５万分の１地質図幅説明書
（岡山 第 44 号）
通商産業技官 河合正虎
地質調査所
昭和 32 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.1.1 古生界 II.1.2 中生界 II.1.3 中生代末～新生代初期の火成岩 II.1.4 新生界 II.2 古生代 II.2.1 苫田累層 II.2.2 英田層 II.2.3 古期輝緑岩 II.3 中生代 II.3.1 広野累層 II.3.2 斑粝岩 - 閃緑岩 II.3.3 古期花崗岩質岩石 II.4 中生代末～第三紀初期 II.4.1 古期花崗閃緑岩 II.4.2 石英閃緑岩 II.4.3 変朽安山岩 II.4.4 古期流紋岩類 II.5 第三紀 II.5.1 珪長岩 II.5.2 新期輝緑岩 II.5.3 勝田層群 II.5.4 新期花崗閃緑岩 II.6 第三紀末～第四紀初期 II.6.1 新期流紋岩および同質角礫岩 II.6.2 普通輝石橄欖石玄武岩 II.7 第四紀 II.7.1 日本原層 II.7.2 段丘堆積物 II.7.3 冲積層 III. 応用地質 III.1 銅 III.1.1 国盛鉱山 III.1.2 豊国鉱山 III.1.3 金掘鉱山 III.1.4 橡ノ木鉱山 III.1.5 瀬戸鉱床 III.1.6 成安鉱山 III.2 亜炭および石炭 III.2.1 高根炭鉱 III.2.2 勝北炭鉱 III.3 石材 III.4 黒鉛 III.5 粘土 参考文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 27 年稿）
（岡山 第 44 号）
本図幅は昭和 25， 26 両年度の継続事業として作製されたもので， 野外調査には約 100 日を費した。
地質調査にあたっては， 本所の井上絢夫技官ならびに徳島大学の須鎗和己助手から資料の提供を受け， 津山市の本沢一枝氏から化石の産地を教示された。 また第三系の化石の鑑定は東京大学の水野篤行学士によった。
この地域は中国地方の脊梁山脈の南翼にある。 この図幅の北縁部には脊梁山脈の一員である 那岐山 を中心とした海抜 800 m 以上の山地が東西に連なり， また東縁部と南縁部とには海抜 300 m 内外の山地が起伏して高台を形成している。 図幅地域の中央部は海抜 100～200 m の平地が広く発達しており， これはいわゆる津山盆地の東半部である。
地形は岩石の硬さ， 地質構造および風化の難易等によって支配されている。 すなわち 北方の山地は 硬い岩石からなる古生界あるいは 硬い火山岩や花崗閃緑岩からなっているために比較的急峻で， 早壮年期の地貌を呈し， 津山盆地に急傾斜をもって臨み， 処々に絶壁や断崖をつくる。 辻村太郎 32) は主として地形学上の根拠によって， この北部の山地が津山盆地に臨む急傾斜を断層崖として那岐山断層崖とよんでいる。 地質調査によればこの断層崖は美作衝上とよぶ衝上断層に起因したものである。 東部と南部の山地は岩石が風化し易く， そのため小起伏の高台をつくり， ことに,図幅地域南東部の江見町 南海 附近の丘陵（南海台）はその好例である。 南西部の古期流紋岩質角礫岩は節理がよく発達するため， 吉井川に沿って多くの断崖をつくる。 中央部の平地には新第三系と洪積統とが分布し， これらの地域はきわめて平坦である。 ことに盆地北部には洪積統からなる草原が発達し， 那岐山の山地に対して裾野状を呈しており， これを日本原野とよぶ（図版 1 参照)。
この図幅地域内の地質系統は第 1 表に示す通りである。
古生界はいわゆる秩父古生層に属する。 図幅地域の北半をほゞ東西に走る美作衝上線によって， 古生界は南北に２分され， その北側のものを 苫田 累層， 南側のものを 英田 層とよぶ。
苫田累層は全体として千枚岩質である。 英田層は千枚岩質の岩石と粘板岩とが相半するものからなり， 輝緑岩を伴なう。 この古期輝緑岩は英田層を貫ぬき， あるいは溢流したもので， 英田層の堆積中に噴出したものと思われる。
中生界には広野累層 [ 以下の [注] 参照 ] ・斑粝岩 - 閃緑岩および古期花崗岩がある。
広野累層はこの地域に分布する上部三畳系で， 津山盆地内の諸処に点在して西方からこの地域内に連なるものである。 この累層から産する化石は成羽層群 [ 以下の [注] 参照 ] のものに似ている。 また岩相は成羽層群の中部ないし上部に似ており， 成羽層群の下部に多い粗粒物質はきわめて僅かである。
斑粝岩 - 閃緑岩は英田層および古期輝緑岩を貫ぬき， かつ広野累層に対してその地質構造と協和（Concordant）し, あるいは不協和に貫入する。 岩石は変斑粝岩質から変閃緑岩質にわたる種々の岩相を示す。
古期花崗岩は英田層・古期輝緑岩および斑粝岩 - 閃緑岩を貫ぬく。
古期輝緑岩・斑粝岩 - 閃緑岩および古期花崗岩質岩石は 従来一括して夜久野塩基性岩類とよばれている。
古期花崗閃緑岩は岩頸として， また石英閃緑岩は底盤として 中生代末ないし第三紀初期に迸入した。 また同時代に変朽安山岩と古期流紋岩 [ 以下の [注] 参照 ] の溢流があった。 古期流紋岩の一部は岩脈であり， 溢流したものは角礫岩に移化している。
第三紀の火成活動には珪長岩と新期輝緑岩とのほゞ相前後した貫入があり， 新期輝緑岩の一部は勝田層群の堆積後まで及んでいる。
中新世の堆積物としては勝田層群がある。 本層群は竹山俊雄によって植月統 [ 以下の [注1] 参照 ] および津山統 [ 以下の [注2] 参照 ] の名が与えられ， 植田房雄および井上絢夫 34) は美作來炭層および勝田層とよんだ。 須鎗和己は堆積論の見地から詳細に地層を区分した。
筆者は須鎗の岩相区分をさらに総括して， この堆積物を勝田層群 [ 以下の [注] 参照 ] とした。
本層群は陸成から内海成に移る岩相変化の甚だしい地層である。 大体において岩相上から 來炭層・半鹹半淡棲介化石を含む地層ないし顕著な礫岩層および海成層 [ 以下の [注] 参照 ] に分けられ， それぞれ植月層・吉野層（出雲乢層および真加部層）および高倉層とよぶ。
中新世の火成活動としては新期花崗閃緑岩の貫入があった。
勝田層群の堆積後に顕著な地殻運動があって， 美作衝上断層が生成した。 これは 図幅地域の北半部をほゞ東西に走る 北方からの押し被せ構造を形成するもので， 南側の褶曲した勝田層群の上に北側の苫田累層がのっている。
第三紀末ないし第四紀初頭の火成活動には玄武岩および新期流紋岩がある。 玄武岩は岩頸としてあるいは熔岩として現われ， 新期流紋岩は北部山岳地帯に溢流している。
洪積世の地層には日本原層と段丘堆積物とがある。 日本原層は陸水成堆積物と考えられる礫層を主とする地層である。 段丘堆積物は河川の沿岸の小区域に分布する。
日本原野を中心とした台地上は広く黄土層に覆われ， その上部は「黒ボコ」と称する腐植土からなっているが， 地質図上には黄土層および腐植土は省略した。
図幅地域内の古生界は美作衝上線を境として南北３つに分かれ， 北側のものを苫田累層， 南側のものを英田層とよぶ。 これら相互の層位的関係は不明である。
本累層は北部の山岳地帯の基盤を構成し， 分布の南限では 北方からの押し被せ構造によって 英田層および第三系の勝田層群の上にのっている。 岩相によって下部から 真明 粘板岩層・ 烏ヶ仙 互層・ 上横野奥谷 粘板岩層および奥ノ平互層に区分される。
真明粘板岩層の下限は美作衝上断層に切られて不明である。 本層は千枚岩質粘板岩ないし千枚岩を主体とし， 薄い角岩を伴なう地層である。
千枚岩質粘板岩は黒色を呈し， しばしば層状あるいは脈状に石英の細脈を伴ない， かつ層間微褶曲に富む。 千枚岩は片理が顕著で緑色千枚岩および黒色千枚岩からなる。 角岩は灰白色～淡青灰色を呈し， きわめて堅硬である。 厚さ数 m 以下のレンズ状をなして諸所に介在し， ことに美作衝上線に接近した所に， 小褶曲のために繰返して露出している。
本層は真明粘板岩層の上に整合する。 千枚岩質粘板岩と角岩とのそれぞれ厚さ数 m ないし10 数 m の互層からなる。
千枚岩質粘板岩は真明粘板岩層のものと同様である。 角岩は黄白色～淡灰色あるいは淡青灰色を呈し亀裂に富む。 まれに黒色千枚岩の薄層を挾む。
本層は烏ヶ仙互層と整合である。
千枚岩質粘板岩を主として薄い角岩を挾み， この点で真明粘板岩層に似るが， 真明粘板岩層に比較して千枚岩化の程度がやゝ低い。
本層は上横野奥谷粘板岩層に整合し， その上限は新期花崗閃緑岩の貫入によって断たれている。
千枚岩質粘板岩と砂岩との互層からなり， 薄い角岩と１層の礫岩を挾む。
千枚岩質粘板岩および角岩は真明粘板岩層のものと同様である。 砂岩は一般に灰黒色を呈し， 中粒～粗粒で， 厚さ 10 数 m の層をなして千枚岩質粘板岩と互層する。
礫岩は灰黒色を呈し， 厚さ約 30 m のレンズ状のもので， その礫は 径数 10 cm 以下の 黒色粘板岩・石英斑岩・角岩および暗灰色中粒砂岩等の亜角礫が 灰黒色粗粒の砂によって固結されているものである。
苫田累層の岩石は一般に堅硬であり， 加うるに新期花崗閃緑岩に接するにしたがい， 接触変質によって珪化ないしはホルンフェルス化する傾向がある。 すなわち多量の黒雲母の生成による黒色ホルンフェルスのほかに， この黒色部と淡灰色の珪質部がそれぞれ数 mm 程度に縞状に交互し， さらに石英の細脈が縞模様に並行に貫入して岩石を珪質化する等のことが見られる。
苫田累層の地質構造はほゞ E - W の軸をもつ小褶曲を繰返し， 全体としては北に傾斜している。
英田層は美作衝上線以南の地域で基盤を構成する。 岩質によって草加部粘板岩層および南海粘板岩層に区分される。
本層は美作衝上線の南側に沿ってほゞ東西に分布するほか， 南西域の吉井川河畔に現われる。 本層と南海粘板岩層との関係は一部で断層と推定されるが， 多くの場合に変斑粝岩の貫入および新期の堆積物によって被覆されるために詳らかでない。
本層は千枚岩質粘板岩を主体として， 一部に角岩・輝緑凝灰岩および石灰岩の薄層を挾む。 また本層中には古期輝緑岩が現われる（第 1 図参照)。
千枚岩質粘板岩は真明粘板岩層のものと同様である。 角岩は淡灰色を呈し厚さ数 m 以下の薄層である。 勝加茂 村楢・同村原の東方山地および神庭村草加部にはそれぞれ１層， 新野村塩手池南側には数層が古期輝緑岩に伴なって介在する。 輝緑凝灰岩は赤褐色または青藍色を呈し， 数 m の薄層で， 津山市横山の吉井川河畔および河辺村国分寺の国盛鉱山坑内に認められる。 石灰岩は 白色糖状の結晶質石灰岩で 厚さ 1～2 m のレンズ状のものが神庭村瀬戸に１層挾有されるに過ぎない。 これらの岩石の大部分は薄層であるので地質図には示さなかった。
本層は図幅地域の南半部に広く分布する。 全体としては E - W 性の小褶曲を繰返し， また多くの断層によって切断され， かつ火成岩類の貫入によって擾乱され， 地層の走向および傾斜は種々に変化する。
本層は粘板岩を主とし， 砂岩および礫岩を挾有し， また諸処で古期輝緑岩を伴なう。
粘板岩は灰色～黒色を呈し， 石英の細脈によって貫ぬかれることが多く， また時には方解石の細脈によって貫ぬかれる。 本岩は節理に富み， 風化すれば稜角のある細片となって破砕する。
砂岩は灰色～暗灰色で， 一部は淡青色を呈し， 主として中粒～細粒である。 厚さ数 m 以下の薄層をなして粘板岩中に介在し， あるいはしばしば粘板岩中に砂質部として縞状に含まれる。
礫岩は厚さ数 cm～数 m の連続性に乏しい薄層として現われる。 暗灰色～灰黒色を呈し， 石英斑岩・ 灰色または白色の珪質岩・ 花崗岩・ 粘板岩・ 暗灰色砂岩および礫岩等の人頭大以下の角礫ないし亜角礫が， 暗灰色の砂で充填されたものである。 大崎村植木・植月村河内・吉野村曾井および豊国村 下香山 等にそれぞれ１層づつ認められるほかに， 江見村西方の南海附近に数層がある。 また 粟井村小房では 10 数 m の間に礫岩・砂岩および粘板岩がそれぞれ厚さ数 10 cm で交互する。 下香山の礫岩には海百合の茎を含む石灰岩礫 5), 10) が報ぜられている。
本層中には諸処に炭質物の薄層が粘板岩に含まれる。 楢原 村 平福 ・豊並村皆木では黒鉛として探鉱されたことがある。 粟井村 長谷内 には薄い炭質頁岩として存在し， 豊国村下香山には中粒砂岩中に縞状をなす炭質物がある。
顕著な断層は江見町芦河内を通る E - W 性のものである。 これは逆断層で, 南海～芦河内では英田層と古期輝緑岩との境を喰違わせている。 芦河内西方の不規則な形をする珪長岩は， 英田層を３つの地塊に分割してそれぞれの地塊では地質構造を異にし， 珪長岩の貫入前に断層の存在したことを示す。 このように， 英田層を分割する断層は多い。 また多くの小褶曲が認められる。 褶曲は一般に E - W 性である。
英田層は断層・褶曲および火成岩類によって擾乱をうけ， 新期の地層で広く覆われ， かつ草加部粘板岩層と南海粘板岩層との関係も詳らかでないので， 両層を一括した英田層の地質構造を詳論することはできない。
英田層の地質構造を全体として通観すると， 津山市北部～勝田町を結ぶ軸によって複向斜が形成されている。 すなわち， この軸の北側では地層は一般に南に傾き， 南側では北に傾くのが常である。
草加部粘板岩層の地質時代は不明である。 図幅地域の南に接する勝田群北和気村 百百 の南海粘板岩層中の礫岩から紡錘虫科の化石が報ぜられ， 小西健二 34), 45) によれば二畳紀のいわゆる薄衣・休場式礫岩に類するものとされた。 したがって英田層には少なくとも二畳系が含まれることが推定される。
この岩石は従来夜久野塩基性岩類とよばれたもののうち， 最も古期のものである。 植月村近傍から豊並村上皆木をへて梶並村椿から東方へ連なるもの， 梶並附近のもの， 粟井村市場南方から江見町西部に亘って現出するもの等がある。 江見町北方では岩脈として諸所に英田層を貫ぬき， また熔岩として溢流したものもある。 主として深藍色～暗青色で一部は緑色を呈する細粒～微粒の岩石で， 片状構造を呈し一般にはげしく圧砕され， ある部分ではミローナイト化している。 風化すると赤褐色となり斑粝岩 - 閃緑岩と見分け難くなる。
本岩は玄武岩質岩石が変質して生じた緑色岩類であって， 構成鉱物としては斜長石および単斜輝石が認められるが， 斜長石はその形状だけを残して曹長石化し， 有色鉱物は緑簾石・緑泥石・方解石等に変化しているのが常である。 本岩は方解石の細脈によって貫ぬかれることも多い。
勝田町 小畑 には暗緑色で角閃石の結晶からなり唯片岩化したものがあり， 梶並村 真殿 には輝岩から由来したと思われる岩石が露出している。
本図幅地域に南接する勝田郡北和気村 行信 南部の道路傍では英田層の黒色粘板岩と， 古期輝緑岩とが見掛上整合し（第 1 図参照)， 植月村高根の北北西では輝緑岩中に厚さ 1 m の角岩が挾まれ， 広戸村塩手池南側では相重なる黒色千枚岩と輝緑岩の双方に角岩を挾み（第 2 図)， さらに津山市横山東部の吉井川畔では， 厚さ約 10 m の輝緑岩は厚さ約 2 m の赤褐色輝緑凝灰岩を伴なう。 これらの事実からみて， 古期輝緑岩は英田層堆積中の噴出にかゝるものと考えられる。
本累層は頁岩を主とする頁岩砂岩の互層であって， 礫岩および炭質頁岩の薄層を挾有する。 勝田郡広野村がその標式地である。
本累層と英田層の岩石は類似し， その区別が容易ではないが， 一般に英田層の粘板岩は広野累層の頁岩よりもやゝ硬く， 少し珪質でまた時としては石灰質で方解石の細脈を多く持つ。
これに較べて広野累層の頁岩は軟弱な気味があり， 風化し易い。
本累層の頁岩は灰黒色～黒色の頁岩を主とし， 暗灰色～灰黒色の砂質頁岩がこれに次ぐ。
砂岩は一般に細粒であるが， 時に中粒であり灰色～暗灰色を呈して堅硬である。 粗粒の砂岩はきわめてまれで， これは礫岩に移化することがある。
礫岩は暗灰色を呈し， 砂岩・黒色千枚岩・黒色粘板岩および珪質岩等の拳大以下の円礫が 中粒～粗粒の灰色の砂で固結される。
炭質頁岩は薄層で， 所によっては厚さ数 cm の粗悪な炭層（粉状）を挾有する（第 3 図参照)。
広野村附近では， 本累層は下位から 土居 來炭層・福井互層および 下山 互層に分けられる。 別に河辺村 下瓜生原 附近に広野累層に属すると思われる下瓜生原互層がある。
本層は頁岩を主とする頁岩砂岩の互層からなる。 このうち頁岩は厚さ数 m 以下で， 砂岩はまれには 1～2 m のこともあるが， 多くは数 cm～10 数 cm である。 砂岩は多くのものは細粒であり， 中粒～粗粒のことはまれである。 本層の最上部から数 m 下位に厚さ 2 m 以下の黒色の炭質頁岩が介在し， これに厚さ 10 数 cm の微粉状の粗悪な石炭を挾む。 この炭質頁岩は広野村土居附近に背斜構造によって繰返して現われ， その東への延長は斑粝岩 - 閃緑岩に接して追跡される。 本岩には保存不良の植物化石が含まれる。 土居來炭層の下限は未詳であるが， その厚さは 80 m 以上と推定される。
本層は最下部に砂岩に富む厚さ 5 m 内外の顕著な地層をもち， 主部は砂岩の薄層を挾有する厚い頁岩からなる地層である。 全体の厚さは 450 m 内外である。
頁岩は一般に均質であるが， 士居來炭層と同様に砂質頁岩ないし細粒砂岩との縞状の細互層をなし， また薄い砂岩を挾むことがある。 最下部の砂岩は広野累層中の唯一の粗粒砂岩であり， 礫岩に移化することがある。 最上部の近くには薄い炭質頁岩が挾有され， 保存不良の植物化石を産する｡
本層はやゝ砂岩に富む厚さ 25 m の地層から始まり， これより上位の主要部は頁岩が優勢な地層であって， 全体として 125 m 以上の厚さをもつ。 本層の主部は土居來炭層や福井互層の主部に比較してやゝ砂岩が多く， 細粒～中粒砂岩の厚さ 2 m 内外のものも挾有される。 下部の砂岩に富む部分の直上には薄い炭質頁岩が介在することがあり， 高野 村夏目の北方では この種の頁岩から Podozamites sp. および Neocalamites sp. が得られた。 この炭質頁岩から数 m～10 数 m 上位には灰黒色砂質頁岩ないし細粒砂岩があり， これからは Entomonotis ochotica (TELLER)， E. ochotica var. eushachis (TELLER) および E. ochotica var. cfr. densistriota TELLER を産し， また橘彰一 40) によれば Entomonotis kunosawai SAKAGUCHI および Cardium ? sp. を産出するといわれる。 下山互層は 津山市および高野村北山附近では 覆蔽構造によって直接に草加部粘板岩層を覆っている。
河辺村下瓜生原東部の山地には， 岩相が英田層よりも士居來炭層または福井互層の主部に似た地層があり， これを下瓜生原互層とよぶ。 本層の厚さは 150 m 以上と考えられる。 下限より 10～20 m 上位に小形二枚介の破片を産出し， さらにその上位数 m には薄い炭質頁岩が挾有される。
広野累層はほゞ E - W の軸をもつ小褶曲を繰返し， かつ多くの断層によって多数の地塊に分割されているが， 全体としては津山市から広野村近長を結ぶ方向の軸をもつ複向斜構造を形成する。
広野累層と英田層の南海粘板岩層とは岩石が酷似し， 両者の間に粗粒な部分がなく， かつ露頭が不充分なため， 相互の関係は明瞭ではないが， 広野累層の分布からみておそらく不整合と思われる。 広野累層の地質構造と英田層の地質構造とには類似性があり， 全体としてはよく一致する。
下山互層から産する Entomonotis ochotica はノーリック階を示すものであるが， 土居來炭層および福井互層からは化石の産出がなく， また下爪生原互層からも時代を示す化石は得られないので， 広野累層は上部三畳系のものというほかはない。 本累層は従来成羽層群の東への延長と考えられているが， 成羽層群では粗粒な堆積物が多いのに対して， 本累層は細粒堆積物からなる点が相違する。
本岩は従来夜久野塩基性岩類といわれているもののうちの中粒～粗粒の部分である。
本岩は 梶並村南半部から勝田町をへて 植月村の南部から広野村下木に亘る広大な地域に現われ， その西方では高取村福吉附近および津山市南部の金屋に露出する。 また 粟井村土師・ 粟広村宗掛・ 勝田町小畑・ 吉野村大畑～豊久田・ 江見町北東部および江見町南部に断続して現われる。 本岩は英田層および広野累層に貫入し， 粟井村小房山および江見町大谷北方では英田層の粘板岩を捕獲する。 周囲の岩石に認められる接触変質はきわめて軽微であり， 僅かに英田層の粘板岩と古期輝緑岩を硬化させるほかはその影響は認められない。
岩石は青灰色～灰緑色を帯び， 有色鉱物と無色鉱物の割合や粒度は， ところによって変化して斑粝岩質あるいは閃緑岩質となる。 同一の露頭においても 細粒のものから粗粒のものまで変化することがある（勝田町真加部北西部)。 また角閃石の結晶のみからなる部分もある（高取村梶原および江見町田原等)。 一般に図幅地域の北部では片状構造が著しく， 南部では塊状となり， その中間の勝田町附近ではしばしば流理構造が認められる。 また長石質細脈が黒色塩基性部を網状に貫ぬくことがある（図版 2 参照）。
本岩類は鏡下ではしばしば圧砕構造を呈する。 斜長石は変質してソーシュライト化しているのが普通で， 累帯構造は認められない。 有色鉱物は褐色～緑色の角閃石を主として少量の単斜輝石を伴なう。 また緑泥石・緑簾石および方解石等の２次的鉱物を含む。
本岩は英田層・古期輝緑岩および斑粝岩 - 閃緑岩を貫ぬく｡
岩石は中粒～粗粒で， 淡緑灰色～淡緑色を呈する。 これに含まれる石英は乳濁色で， 有色鉱物は一般に緑色を呈し， その結晶形は明瞭でない｡
鏡下では圧砕構造が認められる。 斜長石は曹長石ないし灰曹長石で， 累帯構造は認められない。 有色鉱物は角閃石および黒雲母であるが, ほとんど緑簾石・緑泥石・方解石等の２次的鉱物に変化している。
本岩は岩株または岩脈状として江見町近傍に多く貫入し， その近傍の岩石を僅かに硬化させるが， 著しい変質は認められない｡ 斑粝岩 - 閃緑岩との境界はしばしば識別し難いことがある。 本岩の貫入の時期は詳かではないが， その変質の程度からみておそらく中生代に属するものであろう。 本岩の小岩体は地質図には示さなかった。
本岩は粗粒であって， 淡紅色の長石を有するのを特徴とする。 斜長石（灰曹長石・微斜長石)・ 正長石・ 石英・ 黒雲母・ 少量の角閃石および磁鉄鉱を含み， 微文象構造を呈する。 有色鉱物は緑泥石および緑簾石に変化したものが多い。
本岩は岩株として英田層を貫ぬき， その周縁部では英田層に珪化作用を与える。 楢原村 楢原中 の石切場では， 本岩が新期輝緑岩によって貫ぬかれる。 また植月村平田では勝田層群によって被覆される。
本岩は変質の程度から古期花崗岩質岩石より後期に貫入し， 次に述べる石英閃緑岩に較べて変質の程度が僅かに進んでいるが， 相互の前後関係は直接には不明である。 本岩は中生代末または第三紀初期に貫入したものである。
この岩石はやゝ青味を帯びた淡灰色を呈する。 斜長石・角閃石・輝石のほかに少量の石英および黒雲母を含み， 微文象構造を呈する。 斜長石は累帯構造を呈し， 輝石および角閃石の小粒を含む。
本岩は図幅地域の東半部において諸所に露出し， その縁辺部は岩脈状をして英田層を貫ぬき， また諸所で英田層の粘板岩を捕獲し， あるいは斑粝岩 - 閃緑岩を貫ぬく。 古期花崗岩質岩石との関係は認められないが， 変質の程度から新期のものと思われる。 勝田町杉原では流紋岩によって覆われ， また諸所で勝田層群によって被覆される。 以上のことから本岩の貫入は中生代末または第三紀初期のものである。
本岩類は 北部山岳地帯・ 北和気村北部・ 粟井村附近および江見町南東部の４ヵ所に分かれて分布する。 青灰色， 暗灰色， 紫灰色， 緑灰色あるいは黒色等種々の色調を呈する変朽安山岩のほかに 角礫岩， まれに凝灰質岩石を含む。
変朽安山岩は斑状を呈し， 斑晶として長石および有色鉱物を含むが変質が著しく， いずれも方解石・緑泥石および緑簾石等に変化している。 江見町南東部の変朽安山岩ではまれに石英粒が認められる。 角礫岩は黒色粘板岩や安山岩の径 10 cm 以下の角礫が， 安山岩中に取り込まれているものである。
本岩類は苫田累層・英田層・古期輝緑岩・斑粝岩 - 閃緑岩を被覆し， 勝田層群および日本原層によって被覆される。 また新期輝緑岩の岩脈によって貫ぬかれる。 北和気村では古期流紋岩質角礫岩中に礫として変朽安山岩が含まれる。 滝尾村妙原北部では， 本岩の岩脈が新期花崗閃緑岩の接触変質をうけて， 多量の黒雲母を生じて岩石が黒色を呈することがある。
古期流紋岩類には流紋岩とその角礫岩とがある。
本岩は淡緑白色～淡青白色を呈し， 石英・正長石・斜長石（曹長石 ?）および黒雲母の斑晶を有し， 微珪長質ないし微晶質の石基からなる流状構造を有し， しばしば鉱化作用によって優白質となり， あるいは一部の有色鉱物は緑簾石や緑泥石に変化する。
本岩は 吉野村大畑では 熔岩流として英田層・斑粝岩－閃緑岩および石英閃緑岩を被覆し， 勝田層群によって覆われる。 本岩に含めたものにはこのほかに岩脈として諸所に貫入したものがあるが， これらはかならずしも同時期の貫入によるとは決定しかねる。 岩脈として貫入したものは一般に圧砕されており， そのうち豊並村西原のものは淡褐色に汚染された石英斑岩質の岩石である。 小岩脈は地質図には示さなかったものもある。
本岩は淡青灰色および淡灰色等の流紋岩の肌色に， 含まれる角礫によって雑色を加味した色調を呈する。 角礫は多孔質で白色～黄緑色の凝灰質岩石・黒色粘板岩および流紋岩等で， 大きさは一般に人頭大以下で多くは径数 cm である。 しかし， しばしば径数 m の粘板岩の巨礫が含まれる（西隣図幅内の津山市八伏の石切場等）ほか， 吉野村間山西方では粘板岩の巨大な捕獲岩がある。 また角礫の粒度が減少して岩石が流紋岩に移化することがある（図幅地域南部吉井川畔)。
本岩類は南部地域に広く分布するほか， 吉野村天地・広野村田熊および新野村西上に僅かながら現われ， 苫田累層・英田層および広野累層の侵蝕面を被覆している。 また勝田層群および日本原層によって被覆され， 珪長岩および新期輝緑岩によって貫ぬかれる。 図幅地域の西に隣接する津山市八伏の石切場では， 本岩中に蛍石の細脈が貫入している。
本岩は白色～淡灰色に黄色および緑色を加味した色調を呈し， 一般に鉱化作用によって変質した優白質の珪長岩である。 岩質はそれぞれの岩脈で異なるだけでなく， 同一岩体においても場所によって差異があり， 石英の斑晶が明瞭なものから微晶質で均質なものにわたり， しばしば 岩脈の側面に並行して 白色珪長質部と有色鉱物によって黒色を帯びた部分が縞状に配列するものや， さらに厚さ数 mm の石英脈が縞状配列に加わるものがある。
鏡下では 斑晶は石英・長石および少量の黒雲母で， 石基は石英および長石である。 長石および黒雲母は ほとんど変質して絹雲母・方解石・カオリン等のほかに 少量の緑泥石および緑簾石となる。
この岩石は岩脈として既述の諸岩類に貫入するほか， 新期輝緑岩を切断し（第 4, 5 図)， 時とすると逆に切断される（第 6 図)。 本岩は 豊並村皆木で 中新世の勝田層群の基底礫岩中に径 4 m 大の巨礫として多く含まれることがあり， また明らかに不整合に覆われることもある。
岩脈としての形状はきわめて不規則であり， その好例は第 5， 6 図に示したもののほか， 広野村真宮山・山形仙山腹および江見町 藤生 等でみられる。 岩脈のうちの一部は地質図上から省略した。
本岩間は暗藍色～緑灰色を呈し， まれに脱色して珪長岩に似ることがある。 斜長石および輝石の斑晶を含むが， 肉眼ではこれらが認められないものもある。
鏡下では 斑晶は斜長石および輝石で， 石基は短冊形の斜長石・粒状の輝石および磁鉄鉱であり， 間粒組織を示す。 変質を受けて斜長石は曹長石に， 輝石は緑泥石や緑簾石に変化し， かつ岩石中には方解石を生じているのが常である。
本岩は不規則な形状をなして古期流紋岩質角礫岩中に貫入するが， 珪長岩を除く既述の諸岩類にも岩脈として諸所に貫入し， 珪長岩とは時によってはこれを切り， あるいは逆に切られる。 また往々珪長岩と膚接して現出することもある。
本岩脈は後に述べる勝田層群によって被覆されるのが常であるが， 例外として 高田村安田では 勝田層群の堆積後に生成した美作衝上の衝上面に貫入している事実があり（第 15 図)， 図幅地域の南方隣接地の湯郷村北坂炭鉱では， 本岩脈と同種の岩石が勝田累層に貫入 [ 以下の [注] 参照 ] しているといわれる。
新期輝緑岩の分布は概観して南西部で著しく， これに反して珪長岩は北部において顕著である。 本岩の岩脈はきわめて多数であるので， その多くは地質図に示さなかった。
本層群は陸水ないし浅海成の堆積物であって， 地域ごとに岩相変化に富むが， こゝでは各地域を総括して勝田層群を植月層・吉野層および高倉層に大別する。 しかしこれらの諸層は岩相の類似性によって区別したものであって， 下部から順次に上部に及ぶものではなく， 第 2 表に示すように， 時としては來炭層の下部にも半鹹半淡成層を挾みながら, 全体として陸成のものから浅海成のものに進んでいる。 本累層の厚さ [ 以下の [注] 参照 ] は 300 m 内外である。
本層は既述の古期岩類を不整合に被覆し， 勝田層群の最下部を構成する。 各所で薄い亜炭を挾有して， 植物化石を産することをもって特徴とする。
本層は岩相変化に富み（第 7 図参照)， また厚さも 2～3 m から 70 m 内外まで変化する（第 2 表参照)。
植月層は川崎礫岩層・高根來炭層および池ヶ原來炭層に区分される｡
川崎礫岩層 : 本層は所によって高根來炭層・出雲乢砂岩層または高倉層により整合に覆われる。 厚さは津山市川崎で 60 m 内外， 豊並村皆木では 15 m 内外に達する。
本層は礫岩を主とし， 特に巨礫礫岩を含み， また薄い砂岩と砂質頁岩を挾む。
礫岩はこの附近の基盤を構成するあらゆる岩石の礫を含むが， その近傍の岩石からなるものが概して大きく， また多量である。 下部における礫は角礫ないし亜円礫で， 一般に人頭大であるが， 最大のものは川崎で径 70 cm， 皆木では 4 m に達する。 上部になるに従って礫は丸味を増し， また大きさも減少して， 礫岩は漸次粗粒砂岩に移化する。 砂岩は黄褐色を呈し， 含礫砂岩ないし粗粒砂岩で偽層がよく発達する。
砂質頁岩は黄褐色を呈し， レンズ状に挾まれ， 下部にはまれであるが， 上部になるに従って増加する。
高根來炭層 : 本層は基盤を不整合に被覆し， あるいはまた川崎礫岩層の上位に整合する地層である。 本層の厚さは 2～30 m である。
本層は礫岩・砂岩および頁岩からなり， 薄い炭質頁岩および亜炭を挾む。 また植物化石を豊富に産出する。
礫岩は角礫ないし円礫からなり， 一般に粗鬆で軟弱であるが， 基底礫岩の場合にはよく固結されて堅硬である。 礫の大きさは拳大以下で， その種類は川崎礫岩層と同様に基盤岩類のあらゆるものを含み， 基底礫岩ではそれぞれの近傍の基盤岩類の小角礫が著しい。 礫岩は粗粒の砂を多く含み， 含礫砂岩から粗粒砂岩に移化する。 砂岩は細粒～粗粒で， 一般に灰色を呈し風化面では黄褐色になる。 充分固結せず， 軟弱である。 頁岩は一般に灰色を， 一部は灰黒色～黒色を呈し， 未だ充分固結せず， 比較的軟弱である。 砂質頁岩から細粒砂岩に移化する。 炭質頁岩は黒色～褐色を呈し， 厚さ数 10 cm のものが諸所に挾まれ， ところによっては黒色頁岩や亜炭に移化する。
池ヶ原來炭層 : 本層は高取村池ヶ原において後述する出雲乢砂岩層 [ 以下の [注] 参照 ] の上位に整合し， またその東部では直接に高根來炭層の上位に整合し， 真加部礫岩層によって被覆される。 本層の厚さは最大 20 m に達する。
本層は礫岩・砂岩および泥岩からなる。 礫岩はきわめて粗鬆で固結していない。 基盤岩類のあらゆるものを含み， 大きさは拳大以下の円礫ないし亜角礫で淘汰は不充分である。 砂岩は黄褐色～淡灰色を呈し， 軟弱で一般に細粒であるが， 所によっては中粒～粗粒である。 泥岩は黄褐色～淡灰色を呈し， きわめて軟かい。 池ヶ原では薄い炭質頁岩を挾む。
植月層からは Fagus その他の中新世の植物化石を諸処に産出するほか， 吉野村下香山の香山炭鉱坑内の炭層上盤から Savalytes nipponicus ENDO 34) を多産したといわれ， また図幅地域に南接する湯郷町北坂炭鉱坑内から Palaeochaerus japonicus TAKAI 35) を産した。 本層は一般に小盆地状構造を形成して諸所に分布し， かつ軽微な褶曲を繰返す。
植月層は勝田層群の堆積初期に基盤の窪地を埋めて堆積したもので， 陸水期の堆積物であって一般に動物化石を含まない。 しかし例外的に 広野村河面の岡山炭鉱坑内では炭層中から介化石が産出したといわれ， また特殊なものとしては 植月層に属する池ヶ原來炭層が半鹹半淡性の出雲乢砂岩層の上位に整合する。 これらの諸例は 植月層には陸水より半淡半鹹水にわたる漸移相が含まれることを示している。
本層は植月層に次いで堆積した粗粒の堆積物で， 真加部礫岩層および出雲乢砂岩層からなる。
眞加部礫岩層 : 本層は植月層を覆い， あるいは覆蔽によって直接に基盤を被覆する顕著な礫岩層をもって特徴とする。 勝田町真加部・江見町・勝間田町・河辺村および高田村 大篠 附近に最もよく発達する。 本層の厚さは変化が甚だしく， 勝田町附近では厚く 70 m に達する（第 2 表参照）。
本層は主として礫岩からなり， 砂岩および泥岩を挾む（第 8 図参照）。 礫岩の礫は基盤を構成するあらゆる岩石を含むが， 北部地域では安山岩礫は認められない。 またそれぞれ近傍の基盤岩類の礫が豊富で， かつ大きいのが常である。 下部のものは淘汰が不充分で一般に人頭大の亜角礫ないし角礫であるが， 最大のものは径 1 m に達し， 上部になるに従って潮次に淘汰され， 礫の大きさも次第に減少し礫は丸味を増す。 上部では礫岩は膨縮がはげしく（第 9， 10 図参照)， また含礫砂岩から粗粒砂岩に移化することもある。 砂岩は一般に粗粒砂岩ないし含礫砂岩で， 粗鬆， 軟弱である。 上部になるにしたがって偽層の発達が特に著しい。 泥岩は灰色～黄褐色を呈し， 上部になるにしたがって量が増加する。
真加部礫岩層は水平的に粒度を減少して出雲乢砂岩層に漸移することがある。
本層からは一般に化石を産出しないが， 粟井村市場北方および高野村夏目では Ostrea 等の破片を含むことがある。
本層は 厚さが著しく急変すること， 下部に巨大な礫を含むこと， 勝田層群の周縁部によく発達すること， および植月層との間に諸処に局部的の不整合が存在すること等から考えて， 勝田層群の堆積初期における地殻の動揺期の堆積物と考えられる。 なお 江見町南海では海抜 270～280 m の高台上に， 厚さ 1 m くらいの礫岩が２ヵ所侵蝕より取り残されていて， 真加部礫岩層が堆積当時は広く分布していたことを示している。
出雲乢層 : 本層は植月層または真加部礫岩層の上位にあり， 時としては直接に基盤を不整合に被覆する。 本層は半鹹半淡水棲介化石を含むことをもって特徴とする。 本層の厚さは一般に 5～15 m で， 時に 20 m に達する。
本層は礫岩・砂岩および泥岩からなる（第 11 図)。 礫岩は一般に細礫質であり， 粗粒砂岩に移化し， 厚さは 2 m 以下が普通である。 直接に基盤と接する場合には， まれに人頭大の礫を含むことがある。 砂岩は灰黒色～暗藍灰色を呈し， 風化面では黄褐色に変じ黄緑色の斑点を混えることがある。 暗藍灰色を呈する砂岩はやゝ泥質を帯び， 比較的に堅硬で， 一般に中粒～粗粒で， 時には含礫砂岩となる。 このうちに多くの半鹹半淡水棲介化石と炭質物を含む。 この種の砂岩は本層に特有のものである。 泥岩は暗藍色～灰黒色を呈し， 時としては灰色～暗灰色の頁岩に移化する。 泥岩は固化の程度が低く， 比較的軟弱である。 泥岩中には多量の炭質物を含み， また保存不良の植物化石を産する。
本層は上部になるにつれて一般に細粒となり， また岩石も軟弱となる。
植月層および真加部礫岩層に対する出雲乢砂岩層の関係は多くの場合に整合である。 しかし一部では植月村高根東部の勝北炭鉱坑内 [ 以下の [注] 参照 ] および植月村今池北方（第 12 図参照）でみられるように不整合である。 勝北炭鉱坑内では 高根來炭層の亜炭が削剥された後に 出雲乢層の含化石含礫砂岩が軽微な不整合でこれを被覆する。
出雲乢砂岩層の特殊な例として 大崎村福力では 植月層の高根來炭層が下位に， 池ヶ原來炭層が上位に整合して， 出雲乢砂岩層を挾むことがあり， また津山市川崎では水平的に高根來炭層と漸移する。 また福力からは介化石とともに多数の植物化石を産し， 吉岡村増宝原では介化石とともに高倉層に特有の Operculina を含有する事実がある。
本層は泥岩と砂岩の互層からなる。 泥岩は淡青灰色を呈し， 風化面では淡黄褐色に変化し， きわめて軟弱である。 砂岩は泥岩とほゞ同じ色調を呈し， 一般に細粒～中粒で軟弱である（第 13 図参照）。
本層を分けて そのうち海棲化石の産出が未だ知られないものを大沢砂岩泥岩層とし， 海棲化石を産するものを高田砂岩泥岩層とした。
大沢砂岩泥岩層 : 本層は勝間田町・勝田町および粟井村附近に分布する。
高田砂岩泥岩層 : 本層は 0perculina や海棲介化石を産する地層で， 下部にはしばしば薄い亜炭を産し， 全体を通じて植物破片を漂流物として含む。 本属の最大の厚さは 300 m [ 以下の [注] 参照 ] である。
本層群から産する介化石 [ 以下の [注] 参照 ] は第 3 表に示す。 化石は勝田層群の層面に並行に圧縮 [ 以下の [注*] 参照 ] されるのが常である。 その甚だしい例を第 4 表に示す。
勝田層群の地質時代は 出雲乢砂岩層より産する Vicarya callra および 高倉層の Operculina complanata japonica 等によって中期中新世であることは明らかである。
勝田層群の岩相変化とその上下の関係を各地域について検討してみると， 高月村では 陸水成の池ヶ原來炭層が半鹹半淡成の出雲乢砂岩層の上位にのっているが， 一般にはその関係は正常で， 陸水成期の植月層から半鹹半淡成の出雲乢層をへて 海成の高倉層に発展するのが常である。
植月層・出雲乢砂岩層および高倉層は 厚さ 1 m 内外の凝灰質物質より由来した酸性白土質泥岩を１枚挾有する。 この酸性白土質泥岩は 北部では高倉層の下部に広く介在し， 連続性に富み, 南部では出雲乢砂岩層および植月層の上部に介在して連続性がない。 これら全域に亘る酸性白土質泥岩は同一層準のものであって， 上下の地層の岩相変化が甚だしい南部では連続性に乏しいものと解釈される。 この酸性白土質泥岩を基準として， 各地域の勝田層群の岩相の変化と上下関係とを第 2 表に示した。
勝田層群は現在は低地に分布して， その地質構造は一見きわめて単純であるかにみえるが， 走向， 傾斜， 岩相変化および分布等を詳細に検討すると， 多くの断層と褶曲が形成されている事実がある。 本層群は小起伏の多い山地の窪地に堆積したものであるが， 海進につれて相当広範囲が海中に没したであろうことは， 江見町南海に真加部層があり， また吉岡村にも高倉層が海抜 280 m 附近にまで分布することによって明らかである。
勝田層群の北限では 北からの押し被せによって勝田層群の上に古生界の苫田累層がのっており， この衝上を美作衝上 [ 以下の [注] 参照 ] とよぶ。
美作衝上は勝田層群と苫田累層の境界をつくってほゞ E - W に走り， その衝上面は起伏しながら全体としては緩く北に傾斜する。 第 14 図は美作衝上線と各所の断層面の方向および傾斜を示したものである。 第 15～18 図は美作衝上の断層面の見取図を示し， 第 19 図は北東部の豊並村関本附近のルート・マップを示したものである。
美作衝上によってその南側の勝田層群は小規模ではあるが地層が逆転している （地質図参照)。 美作衝上より離れるにしたがって勝田層群の構造は緩い褶曲に転じて， 全体として複向斜が形成されたが， その後削剥によって勝田層群の向斜部のみが現在の津山盆地に残存し [ 以下の [注] 参照 ] ， また江見町南海や吉岡村の小分布は背斜部の残留したものである。
勝田層群の詳細な地質構造をみると， ほゞ E - W の軸によって小褶曲がくり返されている。 しかも下部の方が上部に較べて褶曲の度合いが著しい。 下部の褶曲の度合いを示すものとしては 植月村の勝田炭鉱および高根炭鉱附近の地質図（第 25 図および第 28 図）の 植月層の構造がその好例である。 この褶曲度の差異は基盤の起伏による影響もあるが， さらに地殻変動 [ 以下の [注] 参照 ] に伴なって海進が行われたためと考える。
勝田層群はまた断層によって多くの地塊に分割されている。 このうち勝田町南部を東 - 西に走る断層は蝶番断層で， その南側の勝田層群は小規模な盆地状向斜構造を形成している。 図版 4 および第 20 図は勝田町東方に見られる断層の露頭である。
新期花崗閃緑岩は北部山岳地帯に分布する。
本岩は淡灰色を呈し， 桃色の長石をもち， 一般に中粒でまれに細粒または粗粒のことがある。 鏡下では 斜長石（微斜長石・灰曹長石)・ 正長石・ 石英・ 暗暗色の黒雲母および緑色の角閃石からなり， 正長石は一部がカオリンおよび絹雲母に変わっている。
本岩は石英斑岩質の部分や， 有色鉱物に富む閃緑岩質の部分など岩相変化が著しい。 すなわち天狗寺山を中心とした南側のものは細粒の部分が多く， 有色鉱物に富み, 緻密， 堅硬で風化し難く， これに反して成安附近では有色鉱物が比較的に少なく， やや粗粒で風化し易い。
本岩は不規則な形をして古生界の苫田累層に貫入し， その南の境界は一般に急傾斜で南に傾き， 山形仙では北に傾くことがある。 広戸村では日本原層に覆われ， 滝尾村妙原北方では変朽安山岩の岩脈に接触変質を与えている。 また爪ヶ城山西側山腹および豊並村には岩株として露出する。
本岩の貫入の時期は詳らかでないが， 変朽安山岩より後期であるため中新世（?）とする。 そして本岩の岩質は大屋市場図幅 [ 以下の [注] 参照 ] において中新世（?）を貫ぬく深成岩と似ている。
本岩は北部山岳地帯に分布し， 苫田累層および変朽安山岩を被覆し， 日本原層によって覆われる。 また美作衝上を被覆する。
本岩は青灰色～暗灰色， 時に紫灰色や黄灰色を呈する。 斑晶としては石英が多く, まれに正長石や斜長石を含み， 有色鉱物は緑簾石または緑泥石に変化している。 石基はガラス質である。 角礫岩は 流紋岩中に主として流紋岩・黒色粘板岩・変朽安山岩および凝灰質岩石等の 1 cm 以下の角礫を含むものである。
本岩は黒色緻密， 完晶質で, 長径 0.5～1.5 mm の自形を呈する橄欖石や普通輝石を多量に含み， それらの間は 細粒の斜長石・アルカリ長石・普通輝石・磁鉄鉱・黒雲母・燐灰石 等によって埋められる。 斜長石の斑晶は含まない。 大型の普通輝石の内核は無色であるが， その外側と細粒のものは淡暗色で， 時には淡紫暗色を呈し， チタン輝石質と思われる。 本岩はいわゆるアルカリ玄武岩に属する。
本岩は勝間田町北方では岩頸として勝田層群を貫ぬき， 吉岡村では熔岩流として古期流紋岩質角礫岩と勝田層群とを被覆する。 岩頸を呈するものは沸石を散含し， 全体が軽微な緑泥石化作用をうけているが， 熔岩流をなすものは比較的沸石が少なく， 岩石はきわめて新鮮である。
本岩と近縁関係を有する灰黒色の岩脈がある。 このうち河辺村見内原のものでは 斜長石（灰長石 ?)・普通輝石の斑晶を， 斜長石・普通輝石・黒雲母および鉄鉱で埋める。 神庭村吉見および豊国村下香山のものは 構成鉱物として河辺村のもののほかに角閃石をも含む。
日本原層は図幅地域の北半に広く分布する礫層である。 処々に含礫砂岩ないし粗粒砂岩の薄層を挾む。 本層はおもに北部山岳地帯より供給された物質から構成せられ， 北域では扇状地の堆積相 [ 以下の [注] 参照 ] を示して， 礫は一般に角礫で大きく， 最大のものは径 6 m に達するが， 南方では比較的よく淘汰されて礫は円磨され， その大きさも一般に拳大～胡桃大となる。
本層の厚さは一般に 5 m 内外であるが， 勝田郡豊田村北部では 30 m に達する。 津山市北部の下横野附近では厚さ約 5 m の砂礫層と， それに重なる厚さ約 5 m の砂層とからなるものがある（第 21 図参照)。 神庭村京原には 2～3 m の砂礫層 [ 以下の [注] 参照 ] が点在する。
日本原層より後期のものに段丘堆積物と黄土層とがある。
段丘堆積物は砂・礫および粘土からなる厚さ数 m～10 数 m の薄い堆積物で， 河辺村国分寺附近に最もよく発達している。
黄土層は日本原野を中心とした地域に広く分布し， その厚さは一般に 2～3 m である。 黄土層は淡黄暗色を呈し， さらにその上位には黒色の腐植土がある。 この腐植土の厚さは一般に 1 m くらいで， 時に 2～3 m に達する。 黄土層および腐植土は地質図では省略した。
この地域では小丘陸地の窪地に不規則に冲積層が分布する。
本地域は古くから鉱床地帯 [ 以下の [注] 参照 ] として知られ， 第 5 表 A に示すように諸鉱山や， 第 5 表 B に示すように鉱滓の残存している所が多い。 しかし現在は数鉱山が採鉱しているのみであり， 他は休廃山になっている。
明治 14 年に発見された。 明治 35 年頃最も盛大に稼行され， 坑員 300 名， 月産 1,800 t， 精錬も行われた。
昭和 9 年昭和鉱業がこれを入手し， １年間探鉱した。 昭和 25 年西村平三が買收して， 現在は小規模に探鉱中である。 往時の鉱滓は昭和 15 年から３ヵ年間鉄鉱として日鉄に搬出され， その総量は 10 万 t 以上といわれる。
旧鉱は段丘堆積物の上にあり， 竪坑で採掘した。 旧竪坑中の現存するものは８坑で， その深度 60 m といわれる。
鉱床は記録によれば塊状鉱体といわれるが現在はこれを碓かめられない。 鉱石は黄銅鉱・斑銅鉱および黄鉄鉱等である。
明治 39 年頃開坑されたという。 その後昭和 15 年頃探鉱された。 選鉱場および銅製錬場跡がある。 現在は１竪坑および水平坑が残存する。 深度 100 m， 南北延長 170 m といわれる。
附近の地質としては英田層を幅 6 m の珪長岩岩脈が走向 N 70°W， 傾斜 70°S をもって貫ぬく。 丘陵の上には勝田層群が分布する。 竪坑に近い鉱脈の１露頭は幅 1 m， 走向 N 20°W， 傾斜 70°S で石英脈中に黄銅鉱を伴ない， また酸化した部分には斑銅鉱が多い。
基盤は英田層で， その一般走向は N 60°W， 傾斜は 45°N である。 藤生附近では古期輝緑岩が断層で英田層と接する。 附近には珪長岩および新期輝緑岩の岩脈がある。 第１番坑および第２番坑坑内では， 幅約 10 m の珪長岩岩脈が N 60°E に走り, SW に傾斜して鉱床を切り， 第３番坑では この岩脈の下盤沿いに 閃亜鉛鉱・方鉛鉱を主としてまれに黄銅鉱を混ずる鉱石が少量あるといわれる。
石英質の主脈１条があり， 膨縮しながら連続する。 第３番坑地並では北は珪長岩の岩脈で切られ南へ 300 m 以上延長する。 走向は N 20～40°W， 傾斜 50～70°W である。 脈幅は 30～50 cm で， 富鉱部では 1 m をこえる。 鉱石は不規則な団塊状として石英脈中にある。 またまれに粘板岩中に鉱染するという。
鉱石は閃亜鉛鉱・方鉛鉱および黄銅鉱からなり, 脈石はおもに石英で， このほかに緑泥石と緑泥石化した粘板岩の破片を含む。
粗鉱品位は銅 3 % 内外， 鉛 6 % 内外， 亜鉛 10 % 内外， 銀 100 g / t 内外であったという 33) 。
英田層を貫ぬいて新期輝緑岩がある。 鉱脈は N 30°W に走るもの（第 22 図， 図版 5 参照）とその北西に N 80°W に走るものとの２条がある。 幅は 1 m 以下であるが， まれに 2 m に達する。 おもに石英からなり， そのうちに一般には薄いが， 時に 50 cm に達する硫化鉱の鉱条を有する。 鉱石はおもに黄銅鉱で， 少量の黄鉄鉱・閃亜鉛鉱おび方鉛鉱を混ずる。
江見町瀬戸には比較的に小規模の多数の鉱床 [ 以下の [注] 参照 ] がある。 旧くは津山藩によって開発され， 明治年間にも盛大に稼行された。 奥瀬戸から粟井村に通ずる道路の両側にはきわめて多数の旧坑があり， 現在知られる製錬所跡も 10 余ヵ所数えられる。
附近の地質は英田層・古期輝緑岩・斑粝岩 - 閃緑岩および古期花崗岩質岩石で， これらを母岩として鉱床が胚胎する。
銅・亜鉛および硫化鉄を伴なう石英脈である。 膨縮の少ない比較的長く延長するものと， 膨縮性に富むものとがあり， 前者は鉱石品位があまり良好でなく， 後者は鉱石品位が高く， 暗緑色のスカルン鉱物を多量に混じ， 少量の方解石を伴なう。 また両者は漸侈することがある。 鉱床は一般に南北にのび， 西または東に傾く。 鉱石は黄銅鉱・閃亜鉛鉱・黄鉄鉱および磁硫鉄鉱で， これに硫砒鉄鉱および方鉛鉱を伴なうことがある。
沿革・現況 : 明治年間には相当開発されていた。 大正の初期に断続的に稼行され， 昭和 4 年に昭和鉱業が着手し， 昭和 12 年に 牛ノ子・康盛・大成・青葉・宝盛・鉱盛・宗掛 等の諸鉱山を合併して江見鉱山と称した。 昭和 7 年から 13 年頃および昭和 18 年から 22 年までの間， 昭和坑・牛ノ子大切坑・牛ノ子坑および大蔵坑の一部を採掘した。 7～8 % の銅鉱を月 200 t 産出したといわれる。 昭和 25 年から西村平三が 大切本坑の牛ノ子𨫤先および昭和坑の一部を採掘して現在に至っている。 採掘法は手堀で選鉱は手選による。 従業員 23 名。 昭和 26 年 7 月から 27 年 4 月までの出鉱量は次の通りである。
| 銅鉱 | Cu | 17～20 % | 28 t |
| 10～13 % | 13 t | ||
| 5～ 9 % | 147 t | ||
| 亜鉛鉱 | Zn | 20～25 % | 36 t |
| 15～20 % | 73 t | ||
| 8～15 % | 35 t |
鉱床はおもに南北に走り， 西に傾く鉱脈である。 昭和・八丁堀・牛ノ子・大蔵・大成・長生山・井ノ奥・表山・栄生山の主要鉱脈があり， 採掘されたものは昭和・八丁掘・牛ノ子および大蔵𨫤で， 他は露頭より狸掘式に採掘された。
昭和𨫤は大切本坑から西へ盾入坑道で着脈する（第 23 図参照)。 延長， 深さともに約 50 m で， 𨫤幅は 5～30 cm であるが， 採掘跡では 3 m くらいの富鉱体であったようである。 鉱石は黄銅鉱・黄鉄鉱および磁硫鉄鉱がおもで， 閃亜鉛鉱を伴なうことがある。
八丁掘𨫤は坑道地並以上は採掘済である。 採掘跡では𨫤幅は 1 m を超えるが， 現在認められるものは幅 10 cm で， 鉱石は黄鉄鉱・磁硫鉄鉱を主として黄銅鉱および閃亜鉛鉱を伴なう。
牛ノ子𨫤の𨫤幅は最大 1 m で， 南部では尖滅し， 北部では断層で切られる。 一部に方鉛鉱に富むところがある。
大蔵前𨫤は断層中に生成し， 幅は 10 cm 以下である。 大蔵前𨫤には２富鉱部があって， 𨫤幅は約 1.5 m であるが， 大体採掘しつくされている。
沿革・現況 : 明治年間に楠山・北福・ 蝙蝠 および奥軍谷鉱山等として繁栄した。 明治 41 年藤田組が着手し， 東坑・本坑および金賀坑で 3～ 6 % の銅鉱 2,000 t を出し， 昭和 14 年には蝙蝠大切坑・唐池および金賀坑を稼行し， 昭和 21 年休山した。 昭和 27 年から三和鉱業株式会社によって， 北盛𨫤の一部および北福𨫤の大切坑と中切坑の間を稼行中である。 採掘方法は手掘で， 選鉱は手選による。 従業員 70 名， 出鉱量は次の通りである。 銅・亜鉛精鉱（Cu 2 %・Zn 25 %）30 t， 銅精鉱（Cu 7～20 %）10.5 t (開業 5 月まで)。
鉱床 : おもなる鉱床は蝙蝠・北福・北盛・金賀・唐池･永盛・栃ノ木および猫敷等で， このうち蝙蝠が最も大規模である。 蝙蝠𨫤の幅は 10 m をこえ, 延長は 100 m に達する。 北福𨫤は中切坑では相合する２条の鉱脈からなり， それぞれ走向 N 10°E， 傾斜 10°W および N 5～10°E・60°E を示す。 中切坑以下大切坑までは N 10°E， 70°W の１条となる。 北福𨫤の富鉱部は𨫤幅 30 cm～2 m， 平均 1 m で， 延長約 70 m， 大切坑地並以上 70 m 余に達する。 北盛𨫤は北福𨫤と平行して 70°E に傾斜し， 幅は最大 1.5 m， 平均 50 cm である。 金賀坑には４脈があり， いずれも南北に並行して 40～70°E に傾斜する。 東からそれぞれ金賀１号・２号・３号および４号とよぶ。 いずれも𨫤押で採掘された。 金賀１号は𨫤幅 1 m 内外で， 銅鉱および硫化鉄鉱を主とし， 脈石は石英からなり方解石を伴なう。 金賀２号は幅 30～60 cm で， 硫化鉄鉱 - 方解石 - 石英脈である。 金賀３号は最大の幅は 3 m に達し， 黄銅鉱を主として少量の閃亜鉛鉱を伴なう部分と磁硫鉄鉱を主とし， 少量の黄鉄鉱・黄銅鉱および閃亜鉛鉱を伴なう部分とがある。 脈石鉱物としては石英に方解石および灰鉄輝石を伴なう。 この𨫤の下盤には新期輝緑岩の岩脈が貫入する。 金賀４号は幅約 30 cm の石英脈に， 少量の銅・亜鉛および硫化鉄を含むものである。 このほかに２号と３号の間に約 40 cm の幅の亜鉛・硫化鉄鉱脈がある。
沿革および現況 : 明治 9 年から開発されて， 明治年間において相当繁栄されたという。 大正 5 年から 11 年まで日本金属株式会社が大弘坑を稼行し， 平均 5 % の銅鉱数千 t を出し， 大切坑地並より 150 m の下部まで掘進したという。 昭和 11 年から 14 年まで昭和鉱業株式会社が， 大弘坑の北部に連続する柴山坑の下部と裏山坑の一部から 平均品位 5 % の銅鉱 2,000 t を出し， 昭和 18 年から 21 年まで三井鉱山が稼行したがその詳細は不明である。
鉱床 : おもな鉱床は大弘本𨫤と金栄𨫤である。 金栄𨫤は南北に走ってほゞ垂直であるが南部では東に急斜する。 𨫤幅は 30～50 cm で， 鉱石は亜鉛に富む銅鉱および硫化鉱である。
大弘𨫤は南北にのびた珪長岩をはさんで金栄𨫤の西側に並走して西に急斜し， その延長は 300 m 以上ある。 採堀跡の𨫤幅は 1 m をこえ， 傾斜方向には紫山大切坑地並から下部に 200 m 続くといわれる。 鉱石は黄銅鉱を主とし， 黄鉄鉱・磁硫鉄鉱および閃亜鉛鉱を混じ， 少量の硫砒鉄鉱と方鉛鉱を伴なう。
この附近には北部に英田層， 南部に斑粝岩 - 閃緑岩があり， これを貫ぬく珪長岩と， これらを被覆する勝田層群とがある。
鉱床は南北に走り， 60°W に傾斜する幅 5 m の珪長岩の両盤に沿い， あるいは英田層中に不規則な形に胚胎される。 鉱脈は時に 50 cm に達するが， 一般には薄く膨縮が甚だしい。 鉱石は閃亜鉛鉱・方鉛鉱および黄銅鉱である。
鉱床 : 鉱脈は３脈あり， いずれも N 80°W に並行する暗緑色粘土𨫤である。 第１脈は40°で南に傾斜し， 幅は 10 cm～1 m の粘土𨫤に鉱染したもので， 鉱石はおもに閃亜鉛鉱である。 第２脈は第１脈の北方 20 m にあり， 直立し， 脈幅 30～60 cm の粘土𨫤に方解石の細脈を伴なう。 鉱石は黄銅鉱および閃亜鉛鉱で， 脈石は方解石と緑泥物質からなる。 第３脈は 60°S に傾斜し， 𨫤幅は 2～4 m で， 黄銅鉱および閃亜鉛鉱で鉱染される。 このほかに楢原村平福には２脈がある。 その１は E - W に走る幅 60 cm の粘土𨫤で， 他は N 60°W に走る含黄銅鉱石英脈である。
天狗寺山の北山腹にあり， 明治年間から断続的に稼行された。 数坑の旧坑があり， いずれも水没している。 １坑口には N 20°E・70°E の焼けがある。 捨鉱には， 石英中に黄鉄鉱を主とし僅かに黄銅鉱・方鉛鉱および方解石を伴なうものと， 方鉛鉱を主とし少量の黄銅鉱および黄鉄鉱を伴なうものとがある。 この鉱床は新期花崗閃緑岩を貫ぬく石英脈と考えられる。
上述の諸鉱床は母岩に差異はあるがいずれも鉱脈で， 鉱石はいずれも多くの共通性がある。 そのうちのいくつかはあきらかに 珪長岩および新期輝緑岩の岩脈と密接な関係があることが知られる。 瀬戸鉱床のあるものは古期花崗岩質岩石と近縁関係を有するかも知れないが， 多くの鉱床は中新世前後に生成したと考えられる。
本地域の亜炭は植月層に含まれるものである。 亜炭は一般に薄層で低品位であるが， 小盆地状構造が諸所に形成されて， そこでは厚さが数 10 cm で時には 1 m を超えることがある。 炭層の厚い部分は品位もやゝ向上し古来しばしば稼行された。 そのうち顕著な時期は明治 30 年頃と昭和 21 年前後である。 各地域とも亜炭は１層で， 炭質は黒色暗炭質であり， その分析結果は第 6 表および第 7 表に示す通りである。
| 資料番号 | 水分 | 灰分 | 全量炭素 | 残量 |
| 1 | 6.64 | 25.71 | 49.82 | 17.83 |
| 2 | 6.48 | 22.87 | 53.81 | 16.84 |
| 3 | 5.52 | 18.16 | 50.92 | 25.40 |
| 4 | 5.30 | 28.98 | 45.26 | 20.46 |
| 5 | 4.66 | 22.80 | 52.40 | 20.14 |
| 6 | 3.32 | 27.08 | 50.12 | 19.48 |
| 7 | 4.30 | 13.38 | 62.12 | 20.20 |
| 8 | 4.40 | 13.09 | 70.85 | 11.66 |
| 9 | 4.56 | 25.27 | 49.01 | 21.16 |
| 10 | 5.10 | 22.74 | 41.70 | 30.46 |
| 11 | 6.06 | 14.41 | 52.23 | 27.30 |
| 12 | 5.72 | 25.93 | 43.30 | 25.05 |
| 13 | 3.94 | 61.95 | 17.43 | 16.68 |
| 14 | 4.32 | 55.30 | 20.71 | 19.67 |
| 15 | 4.40 | 51.33 | 28.28 | 15.99 |
| 16 | 3.76 | 54.15 | 23.09 | 19.00 |
| 17 | 3.36 | 62.53 | 16:53 | 17.58 |
| 18 | 4.00 | 29.92 | 44.76 | 21.32 |
| 平均値 | 4.76 9 | 31.97 8 | 42.90 8 | 20.34 6 |
| 水分（%） | 灰分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 硫黄（%） | 発熱量（Cal） | 灰の色 |
| 7.38 | 23.47 | 34.24 | 34.91 | 1.68 | 4,730 | 淡暗色 |
この地域で採掘された炭鉱は第 8 表の通りである。 また各地の炭柱図は第 24 図に示す通りである。
このほか広野累層および英田層にも薄い炭層が含まれ， 広野累層のものはその肥厚部（厚さ 30 cm）を探鉱されたことがあるが， 低品位で炭量が僅少である。
炭質 : 輝炭と暗炭の細互層からなる黒色暗炭である。 本炭鉱の分析値を第 9 表に示す。
| 銘柄 | 水分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 灰分（%） | 薪比 | 発熱量（Cal） |
| 塊 | 5.25 | 28.74 | 21.93 | 44.08 | 0.90 | 4,050 |
| 水洗小塊 | 5.41 | 33.29 | 25.35 | 35.95 | 0.76 | 4,490 |
| 水洗粉 | 5.74 | 31.94 | 28.23 | 34.09 | 0.88 | 4,160 |
炭層 : 本炭鉱は初め亜炭として， 昭和 23 年以降は石炭として採掘された。 炭層は１層でその平均の厚さは約 60 cm である。 第 25 図は本炭鉱附近の地質図で， 第 26 図は坑内炭柱図， 第 27 図は試錐および竪坑の着炭深度を示す。 昭和 18 年から 25 年までの総出炭量は 2,400 t といわれる。
炭層は高根炭鉱のものと同一であるが， 炭質はそれよりやゝ劣る。 第 10 表に分析値を示す。
| 資料採取場所 | 水分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 灰分（%） | 薪比 | 発熱量（Cal） |
| 植月旧坑 | 6.16 | 28.65 | 17.11 | 48.07 | 0.60 | 3,830 |
| アゲキ坑 | 5.37 | 32.04 | 27.02 | 35.57 | 0.84 | 3,610 |
昭和 19 年から昭和 25 年 10 月までの総出炭量は約 6,500 t である。
本炭鉱附近の地質図を第 28 図， 炭柱図を第 29 図に示す。
古期流紋岩類は図幅地域の西に接する津山市八伏において， 建築用石材として採石されている。
加茂町 公郷 では新期花崗閃緑岩を採石して， 線路補修用石垣石として用いている。
このほか砂防工事および道路補修用石垣石として， 古期流紋岩類・ 古期花崗閃緑岩・ 新期花崗閃緑岩・ 石英閃緑岩および変朽安山岩が各所で採石されているが， いずれも一時的の採掘にとゞまる。
英田層に含まれる炭質物は 楢原村平福および豊並村皆木で黒鉛として採鉱されたことがあるが， 前者は鉱量が僅少であり， 後者は低品位である。 また粟広村にも同様な薄層がある。
広野累層には層内褶曲によってくり返されて， 厚さ 2～3 m に達した黒色頁岩ないし炭質頁岩があり， そのうちに数 cm～20 cm の粉炭 2～3 層が挾まれることがある。 広野村土居ではこの炭質物に富むところが昭和 15 年頃に発見され， これが黒鉛として３ヵ所で探鉱されたが， 低品位である。
勝田町馬橋では高倉層の泥岩を， 古吉野村上石生では植月層の灰色頁岩を原料として瓦を製造している。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Okayama, No. 44
By MASATORA KAWAI (Written in 1952)
The area is located at the southern wing of the Chūgoku mountain range, in the northern part of Okayama prefecture. The rocks occurring in the area are the Tomada and Aida formations of the upper Paleozoic, the Hirono formation of the upper Triassic, the Katsuta group of the middle Miocene, the Nihombara formation and the river terrace deposits of the Pleistocene, and igneous rocks of various ages. The geological classifications in the area and their successions are summarized on Table 1.
There is a thrust, named the "Mimasaka thrust" which runs nearly from east to west in the northern part of this area. This thrust was formed by the force from north to south, probably at the end of Miocene or at early Pliocene.
The area of the upper Paleozoic is divided into the northern and southern parts by the Mimasaka thrust. The strata exposed in the northern part are named the Tomada formation and those in the southern part are called the Aida formation.
Tomada formation : The formation is lithologically divided into the following members in ascending order : the Shimmei clayslate member composed of phyllitic rocks intercalated with several thin lenses of hornstone, the Karasugasen alternation member of the alternation of phyllitic rocks and hornstone, the Kamiyokono-okudani clayslate member chiefly of phyllitic rocks intercalated with thin lenses of hornstone, and the Okunotaira alternation member of the altemation of phyllitic rocks and sandstone, accompanied with several thin layers of hornstone and a conglomerate of 30 meters in thickness.
The formation is disturbed by the minor folding of nearly east-west trend, but inclines northwards as a whole. The rocks near the contact with the Younger Granodiorite have been metamorphosed into hornfels or have been silicified.
Aida formation : This formation is divisible to Kusakabe clayslate (phyllitic) and Nankai clayslate (non-phyllitic) members. The former consists of phyllitic clayslate intercalated with hornstone, crystalline limestone and schalstein, and the latter is composed chiefly of clayslate, including sandstone and conglomerate.
The formation is disturbed by the foldings of nearly east-west trend and also by many faults of various trends, but shows, as a whole, a synclinorium with an axis of east-west trend running from Makabe to Tsuyama.
This rock was intruded into the Paleozoic sediments probably at the end of Paleozoic or at early Mesozoic. The rock is of a kind of so-called "Schalstein", but composed of diabase, green colored semischist and pyroxenite, lacking in taffaceous rocks.
The formation overlies on the Aida formation unconformably. It is composed of alternation of shale and sandstone, and is divided into the following members in ascending order.
Doi coal-bearing member : It consists chiefly of shale and partly of sandstone. The lower limit of the member is unknown due to the concordant or locally discordant injection of Gabbro-Diorite. The thickness of this member is more than 80 meters. A thin layer of coaly shale is present near the upper most part of the member.
Fukui alternation member : It is composed chiefly of shale and partly of sandstone. At the lower most of the member, sandstone occurs and of about 15 meters in thickness. The total thickness of the formation reaches about 450 meters.
Shimoyama alternation member : The lowermost 25 meters of the member is rich in sandstone. The main part consists chiefly of shale and partly of sandstone. The total thickness of the member is more than 125 meters. Coaly shale and plant fossils such as Podozamites sp. and Neocalamites sp. are contained at the lower horizon of the member, and Entomonotis ochotica TELLER and its varieties are yielded from the upper than the plant bearing horizon. The member unconformably overlaps on the phyllitic rocks (Kusakabe clayslate member) of the Aida formation in the east of Tsuyama.
A Triassic sediment which is more than 150 meters thick is exposed in Kawanabe-mura and is named the Shimouryūbara alternation member. The fragments of Pelecypods are found from its lower part. The correlation to other Triassic strata is not clear.
The Hirono formation is disturbed by several minor foldings and many faults of various trends, but it forms, as a whole, a synclinorium with an axis running from Tsuyama to Chikanaga.
The rock varies in facies from meta-gabbro to meta-diorite or rarely to pyroxenite, at the northeastern part. The rock shows a gneissose appearance and, in some parts, is traversed by the networks of feldspathic veinlets.
The rocks are intruded into the Aida formation, the Older Diabase, and the Gabbro-Diorite. It bears out a cataclastic texture and it ferromagnesian components have changed to chlorite or epidote by regional mineralization.
Older Granodiorite : The rock is biotite-hornblende granodiorite. It is intruded as necks into the Nankai clayslate member (Aida formation), and has silicified the Nankai clayslate member near the contact. It is cut the Younger Diabase and is unconformably covered by the Katsuta group.
Quartz Diorite : The age of the intrusion of quartz diorite is not exactly known, but is assumed to be that of the Older Granodiorite.
Propylite : Propylite and its breccia occur in the separated small areas.
Older Rhyolite : Rhyolite and its breccia occur as lavas or dikes.
It occurs as dikes. The rock is a felsitic leucocrate in which ferromagnesian minerals have been leached by regional mineralization.
The rock occurs as dikes and is a altered product from a doleritic rock through regional mineralization. Some of the dikes are cut by the leucocratic dikes of quartz porphyry and in rare cases, the opposite Phenomenon is also recognized. One of the diabase dikes is intruded along the fault plane of the Mimasaka thrust. At the Kitasaka coal mine in the neighbouring Susai sheet-map area, it is said that the diabase cut the Miocene Uetsuki formation.
This group overlies on the base rocks ucconformably. In this group, the lateral change of rock-facies and the variation of thickness are conspicuous.
The group is lithologically divisible into the coal-bearing beds, brackish beds (conglomerate and sandstone beds), and inland-sea beds which are named the Uetsuki, Yoshino (Makabe conglomerate and Izumotō sandstone members), and Takakura formation respectively.
These formation are successive in ascending order, but in rare places, the Uetsuki formation is intercalated with the Izumotō sandstone member. The lower Parts of this group have local unconformities, which seem to be due to the disturbances at the early stage of Miocene transgression.
The total thickness of this group measures about 300 meters.
Uetsuki formation : It is divided into the Kawasaki conglomerate, Takane coal-bearing, and Ikegahara coal-bearing members.
The Kawasaki conglomerate member is thick conglomerate, of which basal part contains large boulders. The thickness is about 70 meters.
The Takane coal-bearing member consists of conglomerate, sandstone, and shale intercalated with thin coaly shale and coal seams, The thickness varies from 2 to 30 meters.
The Ikegahara coal-bearing member consists of sandstone and mudstone, intercalated with thin coaly shale. This member overlies conformably on the Izumotō sandstone member at the western part in Takatori-mura, and on the Takane coal-bearing member in the eastern part. The thickness is about 20 meters.
Yoshino formation : This formation is divided into the Makabe conglomerate and Izumotō sandstone members.
Makabe conglomerate member is thick conglomerate of which basal part contains large boulders. The thickness of this member measures about 70 meters.
Izumotō sandstone member consists of conglomerate, sandstone and mudstone, and bears brackish water molluscs such as Vicarya callosa JENKINS and Ostrea gravitesta YOKOYAMA. The thicknes varies from 5 to 20 meters.
Takakura formation : It is composed of alternation of mudstone and sandstone, of an inland sea origin. It is divided to the Ozawa and Takata sandstone mudstone members.
The Ozawa sandstone mudstone member is non-fossiliferous.
The Takata sandstone mudstone member bears the Operculina complanata japonica HANZAWA, and microforaminifera. The thickness measures about 250 meters.
This group shows many folding of nearly east-west trend, and is overlain by the Tomada formation in the northern part, by means of the Mimasaka thrust.
The rock is mainly biotite-hornblende granodiorite, but changes partly to quartz porphyry.
The Tomada formation and propylite are metamorphosed by the contact of granodiorite.
The intrusion is probably later Miocene in age, but the relation to the Katsuta group is unknown.
Augite-Olivine Basalt : It occurs as volcanic necks or lava flows cutting or covering the Katsuta group.
Younger Rhyolite : The younger rhyolite and its breccia cover the Katsuta group, older rocks and the Mimasaka thrust line.
Nihombara formation : The Nihombara formation consists of gravel and sand, and is probably older Pleistocene in age.
Terrace Deposits : The deposits are distributed in the small area.
Copper ore : There are numerous small ore deposits in this area. These are quartz veins in the Aida formation, Older Diabase, Gabbro-Diorite, and other rocks. Chalcopyrite, zincblende, pyrrhotite, pyrite, quartz and calcite ore found in these mines.
Lignite : The lignite is found in the Takane coal bearing member (Uetsuki formation), but is not economically important.
昭和 32 年 12 月 20 日印刷 昭和 32 年 12 月 25 日発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所