５萬分の１地質図幅説明書
（岡山 第 56 号）
岡山大学 光野千春
岡山県 大森尚泰
地質調査所
昭和 40 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 古生層 II.2.1 苦木層群 II.2.2 柵原層群 II.2.3 巨勢層群 II.2.4 百々層群 II.2.5 構造 II.3 古生代末～中生代初期迸入岩類 II.3.1 変斑糲岩（Metagabbro） II.3.2 変輝緑岩（Metadiabase） II.3.3 変石英閃緑岩～変花崗岩～変珪長岩（Metaquartzdiorite～Metagranite～Metafelsite） II.3.4 変石英斑岩（Metaquartzporphyry） II.3.5 総括 II.4 中生層 II.4.1 福本を中心に発達する三畳紀層 II.4.2 硯石層群 II.4.3 構造および古生層の構造との関係 II.5 中生代末火成岩類 II.5.1 流紋岩類 II.5.2 石英閃緑岩類（Quartzdiorite） II.5.3 本山寺花崗閃緑岩 II.5.4 妙見山花崗閃緑岩 II.5.5 仁掘花崗岩体 II.6 新生層 II.6.1 第三紀層 II.6.2 第四紀層 II.7 新生代火成岩類 II.7.1 岩脈群 II.7.2 八神玄武岩流 II.7.3 高之峰安山岩 III. 応用地質 III.1 硫化鉄 III.2 銅および雑鉱 III.3 金 III.4 ロウ石 III.5 亜炭 III.6 温泉 参考文献 巻末図版 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 35 年稿）
（岡山 第 56 号）
本図幅の野外調査は， 昭和 33 年 5 月から昭和 36 年 11 月までの期間にわたって行なわれ， 所要日数は延べ 270 日である。
図幅地域のうちで， 南東部および北西部に広く分布する流紋岩類については大森尚泰が， そのほかの古生層や「いわゆる夜久野迸入岩類」については光野千春が担当した。
柵原 鉱山周辺の調査に際しては， 同和鉱業株式会社 柵原鉱業所 探査課長の大島敬義氏および探査課係員諸氏に いろいろお世話になった。 また， 福本周辺の地質については京都大学の中沢圭二氏の論文を参照した。
周匝図幅地域は， 岡山県東部にあって， 岡山県の 和気 郡・ 赤磐 郡・ 英田 郡・久米郡および勝田郡にまたがる地域である。
図幅地域内は， 吉備高原 隆起準平原地帯の東縁部にあたり， 域内をほゞ南北に貫流する吉井川と， これに注ぐ多くの支流とによって準平原は広範囲にわたって開析をうけ， 現在では波状の小起伏を有する準平原面が， 海抜 250～300 m 付近に高原をなして広く発達している。 したがって山岳で標高 400 m を超えるものはあまりみられない。 なお， これら準平原面上には当時の堆積物と思われるぷ層を残している。 河川の流域に沿っては， 海抜 90～100 m 付近に細長い平野や盆地がみられ， 準平原面との斜面は傾斜が比較的急峻である。
吉井川は柵原の北西部で古生層および流紋岩類地域を， 柵原 - 周匝間では古生層地域を貫流し， この間の中央部で支流の吉野川を合流する。 この付近では川幅は広く， 流れは緩やかで蛇行しながら南流している。 図幅地域南部の佐伯付近からは流紋岩地域を， 続いて花崗閃緑岩地域を貫流して図幅地域外の和気・西大寺を経て瀬戸内海に注ぐ。 流路に沿っては周匝・佐伯盆地をはじめとして細長い盆地がほゞ遠続して発達している。
吉野川の支流の河合川 [ ← 河会 川 ? ] は， 作東町の南部に源を発し， 小支流を合わせて流紋岩類中をほゞ東から西へ向かって流れ， 約 15 km で吉野川に合流する。 川の両側の比高 150～160 m の斜面は， 比較的急峻であり， 160 m 以上， すなわち海抜 300 m 付近からは緩傾斜となり， 準平原地形を呈している。
日笠川は吉井川の支流である金剛川（図幅地域外の南方）の支流であり， 和気町の北部に源を発し， 流紋岩類・古生層・石英閃緑岩および花崗閃緑岩中を貫流して南下し， 和気の東部で金剛川と合流し， 和気で吉井川と合流する。 流域の斜面はやはり急峻で， 海抜 300 m 付近から上は緩傾斜となる。 たゞし， 石英閃緑岩・花崗閃緑岩の分布する日笠地域では， これらの深成岩類が風化して生じた低い地形を呈し， 冲積盆地が発達している。
八塔寺 川は吉永町の北部 [ 図幅地域外の東方 ] で和気・英田両郡境付近に源を発し， 小支流を合わせて図幅地域内東縁部を南流し， 図幅地域外の吉永で金剛川と合流する。 流域は図幅地域南東隅の一部を除き， ほとんど流紋岩類地帯である。 流域には 都留岐 盆地があるが， このあたりから南へ約 4 km の間は比高 100 m 程度の急峻な溪谷となっている。 [ 図幅地域南東隅の ] 神根本 では古生層および流紋岩類の上に冲積層が発達しており， 細長い平野を形成している。
図幅地域内には， 上部古生層に属する 三郡 変成岩類およびその上位に来る下部～上部ペルム系の非変成古生層， およびこれらの岩層の褶曲構造に支配され， 古生層中に concordant～subconcordant（一部 discordant）に迸入した 「いわゆる夜久野迸入岩類」が基盤として分布している。
三郡変成岩類は， 図幅地域南西部の花崗岩体の周辺に帯状に分布し， 非変成古生層は， 柵原鉱山付近から主として図幅地域の中部， 北東部にかけて広く分布する。 また図幅地域南東端の神根本を中心とした地域にも小規模にみられる。 「いわゆる夜久野迸入岩類」は柵原鉱山を中心とする地域， 図幅地域北東部の 高原 ・黒薮地域， 中南部の 苦木 [ ← 吉井川東岸 ; 塩田と佐伯の間 ] などにレンズ状～帯状に分布している。
三郡変成岩類は輝緑凝灰岩起源の緑色準片岩層がその大部分をしめ， 粘板岩・砂岩の準片岩や輝緑岩をわずかに伴なう。 非変成古生層は大部分が粘板岩の厚い累層からなるが， その間に砂岩・酸性火山砕屑岩類の薄層を挾有する。 とくに， この砕屑岩層はペルム系における海底酸性火山活動を特徴づけており， 柵原鉱床はこの岩層中に胚胎している。 「いわゆる夜久野迸入岩類」は 変斑糲岩・変輝緑岩・変石英閃緑岩・変花崗岩類・変珪長岩類， および変石英斑岩などの岩相を呈し， 互に漸移しあうものも多く， ときには混成岩状を示して複雑に分布している。
これらの基盤岩を不整合に覆って露出する中生層は， 図幅地域中央部の下部三畳系・上部三畳系と， 流紋岩質凝灰岩層の最下底および最下底近くの流紋岩質凝灰岩層中に挾有されて分布する 白堊系の 硯石 [ Inkstone ] 層群などである。
中生層を構成する岩石は砂岩・頁岩・礫岩などであって， 硯石層群には凝灰岩も挾有される。
以上の諸岩類を不整合に覆っている中生代末の火成岩類は， 図幅地域内の南東部， 北西部に分布する流紋岩類（大部分が流紋岩質凝灰岩， 一部は同質熔岩流）をはじめとして， 基盤岩類や流紋岩類を貫いた 連石 [ ← 吉井川東岸 ; 柵原鉱山の北西 3 km ] 石英閃緑岩体・ 助安 [ ← 図幅地域南端中央やや東 ; 日笠の西方 ] 石英閃緑岩体・ 本山寺 [ ← 図幅地域西端中央やや北 ] 花崗閃緑岩体・ 妙見山花崗閃緑岩体および 仁堀 [ ← 図幅地域南西隅やや北 ] 花崗岩体などであり， 周囲の岩石に対して接触変成作用を及ぼしている。
第三紀層としては， 津山盆地を中心に広く分布する中新統の端が， 図幅地域内の北西部の 金堀 ・ 八神 付近， および藤田盆地 [ ← 藤田上・藤田下付近 ? ] を中心とする付近に露出する。 また， 藤田盆地の海成層の上位に （多分不整合で ?）湖成堆積物と考えられる夾炭層を含む砂岩・礫岩層がみられる。
新生代の火成岩類は， 図幅地域各所にみられる脈岩類（玢岩・花崗斑岩・石英斑岩および流紋岩）と 小規模の火山岩類（玄武岩・安山岩）とである。
脈岩類の大部分は第三紀に貫入したものと考えられ， 柵原鉱床周辺においては 南北方向の石英斑岩・花崗斑岩および流紋岩などの岩脈群が特徴的である。 八神の玄武岩流は中新統を不整合に覆っており， 高之峰を中心とした安山岩流は古生層や流紋岩を覆っている。
第四紀堆積物と考えられる段丘堆積物（砂礫層）や， 河川堆積物は図幅地域内の各所に分布している。
第 1 表に地域の層序総括を示した。
|
地質
時代 | 層群 | 構成岩類 | 火成活動 |
褶曲及び
断層 | |
| 現世 |
崖錐・
河床堆積物・ 準平原時代の 山地堆積物 | 礫・砂・粘土など | ↓ 断層 | ||
| 第三系 | 藤田層 |
礫岩・砂岩・頁岩からなり,
夾炭層を伴う |
安山岩
玄武岩 | ||
| 白亜系 | 硯石層群 |
中生代流紋岩質砕屑岩中,
または基底に薄層としてみられ, 砂岩・頁岩・礫岩からなるが, 部分的に赤色凝灰岩層を挟在 | 岩脈類 | ↓ 断層 | |
| 花崗岩 | 深成岩 | ||||
| 花崗閃緑岩 | |||||
| 石英閃緑岩 | |||||
| 酸性火山活動 | |||||
| 三畳系 | 中礫礫岩層 | 各種の礫種を含む | |||
| 柳層 | 黒色頁岩及び石灰質砂質頁岩 | ||||
| 福本層群 |
砂岩・頁岩の互層からなり,
基底付近に礫岩層 | 福本褶曲 | |||
| 二畳系 | 百々層群 |
砂岩・粘板岩の互層からなり,
部分的に石灰岩レンズ・ 礫岩層を挟在 | 古生代末迸入岩 | ||
| 巨勢層群 |
主として粘板岩からなり,
3～4 枚の砂岩と石灰岩レンズ, 部分的に礫岩層を挟在 | ||||
| 柵原層群 |
主として粘板岩からなり,
酸性火山砕屑岩層・ 砂岩層などの薄層数枚挟在 | 酸性海底火山活動 | |||
| 石炭系 ? | 苦木層群 |
主として輝緑凝灰岩の塁層からなり,
粘板岩・砂岩を挟在 | 基性海底火山活動 | ||
図幅地域内の古生層は， 北西部・南西部および南東部をのぞく地域に広く分布している。
古生層は上部古生界に属する地層であるが， 岩質的に， とくに後期古生代地向斜の形成期における海底火山活動の産物により特徴づけられる累層と， そうでない累層とに分けられる。 すなわち， 最下位の累層は輝緑凝灰岩および輝緑岩によって特徴づけられる層群で， 2～3 枚の輝緑凝灰岩と 1 枚の輝緑岩とを主体とし， その間に粘板岩や砂岩を挾在する。 このような地層の分布する地区は， 苦木を中心とする地区， 中山南・高田・戸津野周辺， および北東部 [ 図幅地域北東隅 ] の 山外野 ・ 角南 周辺にみられ， このうち苦木を中心とするものが標式的発達を示すので苦木層群と名付ける。
この苦木層群の見掛け上の上位に来るのが， 柵原鉱山を中心に広く分布する累層である。 この累層は粘板岩を主体とし， そのなかの 2～3 枚の酸性火山砕屑岩層の薄層によって特徴づけられる。 このほか， 2～3 枚の砂岩（一部礫岩を挾在）も存在する。 このように， 酸性火山砕屑岩層によって特徴づけられる層群は柵原鉱床を中心に分布しており， 柵原鉱床も酸性火山砕屑岩層中に胚胎しているため， このような累層を柵原層群と名付ける。
柵原層群との関係は不明であるが， 英田町・美作町・作東町にまたがって広く分布する粘板岩を主体とし， この間に 3～4 枚の砂岩層（礫岩層を挾在）を挾有する累層がみられる。 この累層は砂岩層のほか石灰岩レンズを挾む。 しかし前記の輝緑凝灰岩層や， 酸性火山砕屑岩層はほとんど含まれていない。 このような累層の一部は， 中沢圭二により 巨勢 層群と名付けられているので， 巨勢層群と呼ぶ。 巨勢層群と柵原層群との層位的な関係は， 両層群が断層（N - S 系， E - W 系）によって境されていることが多いので不明である。
図幅地域内北部の 百々 付近には， 厚い砂岩と粘板岩とを主体とする （石灰岩偽礫岩層およびぷ岩の薄層を挾有する）累層がみられ， 小西健二によって "Neoschwagerina sp." が記載されている。 この累層は巨勢層群のものかどうか不明であるため（断層などによって）, 一応分離して百々層群と名付ける。
以上の４つの層群の間で， 現在までに確認された最下位の地層は苦木層群で， 他の３層群については断層や， 地層の逆転（柵原鉱山付近）および古生代末迸入岩類の迸入などにより， 上下関係が不明瞭の点もあるが， 現在までの資料により下位から上位にむかって柵原層群・巨勢層群・百々層群に区分した。
また， 図幅地域内の南東端にある神根本付近の流紋岩質砕屑岩層の下にみられる古生層や， 岸野 [ ← 日笠の北方 3 km ] 周辺の同質の岩層の下にみられる古生層は， それぞれ粘板岩を主体とし， チャート（甚だしく褶曲）を挾有する古生層と， 粘板岩を主体とし， 輝緑凝灰岩および砂岩を挟有する地層とで構成されている。 後者は岩石が片状化していることと， 輝緑凝灰岩層などを挟有することなどから苦木層群に属するものと考えられるが， 前者は岩相を対比しうる層群が図幅地域内に見当たらない。
以下， これら各層群の分布・層序・岩石などについて記載を行なう。 各層群の分布状態を第 1 図に示した。
苦木層群は， 片上 鉄道沿いの苦木・ 杖谷 付近（東西約 2 km， 南北約 4 km）と， 周匝の南西方の中山・高田・戸津野付近（東西約 7 km， 南北約 0.5～1.5 km）に細長く分布し， また北東部の英田郡作東町 山外野・角南付近にも分布している。
苦木周辺のものは， 東端を妙見山 花崗閃緑岩に， 西端を仁堀 花崗岩に接し， これらの深成岩類により接触変成作用を受け， 南端を流紋岩質凝灰岩によって覆われ， 北限を奥塩田断層によって切られている。 また， 杖谷の北東部では， 苦木層群の上に古生代の粘板岩（酸性火山砕屑岩層を挾有）が整合（?）にかさなる。
戸津野・中山のものは， 南端を仁堀 花崗岩に接し， これによって接触変成作用を受けている。 北端は柵原層群との間に古生代末迸入岩類の sheet が迸入している。 また， 北西端は流紋岩質砕ば岩類に覆われ， 西は図幅地域外（西隣の５万分の１ 福渡 図幅）に連続する。
山外野・角南付近のものは西端と東端とを古生代末迸入岩類に接しており， 孤立した分布を示す。
岩相は， 輝緑凝灰岩を主体とし， 粘板岩・1 枚の輝緑岩・1 枚の砂岩を挾有する累層であり， 苦木付近や中山南・戸津野付近では， 苦木層群の大部分は準片岩化しており， 上限近くは非変成となっており， 変成相と非変成相との境は漸移である。 または, この境界付近には変斑糲岩などの sheet が 地質構造に対して concordant～subconcordant に迸入している。 これに対し， 山外野・角南付近では， ほとんど非変成で， 輝緑凝灰岩層の下位にくる粘板岩層が多少 片状を呈するのみである。 山外野にみられる輝緑凝灰岩層中には石灰岩の薄層（厚さ 0.5～1 m 程度）を挾有し， 部分的に 鮞状 構造 [ 魚卵状の構造 ? ] が認められるが, 化石はみいだされない。
輝緑凝灰岩は濃緑色～灰緑色の細粒， 緻密な岩石であるが， 部分的に赤褐色を呈する部分も認められる。 鏡下では， 緑泥石・曹長石・緑簾石・方解石などからなり， それらは片理面にほゞ平行に配列している。 また， 仁堀 花崗岩に近接した部分では， 接触変成作用により， 黒雲母を形成し， 茶褐色を呈する。
輝緑岩は， 苦木 - 南山方 ， 戸津野・ 沓石 ・中 勢実 にかけて分布し， 輝緑凝灰岩と密接な関係をもちつゝ分布する。
肉眼的には， 暗緑色な岩石で， 角閃石や輝石の粒が肉眼的にみとめられるものが多い。 鏡下では， 角閃石・輝石・斜長石などがみとめられるが， 変質して緑泥石・緑簾石などを形成しており， 部分的にオフィティック組織がみとめられる。 この輝緑岩は古生代末迸入岩類中の変輝緑岩と異なり， 多少片状であり， 混成状部や石英などはみとめられないので， 肉眼的にも区別し得る。
砂岩は， 苦木 - 余田間や中山南などにみられるが， それらは準片岩化され， 鏡下では圧縮， 破砕された石英・斜長石などが片理面に平行に配列している。 再結晶鉱物としては石英・曹長石・方解石・緑泥石などが観察される（巻末図版 Ⅰ-1）。
以上が苦木層群についての記載であるが， この層群は輝緑凝灰岩などの基性火山砕屑岩層によって特徴づけられ， 域内のほかの古生層とはかなり異なった岩層である。
苦木を中心とする累層は， 走向 N 30～40°W， 傾斜は N 20～50°E を示し， 線構造は N 15～30°E で， その方向に 10～30°の落しを持っている。
戸津野を中心とする累層は， 走向はほゞ E - W， 傾斜は N 30～50°で， 線構造は N 60°E ± で， その方向に 30°± の落しである。
山外野・角南付近のものは地層の走向は N 20～30°W で， 傾斜は S 30～45°W を示す。
柵原層群は， 柵原鉱床を中心として広く分布する地層で， 分布範囲は現在までの資料により， 東端は 行信 - 藤田上 - 飯岡 を結ぶ断層群によって巨勢層群と接し， 南端は中山 - 戸津野を結ぶ線上に迸入した古生代末迸入岩の岩床をへだてて 苦木層群と接する。 西端は中生代末の流紋岩質砕屑岩類によって覆われ， 北端は 百々 - 大戸 [ ← 高之峯の北西方 1 km ] の断層によってズレを生じ， 流紋岩質砕屑岩類に覆われている（東西約 7 km， 南北約 10 km）。
地層は大部分が粘板岩からなるが， 間に古生代の酸性火山砕屑岩層の薄層や砂岩の薄層を挟有する。
見掛上の下位から， 2～3 枚の酸性火山砕屑岩層を挾有する粘板岩層， 粘板岩層， 次に砂岩と粘板岩との互層， 粘板岩層を主体とし， それに輝緑凝灰岩や酸性火山砕屑岩の薄層を挾有する地層， の順になっているが， 部分的に地層の逆転が各所で観察されるので， 明瞭な層序は現在の資料では確認できない。 このような累層の一部は杖谷の東に露出しており， 苦木層群との関係は整合（?）と考えられる。
柵原層群は， 各所で熱変成作用をうけてホルンフェルス化しており， とくに柵原本鉱床から 河原屋 [ ← 柵原鉱山の南東方 2 km ] にかけて顕著である。
柵原層群を特徴づける酸性火山砕屑岩類は， 柵原鉱床周辺から惣田 [ ← 柵原鉱山の北東方 2 km ; 柵原鉱山と藤田上の間 ] にかけて分布し, さらに [ 柵原鉱山から ] 東にのびて 吉ヶ原 北東部， 戸津野の北部から戸屋 [ ← 周匝の西方 4 km ] にかけての地区， 藤田下および杖谷の東などにみられる。 この酸性火山砕屑岩類は全体的にみて， 後期古生代地向斜形成時の酸性海底火山活動を示すものと考えられる。
酸性火山砕屑岩には， つぎの岩種がみとめられる。
肉眼的には灰白～灰黄色を呈し， 流紋岩質砕屑岩層中に薄いレンズ状をなして分布するやゝ粗い感じの岩石で， 柵原鉱床母岩中や， 小瀬の西方や久木の西方などにみられ， 厚さは 1～数 m 程度のものである。
鏡下では， 斑晶として石英・斜長石・アルカリ長石がみとめられ， 石基は石英と長石との微細な集合からなるが， 大抵の場合に熱変成作用を受けて， 長石類は絹雲母を形成し， 多量の黒雲母が形成されている（巻末図版 Ⅲ-1）。
この種の岩類は古期酸性火山岩類中もっとも多くみられる。 岩種としてはつぎのものがあげられる。
a) は柵原鉱床坑内（本鉱床・火田城鉱床など）や吉ヶ原東部にみられ， 石英・長石の微細な破片の集合からなり， 吉ヶ原の東部のもののなかには 灰層灰岩から結晶層灰岩に移化するものが認められる。 柵原鉱床 坑内の灰層灰岩中には， しばしば黄鉄鉱のガリ鉱がみとめられ， 黄鉄鉱の周辺には層理に平行に偏圧影石英（Pressure shadow）が多数観察される。
b) は柵原坑内や久木の奥谷などにみられ， 肉眼的には a) に較べてやゝ粗い感じをもつ岩石で， 鏡下では， 径 0.2～1 mm の石英や長石の破片が， 成層した灰層灰岩と互層をなして存在する。 柵原鉱床 火田城坑の母岩中の結晶層灰岩は， 肉眼的には暗緑色を呈する粗粒の岩石で， 鏡下では石英・長石の破片をうめて部分的に緑泥石がみられ， また黄鉄鉱のガリ鉱をふくみ， 偏圧影石英が多数観察される（巻末図版 Ⅱ-2）。
c) はかなり多くの地点に露出しており， とくに柵原鉱床の北東部の 惣田 付近には， 層厚 30～50 m の顕著なものが分布し， 鍵層として利用し得る。 この種のものは岩屑として流紋岩質岩の岩片のほかに， 輝緑岩や粘板岩の岩片をも含んでいる， いわば異質岩屑層灰岩（Accidental Lithic Tuffite）といわれるものが多い。 これらの岩片の径は 1～3 cm 程度である。
柵原層群は， 古生代末迸入岩類によって迸入されており， 柵原鉱床の下盤や， さらに上の地質構造に支配されて迸入しており， また連石 石英閃緑岩などによって貫かれたりしており， 柵原鉱床を中心とする地域ではかなり顕著な熱変成作用を受けて， 粘板岩や酸性火山砕屑岩類などはホルンフェルス化している。
粘板岩は剥理性にとぼしい黒灰色， 緻密な岩石で， 間に 1～2 cm の砂岩の薄層を挾有しており， 河原屋の県道沿いや 草生 付近で顕著にみられる。 また， 粘板岩と流紋岩質灰層灰岩との互層部の粘板岩は， 灰白～黒灰白色の凝灰岩質の粘板岩が多い。
砂岩は， 細粒～中粒の砂岩で， 灰白色～灰黒色を呈し， 部分的には流紋岩質凝灰岩質砂岩も多く観察される。
上記のように， 柵原層群は熱変成作用によってホルンフェルス化した部分が多いが, 柵原層群のみならず， 後述する古生代末迸入岩類の変花崗岩・変輝緑岩・変珪長岩などの岩体も 部分的に顕著なホルンフェルス化を受けている。 とくに， 柵原鉱床周辺では顕著であり， 肉眼的に茶褐色を呈し， 鏡下では黒雲母・菫青石 [ cordierite ] ・直閃石 [ anthophyllite ] などを形成している部分も観察される。 菫青石はそのほとんど全部が変質して絹雲母化しており, 柵原坑内では斑点状の仮像がみられる。 仮像はとくに変珪長岩・灰層灰岩・粘板岩などに多くみられる。 この熱変成作用を及ぼした火成岩体は， 現在露出している連石 石英閃緑岩でもなく， また古生代末迸入岩体でもなく， 地下探所に火成岩体（花崗岩質岩）の存在を考えねばならない。
巨勢層群という名称は， 中沢圭二により英田郡英田町の北東部に分布する粘板岩を主体とする， 上部古生層の一部に対して名付けられたものである。 この巨勢層群は， 筆者らが調査した結果， 英田郡英田町の北部・作東町の西部・美作町の南部などに広く分布し, 東西約 11 km， 南北約 7 km に及んでいる。 東端は大原・ 殿敷 にかけて分布する古生代末迸入岩体によって境され， 南東部は中生代末流紋岩類により覆われ， 南部は 火打谷 断層によって福本層群と接している。 北西部も中生代末流紋岩類に覆われ， 西端は長内から吉富 [ 位置不明 ; 吉留 ? ] を経て別所の南西に分布する断層群によって柵原層群と接する。 また， 粘坂岩層からなる古生層が断層によって挟まれて， 福本層群中にみられるが， これは巨勢層群に入れても差しつかえないものと考えられる。
巨勢層群の構成岩類は， ほとんどが粘板岩で， 砂岩や礫岩（宮谷 [ ← 火打谷の北北西 2 km ] 付近）の薄層を挾有する累層である。
粘板岩はやゝ剥理性に富んだものが多く， 黒灰色を呈する岩石である。 砂岩は中～粗粒の岩石で， 灰白色～灰黒色を呈し， 概して薄く（20～50 m）， この間にも多くの粘板岩層を挾有する。
また英田町 宮谷付近には， 礫岩の薄層がみられ， 礫粒は径 0.5～3 cm の円礫が多く, 礫種として 粘板岩・石灰岩・安山岩・黒雲母花崗岩・変角閃岩・閃緑岩・石英斑岩などがあげられる。
中沢は英田町の福本層群中に挾まれる巨勢層群中から（峠谷 [ 意味不明 ; 河会川の流路沿い ? ] ）, Yabeina sp.， Schwagerina sp. などの紡錘虫を発見している。
筆者らは， 英田町 下山の西方において 粘坂岩層中に挾在する石灰岩レンズ（厚さ 5～ 10 m 程度）中から Waagenophyllum indicum WAAGEN ＆ WENTZEL ? を発見した（図版 1）。
このような事実からして， 巨勢層群の岩層は二畳系中部のものと考えられるが， この層群中には断層が多く， とくに柵原層群との境付近はこの傾向が著しいために正確な層序は作り得ない。
また， 巨勢層群中には 上記の苦木層群や柵原層群にみられるような火山砕屑岩層は 現在まで調査した範囲では認められない。
百々層群は， 久米郡柵原町（旧北和気村）百々部落の北部に模式地がみられ， 小西健二により化石内容が発表されている（図版 2）。
百々層群の分布地域は， 北西部を大戸 - 百々断層により切られ， 南西部は行信 - 藤田下 間の推定断層により切られ， 北東部は 上間 - 重藤断層により巨勢層群に接し， 南東部は藤田盆地に分布する新生代堆積物により不整合に覆われている 東西約 1 km， 南北約 2 km の範囲内である。
岩相は最下位から， 粘板岩・礫岩・砂岩となっており， 粘板岩層中に 石灰質粘板岩よび石灰岩レンズ（径 5～50 cm 程度）の偽礫岩を挟有する（図版 3）。 粘板岩は黒灰色の緻密な岩層で多少剥理性に富むが， 砂岩は灰白色～灰黒色の中粒砂岩である。 礫岩は粘板岩を基地とする径 1～3 cm の円礫を少量ふくむもので， 石灰岩質粘板岩の上にのり， 円礫として石英安山岩～安山岩質の岩石および石英閃緑岩質岩をふくむ。 鏡下では有色鉱物がきわめて少ないのが特徴である（図版 4）。
以上が図幅地域内における上部古生層の層序・岩石についての記載であるが， 上部古生層の層厚は, 断層や， 新しい地層による被覆， 火成岩の迸入などにより正確な資料は得られないが， 苦木層群は 1,300 m +， 柵原層群は大体 1,100 m， 巨勢層群は大体において 1,000 m， 百々層群は 300 m + で， 全体として約 3,700 m と概算される。
図幅地域内の古生層の構造は， NW - SE， NNW - SSE 方向の褶曲軸を有する単純な背斜・向斜の繰り返えしからなるが， 柵原鉱床周辺では多少複雑な構造様式をとり， 過褶曲構造によって地層の逆転しているのが観察される。 この地層の逆転は， 砂岩・粘板岩の互層部や， 火山砕屑岩層中の岩屑の堆積状況などの graded bedding の状態から理解される。
構造の単元としては大体５つに分けられる。 すなわち， 以下の通りである。
| 1) | 百々 - 大戸間の断層以北の 羽仁 [ ← 図幅地域北西端やや東 ] 地区（断層の水平方向の転位は 0.5～1 km）， |
| 2) | 仁堀 - 塩田断層以南の 苦木 [ ← 図幅地域中央やや南西 ] を中心とする地区， |
| 3) | 図幅地域南東端の 神根本 を中心に分布する地区， |
| 4) | 飯岡 - 城田 [ ← 飯岡の北方 4 km ] 間の推定断層以東の巨勢層群を中心とする巨勢地区， |
| 5) | 柵原 鉱床を中心とする柵原地区 |
しかし岡山県内の各地から得られた資料によれば， 現在県内各地に分布している古生層の褶曲は， 三郡変成時期の褶曲期， 三畳系堆積後の褶曲時期の２つの褶曲時期のものがある。 図幅地域内での古生層も， やはりこの２つの褶曲運動の影響を受けていることがほゞ確実である。 すなわち， 三郡変成岩の存在， 飯岡地区での古生層と下部三畳紀層との不整合面の逆転などから， このことは容易に理解される。
つぎに， 上記の各地区ごとの構造について述べる。
羽仁地区は， 東・北・西を中生代末流紋岩質砕屑岩類に覆われ， 南は百々 - 大戸断層によって切られ， 東西約 2.5 km， 南北約 2 km の狭い地区で， １枚の砂岩（厚さ 30～60 m）と粘板岩および変斑糲岩の sheet からなり， NNW - SSE 方向に長軸を有し， 起伏にやゝ富んだ半ドーム状構造を呈する。 変斑糲岩の迸入位置は， ドームの西縁部の 塚角 ・ 周佐 にみられ， 構造に対して concordant な迸入を行なっている。
苦木地区は， 北端を仁堀 - 塩田断層により切られ， 東縁は妙見山花崗閃緑岩により, 西縁は仁堀 花崗岩によって貫かれ， 南限は中生代末流紋岩質砕屑岩類に覆われており, 東西約 2 km， 南北約 4 km の地区である。
岩層の走向は N 30～40°W， 傾斜は 20～50°NE を示し， 準片岩化した部分では線構造が発達し， N 15～30°E の方向を示し， その方向に 10～30°の落しを有する。
また， 変成相と非変成相との境界は漸移関係を示しており， この頃界部付近に岩層に concordant な形で変斑糲岩の sheet が迸入している。 この変斑糲岩は苦木駅 [ 同和鉱業 片上鉄道の駅 ] から 南山方 に通ずる林道に沿って良好な露出を示している（図版 5）。
前述のように， この地区は輝緑凝灰岩層を主体とする累層で， 苦木層群とよばれる地層の発達する区域であるが， 苦木の北東の西野付近には， 粘板岩層を主体とし， 酸性火山砕屑岩層を挾有する柵原層群が苦木層群に整合（?）に重なる。
神根本地区は， 中生代末の流紋岩質砕屑岩類に覆われた東西約 1 km， 南北約 2 km の地区で， 構成岩類は， 1～2 枚の含マンガンチャートの薄層を挾有する粘板岩を主体とした累層で， チャートは褶曲が甚だしく， 層序的にみて， 図幅地域内で対比しうる地層群はみられない（図版 6）。
地質構造は， 走向ほゞ N 70°E～E - W で， 北に 30～50°傾斜するが， 多少の微褶曲を呈する。
この地区の古生層は， 地域外の５万分の１上郡・和気・播州赤穂 [ 図幅 ] に連続する地層と思われるが， いずれも中生代末の流紋岩質砕屑岩類に覆われた古生層の一部が露出しているものである。
巨勢地区は， 南は火打谷断層および中生代末の流紋岩質砕屑岩類にそれぞれ切られたり， 覆われたりしており， 北西部も流紋岩質砕屑岩類に覆われ， 西は N - S 系， E - W 系の断層群（実在断層や推定断層）に切られる東西約 16 km， 南北約 7 km の広い地区で， 粘板岩を主とし， 間に 3～4 枚の砂岩（一部礫岩）の薄層を挾有し， 地質構造は NW～NNW - SE～SSE の軸を有する背斜・向斜の繰り返えしの状態を呈する。 褶曲軸は東部においては NW - SE 方向を示すが， 吉野川以西では NNW - SSE方向を示す。
東部地区は， 図幅地域東方では苦木層群を含むが， 苦木層群と巨勢層群との間には 幅約 2 km の古生代迸入岩類の変花崗岩・変斑糲岩類が やゝ concordant な迸入を行なっており， 両者の関係は不明である。 この岩体は NNW - SSE の伸長方向をもつ岩体で， 西に傾斜するが， 北部ではやゝ傾斜が急で（30～50°）あるが， 南部の田淵・柿原 [ ← 柿ガ原 ? ] 付近では 5～20°前後の緩い傾きをもつ。 さらに東には変斑糲岩体が苦木層群中に枝状に迸入し， 地質構造に対して discordant な迸入を行なっている。
苦木層群の剥理性に富んだ地層は， 走向 N 20～40°W， 傾斜は SW へ 20～45°を示す単斜構造を示す。
変花崗岩体の西側は， 巨勢層群の粘板岩を主体とする地層であり， NW - SE 方向の褶曲軸によって背斜・向斜（波長 1～2 km）の繰り返えしを示し， この構造は吉野川まで繰り返えされている。 とくに， 赤松山国有林周辺では地層は緩いドーム状構造をなし， 田淵 - 万善間の断層により転位して， 万善の南方にもまた小規模なドーム状構造がみいだされる。
吉野川沿いから 行信 - 藤田上 - 吉留 - 飯岡 を結ぶ範囲の古生層は， 小さな褶曲を繰り返えし， N - S 系断層および E - W～NEE 系の断層群によってブロック化されている。
則平・岩見田・ 塩気 を結ぶ地区は， 走向 NNW - SSE， 傾斜は大体において東に傾斜するが， 長内 - 重藤を結ぶ方向に背斜軸が通っている。上間・百々・藤田周辺は全体にわたっては NNW - SSE の軸をもつ向斜構造を呈するが， 北東側の粘板岩中には変斑糲岩の迸入が行なわれており， また百々・松尾付近では１つのベイズン構造を示す。
岩見田・重藤・藤田上・中河内南によってかこまれた地区は， すべて断層によって他地区と接している。 城田 - 藤田上の間の南に砂岩層がみられるほかは, ほとんど粘板岩であり， 地層は緩い背斜・向斜の繰り返えしで， 軸の方向は NNW - SSE を示す。 南限の別所付近を NE - SW 方向に通る断層は福本層群の北への連続を切っている。
また， この区域内には， 城田・ 名杭 ・ 中河内 付近に変珪長岩などの迸入岩類が小規模に露出している。
別所の南方から飯岡の東方にかけて分布する古生層と下部三畳系の福本層群との関係は 古生層が断層によって福本層群中に挾まれていたり， または不整合関係である。 不整合を示す地点（例えば飯岡の東方から月の輪 古墳にかけての地点， 第 6 図）では地層の逆転， すなわち， 福本層群の上に古生層が重なる状態を示し， しかもその境界は不整合である。 この不整合は中沢により発見され， 中沢は断層によるブロック化と考えているが， 柵原鉱床周辺において地層の逆転がみられることから， かなり広い範囲にわたって地層の逆転の繰り返えしが行なわれているらしいことが予想される。
さきの城田・名杭付近の地層と異なり， 南のブロックはかなりの傾斜を示し， NNW - SSE の褶曲軸をもつ背斜・向斜の繰り返えしであるが， 地層の傾斜は西や東に 70°前後の傾きを示している。
柵原地区は北西を百々 - 大戸断層に切られ， 中生代末流紋岩質砕屑岩類によって北西から西端を覆われている。 東は行信 - 藤田上 - 飯岡 - 塩田のいくつかの断層群によって切られ， 南縁は仁掘 - 塩田断層および仁堀 花崗岩によって切られている。
この地区内にも 2～3 本の断層がみられるが， 飯岡 - 草生下 - 黒沢 - 中山を結ぶ断層のほかは， あまり大きなズレはみられない。
この地区においては， 前記のように地層の逆転した部分が多く観察されるが， この逆転構造がこの地区全体にわたってみられるのか， また， 正常， 逆転の繰り返えしがみられるのかは今までの資料のみでは決定しかねる。 現在までの資料からは， 逆転した地域も， 正常の地域も存在している。 筆者の考えでは， 正常， 逆転構造が NNW - SSE の褶曲軸によって繰り返えしているのではないかと考えている [ 以下の [注] 参照 ] 。
このような地質構造の複雑さに加えて， 古生代末迸入岩体の変斑糲岩・変輝緑岩・変花崗岩・変石英閃緑岩などの迸入岩体が sheet 状に迸入しているため， 構造の解析はさらに困難となっているが， 一応見掛け上の構造について述べる。
柵原地区の構造は， 柵原鉱床の東方の吉ヶ原 - 休石 - 行信付近を NNW - SSE 方向に通る長軸を有するドーム構造と， 柵原の南西方の黒田・大谷・是里・滝山・中山 [ ← 戸津野の東方 3 km ] ・戸津野周辺の E - W 方向に長軸を有し， 西に傾くベイズン構造 [ 以下の [注] 参照 ] とによって特徴づけられ， この２つの大構造に挾まれた部分に， NNW - SSE 方向の軸をもつ副次的な背斜・向斜構造の繰り返えしがみられる。
柵原の東部において NNW - SSE の長軸を有するドーム構造は， 行信・藤田上などの北半部では軸は緩く NNW 方向に傾き， 吉ケ原以南では緩く SSE 方向に傾く。 ドームの東は多少のうねりがみられ， 傾斜も一部西に傾く部分もみられるが， 全体としては東に傾斜し， 行信 - 藤田上間の断層により切られる。 またドームの西縁は， 久木の東から 火田城 にかけて NNW - SSE 方向の軸を有する過褶曲の向斜構造や， 緩いうねりの背斜・向斜構造の繰り返えしによってうねっている。 火田城鉱床は， この過褶曲向斜構造に支配された， 褶曲軸方向に長いレンズ状の鉱床である。
また， このような副次的な褶曲構造は見掛け上， ドーム構造より複雑にみえるが， 柵原鉱床の東方のドーム構造を形成する柵原層群も， また大きく逆転していることが， 柵原 - 惣田・吉ヶ原 - 藤田上間の県道において観察されるので， このドーム構造は， 褶曲軸面がほゞ平坦で， かつ弧状をなす背斜と考えられる。
休石・尾崎などに分布する古生代末迸入岩体（変輝緑岩・変石英閃緑岩・変珪長岩など）は， 柵原鉱床の下盤側にみられ， sheet 状迸入岩体が多少の起伏を伴なって ドーム状に concordant～subconcordant な迸入を行なったものと考える。 そしてこの迸入岩体中の変閃緑岩はドームの西翼ではとくに凹凸が著しく， 副次的な背斜部では大きく入りこみ， 部分的には柵原層群の地層を切る部分もみられる。 この起伏はやはり NNW - SSE 方向に長く， 柵原本鉱床と下柵原鉱床間， 下柵原鉱床と久木鉱床間にもみられる。
柵原鉱床と呼ばれている鉱床群は， このドームの西翼および南翼に， それぞれ西側の周辺鉱床群・柵原本鉱床が存在し， ドームの東翼側に東側の周辺鉱床群が存在して構成されている。 そして鉱体の伸びの方向は， NNW - SSE 方向をとる。
このような柵原地区の北半の地質構造を切って， 連石 石英閃緑岩体が WNW - ESE 方向にレンズ状に貫入しており， 南北方向の石英斑岩・花崗斑岩岩脈が多数分布している。
柵原鉱床の南西部のベイズン構造は， 是里 - 滝山北を通る NE - SW 方向に長軸を有する構造を示しており， 迸入岩類はこのベイズン構造に支配された迸入を行なっているが， この迸入岩類は， さきの柵原鉱床の下盤側のものとは別の， さらに上位に迸入した sheet 状迸入岩体である。 この迸入岩体はかなりの面積を占め， 一番上位のものは， 黒田・大谷・是里・矢道の周辺にみられ， 東西・南北とも約 3 km の面積を占めるが， 部分的に枝状の sheet を出しており， さらに下位に（河原屋・黒本・広高下・滝山）1 枚の sheet がみられる。
さらに南方の滝山・ 広高下 以南の中山・戸津野付近では， 柵原鉱床の下盤側にみられる迸入岩類の sheet の繰り返えしがみられ， ベイズン構造の北翼は南傾斜， 東側は走向 N 20～30°W で西に傾斜， 南翼は走向ほゞ東西で北に傾斜する。
このベイズン構造の東側， とくに河原屋・ 草生 周辺から対岸にかけては， 各所で地層の逆転が察観され， 柵原鉱床の褶曲軸もこの付近を SSE 方向に緩く傾斜しながら通るものと推定されるが， 吉井川の河床部に当たっており， また砂礫層に覆われているため， 地質構造の解析は困難である（第 2， 3 図）。
古生代末ないし中生代初期迸入岩類と考えられる迸入岩類は， 舞鶴付近から岡山県北東部にかけて帯状に分布する 「いわゆる夜久野迸入岩類」の延長に当たるものである。 この迸入岩類の岡山県内における分布は第 4 図に示すとおりで， 英田郡大原町から WSW にのびて， 林野付近から N - S 方向から SE 方向に転じ（一部は WSW 方向にのびる分岐脈がある）， 柵原付近では弧状の分布をなし， 久米郡久米南町から旭川湖付近にのび（NW 方向）， 御津 郡加茂川町付近から SW 方向に転じ， 途中， 中生代末の花崗岩類によって連続を断たれ， 高梁 市の南方の広瀬付近から， 成羽・大賀地域の三畳紀層の南縁近くに沿って分布している。 また， この主岩体のほかに分岐岩体が 上房 郡北房町， 岡山市の北部などにもみられる（第 4 図）。
図幅地域内においては， まず， 北東部の 山外野 ・黒藪・大原・ 角南 付近にみられる幅約 4 km で， NW - SE 方向の延びをもつものがみられ， 中央部付近には柵原・周匝を中心とするもの， 杖谷・苦木付近のものが弧状分布をなして分布している。
これら迸入岩類は， 古生層の地質構造と密接な関係を有し， 古生層の地質構造に対して concordant～subconcordant（一部 discordant）に sheet 状の迸入を行なっていることが多い。 この迸入岩体の迸入時期は岡山県内各地の状況から三郡変成末期のものと考えられる。
迸入岩類は， 多種多様の岩相を呈しており， 塩基性のものや酸性のものなど各種の岩相のものが観察される。 すなわち， 岩種としてはつぎのものが挙げられる。
しかし， これら岩相間には変石英斑岩を除いて明瞭な境界のみられないことが多く, 野外においては変輝緑岩と変珪長岩などの間で， 混成岩様を呈するものも各所でみられる。
変斑糲岩は， 柵原の北方の 塚角 ・ 書副 ・ 上間 ， 柵原の南西部の滝山・苦木 [ ← 柵原の南南東部 ? ] ・中山南 [ ← 柵原の南部 ? ] ， 図幅地域北東部の黒藪・角南などにおいて sheet状の迸入岩体として古生層中にみられる。
肉眼的には， 変斑糲岩は暗緑色， 粗粒で， たいていの場合に優白質部と優黒質部が banded structure を呈しており， 部分的に優黒質部がレンズ状になったり， 油肌を呈するものも認められる。 この banded structure は変斑糲岩の走向・傾斜と大体一致している（前出の図版 5 参照）。
鏡下では， 有色鉱物は褐色～緑色の角閃石・陽起石質角閃石， 白色鉱物は斜長石とごく少量の石英（含まないことが多い）からなり， 斜長石はソーシュル石化作用を受けて乳白色を呈するものが多く， 成分は中性長石～灰曹長石を示す。 そのほか， ときとして単斜輝石や 榍 石 [ sphene ] ・葡萄石の認められることがある（巻末図版 Ⅳ-2）。
肉眼的には， 変輝緑岩は優黒質細粒の岩相で， 暗緑色， 緻密な岩石である。 変輝緑岩は柵原鉱床の下盤， 鉱山の北方の休石・尾崎， 柵原鉱山の南西部の山之上・是里・大谷などに広く分布しているほか， 酸性岩相中にレンズ状や不規則網状に分布しているものもある。
鏡下では， 有色鉱物は変質によって陽起石質角閃石や緑泥石に変化しているが， まれに角閃石が認められる。 白色鉱物としては， 斜長石はかなり明瞭で， 短冊状組織を有し， 中性長石ないし灰曹長石の成分を有している。
また， 酸性岩相中のものは， このほかに少量の石英が認められることが多い。 全体として， 変質の結果， 緑簾石・緑泥石・斜黝簾石・炭酸塩鉱物を形成しており， 接触変成作用を受けた変輝緑岩は細粒の黒雲母が不規則に岩石中に形成しており， 肉眼的には赤褐色を呈するものも多く認められる（巻末図版 Ⅴ-1）。
この種の岩相は， 変石英閃緑岩・変花崗岩および変珪長岩などの complex からなり， 図幅地域内では北東部の大原・高原・殿敷， 柵原鉱床の下盤および柵原周辺の休石・尾崎・粟尾、 久木・黒田・山之上・大谷・河原屋・滝山、 中山・戸津野・ 沓石 付近に広く分布している。 これらはいずれも， 古生層中に その構造に concordant～subconcordant（一部 discordant）な sheet（厚さ 50～1,500 m）として迸入しているもので， 間に粘板岩・変輝緑岩などを挾有しており， 変珪長岩を除いて粗粒である。 しかし， 著しく不均質で， 破砕構造を呈するものや， 帯状構造を呈するものが入り混じり， また変輝緑岩と混ざり合って混成岩状を呈することも多い。
大体において， この種の岩相は柵原鉱床を中心とする地区， すなわち， 柵原鉱床の下盤， 久木南付近などのものは変石英閃緑岩質であるが， 周辺部の滝山・戸津野・中山および北東部の高原付近のものは 変花崗閃緑岩質ないし変花崗岩質である。
鏡下では， 粗粒岩相は石英・灰曹長石・アルカリ長石（たいていは正長石， ときに微斜長石）からなり， フィルム状に引き伸ばされた緑泥石（黒雲母から変化したものと考えられる）を わずかに伴なうが， 柵原鉱床の下盤のものや久木付近のものには 角閃石あるいは陽起石質角閃石を伴なうものや， わずかに変質した黒雲母の認められるものも多い。
石英は顕著な破砕作用を受け， 部分的に細粒化されて波動消光を呈し， deformation lamellae を示すものも認められる（図版 Ⅳ-1）。 また， 量的には全体の 20～30 % を示すものがほとんどであるが， ときに 50 % 程度のものも認められる。
斜長石やアルカリ長石もまた変形・破砕が著しく， 双晶の撓曲， 破砕されたものが観察される。 アルカリ長石はたいていの場合に正長石からなるが， 微斜長石の多い部分も認められる。 これら長石類は変質して絹雲母や斜黝簾石などを形成している。 アルカリ長石の量は地域によって差異があり， 石英閃緑岩質のものは， アルカリ長石 / 全長石は 1 / 3 以下であるが， 花崗岩質のものは 1 / 3～1 / 2 を示す。
この種の岩相の特徴は， 顕著な破砕構造を示すことであるが， これは protoclastic deformation を受けて生じたものと考えられ， この組織の割れ目に沿って緑泥石・陽起石・緑簾石などの形成が認められる。
細粒相としての珪長岩は， 緻密， 塊状で， 灰色～亜透明なものが多く， 鏡下では微細な石英・アルカリ長石・斜長石の集合からなるが， 長石類は大部分 絹雲母化しているものが多い。 この岩相は前記の変石英閃緑岩～変花崗岩相の細粒相を示すものであるが， 変輝緑岩相の周縁部にも多くみられ， 変輝緑岩と混ざり合って混成岩様岩石になっているものが多い。 また， 変斑糲岩体中に， 変斑糲岩の banding に平行に厚さ 0.5～10 m の変珪長岩の sheet がみられる（苦木東方）。
上記の酸性岩相は局部的に熱変成作用を受けて茶褐色を呈し， 鏡下では黒雲母の微細な結晶が認められる。
変石英斑岩は， 上記の諸岩相のものより later stage の迸入岩体で， 肉眼的には普通の石英斑岩と同じであるが， 鏡下においては径 1～数 mm の斑晶の石英や長石類が変形・破砕されているのが観察される。 この岩石は優白質で， 有色鉱物はほとんど存在しない。 また， ときには黄鉄鉱の鉱染されたものが坑内や野外において観察されるが， 古生層中の酸性凝灰岩中の鉱染と異なり Pressure shadow quartz は認められない。
この変石英斑岩は， 変輝緑岩の周辺部に 5～10 m 程度の幅でみられ， これに多少斜交して粘板岩層中に sheet 状に迸入したり， また久木坑では鉱床の東側にみられる。
古生代末～中生代初期迸入岩類の迸入様式は， 古生層の構造に対して concordant～subconcordant（一部 discordant）である。 例えば是里・久木を中心とした地区の古生層の構造はベイズン構造を示し， 迸入岩類はこの構造に concordant な sheet として迸入しており， 東西約 4 km， 南北約 3 km の広さを占め， 西縁は流紋岩類によって覆われている。 さらに柵原鉱山を中心とした地区では， 迸入岩体は変輝緑岩・変石英閃緑岩・変珪長岩などの complex で， 大体において２枚の sheets からなり， 変斑糲岩は少ない。 ２枚の sheets のうち下位のものは柵原鉱床の下盤を構成するもので， 柵原・久木・下柵原・火田城・休石・宝殿などの各鉱床群より下位にあり， 柵原・尾崎・下谷・休石などを中心に分布し， 多少のうねりを伴ないながら南に傾斜している。
これより上位の sheet は， 久木南・大谷・是里を中心としてベイズン状の迸入をなす岩体である。 また， 中山・戸津野付近にみられる sheet は北傾斜を示しており， 柵原鉱床の下盤の sheet の連続と考えられる。
これに対して， 苦木・中山南地区， 塚角・書副・上間地区の迸入岩体は変斑糲岩体をなし， 柵原地区の迸入岩体の外側に分布しており， 周囲の地質構造に支配された迸入様式をとっている。 すなわち， 中心部の柵原・久木・是里付近では， 迸入岩体は変輝緑岩・変石英閃緑岩・変花崗岩などを主体とする岩体が 古生層中にベイズン状の迸入を行なっており， 苦木・中山南・塚角・書副・上間ではこのベイズン状の迸入岩体の外側， すなわち下位に変斑糲岩が sheet 状に迸入している。 また， 本図幅地域北東部の高原・殿敷・角南・黒藪においても 変花崗岩・変石英閃緑岩を主体とする sheet の下位に変斑糲岩の sheet が分布している。
本図幅地域内の中生層は， 英田郡英田町 福本（旧福本村）を中心に発達する 下部三畳紀層（福本層群）・上部三畳紀層（柳層・中磯礫岩層）および硯石層群からなる。
分布地域は， 北限は鳥淵・火打谷を結ぶ断層（火打谷断層）によって古生層に接し, 東限および南限は流紋岩類によって覆われており， 北西限は鳥淵 - 草生間を結ぶ断層によって切られ， 別所の南東付近 [ ← 鳥淵の西方 1 km ] に一部分布している。
また， 高鉢の南方の 叚 部落付近 [ ← 図幅地域中央やや東 ] では流紋岩類の下部に三畳紀層が分布している。
本層は中沢圭二により 1952 年に発見されて以来， 中沢圭二により詳細に調査， 報告されている。
中沢は， 三畳紀層を下部と上部とに２分し， 下部を福本層群と名付け， 上部を柳層と 中磯 礫岩層とに分けた。
福本層群は， 下位から草野層・きようがくぼ層・宮の奥層の３層に分けられる。
草野層は英田町（旧福本村）草野 [ 位置不明 ] を模式地とし， 下半部は中粒～粗粒の砂岩を主体とし， 数 m 程度の礫岩を挟む。 礫粒は円礫で， 1～5 cm の pebble であり， 岩質は角岩・石英斑岩・変花崗岩などである。 酸性火成岩の多いこと， および角岩中に海百合がとくに多いことなどが特徴的である。 層厚は 70～100 m 程度である。 上半部は細粒砂岩からなり， 層厚は 70～100 m 程度である。
きようがくぼ層は， きようがくぼ [ 位置不明 ] を模式地とする細粒砂岩ないしシルト岩からなり, 層厚は 250 m 程度を示す。
宮の奥層は福本の宮の奥 [ 位置不明 ] を模式地とし， 暗青色の砂岩質頁岩を主体とする。 層厚は 300 m 程度である。
化石は 草野層には Neobakevella kambei NAKAZAWA gen. et sp. nov. Ms のgroup, Myophoria aff. laevigata （Zieth）, "Pecten" sichoticus BITTN., Finna sp. nov., Nuculana sp. β, Myalina ? sp., Eumorphotis sp. nov. などのほか Orthoceras sp., 菊石 2 種， 腕足類 3 種， 巻見 1 種を産する。 きようがくぼ層の化石もほとんど同様で， Neobakevellia と Myophoria, 巻貝が主である。 宮の奥層の化石は著しく異なり， 散在して産し， Hollandites sp., "Danubites" sp., Orthoceras sp. などの頭足類, Poleoneilu sp. β を産し， それより上部の細粒砂岩から Neobakevellia myanokuensis NAK. gen. et sp. nov. Ms, N. sp. indet を産する。
上部三畳紀層の柳層は 作東町（旧福山村）柳 部落付近に古生層と福本層群とに挾まれ， 厚さ約 70 m のレンズ状分布を示す。 黒色頁岩と炭質の砂岩・頁岩とからなり， 著しく攪乱されている。 化石は 保存不良の Minetrigonia hegiensis (SAEKI), Palaeophams maizurensis KOBAYASHI and ICHIKAWA, Velata maizurensis NAKAZAWA, Lima cf. yataensis NAK., Parallelodon sp. を産する。
中磯礫岩層は福本の南東部の中磯 部落を模式地とする。 pebble～cobble 大の円礫からなる礫岩層で， 厚さは 200 m 以上に及ぶ。
礫種は， 古生層や中生層の砂岩・頁岩・礫岩 ; 三郡変成岩から由来したと考えられる準片岩類（黒色準片岩， 緑色準片岩， 石英準片岩）， 古生層の酸性火山岩類 ; 変斑糲岩・変花崗岩・変珪長岩 ; 蛇紋岩， 玢岩 ?， まれに変成のすすんだ結晶片岩（三波川帯のものに類似）を含む。
この礫岩層は， 巨勢層群や， 福本層群を顕著な斜交不整合で覆っており， 化石は含まない。
硯石層群は図幅地域内では， 主として流紋岩地域に多くみられ， たいていのばあい流紋岩質砕屑岩類の基底， ないしは基底近くに挾有された薄層として分布している。 現在までに知られているものとしては， 和気郡佐伯町 奥塩田付近， 中磯・高鉢・叚・ 淵尾 ; 芦谷 [ ← 真木山の南方 2 km ] の南方， 滝宮・柳の南方， 和気郡吉永町 神根本の西方， 同町北西の牛中付近 [ ← 樫鉱山の北方 1 km ] ， 柵原の北西方の小瀬などに分布しており， その大部分は 図幅地域の南南東部に広く分布する 流紋岩質火山砕屑岩層の基盤ないしは基盤近くに挾在する（第 5 図）。
岩質は角～亜角礫礫岩および灰～灰緑色砂岩・灰緑色頁岩・剥理性頁岩からなり， 岩質からみて硯石層群とした。 中沢は中磯部落の剥理性頁岩中から Estherites を発見し， 変質のために同定困難ではあるが， 稲倉硯石層群の下部に相当するものらしいと述べている。
この硯石層群の産出状態から考えると， 地域内を含む岡山県南東部地域に広く分布する流紋岩類の火山活動は， 硯石層群堆積開始時期にはすでに開始されていたものと考えられる。
中生層， とくに三畳紀層の構造は， 古生層の構造と密接な関係を有するもののようである。
まず， 中生層の構造について述べると， 全体として褶曲した構造を有するが， 福本層群から中磯礫岩層までの地層は， 中生代末（中磯礫岩層の堆積後）の断層によってブロック化されている。 すなわち， 北限の火打谷断層と福本付近を通る断層とに限られる地域の福本層群は， その主体とみられる椿谷・井口付近では砂岩と頁岩との互層からなり， 走向 N 20～40°W， 傾斜 N 40～50°E を示すが， これ以東の柳・谷口周辺では小褶曲が発達した頁岩を主体とし， 走向は東西に近く， 南へ傾斜している。 また， 福本の南から奥塩田 - 高下 [ 位置不明 ] - 飯岡を通る断層までの地域は NNW - SSE 系の断層群によってブロック化され， こゝの福本層群は大体において N - S 性の走向を有し， 急傾斜を示し， 地層も正常・逆転の繰り返えしが多い。 しかし， 中磯礫岩層はこの福本層群を不整合に覆い， 走向は E - W 性で， 南に傾斜するので， 福本層群の褶曲後に中磯礫岩の堆積が行なわれ， その後の運動（ブロック運動 ?）によって両者がともに寸断されたものと考えられる。
次に古生層と中生層との構造上の関係をみると， 古生層（巨勢層群）と中生層の福本層群との褶曲構造には差異がみられ， 両者の堆積の間に古生層の褶曲運動があったものと考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
中沢は， 柵原町（旧飯岡村）の月の輪 古墳の南方で， 古生層と中生層との間に逆転した不整合面を発見した（第 6 図）。 こゝでは両方の地層（不整合面をふくめて）の逆転がみられ， 中生層（福本層群）の砂岩・礫岩層の上位に 不整合面をへだてて古生層（柵原層群）の粘板岩が重なり， しかも両者とも急傾斜している。 中沢は， この逆転をブロック化によるものと解釈しているが， 柵原鉱床から飯岡の北方の不整合にみられる逆転構造と同じ性格を有するものと考えられる。 また， この両者の間の不整合面の延長は谷口から別所にかけても存在が推定され， 不整合面は逆転しているものと考えられる。
図幅地域内の福本層群の礫岩層の礫には， 変珪長岩・変花崗岩などの礫や， 準片岩化した粘板岩の礫がみいだされており， 地域外（ [ 周匝図幅の西隣の福渡図幅の西隣の ] ５万分の１ 下呰部 [ 図幅 ] ）の下呰部の北西部の古生代末迸入岩類の変成帯に接する側は， 線構造が発達した変成岩になっており， 非変成帯に接した部分では線構造が消失している。
このような諸事実をあわせ考えると， 図幅地域内の古生層は古生代末の三郡変成期の褶曲運動と， 福本層群堆積後の褶曲運動の２回の褶曲運動をうけたと思われる。 ２回の褶曲運動を重複して受けた地区では， 褶曲作用の結果がとくに強く残っており， 烈しい作用を受けたものと解釈される。
中生代末の火成岩類は， 図幅地域内の南東部および北西部に広く分布する流紋岩類をはじめとして， 基盤岩類や流紋岩類を貫いた 連石 石英閃緑岩・ 助安 石英閃緑岩・ 本山寺 花崗閃緑岩・ 妙見山 花崗閃緑岩および仁堀 花崗岩などが分布しており， これら深成岩類は周囲の岩石に対して接触変成作用を及ぼしている。 また， これら中生代末火成岩類の迸入時期は， 流紋岩類 - 石英閃緑岩類 - 花崗閃緑岩・花崗岩の順にたどることができる。 以下， 順を追って記載する。
流紋岩類は， 図幅地域内の南東部の和気郡和気町（旧日笠村）， 吉永町（旧三国村）から英田郡作東町（旧福山村）， 英田町（旧福本村）; 柵原鉱山の北西部（久米郡柵原町）および 英田郡美作町（旧公文村・林野町）に広く分布している。
岩質は， 全体として流紋岩質砕屑岩類が圧倒的に多く， 熔岩流や貫入岩は比較的小規模に分布するのみである。
図幅地域南東部の流紋岩類は数層の火山砕屑岩類の互層からなり， ２つの堆積時期の異なる岩層群とその後の貫入岩をふくみ， 地域内では東西約 12 km， 南北約 12 km にわたって広く分布するが， ほゞ E - W， NNW - SSE などの断層によってブロック化されている。
層序的には， 古生層や三畳紀層を基盤として， 下位から以下のようになっている。
| (a) | 主として結晶凝灰岩・灰凝灰岩からなり， 基底および基底近くに硯石層群の砂岩・頁岩の薄層を挾有する。 |
| (b) | 主として岩屑凝灰岩からなり， 薄い流紋岩の熔岩流を挾有する。 |
| (c) | 主として結晶凝灰岩および灰凝灰岩からなる岩層。 |
| (d) | 岩屑凝灰岩と結晶凝灰岩および灰凝灰岩とを伴なう球顆状熔岩流。 |
| (e) | 主として結晶凝灰岩および灰凝灰岩からなる岩層。 |
| (f) | 灰凝灰岩を伴なう球顆状熔岩。 |
| (g) | 主として岩屑凝灰岩からなる岩層。 |
(g) の分布の状態から判断すると (a)～(f) と (g) との間には非整合的な関係があるものと考えられる。 また， (a)～(g) までの累層を貫いて， 貫入型の石英斑岩の大小の岩体が分布している。
(a)～(f) までの流紋岩質砕屑岩層の厚さは， 大体 1,300 m と推定され， (g) の厚さは約 300 m と推定される。 また (g) は宮前 [ 位置不明 ] の西方から笹目 [ ← 樫鉱山の南西方 2 km ] にかけて点在するのみで， 分布範囲はかなり限定されている。
(a) 層は主として南東部流紋岩地域の北西部・西部にみられるが， その南東部付近にもさらにまた断層による繰り返えしで中東部の滝宮 [ ← 真木山の東方 3 km ] の東側にもみられる。
この (a) 層は， 分布地域の北西部では三畳紀層を， 北東部・西部・南東部では古生層を基盤とし， いずれもこれらを不整合に覆っている。 また， 基盤およびその近くに 砂岩・頁岩・礫岩の互層からなる硯石層群の薄層を挾有している （奥塩田・中磯・渡瀬・柳・ 淵尾 ・ 叚 付近）。 このように， 層の下位近くに硯石層群の一部を挾有することが (a) 層の特徴である。
結晶凝灰岩は， 石英・長石などの破片を有し， 灰凝灰岩は細粒， 緻密で， 肉眼的には破片はほとんどみられない（巻末図版 Ⅵ-1）。 両者とも外観は淡青緑～灰白色を呈する。 (a) 層の厚さは 150～200 m である。
(b) 層は (a) 層の上に整合に重なり， 部分的に硯石層群（真木山・ 高去 [ ← 真木山の南東方 4 km ] では一部赤色凝灰岩を含む）を挾有する。 (b) 層は真木山・横尾・高去・殿河内付近に広く分布し， ほかに岸野の北部 [ ← 妙見山の東方 ] ・大藤 [ ← 東備鉱山の北方 1 km ] の西・滝宮の東・神根本の西方にもみられ， 層厚は 100～200 m である。 岩屑凝灰岩は 岩屑として粘板岩・頁岩・安山岩・石英安山岩・チャートなどの角礫を含み， 基地は淡青緑～暗緑色を呈する。
(c) 層は (b) 層に整合に重なっているが， 岸野では古生層を不整合に覆っている。 (c) 層は岸野・日笠・和意谷・大藤・亀石・内札 [ 位置不明 ; 滝宮の西方 ? ] 付近に広く分布しており， 層厚は 200～300 m である． 岩質は (a) 層の結晶凝灰岩・灰凝灰岩に類似しているが， 灰白色で陶石質のところがみられる。
和意谷の南西部地区のものは一般には淡青緑～淡緑青色であるが， 日笠地区で貫入岩体（助安石英閃緑岩・妙見山花崗閃緑岩）に接した付近では， ホルンフェルス化して茶褐色となっていることが多い。
層理の走向・傾斜は北東部のものは北から南に向かうにつれて， 走向 NE - SW → N - S → NW - SE， 傾斜は 30°E となり， 南東部のものは， N l0°W， 傾斜 20°W ± であるが， 日笠地区では層理が不鮮明なことが多い。
(d) 層は (c) 層に整合で， 作東町の南部から 都留岐 へかけて結晶凝灰岩・灰凝灰岩および岩屑凝灰岩を伴なう球顆状熔岩流として分布している。 岩屑凝灰岩は都留岐地区の三国鉱山北東部にみられ， 含有される岩屑は粘板岩を主とするがその量は多くない。
球顆状熔岩は都留岐の北部では顕著な流理構造を有し， 貯水池を中心とする付近ではとくに複雑な褶曲流理構造を呈し, 赤褐色， 堅牢である。 (d) 層の厚さは 200～300 m である。
(e) 層は (d) 層の上に整合に重なって域内北東部に分布しており， 全体が灰白色で陶石質となっていることが多い。
結晶凝灰岩および灰凝灰岩からなり， 層理は走向 NE - SW → N - S → NW - SE， 傾斜は 20～30°E を示す。 (e) 層の厚さは 100～200 m である。
(f) 層は結晶凝灰岩・灰凝灰岩を伴なう球顆状熔岩流で， 北東部の作東・吉永両町界付近にかなり広く分布しているが， 図幅地域内では北東部にその西緑部がわずかにみられるのみである。 (f) 層の厚さは少なくとも 100 m 以上はあるものと推定される。
(g) 層は (a)～(f) までの累層を非整合に覆うと思われるが， 地域内南東部を主体として分布しており， 都留岐の南から南谷 [ 位置不明 ; 図幅地域南東隅の都留岐と神根本の間 ? ] ・神根本の西方の標高390m付近， 岸野の東から笹目の貯水池付近の一部においては， とくに岩屑が多く含まれている。 岩質は基地が暗青色～灰黒色を呈し， 含まれる岩屑は (b)， (d) 層に含まれるものよりも大きく， かつ量も多いのが特徴である。 この層の厚さは約 300 m である。
つぎに柵原鉱床の北西部から津山市にかけて広く分布する流紋岩類， 湯郷の北西部および南部に分布する流紋岩頼も， その内容はほとんど岩屑凝灰岩および結晶凝灰岩などの砕屑岩類からなり， 熔岩流の薄層を挾有する。
層序は， 基盤の古生層を不整合に覆って岩屑凝灰岩を主体とし， 溶岩流や結晶凝灰岩を挾有する岩層が 大戸 ・滝山 [ ← 周匝の西方 5 km ] の西方・ 八神 [ ← 図幅地域北西隅 ] ・百々の北部・ 戸柏 ・ 殿所 ・倉田 [ ← 三倉田 ? ] ・大山などに広く分布し， 古生層・安山岩・石英安山岩などの角礫～亜角礫の岩屑を多く含み， 層序的には南東部の (b) 層に類似している（図版 7）。
なお， 小瀬 [ 柵原鉱山の北西方 1 km ] の北西部の県道沿いに， 硯石層群と考えられる灰緑色の砂岩層が岩ば凝灰岩層中に挾在する。
この上位に結晶凝灰岩を主体とする岩層が重なり， 本山寺の南の柵原町と久米南町界付近に広い分布をしており， 陶石質のものもみられ， 層準は南東部の (c) 層に相当するものと考えられる。
柵原の北西部の大戸 - 本山寺間の県道に沿う南側の谷には花崗閃緑岩が露出しており, 流紋岩類はこの花崗閃緑岩によって接触変成作用を受け， また連石付近では石英閃緑岩によって接触変成作用をうけてホルンフェルス化している。
石英・長石の径 1～2 mm の破片を有するものから， 非常に細粒， 緻密な火山灰からなる頁岩状のものに至るまで種々のものが存在する。 前者を結晶凝灰岩， 後者を灰凝灰岩とよぶが， 後者は前者に較べて分布は狭い。 含まれる結晶破片は中粒程度あるいはそれ以下で， 成分鉱物が変質して岩石全体が淡青緑色～淡灰白色を呈していることが多い。
含まれている破片は， 石英・斜長石・アルカリ長石が多く， 鏡下では長石類は部分的に絹雲母化・方解石化したものも多く， 有色鉱物の破片は変質して緑泥石化したものも少量認められる。 とくに， ロウ石鉱床帯に近接した凝灰岩層（主として (a) および (c) 層）から得た資料では， 一般に成分鉱物が著しく変質して， 鉱物決定の困難なものも多い。
なお， 野外でも， 鏡下でも成分鉱物の破片などによって成層しているのがよく観察される（巻末図版 Ⅵ-1）。
灰凝灰岩や結晶凝灰岩中に多くの岩片を含む岩石について名付けたもので， 一般に灰青色～暗縁青色のものが多い。
含んでいる岩屑の内容は， 粘板岩・頁岩・安山岩・流紋岩・チャート・石英安山岩などの角礫～亜角礫の岩片であり， いわば異質岩屑凝灰岩（Accidental Lithic Tuff）といわれるべきものが多い。 岩屑の大きさは径 1～10 cm 程度のものが多く， ときに径 15～20 cm 程度の粘板岩などを含む（巻末図版 Ⅵ-2）。
主として和気郡・英田郡境付近の (d)， (f) 層に多くみられ， そのほかの流紋岩質砕屑岩層中にも薄層としてみられるものが多い。
英田郡と和気郡界付近のものは， 球顆 状流紋岩が多く， 東に及ぶにつれて球顆は優勢となる。 また， 顕著な流理構造がみられる部分も多く， 多孔質で， 石英・長石の斑晶のみられるものも各所でみられる。 さらにまた河本 [ ← 図幅地域南端中央 ] 付近にはガラス質の黒灰色を呈するものも分布している。
鏡下では， 球顆状流紋岩は， 石英・斜長石・アルカリ長石などの斑晶が， 石基中に散在し， 明瞭な球顆状構造が認められる。 有色鉱物は変質して緑泥石化していることが多く， 石基中の鉱物は微細な石英・長石の集合からなるが部分的にはガラス質の場合もある。
この岩石は， 前項でのべた砕屑岩類よりさらに後期の貫入岩体で， 岩株状の貫入をなしてみられ， 脇谷 [ ← 和意谷鉱山の西方 ] 周辺には径約 2 km 程度のものがあるが． そのほか小規模な岩株が牛中 [ 樫鉱山の北方 1 km ] の北方にも分布する。
肉眼的には淡褐色， 緻密な石基中に石英・長石の大きな斑晶が存在する。 鏡下では大きな石英・アルカリ長石の斑晶（少量の黒雲母）と， 石英・長石の微細な石基がみられ， 石英は corroded form を呈する。 また， 部分的に褐簾石の認められるものもある。
以上のように中生代末の流紋岩類はそのほとんどが砕屑岩類の累層からなり， 古生層や三畳紀層を不整合に覆い， 花崗岩体や， 花崗閃緑岩および石英閃緑岩などによって貫入接触をうけて 境界部付近はホルンフェルス化され， 玢岩岩脈， さらに新生代貫入岩と考えられる石英斑岩 - 流紋岩岩脈に貫かれ， 玄武岩流・安山岩や， 砂礫層などによって覆われている。
中生代末の深成岩類として 石英閃緑岩・花崗閃緑岩・花崗岩などが域内各所に分布する。
石英閃緑岩類は， 柵原鉱山の北方の連石・下谷付近および日笠上の助安・木倉 [ ← 木ノ倉 ? ] 付近に分布し， 小さな岩株状のものとしては柿ヶ原 [ ← 角南の南西方 2 km ] の南方・藤原 [ ← 柵原鉱山の南東方 1 km ] の南・吉ヶ原の東部・松尾 [ ← 藤田下の北方 1 km ] の南など にも露出している。
これらの石英閃緑岩は， 古生層・古期迸入岩類， 流紋岩類を貫き， 周囲の岩石に対して接触変成作用をあたえている（接触変成帯の幅は 50～100 m 程度）。 日笠上のものは， 天瀬 ・ 上山 にわたって南北に細長く貫入した花崗閃緑岩 [ 妙見山 花崗閃緑岩 ? ] により貫入接触をうけ, 石英斑岩岩脈に貫かれている。 柵原の北方のものを連石 石英閃緑岩体， 日笠上のものを助安 石英閃緑岩体と名付ける。 この両者はいずれも中粒均質な典型的な石英閃緑岩類である。 大体において色指数は 15～25 程度である。
連石 石英閃緑岩は柵原の北方の連石・栗尾を中心に分布するレンズ状貫入岩体で， 長径約 3 km（NW - SE）， 短径約 1 km（N - S）の岩体で， 古生層の古期迸入岩類および大戸 流紋岩類を貫き， 古生層の構造と斜交した迸入を行なっている。 接触変成帯の幅は大体において 50～100 m 前後で， 古生層はホルンフェルス化しており， また柵原鉱床の東縁鉱床（宝殿・金堀）の黄鉄鉱鉱体にも影響を及ぼし， 磁鉄鉱に変化させている。
鏡下では， 斜長石・黒雲母・角閃石と， 少量の石英・アルカリ長石を含むが， 副成分鉱物として燐灰石・不透明鉱物がみられる。 角閃石は一部変質して緑泥石および陽起石質角閃石を形成している。 また， 石英と正長石との接触部にミルメカイト組織もみとめられるが， 古期迸入岩体中の変石英閃緑岩中にみられるような圧砕構造はみとめられない。
連石石英閃緑岩のモードは， 色指数 : 22.6， 石英 : 10.5 %， アルカリ長石 / 全長石 = 6.3 % を示す（巻末図版 Ⅶ-1）。
助安石英閃緑岩は， 日笠上の助安・片山などにみられ， 流紋岩およびその下位の古生層に対して接触変成作用を及ぼしているが， 天瀬から上山にかけて， 南北に細長く分布する花崗閃緑岩体によって貫入接触を受けている。
鏡下では， 斜長石・角閃石を主要構成鉱物とするが， 少量の石英・アルカリ長石および黒雲母を伴ない， 副成分鉱物として燐灰石・不透明鉱物が観察される。 また， 西谷付近において花崗閃緑岩によって， 貫入接触を受けた部分では角閃石は黒雲母を形成し， 石英は細粒化しているのがみとめられる。
この石英閃緑岩には（たとえば日笠鉱山付近の石英閃緑岩）， 部分的に石英がみとめられず， 橄欖石・単斜輝石斑糲岩が観察されるが， 石英閃緑岩と斑糲岩との関係は不明である。
木倉 [ ← 木ノ倉 ? ] 付近の石英閃緑岩のモードは， 色指数 : 20.1， 石英 : 16.0 %， アルカリ長石 / 全長石 = 8.5 % を示す。
この種の岩石は， 図幅地域内北西部の大戸断層の南側に沿い， 大戸流紋岩類の露出する谷に沿って点々と露出し， 流紋岩類によってルーフ状に覆われた形を示すが， 流紋岩類に対し接触変成作用を及ぼしているから， 岩体は流紋岩類の下部でかなり大きな batholith を形成しているものと考えられる。 しかしこの岩体は， 大戸断層の北側では全然みとめられない。
肉眼的にはかなり不均質な岩体で， 石英閃緑岩質な部分や， 花崗岩質な部分も存在するが， 大体において花崗閃緑岩質な部分が多い。
鏡下では， 中粒完晶質の岩石で， 斜長石・アルカリ長石・角閃石および黒雲母が主要構成鉱物であるが， アルカリ長石の量は変化に富む。
本山寺付近の花崗閃緑岩のモードは， 色指数 : 8.1， 石英 : 21.4 %， アルカリ長石 / 全長石 - 11.1 % を示す。
角閃石は一部黒雲母や緑泥石に変化しており， 副成分鉱物として燐灰石や不透明鉱物を伴なう。
この花崗閃緑岩は， 図幅地域南部の天瀬から上山の北方の奥塩田断層によって切られるまで南北 8.5 km， 東西約 2 km の南北に細長い火成岩体で， 図幅地域外では南（和気町）の益原付近まで伸びている。
この岩体は， 周囲の古生層・三畳紀層・硯石層群・流紋岩類および石英閃緑岩などに対して 貫入接触を及ぼし， 接触変成帯の幅は 100～150 m 程度である。
妙見山花崗閃緑岩は， 非常に不均質で， 図幅地域内の周辺部は花崗閃緑岩質であるが， 中心部の嶺線（南北に延びる）付近では 色指数 20～30 程度の石英閃緑岩ないし閃緑岩質部が点在しており， 地域外の益原付近では角閃石・黒雲母花崗岩に移化する現象がみられ， 一種の混成岩状の岩体と考えられる。 色指数の大きい部分は， 上山 - 大芦 - 南 - 田土付近までの岩体の中央部の嶺線付近に多く， 周辺部および天瀬付近には存在しない。 石英閃緑岩質岩石は地表では， 風化して径 2～5 m 程度の球状のものが多く点在する。 南部では非常に花崗岩質になり， 色指数の小さい（5～10）岩体に移行する。
鏡下では， 花崗閃緑岩質のものは， 石英・角閃石・黒雲母・斜長石・アルカリ長石を主要構成鉱物とするが， 黒雲母の一部は再結晶によって形成されたと考えられるものがみとめられる。 角閃石は一部変質して緑泥石や陽起石質角閃石に変化しており， 斜長石は中性長石～灰曹長石である。 また， 部分的にミルメカイト組織を示すものもある。 副成分鉱物としては， 燐灰石・榍石・不透明鉱物などがみとめられる。
花崗閃緑岩質岩のモードは， 色指数 : 10～15， 石英 : 20～22 %， アルカリ長石 / 全長石 = 25～30 %を示す。
石英閃緑岩質岩は， 角閃石（まれに単斜輝石）・黒雲母・斜長石・アルカリ長石および石英からなるが， 角閃石や単斜輝石などは一部変質して緑泥石や黒雲母を形成している。 石英は量的には 10 % 前後で， 色指数は 30 + を示すものが多い。
以上が妙見山花崗閃緑岩であるが， 岩体は非常に不均質で， 閃緑岩質岩 - 石英閃緑岩質岩 - 花崗閃緑岩質岩 - 花崗岩質岩の多様性を有する。 前２者はかなり助安 石英閃緑岩と類似しており， 片山付近においても石英閃緑岩体と花崗閃緑岩体の岩塊が分布しており， 域外南部に花崗岩が分布することなどから， 助安型の石英閃緑岩と益原花崗岩体との間の混成作用によって妙見山花崗閃緑岩が形成され， 中央部付近にみられる石英閃緑岩は混成作用を受けずに残ったものと解釈される。 しかしこの種の岩体については， さらにくわしい調査・研究が必要である。
仁堀花崗岩体は本図幅地域の南西部に広く分布する「広島型花崗岩」で， 図幅地域内で東西約 10 km， 南北約 7 km の面積を占める。
肉眼的には， 中粒～粗粒の均質な花崗岩であり， 周囲の古生層や流紋岩類に対して接触変成作用を及ぼし（接触変成帯の幅 100～300 m）， 石英斑岩や玢岩などの岩脈によって貫かれ， 新期砂礫層によって覆われている。
鏡下では， 石英・アルカリ長石・斜長石・角閃石・黒雲母を主成分鉱物とし， 副成分鉱物として褐簾石・ジルコン・燐灰石などを伴なう。 また， アルカリ長石は正長石が普通にみられるが， 部分的に微斜長石が認められることがある。 斜長石の成分は灰曹長石程度である。
仁堀花崗岩の平均のモードは， 色指数 : 9.3， 石英 : 30.8 %， アルカリ長石 / 全斜長石 = 46 % を示し， アダメロ岩的な花崗岩である。
なお， この花崗岩に沿う接触部付近には， 接触交代鉱床は図幅地域内にはみられないが， 図幅地域外（５万分の１岡山北部と福渡の境界付近）には 佐野鉱山（磁硫鉄鉱と閃亜鉛鉱）がみられる。 また， 仁堀花崗岩全体にわたっても金属鉱床はほとんどみられず， 平山付近の花崗岩中にわずかに銅鉱のヤケがみられるにすぎない。
図幅地域内には， 古生層・中生層・流紋岩類および各種深成岩体を不整合に覆う 新生代の地層（礫岩・砂岩・頁岩および砂礫層）が各所に分布している。
新生代の地層のうち， 明らかに第三紀中新世の地層と考えられるものは， 図幅地域内北西端の柵原町 八神 ・久米郡中央町（旧加美町） 金堀 部落付近のもの， 柵原町（旧南和気村）藤田盆地の基底近くの礫岩・砂岩・頁岩の互層部， および美作町 湯郷温泉の倉田 [ ← 三倉田 ? ] 部落の川底に露出する地層などである。
八神・金堀付近のものは， 大戸流紋岩類を不整合に覆い， 上八神では第三紀層は玄武岩流によって覆われている。 この第三紀層は海抜 200～250 m の高さにほゞ水平に分布し， 砂岩・頁岩を主体とする半固結の岩石であり， 砂岩中に Pecten や Ostrea gigas そのほか二枚介の化石を含む。 この地層は津山盆地に広く分布する中新統のつづきと考えられる。
藤田盆地の新生層は， 古生層を不整合に覆い， 下位から礫岩（径 1～3 cm）・砂岩・頁岩の互層， 灰白色の砂質頁岩・砂礫層からなり， 塩気 付近では厚さ 1.5 m 程度の亜炭層を挾有する。 砂岩・頁岩の互層中から最近になって、 Ostrea gigas や Vicarya carossa などがみいだされ， 灰白色砂質頁岩中には津山盆地にみられるような高等有孔虫は認められず， 植物化石を産出することなどから， 少なくとも夾炭層は湖底堆積物と考えられる。 したがってこゝでは最上位の砂礫層を除いた地層は中新世のもので， はじめ海成の地層であったものが湖成の堆積に変化したものと考えられる。
最上位の砂礫層は藤田上， 藤田下， 中河内などに広く分布し， 礫粒の大きさは径 3～10 cm 程度のものからなり， 上記の地層を不整合に覆うと考えられるが， 両者の関係は確認できない。
藤田盆地の地層は， 走向 N 20～40°W， 傾斜は 5°前後で盆地の中心に向かって傾斜するが， 全体的にみてほとんど水平である。
湯郷温泉の北東の倉田 [ ← 三倉田 ? ] 部落の河底に径 1～3 cm の礫を含む砂岩が分布する。 この地層は湯郷から林野にかけて河床に小露出として点在しており， 域外北部の [ 国鉄 ] 姫新線に沿って分布する中新統の連続と考えられる。 この礫質砂岩も， 八神・金堀・藤田付近のものと同じく半固結の岩層で基底礫岩らしい。
以上のほかの砂礫層は， 大別して２種に分けられる。 １つは海抜 100 m 以上 300 m の平坦部に分布するものであり， 他の１つは吉井川・吉野川沿いの海抜 60～90 m にわたって分布するものである。
この砂礫層は流紋岩類を不整合に覆い， 各所に分布している。 たとえば図幅中央部南東の淵尾 - 室原 - 笹目にも， 谷に沿って細長く分布しているが， この谷は室原と笹目峠の中間にある貯水池北が高度が一番大きく（270 m）， これより北および南に向かって傾斜している。 この谷は流紋岩地域の平坦面よりやゝ低地にあるため， 準平原形成前の河川流路であったものと解釈される。 したがってこの砂礫層は準平原形成以前の河川堆積物と考えられる。 他の地域で同様な高度に分布する砂礫層， たとえば作東町 猪臥 ・宮谷付近のもの， 中山 [ ← 吉井川沿いの塩田の西方 2 km ] ・平山 [ ← 仁掘 花崗岩体の中央付近 ] などのものも， また準平原形成前の河川堆積物と考えられる。
吉井川・吉野川沿いの砂礫層， すなわち大 明椀 [ ← 図幅地域北西隅の塚角の南 ] ・ 周佐 [ ← 大明椀の南 ] ・矢田部 [ ← 図幅地域南端中央やや西 ] ・ 林野 [ ← 図幅地域北端中央やや東 ] などの未固結の砂礫層は， 礫粒の径平均 30～50 cm のものが多く， 礫粒の種類も図幅地域内外の岩石が多く含まれる。 この種のものはもっとも新しい河川堆積物と考えられる。
新生代の火成岩類としては， 図幅地域内各所に分布する石英斑岩・花崗斑岩・玢岩などの岩脈群の大部分， 地域内北西部にみられる八神の玄武岩流， 柵原鉱床の西部の高之峰（海抜 516.7 m）を中心に分布する安山岩などがある。
このうち， 上記の岩脈群については，中生代末のものか， 新生代初期のものであるか， 現在の資料からは不明であるが， 中生代末の深成岩よりも新しいことは確実であり， 砂礫層に覆われることも確実であるので， 一応 新生代のものとした。
本図幅地域内には， 各所に岩脈群が分布しており， とくに柵原鉱床周辺には 多数の石英斑岩・花崗斑岩および流紋岩岩脈と 少数の玢岩岩脈とがみられる。 酸性岩類の岩脈群は， 柵原鉱床周辺ではそのほとんどが N - S系ののびを示しているのが大きな特徴である。 これに対して玢岩岩脈は E - W 系を示し， ほとんどの場合 酸性岩岩脈を切っている。
しかし， 柵原鉱床からはなれた地区， たとえば， 美作町・作東町・佐伯町・柵原の北西部の大戸流紋岩類地域などの酸性岩岩脈は NE 系， SW 系のものが多く， 玢岩岩脈は東部および西部の流紋岩地区では N - S 系のものが多くなっている。
酸性岩岩脈は前述のように， 石英斑岩・花崗斑岩および流紋岩岩脈からなり， これらは古生層・古生代末迸入岩類・中生代流紋岩類・中生代末深成岩類を切っており， 第三紀層や砂礫層によって覆われている。
岩脈類は周辺の岩石に対して， ほとんどの場合 接触変成作用をあたえていないが， 柵原鉱床を切る岩脈中には， これと接する黄鉄鉱鉱石に接触変成作用をあたえており, それを磁硫鉄鉱や， ときに磁鉄鉱に変化させている。
図幅地域内に分布する玢岩岩脈は， 酸性岩岩脈に較べて量的には非常に少ないが， 酸性岩岩脈を切ることが多く， 図幅地域内南東部の流紋岩地域には， かなり大きな玢岩岩脈が分布する（和意谷・脇谷・高去・岸野の南東および日笠下の東）。 その走向は NNE - SSW 方向である。 岩質は角閃石玢岩で， 角閃石や斜長石の斑晶がみられ， 部分的に流紋岩の岩片をとりこんだ部分もみいだされる [ 以下の [注] 参照 ] 。
この玄武岩流は図幅地域内の八神部落から， ５万分の１津山東部 [ 図幅地域 ] にかけて分布しており， 中新世の砂岩・頁岩を不整合に覆っている。 これを八神玄武岩流と名付ける。
肉眼的には， 黒褐色の岩石で， 部分的に水平方向の節理が顕著に発達している。
鏡下では， 斑晶として橄欖石がみられ， 石基は橄欖石・輝石・斜長石および不透明鉱物により構成されている。
この安山岩は， 柵原鉱山の西方の高之峰（海抜 516.7 m）を中心に分布し， 大戸流紋岩や古生層などを不整合に覆い， 東および南東の方向にゆるく傾斜する。
肉眼的には青緑色～灰青緑色の岩石で， 部分的に泥流のようなものを伴なうが， 泥流かどうか現在のところ不明である。
鏡下では， 単斜輝石および角閃石を斑晶とし， 石基は斜長石・角閃石（変質して緑泥石に変化）およびガラス質の物質により構成されている。
本図幅地域内には２， ３種の鉱床群がみられるが， 柵原鉱床を除いては， あまり大きな鉱床は存在しない。
柵原鉱床は日本最大の黄鉄鉱鉱床であり， 月産 5 万 t 以上の黄鉄鉱を産出する。 そのほかの鉱床として現在 稼行中のものは， 和気郡和気町 日笠上にある日笠金山， 吉永町 都留岐周辺の２， ３のロウ石鉱床のみである。 地下資源以外の特殊の地質現象としては， 英田郡美作町 湯郷には 湯郷 温泉があり， そのほか小規模であるが， 鉱泉が２， ３ヵ所に湧出している。
柵原鉱山は， 古く津山城築城の石材採取の際に， 柵原鉱山の第一露頭部のが鉄鉱が発見されたのが最初である。
大正 5 年に藤田組によって稼行され， 第１鉱体につゞいて第２， 第３の各鉱床が発見され， 周辺の下谷・久木・下柵原・休石・金堀・宝殿などの鉱床群が発見， 稼行された。 また， 昭和 25 年以後になって， 下部鉱床が第３鉱体の南方にボーリングによって発見され， 膨大な鉱床が現在稼行されている（図版 8， 9）。
地質および鉱床 : 柵原鉱床は， 二畳系柵原層群中の流紋岩質砕屑岩層中に胚胎する黄鉄鉱鉱床である。
鉱床は， 中央に柵原本鉱床， 東方に北から金堀・宝殿・休石・火の谷の鉱床群， 西方に北から下谷・火田城・久本・旧久木・下柵原の鉱床群が分布する。 本鉱床は膨大な塊状黄鉄鉱鉱床であるが， 周辺鉱床は中規模の塊状黄鉄鉱鉱床である（第 7 図）。
厚い粘板岩の下位にくる流紋岩質砕屑岩層（一部 安山岩質岩を含む）中に， N 10°W の方向で南にのびており， 規模は高距約 500 m， 延長約 1,700 m， 幅 450 m にわたる塊状鉱床である。 鉱床は， 下盤の変輝緑岩の凹凸によって上から第１， 第２， 第３および下部鉱体にわかれているが， 一連の鉱床である。
第１鉱体は西側にあり， N 60°W 方向に伸び， 25°S の傾斜を有し， 幅 10～30 m の厚いレンズ状塊状鉱床である。 第１鉱体は L4～L5 付近から第３鉱体となる。 第１鉱体の南側の変輝緑岩の凸部（東西性）を越えて第２鉱体に連続する。
第３鉱体は上盤の粘板岩は緩傾斜で， 下盤側の変輝緑岩が大きな凹状をなし， 厚さ 100 m に達する富鉱部を形成しているが， 南縁部で E - W 方向の断層に切られ（落差約 70 m）， 南側に優勢な下部鉱床を胚胎している（第 8 図）。
下部鉱床はその上部では， 厚さ 5～10 m の厚層状を呈し， 約 20°の傾斜をもって南に傾斜する。 L25 付近から水平に近くなり， さらに南に拡がっている。 下盤はゆるい波状を呈し， 最下部は L30 付近で大きな凹部をなし， 以南では北傾斜の形を示す。 また， 下部鉱床の東側上盤は鉱染状を呈し， 東に伸びる傾向を示す。
下柵原鉱床は， 本鉱床の西方にあり， 変輝緑岩の凸部の西側にあり， 上端は L6 から下は L16 までの間に扁平な芋状の数個の鉱床がみられる。 鉱床は， L6 から L12 までは走向 N 20°W で西に傾斜するが， L12 以下では反対に東に傾斜する。 鉱床を胚胎する母岩は， 本鉱床と同じく流紋岩質砕屑岩類であるが， 東側は変石英斑岩， 西側に変輝緑岩がみられる。
久木鉱床は， 下柵原鉱床の北西方に位置し， 下柵原鉱床の西側にある変輝緑岩の凸部を越えた北西側にある。 形態は厚レンズ状で， 南北 100 m， 幅 50 m， 厚さ 15 m 程度のものが数個存在する。
久木鉱床の母岩も上記の鉱床と同様であるが， 鉱床の東側に変石英斑岩がみられ， 黄鉄鉱のガリを多く含む [ 以下の [注] 参照 ] 。
また， 鉱体の西側には割合品位のよい黄鉄鉱がみとめられる。
火田城鉱床は， 久木鉱床からさらに北北西の延長にあり， 久木延長から東にある下盤の変輝緑岩の凸部を越えた東側に存在する。 鉱床母岩はやはり流紋岩質結晶層灰岩・岩屑層灰岩であり， 上盤側に近接して粘板岩層がくる。 この鉱床は堆積岩類のもつ傾倒褶曲構造に従って褶曲しており， 褶曲軸の方向は N - S～N 10°W で南に傾斜する。 鉱体は褶曲軸の方向に長い厚レンズ状の黄鉄鉱を主体とし， 少量の黄銅鉱を含む（厚さ約 10 m， 幅約 30 m， 南北約 120 m）。
これら鉱床群は， 柵原本鉱床の東側に位置し， 北から金堀・宝殿・休石と点在する。
この東縁の鉱床群は， 同一層準の流紋岩質岩屑層灰岩や結晶層灰岩層中に胚胎し， 下盤側にある変輝緑岩・変珪長岩のゆるい波状構造と（南にゆるく傾斜）侵蝕によって 金堀・宝殿の２鉱床は山の斜面にとりのこされた形を示している。 休石鉱床は休石部落の県道面より下位にあり， 変輝緑岩および変石英閃緑岩の岩体と， 上盤の粘板岩の下盤のゆるいドーム状を呈する部分との間に東西にのびている。
これら東縁鉱床群は， 中生代末の連石 石英閃緑岩によって接触変成作用をうけ， 黄鉄鉱鉱体の一部は磁鉄鉱や， 磁流鉄鉱に変化している。 とくに， 宝殿鉱床の東端においては， 石英閃緑岩体と鉱床との接触部が露出しており， 磁鉄鉱の露頭が観察される。
以上のほかに， 選鉱場の東端の火の谷鉱床や， 火の谷 新貯泥池の南の斜面に旧坑が分布するが， 母岩はやはり流紋岩質結晶層灰岩などであり， 下盤に変珪長岩・変石英閃緑岩がみられる。
以上が柵原鉱床についての概要であるが， 鉱床の主体をなす鉱石は黄鉄鉱で， ごく微量の黄銅鉱・磁硫鉄鉱・磁鉄鉱・閃亜鉛鉱を伴なう。
ほとんどの鉱体・母岩が熱変成を受け， 鉱体の周囲には， かわ状に磁硫鉄鉱を形成し， また， 石英斑岩や花崗斑岩脈の貫入により幅狭く（幅 10 cm～5 m 程度）， 熱の影響を受けて磁鉄鉱・磁硫鉄鉱を形成している。
母岩のホルンフェルス化もかなり著しく， 粘板岩・流紋岩質砕屑岩類などはもちろん， 古生代末迸入岩類（変輝緑岩・変珪長岩など）もかなりの影響をうけているが, 熱変成をあたえた火成岩は不明である。
たいていの場合， 黒雲母の形成（変輝緑岩の一部に陽起石質角閃石）がみられるが, 強度の熱変成を受けた部分では菫青石 [ cordierite ] を形成し， また直閃石 [ anthophyllite ] の形成もみられる。 この菫青石の形成は流紋岩質砕屑岩類にとくに著しく， 粘板岩では 1 mm 以下の変斑晶であるが， 流紋岩質砕屑岩類ではふつう 2～5 mm 程度で， ときに 1 cm に達するものもみられる。 しかし， その後の変質によって菫青石は絹雲母 + 緑泥石の集合に変化しているが， ときには菫青石特有の双晶を残存せしめているのをみることができる。
主要鉱石鉱物としての黄鉄鉱は全体の 90 % 以上を占め， 肉眼的には中～粗粒の黄鉄鉱の集合からなり， ほとんど脈石を含まない。
しかし， 研磨して観察すれば， 黄鉄鉱はかなり破砕作用を受けて割れ目を生じ， この割れ目を脈石類（緑泥石・石英など）や， 黄銅鉱が充填しているのが観察される。
研磨面を腐蝕（conc. HNO3）したばあい， 黄鉄鉱粒はモザイク状のいくつかの黄鉄鉱結晶の集合からなる。
また， 黄鉄鉱鉱体を切る黄鉄鉱の細脈（かなり粗粒）が観察されることがある。
このような事実から， 現在みられる黄鉄鉱鉱石もかなり熱の影響を受けていることが推察される。
磁硫鉄鉱は， 鉱体の周囲をかわ状に（厚さ 1～10 m）取り巻くものと， 黄鉄鉱鉱体を貫く花崗斑岩岩脈の接触部に磁鉄鉱と共存するものとがある。
鏡下では， たいていの磁硫鉄鉱は， 0.5 mm 程度のモザイク状組織をもっているが， 下柵原鉱床 L11～L13 までの部分の磁硫鉄鉱中には， 聚片双晶を形成しているものが顕著である。 このような状態は柵原鉱山では下柵原鉱床の L11～L13 までの部分にみられるのみである。 さらにまた， 磁鉄鉱と共存するばあいには， 磁鉄鉱に交代され， また部分的には細脈として磁鉄鉱部を切り， 黄鉄鉱と接する部分では黄鉄鉱を交代した形跡が顕著である。
また， 磁硫鉄鉱の間を充填して黄銅鉱や閃亜鉛鉱がみられ， 閃亜鉛鉱中には黄銅鉱の離溶組織がみられることがある。
磁鉄鉱は， 鉱体を取り囲む磁硫鉄鉱の外側や， 岩脈と鉱体との接触部にみられ， また宝殿鉱床においては， 連石 石英閃緑岩体と鉱床の接触部にみられる。
鏡下では 0.3～0.5 mm の磁鉄鉱の他形結晶の場合が多い。
黄銅鉱に富む部分は， 火田城・久木などの西縁鉱床に多く， 鉱体の西側に割合多い。
とくに， 火田城・久木などではかなり高品位のものも多く， 閃亜鉛鉱も多くなってくる。 火田城・久木などの鉱体中には重晶石 [ barite ] が多く観察される。
火田城鉱床では， 黄鉄鉱鉱体中に流紋岩質灰凝灰岩の円礫（径 2～5 cm）や， 黄鉄鉱の円礫が認められることがあり， 粘板岩の薄層と黄鉄鉱のガリ鉱の互層部などが認められることがある。
また， 周辺鉱床の久木・火田城（まれに柵原本鉱床）中に， 粘板岩の薄層（厚さ 2～3 cm）の認められることもあり， 柵原鉱床の成因に関して興味ある資料を得ることができる [ 以下の [注] 参照 ] 。
大原鉱山は， 美作町 大原部落 [ ← 山外野の西方 2.5 km ] の北約 1 km の地点にあり， 変花崗閃緑岩中の裂罅に沿って胚胎した磁硫鉄鉱・閃亜鉛鉱を伴なう鉱床である。 鉱体は， N 40～45°E， 傾斜 S 50°前後の裂罅にレンズ状ないし鉱染状を示している。 𨫤幅は膨縮して変化に富むが， 平均約 30 cm を示す。
鉱石鉱物は， 磁硫鉄鉱を主体とし， これに閃亜鉛鉱と少量の黄銅鉱を伴なう。
大原鉱山の沿革は詳らかではないが， 現在みられる鉱床は， 昭和 26～30 年頃に採掘され， 閃亜鉛鉱を主目的として約 300 t 採掘されたが， 現在は休山中である。
このほかに， 作東町 角南 の南西方約 1 km 付近の粘板岩中に， 層状に黄鉄鉱鉱床の旧坑がみられ， また， 作東町 日向 の南西から角南に通ずる山道の輝緑凝灰岩層中に， 層状の黄鉄鉱鉱床の旧坑がみられるが， 坑口崩壊のためくわしいことは不明である。
和気郡吉永町 樫にあり， 山陽本線 吉永駅の北方の直距約 7 kmのところに位置する。 吉永駅から脇谷経由で都留岐方面へ通ずる道路が鉱山のすぐ近くを南北へ通じており， 交通は便利である。
古くから開発された鉱山であるが， 昭和 2 年に休山した。 現在では崩壊水没のため入坑不能である。
流紋岩類を母岩とする鉱脈状鉱床であり， 鉱脈の走向はほゞ南北で傾斜は 70°E である。 地表部には運鉱岩と思われる岩石は認められないが， おそらく地表下深部に花崗岩質岩石が貫入していて， その影響によって鉱床ができたのではないかと思われる。 たゞし樫部落の北部の旧坑付近には， 岩脈状の細粒花崗岩質岩石がみられる。
かつて坑夫として働いたことのある老人の話によれば， 富鉱部では𨫤幅 1.9 m に達し， 掘下りは通洞以下 90 m に及んでおり， 銅鉱を主体とし， そのほかに砒素・亜鉛・鉛を随伴していたとのことである。
このほか， 樫から脇谷へかけて旧坑が多く存在するが， 崩壊あるいは水没して入坑できるものはない [ 以下の [注] 参照 ] 。
佐伯鉱山は， 和気郡佐伯町（旧佐伯村）津瀬の北方約 2 km の地点にあり， 緑色準片岩中に挾在する黒色準片岩層中に胚胎する磁硫鉄鉱を主体とする鉱床である。
母岩の走向は N 10～30°W， 傾斜は 20°E + で， 線構造はほゞ N 20°E で， その方向に 15°± の落しを有する。
鉱床は黒色準片岩の片理に沿って胚胎しており， 走向延長約 60 m， 傾斜延長約 70 m で， 最大𨫤幅約 60～100 cm で 2～3 枚の鉱体が認められる。
鉱石は磁硫鉄鉱からなり， 少量の黄銅鉱を伴なうが， 品位は S : 30～35 %， Cu : 0.57 % ± である。
佐伯鉱山は， 明治初期からベニガラの原料として開発され， 昭和 17～19 年に 270 t， 昭和 29 年に 17 t 出鉱したが， 現在は休山している（第 9 図）。
和気郡和気町 日笠上にあり， 山陽本線 和気駅の北東方の直距約 6.5 km のところに位置し， 付近までバスの便がある。 また鉱山事務所および選鉱場前を県道が通じ， 交通は便利である。
大正年間に倉内鉱業により約 8 年間稼行され， その後 昭和初年頃から戦時中にかけて日本鉱業（株）によって稼行されたといわれている。 現在は大幸鉱業により稼行されている。 鉱石は日比製錬所・佐賀関製錬所・直島製錬所へ送鉱されたといわれるが， 現在でも直島製錬所へ送鉱されている。
金鉱床は流紋岩類中をほゞ南北に走る含金石英脈として賦存している。 鉱床は一般に膨縮があり， また数ヵ所において安山岩質玢岩岩脈， 断層などによって切られている。 鉱脈は走向 N - S～N l0°W で， 傾斜は 60°W を示し， 部分的に網状となるところもある。 脈幅は最大 1.5 m 程度でかなりしっかりしている。 松２号坑の坑口付近には走向・傾斜が N 70°E， 80°N の断層があり， また， 同右坑道奥の切羽付近にも走向・傾斜が N 40°W， 70°N の断層があり， 鉱脈を切っている。 この断層の性質を究明し， さらに鉱脈の走向延長および傾斜延長を精査する必要がある。
鉱石の品位は松２号坑内中央部で， 局部的に 3,000 g / t 以上のところもあるが， 一般には高品位部で 100 g / t， 平均 30 g / t 程度である。 なお金鉱以外に銀鉱・黄銅鉱・斑銅鉱・黄鉄鉱などを少量随伴する（第 10 図）。
和気郡吉永町 和意谷にあり， 山陽本線 吉永駅の北方の直距約 6 km のところで， 池田輝政の墓他の裏山に位置し交通は不便である。
流紋岩類中の含金石英脈で， 付近には安山岩質玢岩もみられる。 現在では休山しており， 入坑不能であるが， 古記録によれば 7 坑道あり， 鉱脈の走向・傾斜は N 20°E， 70～80°W， 脈幅は平均 30 cm 程度， 鉱石は金鉱以外に砒素・亜鉛・鉛鉱を随伴して銅鉱も多少みられ， 金の品位は 10～20 g / t程度であったといわれている。
和気郡吉永町 都留岐 にあり， 山陽本線 吉永駅の北北東の直距約 11 km のところに位置するロウ石鉱山である。
吉永駅から都留岐までバスの便があるが， こゝから山元までの 4 km は道幅が狭く三輪トラック以下の車が通じている。 鉱業権者は三国鉱山有限会社である。
鉱床は結晶凝灰岩および灰凝灰岩中にその層理とほゞ一致した方向性をもち， しかも上盤の岩屑凝灰岩および球顆状流紋岩に接近して賦存する傾向が強い。
鉱床付近の岩石は， 有色鉱物に乏しいいわゆる白色変質岩となっており， 陶石質である。
本鉱床の鉱石は耐火度 SK 27～28 番程度のものが多いが， 含鉄鉱物が少なく灰白色～白色を呈しており， 耐火原料のほかに陶磁器原料としても採掘されている。
本鉱山の従業員は 10 数人であり， ほとんど露天掘によって採掘されている（第 11 図）。
和気郡吉永町 都留岐にあり， 山陽本線 吉永駅の北々東の直距約 9 km のところに位置するロウ石鉱山である。
吉永駅から都留岐までバスの便があり， こゝから西方へ約 1.5 km で山元に達する。 鉱業権者は明治窯業株式会社である。
地質および鉱床ともに三国鉱山のそれと類似しており， 鉱床は結晶凝灰岩および灰凝灰岩の層理にほゞ一致した方向性を有する。 しかし， 本鉱床の場合は鉱床が断層や節理に沿って形成されたものもあり， そのような部分の鉱石は， 三国鉱山のものに較べて鉱化作用が幾分顕著である。 鉱石は耐火材原料・陶磁器原料として出鉱されている。
本鉱山の従業員は 10 数名であり， 露天掘と坑道掘によって採掘されている（第 12 図）。
以上の諸鉱山のほかに神根本の南西部約 1 km の山地， 南谷 [ 位置不明 ; 都留岐と神根本の間 ? ] の西部にある貯水池の北西部付近， 南谷の南西部約 1 km 付近の道路わき， 日笠上の標高 394.4 m 山地の南西斜面などに休山中のロウ石鉱山がある。
塩気炭坑は柵原町 藤田上 字塩気にあり， 巨勢層群を不整合に覆う第三紀中新世の藤田層群中に挾在する亜炭層を採掘した。
第三紀層は基盤の巨勢層群を不整合に覆い， 下から基底礫岩・砂岩・頁岩の互層， 灰白色の砂質頁岩となり， 夾炭層は灰白色の砂岩・頁岩の互層部に 2～3 層みられる。
夾炭層の厚さは 1.5 m 内外で， 炭質は片状の亜炭で， なかに数 cm 内外のやゝ良質の亜炭の薄層を含んでいる。
炭層の走向は N 70°W， 傾斜は北に 8°内外を示す。
昭和 19 年～22 年頃に野村鉱業により稼行され， 月産 600～700 t を出鉱したといわれるが， 現在は休山中である。
英田郡美作町 湯郷 には， 約 1,000 年前に発見されたといわれ古くから有名な 湯郷 温泉がある。 現在では山間の盆地に情緒ゆたかな温泉街をなしており， 来遊する客人が多い。
この温泉は姫新線 林野駅の南方 2.8 km のところに位置し， 岡山市と林野間とを往復するバスを利用すれば， 林野駅からわずか 10 数分にて達するところにあり， 交通は非常に便利である。
温泉のなかでも古くから知られている 鷺 温泉（鷺の湯）の調査資料によれば， 温泉の性状は無色清澄で微かに鹹味を有し， 硫化水素臭があり， 泉温は 42.9 ℃， 湧出量は毎分 540 ℓ， 比重は 1.0084， 水素イオン濃度は 8.8， ラドン含有量は 0.28 マッヘとなっている。 なお， 鉱水 1 kg 中に含有される成分およびその分量は別表の通りであり， それによればこの温泉の泉質は含食塩塩化土類泉に属するものであるとされている。
| 陽イオン | カリウム | K | 14.663 mg |
| ナトリウム | Na | 381.420 mg | |
| カルシウム | Ca | 364.007 mg | |
| 鉄 | Fe | 0.040 mg | |
| マグネシウム | Mg | 19.833 mg | |
| 計 | 779.963 mg | ||
| 陰イオン | クロール | Cl | 1260.900 mg |
| 硫酸 | SO4 | 32.920 mg | |
| 重炭酸 | HCO3 | 34.280 mg | |
| 計 | 1328.100 mg | ||
| 硫化水素 | 1.8 mg | ||
| メタ珪酸 | 77 mg | ||
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Okayama, No. 56
By CHIHARU MITSUNO & NAOYASU OMORI (Written in 1962)
The mapped area is situated in the southeastern part of Chugoku district, Southwest Japan.
In this area, the basal groups consist of the Sangun metamorphic rocks, non-metamorphic rocks of the Upper Paleozoic system and the Late Paleozoic or Early Mesozoic intrusives ("so-called Yakuno Intrusives"). The latest is controlled by folded structure of the Upper Paleozoic rocks.
Basal groups distribute mainly in the central part of the mapped area.
The Lower and the Upper Triassic sedimentary rocks, which crop out in the vicinity of Aida-cho, overlie the Upper Paleozoic rocks unconformably.
The above-mentioned basal groups and the Triassic sedimentary rocks are unconformably overlain by the Late Mesozoic rhyolite pyroclastic rocks and Inkstone group, and are intruded by the Late Mesozoic plutonic rocks, i. e. quartzdiorite, granodiorite and granite.
The Tertiary formation and volcanic rocks develop in the northwestern part of the mapped area.
The geologic sequence in this area is summarized in Table 1.
| Geologic Age | Formation | Constituent Rocks | Igneous Activity | Fold and Fault |
| Recent |
Talus
Gravels along the river Gravels along the old river | gravel, sand and clay | ||
| Tertiary | Fujita group | consists of conglomerate, sandstone and shale with intercalated thin coal seams | andesite and basalt | fault |
| Cretaceous | Inkstone group | is observed as thin beds between the Late Mesozoic rhyolite pyroclastic rocks or at the base, and consists of conglomerate, sandstone and shale partly includes red tuff |
dike rocks
granite granodiorite quartzdiorite rhyolite pyroclastic rocks | fault |
| Upper Triassic | Nakaiso conglomerate formation | various kind of pebbles and cobbles | ||
| Yanagi formation | black shale and carbonaceous sandy shale | |||
| Lower Triassic | Fukumoto group | consists of alternations of sandstone and shale with intercalated conglomerate beds neighbouring at the base | Fukumoto fold | |
| Permian | Dodo group | consists of sandstone and clayslate with intercalated limestone lens and conglomerate beds | Late Paleozoic or Early Mesozoic intrusives | Sangun metamorphism |
| Kose group | consists mainly of clayslate and accompanies with 3 or 4 sandstone beds and limestone lens | |||
| Yanahara group | consists mainly of clayslate with intercalated several thin layers of acidic pyroclastic rocks and sandstone beds | Acidic submarine volcanism | ||
| Carboniferous | Nigaki group | consists mainly of 2 or 3 schalstein beds and accompanies with clayslate and sandstone beds | Basic submarine volcanism |
The Upper Paleozoic rocks in this area are characterized by submarine volcanisms happened in twice at the time of the Chichibu geosyncline, and following stratigraphic succession has been tentatively proposed from lower to upper.
Nigaki group is mainly composed of schalstein beds derived from basic or intermediate submarine volcanism, and with intercalated slate and sandstone beds. The most part of the group is changed to semischist by Sangun metamorphism.
Yanahara group consists mainly of thick slate beds, with intercalated sandstone beds and acidic pyroclastic rocks, and the latest is the characteristics of this group. Ore body of the Yanahara mine is in this pyroclastic rocks. Acidic pyroclastic rocks consist of trachyandesitic pyroclastic rocks, rhyolite lava flow and rhyolite pyroclastic rocks. Rhyolite pyroclastic rocks are composed of ash tuffite, lithic tuffite, crystal tuffite and lava flow lens.
Kose group is represented by thick slate beds with intercalated thin beds of 3 or 4 sandstones. In limestone lens in slate near by Shimo-yama Waagenophyllum indicum WAAGEN & WENZELL is discovered.
Dodo group is composed of alternations of sandstone and slate with intercalated limestone lens and thin conglomerate beds. In this limestone Neoschwagerina sp. is discovered.
These rockmasses are found as sheets concordant or subconcordant with Paleozoic structure. The rockmasses distribute near by Takahara, Tonoshiki in the northeastern part, near by Yanahara mine in the central part, near by Otani, Takiyama, Totsuno and Nakayama in the southwestern part, and near by Nigaki in the southern part.
The rock types are meta-diabase, meta-gabbro, meta-felsite, meta-quartz-diorite and meta-granodiorite.
Meta-gabbro is found in the Paleozoic formation as concordant sheets near by Nigaki in the southern part, near by Tsukatsuno in the northwestern part, and near by Sunami in the northeastern part.
Under the microscope the rock shows protoclastic texture, and is mainly composed of brown and green hornblende and plagioclase. But the former minerals are altered by chloritization and actinolitization to chlorite and actinolite, and the latter saussuritization to saussurite.
Meta-diabase is found in the Paleozoic formations having intimate relation to meta-felsite.
Under the microscope the rock shows ophitic texture, and is composed of plagioclase, amphiboles and accessories such as quartz, chlorite, epidote, apatite, sphene and magnetite.
These rock facies mixed in each other, and are closely associated with meta-diabase. So these masses are generally heterogeneous. The rockmasses in these types crop out in the vicinity of Ohara, Takahara, Tonoshiki in the northeastern part, of Yanahara, Yasumiishi, Ozaki, Kurio, Hisagi, Kawaraya in the central part, of Nakayama, Totsuno in the southwestern part.
Under the microscope the rock shows protoclastic feature in such a texture that large crystals of quartz and feldspar are crushed. And with the advancement from meta-quartz-diorite to meta-granite, the amount of alkali-feldspar and quartz increases. The constituent minerals are quartz, plagioclase, alkali-feldspar (orthoclase, sometimes microcline), less actinolitic amphiboles, and accessories such as film-like biotite, sphene, epidote and sericite.
Meta-felsite is composed of fine-grained aggregates of quartz and feldspar. Meta-quartz-porphyry resembles to the Late Mesozoic quartz-porphyry dike, but phenocrysts of quartz and feldspar are crushed by protoclastic deformation and show undulatory extinction. Meta-quartz-porphyry seems to be an intrusive type of the last stage.
Serpentinite lenses are found near by Kutsuishi in the southwestern part and near by Takahara in the northeastern part.
The former intruded into the Nigaki group and the latter intruded into the meta-gabbro.
Geologic structure of the Paleozoic formation in this area shows gentle folds with axis in NW - SE direction, except the area around the Yanahara mine. The area is divided into five sections from the view of geologic structure, i. e. Nigaki-, Hani-. Konehon-, and Yanahara-sections (see Fig. 1).
In this section, northern boundary is cut by Nibori - Shiota fault, eastern boundary and western boundary are cut by Myokenzan granodiorite and Nibori granite respectively. And the southern boundary is unconformably covered by rhyolite pyroclastic rocks of the Late Mesozoic age.
General strike is about N 30～40°W, dip is about 20～50° to E, and in phyllitic part lineation with N 15～30°E direction is developed. Boundary between metamorphic facies and non-metamorphic facies is not clear.
Sheets of meta-gabbro are found in the section as concordant sheets near by Nigaki and Inemaki. At the contact with granodiorite and granite, the rocks are suffered by thermal metamorphism.
In Hani section, southern boundary is cut by Daito - Dodo fault, and other boundaries are covered unconformably by rhyolite pyroclastic rocks of the Late Mesozoic age.
General structure shows undulated half-basin form with axis in NNW - SSE direction. Sheet of meta-gabbro is found near by Tsukatsuno as concordant sheet.
Konehon section is unconformably covered by rhyolite pyroclastic rocks of the Late Mesozoic age.
General strike is about N 70°E～E - W, and dip is about 30～50° to the north.
In Kose section, southern boundary is cut by Hiuchi-dani fault, northwestern and southeastern boundaries are covered unconformably by rhyolite pyroclastic rocks of the Late Mesozoic age, near by western boundary the strata are cut by the fault of N - S or E - W directions.
Geologic structure in this section indicates several repetitions of syncline and anticline with axis in NW - SE direction. In the eastern part the section includes the Nigaki group, but around the bounndary between Kose and Nigaki groups sheets of meta-gabbro and meta-granite intrude the both groups subconcordantly or discordantly.
In Yanahara section, northern boundary is cut by Daito - Dodo fault, northwestern and western boundaries are unconformably covered by acidic pyroclastic rocks of the Late Mesozoic age. The southern boundary is cut by Nibori - Shiota fault, and near this boundary some parts of the strata are suffered thermal metamorphism by Nibori granite. Eastern boundary is cut by many faults with N - S direction from Yukinobu to Shiota.
Geologic structure in the Yanahara section is characterized by dome and basin structures with long axes in NNW - SSE and E - W directions. The dome structure with NNW - SSE direction runs from Kichigahara to Yukinobu, and the basin structure with E - W direction runs from Otani to Totsuno. And the secondary folded structure come between dome and basin structures. On the western side of the dome, from Hisagi to Hidashiro, overturned syncline with axis in NNW - SSE direction is found.
In the Yanahara section, there are many meta-diabase, meta-quartz-diorite and meta-granodiorite etc. in the Yanahara group as concordant or subconcordant sheets.
Yanahara ore deposits are found in the acidic pyroclastic beds of Permian which are intercalated between thick slate beds.
The lower Triassic Fukumoto group, the Upper Triassic Yanagi formation and the Nakaiso conglomerate beds and the Inkstone group crop out in the vicinity of Aida-cho.
The stratigraphic succession of the Triassic strata is shown in the following table.
| Geologic Age | Formation | Constituent Rocks | Thickness, m | |
| Upper Triassic | Nakaiso conglomerate beds | mainly conglomerate with sandstone | 200 | |
| Yanagi formation | black shale and carbonaceous sandy shale | 70 | ||
| Lower Triassic | Fukumoto group | Miyano-oku bed | dark blue calcareous sandy shale with shale and fine-grained sandstone | 300 |
| kyogakubo bed | alternations of shale and sandstone | 300 | ||
| Kusano bed | mainly fine to medium-grained sandstone with conglomerate | 70～90 | ||
The Fukumoto group contains Pelecypod fossils such as Neobakevellina kanbei NAKAZAWA, Myophoria aff. lavigata ALBERTI Eumophotis sp. nov. and pecten sichoticus BITTNER in the Kusano and Kyogakubo beds, and cephalopods such as Hollandites sp., "Danubites" sp. and Orthoceras sp. in the Miyano-oku bed.
Fukumoto group is bounded from the other by faults in the most parts, but in the northeastern part of Yuka the Fukumoto group overlies unconformably the Paleozoic rocks (perhaps Yanahara group).
Nakaiso conglomerate beds overlie the Kose and the Fukumoto groups with clinounconformity.
Inkstone group is found in the Late Mesozoic rhyolite pyroclastic rocks as several thin beds near the base of the latter.
Generally speaking, geologic structure of the Mesozoic formation seems to have an intimate relation with that of the Paleozoic formation.
Mesozoic formation is generally bounded by a fault with Paleozoic formation, but in some places it is bounded by unconformity. Especially near by Yuka it is bounded by an overturned unconformity. So it will be able to suppose after the deposition of Paleozoic formation, there were also some movements in this area. Of course there are much differences of geologic structure between the Paleozoic and the Mesozoic formations. So the geologic structure of the Paleozoic formation at present seems to have been resulted from the two folding movements, namely the Late Paleozoic folding movement (Sangun metamorphism) and the Late Mesozoic folding movement (Fukumoto folding movement).
Late Mesozoic igneous rocks in the southeastern and northwestern parts of the area are composed of rhyolites and subsequently of intruded quartzdiorite, granodiorite and granite.
Rhyolites distribute in the southeastern part and northwestern part of the area. These rocks overlie the upper Paleozoic strata and the Triassic sedimentary rocks unconformably, and these are intruded by quartz-diorite and granodiorite masses and dike rocks, and are unconformably covered by the Tertiary and Quaternary rocks.
Rhyolite in the southeastern part is divided into several blocks by faults of E - W and NNW - SSE directions.
The greater parts of the rhyolites are pyroclastic ones, and the lava flows and intrusives are comparatively limited.
Rhyolite in the southeastern part involves two kinds of pyroclastic rocks of different ages, and is continually intruded by intrusive rocks. It also has many blocks of sedimentary rocks produced previously. These rhyolites are divided stratigraphically into seven groups of the following from the bottom.
a)-bed consists of mainly crystal tuff and ash tuff with intercalated thin beds of sandstone, conglomerate and shale of the Inkstone group, around their base. b)-bed consists of lithic tuff. c)-bed consists of alternations of crystal-tuff and ash-tuff, d)-bed is composed of spherulitic lava flow with lithic tuff and ashtuff, e)-bed consists of alternations of crystal-tuff and ash-tuff. f)-bed is composed of spherulitic lava flows with ash-tuff. And g)-bed consists of lithic tuff.
Relation between f)-bed and g)-bed is supposed to be an unconformity. The thickness of rhyolites from a) to f) is about 1,300 m and g)-bed is about 300 m. Roseki deposits are found mainly in the a)-bed and c)- bed, and general strike and dip of deposits coincide with those of the bedding plane of tuff.
Rhyolite distributed in the western and northern parts of the Yanahara mine consists mostly of pyroclastic rocks (lithic and crystal-tuff). Crystal-tuff is in upper horizon and lithic tuff is in lower, and the former is the equivalent to c)-bed and the latter is to b)-bed. Crystal - tuff is composed of angular or subangular quartz and feldspar. Ash - tuff is formed with fine-grained aggregates of quartz and feldspar. Lithic tuff is crystal - tuff and ash - tuff having breccias, and the breccia is composed of angular or subangular slate, andesite, dacite, chert or acidic rocks, green rocks and rhyolites. And rhyolitic lava flow is spherulitic rhyolite which shows remarkable flow structure.
Under the microscope phenocrysts are quartz, alkali-feldspar and plagioclase, and groundmass is composed of fine-grained aggregates of quartz and feldspar. Quartz-porphyry is distributed in the southeastern part of the area as a stock. Under the microscope phenocrysts are coarse-grained quartz, alkali-feldspar, plagioclase and biotite.
In the vicinities of Kurio and Renzyaku in the northern part of the Yanahara mine, a lenticular stock of quartzdiorite (NW - SE : about 3 km, N - S : about 1 km) is exposed, and is intruded by the younger quartz-porphyry dikes and the younger porphyrite dikes. In the vicinities of Sukeyasu and Kinokura, a stock of quartz-diorite is exposed and is thermally metamorphosed by granodiorite. The former is named "Renzyaku quartz-diorite", and the latter is named "Sukeyasu quartz-diorite".
a) Renzyaku quartz-diorite penetrated as a lenticular stock into the Yanahara group, Hoden ore bodies, the late Paleozoic or the early Mesozoic intrusives, and rhyolite pyroclastic rocks of the late Mesozoic age.
It is homogeneous in petrographic feature, medium-grained and grey in colour. And no textures produced by cataclasis is observable.
Under the microscope the rock is hypidiomorphic and granular texture, and is composed of andesine - oligoclase, less altered hornblende, and small amount of quartz, alkali-feldspar and accessories such as apatite and magnetite. Modal composition of this is shown in the following data ; colour indices : 22.6, quartz : 10.5 %, alkalifeldspar / total feldspar : 6.3.
b) Sukeyasu quartz-diorite : Sukeyasu quartz-diorite mass penetrated into the late Mesozoic rhyolite pyroclastic rocks, and is intruded by Myokenzan granodiorite mass. It is rather heterogeneous, i. e. partly dioritic and rarely gabbroic. Cataclastic texture is not observable, and around the contact with Myokenzan granodiorite mass, it is thermally metamorphosed by the latter.
Under the microscope the rock is holocrystalline and granular, and is composed of andesine - oligoclase, hornblende, biotite and small amount of pyroxene, quartz, alkali-feldspar and accessories such as apatite, sphene and magnetite. This modal composition is shown in the following data ; colour indices : 20.1 (rarely 30), quartz : 6.0 %, alkali-feldspar / total feldspar : 8.5
Near by Honzanji, rhyolite pyroclastic rocks are penetrated by granodiorite. The rockmass is named Honzanji-granodiorite. And in the southern part of the sheet from Amase to Uyama, stretched granodiorite mass in N - S direction (N - S direction : about 8 km, E - W direction : about 2.5 km) is observable. This granodiorite mass penetrated into the Paleozoic formation, the Triassic formation, rhyolite pyroclastic rocks of the late Mesozoic age and Sukeyasu quartz-diorite mass. The rockmass is named Myokenzan granodiorite.
a) Honzanji-granodiorite : Honzanji-granodiorite is found along the southern boundary of the Daito-Dodo fault, and penetrated into rhyolite pyroclastic rocks. It is heterogeneous, partly granitic, granodioritic and quartzdioritic in petrographic feature.
Under the microscope the rock is holocrystalline and medium-grained, and composed of andesine - oligoclase, hornblende, biotite, quartz, and small amount of alkali-feldspar. This modal composition is shown in the following data ; colour indices : 8.1, quartz : 21.4 %, alkali-feldspar / total feldspar : 11.1.
b) Myokenzan-granodiorite : The rockmass is found in the southern part from Amase to Uyama. It is heterogeneous in petrographic feature. In the central part, it is dioritic (colour indices : 20～30) and in the border part, it is granodioritic or granitic (colour indices : 10～15).
Under the microscope the rock is holocrystalline and medium- or coarse-grained, and is composed of hornblende, biotite, oligoclase, quartz and alkali-feldspar in granodioritic or granitic part, and is composed of hornblende (rarely pyroxene), andesine and alkali-feldspar with less amount of quartz in dioritic or quartzdioritic part. Boundary between both types is gradual, and the dioritic part resembles to the Sukeyasu quartz-diorite. Granodioritic part changes to granitic in the southern area. Consequently, it is considered that the Myokenzan-granodiorite has been produced by hybridization of Sukeyasu-quartzdiorite and granite.
Nibori-granite crops out in the southwestern part of the sheet. Granite mass penetrated into the Paleozoic formation and the Late Mesozoic rhyolite pyroclastic rocks, and gave the effect of thermal metamorphism to the Paleozoic formation and rhyolite pyroclastic rocks.
Under the microscope the rock is holocrystalline and medium- or coarse-grained, and is composed of quartz, oligoclase, hornblende, biotite and alkali-feldspars and accessories such as allanite, zircon, apatite and ore minerals. Modal composition is shown in the following data ; colour indices : 9.3, quartz : 30.8 %, alkali-feldspar / total feldspar : 46.
The Cenozoic formation in the area is found here and there in many places where the Cenozoic formation overlies unconformably the Paleozoic formation, the Mesozoic formation and all kinds of igneous rocks, except basalt and andesite lava flow. In some parts of the Tertiary strata near by Nerikami and in the basal part of the Fujita formation, many fossils such as Pecten, Vicarya and Ostrea etc. are found.
Talus beds are found along the old river paths in the time of peneplain and along Yoshii and Yoshino rivers.
Many dikes of quartz-porphyry, rhyolite and porphyrite are found in different places of the sheet. Especially, near by Yanahara mining district there are many quartz-porphyry and rhyolite dike-bundles in N - S direction.
Basalt lava flow near by Nerikami covers the alternations of Miocene sandstone and shale unconformably, and andesite lava flow near by Kono-mine covers the older basal groups and the late Mesozoic rhyolite pyroclastic rocks.
There are various ore deposits in this area. But except the Yanahara mine, they are all in small scale. Yanahara mine has hitherto been widely noted for its leading production of iron-sulphide ore in Japan. Other small scaled mines working at present are Higasa mine (gold bearing quartz vein) and several Roseki [ pagodite or agalmatolite ] mines near by Tsurugi etc. Besides, Yu-no-go hot spring is very famous in Okayama prefecture.
The Yanahara mine is situated in the central part of the mapped area. In the recent years the output of the mine has been about 500 thousand tons of ore in a month.
Ore deposits of the mine are only found in the Permian rhyolite pyroclastic beds.
Main ore bodies (No. 1, No. 2, No. 3, and the Lower ore body) are situated in the central part of the mine, and on the western side stands from south to north Shimo-yanahara, Kyu-Hisagi, Hisagi, Hidashiro and Shimotani respectively, and on the eastern side stands from south to north Hinotani, Yasumiishi, Hoden and Kanabori respectively.
Ores of the Yanahara mine are used to show massive, and disseminated occurrences, and the massive ores are divided into such groups as mainly of pyrite, pyrrhotite and magnetite, among which the first is abundant and the others two are less in their amounts.
a) Main ore bodies are divided into No. 1, No. 2, No. 3, and the Lower ore bodies. The length of the main ore mass along the strike is about 450 m, the average thickness varies from 80～100 m, and the total length of the ore shoot is about 1,700 m. Pyrite ore bodies are lenticular or irregular spindle in shape, namely No. 1 ore body is 200 m × 100 m × 100 m, No. 2 is 150 m × 100 m × 80 m, and that of No. 3 is 400 m × 300 m × 100 m, and that of the Lower ore body is 200 m × 100 m × 50～70 m.
b) Ore bodies on the western side : Shape of these ore deposits are lenticular, and the volumes of ore bodies are 30～120 m × 20～50 m × 10～30 m. Shimo-yanahara ore deposit is situated in a concave channel of the strata, that is to say on the western side of convex bodies and Shimo-yanahara ore deposit.
Hisagi ore bodies are situated on the northwestern side of the Shimo-yanahara ore bodies, which is found in a convex bodies of meta-diabase mass between Shimo-yanahara and Hisagi.
Hidashiro ore deposit is situated in the northern part of Hisagi ore deposit and in the rhyolite pyroclastic beds. The ore bodies are followed by overturned structure of the country rocks, and axial pitch of folded structure is about N - S～N 10°W trend.
c) Ore bodies on the eastern side : Ore bodies on the eastern side of the Yanahara mine are situated in the same rhyolite pyroclastic beds and ore bodies of Hoden are suffered by the thermal metamorphism of Renzyaku - quartz-diorite.
The greater parts of ore bodies, i. e. more than 95 %, are pyrite ore. Pyrrhotite ore bodies are situated around the pyrite ore bodies, or along quartz-porphyry dikes intruded into the preexisting pyrite ore bodies. Magnetite ore is often found around the border of pyrrhotite and pyrite ore bodies, and along quartz-porphyry dikes.
Accessory ore minerals are chalcopyrite, zincblende and galena, and they are very few in amount.
The Ohara mine is situated in the northeastern part of the sheet, approximately 1 km north of Ohara, Mimasaka-cho, Aida-gun. Ore body lies along fracture cutting across the metagranite, and is lenticular in shape with N 40～45°E (strike) and 50ﾟ to S (dip), and the width of ore bodies is about 0.3 m.
Ore minerals are composed of chalcopyrite, pyrrhotite and zincblende. The Ohara mine is closed at present.
The Kashi mine is situated in the northern part, 7 km apart from Yoshinaga station of the San-yo Main Line. It has been closed since 35 years ago.
Deposit is found as ore vein in rhyolite pyroclastic rocks. Strike of the ore vein shows N - S direction and dip of it shows 70° to E. Ore minerals consist mainly of chalcopyrite accompanied by arsenopyrite, zincblende and galena.
The Saiki mine is situated in the southern part of the sheet, approximately 2 km north of Tsuse, Saiki-cho, Wake-gun.
Ore bodies lie in the black-semischist, in which a green-semi-schist bed is intercalated. Ore volumes are 0.6 m × 0.7 m × 0.3～1 m, and the ore minerals consist of mainly pyrrhotite and a small amount of chalcopyrite. At present the mine is closed.
The Higasa mine is situated in the northeastern part, about 6.5 km apart from Wake station of the San-yo Main Line.
Deposit is found as gold bearing quartz vein in the crystal-tuff. Strike of ore vein shows N - S～N 10°W direction and dip of it shows 60° to W. Dignity of gold is partly more than 1,000 g / ton, but generally about 30 g / ton. Besides gold, slight volumes of silver, chalcopyrite and pyrite are found.
The Waidani mine is situated in the northern part, 6 km apart from Yoshinaga station of the San-yo Main Line. It has been closed at present.
Deposit is found as gold bearing quartz vein. Strike of ore vein shows N 20°E direction and dip of it shows 70～80° to W. Ore minerals of the mine are composed of gold, arsenopyrite, zincblende, galena and chalcopyrite, and the dignity of gold is generally 10～20 g / ton.
The Mikuni mine is situated in the northeastern part, 2 km apart from Yoshinaga station of the San-yo Main Line.
Toseki [ Potters stone ] deposit is found in the crystal-tuff and ash-tuff. General strike and dip of deposit coincide with that of the bedding plane of country rocks. Ore is chiefly worked as the material for fire-brick, and besides those, as the material for pottery, because ore contains less iron and it is white.
The Tobi mine is situated in the northeastern part, 9 km apart from Yoshinaga station of the San-yo Main Line.
The feature of deposit resembles to that of the Mikuni mine, but the mineralization of this mine is rather conspicuous than that of the Mikuni mine.
The Shioke coal mine is situated in the northeastern part, 6 km apart from the Yanahara mine. The deposit lies in the sandstone of the Miocene age, and the thickness is about 1.5～2.0 m. Strike of deposit shows N 70°W direction and dip shows 8° to N. The nature of coal belongs to lignite. The mine is closed at present.
There are several hot springs in Yu-no-go, Mimasaka-cho, Aida-gun. Among them, Sagi-no-yu hot spring is famous since olden times for its efficacy.
昭和 40 年 1 月 4 日 印刷 昭和 40 年 1 月 10 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1965 Geological Survey of Japan