地域地質研究報告
５万分の１図幅
岡山（12） 第 57 号
地質調査所 地質部 猪木幸男
大阪市立大学 弘原海清
昭和 55 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 II.1 構造区分 II.2 地質区分 III. 古生層 III.1 上月層 III.1.1 概説 III.1.2 岩質 III.1.3 化石と時代 III.2 三日月層 III.2.1 概説 III.2.2 岩質 III.2.3 化石と時代 III.3 龍野層群 III.3.1 概説 III.3.2 龍野層群下部 III.3.3 龍野層群中部 III.3.4 龍野層群上部 III.3.5 舞鶴層群との対比 III.4 古生層中の塩基性火山岩類の化学組成 III.5 古生層の受けた低度変成作用 IV. 夜久野型複合岩体 IV.1 概説 IV.2 角閃岩 IV.3 変斑れい岩類 IV.4 超苦鉄質岩 IV.5 花崗岩質岩類 V. 白亜紀～古第三紀火成岩類 V.1 概説 V.2 相生層群 V.2.1 上郡下部累層 V.2.1.1 行頭部層 V.2.1.2 大南池部層 V.2.1.3 石堂部層 V.2.2 上郡上部累層 V.2.2.1 岩木部層 V.2.2.2 細念部層 V.2.3 鶴亀下部累層 V.2.3.1 皆坂部層 V.2.3.2 下畑部層 V.2.4 鶴亀上部累層 V.2.4.1 加賀美部層 V.2.4.2 滝谷部層 V.2.5 赤穂累層 V.2.5.1 八塔寺部層 V.3 播磨迸入岩類 V.3.1 石英斑れい岩 V.3.2 石英閃緑（ひん）岩 V.3.3 花崗閃緑岩 V.3.4 斑状花崗岩 V.3.5 花崗斑岩（及び文象斑岩） V.4 天下台山層群 VI. 岩脈 VI.1 玄武岩及びドレライト VI.2 石英斑岩及び流紋岩 VI.3 球顆デイサイト VI.4 ひん岩（安山岩） VII. 佐用礫層 VIII. 第四系 VIII.1 河岸段丘堆積物 VIII.2 崖錐堆積物 VIII.3 沖積層 IX. 地質構造 IX.1 古生層に見られる地質構造 IX.2 白亜紀～古第三紀火成岩分布地域の地質構造 X. 応用地質 X.1 金属鉱床及び非金属鉱床 X.2 石材及び砕石 文献 Abstract 図版
図の目次 第 1 図 「上郡」図幅地域の主要河川系分布図 第 2 図 龍野市付近の切峯面図 第 3 図 西南日本の地質構造区分図 第 4 図 兵庫県の地質構造の区分概念図 第 5 図 上月層（局所）柱状概念図 第 6 図 古生層（上月層）のなかにしばしば見られる小規模な断層帯の例 第 7 図 上月町西大畠，判官付近における 含さんご化石石灰岩を挾有する上月層の柱状概念図 第 8 図 三日月層の典型的な粘板岩砂岩互層 第 9 図 龍野層群下部層と中部層との境界における漸移帯のスケッチマップ 第 10 図 著しく褶曲した龍野層群下部層の千枚岩質粘板岩とシルト岩の細互層 第 11 図 龍野市西部，的場山への道路（切割り）沿いのスケッチマップ 第 12 図 「中野礫岩」 第 13 図 「上郡」図幅地域内の龍野層群柱状概念図 第 14 図 舞鶴層群と龍野層群の岩相対比図 第 15 図 龍野市及び周辺の地質図 第 16 図 龍野市付近の龍野層群の柱状概念図 第 17 図 「上郡」図幅地域付近の古生層中の塩基性火山岩類の酸化物変化図 第 18 図 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩類の AFM 図 第 19 図 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩類の Al2O3 - TiO2 図 第 20 図 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩類の SiO2 - Alkalies 図 第 21 図 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩中の単斜輝石残晶の酸化物の変化図 第 22 図 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩中の単斜輝石残晶の Ca - Mg - Fe 図 第 23 図 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩中の単斜輝石残晶の SiO2 - Al2O3 図 第 24 図 相生層群中の凝灰角礫岩の中にはさまれる 「夜久野型」の斑れい岩の露頭のスケッチマップ 第 25 図 大皆坂構造ボーリング柱状図 第 26 図 相生層群鶴亀上部累層加賀美部層の模式地における泥岩火山砂礫岩互層 第 27 図 相生層群鶴亀上部累層滝谷部層中のデレン岩質溶結多結晶凝灰岩の冷却節理 第 28 図 船岩岩体の岩相変化を示す模式図 第 29 図 花崗閃緑岩（GD）と石英閃緑（ひん）岩（QD）の産状 第 30 図 花崗斑岩質迸入岩中に捕獲されている石英斑れい岩の露頭 第 31 図 佐用礫層 第 32 図 佐用礫層が基盤岩（上月層）を直接覆う露頭 第 33 図 上月町金屋付近の段丘堆積物 第 34 図 地辷り地形の例 第 35 図 龍野市西部において実施された 地耐力試験用のボーリングから得られた第四系の柱状図の一部 第 36 図 「上郡」図幅周辺地域の基盤構造 第 37 図 「上郡」図幅周辺地域の白亜紀～古第三紀火成岩類分布域の地質構造図 第 38 図 千種川流域赤松付近の採石現場
表の目次 第 1 表 「上郡」図幅地域の地質総括表 第 2 表 西大畠付近の上月層の石灰岩中に産出した化石 第 3 表 上荕原（かみあざはら）の上月層から発見された石炭紀フズリナ化石 第 4 表 三日月層中のフズリナ化石 第 5 表 「龍野」図幅地域内における龍野層群下部層相当層から発見された化石 第 6 表 龍野層群上部層相当層から発見された微化石 第 7 表 舞鶴帯と上郡帯（上月 - 龍野帯）の特徴的構成要素の比較表 第 8 表 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩類の化学組成及び CIPW ノルム計算値 第 9 表 第 8 表分析岩石試料の簡単な記載 第 10 表 「上郡」図幅地域付近の古生代塩基性火山岩類中の残晶単斜輝石の化学組成 第 11 表 「上郡」図幅地域付近の古生層中の低度変成岩の鉱物組合せ 第 12 表 兵庫県西南部の白亜紀～古第三紀火成岩類の火山層序的区分 第 13 表 「上郡」図福地域内の相生層群の火山層序
図版の目次 第 Ⅰ 図版 1. 斜方輝石ホルンフェルス 2. 塩基性火山岩 第 Ⅱ 図版 1. 角閃岩 2. 変斑れい岩 第 Ⅲ 図版 1. 上郡下部累層・行頭部層の含異質礫流紋岩質石質～ガラス質凝灰岩 2. 上郡下部累層・行頭部層の 流紋岩質弱溶結ガラス質凝灰岩のユータキサイト構造 第 Ⅳ 図版 1. 上郡下部累層・南大池部層の流紋岩質強溶結ガラス質凝灰岩 2. 上郡下部累層・石堂部層の流紋岩質溶結多結晶凝灰岩のユータキサイト構造 第 Ⅴ 図版 1. 上郡上部累層・細念部層の流紋岩質溶結多結晶凝灰岩 2. 鶴亀下部累層・皆坂部層の斑状普通輝石紫蘇輝石安山岩 第 Ⅵ 図版 1. 鶴亀下部累層・皆坂部層の緻密なアフィリック安山岩． 旭日鉱山でアサヒライトと呼ぶアフィリック溶岩 2. 鶴亀下部累層・下畑部層の流紋岩溶岩の ガラス質石基の真珠状構造と脱ガラスによる球顆構造 第 Ⅶ 図版 1. 鶴亀上部累層・滝谷部層のデレン岩質の溶結多結晶凝灰岩 2. 赤穂累層・八塔寺部層の流紋岩溶岩の球顆構造
地域地質研究報告
（昭和 55 年稿）
５万分の１図幅
岡山（12） 第 57 号
本地質図幅の調査研究は 昭和 39 年に開始されて以来 断続的に実施されてきていたが， 昭和 52 年度と昭和 53 年度にわたる補備調査を行うことにより ようやく完成されたものである。 延日数は約 200 日をようしている。 当初 調査研究を行った頃に比べると， 現在では 主要道路の拡大， 新道路の開通， 宅地造成などにより 本地域には著しい変化がみられるが， ここでは， 補備調査による多少の新事実が加えられているほかは， 調査研究当初の主な成果が そのまま, まとめられている。
本図幅地域の地質調査研究を行うに当っては 白亜紀～第三紀の火山岩分布地域を弘原海が分担し， それ以外の地域のほとんどは猪木が担当した。 なお， この地質図幅のなかには， 昭和 39 年から昭和 42 年にわたって実施された 当所の特別研究 「国際地球内部開発計画」（Upper Mantle Project -- UMP） の研究費による研究成果の一部も もり込まれている。
本地質図幅をまとめるに当っては， 古生層の地質に関して， 神戸大学 教養部の後藤博弥 教授から種々貴重な資料の提供と助言を賜った。 特に 微化石などの鑑定とリストの作成は ほとんど同教授に負っている。 また， 後期中生代火山岩類については， 姫路工業大学の岸田孝蔵 元教授に未発表資料の提供をいただき， また， 種々助言を頂いた。 その他， 本所の礒見博 技官・神戸信和 技官・服部仁 技官・山田直利 技官・佐藤博之 技官ほか， 地質部の方々から有意義な多くの助言を頂き， 奥村公男 技官には古生代塩基性火山岩中の残晶単斜輝石の EPMA 分析をして頂いた。 岩石試料の化学分析や岩石薄片の作成などは当所の技術部の方々に， 図版写真撮影の一部は正井義郎 技官などによっている。 また， 大阪出張所長の宮村学・ 元広島出張所長（現北海道支所長）の植田芳郎の各技官からも いろいろとお世話いただいた。 これらの方々に厚く御礼申上げる。
本図幅地域の現地における調査研究に際しては， 兵庫県 龍野市， 上月町， 新宮町， 上郡町， 佐用町のそれぞれの役所あるいは役場の方々に 一方ならぬ お世話になった。 併せてここに謝意を表します。
本図幅地域は 兵庫県の南西部に位置し（東経 134゜15'～134゜30'， 北緯 34゜50'～35゜00'）， 岡山県の一部が 南西端にわずかに含まれている。 中国地方において 日本海側と瀬戸内海側との分水嶺となっている中国脊梁山脈の延長部は 兵庫県の中央に位置し， 兵庫県地質鉱産図（1961）では「中央山地」とよばれており， 本地域はそのはるかに南側にある。
本図幅地域には 高度 500 m 前後の山々が ところどころにそびえているが， 一般には低山岳地帯であり， それらの山頂は 平坦で 全般には準平原をなしており， 西方の岡山県下の吉備地方によく発達する吉備高原の東への延長部にあたる。
本図幅地域の中央部から北西にかけて 山頂部にも平坦化されたところがあり， この部分には「佐用礫層」と呼ばれている礫岩層が残っているところもある。 このような礫層を伴う平坦地帯は， 図幅地域内では中央部から北西部にかけて 西北西 - 東南東方向にのびており， この方向は， 本地域の基盤岩である古期岩類（古生層及び夜久野型複合岩体）の延長方向に ほぼ一致している。
本地域内で著しい山岳地帯を形成するところは 上述の平坦地帯の南側で，
東の
三濃
山
[
←
三濃
山
]
（508.6 m）
[
← 図幅地域南東隅から北北西方 9 km
]
と西の
船岩
（507.5 m）
[
← 図幅地域北西隅から南東方 11 km
]
を結ぶ山地であるが，
いずれも 500 m をわずかに超える程度のもので，
それぞれが 白亜紀～古第三紀の火山岩と深成岩からなりたっている。
このような山岳地帯も 南側にむかうと 山地といえども 400 m を超えることはなく，
次第に低地化している。
河川で目立つものは 本地域の中央部を北から南流する 千種 川と 佐用 川である。 両者は共に， はるか北方の中国脊梁山脈， 前述の「中央山地」に源を発しているが， 本地域の中央北部の 久崎 付近で合流する。 本地域中央部の大部分の河川は 千種川に流入するが， 東部で東流あるいは南流する中小河川は [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内の 揖保 川へ， また 西端部のものは [ 本図幅の ] 西隣の「 周匝 」図幅地域内の 吉井 川へ流入している。 第１図は 本図幅地域内の主要河川系の分布図である。
本地域は， 日本の地質では 後述するような 特殊な「上郡帯」と呼ばれている 「構造帯」の大部分を占めていることになっているが， 現在みられる地形， 特に河川の流路に関する限り， 特にこの地質構造に支配されているとは思えない。 古い地質構造が西北西 - 東南東の傾向をもっているのに対して， 主な河川は南北方向をもち， むしろ古い構造と直交している。
第 2 図は 後藤（1979）による「龍野市付近の切峯面図」であるが， この中には広く当地域全域が含まれており， 本文中にも述べられているように， この図から 準平原を基準にみて東西方向に軸を持つ弱い基盤褶曲が認められ， 主要河川がこれら構造をも切って流れる， いわゆる「先行河川」であることもわかる。 ただ， 一部には， 本地域の南部にみられるような（ [ 図幅地域南東隅から北西方 3.5 km の ] 二木 峠から [ 図幅地域南東隅から西北西方 7.5 km の ] 椿峠にかけてみられる）, 基盤岩類や準平原にみられる基盤褶曲の地質構造に ほぼ調和的な方向をもち， 断層谷かとも思われる直線的な流路をもつ河川も見出されている。 また， この断層谷と調和的あるいは直交的な 大小数多くのリニアメントも航空写真から標示できるが， ここでは省略する。
本図幅地域は 地質学的には 西南日本内帯のほぼ中央部に位置しており， 古い 20 万分の１地質図幅では「赤穂」（巨智部， 1897）の中に含まれている。 最近の地質構造区分からすると， 西南日本内帯は大きく飛騨帯， 中国帯（あるいは三郡帯）， 丹波帯（美濃 - 丹波帯）に分けられているが， 中国帯と丹波帯の間には「舞鶴帯」と呼ばれている特殊な造構帯がある（第 3 図）。 この「舞鶴帯」は ほぼ東北東 - 西南西方向に帯状分布し， 夜久野型複合岩体， 上部二畳系 舞鶴層群 及び モラッセ相の堆積層からなる三畳系によって特徴づけられており， 本地域にも この「舞鶴帯」に類似する構成要素をもった地帯が 西北西 - 東南東方向をもって分布しているところから， この地帯を「上郡帯」と呼んで， 「舞鶴帯」と同じような構造帯であると見なされていた（兵庫県， 1961）。 第 3 図の中の舞鶴帯の分枝した部分がこれに相当する。
また， この「上郡帯」の南側の片状岩化した古生層は「三郡型」の変成岩であるとして， 「龍野変成帯」を設定し， 「三郡南帯」の変成岩の東への延長の一部とした（第 4 図）。
しかし， 「上郡帯」には 後述するように 夜久野型複合岩体類似の岩体の分布は顕著であるが， 三畳系の存在は未だ確かめられておらず， 古生層には「丹波帯の古生層」と「舞鶴帯の古生層」とが混在している。 また， 「龍野変成帯」の岩石には， 確かに片状構造の著しい千枚岩化泥質岩が大部分を占めているが， ぶどう石 - パンペリー石帯 ないし パンペリー石 - アクチノ閃石帯に属する 低度変成岩類の「緑色岩類」がところどころに見られるのみであり， また， 北方の古生層の中にもあちこちに 同様の低度の変成作用を被った部分があり， 「龍野変成帯」の岩石のみを「三郡変成岩」と見なすわけにはゆかない。 特に最近， この「龍野変成帯」とされている古生層の中の石灰岩から 下部二畳系を指示する化石が発見され， この古生層は むしろ， 舞鶴層群の最下部層と比較される二畳系の下部層， あるいは， それに引続く より下位の地層と考えられるに至っている。
本地域内の主要な地質は 大きく３つの地質単元に分けられる。 １つは古生層で， １つは塩基性深成岩を主とする夜久野型複合岩体であり， いま１つは白亜紀～古第三紀の火成岩類である。
古生層は 本州（秩父）地向斜の堆積層に含まれるものであるが， 本地域が丹波帯， 中国帯， 舞鶴帯などの複雑に入り混じったところと解せられる地域であるため， それらを構成する古生層の区分もまた複雑であって， それぞれの時代の識別対比にも困難なものがある。 ここでは 総括的な岩相の相異を基準にして 大きく３つの地層に大別した。 １つは 本図幅地域の北西部から中央部にかけて分布し， 塩基性火山岩類を多く含む粘板岩を主体とし， チャートや石灰岩のレンズをところどころに挾有する地層で， 石灰岩の一部は 石炭紀を指示するさんごなどの化石を含んでいる。 この地層は断層によってブロック化している部分もあるが， ほぼ 西北西 - 東南東方向に連続して分布する。 この地層を 上月 層と呼ぶ。 もう１つは 本地域の北東部を占める古生層で， 砂岩の優勢な砂岩・泥岩（粘板岩）互層を主とし， [ 本図幅の ] 北隣の「佐用」図幅地域でもかなりの分布を示す「 三日月 層」と呼ばれている地層（神戸・広川， 1963）の一部である。
いま１つは 本地域の南東部に分布する古生層で， 南から北へむかって 下位層から上位層に移るが， 南部のものと北部のものとの間には大きな岩相の相異がある。 すなわち， 南部の下位層は泥質岩を主とし 片状構造の著しい地層であるのに対して， 北部の上位層は ほとんど片状構造をもたない泥質岩 及び 砂岩からなる。 両者の間には厚い塩基性火山岩層をはさみ， 下位層とは漸移関係が見られるが， 上位の地層とは間に断層や 後述の夜久野型複合岩体が挾在し， また， 白亜紀～古第三紀の火山岩類におおわれて 関係はつまびらかでない。 しかし， ここでは これらが一応 一連のものであると解されるので 一括して「龍野層群」と呼び， 片状岩を主とする下位層を下部， 塩基性火岩層を中部， その上位の地層を上部と呼ぶ。 前述の「龍野変成帯の岩石」として三郡変成岩とされていたものは， ここで言う龍野層群下部に相当する。
これら 大きくわけた 上月層， 三日月層， 龍野層群などの古生層３者の間には， それぞれの地層が堆積した後におこった造構造運動に伴う断層があり， また， 後期中生代の火山岩煩の被覆などのために 相互の関係は不明となっている。 しかし， それぞれの地層の岩相の違いから推定すると， 石炭紀から二畳紀の後半にかけて 本州地向斜それ自体が大きな地殻変動の影響をうけ， 堆積盆にも変化があり， その影響が堆積相のうえにも大きく反映したものとおもわれる。
二畳紀から三畳紀にかけては， いわゆる本州造山運動にかかわる造陸運動とともに, 斑れい岩類を主とする夜久野型複合岩体の古生層内への導入を誘発した造構運動がおこり， 「舞鶴帯」と対等の構造帯が形成された。
しかし， この地域には「舞鶴帯」を特徴づけているものの１つである「三畳系」が欠如している。 このことは， この地域には モラッセ型の堆積環境， つまり， 舞鶴帯に見られるような古上層隆起後の湾入地帯の形成がなかったと言える。 ただし， 「あったとしても 現在はその堆積物は全く削剥しつくされた」 という問題は残っているのであるが， 今のところ証拠はない。
古生代の地向斜地帯は 以後 大きく隆起， 陸化し 削剥され， 中生代古期になると 激しい火成活動を伴う地殻変動の場となった。 つまり「広島変動」と呼ばれているもので， 本図幅地域もその影響を大きくうけた。
本地域に分布する白亜紀～古第三紀の噴出岩や迸入岩などの火成岩類は その時の産物である。 火山岩類の主なものは 安山岩， デイサイト， 流紋岩などであるが， これらは引き続く花崗岩から斑れい岩にわたる迸入岩類によって貫かれ， その影響を受けている。
兵庫県下に分布する白亜紀～古第三紀の火山岩類は， 兵庫県地質鉱産図（兵庫県， 1961） [ 以下の [注] 参照 ] の調査時期には 矢田川層群， 有馬層群， 生野層群（あるいは播磨累層群）と地域によって区別されて呼ばれていた。 そして， 兵庫県南西部の姫路市を中心に分布する 生野層群に対比される火山岩類は 姫路累層群として区別され， 揖保川層群と広峰層群にわけられ， 揖保川層群は さらに那波野累層， 相生累層に分けられていた（兵庫県（1961）の兵庫県地質鉱産図説明書）。
兵庫県地質鉱産図以後の 引続く最近の調査研究によって， 姫路～相生地区の火山岩類には 生野層群の模式地には分布しない， より上位の伊勢累層（ [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」地域）及び 赤穂累層（ [ 本図幅の ] 南隣の「播州赤穂」地域内）などのあることがわかり， そのために それらは一括され 相生層群として生野層群に対比させられた。 そして， 付近の火山岩類を主とする地層を 火山層序学的に下から 広峰層群， 相生層群， 天下台山 層群とし， さらに 後述する花崗岩などの貫入岩類を含めた一連の火成岩類に対して, 姫路酸性岩類（岸田・弘原海， 1967）と再定義するに至っている。 その経緯は いささかややこしいのであるが， 結局のところ この定義に従うと， 本地域に分布する白亜紀～古第三紀の火成岩類は 姫路酸性岩類に属し， 火山岩類の大部分は 相生層群であるということになる。 天下台山層群は 本地域では南部に僅かに分布するにすぎないが， 本層群は 後述の迸入岩類の影響をうけておらず， それ以後の火山活動による火山岩層と考えている。
相生， 赤穂， 上郡地域の相生層群は 火山層序的に下位より 上郡累層， 鶴亀 累層， 赤穂累層に区分されているが， さらに今回の調査研究の結果， 上郡下部累層， 上郡上部累層， 鶴亀下部累層， 鶴亀上部累層 及び 赤穂累層の５つの累層に分けられた（弘原海， 1980）。
花崗岩類などの迸入岩類は 一括して「播磨花コウ質岩類」と呼ばれ（岸田・弘原海， 1967）， 古生層， 夜久野型複合岩体 及び 相生層群の最上部層をも含めて 白亜紀の火山岩類を貫いている。 迸入岩類には 種々の岩種があり， 斑れい岩から花崗岩にわたっており， １岩体内での岩相の変化も著しい。 これらの迸入岩類を ここでは「播磨迸入岩類」と呼ぶ。 比較的塩基性の岩石と見られるものは 半深成岩的酸性岩と同様に 小岩体として露出しているが， いずれも まわりには かなりの範囲で熱変成作用を与えているところをみると， 岩体そのものは 相当な広がりを潜在させているかもしれない。 また， [ 後述する ] 構造の項 [ 「IX. 地質構造」? ] でふれるように， 本地域には 迸入岩の配列のうえで 北北西 - 南南東の方向をもつ２つの列があるが， 両者問には著しい岩質上の相異はみあたらない。
白亜紀～古第三紀の火成活動を伴う地殻変動のあと, 本地域では全般的に比較的平穏であったようで， わずかな昇降運動があったにすぎないとおもわれる。 兵庫県地質鉱産図（兵庫県， 1961）に 中新統の「川上累層」としてまとめられている地層のなかの礫岩層が, 前述のように 本地域内の中央部や北西部の山地にみられるが， [ これを ] 岡山県の津山市付近の勝田層群（河合， 1957～1958）の延長とするには根拠がなさすぎる。 むしろ， この本地域内の礫層は いずれも [ 本図幅の ] 北隣の「佐用」図幅地域の南部に分布する「佐用礫層」の南への延長と考えた方がよいであろう。 これは 鮮新世～更新世の頃の準平原の低地帯における氾濫原堆積物かもしれない。
第四紀に入ってからも この地域内に大きな変動の跡はなく， 前述の礫層のほかには 第四系としての河岸段丘堆積層や沖積層がみられるだけである。
第 1 表は 以上のべてきた本地域の地質概略の総括表である。
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本図幅地域に分布する古生層は， それぞれ堆積環境を異にして発達したと思われる３つの地層が区別される。 北から 三日月層， 上月層， 龍野層群である。 いずれも ほぼ西北西 - 東南東方向の広がりをもって分布しているが， それぞれが ほぼ同方向の断層によって境され， 大きくブロック化しており， 相互関係は不明となっている。
上月層は 上部石炭系を指示する化石を含んでおり， 粘板岩を主とし， 塩基性火山岩類 [ 以下の [注] 参照 ] ， チャートを頻繁にはさむ。 本地域の中央部から北西隅にかけて分布し， 本地域の古生層のなかで中心的な存在であり かつ 最も古い地層である。
三日月層は [ 本図幅地域の ] 中央北部から北西部にかけて分布し， 優白質な砂岩と砂岩泥岩互層を主とする。 一部に 下部二畳系を指示する化石を含んでいる。 龍野層群は [ 本図幅地域の ] 南東部に分布し， 南から北に向って 下位から上位に移るが， 岩相を異にする下部， 中部， 上部に分けられる。 下部は シルト岩の薄層をはさむ 千枚岩化の著しい泥質岩を主としており， 二畳系中部～下部を指示する化石が発見されている。 中部は 厚い「塩基性火山岩」層からなり， 化石は発見されていない。 上部は 他の古生層と異り 塊状の泥質岩からなり， 砂岩を伴うことを特徴としており， [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内において 二畳系中部～上部を指示する化石を多く含んでいる。 本層群は 岩相などの類似性から 広義の舞鶴層群に対比できそうである。
上月層の地層名は この地質図幅内において初めて使用される。 本層は 本地域のほぼ中央部を約 5 km の幅をもって 西北西 - 東南東方向に分布する古生層で， 北側に分布する三日月層とは断層によって接しているが， この２つの地層は いずれも 一般的には ほぼ東西性の類似の走向をもち， 南落ちの傾斜を示している。 従って， 見かけの上では 本層が上位， 三日月層が下位であるかのようである。 本層の走向傾斜に従って観察されたいくつかの級化層理も 正常であることを示している。 しかし， 後述する含有化石によって 上述の両層間の断層は逆断層であり， 本層が下位， 三日月層が上位で， 本層は三日月層のうえに衝上したものであると判定した。 また， 本層の分布地域のなかに 夜久野型複合岩体が下層の分布方向とほぼ調和的に帯状分布しているが， 本層とは断層的関係（固体迸入）にある。
本層は 主として千枚岩質の粘板岩とその中に頻繁に挾在する塩基性火山岩類からなるが， 粘板岩には シルト岩 あるいは砂岩がはさまれ， 塩基性火山岩類には 石灰岩の小レンズが ときどき含まれている。 チャートも塩基性火山岩類中ばかりでなく， ところどころ 粘板岩の中にも挾在する。 厚さは数 m 程度の薄層が多いが， ときには それ以上のかなりの厚さをもつものもある。 [ 図幅地域北西隅から南東方 5.5 km の ] 上月町 西大畠 付近の石灰岩中には， 後述の石炭紀を指示するさんご化石などが発見されている。 さんご化石の発見されたのはこの付近のみであるが， 同じ岩相をもつ地層が東方あるいは南方へと広がっており， それらは一連の地層として ここに「上月層」として一括されている。 本層の厚さは 2,000 m 以上と推定されているが， 上限， 下限は共に不明である。 後藤（1965）による尾崎層， 稗田 層， 西大畠層などもこの中に含まれている。 また， 本層の西方への延長は [ 本図幅の ] 西隣の「周匝」図幅地域の北東部に分布しており， 同図幅（光野・大森， 1965）によると 苦木 層群の一部となっている。
第 5 図は 本層の代表的な層序を示す柱状概念図である。 この図は， 地質図にも見られるような 単純な層序を基準とした見かけの地層の上下関係を 柱状図としてそのまま並列させてあるので， ここで総計される本層の厚さは 4,000 m を超えている。 実際にはいくつかの同斜褶曲などがあり， 地層の繰り返しも当然考えられるのであるが， 鍵層となるものがないので， この図は あくまでも見かけ上の地層の柱状図である。
本層中の千枚岩質粘板岩 [ KS ] は 一般的に風化が著しく 褐色を呈し， ぼろぼろとこぼれ易く， かつ層理に沿って剥理性に富んでいる。 新鮮なものは 暗灰色で， 時に灰緑色を帯びていることが多いが， 黒色の塊状のものもよく見られる。 この粘板岩は均質ではなく， よく観察すると, レンズ状あるいはパッチ状に シルト質あるいは砂質の部分が含まれていることが多く， 堆積環境が平穏でなかったこと（乱泥流（turbidity current）であったこと）を示すものもある。 また， 粘板岩層のなかには その走向傾斜に調和的な小断層があちこちに見られ， 付近の粘板岩は相当崩れ易くなっている（第 6 図）。 目高 [ ← 図幅地域北西隅から南東方 7 km 弱 ] や 金出地 [ ← 三濃山の西北西方 3 km ] などの白亜紀迸入岩類と接する付近には 肉眼的にも黒雲母の再結晶がみられる。
シルト岩ないし細粒砂岩 [ KS ? ] は 灰色で， 普通には泥質岩のなかに数 cm の厚さではさまれるが， また， 1 cm 以下の厚さで細互層することがある。 まれには かなりの厚さをもっていることもある。 灰白色を呈するものには 一見して 珪質岩のように見えるものがある。 泥質岩， 砂質岩のいずれも変質し， 石英脈や方解石脈がよく発達し， マトリックスの部分には 絹雲母が再結晶しており， 泥質岩には 石墨質の物質が条線状に発達している。 まれにスティルプノメレンを見ることがある。
塩基性火山岩類 [ KB ] は 玄武岩溶岩及び凝灰岩であり， ときに枕状溶岩とおもわれる外観を呈するものもある。 これらは 一括して， 俗に「シャールスタイン [ schalstein ; 輝緑凝灰岩 ] 」と呼ばれていたことは前に述べた。 露頭では いずれも暗緑色で， ときに赤鉄鉱の鉱染によって 赤褐色を呈することがある。 溶岩と凝灰岩は 野外において区別し難いことが多いが， 凝灰岩は 上下の泥質岩の層理に平行し 千枚岩様を呈しており 崩れ易いのに対して， 溶岩は塊状， 硬質で， 試料も採取し易い。 溶岩には 玄武岩の石基の間粒組織がよく残存しており， 斜長石， 単斜輝石などの斑晶もまたよく残っている。 また， 溶岩には粗粒となってドレライトと思われるものもあり， 一方では バリオライト構造を示すものも少なくない。 しかし， 一般に 石基は変成作用をうけて 緑泥岩， 緑れん石， パンペリー石・白雲母などが再結晶しており， 石英， ぶどう石， 曹長石などの細いがよく発達している。 方解石は脈をなすものを含めて普遍的にみられる。 凝灰岩には 同源の溶岩の角礫が含まれていることが多く， 溶岩と同様の変成鉱物がよく再結晶しており， 細脈の発達も著しい。
チャート
[
KC
]
には 赤色や灰白色のものが多いが，
まれに緑色を呈するものもある（上秋里の
南
[
← 西南西方 3.5 km
]
の向坂付近）。
一般には 薄層のレンズであるが，
本図幅地域西端部の
石堂
[
← 図幅地域北西隅から南方 4.5 km
]
付近にはかなりの厚さ（間に泥質岩の薄層をはさむが，
厚さ 200 m 以上）のものがあり，
その付近にはマンガン（二酸化マンガン）鉱床の採掘跡がある。
これまでのところ チャートからはほとんど微化石の産出は知られていないが，
まれに微化石（ラジオラリア）の痕跡を思わせる小さな球状のスポットを見ることはある。
チャートの大部分は石英，
絹雲母の微小結晶や石英脈によって置き換えられている。
石灰岩 [ KL ] も本地域内にはほんのわずかしか分布しておらず， ほとんどが延長 10 m ないし数 10 m， 幅も 10 m 前後位の小レンズである。 これらは いずれも 塩基性火山岩の中 あるいは その付近に見出されている。 その大部分は結晶質で， 方解石の集合体となっている。 前述のような さんごなどの石炭紀を指示する化石を含んでいる石灰岩は 西大畠付近のものであるが， この付近には４カ所の石灰岩が知られている。 西大畠付近の石灰岩を含む地層の概略は 第 7 図の模式柱状図に示した。
その他の地域に挾在する石灰岩レンズのなかにも， 後述以外に， ときとして 小型フズリナの化石のあることが 後藤（口頭）によって知られているが， 内容は今のところ発表されていない。
本層中の化石は， これまで発表されているものは本地域北部の 西大畠 [ ← 図幅地域北西隅から南東方 5.5 km ] 付近の石灰岩からのものであり， 次のような化石が鑑定されている（第 2 表）。
|
Amygdalophyllum sp. indet.
A. aff. Naosoideum Lonsdaleoides ? sp. indet. Siphonodendron ? sp. indet. Clisaxophyllum cf. awa Psendopavona cf. taisyakuana Fusulinella sp. A : F. itoi ? B : F. biconia C : F. sp. |
これらによると， 少なくとも西大畠付近の上月層は上部石炭系である。 しかし， 本層全体が石炭系というわけではないが， さらに最近， 上月駅の南方の 寄延 [ ← 西大畠の東方 2 km ] から後藤（未発表）によって鑑定された化石は次のようなものである。
また， 本地域の東部の 上荕原 （三日月町） [ ← 図幅地域北東隅から南南西方 7 km ] 付近の石灰岩レンズからも第 3 表のような化石 [ 以下の [注] 参照 ] が見つかった。
|
Fusulinella cf. hanzawai IGO.
F. cf. biconia HAYASAKA. F. sp. A F. sp. B F. sp. C F. simplicata TORIYAMA. F. aff. bocki MÖLLER. |
以上のような石炭紀を指示する化石を含む石灰岩は 分布地域内では 北側 [ ← 夜久野型複合岩体（主に YGB）の北側 ? ] のものに限られており， 本層の地質構造から考察すると 層序的には比較的下部にあたる位置に存在している。 従って， 上月層全体が上部石炭系であると言いきるには 未だ検討の余地がありそうである。
本層は 本地域の北部に広く分布している砂岩と千枚岩質粘板岩を主とする地層で， [ 本図幅の ] 北隣の「佐用」図幅地域の南東部に連続し， 神戸・広川（1963）によって「三日月層」と名付けられた地層である。 本地域では 北東隅に分布する本層は 塊状の砂岩に富んでいるが [ 以下の [注] 参照 ] ， 一般には 砂岩の優勢な 砂岩粘板岩互層からなり， 全般として 単調な岩相が特徴的でもある。 しかし， ときどき チャートや塩基性火山岩の薄層がはさまれている。 石灰岩レンズは 極めてまれであるが， 後述するように 本地域内では 露頭は未だ見出されていない。
そのような一見単調な岩相をもつ本層は 一般的に 上月層とほぼ同様の西北西 - 東南東方向の走向をもち， 傾斜は南落ちであるが， あちこちに小褶曲があり， 地質図には図示されていないが 背斜構造や向斜構造が繰り返されている。 また， 断層による地塊化も著しい。 そのために 本層の層序を組立てることは極めて困難である。 従って， 本層の厚さを推測することも難しいが， 本地域内に分布するだけでも 3,000 m は超えるものと思われ， さらに [ 本図幅の ] 北隣の「佐用」図幅内に分布する本層を考慮すると， 5,000 m に及ぶかも知れない。
第 8 図は 砂岩と粘板岩のリズミカルな互層を示す露頭であるが， ところどころに 小褶曲の著しいところがあり， 特に [ 図幅地域北東隅から南西方 5.5 km の ] 相坂 峠の南方の国道沿いでは， 砂岩が塊状を呈して かなりの厚さをもっているために気がつかないが， その中に挾在している 千枚岩化した粘板岩の薄層は 著しく褶曲している。 その部分だけをみると， 後述する 龍野層群 下部層の千枚岩 [ TLS ] の変形と遜色がない程である。
本層中の主要な堆積岩の１つである砂岩
[
MS
]
には その粒度に変化があり，
粗粒のものから細粒のものとさまざまである。
前述の
北西部
[
← 北東部
]
の塊状の砂岩は 中粒ないし粗粒で，
ときに
礫岩質の部分
[
MC ?
]
もある。
粗粒のものは灰色で白っぽいが，
中粒ないし細粒のものは 暗灰色を呈し，
ときに 暗緑色を帯びるものがある。
いずれも 一般に石灰質で，
変質したものには 石英粒などの間を埋めるマトリックスの部分に
絹雲母とともに方解石が晶出しており，
また，
石英脈とともに方解石脈もよく発達している。
褶曲の著しい千枚岩質粘板岩と互層する砂岩の部分には 珪化したものが多く，
石英脈の発達も著しい。
また 局所的に 粘板岩と細互層をなす砂質岩は 極細粒のものが多く，
シルト質となっている。
千枚岩質粘板岩 [ MS ] は 黒色ないし暗灰色であるが， 緑色を帯びたものも少なくない。 岩石は層理に平行した剥理性に富んでおり， 特に風化したものは ぼろぼろに砕け易く， 褐色を帯びている。 微褶曲が著しく発達しているものには 石英脈， 方解石脈などがよくみられる。 極細粒の石英粒などによく残っているが， 基質の部分には 絹雲母， 緑泥石が晶出しており， ときにはスティルプノメレンもみられる。 また， 不透明の炭質物からなると思われる黒色の条線 あるいは 褐鉄鉱と思われる褐色の条線がよく発達している。
佐用坂 [ ← 図幅地域北端・東西中央付近 ] ， 菰田 [ ← 佐用坂の南西方 2.5 km ] ， 千本 [ ← 図幅地域北東隅から南方 6.5 km ] の北方などでホルンフェルス化したものには， 砂岩・粘板岩ともに， 細粒の黒雲母の再結晶したものが肉眼的にもよくみられ， 石英のプールも発達している。
チャート [ MCH ] は すべて 数 m の厚さをもつ薄層のレンズで， 粘板岩 [ MS ] の中に挾在するが， 塩基性火山岩 [ MB ] に伴われるものもある。 いずれも 灰白ないし乳白色を呈しており， 赤色のものはほとんどないが， その中に泥質岩の薄層をはさむことがある。 チャートの大部分には 石英脈あるいは石英のプールがよく発達しており， ときに曹長石をみる。 この中から 化石はまだ発見されていない。
塩基性火山岩類 [ MB ] も チャートと同様に 数 m から 10 m 位の厚さのレンズ状の薄層として粘板岩 [ MS ] の中に挾在しており， 本図幅地域内では 北東部の本層中に２カ所（ 相坂 [ ← 図幅地域北東隅から南南西方 5.5 km ] の北方と千本 [ ← 図幅地域北東隅から南方 6.5 km ] の北方）に分布しているにすぎない。 本岩は 暗緑色を呈する玄武岩で， 溶岩と凝灰岩が混在している。 いずれも ほとんどが変質しており， 緑泥石・緑れん石・絹雲母・パンペリー石・スヘン・石英・方解石・曹長石などが再結晶している。 それらの変成鉱物からなる細脈も また よく発達する。 千本の北部のものはホルンフェルス化しており， 緑色角閃石・緑れん石・石英・黒雲母などができている。 ただし， この付近には花崗岩類が地表にあらわれていない。
石灰岩 [ ML ] の露頭は 確認されていないが， 上荕原 [ ← 図幅地域北東隅から南南西方 7 km ] 付近の本層の分布地域の 泥質岩と砂岩の互層域 [ MS ] に 石灰岩の破片が見出され， その中には 後述するような フズリナの化石が含まれている（GOTO， 1979）。
[ 本図幅の北隣の ] 「佐用」図幅（神戸・広川， 1963）によると， 本層は「但馬竹田」図幅地域内（広川ほか， 1954）の丹波帯 古生層の一部である 氷上 層によく似ているとされ， 下部二畳系と考えられている。 層序的には， 同地域 [ = 佐用図幅地域 ? ] に分布する舞鶴層群の一部と思われる「 土万 層」とは断層関係にあり， また， 前述の上月層とも断層関係にあるので， それぞれの相互関係は明らかでない。 しかし， 最近， 前述のような石灰岩の中から次のような第 4 表に示すフズリナの化石が発見されている。 これらの化石によって， とにかく本層が一応 下部二畳系であることを指示されるに至っている [ 以下の [注] 参照 ] 。
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龍野層群は 本地域の南東部に分布する一連の古生層であり， 従来， 兵庫県地質鉱産図説明書（兵庫県， 1961）で「龍野変成帯」と呼ばれた変成帯の岩石や， 後藤（後藤・中田（1956）; 後藤（1960・1978））によって 龍野市周辺の古生層， 「 小犬丸 層」， 「長坂層」， 「平木層」などと呼ばれていた古生層などが含まれる。 また， 長谷晃（1977）による龍野市付近の千枚岩ないし千枚岩質粘板岩層， 塩基性溶岩・火砕岩層， 粘板岩層などが ほぼこの龍野層群に一括されるものとおもわれる。
本層群は下位から次の３つの地層からなる。 南から北へ向って， [ 1 ] 千枚岩を主とする地層， [ 2 ] 塩基性火山岩類を主とする地層 ， [ 3 ] 泥岩・砂岩を主とする地層である。 それぞれを 龍野層群の [ 1 ] 下部 ， [ 2 ] 中部 ， [ 3 ] 上部 と呼ぶ。 それらはいずれも 一般に 東西性の走向と南落ちの傾斜をもち， 見掛のうえからも 南から北へむかって 下位から上位に移る一連の地層である。 しかし， 実際には， 必ずしも連続した関係がみられる訳ではない。 下部と中部とには 明らかに 整合一連の関係がみられるが， それぞれの地層には 数多くの大小の断層， 褶曲がくり返されており， 特に， 後で詳述する中部と上部の間には, 夜久野型複合岩体相当の変斑れい岩を主とする岩体が 断層によって挾在されており， 両者の関係は不明となっているため， 一連整合の関係にあるのか， 不整合関係にあるのかは 今のところはっきりしていない。 ここでは便宜的に上部， 中部， 下部の地層に区分したのは， これらの古生層全体として 後述するように それぞれが 舞鶴帯の広義の「舞鶴層群」の 最下部層から上部層にかけての地層に対比される要素をもっているからである。 特に， 上部は 岩相， 構造のうえからも 下部、 中部とはかなりの相異があり， 全く別個の地層である可能性もない訳ではない。
かつて， 筆者の１人は 本層群に対して異なった取扱いを行った（猪木（1970）; IGI and YAMADA（1973））。 それは， 下部が龍野変成帯の岩石として 三郡変成岩の南帯の一部と見なされた「兵庫県地質鉱産図説明書」（前出）に従って， 龍野変成帯の岩石（下部の原岩）を上部石炭系の地層として， 前述の上月層が褶曲を繰り返し， 大きく東西性の軸をもつ シンクリノリウム [ synclinorium ; 向斜 ] の南翼として南へ延びた部分と考えた。 また， 上部層だけはこの付近の古生層としては特殊な岩相をもつものとして区別し， 「舞鶴層群」の上・中部層に対比できるものとして 当地域付近の大胆な地質構造を考えたのであった。
しかし， 最近， 後藤（1978）によって 下部の一部から下部二畳系を指示する化石が発見されるに及んで， これらの古生層は一連であって， 上， 中， 下部層の それぞれのもつ岩相が舞鶴層群と類似することから 広義の「舞鶴層群」に対比できるものとして， それらを一括して「龍野層群」と呼ぶことにしたのである。
龍野層群下部は 千枚岩質の粘板岩を主とし， シルト岩と細互層する地層 [ TLS ] で， 本図幅地域の南東隅に分布し， 後藤（1960）による小犬丸層の一部が含まれ， [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域 及び [ 本図幅の ] 南隣の「播州赤穂」図幅地域に広がっている。 その大部分は 白亜紀の火山岩類（相生層群）に覆われており， また， 一部は 同時代の花崗岩類 [ = 播磨迸入岩類の GP， GD ? ] によって貫かれ， 熱変成作用の影響を受けている。
本層の下限は不明である。 上限は 塩基性火山岩類からなる中部 [ TMB ? ] との境界であるが， 両者は漸移しており， [ 龍野層群 中部層の ] 塩基性火山岩類の薄層が著しく発達し [ 龍野層群 下部層の ] 泥質岩（千枚岩）と部分的に互層をなすところを 本層の上限とする。 その両者の漸移関係は 矢野川流域の 鍛冶屋 [ ← 相生市 矢野町 瓜生 ] の神社の西側の川底に見られる（第 9 図）。
本下部は 千枚岩質粘板岩と細互層するシルト岩の薄層 [ TLS ] のほかに細粒の砂岩を伴っている [ ← 砂岩も TLS に区分されている ] 。 塩基性火山岩 [ TLB ] とチャート [ TLCH ] の薄層がはさまれていることがあるが， いずれも 2～3 カ所で見出されているのみで， ともにレンズ状の薄層の数 m ないし 10 m 程度の厚さをもっているにすぎない。 そのほか， 比較的下位の部分に石灰岩のレンズ [ TLL ] が 千枚岩質粘板岩の間に挾在していた形跡があり， 本図幅地域の南東隅の石灰岩から, 本層が下部二畳系であることを指示するいくつかの化石が発見されている（後藤， 1978）。
なお， 本図幅地域の南西隅に 片状構造の著しい千枚岩とシルト岩の互層 [ TLS ] 及び チャート [ TLCH ] を 挾南する [ = 相互に挟む ? ] 古生層が分布している。 これは 白亜紀～古第三紀の火山岩類 [ = 相生層群の上郡下部累層 ? ] に覆われているため 実際の内容はよく分らないが， ここでは 岩相の類似性から本下部の一部として取扱っておく。 著しい微褶曲の発達が特徴的で， [ 本図幅の ] 西隣の「周匝」図幅説明書（光野・大森， 1965）のなかでは 同地域南東隅の [ 吉永町 ] 神根本 地区の時代未詳 古生層として取扱われている。
細互層をなす千枚岩質粘板岩とシルト岩 [ TLS ] は 層理面に平行して片状化しているが， 細かく見ると 著しい微褶曲が見られ， 肉眼的にも細かい石英脈がよく発達しており， そのプチグマチックな石英脈は時にはかなりの幅（数 cm）をもっていることがある。 龍野から上郡への東西方向の県道に沿う道路切割りには その著しい例が見られる（本図幅地と [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地との境界付近の [ 本図幅地域の南東隅から北方 2.5 km の ] 東村 の東方 及び [ 本図幅地域の南東隅から西北西方 7.5 km の ] 椿峠付近）。 第 10 図はその [ 東西の県道の ] 北方地域における露頭の写真で， 塊状の細粒砂岩を伴っているが， 著しいプチグマチック石英脈がよく発達しているばかりでなく， 露頭の岩石全体がマイロナイト化しており， この部分の千枚岩とシルト岩の細互層は 一見して 結晶片岩様となっている。 このような千枚岩質粘板岩には 絹雲母・石英・曹長石・緑泥石の再結晶が著しく， 石英脈をはじめ 方解石， 曹長石などの細脈も著しい。 ところどころに スティルプノメレンもまた見られる。
千枚岩質粘板岩と細互層をなすシルト岩には, 極細粒の石英を取り囲む基質の大部分は珪化しており， 細粒の石英の脈 あるいは プールの発達が著しく， また， 方解石脈も少なくない。
チャート [ TLCH ] は 灰白色ないし乳白色を呈し， 幅数 m 程度のレンズであるが， ほとんどが 再結晶した細粒の石英の集合体となっている。 ところどころに絹雲母，方 解石も晶出している。 石英の細脈の発達も著しい。 このチャートのなかから まだ 微化石は見出されていない。
塩基性火山岩類 [ TLB ] は 今までのところ 小犬丸の谷 [ ← 図幅地域南東隅から北方 2.5 km ; 小犬丸の東方 500 m ] ・小谷 [ ← 図幅地域南東隅から西北西方 7 km 弱の矢野町 小河 か ? ] ・東谷 [ 位置不明 ] に見出されているにすぎないが， いずれも数 m から数 10 m ていどの薄層で， レンズ状をなし， 水平的広がりは余りない。 岩石は玄武岩溶岩を主としているが， 凝灰岩を伴つている。 ここに見られる溶岩は 暗緑色を呈し， 鏡下で間粒組織ないしオフィチックな構造を示し， 斜長石， 単斜輝石が斑晶状に残っているものもあるが， 無斑晶的であることが多い。 また， バリオリテックな玄武岩もある。 一般に 緑泥石・緑れん石・曹長石・白雲母・パンペリー石・スヘン・方解石・石英などの 再結晶鉱物が晶出しており， 脈の一部には針状のアクチノ閃石が見られることがある。
なお， 白亜紀の花崗岩質迸入岩類 [ = 播磨迸入岩類の GP， GD ? ] の周りの本下部層はその影響をわけホルンフェルス化しており， 黒雲母・石英・斜長石・ざくろ石などのほか まれに単斜輝石の再結晶をみる。 特に そのホルンフェルス化の著しいのは 佐用谷 [ ← 図幅地域南東隅から西北西方 9 km ] 付近のもので， [ その南東方 1 km 弱の ] 宇野山 に見られるホルンフェルスには, 石英・黒雲母・角閃石・ざくろ石のほかに 斜方輝石が晶出している（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版 1）が， これは さらに二次的な変質作用を受けている。
本下部には 前述の [ 図幅地域南東隅の ] 石灰岩 [ TLL ] のなかから 次の化石が報告されている（後藤， 1978）。
これらの化石の産出によって， 本下部が前期二畳紀， Pseudoschwagerina 帯に属することを指示するとされている。 また， 後藤（未発表）は [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内においても 本層相当層から第 5 表のような化石を発見している。
|
本中部は ほとんどが 塩基性火山岩類 [ TMB ] からなる地層で， 後藤（1960）による小犬丸層の一部に相当し， 長谷（1977）の兵庫県南西部の塩基性溶岩・火砕岩層も本層に相当する。 厚さは 500 m を超え， 前述のように， 下限は 下部の上限と整合漸移する部分で [ 龍野層群 中部の ] 塩基性火山岩類の薄層 [ TMB ] が 龍野層群 下部の ] 千枚岩質粘板岩 [ TLS ] の間にはさまるところである。 むしろ この粘板岩と塩基性火山岩層の薄層との互層部は 漸移層（漸移帯）である。 上限は， 上部との間に断層があり， 前述のように 夜久野型複合岩体がはさまってくるので 不明となっているが， 上部とは一部整合， 一部不整合で累重するものと考えられるが， 本地域内では そのような関係をはっきりさせる露頭はない。 後述する「中野の礫岩層」は 上部の基底礫岩とも考えられており， また， [ 本図幅の東に ] 隣接の「龍野」図幅地域内には 中部と上部が整合に連続すると思われる個所があるが， 明らかでない。 従って 本層の層厚は 500 m を超えるとしか言えない。
本層は， 東は [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内から, いくつかの南北方向の断層で断たれながら ほぼ東西方向に帯状分布するが， 本地域の中央南部の 小野豆 付近では 完全に白亜紀の火山岩類（相生層群の一部）に覆われてしまっており， その以西では地表に現れていない。
本層の連続的露出は， [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域中の龍野市の西部にある テレビ中継塔（的場山）への道路の切割りに見られる。 本図幅地域外ではあるが， 第 11 図には その道路沿いのスケッチマップを示し， 本層の柱状図の一部に代えておく。
本層中から未だ化石は発見されていない。
本層の塩基性火山岩類 [ TMB ] は ほとんどが玄武岩質で， 溶岩・凝灰岩あるいは凝灰角礫岩からなり， ところどころに粘板岩 [ TMS ] の薄層をはさんでいる。 [ 塩基性火山岩類の ] 岩石は 一般に暗緑色であるが， 部分的に赤褐色を呈し， 溶岩には塊状をなす部分が多い。 しかし， 凝灰岩には著しい片状構造が発達していることがある。 露頭では まだ 明瞭な枕状構造を示すところを見ていない。
溶岩の代表的なものは 斜長石と単斜輝石の斑晶をもち， 石基は填間組織 あるいは 間粒組織を示す。 ときとして バリオライト様の球顆構造を示すものもある。
鏡下では， 前述の斜長石・単斜輝石などの原岩鉱物のほか， 緑泥石・緑れん石・白色雲母・ぶどう石・パンペリー石・スヘン・方解石・石英・曹長石などの 変成鉱物が晶出しており， それらの脈の発達も見られる。 また， 本層の下部， 特に下限近くの「下部」との境界付近の塩基性火山岩には アクチノ閃石の針状結晶が晶出していることがある（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版 2）。
塩基性火山岩類に挾有されている泥質岩（粘板岩）の大部分は千枚岩化しており [ TMS ] ， 石墨質の不透明鉱物のほかに， 変成鉱物として 絹雲母・石英・方解石・スティルプノメレンなどが晶出している。
本上部は 主に 泥岩・砂岩とそれらの互層 [ TUS ] 及び 礫岩 [ TUC ] からなり， 石灰岩 [ TUL ] のレンズを泥岩の間にはさんでいることがある。 本層は 後藤（1960）による長坂層 及び 平木層など いずれも [ 本図幅の東隣の ] 「龍野図幅」地域内の地名に基づいて名付けられた地層に相当する。 本地域内では 釜出 [ ← 本図幅の南東隅から北北西方 5 km 強 ] ・ 能下 [ ← 本図幅の南東隅から北西方 7 km ] 付近に分布し， 東方へは東隣の「龍野」図幅地域内に広がり 前述の地層名で呼ばれているが， 西方では 白亜紀～古第三紀の火山岩類 [ = 相生層群 ] に覆われており， 下部層， 中部層に比べるとその分布範囲は狭い。 しかし， 本地域の中央部の千種川に沿う赤松付近で 夜久野型複合岩体 [ 変斑れい岩類（輝緑岩質斑れい岩を含む）の YGB ] の間にその延長部と思われる泥質岩 [ TUS ] が露出するが， 断層に取り囲まれ 極めてわずかな分布を示すにすぎない。
本層の堆積岩 [ TUS および TUC ] は 本地域内の他の古生層のものに比べると 著しい違いが認められる。 それは， 他の古生層の岩石がほとんど片状化され 千枚岩化しているのに対して， 本層の岩石の多くは塊状であり， 砂岩泥岩互層部を除くと 層理が不明瞭であるという特徴をもっている。 このような岩相の特徴は 舞鶴帯の舞鶴層群 上部層の岩相に酷似している。 本層の下限は, 断層によってはさみこまれた夜久野型複合岩体の挿入によって不明となっており， 従って， 中部との関係も不明であることは前に述べたところであるが， 後述する「中野礫岩」が 夜久野型複合岩体の上にのる本層の基底礫岩だとすると， 中部との間には不整合の関係があり， 局部的な隆起と削剥作用が このときに行われ， 中部の塩基性火山岩類 [ TMB ] の活動に関係のある夜久野複合岩体が 中部の地層中に迸入してきた位置まで浸食されたものとも解釈できる。 いずれにしても， 本層は他の古生層と岩相その他において相違があり， 堆積環境も他と異なってきたような状況のもとで形成されたものであることを ここでも強調しておく必要がある。
地質図上に図示していないが， 本地域に分布する本層中には 細かい向斜背斜が繰り返されており， そのために地層の走向傾斜も乱れているが， 一般には 本層は南部で北落ち， 北部で南落ちの傾向をもっている。 その南部と北部の間には ほぼ東西に走る断層があるが [ ← これは能下と釜出を通る推定断層か ? ] ， 大局的には東西方向の軸をもつ向斜構造が考えられる。 そして， 北部には 本層のより上部の地層が分布していると思われるが， 白亜紀～古第三紀の火成岩類によって覆われ， あるいは貫かれているため， より上部の詳細は不明となっている。 さらに， 北方に分布する上月層との間には おそらく大きな断層のあることが推察できるので， ますます本層の上限を明かにすることは容易でない。
本下部
[
本上部
]
の泥質岩（粘板岩）
[
TUS
]
は黒色を呈し，
前述のように塊状をなすのが特徴である。
砂岩
[
← これも TUS に区分されている
]
と互層をなす泥質岩も また同様である。
他の地層の泥質岩に比べると変成鉱物も少ないが，
絹雲母・石英・方解石などの細脈はかなりよく発達している。
砂岩は 泥質岩と互層するばかりでなく， かなりの厚さをもつ塊状のものが 泥質岩の間にはさまれている。 一般に灰色ないし灰白色を呈し， 塊状のものには 中粒から粗粒のものが多く， 泥質岩とリズミカルな互層をなすものには細粒のものが多い。 岩石は 石英粒や少量の長石粒などを取巻く基質の部分に 細粒の石英の集合 あるいは 脈がよく発達し， また， 方解石脈もよく見られる。 白亜紀の花崗岩質迸入岩 [ = 播磨迸入岩類の GD（花崗閃緑岩） ] のまわりの泥質岩， 砂岩はホルンフェルス化し， 黒雲母の再結晶が目立つ。
礫岩 [ TUC ] には 粗粒砂岩のなかで礫岩と言える程に粗粒となった部分のものを除いて， 本層中には２種類の礫岩がある。 １つは 榊 [ ← 能下の東南東方 1 km 強 or 釜出の西北西方 1 km 強 ] から能下にかけて追跡できる礫岩であるが， これは黒色粘板岩の中に 著しく 砂岩・チャート・泥岩などの豆粒大位の亜角礫を含むもので， むしろ含礫泥岩と言えるものである。 この礫には 火成岩源のものはほとんどない。 一方， もう１つの礫岩は中野 [ ← 能下の南方 2 km ] 付近の基地に露出している礫岩で， 第 12 図に示すような産状を示しており， 「中野礫岩」 と呼んでいるものである。
この「中野礫岩」の礫の大きさは こぶし大から人頭大位のものが多く， これらの礫の間を 更に より小さな礫が埋めている。 礫種には 片麻状花崗岩や片状岩が多く， 片麻状斑れい岩など 夜久野型複合岩体の構成岩が含まれ， 堆積岩の礫は少ない（第 12 図）。 しかし， この礫岩の中には厚さ 1～2 m 位の無層理の黒色泥質岩がレンズ状に挾在している。 この露頭の西側には 夜久野型複合岩体があり， この礫岩は その上に不整合に覆っているという産状を示している。 このような特殊な産状と礫種をもった「中野礫岩」は， ここでは 龍野層群 上部の「基底礫岩」と考えておきたい。 とすると， 中部との関係はどうなるかということであるが， 中部にみられるような塩基性火成活動によって 火山岩類が噴出し， 同時に 基盤岩類を捕獲してきた深成岩もある程度厚い火山岩の中に貫入したが， 中部層が堆積した後に 局所的に隆起， 陸化， 削剥がおこり， 短期間であったにせよ断層運動なども伴われ， 深成岩類は固体迸入的に移動・上昇し， その一部が地表に顔を出した。 その後 再び 海進・沈降が始まり， 舞鶴層群の中・上部層の形成と同じような堆積環境の下で上部層が堆積を始めた …。 要するに， 中部と上部とは 少なくとも一部は不整合の関係にあると考えられるのである。
泥質岩 [ TUS ] にはさまれた石灰岩レンズ [ TUL ] は 森 [ ← 中野の西方 1 km 弱 ] 及び 釜出付近に２カ所あり [ ← 地質図上で森の付近には石灰岩（TUL）を確認できない ] ， いずれも灰白色を呈し， 最大幅 10 m， 延長 50 m たらずの小レンズである。 大部分は方解石の晶出をみる結晶質石灰岩であるが， そのなかから いくつかの化石が鑑定されている。
兵庫県地質鉱産誌（1961）によると 釜出の石灰岩から以下が見つかった。
また，
同層準と思われる
南隣
[
← 本図幅の東隣の
]
「龍野」図幅地域内の
井関
の東方の石灰岩から 以下のような蘚虫類やフズリナ類の産出が記載されている。
また， [ 図幅地域中央南部の千種川沿いの ] 上郡の北方の 岩木 [ ← 山陽本線 上郡駅の北北西方 2.5 km ; 以下の [注] 参照 ] 付近には 石灰岩が存在していたことが知られており， 採掘された痕跡が残っている。 兵庫県地質鉱産誌（兵庫県， 1961）によると「 馬坂 [ ← 山陽本線 上郡駅の北方 2 km ; 以下の [注] 参照 ] の流紋岩質角礫凝灰岩中より， 志岐によって Lepidolina 動物群の疑のある Yabeina が発見されている」とあり， この化石は上記の石灰岩に由来したものかもしれない。
また， 最近， ISHII et al.（1975）は連続する [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内の本層相当層の泥岩中の礫岩質石灰岩レンズから Colaniella parva などの化石を発見しており， それらをまとめると次表のようになる。
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このような 本層 あるいは 本層相当層から発見された化石からすると， 本層は ほぼ 二畳紀 中期あるいは後期に及ぶかも知れないと考えられている。
第 13 図は 龍野層群を総括した 本図幅地域内の代表的な柱状対比図であるが， これまで述べてきたように， 龍野層群の上部・中部・下部を通じて岩相は 「舞鶴帯」を特徴づけている舞鶴層群 最下部層を含めての 広義の舞鶴層群に酷似する。
第 14 図は， 前述の ISHII et al.（1975）によってまとめられた 「舞鶴帯の舞鶴層群」の各地域の柱状図を対比させたもの（同図の Ⅲ）に対して， 本地域の龍野層群の総括的柱状図（Ⅰ）を併立し対比させたものである。 同図の Ⅱ は「大屋市場」図幅地域内の明延鉱山付近で 金属鉱業事業団によって行われた 1,000 m のボーリングの結果から まとめられた柱状図である（猪木， 1976）。 この対比図では， 特に 龍野層群の中部に相当する塩基性火山岩類の厚さ 500 m を超える地層が基準となっており， この対比図は岩相対比図である。
ここで 龍野層群の中部と下部との関係を 他地域の舞鶴層群相当層と比較してみると， 前述のように 龍野層群では両者は一連整合であり， 下部層は千枚岩質の地層となっており， Ⅱ にみられる 塩基性火山岩層（舞鶴層群 下部層）と 下位の千枚岩質岩層（舞鶴層群 最下部層）との関係もまた 一連整合の関係にある。 しかし， このような酷似の関係にある Ⅰ と Ⅱ とは異なり， Ⅲ に示された各地の舞鶴層群では 塩基性火山岩類の厚い地層の存在は確められてはいるが， 下位の地層（舞鶴層群 最下部）との関係は全く不明となっている。
龍野層群の中部とその上位相当層との関係は 他地域ではどうなっているかと言えば， 龍野層群では 一部不整合， 一部整合（これは余り確かでない）で， 一般には断層関係にあるのに対して， Ⅱ では 舞鶴層群 下部層と中部層とは整合一連である。 Ⅲ の各地域では ほとんどが断層関係となっているが， 一部には整合関係と見られているところもある。 龍野層群上部は， 舞鶴層群 上・中部層に対比できるような化石群の含まれていることは既に述べた通りであって， それは 特に [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内で確められている。 第 13 図は 本地域内の龍野層群を総括した 本地域内の代表的地域での柱状対比図であり， 第 15 図は最近， 後藤によって（1979 及び未発表）まとめられた 本図幅地域を含む龍野市付近の地質図で， 第 16 図は その古生層 龍野層群の柱状図である。 前述の化石のリストの第 5 表 及び 第 6 表は これによっており， Upper， Middle， Lower はそれぞれ ここに述べた上部， 中部， 下部に相当する。
このようにして， 前項でのべた岩相及び化石からみて， 龍野層群上部は 舞鶴層群の中部層から上部層にかけての地層に対比できそうであり， 岩相からのみではあるが， 中部は 厚い塩基性火山岩類層で特徴づけられる舞鶴層群下部層に対比できると言える。
このように「上郡帯」の龍野層群は「舞鶴帯」の舞鶴層群に対比できる。 また， 夜久野型複合岩体を主要な構成員としている「舞鶴帯」と「上郡帯」の特徴をまとめると 第 7 表のようになる。
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この表から 両者の問には特徴的な共通面があるが， それぞれ独自の構成要素をも また もっていると言うことがわかる。 特に「上郡帯」では， 上部石炭系が主要な構成要素となっていることは 両者の大きな違いと言える。 このことは， 「上郡帯」は「舞鶴帯」と同一の構造帯であるとか， 同一構造帯の分岐帯だとして兵庫県地質鉱産図（兵庫県， 1961）以来知られてきているが， むしろ， 「上郡帯」は「舞鶴帯」と同一時期の類似の構成要素員をもった, 対等の一大構造帯だと言うべきであろう。 そのためには， 「上郡帯」のこれまでの概念から離れるためにも, 「上月 - 龍野帯」という別の名称で呼んだ方がよいかもしれない。
本図幅地域の古生層には 大小さまざまな規模の塩基性火山岩類が挾有されている。 特に著しいのは 上月層と龍野層群 中部層であるが， これらの地層の時代はほぼ判明しており， 前者は上部石炭系であり 後者は中・上部二畳系に属する。 これらの時代を異にする塩基性火山岩類の岩質は, いずれも玄武岩質であることは既に述べた通りであるが， それらの化学組成のうえには どのような変化があるかと言うことをここで簡単に述べておく。
第 8 表は 上月層， 三日月層， 龍野層群中の塩基性火山岩類の代表的な岩石の化学組成を示したものである。 それぞれの岩石試料の簡単な記載は次の第 9 表の通りである。
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ここで CIPW ノルムによると， ノルム石英を含むものは龍野層群中の塩基性岩のみであって， 上月層中や三日月層中のものには計算されておらず， それぞれの特徴があらわれていると言っていいだろう。 ただし， 三日月層中のものは 凝灰岩であるので， ここでは参考資料程度のものである。
第 17 図は 地層の時代を考慮して 個々の試料（番号）を横軸にとった。 酸化物の変化図であって ハーカー変化図ではない。 これによると， 上月層の SiO2 は龍野層群より少なく， Al2O3 はその逆であって， 両者間には はっきりした差が見出される。 他の酸化物については あまり大きな違いはないが， 相当なばらつきが目だつものもある。 ただ， FeO と Na2O + K2O には何か両層の間での違いがありそうである。 それは第 18 図（MgO - FeO - Alkalies 図）でも示される。 全体としては それぞれがある一定の進化経路を示す枠の中におさまっているようではあるが， その枠をはみ出したものを結ぶと それぞれは２つの経路に分けることができる。 TiO2 - Al2O3（第 19 図）では 秩父古生層中の地向斜性火山岩の枠の中に大部分がおさまっているが， 龍野層群中の一部はそれから外へはみ出し， 海洋底玄武岩の領域にプロットされている。
第 20 図の SiO2 - (Na2O + K2O) 図によると アルカリ岩系の領域におちるものが多いが， 龍野層群中の一部は高アルミナ玄武岩の領域におちるものがあり， 上月層と熊野層群中の塩基性火山岩の違いが現れている。
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第 10 表は それぞれの塩基性火山岩類中の溶岩のうち, 普通輝石の残晶の EPMA による分析結果を示すものである（分析 : 奥村公男） [ 以下の [注] 参照 ] 。 ここでは 前述の [ 第 8 表に示した ] 全岩分析を行った同一の岩石試料中の単斜輝石が対象となっているが， 三日月層中の塩基性火山岩（凝灰岩） [ = 第 8・9 表の分析岩石試料 4 ] と 上月層中のバリオライト [ = 第 8・9 表の分析岩石試料 2 ] は除いてある。
第 21 図は 全岩分析の酸化物の変化図 [ 第 17 図 ] に対応させた普通輝石の変化図であり， 第 22 図は [ 第 18 図の AFM 図に対応させた ] 単斜輝石の Ca - Mg - Fe 図であるが， ここでは 石炭紀の玄武岩と 二畳紀の玄武岩との違いが わずかにあらわれている。 重複する部分があるにしても, 石炭系 単斜輝石と二畳系 単斜輝石は 大きく２つの異なった枠の中におさめることができる。 また， LeBAS（1962）による単斜輝石の SiO2 - Al2O3 図（第 23 図）では 岩漿型（Parentage）は大きく２つに分けられ， 上月層と龍野層群中の大部分は non-alkalic で， 龍野層群中部層のみが per-alkalic である。
本地域に広く分布する古生層は すべて何らかの変成作用を被っていることは， 各層の項で既に述べたところである。 ここでは， 白亜紀の火成岩類の迸入によって 熱変成作用を受け ホルンフェルス化したものを除いて， 各層の塩基性火山岩類・泥質岩・砂岩などが どのような変成作用をわけたかを検討してみる。 第 11 表は, 各地層毎にみられる変成鉱物を岩相別に区別して 鉱物組合せを示したものである。
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第 11 表の変成鉱物の一覧表から見て， 一般的には 上月層， 三日月層は ぶどう石～パンペリー石帯を形成するような変成作用を被っているが， 龍野層群の中部と下部は, 塩基性火山岩のような緑色岩の変成鉱物の組合せから判断すると， パンペリー石～アクチノ閃石帯を形成する変成作用を被っている。 しかし， 中部層の上位になると， ほとんどが ぶどう石～パンペリー石帯の鉱物組合せのものとなっている。 このような変成域の形成は 三郡変成帯の低変成部のものにも しばしば見出されるものであり， 三郡変成作用が龍野層群の下部， 中部にも波及していることを示すものとも言える（猪木， 1970）。 しかし， 上月層に見られる変成作用は, 龍野層群と上月層との間には地層の連続性が認められていないので， 両層間の変成作用の連続性についても論議することは難しい。
本地域の中央部と南東部に 塩基性深成岩類を主とする岩体が 西北西 - 東南東の方向をもって帯状に分布している。 中央部のものは上月層 [ KS および KB ] のなかに挾在しており， その幅は最大 4 km であるが， 西方の延長部では [ 佐用川が千種川に合流する ] 久崎 付近で先細りとなり， 下秋里 [ ← 図幅地域北西隅から南東方 8 km ] 付近で一時 尖減し， その延長と思われる岩体が本地域の北西端に再び現われている。 南東部のものは 東側では龍野層群の中部 [ TMB ] と上部 [ TUS ] の間に挾在する。 その西への延長は 白亜紀～古第三紀の火山岩類に覆われて不明となっているが， その延長と考えられる中央西部の岩体は 千種川に沿う赤松・ 楠 [ ← 赤松の北北西方 2.5 km ] 付近にかなり大きな岩体として現われている。 ここでは 龍野層群の上部 [ TUS ] が この岩体のなかに挾在しており， 岩体の北側は直接 上月層 [ KS ] に断層で接している。 これらの塩基性深成岩を主体とする岩体は いずれも, 挾在 あるいは 相接する古生層には熱変成作用の影響を与えていない。
以上のような かなりの広がりをもつものとは別に， 狭長な産状を示す同質の岩体があちこちに見られる。 これらは いずれも 断層によって古生層のなかにはさみ込まれたものと解せられるものである。 その例は 南東部の 釜出 [ ← 本図幅の南東隅から北北西方 5 km 強 ] 北方の龍野層群の上部 [ TUS ] 中に挾在するものであり， また， 西部では 上月層と白亜紀～古第三紀の火山岩類との間の境界付近の断層に沿っても認められる [ 位置不明 ] 。
本地域の南西部の
延野
[
← 図幅地域南西隅から北北東方 4.5 km
]
付近では白亜紀～古第三紀火山岩
[
= 相生層群 上郡下部層 大南池部層（KL2）?
]
の中に小岩体が露出しており，
これは断層でもち上げられたものか，
基盤が浅いために窓状に内座層（
Inliev
[
← Inlier
]
）として顔を出しているものか明らかでないが，
[
地質図の地点 A～C の
]
地質断面図に示したように，
ここでは 断層によるものと解釈している。
第 24 図には その付近の産状が示されている。
これらの岩体はいずれも種々な 斑れい岩類 を主としている。 その他に 超苦鉄質岩 ・ 花崗岩質岩 ・ 輝緑岩質斑れい岩 の小迸入岩体が含まれ， さらに変成岩として 角閃岩 の挾在が見られるが， [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内に見られるような黒雲母片麻岩などの変成岩は, 本地域内では これまでには認められていない。 しかし， そのような種々の岩石を含む複合岩体は, 舞鶴帯を特徴づけている いわゆる「夜久野複合岩体」の構成員と全く酷似しており， 後述するように 性質も極めてよく似ている。 このような岩体の類似性から 本地域の岩体も夜久野型複合岩体と呼んでいる。 ただし， 本地域の夜久野型複合岩体には 塩基性深成岩である 変斑れい岩類が圧倒的に多い というのが特徴的である。
次には， 本岩体を構成する主要岩石について 岩石種別に記述するが， 関連小岩体については 代表する岩石項目のなかで それぞれの特徴にふれることとする。
角閃岩は， 後述の角閃石斑れい岩のなかに 著しい片状構造あるいは片麻岩構造をもち， 普通は細粒～中粒で， 一見して変成岩と思われる岩石である。 片理の方向は 周りの斑れい岩の構造に調和的なものが多いが， 必ずしも一致しているとは限らない。
本岩は特に大きな広がりをもつものではなく， レンズ状に斑れい岩中に挾在しているために 両者の区別のつき難いことがよくあり， 見かけの上では 細粒となった片麻状の角閃石斑れい岩に酷似する。
本岩は， 鏡下では ネマトブラスチック構造 [ 意味不明 ] が認められ， 変成岩の構造をもっている。
構成鉱物は主に斜長石と角閃石であるが， いずれも半自形ないし他形を示し， 斜長石は粒状をなすことが多い（ [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版 1）。 角閃石は 一般に緑色で， C 軸方向に長くのび， プリズマチックである。 また， 角閃石が 比較的 変質を免れて新鮮であるのに対して， 斜長石は 一般に変質している という点は 角閃石斑れい岩とよく似ている。 時には黒雲母が含まれていることがあるが， 本地域では まだ ざくろ石の含まれているものを見ていない。 二次的な変質鉱物は, 緑泥石・緑れん石・パンペリー石・ぶどう石・石英・方解石・曹長石・絹雲母などであり， 角閃石斑れい岩とほぼ同様のものが多い。
いずれにしても， 本角閃岩類は 夜久野型複合岩体中にしばしば挾在する。 「舞鶴変成岩」の一部であろう。
夜久野型複合岩体として一括される岩体の大部分は 斑れい岩類であるが， これらはいずれも 何らかの変成あるいは変質しているので, 「変」という接頭語がつけられるのが妥当と思われる。 本地域の斑れい岩類には 次のような岩石が分布している。
しかし， それぞれの相互関係を野外でも明かにすることは難しく， 部分によっては漸移的な関係もみられ， 一つの岩体の岩相変化したものとも見られることがある [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 1 ] 角閃石 斑れい岩 は 本岩体の斑れい岩のなかでも 最も豊富に含まれているものである。
本岩は 一般には中粒で堅硬， 特有のかすり模様を呈する。 淡緑色ないし帯緑， 淡褐色の角閃石と ソーシュル石化した斜長石からなる。 前述の角閃岩とは 組織， 構造のうえで異なる。 角閃石の配列には方向性があって 片麻岩様の構造を示すことがあるが， 深成岩的構造をもち， 角閃石も常に自形あるいは半自形を示す。 本岩には 局部的に細粒のもの， 粗粒のものと 著しい岩相変化がみられる。 粗粒のものは 斑れい岩ペグマタイト と言える程に 粗粒な角閃石や斜長石が発達していることがあり， この場合には 一見 脈状をなしている。 しかし， 構成鉱物は ホスト岩石と全く同じである。 変成鉱物としてよく見出されるものは 緑泥石・緑れん石・白色雲母・スヘンなどで， 石英脈・ぶどう石脈・方解石脈などがよく発達し， 時に パンペリー石が見られる。 このような変成鉱物は 後の各項のなかにもつけ加えられるが， 斑れい岩類には共通して見出されるものである。
[ 2 ] 単斜輝石 角閃石斑れい岩 は ところどころに（ [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版 2）， 単斜輝石が 残晶様に角閃石のなかに残っていることの多い 角閃石斑れい岩である。 斜長石は 変質し ソーシュル石化する。 時に 単斜輝石 → 普通角閃石（→ 緑泥石）→ アクチノ閃石 の関係が見られることがある。 この岩石は 多くの場合に 特に著しくカタクラサイト化 あるいは マイロナイト化している。 変成鉱物には 絹雲母・緑泥石・緑れん石・アクチノ閃石・スヘンのほか, 石英・曹長石・方解石の脈がよく発達し， ぶどう石脈の発達も著しい。 鉄鉱は 磁鉄鉱とチタン鉄鉱である。
[ 3 ] 単斜輝石 斑れい岩 は まれに見られるもので， 岩体の周辺部， つまり 断層帯 あるいは 剪断帯に沿って分布していることが多い。 おそらく 前二者の角閃石斑れい岩とは異なる岩体で， 生成の時期も違うものと思われるが， 連続する露頭が見出されていないので 両者の境界における関係は明らかでない。 岩石は 一般に中粒ないし粗粒で， 斜長石はソーシュル石化 ないし 非晶質化しており， 鑑定の難しい ダスト様の微小鉱物が できていることが多い。 単斜輝石は 透輝石ないしダイアレージで， ときに緑泥石化しているが， 比較的新鮮な形で残存しており， 一見して斑晶と間違うことがある。 変成鉱物は 前出の二者の斑れい岩類とほぼ同じであるが， 前二者ほど著しくはない。
[ 4 ] 輝緑岩質 斑れい岩 は むしろ 粗粒のドレライトと言った方がよいかも知れない。
特有のオフィチック組織をもつ。 岩体そのものとしては 余り大きなものはなく， おそらく 他の斑れい岩を貫く かなりの幅をもった岩脈と思われるが， 両者の関係のはっきりした連続露頭をみていないので 明らかでない。 産状としては 複合岩体の周辺近くに多い という特徴がある。
岩石は 短ざく状の斜長石と それに取り囲まれた単斜輝石を主とし， 鉄鉱の小粒が散点する。 変質鉱物は 緑泥石・緑れん石・絹雲母などで， 他の斑れい岩類に比べると 極めて少ない。
本岩の分布は 極めて限られており， 中央部の岩体では 豊満 [ ← 三濃山の北西方 4.5 km ] 付近にのみ 100 m 以下の幅をもつ小岩体 [ YS ] が集中的に点在しているにすぎない。
南東部岩体では [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内に見出され， 中央西部の岩体にもその北側の周辺 [ ← 千種川の西方の 船岩の北東方 500 m ? ] に わずか １ヵ所見出されている。 これも極めて小さな岩体である。 産状から判断すると， 斑れい岩類に取り込まれたというよりは， 岩体内の剪断帯に沿って迸入してきたもの とみた方がよいようである。
岩石は 特有の暗緑色 ないし 黒色で， スリッケンサイド様の辷り面がよく発達しており， ほとんどが 蛇紋石からなる 蛇紋岩 [ YS ] である。 しかし， ところどころに 単斜輝石とかんらん石の残晶と 茶褐色の スピンネル [ ← スピネル ? ] が点在する。 また， 蛇紋石化に伴う小粒の磁鉄鉱が散在している。 原岩はおそらく "dunite" 及び "wehrlite" であろう。
このような蛇紋岩 [ YS ] に伴って 単斜輝石岩 [ YP ] が見られるが， これは極めて小さな岩体が 脈状に貫入してきたものであろう。
また， 東大畑 [ ← 三濃山の北西方 6.5 km ] 付近で, 単斜輝石岩 [ YP ] は 蛇紋岩とは全く無関係に 斑れい岩体にはさまれており， かなりの幅（径 100 m 位）をもった岩体であるが， 周りの斑れい岩との関係は明らかでない。
本岩 [ = 単斜輝石岩（YP） ] は ほとんどが透輝石質の単斜輝石（径 0.1～1 cm）と少量のかんらん石からなり， わずかにクローム鉄鉱質のスピネルと磁鉄鉱を含んでいる。
本複合岩体の構成岩石の１つとして [ 図幅地域の中央部～東部において 上月層（KS and KB）に挟まれた ] 角閃石 斑れい岩を貫ぬいている花崗岩質岩石があり， 優白質で 一見して "Felsite" 様の脈岩であるが， 数 10 m の幅をもつものもあり， 脈幅は一様でない（幅は 数 m～数 10 m）。
岩石の一般的な性質は, いわゆる「舞鶴花崗岩」と称せられている 舞鶴付近に標式的に分布する 「圧砕花崗岩」あるいは「古期花崗岩」の一部と同じであるが， 本地域の岩石には岩相の変化は余りなく， 一様に トーナル岩 あるいは 石英閃緑岩 である。
岩石は 主に石英・斜長石からなり， アルカリ長石はまれである。 著しく圧砕岩化 あるいは マイロナイト化しており， カタクラスチック あるいは プロトクラステックである。 石英は波動消光し， 斜長石にはアルバイト双晶がよく発達しているが， 著しく褶曲していることが多い。 黒雲母はほとんどが緑泥石化し， 角閃石も同様で， 原形をとどめているものは少ない。 斑れい岩と似たような変成鉱物が再結晶しており， ぶどう石・石英・方解石・曹長石・緑泥石・緑れん石・絹雲母などが見られる。
「上郡」図幅地域をも含めて， 姫路市や 相生 市を中心とする西播磨地域に広く分布する 白亜紀～古第三紀火成岩類の火山層序的野外調査は， 兵庫県地質鉱産図（兵庫県， 1961）の作成のために 岸田孝蔵と弘原海清が分担してこれを行った。
兵庫県地質鉱産図の刊行以降も, 岸田と弘原海は西播磨地域一帯での より詳細な火山層序的研究を継続し， この地域の火成岩類を幾つかの層群， 累層に識別し 迸入岩との貫入関係を確立すると共に， 全体を火成岩複合体として 「姫路 酸性複合岩類（Himeji acid volcano - plutonic complex）」と呼んだ（岸田・弘原海， 1967）。
この時期までに 西南日本の各地で研究が進み， 西南日本の全域的な総括が 西南日本内帯 後期中生代火成活動研究グループにより行われ， 「西南日本内帯 後期中生代火成活動と構造発達史」 （西南日本内帯 後期中生代火成活動研究グループ， 1967）及び「Late Mesozoic Igneous Activity in the Inner-side of Southwest Japan」 （ICHIKAWA et al.， 1968）として取りまとめられた。 第 12 表は, この中での西南日本内帯における後期中生代～前期新生代 火山岩層序対比表を一部訂正し， さらに簡略して， それに今回の調査によって細分化された地層を添加したものである。
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一連の表成火山岩類と 同一マグマ性の花崗岩類よりなることにより 「姫路酸性複合岩類（Himeji acid volcono - plutonic complex）」 と呼ばれたこの複合岩類は， 火山層序的には 下位より 広峰層群・相生層群・天下台山層群に区分され， 相生層群中に熱変成をあたえる「播磨花コウ質岩類」が識別 同定されている。 さらに， [ 本図幅の ] 西隣の「周匝」図幅（光野・大森， 1965）によると， 硯石層群に対比される地層が 相生層群に対比される流紋岩類の下底近くに挾在するとされている [ 以下の [注] 参照 ] 。
これら一連の火成岩類の地質年代に関するデータは放射年令に限られる。 河野・植田（1967）による「播磨花コウ質岩類」の K - Ar 年令 [ 以下の [注1] 参照 ] は 79 Ma で， KONO et al.（1974）による相生層群 赤穂累層の K - Ar 年令は 73 Ma である。 SEKI（1978）の Rb - Sr 年令 [ 以下の [注2] 参照 ] では 相生層群 : 118 ± 12 Ma, 「播磨花コウ花質岩類」中の花崗岩 : 79.5 ± 5.5 Ma， 天下台山層群 : 69.9 ± 4.3 Ma が求められている。
本図幅地域内では 火山岩を主とする地層としては ほとんどが相生層群に属するものであり， 広峰層群は全く分布しておらず， また， 天下台山層群も図幅地域の南東部にわずかな分布を示すにすぎない。
兵庫県 西南部の姫路～相生～上郡地域の相生層群は, 第 12 表に示すように 古生界 及び 夜久野型複合岩体の上に不整合に重なり， 岸田・弘原海（1967）の「播磨花コウ質岩類」（ここでは 播磨迸入岩類）に貫入され， 天下台山層群に不整合に被覆される 酸性～中性の火山岩類と 幾つかの層準にはさまる堆積岩により構成される。
本層群は 岩相の異なる岩層の累重関係から 下位より 上郡 下部 累層 ・ 上郡 上部 累層 ・ 鶴亀 下部 累層 ・ 鶴亀 上部 累層 ・ 赤穂 累層 の５累層に 弘原海（1980）によって 区分された。 それぞれは さらに幾つかの部層に細分される。 各々の区分名と岩相を第 13 表にまとめて示す。 以下に 各地質体（累層）の分布・岩相・構造について 下位より上位へ順次述べる。
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岩相などの詳細の記述に際しては， 旭日 鉱山 [ ← 船岩の南西方 2.5 km ] の西方で行われた， 鶴亀上部累層より上郡下部累層の最下部にまで達する 垂直 500 m の 構造ボーリングコアの柱状図を「旭日地域 構造試錐報告書」 [ 以下の [注] 参照 ] （合同資源産業（株）, 1969）から引用し， 第 25 図に示す。
岸田・弘原海（1967）によるこれまでの上郡累層を上部と下部の２つの独立した累層に区分し， その下部に相当するものが上郡 下部累層である。 本累層は 本図幅地域内の相生層群の最下部累層に相当し， 分布では本図幅地域の西南端の兵庫県 - 岡山県の県境部にわずか分布するにすぎないが， [ 本図幅の ] 西隣接の「周匝」図幅地域内に向って より広く分布するものである。 岩相的に区分すると 下位より デイサイト質含異質礫凝灰岩の 行頭 部層 [ KL1 ] ， 流紋岩質の強溶結ガラス質凝灰岩の 大南池 部層 [ KL2 ] 及び 流紋岩質溶結多結晶凝灰岩の 石堂 部層 [ KL3 ] からなる。
上郡 下部累層の下部層で， 含異質礫デイサイト質凝灰岩層である。 模式地は 上郡町 行頭 部落 [ ← 図幅地域南西隅から北東方 4 km ] の南側 及び 大南池 [ ← 図幅地域南西隅から東北東方 3 km 強 ] 周辺の地域で， 全体として 本図幅地域の南西部の兵庫県・岡山県の県境付近の谷沿いに限って分布し， 模式地以外に 播磨自然高原ゴルフ場への 鍋谷池 [ ← 大南池の東北東方 700 m ] ～ 落地 部落 [ ← 図幅地域南西隅から東方 6 km 強 ] を結ぶ道路沿いにもよく露出している。 [ 本図幅の南西隣の「 和気 」図幅地域内の ] 岡山県 三石 地域の古生層の延長が本図幅地域の南西端にごく一部露出し， これに不整合に重なる関係が一部認められるが， 一般的には この不整合 及び 本下部層は本図幅地域内ではなく [ 本図幅の ] 西隣の「周匝」図幅地域に広く分布する。
大皆坂 構造ボーリングコア柱状図（第 25 図）によると， 岩相的には 最下部より安山岩質溶結石質～ガラス質凝灰岩（地表より -480～-500 m）， デイサイト質溶結凝灰岩（-443～-480 m）， 流紋岩質凝灰岩（-385～-443 m）というように， デイサイト質ばかりでなく 中性より酸性への岩相変化が認められる。 野外では これらの凝灰岩のなかに 異質礫， 特に泥岩の大～小岩片がごく一般的に混入しており， 安山岩・流紋岩の類質火山岩角礫・亜円礫も多く認められるという特徴がある。 一般的に塊状・均質な凝灰岩であるが， 模式地では弱い層理が見られる。 部分的には 本質レンズによる溶結構造も認められるが， 冷却節理はほとんどない。 非溶結の部分では， ガラス質凝灰岩が泥質岩のような岩肌を呈する。 また， 偽礫状泥岩の混入も多い。 全体としての構造は不明である。 泥質岩肌の非溶結凝灰岩は 鏡下でも 圧密的構造は一切認められない（ [ 巻末の ] 第 Ⅲ 図版 1）。 一方， 野外で本質レンズが偏平に並んでいるのが見られる塊状・均質凝灰岩では， ミクロ的にも， ガラス破片によるユータキサイト構造が一般的である（ [ 巻末の ] 第 Ⅲ 図版 2）。 本部層の堆積環境は ごく浅い水浸低地に累積した火砕流堆積物であると推定される。
上郡 下部累層の中部層で， 流紋岩質の強溶結ガラス質凝灰岩である。 模式地は 大南池より [ 本図幅の ] 南隣の「播州赤穂」図幅地域内の 石堂丸山 [ ← 大南池の南方 2.5 km 弱 ] に至る大南谷沿いの露頭で， 下位の行頭部層 [ KL1 ] と同様に 本図幅地域南西部の県境付近にのみ分布する。 下位の行頭部層との層序関係は整合的である。 層厚は 構造ボーリングコア柱状図（第 25 図）では 33 m であるが， 最大では 200 m 弱である。
岩相は 暗黒色の強溶結（densely welded）のガラス質凝灰岩で， 流紋岩片や斑状結晶の含有量は増減するが， 全体的に少量である。 鏡下では 石英・アルカリ長石・斜長石が主な斑状結晶で， 石基部は典型的なガラス質ユータキサイト構造を呈する溶結凝灰岩である（ [ 巻末の ] 第 Ⅳ 図版 1）。 下位の行頭部層の上部の流紋岩質凝灰岩とは本質的に同質であるが， 異質・類質岩片が少ないこと， 溶結の結果が緻密であること で区分される。 ただし， 本部層が１つの冷却単位の上部強溶結部に相当するのでなく， 浅い水浸低地を埋没した下位の行頭部層に引き続き, そこにできた乾陸上に堆積した火砕流堆積物で， 冷却単位が厚くなり 溶結の度合いが強くなったものと推定される。
上郡 下部累層の上部層で， 岩相は 流紋岩質溶結 多結晶 凝灰岩 [ 以下の [注] 参照 ] である。 模式地は [ 大南池から ] 大南谷に沿って石堂丸山に至る標高 300 m 以上の稜線沿いの露頭で， [ 本図幅の南隣の ] 「播州赤穂」図幅側にわずかに入る地域である。 分布は 県境付近の山頂部の高地に点々とする。 下位の行頭部層 [ KL1 ] 及び 大南池部層 [ KL2 ] の構造とは 全体的に調和的であるが， 石堂部層が下方に深く下って 行頭部層と直接重なるような関係 [ ← 石堂部層が大南部層を経ずに行頭部層と重なること ? ] からすると 石堂部層の下低面は 小さな起伏のある侵食面であったであろう。 構造ボーリングコア柱状図（第 25 図）によると 層厚は 22 m， 野外では 100 m 以上で， 厚さに変化がある。
岩相は灰白色～暗灰色の多結晶凝灰岩で， 溶結構造は 風化面上で観察できる。 鏡下で 破片状の斑状結晶は石英・アルカリ長石・斜長石で， 石基部は明瞭なユータキサイト構造を呈する典型的な溶結凝灰岩である（ [ 巻末の ] 第 Ⅵ 図版 2）。
本累層は 陸水堆積岩相の優勢な発達が特徴的で，
分布は
[
本図幅地域の南西隅付近で
]
東方向に向って基盤を直接被覆しながら拡大し，
また，
西方向に向っても
[
本図幅の
]
南西隣の「
三石
[
←
和気
]
」図幅地域内の岡山県
三石
方向へも拡大して 三石ろう石鉱床の母岩として追跡でき，
下位の上郡 下部累層とは 広域的にみて 異った分布を示す。
本累層は 岩相的に,
下部の頁岩・砂岩・礫岩・層灰岩 及び 含異質礫凝灰岩・凝灰角礫岩からなる
岩木
部層
[
KU1
]
と 上部の流紋岩質溶結多結晶凝灰岩からなる
細念
部層
[
KU2
]
の２つの部層に分けられる。
岩木部層は上郡上部累層の下部層で， 含異質礫凝灰岩相と堆積岩相よりなる。 その模式地は上郡町 岩木部落 [ ← 山陽本線 上郡駅の北北西方 2.5 km ] 及び 鍛冶部落 [ ← 岩木部落の南方 500 m ] の谷沿いの露頭である。
模式地の東方の千種川以東の地域では， 大部分が含異質礫（泥岩）凝灰岩・凝灰角礫岩・火山角礫岩の塊状火砕岩相で， 最下部をのぞいて 堆積岩のはさみはほとんど認められない。 この層厚は， 模式地の岩木部落から北方 [ 1.5 km ] の愛宕山（411 m）までに分布するものでは 約 300 m が推算される。
細野部落 [ ← 岩木部落の北東方 4 km or 千種川沿いの赤松の東方 1.5 km ] の東方の谷底の露出では， 混入時に未固結の泥岩片を多量に取り込むと共に, 本質・類質の流紋岩巨礫（径 1～3 m）も多量に含む火山角礫岩が観察され， 湖水域やその近くでの流紋岩火山の噴火が推定される。 この巨礫は 異色泥の皮殻を表面に張りつけ， 泥岩が「巨玉」のように突出している。 内部に見られる火山岩の流理構造は 表面とは斜交する。 これを「泥覆面礫（mud mashed boulder）」と呼ぶことにする。 これは 保熱状態で降下し， 水中の泥質堆積物に混入して形成されたと考えられる。 混入方法には二通り考えられる。 １つは火口より直接 飛行して混入するものと， もう一つは 後で述べるように, 大規模な火砕流が上空を通過する時に 爆弾状に投下・混入するものとであり， 礫の大きさ， 円磨度 及び 周辺の地層などにより区別できることが多い。
模式地 [ = 岩木・鍛冶部落 ] から西方や西南方の 堆積岩層が明瞭となる地域では， 構造ボーリングコア柱状図（第 25 図）にみるように 含異質礫凝灰岩に層灰岩， 頁岩， 砂岩， ときに礫岩 及び その不規模な互層が幾つもの層準にはさまる 約 110 m， 最大 200 m の厚さをもった地層である。 この地域の湖水は 火砕岩による埋没が不充分で， 湖水堆積物の攪乱も部分的であり， その期間に連続的な湖水域を成しており， 火山活動休止期には普通の砕屑岩を堆積し， 全体として火砕岩との成層岩層を形成したものと考えられる。
下位層との関係は， 図幅地域の西南部において 上郡 下部累層の中部層（大南池部層 [ KL2 ] ）の上に直接累重している関係が認められる。 この境界面の走向は 北西 - 南東で, 北東に 20～35 度傾斜した構造を示し， 大南池部層の溶結構造や分布構造からみる水平的な構造とは やや斜交した構造が推定される。
上郡 上部累層の上部層に相当し，
流紋岩質溶結多結晶凝灰岩からなる地層である。
この模式地は上郡町 細念部落
[
← 山陽本線 上郡駅の北西方 5 km 強 or 船岩の南方 3 km
]
の県道沿いの露頭であって，
その分布の中心は模式地付近と，
その
西方
[
← 東方 5 km
]
の
白旗山
[
440 m
]
を中心とした中腹以上の山嶺部である。
層厚は模式地で約 200 m，
白旗山で約 150 m である。
岩相的には 全域的に均質な斑状結晶の目立つ強溶結の多結晶凝灰岩である。 鏡下で， 斑状結晶は 破片状の石英・アルカリ長石・斜長石 及び 少量の黒雲母で， 石基部分には 同質結晶の小破片とガラス破片よりなるユータキサイト構造が普通に認められる（ [ 巻末の ] 第 Ⅴ 図版 1）。
下位層との関係は 白旗山への幾つもの登山道に沿って観察される。 これらを総合して 細念部層の下低面の古地形を復元してみると， 現在の陸域地形と同じく地形的起伏が激しく， その中で川・沼・湖水などの相対的な低地帯を火砕流火山灰が厚く埋没したことが明らかとなる。 堆積 上面は平坦であったと考えられることから， 細念部層はそれらの低地帯で最も厚くなったものと推定される。 この溶結多結晶凝灰岩は， 岩相が図幅地域内でほぼ一定していること， 大型の異質・類質岩片を含まないこと， 及び 本図幅地域外の北方及び東方に広く追跡できることなどより, 噴出源を外部（多分 北方）に持つ大規模な火砕流（直径 100 km 以上）による火砕岩である。
上郡 下部累層と上郡 上部累層の層序関係は 第 13 表の火山層序表に示す通りであり， この順序で下位層より個別的に記載してきた。 しかし， ここに至るまでに「両累層を上下関係ではなく， 次に示すような 同時異相の関係として 並列関係に置くのはどうか」と言う考え方があった （合同資源産業（株）, 1968）。
|
ここで， 層序基準層として岩相的に酷似する石堂部層と細念部層を同一層準のものとして対比するか， 層準の異なるものとするかによって意見が異なってくる。 両累層間の関係で, 部層間の層序関係が直接的に確かめられ 確実なものは 大南池部層と岩木部層とで， 前述したように， 溶結構造や分布構造からみて全体的に水平的な構造をもつ大南池部層の強容結ガラス質凝灰岩に，NE 20～35°傾斜した岩木部屑の堆積岩が直接 上位に重なっていることてある。 しかし， 大南池部層を陸上相（溶結凝灰岩）， 岩木部層を陸水域相（泥岩片を多量に取りこむ非溶結火砕岩と成層堆積岩）として， 大局的には同時異層とする考え方も可能である。
石堂部層と岩木部層の野外における直接の関係が認められるところは 現在までのところ発見されていない。 ただ唯一の資料は， 構造ボーリング柱状図（第 25 図）で 暗黒色の強溶結のガラス質凝灰岩の特徴的な大南池部層の上に， 野外でも一般的に認められる多結晶の強溶結の結晶凝灰岩が連続的に重なる関係と， これが明瞭な岩木部層の成層岩の下位に来る関係が認められること， 同時異層とする考え方に幾つかの難解な点が残ることなどにより， 石堂部層と細念部層は別層準の溶結多結晶凝灰岩と結論した。
本累層は 鶴亀累層（岸田・弘原海， 1967）を独立した２つの累層に区分した その下部をしめるものである。 この鶴亀下部累層は さらに下部の安山岩質火山岩相の 皆坂 部層 [ TL1 ] と 上部の流紋岩質火山岩相の 下畑 [ TL2 ] 部層に２分される。
皆坂部層（岸田・弘原海，
1967）は 鶴亀下部累層の下部層で，
安山岩質火山岩層である。
この模式地は 本来は上郡町 皆坂部落
[
← 本図幅地域の南西隅から北東方 6.5 km
]
より
新垣内
部落
[
← 皆坂の東方 1.5 km
]
までの県道沿いの露頭であったが，
大部分の道路沿い露頭がセメント吹き付けで観察不能になったため，
皆坂部落より
西方
[
← 西北西方 1.5 km
]
の
鳳宮
池までの道路沿いの露頭も模式地として追加する。
本層の分布は大きく２つに分れる。 すなわち， 模式地 及び その北方で旭日鉱山 [ ← 船岩の南西方 2.5 km ] より連続して上月町 西新宿 部落 [ ← 船岩の西北西方 3 km ] に延びる分布と， 千種川以東の 三濃山を中心として東西に延長し， [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域に広がる分布である。 さらに 本図幅地域の南縁部に小岩体の幾つかが分布している [ ← 以下の３カ所を確認した ; [1] 千種川の西方 3 km の 西有年 周辺， [2] 千種川の東方 3.5 km の 若狭野 の北方， [3] 龍野市の西端の 古犬丸 周辺 ] 。
本層は 模式地では輝石・斜長石の斑晶の目立つ安山岩で， ときにアルカリ長石や石英の捕獲結晶が散点する。 溶岩は 板状・柱状の節理が発達する中心部と, 上下が角礫状の部分からなる数 m のアア的溶岩が多い。 火砕岩は 一般的には溶岩より割合が少ない。 一方， 旭日鉱山付近では， 構造ボーリングコア柱状図（第 25 図）に示すように 上・中・下の３つの岩相が区分でき， 野外でも同様な関係が観察される。 下部は 斑状安山岩の凝灰角礫岩が主体， 中部は 旭日鉱山の鉱床母岩の主体をなす緻密なアフィリック [ aphyric ; 細粒で無斑状 ] 安山岩， 上部は 斑状安山岩ないしデイサイトの火砕岩が多く， 溶結凝灰岩的岩相も一部に認められる。
東方の
[
三濃山を中心とする東西に延びる
]
岩体では，
[
その西部の
]
今川部落
[
← 白旗山の南南東方 2 km
]
や広根部落
[
← 白旗山の東方 2 km
]
の
南方の谷沿い
[
位置不明
]
では 斑状安山岩と無斑晶緻密安山岩の溶岩が交互に累重する。
三濃山の
東方
[
← 北東方 2 km
]
の
二柏野
部落付近のものはデイサイト溶結凝灰岩が優勢相で，
全体として上部岩相的であり，
模式地のものは 逆に 下部岩相的である。
斑状安山岩は， 鏡下では 斑晶は斜長石・普通輝石・紫蘇輝石で， 石基は柱状斜長石の微晶・変質したガラス・不透明鉱物からなる。 斑晶も石基部分も絹雲母・緑泥石・緑れん石化が進んでおり， 俗にプロピライトと呼ばれるものが多い（ [ 巻末の ] 第 Ⅴ 図版 2）。 アフィリック緻密安山岩は, ときどき 1～2 mm 大の斜長石と 1 mm 以下の斜方輝石の小斑晶をわずかに有することがあり， 石基は 非常に細粒な斜長石の柱状微晶を主としている（ [ 巻末の ] 第 Ⅵ 図版 1）。 [ 上郡町 岩木にある ] 磯部 旭日鉱山の金・銀鉱床は このアフィリック安山岩を交代して胚胎されており， 鉱山ではアサヒライトと呼称されている。 この岩石にハンマーで打撃を与えると角錐型の破砕片に砕ける目立った特徴がある。
鶴亀下部累層の上部層で，
流理の明瞭な流紋岩溶岩 及び 火砕岩相からなる火山岩層である。
その模式地は 岡山県 和気郡 吉永町 下畑部落
[
← 図幅地域南西隅から北方 7.5 km
]
から
南方
[
← 西南西方
]
へ
大又
[
← 大股
]
部落（
[
本図幅の西隣の
]
「周匝」図幅地域内）に至る道路沿いの露出である。
本模式地の岩体は北西 - 南東方向に延びた分布をし，
図幅地域内では上郡町
延野
部落
[
← 図幅地域南西隅から北北東方 4.5 km
]
付近で急激に尖滅する。
皆坂安山岩
[
← 皆坂部層（TL1）の安山岩
]
との関係は 一見 横に指交するようにみえるが，
[
延野の北方 2 km 弱の
]
鳳宮
池付近の詳細な調査でアバット状に重なる関係が確認された。
一方，
[
船岩の南西方 2.5 km の
]
旭日鉱山を通り北西 - 南東方向にも細長い分布がみられる。
図幅地域の
南部
[
← 南端の千種川の西方 3 km
]
の
西有年
部落付近や図幅地域
西南部
[
← 南東部
]
の相生市 矢野町の北部付近
[
← 三濃山の南方
]
にも比較的まとまった分布がみられる。
いずれの場所でも
皆坂 安山岩
[
TL1
]
に累重する関係にある。
層厚は 模式地で 200 m 前後，
旭日鉱山付近で 20～30 m と薄く，
西有年部落で 150 m，
矢野町で 120 m 程度である。
模式地付近では流紋岩溶岩が主体をなす。 旭日鉱山地域で 20～30 m ほどの厚さの溶結凝灰岩， 西有年部落や矢野町では主に凝灰角礫岩である。 模式地の流紋岩溶岩は 地形的に急崖をなし， 赤褐～赤紫色， 灰白色を呈し， 流理構造、 球顆構造がよく発達するという特徴がある。 鏡下ではガラス質石基に真珠構造がみられることが多く， 割れ目に沿っての脱ガラス化がみられ， また， 大・中・小の球顆組織が発達する。 斑晶は石英・斜長石・アルカリ長石で， ときに黒雲母が認められる。 これらはしばしば融蝕されている（ [ 巻末の ] 第 Ⅵ 図版 2）。 火山岩体としては， 模式地 及び その北西延長の [ 本図幅の西隣の ] 「周匝」図幅地域側に幾つかの噴出口を持つ火山ドーム または それに近い火山体であろう。 旭日鉱山地域では急速に尖滅するが， 岩相も溶結凝灰岩となる。 本質レンズが大きく（数 cm～10 数 cm）， 多分 模式地付近からの比較的小規模の火砕流による溶結凝灰岩であろう。
本累層は鶴亀累層（岸田・弘原海， 1967）の上半部を占めるものである。 本累層は 下部の頁岩・砂岩・層灰岩・火山砂礫岩の成層堆積岩相からなる 加賀美 部層 [ TU1 ] と， 上部のデレン岩 [ = 流紋岩と石英安山岩の中間組成の非顕晶質の岩石 ] 質 溶結多結晶凝灰岩の 滝谷 部層 [ TU2 ] からなる。
滝谷部層は兵庫県東南部から岡山県一帯で良好な鍵層として広く追跡可能であって， 大規模な広域（分布径が 100 km 以上）にわたる火砕流堆積物であり， 滝谷部層の良く発達する下位には 加賀美部層の堆積岩相も一般的に発達する傾向がある。 このような広域的な分布を示す鶴亀上部累層に対し， 火山噴出口を図幅地域内に点々と持つ, 安山岩 及び 流紋岩火山岩層（分布直径は 数 km 以内）からなる 地域的な性格の強い鶴亀下部累層とは 火山の性質も分布や構造もかなり異なったものであり， 両者を 別々の 独立した累層に区分した根拠となっている。
鶴亀上部累層の下部層で，
層理の明瞭な水中堆積の頁岩・砂岩・層灰岩 及び 火山砂・礫岩の互層からなる。
模式地は 岡山県 吉永町
大又
[
← 大股
]
部落（
[
本図幅の西隣の
]
「周匝」図幅地域）より
八塔寺
[
← 図幅地域北西隅から南方 9 km
]
に通ずる山越えの道路の昇り斜面での露頭である（第 26 図）。
模式地から
[
およそ 5 km
]
東方の旭曰鉱山にかけて特に良く発達するが，
その他，
図幅地域の
南部
[
← 南西部
]
や南東部の
滝谷溶結凝灰岩層
[
← 滝谷部層（TU2）の熔結凝灰岩層
]
の下位には 地質図上では表現不能な程度であっても よく連続しており 追跡することができる。
さらに，
薄層ながらも 兵庫県の中部・南部さらに岡山県の東南部にわたって広域的に追跡され，
かつ，
この層の直下 または これ以下の層準には
良質のろう石鉱床を胚胎することがあり（兵庫県 生野地域 及び 岡山県 三石地域），
その意味で重要な鍵層となりうる。
層厚は 一般に 20 m，
最大で 80 m である。
本層の特徴は成層堆積岩相にある。 細粒な岩相は 淡水成黒色頁岩であり， 粗粒相は 大部分が下部火山岩源の層灰岩・砂岩・礫岩層（volcaniclastic sediments）である。 ただし， 上部には 薄い凝灰岩層や, 上位の火砕岩と同質の火砕流の流入によって生じた 泥と灰との攪乱層も観察される。 この攪乱泥層には， 類質火山円礫の迷子礫が黒色泥皮殻を表面に張りつけて混入していることが多い。 それは泥覆面礫（mud mashed boulder）と言えるものである。 この場合は 湖水面上を流れる火砕流からの火山円礫が保熱状態のままで降下し， 水中の泥層の中に混入されたものと考えられる。
鶴亀 上部累層の上部層でデレン岩 [ = 流紋岩と石英安山岩の中間組成の非顕晶質の岩石 ] 質溶結多結晶凝灰岩である。 本層は 岸田・弘原海（1967）が鶴亀累層の 後明 流紋岩質デイサイト多結晶溶結凝灰岩と呼んだものと同一の地層であり， その模式地は [ 本図幅の ] 南隣の「播州赤穂」図幅地域の相生市 鶴亀 部落の北方の 東後明 部落の地域で， 本図幅地域では南東端の 西後明 部落より 光明山 [ 260.9 m ] にかけて模式地からの連続岩体が広く分布する。 それに加えて， 相生層群の一連の層序関係が良く観察される 上郡図幅地域内の岡山県 吉永町 滝谷部落 [ ← 図幅地域南西隅から北北東方 9 km or 八塔寺山 の南東方 1.5 km ] から八塔寺に至る道路沿いの露頭をも新しく模式地に設定し， 滝谷部層と呼ぶことにする。
本層は本図幅地域の南半部の平坦山頂部に広く分布する。
[
滝谷部落付近の
]
模式地の岩体は そこから南東方向の稜線に沿って
皆坂部落と旭日鉱山の両地域の
皆坂安山岩
[
TL1
]
を２分するように被覆する。
南西部の播磨自然高原
[
図幅地域南西隅から東北東方 3 km
]
・
大山寺
[
←
太山寺
;
図幅地域南西隅から東北東方 5.5 km
]
・
鯰峠
付近などのゴルフ場や宅地造成地となっている平坦山嶺地域，
南東部の若狭野・西後明・光明山にかけての地域と
その北側の三濃山に続く山稜線上にも広く分布する。
模式地での厚さは最大 120 m，
相生市 若狭野地域では最大 450 m である。
岩相は 野外で 暗灰色～暗灰褐色の特徴ある色調を呈し， 1～3 mm 程度の斑状結晶は, 石英・長石の外に黒雲母が肉眼的に多量に認められるという特徴的な強溶結多結晶凝灰岩である。 柱状・板状の冷却節理がよく発達することがあり（第 27 図）， この節理面の風化面上では 5 cm 程度の本質レンズによる溶結構造がよく観察されるが， 新鮮な破面では 多量の斑状結晶などのために ほとんど識別しがたい。 岩石は 本来は塊状・緻密で硬い岩質であるが， 風化するとマサ状になって 赤土状の深層風化土を作り， ゴルフ場や宅地の造成は容易であっても 崩壊や地辷りに弱く， 土地の保守に問題がある。 本部層の下部・中部に ごく薄い成層凝灰岩をはさむことがある。
鏡下では 斑状結晶量は 25～35 % が一般的で， しばしば 40 % を越えることのある結晶凝灰岩（crystal tuff）で， 石英・斜長石・アルカリ長石の無色鉱物の他， 黒雲母・角閃石の有色鉱物も多い。 いずれも破片状で 火砕岩の特徴が明瞭である。 石基部は ガラス破片と岩片によるユータキサイト構造が 一般的に認められる。 長石や黒雲母は 緑泥石や絹雲母化が進み， 見掛け上新鮮なものを分離しても 年代決定用には無理がある（ [ 巻末の ] 第 Ⅶ 図版 1）。
上記は滝谷部層の全般的な特徴であるが， より詳細に岩相を区分すると さらに下部・中部・上部の３層に区分できる。 下部層は 角閃石などの有色鉱物の多いデイサイト溶結凝灰岩， 中部層は 石英が多く 有色鉱物の少ない優白色の流紋岩質の溶結凝灰岩， 上部が 本図幅地域の本部層の大部分を占める アルカリデイサイト すなわちデレン岩質溶結凝灰岩である。 しかし， この地質図幅内には滝谷層の細分は表現していない。
本層の堆積構造が, 下低面が起伏に富んだ陸上の古地形に調和的に埋積して 凹地で厚く累積したであろうことについては， 下位の加賀美部層 [ TU1 ] の湖沼性の堆積層の発達の良いところほど本層も厚くなることから推論できる。 一方， 本層が鍵層として広域的に追跡できることから， 広域的な特徴として次のようなことが明らかになっている。 すなわち， 「上郡」図幅地域より北方の各地の生野層群， 相生層群 相当層では 滝谷層を含む鶴亀上部累層がほぼ各火山層序の最上位層となっている。 一方， 本図幅地域以南の瀬戸内海沿いの各地の相生層群 相当層では， 逆に そこでの火山層序の最下位層準に近い位置を占める。 「上郡」図幅地域を東西に結ぶ岡山県から兵庫県にかけての地帯が, ちょうど その転換地域となっており， その意味で「上郡」図幅地域は 本累層の上位・下位の火山層序関係を全域的に解明するのに良い地理的場所を占めていると言える。
本累層は 相生層群の最上部の流紋岩質火砕岩類と定義されている（岸田・弘原海， 1967）。 本図幅地域の南方の国道２号線以南の赤穂市・相生市 及び 御津 町の地域の海岸で 層厚約 1,500～2,000 m の火砕岩層である。 全体として 流紋岩質の溶結ガラス質凝灰岩が圧倒的であるが， 角閃石の有色鉱物の多いデイサイト質の凝灰岩層や, 層理のある細粒堆積岩が幾つかの層準にはさまれている。 「上郡」図幅地域内における赤穂累層 相当層は, 本図幅域地 中西部の岡山県側の八塔寺流紋岩 及び その火砕岩からなる地層（ 八塔寺 層）である。 八塔寺層は 岸田・弘原海（1967）によると 天下台山層群に属する酸性火山岩に対比されていた。 しかし， その火山岩体の地質構造が相生層群と調和的であることによって, 相生層群の最上部層と考えるにいたった。
岸田・弘原海（1967）の八塔寺流紋岩と同一の火山岩体からなる地層であるが， 対比のうえで天下台山層群より相生層群に変更したものである。 模式地は八塔寺山の北方の東西性の谷沿いの露頭であり， 本図幅地域内では模式地域のみに限られる。 層厚は最大 380 m。 比較的局所的に分布するところでは 滝谷部層 [ TU2 に整合的に重なる。 流理構造の明瞭な流紋岩溶岩が主体である。 球顆の発達が顕著になって本来の火山岩の組織が消えてしまうことがある（ [ 巻末の ] 第 Ⅶ 図版 2）。 鏡下では， 珪長質微晶が石基中で流理構造を示す。 わずかな融蝕石英・ピンク色のアルカリ長石・斜長石がみとめられる。 全体的な地質構造では 模式地の谷を通る NW - SE 方向の向斜軸によって舟状構造を示し， 下位の一連の相生層群と調和的である。
本地域に分布する花崗岩類を主とする白亜紀の迸入岩類の大部分は, 岸田・弘原海（1967）による「播磨花コウ質岩類」のなかに一括されていたもので， ここでは「播磨迸入岩類」とする [ 以下の [注] 参照 ] 。
本岩類のほとんどは 古期岩類の古生層， 夜久野型複合岩体 及び 前述の白亜紀～古第三紀の火山岩類を貫いており， 迸入岩体のまわりに熱変成作用の影響がみられる。 ただし 後述するように， 天下台山層群 [ TR ] には影響を与えていない。 しかし， 天下台山層群に覆われているところが [ 本図幅の ] 南隣の「播州赤穂」図幅地域内に認められるはずであるが， 確かめられてはいない。
本岩類の岩体の大きさは 大小 さまざまである。 岩質も花崗岩から斑れい岩にわたっており， １つの岩体のなかでも岩相の変化が著しいが， 最も多いのは花崗岩質の迸入岩である。 本岩類の分布を追ってみると， 本図幅地域内では 大きくみて その配列に２つの傾向がみられる。 １つは 上郡町 南東部から上月町にかけて 北北西 - 南南東の方向に 直線的に点在して分布するものであり， 今１つは 本地域の東部の [ 龍野市 揖西町 ] 菖蒲谷 [ ← 図幅地域南東隅から北方 6 km ] 付近から [ 図幅地域の ] 北縁中央部の 佐用峠 [ ← 佐用坂 ? ] へかけて 北西 - 南東の方向に点在するものである。 前者を西列の岩体， 後者を東列の岩体と呼ぶことにしておく。 しかし， 本図幅の範囲内でも ある程度認められることではあるが， その周辺あるいは 20 万分の１位のオーダーで眺めると， ここには図示できないが， 全体として 大きく西北西 - 東南東方向の古生層基盤岩の構造方向に一致している。 これらの方向に配列する岩体の岩質には 特に取りあげる程の著しい違いがある訳ではないが， 本地域内に関するかぎり， 両配列のいずれの岩体も 南側のもの程大きく かつ 酸性で， 北側の岩体ほど小さく， 酸性岩のなかに塩基性の岩石が含まれているという岩相変化がみられると言う傾向がある。 このような大小さまざまな岩体と言うのは 露出している岩石に対しての表現であって， 小岩体といえども 周りにかなりの範囲が ホルンフェルス化しているということから推測すると， 地下には相当な広がりをもっていると思われるものもある。 また， 地表には露出していないが， 母岩である古生層が相当な範囲にわたって ホルンフェルス化しているところが 本図幅地域の北東部の国鉄 せんぼん [ ← 千本 ? ] 駅 [ ← 図幅地域北東隅から南方 7 km 弱 ] の北方などにみられ， 地下の花崗岩類の存在が予想できる。
本迸入岩類の岩相変化を示す岩石種には 次のようなものが区別される。 ただし， ここに並べられた順序は生成順序にほぼ従っているが， それらが１つの岩体のなかに共存するときは， 大抵の場合， 斑れい岩や石英閃緑岩は花崗岩質岩に捕獲されたような産状を呈している。
これらのすべてが１つの岩体のなかでの岩相変化をするということではなく， 上記の岩石種のうちの いくつかが組合った形で岩体を形成していることが多い。 地質図にも図示されているように もちろん１つの岩石種のみからなる岩体もあるし， １つの岩体とみられるもののなかに相互の迸入関係がみられることもある。 第 28 図は 船岩を形成する船岩岩体の例で， 主体は花崗閃緑岩 [ GD ] であるが， 石英斑れい岩 [ QG ] を核として 種々の岩相の岩体 [ = 石英閃緑岩（QD）+ 角閃石 花崗閃緑ひん岩（GD ?）+ 花崗閃緑岩（GD） ] が これを取り囲んでいる と言ったような分布を示している。
ここでは 数多くの個々の岩体について述べるのではなく 全体を白亜紀の迸入岩類として一括し， 上記の岩石種について 塩基性岩から酸性岩へという順序で説明をするが， そのなかで 個々の共通する岩体の特徴にふれることにする。
本岩は西列の北部の岩体に多く含まれており [ ← 図幅地域北西隅から東方 4 km 強の岩体と船岩の岩体しか確認できない ] ， 本岩も単独に一つの岩体を作っていることは少ない。 西列の南部には 三濃山の西方 [ 6 km ] の 鞍居川 沿いの 小山 付近に単独の小岩体がある。 普通は中～細粒の岩石であるが， 船岩の岩体に含まれているものはやや粗粒である。 岩石は 一般に黒色 ないし 暗灰色で， 露頭でも新鮮なものが多く 堅硬である。 主な鉱物は 斜長石・単斜輝石・緑褐色角閃石であるが， これらの鉱物を埋める形で石英が見られる。 また， 時にはカリ長石や黒雲母が含まれていることもある。 その他， 鉄鉱， アパタイトが少量含まれる。 二次的変質鉱物には 絹雲母・緑泥石・アクチノ閃石・スヘンなどが見られる。
石英閃緑ひん岩は 後の項でのべる花崗閃緑岩 [ GD ] の中の捕獲岩様の岩体をなす岩石で， 目高 [ ← 図幅地域北西隅から南東方 7 km 弱 ] の岩体 [ ← 中央部 : GP， 南部 : GD， 北東部 : QG ] の中のものは幅 10 m をこえるものもあり， 捕獲岩としてはかなりの大きさをもつ。 しかし， いずれにしても， 本岩は花崗閃緑岩 [ GD ] の中にのみ見られるものである。 第 29 図には 本地域の中央南部の佐用谷 [ ← 図幅地域南東隅から西北西方 9 km ] の奥に分布する， 花崗閃緑岩を主体とする岩体の中の石英閃緑ひん岩の産状を示す。
岩石は緑色を帯びた灰色の岩石で， 肉眼的にも特徴的な針状の角閃石が見られる。 普通は 斑状構造を示すが， 目高の岩体中に含まれるものには中粒で 均質なものがあり， これは むしろ はっきりした石英閃緑岩である。 斑晶の主要鉱物は斜長石・石英・角閃石で， 黒雲母が加わることがあり， また， 角閃石のなかに単斜輝石が包有されていることもある。 また， カリ長石がまれに含まれることもある。 角閃石は緑泥石化していることが多い。 石基は 一見 均質な珪長質で完晶質である。 石英・斜長石・緑泥石化した黒雲母・角閃石のほかに アルカリ長石が見られることがある。 鉄鉱にはチタン鉄鉱と磁鉄鉱があり， チタン鉄鉱の周りにはスヘンができている。 その他， 変質鉱物には 緑泥石のほかに 白色雲母， 緑れん石がみられる。 斜長石の曹長石化もまれではない。
本岩は 本地域東部の釜出や能下の北方の岩体， 中央南部（佐用谷付近）の岩体， 船岩の岩体， 目高の岩体などの主体をなし， 本地域内では最も多い岩石である。 本岩は また 均質ではなく， 粒度と岩相に変化があり， 捕獲岩を含んでいることが多い。
岩石は中粒ないし粗粒で， 優白質であるが， 含有する角閃石の量によって色調に変化がある。 主要構成鉱物は斜長石・石英・カリ長石・黒雲母・緑色角閃石で， 角閃石の量は一様でない。 その他に 褐れん石・アパタイト・鉄鉱を伴う。 黒雲母は一部が緑泥石に， 角閃石も緑泥石に変わっているところがあるが， 角閃石には さらに 一部が帯青緑色の角閃石に変わっているものもある。 本岩の一部には 斑状構造を呈するところもあり， 目高の岩体には 斑晶と石基とが 明らかに区別されるものがある。 これは むしろ「角閃石花崗閃緑斑岩」と言えるものであろう。 また， 本岩中には， 前に述べたような 長針状の角閃石で特徴づけられる 石英閃緑ひん岩を捕獲していることが多い。
本岩は 本地域東部の能下 及び 釜出の北方付近に分布する かなり大きな花崗閃緑岩 [ GD ] を主とする岩体 [ ← 図幅地域南東隅から北～北北西方 6.5～9 km 付近を占める岩体 ; 中央に 榊 鉱山がある ] の 西側の一部を占めている [ 以下の [注] 参照 ] 。 両者の直接の関係は明らかでないが， 本 斑状花崗岩は花崗閃緑岩を貫いていると思われる。
本岩は中粒の岩石で 一見 周りの花崗閃緑岩と類似するが， より優白質で， 風化面などで長石類による斑状構造がみられること と, 角閃石が存在しないことで両者は識別できる。 主要鉱物は斜長石・石英・カリ長石であって， これらの一部が局部的に大きくなっていて 斑状構造を呈す。 その他には 黒雲母が伴われるが， 緑泥石化あるいは緑れん石化していることが多い。 また， アパタイト・鉄鉱の小粒が少量見られる。
花崗斑岩は 前述の東列， 西列ともに小岩体のなかに多い。 もちろん １つの岩体が 本岩のみで形成されているとは限らないことは 前述の通りである。 本岩はどの小岩体でも優白質で， 肉眼的にも斑状構造が見られるという特徴がある。 斑晶は斜長石・石英・カリ長石（アルカリ長石）で， それぞれの量には変化がある。 黒雲母はあっても少量で， 緑泥石化する。 石基は珪長質， 完晶質で， 石英・カリ長石・斜長石・緑泥石化した黒雲母が主な鉱物である。 不透明鉱物は少ない。 石英とカリ長石は組合って微文象構造を示し， この構造を示すものが多いものは「文象斑岩」と言える。
本地域の北西部の尾崎 [ ← 図幅地域北西隅から東方 5 km 弱 ] の北方の岩体は本岩 [ GP ] と石英斑れい岩 [ QG ] とが共存しているが， 第 30 図に示すように 本岩中に斑れい岩を捕獲しているところが見られる。 [ 図幅地域北端・東西中央付近の ] 佐用坂付近の小岩体は 大部分が本岩のみからなるが， ところどころに同様な関係が見られる。 また， これらの岩体の周りの古生層は 狭い範囲ではあるが ホルンフェルス化 している。 このことからすれば， 前述のように 露頭の岩体は小さいが， 地下には相当大きな広がりをもつ大岩体がありそうである。
[ 本図幅の ] 南隣の「播州赤穂」図幅地域内の相生市 [ の東端の ] 天下台山 を中心に分布する 流紋岩及び同火砕岩からなる地層である（岸田・弘原海， 1967）。 下位の相生層群とは明瞭な斜交不整合の関係にある。 また， 播磨迸入岩類との直接の関係はみられないが， 相生層群を天下台山層群が直接 不整合に被覆する地点で， 相生層群へ貫入する花崗岩がその周辺の一連の岩石に広く熱変成を及ぼしているのに対して， 上位の天下台山層群にはそれが認められないという野外関係から， 播磨迸入岩類の貫入以後の火山岩であると認定している。 Rb - Sr 年令（SEKI， 1978）によると， 岸田・弘原海（1967）の「播磨花コウ質岩類」に相当する岩石の 80 Ma に対して, 天下台山流紋岩は 70 Maであって， この結論とは矛盾しない。
この模式地の相生市 天下台山より北流した流紋岩の溶岩は， 赤穂累層から鶴亀 上部累層までの一連の地層と斜交しながら， 主要分布地の [ 本図幅の南隣の ] 「播州赤穂」図幅地域から「上郡」図幅地域内の南東部の相生市 矢野町 西後明 部落 [ ← 図幅地域南東隅から西方 4.5 km ] にごくわずか顔を出す。 この本図幅地域内に分布する岩層は 天下台山流紋岩との連続岩体であるが， あまりにも小岩体であるので ここでは特別に模式地等を設定しない。
本図幅地域には 数多くの岩脈が これまで述べてきた地層 あるいは 岩体を貫いている。 これらは 脈幅 10 m 以下のものが多く， 地質図には誇大して表現されているものが多い。 しかし， 岩木 部落 [ ← 山陽本線 上郡駅の北北西方 2.5 km ] の西南西の流紋岩の岩床 [ QR ] ， 馬坂 部落 [ ← 山陽本線 上郡駅の北方 2 km ] の北方の千種川沿いの流紋岩の岩脈 [ QR ] などは 脈幅が数 10 m で， 延長が 1 km 以上の大型のものもある。 また， 図示されているもの以外に 潜在している岩脈も数多くあるはずである。 夜久野型複合岩体の中に見られる脈状をなす岩体で 同複合岩体の構成員と考えられるものについては 既に述べたところであり， ここに述べるものは 主として 白亜紀～古第三紀の火成活動に関係のある岩脈である。
岩脈は大きく分けると 次のようなものである。
玄武岩とドレライトの岩脈には 「夜久野型複合岩体」あるいは 古生層中の塩基性火山岩中に貫入するものと， 白亜紀～古第三紀火山岩中に貫入するものとがあることは 他の岩脈と同じである。 前者には むしろ 被貫入岩の活動に関係があるものが多く， 「夜久野型複合岩体」に関連すると判断されたドレライト質岩石については既に記述した。 ここでは [ 図幅地域北西部の ] 上月町や [ 図幅地域北東部の ] 新宮町 栗田付近などで古生層を貫くもの， 本図幅地域南西部で 相生層群を貫くものについて述べる。 いずれの岩脈もほぼ同じような岩質を示すが， 玄武岩とドレライトとは 斑晶の大きさや石基の鉱物の大きさ などによって区別しているにすぎない。
岩石は帯褐暗灰色で， 緑色を帯びることが多く， 脈幅も 10 m 以下のものが普通である。 本岩には石基に特有のドレライト構造ないし間粒構造がみられる。 斑晶は 短冊状の斜長石と それにつつまれた形の粒状の単斜輝石からなり， 石基の鉱物も同様であるが， 鉄鉱の散点が著しく， ガラスはほとんど変質して 緑泥石質や石英質のものとなっている。 輝石は部分的に緑泥石化しており， 斜長石の一部は絹雲母化する。
これらの岩脈も普遍的に各層・各岩体を貫いているが， 特定の地域に集中的に貫入が見られることもある。 しかし， 「夜久野型複合岩体」の中心部には比較的少なく， 本岩体が 後期中生代火山岩類と接する付近や, 相生層群の堆積岩相の部分に集中的に見られるところがある。 本岩脈も幅 10 m 以下のものが一般であるが， ときには数 10 m を超えるものもある。 岩石は優白質であるが， 露頭は 普通は 風化していることが多いので 褐色を帯びており， 石英や長石類の斑晶が明瞭にみられる。
石英斑岩と流紋岩とは 上に述べたような共通した産状を示しており， 露頭では両者の区別はつけにくい。 ここでは， 鏡下で 斑晶として ほとんどカリ長石が含まれず， 石英を主とし， 斜長石 及び 緑泥石化された黒雲母のみからなるものを石英斑岩と呼び， カリ長石の斑晶の多いものを便宜的に流紋岩として 石英斑岩と区別している。
石基はガラス質であるが， ほとんど脱ガラス作用によって 石英質 あるいは 緑泥石質の微小鉱物に変っている。 石基の鉱物としては 石英・斜長石・アルカリ長石・変質した黒雲母であり， 鉄鉱はまれである。 ときに 石英とアルカリ長石による微文象構造がみられることがある。 また， 石基が完晶質となって 粗粒の花崗斑岩と言えるようなものもある。 構成鉱物は前と同じである。
本岩は 鏡下において 球顆状構造が著しく発達したデイサイトで， ひん岩と石英斑岩との中間的な 灰白色ないし帯緑灰色の外観を呈しているが， 野外では むしろ ひん岩との区別がつけ難い。 石英の斑晶は 肉眼的に識別することは難しい。 分布は限られており， 本図幅地域の北西部に多く， 地質図では石英斑岩 及び 流紋岩として塗色されているものの中に含まれている。
本岩は主に石英と斜長石の斑晶をもち， 繊維状の微結晶の集合からなる球顆粒が 斑晶状に発達している。 石基の部分は 変質したガラスと細粒の石英 及び 長石からなり， 有色鉱物は すべて緑泥石化しており， 鉄鉱などは少ない。 二次鉱物は 絹雲母・緑泥石・石英で， 方解石脈の発達することがある。
本岩は 本地域の脈岩の中で 最も広い範囲に分布し， 特に 古生層分布地域にも貫入してきているものであり， 「夜久野型複合岩体」の中にも数多く貫入してきている。
岩石は 一般に 5 m 以下の幅をもつものが多く， 斑状構造が肉眼的にも明らかで， 帯緑灰色を呈する。 斑晶は 斜長石・角閃石・単斜輝石を主とするが， 石英や黒雲母などが含まれることがある。 石基は 一般に変質しているが， 斑晶と同じ鉱物からなり， 鉄鉱が散点する。 石基のガラスは 脱ガラス化し， 緑泥石物質 あるいは 石英質の物質にかわっている。 変質鉱物は 緑泥石のほか， 緑れん石・絹雲母・方解石・石英などがあり， 方解石・石英は細脈も形成する。
本層は， 本地域の北東部 及び 中央東部の「準平原」とも言われる平坦化された山稜地帯に, かなりの広がりをもって点在的に分布する礫岩層の総称である。 両地域の礫層が同一時代のもので, かつては連続していたものかどうかについては その証拠はないが， 岩相と産状の類似性から同一の礫層として便宜的に扱っておく。
[ 本図幅地域の ] 北東部の本層が [ 本図幅の ] 北隣の「佐用」図幅地域内の礫層と連続しているところから， 「佐用」図幅地域で呼ばれている「佐用礫層」の名称をそのままここに用いた（神戸・広川， 1963）。 本礫層の分布地域は 地形的に平坦化しているが， 分布は点在している。 礫層はほとんどが礫のみからなることが多く， 一般には塊状をなし， 層理の明らかな露頭は少ないが， [ 図幅地域北西隅から南東方 3 km の ] 万能峠 の西方の道路沿いの露頭では 間に砂及び粘土の薄層がはさまれ， 緩い角度の傾斜がみえるといった程度の層理がうかがえる（第 31 図）。 また， 基盤岩との関係は 余りはっきり見出せる箇所がないのであるが， 本地域の北西部の 金屋 [ ← 図幅地域北西隅から東方 7 km 弱 ] の谷で傾斜不整合の関係が見られる（第 32 図）。 厚さは不明であるが， 50 m は超えると思われる。 本層中の礫は 大きさがまちまちで， こぶし大位（径約 10 cm）のものが最も多く， 人頭大以上のものも少なくない。 礫のなかには「クサリ礫 [ = 強く風化した礫 ] 」とみられるものもある。 礫種には 白亜紀～古第三紀の火成岩類が多く， いずれも亜角礫であり， 珪岩ないしチャート・塩基性火山岩類・砂岩・泥岩も少なくないが， これらには円礫が多い。 「夜久野型複合岩体」の中の岩石は極めて少ない。 本礫層の成因については まだはっきり判っていない。 本地域から [ 本図幅地域の ] 北隣の「佐用」図幅地域にかけて， 局所的な変動による異常な堆積層としておく。 今までのところ 化石は全く発見されていないが， 一応， 鮮新世から更新世にかけての「大阪層群」に対比できるものかもしれない（神戸・広川， 1963）。
本地域の第四系には 広い意味では前述の「佐用礫層」も含まれるであろうが， ここでは 河岸段丘堆積物 [ td ] ， 崖錐泄積物 [ ta ] ， 沖積層 [ a ] である。
本地域には かなり大きな河川があるが， それらのうちの千種川と佐用川の沿岸に河岸段丘堆積物が点在しているにすぎない。 その規模も極めて小さいので， 地質図上では 大部分は沖積層 [ a ] のなかに含めている。 段丘堆積物の厚さは 5～10 m 程度で， 礫・砂・粘土からなり， それらは数 10 cm のオーダーで互層しているが， 比較的 粘土層が厚い。 第 33 図は 上月町 金屋 [ ← 図幅地域北西隅から東方 7 km 弱 ] 付近の佐用川の支流の流域に堆積している礫・砂・粘土層で， 厚い粘土層の中に礫が含まれており， また， 厚さに変化のある礫層（0.5 m ±）もはさまれている。
本地域の崖錐堆積物は 各地で見られるが， いずれも規模が小さく， 一部を除くと 地質図上に図示できるほどのものはない。 そのほとんどが沖積層 [ a ] のなかに一括されている。 南光 町 菰田 [ ← 図幅地域北西隅から東南東方 10.5 km ] と上郡町 国見 [ ← 図幅地域北西隅から南東方 12.5 km ] には地質図上に図示できる程の広がりをもった崖錐堆積層がみられる。 いずれも 砂粒を含む粘土と角礫を主としている。 第 34 図は その崖錐堆積入からなる「地辷り地形」を遠望したものである。
千種川や佐用川のような大河川の流域ばかりでなく， 大小の河川に沿って沖積地がよく発達しており， 特に 千種川 及び その支流の合流点にはかなりの面積をもった沖積地がある。 沖積層は礫・砂・粘土からなる。
第 35 図は 本図幅地域南東隅付近の沖積層の東への延長部である [ 本図幅の ] 東隣の「龍野」図幅地域内の地点（ [ 龍野市 揖西町 ] 中垣内 ・ 構 ・北山・尾崎）におけるボーリングによって得られた柱状図である（後藤， 1979）。 参考としてここに付記しておく。
[ 先に「II.地質概説」の「II.1 構造区分」の項で示した ] 第 3 図は 本地域を含む西南日本内帯の地質構造区分図であり， 後期中生代以前の日本の基盤岩を基準にしたもので， 中国帯と丹波帯との間にはさまれた 狭長な舞鶴帯の分脈として表現されているのが「上郡帯」であり， 本図幅地域は この付近の位置を占めている。 また， [ 第 3 図と同じ項で示した ] 第 4 図は 兵庫県を中心とした より詳細な構造区分図であり， 上郡帯や 龍野変成帯などの 当時（1961）の地質構造に関する考え方が表現されている。
これらの地質構造図を眺めると 舞鶴帯が東北東 - 西南西方向に延びているのに対して， 「上郡帯」は 全く 正反対の西北西 - 東南東方向にのびていることがわかる。 しかし， これらは いずれも 構造帯間の境界を正確に表現されたものではない。
本図幅地域内において 前述の「上郡帯」の西北西 - 東南東方向の構造は, 下部二畳系の三日月層と上部石炭系の上月層との境界， つまり衝上断層線で強調されている。 三日月層だけを「丹波帯」の古生層とするならば， この断層線を「上郡帯」と「丹波帯」との境界と考えることによって 「上郡帯」の北限は決まることになる。 しかし， ここで この付近の地質構造そのものに触れておくと， この西北西 - 東南東の方向は上月層の内部構造， 一般の走向傾斜の傾向や， その中に貫入（固体迸入）してきている夜久野型複合岩体の伸長方向とも調和的である。 また， 本地域の南部に分布する龍野層群の一般的内部構造や その中に断層で挾在する夜久野型複合岩体の分布の方向もまた 同じ方向をもっている。 このような基盤の構造運動は， 夜久野型複合岩体の動きに関わる二畳紀末から三畳紀にかけての構造運動の時期のものである。 この西北西 - 東南東性の方向は この付近の基盤岩の基本的な構造方向であり， 後述するように， 中生代から現在にいたるまでの地質構造は 何らかの形でこの基本的構造の支配を受けてきているように思える。
ところで「上郡帯」であるが， あいまいなのは むしろ 南限である。 地質図でもわかるように， 龍野層群には上部・中部・下部があり それらは一連の地層であるが， 既に述べたように 下部は「龍野変成帯」の岩石とされ， その分布する地帯を「龍野変成帯」(第 4 図）と称していたことから 中部と下部との境界を「上郡帯」の南限としたようである。 しかし， その下部と中部は整合一連であるから， この間に構造帯の境界を設定することには問題がある。 そうだとすると， 上部と中部との間に断層で挾在する夜久野型複合岩体の南側の断層線を境界線とするか， と言うことになる。 つまり， 南側では「夜久野型複合岩体」の南限を境界とするということになるのだが， そうすると， 本図幅地域南東にわずかに顔を出し 後期中生代火山岩類の下に潜在すると考えられる 夜久野型複合岩体とのつながりはどうなるか， 非常にややこしい境界線を想定せねばならぬ。 いずれにしても「上郡帯とは「舞鶴帯」に類似した南限不詳の構造帯」で， しかも 既に述べたように 「舞鶴帯とは構成要素を異にする同時代に形成された別箇の特異な構造帯」であるとすべきで， そのためには 従来の「上郡帯」の概念にとらわれないように 「上月 - 龍野帯」と別の名称で呼んだ方がよいのかもしれない。
第 36 図は 20 万分の１の地形図「姫路」にまとめた「上郡」図幅地域周辺の基盤岩の構造を 縮小したものである。 これによると「舞鶴帯」と「上月 - 龍野帯」との構造の違いがよくわかり， 特に 両構造のぶつかる津山市の東部からその南東方にかけての地域の地質構造の複雑さが 理解できよう。 特に， この地域における夜久野型複合岩体の構造 あるいは 配列の傾向の複雑さからは 「舞鶴型」か「上月 - 龍野型」かを推測することは大変むつかしい。
後期中生代 あるいは それ以降の火成活動に相前後しておこった造構運動の影響は, 地塊運動などによって大きくあらわれている。 本図幅地域ばかりでなく， 広くあちこちにみられる多くの南北性の断層（第 36 図）は そのあらわれであり， 本図幅地域内の迸入岩類の北北西 - 南南東方向の２つの列 [ = 播磨迸入岩類の西列と東列 ] も その影響によったものと考えられるが， 基本的には基盤の構造に支配されており， さらに広く眺めると 全体が西北西 - 東南東の配列をもっていることがわかる。 この影響は現在にも及んでいる。 しかし， この時の断層運動に伴うブロック活動が 基盤の構造をズタズタにしたような箇所も少なくない。 「舞鶴帯」と「上月 - 龍野帯」のぶつかり合う地域の複雑さは, さらに拍車をかけられた感がある。
第 37 図は「上郡」図幅地域付近の白亜紀～古第三紀火成岩類分布地域の地質構造を 50 万分の１地質図「岡山」（広川ほか， 1972）をベースにして加筆された地質構造図である。 次に， 本地域の白亜紀～古第三紀における構造発達史を， 他の周辺図幅地域の知見も加味して， 相生層群の各累層の堆積 あるいは 火山岩噴出時期毎に考察してみる（弘原海， 1980）。
このステージは， 水底堆積岩層を各層準にはさむ 安山岩 → デイサイト → 流紋岩の火砕流火山岩が大量・広域に形成された点に特徴がある。 比較的下部には， 基盤岩や 同時代の頁岩と火砕岩の混成による異常角礫岩が北隣の図幅地域の各地で発見される。 これらの岩相的特徴より， 東西性の比較的 小規模の陥没盆地が各地に群発し， 小湖水域が発生し， ほぼ同時に 割目噴火の火砕流がこれら水域に流入し， さらに， これを埋没した埋没陸地の上に厚い溶結凝灰岩が累積したことがわかる。 これらの相生層群分布の北側の基盤岩分布地域には 主として東西方向に延びるひん岩などの岩脈が密集し 上郡累層側で激滅することからすれば， これらの岩脈は この初期の火山活動に関連するものかもしれない。 以上の諸点から， 相生層群初期のこのステージでは 南北性 伸長型応力場の支配によって東西性 陥没盆地が各地に発生し， 同方向の無数の火道群による割目噴火が促進されたと推定される。
基本的には前のステージと同じである。 ただ， 火山は流紋岩質が主体となり， かつ， 陥没盆地も大型化する傾向がある。 本地域の相生層群主要分布の北限である上郡町 赤松～龍野市 二柏野 への東西性の基盤との境界線は 南側にすべり陥没した構造線とも考えられ， そうだとすると， その時に国鉄 上郡駅付近に中心を持つ大きな 深い湖水が発生し， これを埋没して形成されたのが岩木部層 [ KU1 ] であると言える。 流紋岩質溶結多結晶凝灰岩の細念部層 [ KU2 ] が形成される頃には この湖水も完全に埋めつくされた。
このステージの火山の形成機構は 前の諸ステージのものとは一変する。 直径 3～6 km 程度の溶岩を主体とした中心噴火型の安山岩と流紋岩の火山で， それらが相前後して活動する。 火山岩の分布から火山岩体を識別することができる（下位の累層ではこれが不可能に近い）。 本地域の皆坂部層 [ TL1 ] の安山岩は下畑部層 [ TL2 ] の流紋岩と接して分布し， 活動時期は前者が先であるが， 図幅地域外の諸地域では逆のこともあり， また， 繰り返すこともある。 活動の中心は生野町を通り東西に延びる中央山地であるが， その南への延長が「佐用」図幅地域からさらに本地域に及ぶ。 このステージの広域的な上昇運動の中でも 幅数 km 程度の東西性の基盤褶曲が認められる。 この運動によって， 下位の地層は広域に かつ 褶曲の背部では特に強く浸食され， 本地域の北半部では大部分の地域で基盤が露出してしまう。 この基盤と相生層群下位の累層が接する形で残る褶曲の変曲点（線）に沿って これらの火山噴出口は並ぶ傾向がある。 浸食された岩石の移動先は不明である。
以上の事実から考察して， 以前の南北性伸長型から 逆に 南北性圧縮型の広域応力場に変換したことが推定される。 しかし， この時期であることを特定できる岩脈は数少ない。 図幅地域の南西端の吉永町 南谷 [ 位置不明 ] の北方の幅最大 200 m， 長さ 1,000 m 以上に延びる流理構造の目立つ南北性の流紋岩の大岩脈は, そのすぐ北側に広く流出する下畑部層 [ TL2 ] の流紋岩溶岩（模式地）と岩質が酷似することから この火道岩脈の一部と考えられる。 これらの岩脈法（方位計測）のデータからも上記の推定に矛盾しない。
このステージに形成された加賀美部層 [ TU1 ] は薄層ながらも水底堆積岩相であり， 滝谷部層 [ TU2 ] は大型火砕流堆積岩である。 前者が良く発達するほど後者も厚く累積することは 火砕流堆積物の一般的特徴である。 以上の観点に立って 近畿西南部の当時の古地形を復元することが可能である。 前のステージにおける激しい安山岩・流紋岩の複合火山活動は この時期までにほぼ完了する。 さらに， 広域浸食作用によって準平原的な状態が生ずる。 しかし， その中でも 比較的低地帯域は 相生層群 及び 有馬層群の分布する瀬戸内海岸部である。 本図幅の南半部がこの累層の主要分布地であり， さらにその南方の海岸地域にもこれに平行した分布がある。 詳細にみると， 東西方向に軸を持つ数 km 幅の弱い基盤褶曲が 次のステージにわたって続いていたものと考えられる。 応力場を特徴づける証拠は不足するが， 前のステージの傾向が 弱いながらも 次の赤穂ステージまで続いていた可能性が高い。
赤穂累層はこの図幅地域から [ 本図幅の ] 東隣の「周匝」図幅地域にかけての 八塔寺山を中心として， 西北西 - 東南東方向の軸をもって向斜した岩体としてごく限られた分布を示す。 しかし， 南側の相生～赤穂 及び 和気にかけての海岸地帯には 層理の認められる火砕岩類が厚く発達する。 相生海岸では 2,000 m 以上で 海中に隠れる。 このステージのものは中央山地の地域には存在せず， 兵庫県から岡山県にかけての地域が分布の中心となる。 赤穂累層までの下位の一連の地層は 上位層によって厚さの規模がほぼ明らかであるが， 赤穂累層は， その上限が不明である岩相的特徴から， 本地域の南半部を通り海岸部を中心に東西に延びて, 数 1,000 m もの厚さに累積したと推定している。 これら火山岩の噴出がどこで行われたか不明である。 少なくとも， 八塔寺山には流紋岩溶岩が大規模に存在すること， 及び 船木部層 [ ← 相生層群 赤穂累層の部層 ? ] の中にシート状や岩脈状に貫入する流紋岩の岩質に八塔寺部層 [ AH ] と酷似するものが多いことから， 本地域内にも噴出口の一部が存在していたことが明らかである。
播磨迸入岩類の分布的特徴をみると， 本図幅地域内では北北西 - 南南東に延びる２つの列である東列と西列が識別できる。 また， 西方の岡山県側でも 妙見山を含む岩体列などは ほぼ同方向の分布がみとめられる。 各列は ほぼ 10 数 km の間隔を保って並列する。 これは 中生代における西南日本内帯の基本的地質構造である 領家帯・山陽帯・山陰帯（三郡帯）の東西方向の帯状配列とは明らかに交叉する方向だが， 各列の南部ほど酸性岩の割合が増加するといった岩石種の同一性を各列ごとに横に結んだ時の 東西性の帯状性にその基本的な構造が反映されているように見える。 全体としてのストック状岩体の南北方向の配列， 及び 個別的な岩体の内部構造でもみられる南北的方位性から， これら迸入岩の上昇時の広域的応力場が南北圧縮の特性を持ったものと推定しうる。
天下台山層群 [ TR ] は [ 本図幅の ] 南隣の「赤穂」図幅地域内の模式地から, 南西傾斜の 2,000 m に及ぶ厚い赤穂累層の上部から下部まで， さらに下位の鶴亀累層の下部までを縦断的に不整合に覆って北方に延長し， 本図幅の南端の一部にまで露出する流紋岩溶岩流を主体とする火山岩である。 相生造船所の西山 頂部の溶岩の形態は 流紋岩ドームの下部が露出しているごとくである。 本図幅地域には， 基盤地域から相生層群 及び 播磨迸入岩類を貫く 南北性の多数の流紋岩～石英斑岩の岩脈が認められる。 岩脈の方位計測からは南北， 東西， 北西 - 南東の３つの方向グループに岩脈群は区分されるが（合同資源産業（株）， 1968）， このうちの南北性のものが断然優勢である。 天下台山層群と岩脈との関係は直接には分らないが， ほぼ同一の時代のものと考えている。 また， この岩脈系とほぼ平行的な南北断層系や， 北東 - 南西で左横すべりの大型断層が 岩脈と密接な関係でもって古動した状況が幾つか知られている。 図幅内の旭日鉱山の鉱脈も この種の南北断層や岩脈と密接に関連して形成されたものであることも明らかにされている （合同資源産業（株）， 1968）。 これらの諸点から， このステージには 本地域が典型的な南北性圧縮型応力場にあったことが明らかである。 地質図から読みとれる断層ブロック状の構造の大部分は このステージに完成されたものであり， それ以後， 本地域の地質構造を大きく規制するような地殻変動は 第四紀地殻変動（ネオテクトニックス）を含めても存在しなかったと考えている。
本図幅地域内には 大きな稼行対象となる鉱産資源に乏しく， わずかに稼行中のものは 後期中生代火山岩（相生層群）の中の旭日鉱山 位のもので， 金・銀を対象としている。 その他は 古生層のチャートに伴うマンガン（現在は採掘跡のみ）， 石灰岩 及び 夜久野型複合岩体内の硫化鉄鉱鉱床 位のもので， いずれも極めて小規模である。 その他， 採石と石切場が３ヵ所あり， また 鉱泉もあるが， 余りはっきりしたものではないのでここでは省略する。 地辷り地帯はところどころにあり， 本地域が「構造帯」といわれるところだけに かなりの規模の古い断層があるためであろう。 地辷り地形もよく観察できる。
以下は 主に「兵庫県地質鉱産図説明書」(兵庫県， 1961）を参照して要点のみをまとめたものであるが， マンガンについては ほとんど資料がない。
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現在 本地域内で稼行しているのは 干種川に沿う赤松地域， [ 図幅地域北端・東西中央付近の ] 佐用峠 [ ← 佐用坂 ? ] 地域， [ 図幅地域北東隅から南南西方 5 km 強の ] 相坂 峠の南方地域の３ヵ所である。 いずれも 古生層の岩石が対象であるが， 古生層に付随している種々の岩石類も併せて採掘されている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Okayama (12) No. 57
By Sachio IGI and Kiyoshi WADATSUMI (Written in 1980)
The mapped area is located in 134°15' to 134°30' E. long. and 34°50' to 35°00' N. lat., the western part of Hyogo Prefecture, and the eastern end of Okayama Prefecture. Geologically, the Paleozoic formations, the Upper Carboniferous to the Upper Permian, including the so-called "Yakuno Complex", and the Cretaceous and Paleogene effusives and intrusives occupy the greater part of the area. The Pliocene to Pleistocene deposits and the Quaterary are also distributed.
The stratigraphical sequence of the area is summarized in Table 1.
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The Paleozoic formations are divided into two formations and one group, namely, Kōzuki and Mikazuki Formations and Tatsuno Group.
The Kōzuki Formation is distributed in the central part of the area, elongating in WNW - ESE direction. The Formation is composed of phyllitic slate, sandstone, chert and basic volcanic rocks, sometimes accompanied by small limestone lenses, some of which yield the coral and other fossils, that is, Amygdalophyllum, Clisaxophyllum, and Fusuliniella, indicating late Carboniferous. The Formation is thrust up on the Mikazuki Formation by a big reverse fault, striking with WNW - ESE direction.
The Mikazuki Formation is distributed in the northern part of the area, and composed of sandstone, phyllitic slate and their alternation, rarely with thin layers of chert, basic volcanic rocks and small lens of limestone which yields the fossil of Fusulinid indicating early Permian.
The Tatsuno Group is distributed in the south-western part of the area, and divided into three parts（formations), Lower, Middle and Upper parts. The Lower part is mainly composed of phyllitic slate and siltstone, which always show rhythmic alternation of thin layers, rarely accompanied with the thin layers of basic volcanic rocks, chert and small lens of limestone which yields some fossils indicating early to middle Permian. The Middle part is almost of basic volcanic rocks, often accompanied by thin layer of phyllitic slate. Fossils are not yet found in this part. The part is conformably successive with the Lower part. The Upper part is composed of sandstone, slate and conglomerate. Small lenses of limestone are rarely intercalated in the slate. Many fossils of Colaniellid, Fusulinid and other foraminifera, indicating late Permian, are found in this part, and dominantly in the eastern neighbouring "TATSUNO" sheet map area. The successive relation between the Upper and the Middle parts is obscured by the presence of faultings, although the "Nakano Conglomerate" is considered to be the basal conglomerate of the Upper part, including a lot of pebbles of the rocks of the Yakuno Complex.
The Yakuno Complex, typically distributed in the "Maizuru Structural Belt", is composed of metagabbros, their associated ultramafic rocks, granitic rocks and high-grade metamorphic rocks. The complex, in the area, occurs as large blocks in both the Kōzuki Formation and Tatsuno Group, elongating in the direction of WNW - ESE as well as direction of Paleozoic ormations. Emplacement of the complex into the Paleozoic formations was carried out during the earlier stage of the "Honshu Orogenies (Honshu Orogenic Movement)", probably late Permian to late Triassic.
The Cretaceous - Paleogene igneous rocks, volcanics and granitic intrusives, from intermediate to acid, having been formed during the so-called "Hiroshima Disturbance", are widely distributed in the southern half of the area. The volcanics and associated clastic sediments are volcano-stratigraphically grouped in the Aioi Group which is equivalent to the middle part of the Cretaceous - Paleogene volcanic formations in the neighbouring areas. The intrusives (Harima Intrusives) are variable in rock-facies, even in a single rock-mass. They are intruded not only into the Cretaceous volcanics, but also into the Paleozoic formations and the Yakuno Complex, whose marginal part are thermally metamorphosed into hornfels.
Dikes such as porphyrite, rhyolite, quartz porphyry, spherulitic dactite, dolerite are intruded into the above-rocks.
The gravel bed is distributed in the north-western part of the area, extended from the type locality, northern neighbouring seet map, the Sayo district, and also in the central part.
The bed is composed of gravels, varying in their size, and very small amounts of sand and clay. The gravels are mostly of the Cretaceous igneous rocks and a very few of the Paleozo ic and the Yakuno Complex. Stratification of the bed is scarcely seen in the area. Any fossil has not been found yet in the area, however, the gravel bed is still considered to be Pliocene to Pleistocene in age.
River terraces are developed on banks along the large streams, such as Chigusa-gawa and Sayo-gawa. The deposits are 5 m to 10 m in thickness and composed of clay, sand and gravel.
Alluvium is formed along the streams of the many rivers and is composed of gravel, sand and clay. The talus deposits are mostly included in the alluvium on this geological map. In some places the characteristic configuration of land-slide is often in view.
The Asahi-mine (Asahi-Kinzan) located at the western par t of the sheet-map area, is now working deposits of gold and silver in quartz vein of the Cretaceous volcanic rocks（Aioi Group). Other mineral deposits of Cu, Pb, Zn, Mn, and also limestone were once dug on a small scale, but now are not worked.
The Yakuno meta-gabbro, and Paleozoic sandstone and slate are quarried out at three places in this area for building stones and local uses.
昭和 55 年 12 月 6 日 印刷 昭和 55 年 12 月 10 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1980，Geological Survey of Japan