東１号坑， 新２号坑， 新３号坑， 高瀬坑および新口坑で稼行中。 80～100 t / 日の能力の比重選鉱設備がある。
地質および鉱床 : 鉱体は蛇紋岩類 [ Sp ] からなる高瀬岩体の比較的 下部に賦存する。 すなわち， 高瀬岩体の下位（標高 650～635 m 以下）には古生層（千枚岩）が分布しており， 鉱体はその上位 50～80 m の間に胚胎されでいる。 鉱体賦存面は岩体と古生層との境界面にほぼ調和的である。 鉱床の母岩は大部分が蛇紋岩である。 これらの岩石を花崗斑岩 [ Gp ? ] （幅約 8 m）の岩脈が貫く。 本鉱山の鉱床は 東鉱床， 中央鉱床および西鉱床に区分される。 東鉱床は走向 E - W・傾斜 0～10°S であり， 鉱体の伸びの方向は S 30°W へ 5～10°S 落しており， 延長 60 m， 厚さ 1～3 m である。 中央鉱床は 低角度断層によって 上部鉱体と下部鉱体とに分割されている。 上部鉱体は走向 N 30°W・傾斜 10～20°SW， 延長 40 m， 厚さ 1 m 位である。 下部鉱体は６つの小鉱体に細分されるが， それらのうちの中央北部鉱体は 走向が N - S ないし N 20°W， 傾斜が水平ないし 10°W であり， 鉱体の伸びの方向は N 45°W へ 5°N 落しており， 延長 110 m， 厚さ 2 m 位である。 母岩の蛇紋岩およびクロム鉱石の化学分析値を 「IV. 蛇紋岩類および粗粒はんれい岩」の「IV.6 化学組成」で示した ] 第 2 表にかかげた。 鉱石は大部分がクロム鉄鉱およびピコタイト質のスピネルからなり， 脈石鉱物はごく少量で， アンチゴライトと滑石である。
産額 : 鉱石の品位は Cr2O3 : 37～40 % であり， 昭和 35～38 年頃は年間 15,000 t を超える生産量があった。 現在は年間の生産量はかなり低下し， おもに耐火炉材用に出荷されている模様である。
銅・鉛・亜鉛鉱床については５つの鉱山についての採掘記録が知られている。 鉱床の形体としては 鉱脈， レンズ状鉱体あるいは接触変成作用によるスカルンの鉱体の３種類である。 もっとも盛んに操業されたのは 大倉鉱山であり， 1962 年頃から新石見鉱山と改称されている。 現在も稼行中の鉱山は１つもない。
大倉山の南麓に位置し， 伯備線の上石見駅から西方へ約 500 m の所から比高 300 m 登ると旧坑口がある。 花崗閃緑岩 [ GD ] 中の裂罅充填鉱脈であり， 小規模ながら浮游鉱場まであった。 鉱床の母岩は絹雲母化作用を受け， 一部は鉱染している。 鉱床は 50～60 m の間隔で雁行配列する多数の鉱脈群からなり， 走向 N 30°E・傾斜 30°W で平均脈幅 0.3 m， 走向延長約 20 m の主脈が２本ある。 鉱石は方鉛鉱を主とし， 閃亜鉛鉱， 黄銅鉱， 黄鉄鉱， 輝銀鉱などを伴い， 脈石鉱物は石英からなる。 粗鉱の高品位部は金 : 1.4 g / t， 銀 : 660 g / t， 鉛 : 40 %， 亜鉛 40 %， 銅 : 6 % であった。 生産鉱量についての詳しい統計がないけれど， 1954 年において粗鉱月産 30 t で 1962 年までに数万 t を出荷したといわれる。 徳川時代には幕府直轄の銀山として稼行された。
大倉鉱山に隣接するが， 記録は全くない．
[ 図幅地域南東部に位置する ] 両鉱山はともにクロム鉱石も採掘しているが， 前者 [ ← 後者 = 坂本鉱床 ] は蛇紋岩 [ Sp ] の矢ノ峯岩体内に， 後者 [ ← 前者 = 新見鉱山 ] は 馬塚 岩体 [ ← 矢ノ峯岩体から鳥取花崗岩（G）を挟んだ南方にある蛇紋岩（Sp）の岩体 ] 内にあり， レンズ状鉱床あるいは鉱脈である。 主に黄銅鉱を採掘したが， 新見鉱山では硫砒鉄鉱も産出した。
きわめて古い時代に盛大に操業されたらしいが， 鉱山の位置や産状についての記載はない。 古生層（千枚岩）中の石灰岩レンズ [ Pl ] が花崗閃緑岩 [ GD ] の貫入を受けてスカルン化し， そこに接触交代鉱床を形成したらしい。 鉱山の位置は妙見山の東方 1～2 km 付近と推定される。 鉱石は黄銅鉱， 磁鉄鉱などである。
本図幅地域内の花崗岩類は， はんれい岩から花崗斑岩までのほとんどすべての風化分解部分において， 水利条件に恵まれない山岳地帯を除いた地区で 山砂鉄のための採掘が行われた。
[ 本図幅の ] 北西隣の「横田」図幅地域内の島根県 鳥上 地区や北隣の「根雨」図幅地域内の鳥取県 印賀 地区ほど おびただしい数の「鉄穴流し」の丁場はみられないが， それでも大倉山と花見山に囲まれた谷間の 神戸ノ上 地区は かつてかなり大規模に稼行されたらしく， 鉄穴内 の地名からもその史実がうかがい知れる。
光野・大森（1963 ; p. 26）によれば， 本図幅地域の南西部の三室付近にモリブデンが産出すると記されている。 しかし， 詳しいことは判らない。 蛇紋岩類 [ Sp ] などを貫く花崗斑岩 [ Gp ] のなかに見つかったのかも知れない。
原口・土井（1951）によると， 妙見山の南東方の大原付近における古生層（千枚岩） [ Pb ? ] からマンガンが採掘されたという。 [ 図幅地域の中央・南方の足立の西方 1.5 km の ] 重藤 の北方のチャート [ Pcr ? ] にも若干のマンガン鉱が含まれるが， 採掘されたかどうかわからない。
本図幅地域内の石灰石鉱床は 伯備 線 足立 駅付近の 足立地区 と， [ 本図幅の南隣の新見図幅地域内の ] 新見 駅の北方 6～7 km の 野田地区 [ ← 新見鉱山の西方 1.5 km ] の２地区にわかれている。 以下の記載は河田・武司（1963）を要約したものである。
本地区では２つの大きな石灰岩層 [ Pls ] がある。 南側の石灰岩層は東西方向の走向をもち， 40～70°南へ傾斜しており， 東西が 1,700 m， 南北が 1,200 m に広がる巨大なブロックである。 この中には厚さ数 10 m 位の緑色千枚岩 [ Pim ? ] や少量の泥質千枚岩 [ Pb ? ] が挾まれている。 したがって， 石灰石鉱床としては １枚の厚さが 150～300 m 位の単位で区切られることになる。 鉱石は淡灰色， 微晶質で， ときには淡青色縞模様を呈する。 この地区では足立鉱山（足立石灰工業株式会社）がグローリーホール採掘により， また大阪鋼灰鉱山（大阪鋼灰株式会社）が露天掘りにより稼行中である。
本村 近くの北側の石灰岩層は伯備線によって東と西とに分割される。 東側の石灰石鉱床は延長 1,000 m， 幅 300 m であって， 現在は中国 足立鉱山（中国鉱業株式会社）が露天・傾斜階段掘り方式で稼行中。
本地区では古生層（千枚岩） [ Pst ? ] が花崗岩 [ G ? ] に貫かれたため いちじるしくホルンフェルス化し， 挾まれている石灰岩は白色・粗粒の結晶質石灰岩に移化している。 この地区では， おもに備北粉化鉱山（備北粉化工業株式会社）が傾斜面採掘・坑内採掘により稼行中。
以上の２地区の石灰石は鉱石として不純物がきわめて少なく， 硫黄 [ S ] と燐 [ P ] の含有量もまた少なく， 純粋の方解石 [ CaCO3 ] に近い化学組成をもっている（第 5 表）。
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本図幅地域内には３カ所から鉱泉が湧出する。
地質図上に記入しなかった岩脈とともに， 断層・破砕帯および崩壊地形の位置が オーバー・レイの付図にまとめられている。
岩脈は２種類に区分したが， そのうちの 珪長質の岩脈 （花崗斑岩， アプライト， 流紋岩など）の方は 迸入岩類の周辺に比較的多くみられ， それらの岩体からの枝別れらしい。 一般に不規則な形で貫入しており， 節理などの割目がすでに存在していて それに沿って貫入したようにはみえない。
これに対して， 安山岩質の岩脈 （ [ 「VII. 岩脈」の章で示した ] 第 24 図は略図）の壁には しばしば断層粘土や節理が目立っており， 構造変形の特殊な面（断層や節理）に沿って貫入したようにみえる。 したがって， この岩脈の存在は 断層面が介在していた可能性を示唆している。
地質図作成の上で意味のあるものとして， 地質図上では 断層と破砕帯は５カ所のみ が 利用 [ ← 描画 ] されているにすぎない。 そこで， 野外で観察したすべての断層などの 40 カ所を付図にまとめた。 もちろん， 実際にはその数はもっと多いはずである。 断層と破砕帯の区別は任意であり， ここでは 断層粘土の伴うものを断層 とし， 粘土のない角礫状のものを破砕帯 として記載した。
崩壊地形として記入したのは， [ 図幅地域の南西部で ] 山林伐採の後の滑らかな起伏を示す山腹において 荒々しく角ばっている地表面である（第 29 図）。 これはごく最近 生じた崖錐の最上部にあたるかも知れない。 割目のようにみえる崩落面の走向は N 40°W である。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Okayama (12) No. 41
By Hitoshi HATTORI (Written in 1976)
The mapped area lies in the central part of the Chugoku district, western Japan. The central divide between San-in (Japan Sea side) and San-yo (Inland Sea side), the high mountainous range called "the Chugoku Mountain Range" runs across this area from the north-eastern corner to the middle west. The divide in this area is composed mainly of rigid masses of Cretaceous volcanic rocks with a small amount of Cretaceous-Paleocene intrusive rocks.
Succession of geological events in this area is summarized in Table 1. Most wide-spread are the Cretaceous volcanic rocks and the Cretaceous-Paleocene intrusive rocks. Metamorphic rocks (Sangun Metamorphic Rocks) derived from Paleozoic geosynclinal formations and Triassic ultramafics (commonly serpentinites) are covered or intruded by the predominant volcanics or intrusives mentioned above. Miocene sedimentary rocks (Bihoku Group) occupy a small space near the southern periphery of this area.
| Geologic Age (m.y,) | Sedimentary Rocks | Volcanic Rocks | Plutonic Rocks, etc. | Remark | ||
| … | ||||||
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Paleozoic rocks were more or less metamorphosed by late Paleozoic - Triassic diastrophism and changed to the Sangun Metamorphic Rocks , which are composed of crystalline schists (porphyroblastic albite-bearing) and phyllites. The original rocks are sandstone, mudstone, chert, inter-stratified mafic - intermediate volcanic rocks, limestone, felsic volcanics - siliceous rocks, and are exposed along an arcuate structure stretching from NW - SE (north-western part of this area through E - W（south-central) to NE - SW（north-east). This structure is nearly identical with internal features as shown in their bedding, schistosity, and lineation. The rocks become stratigraphically younger from north to south, thus the upper beds cropping out in the south. Triassic intrusion of ultramafics and mafics（serpentinites, microgabbro and diallage gabbro）was made roughly along a trend of the arcuate structure. When contact metamorphic effect imposed upon the Sangun Metamorphic Rocks by later intrusives is disregarded, reconstitution of the original sedimentary sequences during the regional metamorphism (Sangun) is strong in the north and becomes weak to the south. Particularly, reconstitution is extremely weak in the southern margin of this area, giving an impression that very subtle recrystallization is recognizable. Characteristic mineral assemblages of mafic volcanic rocks are bluish-green hornblende + epidote + albite in the north, pumpellyite (or epidote) + actinolite in the middle, and chlorite + actinolite in the south, suggesting the general lowering in metamorphic grade down to the south, which is in good accordance with the degree of reconstitution.
After the intrusion of ultramafics and uplift on large scale, volcanic activities started in early Cretaceous, and about 500 m-thick sedimentary piles mainly composed of volcanic materials accumulated within a few kilometer-wide basin ( Yuno Formation ). The sequences are distinguishable from their reddish brown to pink color, and similar sequences elsewhere in the Chugoku district are called "Inkstone" and referred to the Wakino Subgroup or the Inakura Group of early Cretaceous. Overlying the Yuno Formation, the Mikuni-san Rhyolites and the allied rocks were formed in all over this area, and are mainly composed of rhyolite welded tuff, white tuff (tuffite), and rhyolite lava with small amounts of andesite lava and tuff breccia, and dacitic rocks. Occassionally thin layers of tuffite - mudstone and conglomerate are found interbedded in rhyolite welded tuffs. Some tuffite shows graded bedding, providing a key in determining up or down side of strata.
Takao Andesites overlie the rhyolitic sequences mentioned above. All the volcanic rocks ( Mikuni-san Rhyolites , Chiya Volcanic Rocks and Takao Andesites ) are intruded by later plutonic or hypabyssal gabbroic to granite - porphyry, and altered to thermally metamorphosed facies at the immediate margin of intrusions, thus indicating that the volcanic rocks erupted before the Cretaceous - Paleocene intrusives.
In or after the late stage of the Cretaceous volcanic activities, successive intrusion of gabbroic to granitic magma rose up and invaded into the preexisted rocks, i.e. Sangun Metamorphic Rocks, Ultramafics, and the Cretaceous volcanic rocks. The earlier intrusives were olivine-bearing gabbro, diorite, diorite - porphyrite and granodiorite, and the last one was a batholithic granite called "the Tottori Granite ". Hypabyssal granitic rocks composed of granite - porphyry, granophyre, micro-graphic granite often exhibit gradual change to rhyolite on the margin. According to radiometric dating, the Tottori Granite is considered to have emplaced in a rapid cooling condition, yielding 59～64 m.y. by both K - Ar and Rb - Sr methods, and the granodiorite of the earlier phase gave 69 m.y. (HATTORI and SHIBATA, 1974).
Shortly after consolidation of the Tottori Granite, mafic to intermediate dykes intruded, and particularly in the southern margin of this area are likely to swarm in an E - W direction. During Miocene sea transgression, this area submerged locally and thin sedimentary sequences deposited, composed largely of conglomerate and small amounts of sandstone and mudstone. In Pliocene, olivine basalt extruded on peneplane surface in the north-western corner of this area.
Along the River Hino and the River Takahashi, river terrace deposits consisting of gravel and sand are occasionally observed. Volcanic ash layer reaching 100 cm-thick, covers along the present topographic surface. The ash was supplied either from Dai-sen volcano or Sambe volcano.
Once there were so many chromian mines in the Ultramafics, but at present only Takase mine works. Other important resources are limestone and iron sand. Iron sand was obtained by panning loose materials of all the weathered granitic rocks in current water, thus indicating that the granitic rocks commonly contain magnetite. Topographic surface of the granitic bodies is usually smooth and moderate, and apparently looks occupying lower-level of altitude compared to the neighbouring geology, demonstrating that the granitic rocks were deeply eroded owing to noticeable weathering. In some places, artificial erosion of the granitic rocks was made for separating iron sand, and huge piles of waste granitic sand were heaped like talus or debris.
Faults recognized in the field are about 40 which are shown on Appendix Map together with dykes.
昭和 53 年 3 月 1 日 印刷 昭和 53 年 3 月 6 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1978，Geological Survey of Japan