12032_1966

５萬分の１地質図幅説明書

# 智頭 ちづ

（岡山 第 32 号）

通商産業技官 山田直利

地質調査所

昭和 41 年

    目次

    I. 地形
    II. 地質
    II.1 概説
    II.2 三郡変成岩類
    II.2.1 分布および産状
    II.2.2 岩石の記載
    II.3 接触変成岩
    II.4 後期中生代火山岩類（砕屑岩を含む）
    II.5 後期中生代迸入岩類
    II.5.1 第１期迸入岩類
    II.5.1.1 斑糲岩～閃緑岩
    II.5.1.2 斜長石玢岩
    II.5.1.3 文象斑岩類
    II.5.1.4 その他の迸入岩
    II.5.2 第２期迸入岩類
    II.5.2.1 智頭花崗岩
    II.5.2.2 用瀬花崗岩
    II.5.2.3 倉見花崗岩
    II.5.2.4 その他の迸入岩類
    II.6 岩脈
    II.7 新第三系
    II.7.1 鳥取層群
    II.7.1.1 舂谷礫岩層
    II.7.1.2 郡家礫岩層
    II.7.1.3 河原火山岩層
    II.7.2 人形峠層
    II.7.3 「鮮新世」火山岩類
    II.7.3.1 余戸玄武岩熔岩
    II.7.3.2 岩渕玄武岩熔岩
    II.7.3.3 凝灰角礫岩類
    II.7.3.4 八本越安山岩熔岩
    II.7.3.5 五輪原玄武岩熔岩
    II.7.3.6 黒岩玄武岩熔岩
    II.8 第四系
    III. 応用地質
    III.1 金属鉱床
    III.1.1 銅・鉛・亜鉛
    III.1.2 モリブデン・タングステン
    III.1.3 マンガン
    III.2 非金属鉱床
    III.2.1 珪石
    III.2.2 石灰岩
    III.2.3 石材
    文献

    巻末図版

    Abstract

1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 40 年稿）

# 智頭 ちづ

（岡山 第 32 号）

本図幅の野外調査は， 昭和 33 年度から 35 年度にわたって実施され， 延調査日数は約 150 日であった。 この調査は， 村山正郎・一色直記・坂本亨各技官による 北隣の「鳥取北部・南部」図幅地域の調査と， 相協力して行なわれた。 本調査の開始と相前後して， 原子燃料公社および鳥取県地下資源開発局による調査がはじめられた。 これらの機関から提供された未公表の貴重な資料は， 本調査の完成に益するところ大であった。 野外調査に当たっては， 鳥取県地下資源開発局・ 原子燃料公社人形峠出張所・ 鳥取県智頭町役場・ 同 佐治村役場・ 岡山県加茂町役場・ 同 上斉原村役場から， 種々の便宜を与えられた。 なお， 本図幅および説明書には， 鳥取県申請の受託調査によって得られた資料も加えられている。

本図幅および説明書作成に当たって， 岩石薄片 324 枚・同研磨片 3 枚を使用した。 製作は本所 技術部の村上正技官・安部正治技官・佐藤芳治技官によるものである。 また， 火山岩の化学分析は技術部の倉沢一技官， 顕微鏡写真の撮影は企画課の正井義郎技官によって行なわれた。

## I. 地形

本図幅地域は， 中国地方の中央から北に偏して， ほぼ東西に縦走する中国脊梁山地の東部を占め， 山陰（鳥取県側）と山陽（岡山県側）とを分かつ分水岺がこの地域の中央部を， ほぼ北西 - 南東方向に走っている（第 1 図）。 山稜部の高度は海抜 800～1,250 m に達し， これを大小の河川が細かく刻み， 全体として早壮年期の地形が発達している。 河川に沿う沖積平野の発達はきわめて貧弱である。

### 第 1 図 図幅周辺地域の地形略図

### 第 2 図 智頭図幅およびその周辺地域の切峰面図。 斜線部は鮮新世火山岩類, 網目部は人形峠層の分布地域を示す

本地域およびその周辺の山地の切峰面を第 2 図に示した。 これには， 本地域西縁部および南縁部の山地に発達する高位平坦面（海抜 1,150～1,250 m）と， 中央部の低位平坦面（900～1,100 m）とが示されている。

高位平坦面（または脊梁面）は， 中国地方の各地で認められる高位侵食平坦面 4) に相当するものであり， おそらく隆起準平原遺物であろう。 ここには主として後期中生代の花崗岩類が露出し， 新第三系およびそれ以後の被覆岩層をまったく残していない。 西縁部の高位平坦面は， 現在， 三十人ガ仙 さんじゅうにんがせん （海抜 1,165m， 花崗岩）・天狗岩（1,196 m， 斑糲岩）・ 角ガ仙 つのがせん （1,152.7 m， 花崗岩）と南北へ続く山稜部に認められ， さらに 西方の 花知ガ仙 はなちがせん （1,247.5 m， 花崗岩）および南方の 泉山 いすみがせん （1,209 m， 斑糲岩）の山頂平坦面に続く。 これらの山頂高度には著しい定高性があり， また山頂部付近の緩斜平坦面と対照的に山腹に急斜面が発達する。 図幅地域南縁部の高位平坦面は， 本図幅地域をわずか南に離れた 那岐山 なぎさん [ 以下の [注] 参照 ] （1,240.3 m， 後期中生代の安山岩）およびそれから西方につづく稜線部によく発達している。

[注]
  那岐山の南斜面は急崖をもって津山盆地に臨み， 辻村太郎 5) により那岐山断層崖とよはれた。

低位平坦面は， 加茂川を挟んで西側の五輪原高原および東側の黒岩高原に模式的に認められる。 これらの山頂高度は， 五輪原高原が海抜 1,000～1,100 m， 黒岩高原が 900～1,000 m で， いずれも南方に向かって緩く傾き， その表面はきわめて起伏に乏しい。 これらの高原上に露出するものは おもに玄武岩熔岩（「鮮新世」火山岩類の最上部）であるが， 高原の周囲は河川の谷頭侵食によって著しく下刻されて 基盤の花崗岩（北部では変成古生層）が広く露出している。 上記の「鮮新世」火山岩頬の基底面は， 高度 750 m から 1,000 m にまたがるかなりの起伏があり， おそらく前述の高位平坦面（隆起準平原面）が， ある程度開析をうけて形成された地形面であろう（ [ 後述する「II.7.3 「鮮新世」火山岩類」の項で示されている ] 第 13 図参照）。

この開析された旧河谷に沿って， 火山岩類があいついで流入， 堆積して， 次第にその起伏を埋め， 最後にこれら全体を覆った厚さ 100～200 m の玄武岩熔岩が， その後の侵食に対して強く抵抗したために， 周囲の花崗岩地帯との間に地形の逆転を生じ， 現在みられるようなメサ（卓状丘）地形がつくられたものと考えられる。 この点については後に地質の項で詳述する。

一方， 河川による侵食は鳥取県側と岡山県側とで対照的な地形をつくっている。 すなわち， 脊梁山地の北側は急斜面をもって佐治川に臨み， その比高は最大 800 m に達する部分がある。 佐治川は， 本地域の北縁部を古生層の一般走向にほぼ順応して直線状に東流し， 用瀬 もちがせ 町内で 千代川 せんだいがわ と合し， これから北流して約 20 km 北方の鳥取市で日本海に注ぐ。 これに反して脊梁山地の南側では， 倉見川・加茂川などの谷頭はきわめて緩やかであり， 中流部ではやや深い峡谷をつくるが， これらは本地域南方の津山盆地内で吉井川と合流し， さらに延々約 50 km 南流して岡山市付近で瀬戸内海に注ぐ。 本地域では， これらの河川に沿う冲積平野は， 加茂町および智頭町に狭少に発達するにとどまり， また河岸段丘もごく局部的に認められるにすぎない。 崖錐地形は加茂町の 大ガ山 だいがせん の東側山麓， 同 白金山付近および 佐治村 さじそん 高山 [ ← 図幅地域北端ほぼ中央 ] 付近にやや広く発達している。

## II. 地質

### II.1 概説

本図幅地域の地質は， 生成時代の古いものから， (1) 三郡変成岩類， (2) 後期中生代火山岩類（砕屑岩を含む）， (3) 後期中生代迸入岩類， (4) 中新世の鳥取層群， (5) 鮮新世初期の人形峠層， (6) 「鮮新世」火山岩類， および (7) 第四系， から構成されている。 これらの地質関係を総括して第 1 表に示した。

### 第 1 表 地質総括表

  時代 | 地層 | 備考
  第四紀 | 沖積層・崖錐堆積相 |
  河岸段丘堆積層
  第三紀 | 鮮新世 |  | 隆起・削剥
  「鮮新世」 火山岩類 | 五輪原・黒岩玄武岩熔岩 |
  八本越安山岩熔岩
  凝灰角礫岩類
  岩淵玄武岩熔岩
  余戸玄武岩熔岩
  人形峠層
  中新世 |  | 準平原化作用（?）
  鳥取層群 | 河原火山岩層 | 沈降・海侵
  群家礫岩層
  舂谷礫岩層
  | 隆起・削剥
  中生代 | 岩脈 後期中生代迸入岩類 花崗岩類・アダメロ岩 文象斑岩・斑粝岩など
  後期中生代 火山岩類 | 那岐山安山岩
  大畑流紋岩
  岸道谷凝灰角礫岩
  津川川礫岩層
  | 隆起・削剥
  古生代
  三郡変成岩類 黒色千枚岩・珪質千枚岩・緑色千枚岩など | 広域変成作用

### 第 3 図 中国・近畿地方の地質構造区分と智頭図幅の位置。 波印は三郡変成岩類の露出地域, 黒色部は超塩基性岩

本地域最古の岩層である三郡変成岩類 [ 以下の [注] 参照 ] は， 古生代後期の地向斜堆積物（多量の塩基性火山岩類を含む）が， 低温， 高圧の条件下で広域変成作用をうけて生成したものであり， 北九州から中国地方東部にまで広い範囲にわたって分布する。 本地域は， この三郡変成帯（または三郡帯）とよばれている地帯の東端部近くに位置している （第 3 図）。 三郡変成岩類の変成作用の時期は， 山口県内で 美禰 みね 統（中・上部三畳系） に不整合に覆われる 12) ことから， 中部三畳紀以前であることが明らかである。 一方, その原岩の時代は， 岡山県内において寺岡易司 20) ・光野千春 2) などにより下部石炭系ないしそれ以前であるとされているが， 吉村典久 38) は広島県 府中市の東方に分布する二畳系のあるもの（山野層群）が， 千枚岩化作用をうけていることを報告している。 本図幅地域内では三郡変成岩類中から化石を発見することができず， 非変成古生層の分布がなく， また他地域との原岩層序の対比も困難なので， その原岩の時代を明らかにすることができない。

[注]
  小林貞一 8) により福岡県 三郡 さんぐん 山地付近を模式地として命名された。

三郡変成岩類の生成後， 本地域の南東方の舞鶴帯地区では， 古生代末期から中生代初期にかけて著しい造構造運動と火成活動とがあり， 上部二畳系および上部三畳系の堆積や 酸性および塩基性～超塩基性岩類の迸入が知られている。 しかし， 本地域にはこの時期の運動は及ばず， 中生代の後期に至ってはじめて烈しい火成活動の舞台となった。

本地域における後期中生代の火成活動は， 陸上で行なわれた火山活動と， その噴出物および三郡変成岩類の両者を貫く花崗岩類の迸入とで代表される。 これらの活動の正確な時期を決める資料は本地域内では得られないが， いずれにせよ， 中生代の後期から第三紀初頭にいたる， ある時期に， 中国地方全域， ひいては西南日本内帯の各地に起こった激烈な火成活動の一員であることは確かであろう。

本地域のこの時期の火山活動は， 三郡変成岩類を不整合に覆う基底礫岩層（津川川礫岩層）の堆積に引き続くもので， 主として， 大量の安山岩物質（那岐山安山岩類）を噴出させたが， その活動の初期には一部に流紋岩物質 -- 熔結凝灰岩を含む -- （大畑流紋岩）の活動も認められる。 上記の礫岩中の花崗岩礫の存在は， 火山活動以前にすでに固結を終えていた花崗岩の存在を示唆するものであるが， 現在はその露出をみいだすことができない。 なお， 最近， 広島県周辺地区における吉田博直 26), 37), 41) などの研究によって， ほぼ この時期に相当する火山岩類が， 下位の， 流紋岩を主とする累層と これを不整合に被覆する安山岩類（最上部白堊系）とに大別され， また兵庫県周辺 33), 43) でも, ほぼ この２つに対比される２回の火山活動のあったことが知られるようになった。 鳥取・岡山県境部に位置する上記火山岩類が， このいずれの活動に属するものであるかは， 今後の検討をまたねばならない。

本図幅の周辺地域における， 上記の火山岩類よりも新期の迸入岩類は， その分布・迸入様式および岩相の特徴によって次の３種に区分することができる 27), 28), 29), 31), 32), 42), 45) 。 すなわち， (1) 迸入位置が上記の火山岩類の分布と密接な関係があり， 常に小岩体を形成し， 斑糲岩から文象斑岩にいたる幅広い岩相変化を示し， 多くの場合, 半深成岩的特徴をもつもの， (2) 鳥取・岡山県境部付近およびそれ以南の地域に底盤状に分布し， 花崗閃緑岩およびアダメロ岩を主岩相とするもの， および (3) 日本海沿岸部に沿って ENE - WSW 方向の長大な底盤状の分布を示し， きわめて優白色の黒雲母アダメロ岩を主岩相とするもの， の３者である。 これら相互の関係は， (1) がしばしば (2)・(3) による捕獲， 熱変成を蒙っているのでもっとも古く， また (3) は (2) を貫くことがあるのでもっとも新しいと考えられる。 したがって， これら (1)・(2)・(3) の迸入岩類を以下それぞれ， 第１期迸入岩類・第２期迸入岩類・第３期迸入岩類とよぶ。

本図幅地域内でもっとも広く分布するものは， 上記の第２期迸入岩類に属する 智頭花崗岩（角閃石黒雲母花崗閃緑岩）と用瀬花崗岩（黒雲母アダメロ岩）であり， この中に点々と 第１期迸入岩類に属する斑糲岩・斜長石玢岩・文象斑岩などの小岩体が捕獲されている。 第３期迸入岩類に相当するものは本地域には分布しない。

なお， 中国地方の後期中生代迸入岩類は， かつて木野崎吉郎 13) によりその隨伴鉱床の特徴から山陽花崗岩区と山陰花崗岩区とに区分され， また小島丈児 16), 24) などにより， おもに中国地方の中東部において因美花崗岩複合体， 広島花崗岩複合体および中央深成岩群の３つのグループに分けられている。 本地域のものは， おそらく上記の山陰花崗岩区に属するものであり， またその主要部は因美花崗岩複合体に含められるものと考えられるが， これらとの対応関係はまだよく確かめられていない。 なお， とくに鳥取県およびその近傍地域の花崗岩類に関しては， 柴田秀賢 25) ・杉山隆二 52) ・相馬徳蔵 30) などによる研究があるが， それらの結論は 本図幅および「奥津」・「青谷・倉吉」・「鳥取北部・鳥取南部」の 各図幅および説明書に述べられている見解と， いずれもかなりの相違点がある。

上記の花崗岩を主とする後期中生代迸入岩類の迸入により， かつて本図幅全域を占めていた三郡変成岩類は いくつかのブロックにその分布を寸断され， 一部ではルーフ・ベンダント状の小岩体として花崗岩中にとり残され かつ全般的に接触変成作用を蒙ってホルンフェルスとなった。 また， 前述の後期中生代火山岩類も 接触部の諸処でホルンフェルス化を受けたことが確かめられている。

これまで述べてきた後期中生代の火成活動の後， 本地域は隆起し続け， 長い期間にわたって風化侵食を蒙った。 中新世に入ると， 山陰地方の沿岸部は各所で湾入状の沈降・海進をうけ， 多量の火山岩類を含む地層が堆積した。 鳥取市近傍から本地域北縁部にまで及んで分布する鳥取層群 45) の生成がこれに相当する。 本地域では主としてその最下部の礫岩層が露出するにすぎない。 鮮新世のある時期に至って， 上記の中新統堆積地域のみならず， その基盤をなしていた古期諸岩類分布地域にもまたがって， 各種の火山岩類が噴出した。 本地域では， この火山活動以前に中国準平原面（現在の高位平坦面）がかなりの程度開析され， その旧河谷部にまず人形峠層（鮮新世初期）が堆積し， 引き続いて安山岩の爆発的噴火が 三国山 みくにがせん 付近を中心として行なわれ， 最後に橄欖石玄武岩～粗面玄武岩の熔岩が穏やかに流出した。 第四系の発達は本地域内ではきわめて貧弱である。

最後に， 本地域の地質構造について触れておく。 三郡変成岩類はほぼ E - W 性の緩やかな背斜構造（一部では複背斜構造）を示し， その線構造もおおむねこの背斜軸の方向と一致している。 花崗岩はこの基本的な構造をほとんど乱さずに迸入している。 また， 本地域南半部には E - W ないし ENE - WSW 傾向の平行する断層群が顕著に認められ， それらは主として， 花崗岩と三郡変成岩類， 花崗岩と後期中生代火山岩類， あるいは異なった花崗岩体を境するものである。 図幅地域南端部の津川川流域では， ほとんどホルンフェルス化を受けていない三郡変成岩類が， この傾向の断層によって花崗岩類と直接している。 これらの断層に沿う破砕帯は， 加茂町 庄原 [ ← 倉見の西南西方 1 km ? ] 付近・同 古屋の南方・同 岸道谷 がんどうや の南西方・智頭町 奥本 [ ← 国鉄 因美線 那岐駅の南西 1.5 km ? ] 付近などで確認される。

### II.2 三郡変成岩類

本図幅地域の主として北半部には， 黒色千枚岩や珪質千枚岩などを主体とする変成岩類が比較的広く露出している。 これらはその岩相上の特徴から三郡変成岩類の一員と考えられる。 三郡変成帯における本地域の位置関係はすでに第 3 図に示した。 本岩類の原岩は， おもに粘板岩・チャートおよび塩基性火山岩である。 これらは全体として東西性の背斜軸をもつ緩やかな褶曲構造に支配されており， 片理や線構造の発達も全域にわたって顕著である。

最近， 中国地方東部のいくつかの地域で， 三郡変成岩類が低温， 高圧の条件下で行なわれた「藍閃変成作用」の産物であることが明らかとなり， 部分的にその変成分帯も試みられている 34), 35), 36), 53), 54) 。 しかし， 本地域の三郡変成岩類は， 後期中生代の花崗岩の迸入による複変成作用のため， ほとんど全面的にホルンフェルス化しているので， 本来の広域変成岩としての変成相の解明や変成分帯は， 本地域内ではほとんど不可能である。

#### II.2.1 分布および産状

本地域内では， 第 4 図に示したように互いに隔てられたいくつかのブロックとして分布する。 そのうち， Ⅰ（佐治地区） と Ⅱ（智頭地区） とが主要なものであり， この両者の間には 用瀬 もちがせ 花崗岩が介在するにもかかわらず， 互いに一続きの構造を示している。 Ⅲ（津川 - 河井地区）およびこれ以外のルーフ・ベンダント状の小露出 については， このような構造上の関係は確かめられない。 以下にこれら各地区の千枚岩類の層序および地質構造について述べる。 なお， この項で「千枚岩類」という場合には， 広域変成作用ののち， ふたたび接触変成作用をうけた岩石もすべて包括される。

### 第 4 図 三郡変成岩類の分布， 褶曲軸および線構造。 斜線部は中生代およびそれ以後の岩石の分布地域

#### Ⅰ. 佐治 さじ 地区 15), 23), 36)

本地区の千枚岩類は， 南および東側を花崗岩によって切られ， 北側は「鳥取南部」図幅地域内で新第三紀系火山岩類に被覆されて露出を絶っている。

本地区の千枚岩類は緑色千枚岩類を挾有することで特徴づけられ， これを有効な鍵層として， 見掛上 下位から上位へ， 下部千枚岩層 ・ 緑色千枚岩層 ・ 上部千枚岩層 の３層に区分される。 そしてこれらは， 本地区の中央部を WNW - ESE 方向に走る背斜軸をもった背斜構造 （これを江波背斜とよぶ）をつくっている。

① 下部千枚岩層 :
  比較的単調な黒色千枚岩の厚層からなり， まれに珪質千枚岩の薄層を挾有する。 本層の下部には， 緑色千枚岩および石灰岩の， それぞれ 1 枚の薄層（いずれも用瀬町 江波 [ ← 図幅地域北端中央やや東から 3 km 南方 ] の西方）を挾有しているが， 両者とも走向方向の連続性に乏しい。 本層は江波背斜の軸部付近を占めているため， その下限は不明である。 加瀬木 [ ← 図幅地域北端中央付近 ] - 江波間では現在露出する限りで厚さ 1,000 m を超えるものと推定される。

② 緑色千枚岩層 :
  江波背斜の北翼部では， 厚さは最大 50 m で走向方向に約 5 km にわたって追跡されるが， 両翼部では厚さ最大 30 m， 延長は 2 km にすぎない。 本層は上記の下部千枚岩層の上位にあり， 上盤側では上部千枚岩層の最下部の珪質千枚岩（一部では黒色千枚岩）と接する。 本層は， 玄武岩熔岩・同 火山砕屑岩などを原岩とする。 火山砕屑岩源のものは著しく千枚岩質であるが， 熔岩源と考えられるものはほとんど塊状のままである。 しかし， 全般的に再結晶作用が進んでいるので， 個々の岩石についてその原岩を決定することは非常に困難である。

③ 上部千枚岩層 :
  珪質千枚岩および黒色千枚岩から構成され， 両者は量的にほぼ匹敵する。 本層は江波背斜の両翼部に露出し， 緑色千枚岩層の上位にあるか， 緑色千枚岩層を欠く場合には直接 下部千枚岩層の上位に位置する。 本層の珪質千枚岩は塊状チャートおよび縞状チャートを原岩とし， マンガン鉱床の主要な母岩となっている（例えば， 北翼部の山王・福岡， 南翼部の奥ノ谷・ 大ガ平 だいがなる [ ← 大平 ? ] など）。 この珪質千枚岩は， 北翼部の佐治川の北岸では厚さ 100 m を超え， さらに北方の「鳥取南部」図幅地域内に連続して露出するが， 南翼部の江波の南方では 厚さ 10～30 m の薄層として黒色千枚岩中に 5 枚以上も挾有される。

千枚岩類の主要な片理 [ 以下の [注] 参照 ] （層面片理面 S1）は， 一般に原岩の層理と一致し， その走向は WNW - ESE ないし E - W 方向であり， 南北へ比較的緩やか（0～70°， 普通は 20～30°）に傾斜する。 江波背斜の軸部付近では， この片理面は緩い背斜・向斜を繰り返している。 また， 背斜の両翼部でも 局部的な小褶曲のため 走向・傾斜が上記の一般傾向からかなり乱されることがある。 この現象はとくに縞状チャート源の千枚岩にしばしば認められる。 背斜軸は， 地層の分布状態からみて， 東部ではほとんど水平， 西部では西方に緩く傾斜するものと思われる。 線構造は一般に良好に発達し， 地層の走向・傾斜が局部的に乱される場合でもほとんど一定の方向， すなわち N 75°W・10°W または S 75°E・10°E を示している。 そして西部では一般に西落し， 東部では西落しまたは東落しという傾向が認められ， 上述の背斜軸の傾斜の傾向とよく一致している（第 4 図参照）。

[注]
  千枚岩類の片理には， 普通， 原岩の層理面または葉理面に平行な層面片理面（bedding schistosity plane， S1）とこれと交わる斜交劈開面（transversal cleavage plane， S'）とがある（巻末図版 Ⅱ - 1 参照）。 主要な線構造（L）は， S1 と S' との交線であり， これに沿って石墨・絹雲母・緑泥石などが線状に配列する。 この線構造は S1 面上にみられるちりめんじわの方向（Micro-corrugation axis）に一致する。

#### Ⅱ. 智頭 ちづ 地区 15)

本地区の千枚岩類は東方および北方に連続し， 山陰地方東部としては三郡変成岩類のもっとも広い露出地域をなす。 従来 比較的詳しい研究の行なわれている若桜地区 35), 36) は， 本地区の東方延長部に相当する。 本図幅地域内では緑色千枚岩層を欠き， 佐治地区の 下部千枚岩層相当層 の上に直接 上部千枚岩層相当層 がのる。

① 下部千枚岩層 :
  佐治地区と同じくほとんどすべて黒色千枚岩から構成され， わずかに 1 枚の片状砂岩層（厚さ 5 m）を挾有するにすぎない。 板井原 - 上板井原 [ 位置不明 ] 間の， 複背斜の中央部に露出する。

② 上部千枚岩層 :
  黒色千枚岩と珪質千枚岩との互層からなり， 複背斜の北翼部および南翼部に露出する。 珪質千枚岩はとくに北翼部に発達し， 1 枚の厚さ 10～50 m である。 本図幅地域内では少なくとも 7 枚以上の珪質千枚岩が黒色千枚岩中に挾有され， 大村鉱山はじめ多くのマンガン鉱床の母岩となっている。 珪質千枚岩は佐治地区と同じく， 塊状チャートと縞状チャートとを原岩としており， 両者は互いに移化する。

本地区に認められる複背斜構造は， ほぼ WNW - ESE 方向の 2 本の背斜軸と 1 本の向斜軸とを含み， 全体として， 佐治地区の江波背斜の東方延長と考えることができる。 複背斜の北翼部では， 走向 N 50～80°W， 傾斜 20～40°N の単斜構造であるが， 中央部では走向・傾斜ともに著しく変化する。 しかし， 線構造はほとんど一定して， S 75°E・10～20°E（まれに N 80°W・10～30°W）の方向を示している。 南翼部は比較的急傾斜（50～70°S）であるが， 花崗岩の迸入のため本図幅地域内では露出部分が少ない。

#### Ⅲ. 津川 - 河井地区， その他

岡山県勝北町 津川川流域の千枚岩類は， 南隣の「津山東部」図幅地域における 苫田 とまだ 累層 19) に連続するものであり， 津山盆地周辺の三郡変成帯 22) の一部をなす。 本図幅地域内では， 北側で花崗岩の迸入をうけ（一部は断層関係）， 南側で後期中生代火山岩類により不整合に被覆される。 主として黒色千枚岩から構成され， 数枚の珪質千枚岩を挾有する。 勝豊鉱山の銅鉱床は この珪質千枚岩が用瀬花崗岩と接触した付近に生成したものである。 これら千枚岩類の層序および構造については不明な点が多いが， 片理（S1）の走向はほぼ E - W， 傾斜は東部で 20～50°S， 西部で 30～40°N である。

上記の津川川北方の， 岡山県加茂町 河井地区に露出する千枚岩類も， 上述の津川地区と同じく黒色千枚岩を主とし， 花崗岩にとりかこまれて露出している。 この西方に当たる白金山には， 厚さ 50 m 以上の 結晶質石灰岩層 が露出し， 千枚岩類の上盤側にあって走向 E - W， 傾斜 30°S の片理を示し， かつて大規模に採掘されたことがある。 しかし， 孤立した山塊をつくっているため， 東西方向の延長は確認できない。

以上のほか， 加茂町 角ガ仙 つのがせん 付近や阿波村 大ガ山 だいがせん の北方には， 千枚岩類の小岩体が花崗岩上のルーフ・ペンダントとして残存している。

#### II.2.2 岩石の記載

本地域の千枚岩類のうち， 花崗岩による接触変成作用の影響が比較的少ない部分は佐治地区の北部， 智頭地区の東部および津川地区の一部である（ [ 後述する「II.3 接触変成岩」の項で示す ] 第 5 図参照）。 以下にこれらの地区の千枚岩類について記載する。

#### [ II.2.2.1 ] 黒色千枚岩 [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  佐治地区の 三王滝 さんのうだき [ ← 図幅地域北西隅やや東 ] 付近の黒色千枚岩の化学分析値が原村寛 39) によって発表されており， そのうち 2 箇は本図幅地域内の標本である。 ただし， この論文では単に粘板岩とのみ記されている。

本岩は緑泥石絹雲母石墨千枚岩で代表される。 肉眼的に粒度の非常に細かい岩石で石墨黒色を呈し， 著しく剥離性に富む。 鏡下でみると層面片理面（S1）は平滑でなく ちりめん状の徴褶曲を示し， この徴褶曲の軸面に平行に無数の斜交劈開面（S'）が発達する（巻末図版 Ⅱ - 1 参照）。 黒色千枚岩の多くは， 泥質部と砂質部とが細かく互層する葉理状千枚岩であり， まったく葉理を示さない千枚岩は比較的少量である。 葉理状黒色千枚岩はしばしばパッチ状または角礫状の砂質部を含むことがある。

無葉理状黒色千枚岩（および葉理状黒色千枚岩の泥質部）は， おもに， 石英・曹長石 [ 以下の [注] 参照 ] ・石墨・絹雲母・緑泥石などの変成鉱物からなり， 副成分鉱物として， チタン石・電気石・金紅石・燐灰石および不透明鉱物を含む。 肉眼的な感じよりも石墨や不透明鉱物は割合 少量である。 石英は非常に微粒で， 平均粒径約 0.005 mm である。

[注]
  鏡下で識別されにくいが， X 線粉末写真では長石のピークが認められるので， 一応 曹長石であろうと推定した。

絹雲母・緑泥石・石墨および汚濁状の不透明鉱物は片理面（S1）に沿って配列し， S1 が斜交劈開面（S'）によって細かくずれている場合には， その部分で湾曲し， S' に平行な配列をするようになる。 絹雲母は一般に緑泥石よりも多量に存在し， 鱗片状で長さ 0.01～0.02 mm， 無色または淡褐色を呈し， 上述の湾曲部で著しく折れ曲って波動消光を示す。 緑泥石は長さ約 0.02 mm， 淡緑色を呈し， 多色性に乏しく， 伸長方向に正の消光を示す。 泥質部にも原岩の砕屑鉱物が少量残存していることがあり， それはおもに， やや大型の白雲母（しばしば屈曲し， かつ鱗片状絹雲母によってふちどられる）や石英（径 0.05 mm 以上）である。

葉理状黒色千枚岩の砂質部には， 石英・斜長石・徴斜長石・白雲母・黒雲母・不透明鉱物などの砕屑鉱物が多量に存在し， その多くは汚濁， 湾曲し， 破砕され， しばしば著しい波動消光を示す。 これらの平均粒径は 0.1～0.2 mm で， 細粒砂岩と呼ぶべきものである。 砂質部中の変成鉱物としては， 石英（径 0.02 mm ±）・絹雲母・緑泥石・石墨などが主要なものである。

黒色千枚岩中にはレンズ状の石英の分結脈を多数介在することが多い。 このような石英脈中の石英は， 粒度が不揃い（径 0.02～0.2 mm）で， 互いに縫合組織を呈し， 少量の絹雲母・緑泥石・石墨などを伴う。 このほかに， 片理面を切る細脈として， 緑泥石脈・石英脈・曹長石脈などが認められる。

#### [ II.2.2.2 ] 片状砂岩

本岩は， 智頭地区の坂井原 - 上板井原間の黒色千枚岩中に， 厚さ 5 m 程度の薄層として挾有されるほかには， ほとんど認められない。 本岩は上下の黒色千枚岩とは明瞭な境界をもつ。 一般に片理が弱く， 片理に直角な節理系がよく発達し， この節理に沿って石英脈が直線状に走っている。 原岩の， 石英・斜長石・微斜長石・白雲母・緑泥石・不透明鉱物などの砕屑鉱物に富み， これらの平均粒度は 0.2～0.3 mm で， 細粒～中粒砂岩に相当する。 これら砕屑鉱物の充填部には， 細粒の石英（径 0.01 mm ±）・絹雲母・緑泥石・石墨などが再結晶している。 本岩中には泥質岩の細破片またはレンズが含まれることがあり， このような泥質部だけは著しく千枚岩化している。

#### [ II.2.2.3 ] 珪質千枚岩

黒色千枚岩に次いで多量に存在し， 塊状チャートおよび縞状チャートを原岩としている。 この両者は密接に相伴い， 部分的には相互に移化することが多い。

塊状チャートを原岩とするものは， 灰白色を呈し， 微弱な片状構造を示すことがある。 本岩はほとんど石英からなり， ごく少量の絹雲母・緑泥石および微細な不透明鉱物を含む。 石英は， ほぼ径 0.005 mm の等粒状結晶であるが， これ以外にやや粗粒の石英からなる脈が不規則に発達している。

縞状チャートを原岩とするものは， 規則正しく互層する， 厚さ 1～2 cm の珪質部と厚さ 1～5 mm の千枚岩質泥質部とからなる。 珪質部は暗灰色または青灰色を呈し， 塊状， 緻密で， 石英および少量の絹雲母・緑泥石・石墨・微粒の不透明鉱物からなる。 本岩の珪質部は上述の塊状チャート源のものに較べて， やや絹雲母や不透明鉱物に富み， その原岩はチャートというより珪質頁岩に近いものである。 石英の粒度は不揃いで， 径 0.005 mm 以下から 0.02 mm 以上のものまでが混在する。 本 珪質部中にはしばしば， 放散虫の遺骸と思われる楕円体状（長径 0.1～0.2 mm）の石英の集合体が含まれ， 楕円体の内部は均等に再結晶した石英（径 0.01 mm ±）の粒状集合からなり， その外縁を絹雲母によって囲まれている（巻末図版 Ⅱ - 2 参照）。 珪質部と互層する泥質部は， 黒色を呈し， 片理（S1， S'）・線構造が発達し， 石墨・緑泥石・絹雲母・石英などからなる。 本岩の層理を切って， 石英脈・緑泥石石英脈・方解石脈などの細脈が不規則に発達する。

#### [ II.2.2.4 ] 緑色千枚岩

本岩は， 佐治地区の， 森坪から細尾にいたる佐治川流域 [ ← 図幅地域北端中央付近 ] （江波背斜北翼部）と， 江波の南西方（南翼部）とに分布する。 いずれも花崗岩による接触変成域に包含されるため， 元来の広域変成作用による組織・構成鉱物が著しく改変され， 再結晶した角閃石や黒雲母を多量に含む堅硬， 緻密な緑色ホルンフェルスに変化している。 ここで緑色千枚岩とよんだものは， 玄武岩～粗粒玄武岩（大部分熔岩， 一部は迸入岩床か ?）・ 玄武岩凝灰岩～凝灰角礫岩および石灰質縞状凝灰岩を原岩としているが， これらの野外での相互関係は明らかでない。

玄武岩～粗粒玄武岩起源の変成岩は， 佐治村 さじそん 加瀬木および同 細尾付近に分布し， 片理を欠くか， あるいは弱片状で， 暗緑色を呈する。 原岩の斑晶鉱物としては， 普通輝石がもっとも多量で， 斜長石がこれに次ぐ。 ただし普通輝石斑晶は， 三郡変成作用とその後の接触変成作用によって， ほとんど完全に角閃石や黒雲母の集合体におきかえられており， わずかにその結晶の輪廓から判断されるにすぎない。

凝灰岩～凝灰角礫岩起源の変成岩は， 佐治村 加茂および同 加瀬木付近に分布する。 凝灰岩起源のものはとくに片理および線構造の発達が良好であり， このような構造はホルンフェルス化されてもよく残存している。 また， 凝灰角礫岩起源の変成岩の場合は， 玄武岩角礫が片理面に沿ってレンズ状に引きのばされていることが多い （巻末図版 Ⅲ - 1）。 このような変成岩が風化， 侵食をうけると， 硬いレンズ状部だけが風化面に突出して， 岩石全体としてきわめて凹凸に富んだ外観を呈するようになる。 「佐治石」という名で観賞に供せられている緑色岩の多くは， このような成因によるものであろう。

石灰質縞状凝灰岩起源の変成岩は， 佐治村 細尾・用瀬町 江波の南西方などに分布する。 原岩は塩基性凝灰岩と石灰質堆積岩との細かい互層であったと考えられる。 本岩はすべてホルンフェルス化している。

#### [ II.2.2.5 ] 結晶質石灰岩

鳥取県用瀬町 江波の西方（厚さ約 5 m）と 岡山県加茂町 白金山（厚さ約 50 m）とに露出するが， いずれも花崗岩の接触変成作用を蒙っている。

### II.3 接触変成岩

この項で記述する接触変成岩は， これまで述べてきた三郡変成岩類が後期中生代にいたって花崗岩の迸入をうけ， そのために接触変成作用 [ 以下の [注] 参照 ] を蒙って生じた複変成岩である。 花崗岩の迸入に際して， 本来の三郡変成岩類の地質構造は， 接触部にごく近い部分をのぞいて， ほとんど乱されていない。 三郡変成岩類は花崗岩体に近接するに従って， 黒雲母・白雲母・角閃石・石英などを新たに生ずるようになり， 次第に再結晶作用が進んで粒度が増大し， 剥理性および線構造を失い， ついには塊状， 緻密のホルンフェルスに変化する。 しかし， 本来の片理はかなり高変成度のホルンフェルスにまで残存し， また肉眼的にはほとんど塊状のようにみえても， 鏡下では微粒の不透明鉱物などの配列によって， かつての片理を認めることができる。

[注]
  後期中生代火山岩類（砕屑岩を含む）もまた， かなりの範囲にわたって接触変成作用を蒙っている。 これらの接触変成岩については， 便宜上， 該 火山岩類の項において記述する。

佐治地区の接触変成岩は， 後期中生代迸入岩類（ここではおもに用瀬花崗岩）に向かって外側から内側へ， 泥質岩（= 黒色千枚岩）を基準としてつぎの２帯に区分される。

  Ⅰ 帯 :
    黒色千枚岩中に黒雲母が晶出しはじめるが， 緑泥石が未だ残留する。
  Ⅱ 帯 :
    再結晶作用が進み， 上記の緑泥石が消失する。

第 5 図に， 佐治地区の変成分帯の概略を示した。 本地区では， 接触変成作用を免れた地帯は佐治川北岸の比較的狭小な範囲 （その大部分は「鳥取南部」図幅地域内）に限られる。 本地区の主要部は上記の Ⅰ 帯に相当し， Ⅱ 帯は花崗岩体との接触部から約 1 kmの部分を占める。 他の地区に関しては， 分布が狭小なためこのような分帯を行なうことができない。

### 第 5 図 佐治地区の接触変成岩の変成分帯。
N : 接触変成を受けない三郡変成岩類, Ⅰ : Ⅰ 型接触変成帯, Ⅱ : Ⅱ 型接触変成帯

以下に， 主として佐治地区の接触変成岩につき， 原岩の種類に従って記述する。

#### [ II.3.1 ] 泥質岩源ホルンフェルス

Ⅰ 帯では黒色千枚岩の構成鉱物・組織はほぼそのまま残留しており， 外観上は黒色千枚岩とほとんど変わりがない。 Ⅰ 帯における最初の黒雲母の晶出は， 細脈・レンズまたは斑点をなして不均等に行なわれ， それぞれの内部で鱗片状集合体をつくる。 このような黒雲母は， きわめて微細（長さ 0.01 mm ±）で， 多色性が弱く， X = 非常に淡い黄色～ほとんど無色， Y ≒ Z = 淡黄褐色である。

Ⅱ 帯では， 黒色千枚岩中の緑泥石が消失し， 石英 - 斜長石 - 黒雲母， または石英 - 斜長石 - 黒雲母 - 白雲母の組合せが普通となる。 再結晶した石英は， 径約 0.01 mm の寄木状組織をつくる。 黒雲母は岩石全体にわたって晶出し， 千枚岩の片理に平行なものと， これを切るものとがあり， 長さ約 0.1 mm で， 多色性が著しく， X - 淡黄色， Y ≒ Z = 黄褐色またはやや赤味を帯びた褐色， である。 その他に副成分として， 燐灰石・電気石・チタン石・金紅石・不透明鉱物およびまれに尖晶石・鋼玉が含まれる。

Ⅱ 帯のうち， 花崗岩との接触部にごく近い部分にはつぎのような鉱物組合せがあらわれる。

  石英 - カリ長石 - 黒雲母 - 白雲母
  石英 - カリ長石 - 斜長石 - 黒雲母 - 白雲母
  石英 - カリ長石 - 菫青石 - 黒雲母 - 白雲母
  石英 - 斜長石 - 黒雲母 - 直閃石 [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  佐冶村 森坪の西方約 500 m の水車小屋裏の用瀬花崗岩との接触部で採取した標本。

#### [ II.3.2 ] 珪質岩源ホルンフェルス

一般の珪質千枚岩は， 接触変成作用をうけても鉱物組合せにほとんど変化がない。 接触部に近づくと， 石英の粒度がやや増大（径 0.01～0.02 mm）して， それがほぼ等粒 寄木状を呈し， ごくまれに少量の黒雲母が晶出する程度である。 これに反して， 縞状チャートの泥質薄層部では， 柘榴石・黒雲母・白雲母などが新たに晶出する。

#### [ II.3.3 ] 塩基性岩源ホルンフェルス

本図幅地域内の塩基性岩（緑色千枚岩）はすべて接触変成作用を蒙っているので， 緑色千枚岩から Ⅰ 帯への変化を実際に確かめることができない。 Ⅰ 帯， Ⅱ 帯を通じて本岩のもっとも代表的な変成鉱物組合せは， 陽起石 - 黒雲母 - 斜長石 -（石英）であり， 上記の鉱物以外には， 原岩の普通輝石・斜長石（曹長石化および絹雲母化）・鉄鉱， および三郡変成作用で生じた緑泥石・曹長石・チタン石・緑簾石などが残存している。 泥質岩に較べて， 本岩中の緑泥石は比較的低い変成度（Ⅰ 帯の中間）で消失する傾向にある。 石英は少量 局部的に晶出し， 細粒 寄木状組織をつくる。 副成分鉱物として， 方解石・絹雲母・金紅石などが含まれる。

本岩中の陽起石は， 千枚岩の片理とは無関係の方向に伸長した， 針状または長柱状を呈し， かつての普通輝石斑晶をおきかえてそれを残晶として包有するか， あるいは石基またはマトリックスをおきかえ， しばしば放射状または平行連晶状の集合物をなす（巻末図版 Ⅲ - 2 参照）。 一般に多色性に乏しく， Z = ほとんど無色～淡緑色であるが， 結晶の外縁部では淡青緑色を呈することが多い。 花崗岩とごく接近した部分には， 陽起石の代わりに緑色 普通角閃石が晶出している。 本岩中の黒雲母は， 一般に鱗片状の集合をなし， その多色性は， X = ほとんど無色～淡いクリーム黄色， Y ≒ Z = 黄褐色を呈し， 変成度が高まると Y ≒ Z = オレンジ黄色を呈する。

#### [ II.3.4 ] 石灰質岩源ホルンフェルス

用瀬町 江波の西方の石灰岩源ホルンフェルスは， 前述の Ⅱ 帯に属し， 方解石（一部ドロマイト ?）および 少量の緑泥石（伸長方向に負の消光）・透角閃石からなる。 加茂町 白金山の石灰質ホルンフェルスは， 主として珪灰石・透輝石からなる部分と， 石英・透輝石からなる珪質の部分との互層である。

佐治地区の塩基性岩（緑色千枚岩）中には， 塩基性凝灰岩と石灰質堆積岩との細かい互層を原岩とするホルンフェルスがあり， この石灰質の部分は， 柘榴石 - 透輝石 - 緑簾石 - 斜長石， 透輝石 - 緑簾石 - 斜長石， 透輝石 - 陽起石（または普通角閃石）- 斜長石， などの鉱物組合せを示している。

### II.4 後期中生代火山岩類（砕屑岩を含む）

本岩類のおもな分布地域は， 本図幅地域南縁部の那岐山（標高 1,240 m）およびそれから東西へ連なる山稜部であり， そのほか， 北方の加茂町 上加茂地区の 矢筈山 やはずやま 付近・ 物見峠の西方， および 阿波村 あばそん 尾所 おそ [ ← 図幅地域中央付近 ] の西方などにも本岩類の狭少な分布がみられる。

那岐山地区の後期中生代火山岩類は， 南隣の「津山東部」図幅地域 19) で変朽安山岩とよばれたものの北方延長部に相当する。 「津山東部」図幅地域内では， この変朽安山岩は 古生層および斑糲岩 - 閃緑岩（いわゆる夜久野塩基性岩類）を被覆し， 新期花崗閃緑岩 [ 以下の [注] 参照 ] に貫かれて， それによる接触変成作用をうけ， かつ中期中新世の勝田層群により不整合に被覆されることが知られている。 本図幅地域では， 三郡変成岩類を不整合に覆い， 一部では後期中生代迸入岩類（用瀬花崗岩の粗粒相）によって直接に貫入・接触をうける。 那岐山頂に露出する部分を含めて， 本岩類の大半は安山岩の熔岩および火山砕屑岩からなり， これらを 那岐山安山岩類 とよぶ。 津川川の南方流域では， 那岐山安山岩類が三郡変成岩類を覆う基底部に顕著な礫岩層が発達し， これを 津川川礫岩層 とよぶ。 また智頭町 大畑の南方の那岐山の山腹部およびその東方には， 那岐山安山岩類の基底部およびそれよりやや上位の部分に流紋岩凝灰岩の薄層が挾有され， これを 大畑流紋岩 とよぶ。

[注]
  この新期花崗閃緑岩は「津山東部」図幅説明書では中新世（?）とされているが， 勝田層群よりも新期であるという証拠はない。 本図幅でいう後期中生代迸入岩類の一員と考えるのがもっとも妥当であろう。

上加茂地区の後期中生代火山岩類は， 白金山・矢筈山・岸道谷を連ねる東西方向の狭長な分布を示し， 南側は花崗岩によって貫入され， 北側は三郡変成岩類と断層または不整合関係（?）で接する。 本岩類の主体をなすものは， 凝灰角礫岩と安山岩類とであり， この凝灰角礫岩をとくに 岸道谷凝灰角礫岩 とよぶ。

#### [ II.4.1 ] 津川川 つがわがわ 礫岩層

本層は， 津川川上流南方の山腹（「智頭」・「津山東部」両図幅地域の境界部）に模式的に分布し， 標高 700～800 m のほぼ水平に近い不整合面をもって三郡変成岩類を被覆する。 層厚は普通 20～40 m であるが， 東方に向かって薄化尖滅する。 本層の上位には那岐山安山岩類が整合にのる。 本層はおもに礫岩からなり， 礫は径 2～10 cm の亜円礫で， 淘汰は比較的良好である。 礫種は， 黒色千枚岩・珪質千枚岩・粘板岩・砂岩・チャートなどが大部分であるが， しばしば粗粒 優白色花崗岩（後述）・文象斑岩などの礫が存在する。 充填物は， これら礫を構成する岩石の破片であり， よく膠結している。 これと同様な礫岩は， 上加茂地区 矢筈山の南方において 花崗岩（用瀬花岡岩の細粒相）に捕獲された小岩体としても露出しており， 三郡変成岩類のほかに花崗岩の礫をかなり多く含んでいる（巻末図版 Ⅰ- 1 参照）。 この捕獲岩状の礫岩は， 著しいホルンフェルス化を受け， 礫・充填物の両者ともに再結晶して細粒 寄木状の石英を多量に生じている。

本層の礫岩（および後述の岸道谷凝灰角礫岩）に含まれる花崗岩礫を検討すると， 肉眼的には粗粒優白質（ときに淡紅色）の花崗岩であるが， これを鏡下でみると， いずれも著しい圧砕作用を蒙り， 石英は波動消光が顕著で， しばしば縫合組織を示し, 黒雲母はほとんど緑泥石化し， また方解石脈が縦横に走っている。 これらの特徴は， 本地域およびその周辺に広範に露出する 後期中生代の花崗岩類にはまったく認められないもので， この種の花崗岩礫の起源はさらに古い時代に遡って考える必要があろう。

#### [ II.4.2 ] 岸道谷 がんどうや 凝灰角礫岩

本岩は， 上加茂地区 岸道谷付近に模式的に分布し， 北側の三郡変成岩類をおそらく不整合に覆うものと考えられるが， 南側の花崗岩（用瀬花崗岩の粗粒相）とはおもに断層で接する。 本岩は， 三郡変成岩類・ 安山岩・ 流紋岩凝灰岩・ 同 熔結凝灰岩・ 玢岩・ 粗粒玄武岩などの角礫～亜角礫を含み， 充填物は凝灰質で， 上記の岩石の破片と火山ガラスの破片とからなり， 一部に熔結構造が認められる。 本岩は全般的に著しく緻密， 堅硬なホルンフェルスとなっており， 礫と充填物はいずれも再結晶して新たに石英・黒雲母・陽起石などが多量に晶出している。

阿波村 あばそん 尾所 おそ の西方に小規模に分布する凝灰角礫岩は， 模式地のものとほぼ同様であるが， 花崗岩礫（粗～中粒， 優白質で， 圧砕作用が著しく， ときに片状構造を呈す）を多量に含む点を特徴とする。 本岩の充填物は安山岩凝灰岩であり， ホルンフェルス化をうけて， 原岩の普通輝石はほとんどすべて陽起石に変化している。

#### [ II.4.3 ] 大畑流紋岩

本岩は智頭町 大畑部落の南方の， 那岐山の北側斜面を模式地とする。 模式地では三郡変成岩類を直接に被覆し， 上位を那岐山安山岩類に覆われる。 層厚は不明であるが， おそらく数 10 m 程度であろう。 模式地から東方では， これと同様なものが那岐山安山岩類中に小規模に挾有されている。 本岩は， 主として， 石英や斜長石の斑晶に富む流紋岩熔結凝灰岩からなり， 一部に非熔結の部分もみられる。 また本岩中には， しばしば， 三郡変成岩類や流紋岩の捕獲岩片が含まれる。 上加茂地区に分布するものは， 主として流紋岩～石英安山岩質の凝灰岩であるが， 一般にホルンフェルス化が著しいため， 熔結構造の有無が確かめられない。 物見峠の西方では， 本岩の下位に凝灰角礫岩の薄層があり， これが三郡変成岩類を被覆している。

本岩の主体をなす熔結凝灰岩（巻末図版 Ⅳ - 1 参照）は， 斑晶として融食された 石英・ 破片状の斜長石（ほぼ灰曹長石成分）・ 黒雲母・ 褐色色普通角閃石・ 鉄鉱， および， まれに普通輝石・斜方輝石などを含む。 これら斑晶鉱物のうち， 有色鉱物はほとんど完全に変質して， 緑泥石・絹雲母・緑簾石・チタン石などの集合物に変わっており， また花崗岩との接触部付近では， これらから新たに鱗片状黒雲母が晶出している。 本岩のマトリックスは， 微晶質ないし隠微晶質で， 石英・緑泥石・絹雲母などからなる。 一般に， 扁平化された軽石片・ガラス片の平行配列によるユータキサキサイト組織が顕著であり， また部分的に微球顆構造が発達している。

#### [ II.4.4 ] 那岐山 なぎさん 安山岩類

本岩は那岐山周辺に模式的に分布し， 津川川礫岩層または大畑流紋岩の上に重なるか， あるいは直接 三郡変成岩類を不整合に被覆する。 層厚は， かりにほとんど水平だと仮定すれば 300 m 以上， 侵食で削られた部分を加えればさらにそれ以上と推定される。

本岩は主として， 輝石安山岩熔岩・橄欖石輝石安山岩熔岩， およびそれらの火山砕屑岩類から構成される。 これらは全般的に著しい変質作用を蒙っている。 すなわち, 斑晶の斜長石（曹灰長石～中性長石）は石英・曹長石・方解石・絹雲母・緑泥石などに， 輝石は緑泥石・緑簾石・方解石・チタン石・石英などに， 橄欖石は蛇紋石・イディングサイトなどに， それぞれ置きかえられる。 これらの斑晶鉱物のうち， 普通輝石だけは比較的 変質を免れていることが多い。 石基は， 短冊状の斜長石・単斜輝石・鉄鉱などが間粒状組織（Intergranular texture）を示し， しばしばガラスを含み， また少量の石英がこれらの間隙を充たすことがある。 石基中の変質鉱物としては， 石英・チタン石・緑泥石・方解石・緑簾石などが認められる。 那岐山頂に露出する安山岩（巻末図版 Ⅳ - 2 参照）は著しい杏仁状構造を示し， 杏仁は内部が緑泥石（一部は緑簾石）， 周縁部は石英からなる。

本岩は， 那岐山地区ではホルンフェルス化の現象があまり明瞭でないが， まれに， 安山岩の石基部が再結晶して微細な鱗片状黒雲母（多色性は， X = ほとんど無色， Y ≒ Z = 淡黄褐色）が多量に晶出することがある。

上加茂地区に分布する安山岩類は模式地のものとやや岩相を異にする。 すなわち， 矢筈山およびその西方の山稜部を構成するものは， 主として角閃石安山岩であり， その斑晶は 斜長石（中性長石～灰曹長石）・ 鉄鉱および角閃石（ほとんど緑泥石とチタン石の集合体に変化）からなり， 石基部には斜長石・緑泥石・チタン石などのほか， これらの鉱物間を多量の石英が充填している。 また， 白金山の南方に分布するものは， 輝石安山岩・褐色普通角閃石輝石安山岩の熔岩およびそれらの凝灰岩であり， 花崗岩類の迸入により全般的に再結晶して， 石英・黒雲母・陽起石などの変成鉱物が多量に晶出している（巻末図版 Ⅴ - 1 参照）。

### II.5 後期中生代迸入岩類

本岩類は， 三郡変成岩類および後期中生代火山岩類を貫いてこれらに接触変成作用を与え， 鳥取層群（中新統 中・下部）・ 人形峠層（鮮新統 下部）および「鮮新世」火山岩類により不整合に被覆される。 本岩類は， 本図幅地域の大半を占めて分布する 花崗閃緑岩・アダメロ岩などの底盤状花崗岩体（第２期迸入岩類）と， これよりやや早期に迸入・固結した 斑糲岩～閃緑岩・玢岩・文象斑岩などの小岩体群（第１期迸入岩類）とに大別される。 これらの迸入岩類を総括して第 2 表に示した。 また， これらの代表的標本について鉱物容量比の測定 [ 以下の [注1] 参照 ] を行ない， その結果を第 6 図および第 3 表・第 4 表に掲げた [ 第 3 表・第 4 表は後に記す ] 。 花崗岩類の分類， 命名 [ 以下の [注2] 参照 ] は，F. CHAYES [ 以下の [注3] 参照 ] の提唱した方式に従い， 一部これを変更した。

[注1]
  測定にはポイントカウンターを用い， 細粒岩に対しては 1 枚の薄片から 1,000～1,300 点， 粗粒岩に対しては 互いに直交する切断面から製作した 3 枚の薄片から合計 3,000～4,000 点をとって， それぞれの集計から 100 分率を求めた。 なお， ペルト石はカリ長石とし， また２次的鉱物はできるかぎり原鉱物にもどして判定した。
[注2]
  石英 - カリ長石 - 斜長石の容量比において 石英が 20～50 %（CHAYES は 20～40 %）の範囲にあるものを 総称して広義の花崗岩とよび， そのうち， 100 × カリ長石 / ( カリ長石 + 斜長石 ) の値が 0～10・10～33・33～67 に相当するものをそれぞれ， トロニエム岩・花崗閃緑岩・アダメロ岩とよぶ。 この比が 67 を超えるもの（狭義の花崗岩）は日本ではごくまれにしか産出しないので， とくに名称を与えない。 本図幅および説明書においては， 花崗岩という名称は上述の広義のものに対して用い， 実際には智頭花崗岩・用瀬花崗岩などと， できるかぎり岩体名を付けて狭義の花崗岩との混同を避けた。
[注3]
  CHAYES. F. : A provisional reclassification of granite， Geological Magazine，Vol.94（1957），pp.58～68．

### 第 2 表 中生代後期迸入岩類 一覧表

  第１期迸入岩類 | 斑糲岩・閃緑岩・閃緑玢岩・石英閃緑岩（R）
  斜長石玢岩（G1g）
  文象斑岩・花崗斑岩・花崗閃緑玢岩・珪長岩（G1g）
  細粒黒雲母花崗閃緑岩（G1b）
  第２期迸入岩類 | 智頭花崗岩（角閃石黒雲母花崗閃緑岩など, G2d）
  用瀬花崗岩（黒雲母アダメロ岩, G2b・G2c・G2a）
  倉見花崗岩（斑状アダメロ岩, G2p）
  その他（G2h・G2m）

### 第 6 図 図幅地域に分布する後期中生代迸入岩類の鉱物容量比。
(a) Qz（石英）- Kf（カリ長石）- Pl（斜長石）ダイアグラム,
(b) Mf（苦鉄質鉱物）- Qz + Kf（石英 + カリ長石）- Pl ダイアグラム,
● : 斑糲岩～閃緑岩（第 3 表参照）, ＋ : 智頭花崗岩（第 4 表参照）, × : 用瀬花崗岩（第 4 表参照）

#### II.5.1 第１期迸入岩類

本岩類は， 第 2 表に掲げたように， 斑糲岩から文象斑岩にいたる各種の岩相を含み， その迸入の時期は斑糲岩類がもっとも早く， 斜長石玢岩がこれに次ぎ， 文象斑岩類がもっともおそい。 しかし， これら相互の漸移的な岩相もまたしばしば認められ， 上記の生成順序がつねに明確であるとはいえない。 また， これらと細粒黒雲母花崗閃緑岩（G1b）との時期的関係は不明である。 本岩類は第２期迸入岩類中の捕獲岩状小岩体か， あるいは， 三郡変成岩類を貫く岩脈として産出する。 分布上の規則性はあまり明瞭でないが， 本地域の南部では 第２期迸入岩類中に本岩類の小岩体群が E - W～ENE - WSW の方向性をもって配列し， これらが後期中生代火山岩類と密接に相伴って分布する。 本岩類は， 一般に斑状組織が顕著で， 石基部にはしばしば微文象組織が発達し， また同一岩体の内部では岩相が急激に変化することが多い。 上記の特徴から， 本岩類は典型的な浅所迸入岩であり， かつ， 周辺地域の資料をもあわせて考えると， 後期中生代火山活動に引き続く地下火山的な活動によって生成したものと推定される。

#### II.5.1.1 斑糲岩～閃緑岩

本岩類は， 主として， 第２期迸入岩類中に包有される小岩体として産出し， 本地域西縁部の 天狗山 付近， 中央部の 堂錦峠 付近， 南縁部の津川川の上流流域， 同 真賀野の南方などの地域 に分布する。 また， 本地域北部の 三郡変成岩類分布地域 にも， 本岩類の小岩脈が各処に分布する。 これらの岩脈のあるものは， 母岩の三郡変成岩類と同様に第２期迸入岩類による接触変成作用をうけているので， その迸入時期は第２期迸入岩類の迸入以前と考えられる。 なお， 本岩類と後期中生代火山岩類との直接の関係は, 両者の露出が隔てられているので， 確認できない。 第 3 表に， 本岩類の代表的な標本について， 鉱物組成と構成鉱物の光学的性質を表示した。

### 第 3 表 斑糲岩～閃緑岩の鉱物容量比および主要構成鉱物の光学的性質

  岩体 | 天狗岩斑糲岩 | 堂錦峠斑糲岩 | 市ノ瀬閃緑岩
  岩石試料 | A（CZ.62） | B（CZ.63） | C（CZ.690） | D（CZ.552）
  鉱物 容量比 % | 斜長石 | 68.2 | 64.6 | 66.1 | 59.8
  石英 | 3.1 | 11.9 | 6.7 | 10.2
  カリ長石 | 0.1 | 5.4 | 6.5 | 10.5
  普通輝石 | 15.5 | 5.3 | 6.6 | 1.9
  斜方輝石 | 6.1 | 4.0 | 7.0 | 0.0
  緑色普通角閃石 | 0.1 | 2.3 | 1.4 | 8.9
  黒雲母 | 3.5 | 4.7 | 4.5 | 5.8
  鉄鉱 | 3.2 | 1.3 | 1.2 | 1.5
  その他 | 0.2 | 0.5 | - | 1.4
  色指数 | 28.6 | 18.1 | 20.7 | 19.5
  斜長石の An % | 78～40 | 74～28 |  |
  斜方輝石 | 屈折率 γ | 1.704 ± 0.001 | 1.721 ± 0.001 |  |
  光軸角 2V | (-) 62～58° | (-) 50～48° | (-) 59～51° |
  光学的分散 [ 以下の [注] 参照 ] | r ＞ v | r ＞ v | r ＞ v |
  En %（モル比） | 68～66 | 55～53 | 67～58 |
  黒雲母の屈折率 γ | 1.651 ± 0.001 | 1.659 ± 0.001 | 1.646 ± 0.001 |

[ 第 3 表に記した岩石試料の採取場所 ]
  A : 上斉原村 天狗岩の北西方約 200 m
  B : 上斉原村 天狗岩の北北西方約 1 km
  C : 智頭町 堂錦峠の北東方約 900 m
  D : 智頭町 市ノ瀬の北西方約 1 km（採石場）
[注]
  斜方輝石の化学組成の推定は以下の HESS の論文の p. 173 による。
    HESS H. H. : Orthopyroxenes of the Bushveld type, ion substitution and changes in unit cell dimensions, American Journal of Science, Bowen Volume（1952）

#### [ II.5.1.1.1 ] 天狗岩斑糲岩

加茂町・ 上斉原村 かみさいばらそん の境界の天狗岩（標高 1,196.7 m）を最高頂とする 径約 1.5 km の岩体を構成し， 南側は用瀬花崗岩（G2b）， 北側は智頭花崗岩（G2d）に接する。 岩石は， 優黒質， 中粒， 塊状で， 著しく堅硬である。 本岩体の内部における岩相変化はかなり著しい。 すなわち， 第 3 表に例示されるように， 輝石・斜長石を主成分とする斑糲岩と， 石英・カリ長石を相当量含む石英閃緑岩とがあり， このような鉱物組合せの変化に対応して， 斜長石や輝石などの性質もまた大きく変化している。 本岩体に対する周囲の花崗岩からの直接の影響はほとんど認められない。

鏡下ではほぼ等粒 粒状組織を示し， ２次的変質をほとんどうけていない。 斜長石は長さ 2～5 mm の長方形状の自形～半自形をなし， 曹灰長石～亜灰長石質の中核部， 亜灰長石～中性長石質の外套部， 灰曹長石質の縁辺部（石英またはカリ長石と接する場合のみ） からなる顕著な累帯構造を示す。 斜方輝石は第 7 図に示したように， その外縁が不規則に融食されて， 緑色普通角閃石および黒雲母によって囲まれることが多い。 普通輝石もこれと同様に角閃石や黒雲母で縁どられるか， あるいは斜長石中に包有される。 黒雲母の多色性は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = やや赤味を帯びた褐色で， 黒雲母のなかには鉄鉱の包有物が多い。 石英やカリ長石は， これらすべての鉱物の間隙を充填している（巻末図版 Ⅴ - 2 参照）。

### 第 7 図 天狗岩斑糲岩中の 斜方輝石（Hy）・ 緑色普通角閃石（Hb）・ 黒雲母（Bt）の相互関係を示すスケッチ

#### [ II.5.1.1.2 ] 堂錦峠斑糲岩

鳥取・岡山県境の脊梁部に， 南北 0.5 km・東西 1.5 km の岩体を構成し， 智頭花崗岩（G2d）中に包有される。 岩石は， 優黒質， 細粒， 塊状で， しばしば斑状構造を呈する。 第 3 表に示したのは， 細粒優黒色石基中に長さ 2～4 mm の斜長石斑晶の散在する両輝石斑糲岩である。 これを鏡下でみると， 斑晶斜長石は卓状で累帯構造に富み， 苦鉄質鉱物の微細な包有物を多く含むが， 石基斜長石は短冊状で新鮮である。 苦鉄質鉱物の相互関係は天狗岩斑糲岩の場合とほぼ同様である。 特徴的な性質として， 斜方輝石の一つの結晶のなかで著しい累帯構造があり， 中核部では 2V = (-) 59°， 外縁部で (-) 51°という例が認められる。 なお， 本岩体中には， 斜方輝石を欠いた普通輝石含有角閃石黒雲母石英閃緑岩も含まれている。 本岩体と智頭花崗岩との直接の接触関係は観察されなかった。

#### [ II.5.1.1.3 ] 図幅地域南縁部の小岩体群

加茂町 戸賀から津川川の北方流域・智頭町 真賀野にかけて， 主として用瀬花崗岩の粗粒相（G2c）中に， 斑糲岩類の小岩体がそれぞれほぼ東西性の伸長方向をもって散在する。 これらは， 単独の小岩体として花崗岩に包有されていることもあるが， 多くの場合は， 第 8 図に例示されるように， 文象斑岩・花崗斑岩・斜長石玢岩などと複合岩体を構成している。 このような場合， 斑糲岩類とこれら斑岩・玢岩類との境界はおおむね明瞭， 直線的であり， 一露頭で漸移するようなことはない。 これら複合岩体は， 花崗岩脈あるいは花崗岩に由来するアプライト脈・石英脈によって各処で貫かれている。

### 第 8 図 智頭町 真加野の南方の道路沿いの切割りのスケッチ

本岩類は， 岩体ごとに， あるいは岩体内部で著しくその岩相を変え， 暗緑色～暗灰色， 細粒～粗粒， 等粒 粒状～斑状と， さまざまに変化し， 鉱物組合せも下記 [ 以下の [注] 参照 ] のような多くの種類が認められる。

  鉄鉱 - 橄欖石 - 斜方輝石 - 普通輝石 - 褐色普通角閃石 - 斜長石
  鉄鉱 - 橄欖石 - 斜方輝石 - 普通輝石 - 褐色普通角閃石 - 黒雲母 - 斜長石 - 石英
  鉄鉱 - 斜方輝石 - 普通輝石 - 褐色普通角閃石 - 緑色普通角閃石 - 黒雲母 - 斜長石 - 石英
  鉄鉱 - 普通輝石 - 緑色普通角閃石 - 斜長石 - 石英 - カリ長石
  褐色普通角閃石 - 黒雲母 - 斜長石 - 石英

[注]
  苦鉄質鉱物についてはその反応系列の順に並べた。 また， 橄欖石の多くはその仮像から推定したものである。

苦鉄質鉱物は上記の順序に内側から外側に配列し， 不連続反応系列による不完全なコロナ構造をつくる（第 9 図）。 これら苦鉄質鉱物の多くは， 花崗岩による接触変成作用のため， 鱗片状黒雲母・ 針状淡緑色～淡青緑色角閃石・ 緑泥石・ チタン石・ 緑簾石・ リューコクシーンなどに変わっている。 元来の黒雲母と２次的に生成した黒雲母とのちがいを述べると， 前者が比較的粗粒， 他形～半自形， ポイキリティックで， 多少とも緑泥石化しているのに対し， 後者は細粒， レピドブラスティック， 新鮮であり, またその多色性は， 前者が X = 淡黄色， Y ≒ Z = やや赤味を帯びた褐色であるのに対して， 後者は X = 淡クリーム黄色， Y ≒ Z = 淡黄褐色～淡緑褐色である。

### 第 9 図 津川川 炭山の北方の斑糲岩中の苦鉄質鉱物の不連続反応関係を示すスケッチ。
Au : 普通輝石, Hb1 : 褐色普通角閃石, Hb2 : 緑色普通角閃石, Bt : 黒雲母

#### [ II.5.1.1.4 ] 三郡変成岩類を貫く閃緑岩岩脈

岩脈の走向はまちまちであるが， そのなかでも， 千枚岩の片理および褶曲軸にほぼ直交する NNE - SSW の方向と， 片理にほぼ調和的なものとが卓越している。 本岩は， 細粒～中粒閃緑岩と閃緑玢岩とに分けられる。

佐治村 さじそん 細尾部落付近の小岩脈は， 細粒 暗緑色の 普通輝石褐色普通角閃石黒雲母閃緑岩 で， 普通輝石は角閃石中に残晶として包有されるか， あるいは短冊状の斜長石と組み合ってオフィティック組織をつくる。 佐治村 加瀬木の西方のやや大きな岩体は， 中粒の 緑色普通角閃石黒雲母石英閃緑岩 からなる。 両者とも， 接触変成作用をうけて繊維状の淡緑色角閃石， 鱗片状の淡褐色黒雲母が生じている。

智頭町 市ノ瀬の岩脈（第 3 表の岩石試料 D）は， 本地域内で花崗岩による接触変成作用をまぬかれたほとんど唯一の岩脈で， 現在は石材として盛んに稼行されている。 この岩脈は走向 N 40°E ほとんど垂直で， 幅 50 m， 延長 500 m 以上に及ぶ。 岩石は中粒， ほぼ等粒 粒状の 普通輝石緑色普通角閃石黒雲母石英閃緑岩 で， 相当量のカリ長石・鉄鉱および少量の斜方輝石を含む。 斜長石は長柱状で， 亜灰長石から灰曹長石にいたる著しい累帯構造を示し， 石灰質の中核部には２次的に絹雲母・緑簾石などが生じている。 普通輝石は角閃石中の包有物である場合が多く， 2V = (+) 54°である。 角閃石は 2V = (-) 73 ± 2°である。 黒雲母は独立の結晶をなし， その多色性は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = 濃褐色であり， 緑泥石・チタン石・緑簾石などが２次的に生じている。 なお， 本岩中には， かなりよく消化された径 1 cm ± の暗色 塩基性包有物が含まれる。 また本岩の節理に沿って幅 1～3 cm の石英脈が走っている。

用瀬町 川中の南西方の岩脈は， 橄欖石含有普通輝石緑色普通角閃石黒雲母石英閃緑岩 からなり， 石英と少量のカリ長石とが合して微文象組織を示すことがある。 橄欖石は常に普通輝石中に包有され， 現在は蛇紋石およびチタン石の集合物に変わっている。

輝石閃緑玢岩 は佐治川上流の三王滝付近など数ヵ所に露出し， いずれも幅 10 m 以下の岩脈をなす。 千枚岩類との接触部には， しばしば細粒の急冷周縁相が認められる。 本岩は， 斜長石（長さ 2～4 mm の短柱状）・普通輝石・鉄鉱などを斑晶にもち， 石基は短冊状斜長石・石英・カリ長石および変質した苦鉄質鉱物からなる。 石基の一部は微文象組織を呈する。 接触変成作用により， 普通輝石斑晶は２次的な黒雲母・角閃石・緑簾石などに， 斜長石は絹雲母・石英・曹長石・緑泥石・黒雲母などにおきかえられ， また周縁相では石基部にも２次的な黒雲母と緑簾石とが大量に再結晶している。

#### II.5.1.2 斜長石玢岩

本岩は， 本地域中央部の堂錦峠付近， 大ガ山の北方， 西縁部の角ガ仙付近， 南縁部の津川川上流地域などに， いずれも小岩体として分布する。 これらは， 三郡変成岩類あるいは後期中生代火山岩類を貫き， かつ， いずれも第２期の底盤状花崗岩によって捕獲され， 接触変成作用を蒙っている。 津川川上流では， 本岩が数ヵ所で文象斑岩に貫かれている。 本岩と斑糲岩類との直接の関係は確かめられていない。

本岩の代表的な岩相は， 角閃石黒雲母斜長石玢岩 であり， 堂錦峠および大ガ山の北方の岩体を構成する。 肉眼的に， 淡紅色～白色の斜長石斑晶が灰色， 緻密， 珪長質の石基中に散在する。 斜長石斑晶は比較的まだらに散点する程度であり， 有色鉱物斑晶はこれよりもずっと少量である。 また， 径 1 cm 内外の暗色包有物が含まれることが多い。 斑晶の斜長石は， 長柱状で累帯構造に乏しく， ほぼ灰曹長石成分を有し， カオリン・絹雲母などの２次鉱物が多量に生じている。 斜長石斑晶は， しばしば集合して， グロメロポーフィリティック組織をつくることがある。 斑晶の角閃石および黒雲母は ほとんどが緑泥石・緑簾石・チタン石などに変わっている。 石基部は細粒， 完晶質， 珪長質で， 主として， 長さ約 0.05 mm の小型短冊状斜長石と， その間隙を充填する石英とからなる。 石英は， 普通径 0.2～0.5 mm の球状体の単位で同時消光するが， そのなかに無数の斜長石微晶を包有し， 全体として非常にモヤモヤした消光を示すことが多い。 岩体の一部では， 石基にカリ長石が含まれ， 石英と合して微文象組織を呈することがある。

上記の暗色包有物は， 鏡下では， 緑泥石化した黒雲母・短冊状斜長石・少量の石英・チタン石・鉄鉱などからなり， このなかにも斑晶状の斜長石が散点することがある。 このような斑晶斜長石は， 斜長石玢岩自身の斑晶斜長石よりもかなり石灰質であるのが普通である。 したがって， この包有物は， 本岩のやや早期に固結した， より塩基性の部分を示すもの（同源捕獲岩）と考えられる。

花崗岩との接触部付近では， 上述の有色鉱物斑晶の部分に， 新たに鱗片 状黒雲母や針状 淡青緑色角閃石などが再結晶している。 また石基部では， モヤモヤした石英が次第に減少して新鮮な石英におきかえられ， ついには径 0.01 mm 内外の寄木状石英の集合物に変わっている。

角ガ仙岩体は， 輝石角閃石黒雲母斜長石玢岩 からなり， 上記のものよりもやや苦鉄質鉱物の斑晶に富むため， 暗灰色を呈する。 斑晶としては， 累帯構造の著しい斜長石（中核部は曹灰長石～中性長石，周縁部は灰曹長石）および 普通角閃石（緑色および褐色）がもっとも多く， 黒雲母・ チタン鉄鉱・ 単斜輝石（褐色普通角閃石中の包有物）・ 斜方輝石（著しく変質）などが少量存在する。 石基は上述のものと大差がない。

津川川上流地域に分布する多数の小岩体は， 輝石角閃石黒雲母斜長石玢岩・ 褐色普通角閃石石英斜長石玢岩・ 黒雲母斜長石玢岩などの， 多様な岩相を呈する。 ここでは本岩と文象斑岩との接触部が明瞭に観察できる（巻末図版 Ⅰ - 2）。 他の岩体に較べて接触変成作用の影響が強く， 苦鉄質鉱物の斑晶はほとんどその仮像を残しているにとどまる。 石基は， 短冊状灰曹長石， モヤモヤした消光を示す球状の石英・新鮮な間隙充填の石英， 少量の変質した苦鉄質鉱物などからなり， しばしば， 放射状に配列した石英の集合からなる微球顆状構造（径 0.3～0.5 mm）を示すことがある。

#### II.5.1.3 文象斑岩類

ここで文象斑岩類と一括したもののなかには， 狭義の文象斑岩のほかに， 花崗斑岩・石英斑岩・花崗閃緑玢岩・珪長岩などの， 一連の珪長質半深成岩類が含まれている。 これらの岩相は互いに密接な共存関係を示し， またしばしば相互に移化する。 これらは， 前述の斑糲岩類および斜長石玢岩を貫き， 底盤状の花崗岩類によって捕獲・接触変成を蒙っている。 また， 小岩脈として三郡変成岩類を貫くものもある。 花崗岩類中に包有されるものは， 下記の西宇塚付近のものをのぞき， いずれもきわめて小規模である。

#### [ II.5.1.3.1 ] 西宇塚文象斑岩

智頭町 西宇塚の北方に分布し， 全体として智頭花崗岩（G2d）中に捕獲されている。 本岩は， 全般的に， 変質作用・破砕作用・鉱化作用などが顕著であるが， そのうちでやや変質の程度の弱い部分の岩相は以下のとおりである。 斑晶は石英・斜長石・カリ長石および少量の黒雲母からなり， 石基は珪長質で， 微文象組織を示す石英・カリ長石および斜長石からなる。 斑晶の石英は自形～融食形， 斜長石は自形卓状で絹雲母化・緑泥石化・炭酸塩化などを受ける。 カリ長石（正長石 ?）斑晶は自形卓状で， 細かいペルト石構造を示す。 黒雲母斑晶はほとんど緑簾石・白雲母・鉄鉱などの集合物に変化している。

### 第 10 図 智頭花崗岩と文象斑岩との接触関係を示すスケッチ。
G2d : 花崗閃緑岩（智頭花崗岩の一分枝）, G2d' : G2d の周縁相で著しく石英に富む, G2g : 接触変成作用を蒙った文象斑岩, My : 黒色ミローナイト脈

西宇塚から物見峠へ通じる林道沿いの切割りでは， 本岩体を幅 10 m ± の角閃石黒雲母花崗閃緑岩（智頭花崗岩の 1 分枝）が 岩脈状に貫く状態が観察できる。 接触面は大きくみると， 直線状であるが， さらに細かくみると， 第 10 図のように， かなり入りこんでおり， またこれに沿って花崗閃緑岩の幅 1 cm 程度の細脈が文象斑岩を貫いている。 このような花崗閃緑岩の周縁相および脈状部は， 花崗閃緑岩の本体に較べてより優白質で， とくに石英に富むことが特徴的である。 一方， 接触部付近の文象斑岩は， やや優黒質となっており， 本来の組織も著しく改変させられている。 鏡下でも， 斑晶と石基との区別が非常に不明瞭になり， 新たに細粒 寄木状の石英・カリ長石・灰曹長石および鱗片状の黒雲母が再結晶し， また一部には淡青緑色角閃石の集合物も生じている。 このような新生黒雲母は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = 緑褐色～暗褐色の多色性を呈し， 微弱ながら接触面に平行な配列を示す。 また， 第 9 図 [ ← 第 10 図 ? ] に示されたような黒色ミローナイト脈は， 鏡下でみると， 径 0.02 mm 内外の粒状の石英・灰曹長石および鱗片状黒雲母から構成され， 黒雲母の配列による顕著な片状構造を示す。 このなかには， 母岩のカリ長石や斜長石の斑晶が破砕・撓曲をうけながらも残存していることがある。 黒雲母の多色性も上述の文象斑岩中のものと同様である。 以上のような事実からみると， 花崗閃緑岩の貫入による再結晶作用は， 花崗閃緑岩の主体がほぼ固結し, 接触部に沿ってミローナイト脈が形成されるようになった段階まで， 引き続いて行なわれたものと考えられる。

#### [ II.5.1.3.2 ] 花崗岩中の小捕獲岩体

主として本地域南縁部の， 知和， 津川川上流地域， 真賀野付近などに分布し， 斑糲岩や斜長石玢岩と相伴って産する。 岩相としては， 角閃石黒雲母文象斑岩がもっとも多く， 輝石角閃石黒雲母文象斑岩がこれに次ぎ， 微文象組織を示さない黒雲母角閃石花崗斑岩・ 黒雲母角閃石花崗閃緑玢岩・ 普通輝石含有角閃石黒雲母花崗閃緑玢岩が局部的にみられる。 本岩類と斜長石玢岩との境界は， おおむねクリーン・カットであるが， 細かくみると巻末図版 Ⅰ- 2 に示したように 文象斑岩が不規則な脈状あるいはパッチ状に斜長石玢岩のなかに入りこんでいて， その接触部では数 mm の幅で両者がやや片状（ミローナイト様）を呈することが多い。

鏡下でみると（巻末図版 Ⅵ - 1 参照）， 本岩類の斑晶は， 石英・カリ長石・斜長石・黒雲母・角閃石・鉄鉱および， まれに普通輝石・斜方輝石・褐簾石などからなる。 黒雲母は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = 暗褐色～茶褐色の多色性を示すが， 大部分は緑泥石・リューコクシーンなどに変わり， さらに再結晶作用によってできた鱗片状黒雲母 （Y ≒ Z = 緑褐色～褐緑色）によっておきかえられる。 角閃石は， 長柱状をなし， X = 淡黄色， Y = 褐緑色， Z = 緑色の多色性を示すが， 黒雲母の場合よりもさらに変質が烈しい。 普通輝石および斜方輝石は， 常に角閃石中に包有された結晶であり， 斜方輝石の場合は緑泥石様鉱物の集合体に変化しているのが普通である。 石基の微文象組織は， 花崗岩との接触部付近では消失して， 径 0.02 mm 内外の石英とカリ長石の細粒 寄木状組織に改変させられている。

#### [ II.5.1.3.3 ] 三郡変成岩類を貫く岩脈

佐治村 さじそん 加瀬木 - 細尾地区， 用瀬町 江波地区および上板井原地区などに分布し， 文象斑岩と珪長岩とがある。 これらは， 三郡変成岩類の走向に直交するほぼ南北性， 直立の小岩脈であることが多いが， 加瀬木， 細尾付近では変成岩類の構造とほとんど調和的な比較的緩傾斜の貫入岩床である。

黒雲母文象斑岩は， 緻密， 堅硬， 風化面では淡紅色～赤褐色， 新鮮な面では灰白色～青灰色を呈す。 斑晶が比較的少量なため， 風化面では結晶質チャートと誤認されやすい。 斑晶はいずれも長さ 1 mm 内外またはそれ以下の， 卓状斜長石・カリ長石・石英・黒雲母（緑泥石化）および鉄鉱からなる。 石基は主として石英・カリ長石・斜長石からなり， 微文象組織で特徴づけられる。

珪長岩は， 細粒， ほぼ等粒状（径 0.1 mm 内外）の斜長石・石英および 少量の黒雲母（緑泥石化）・鉄鉱からなり， 斑状組織および徴文象組織を示さない。 斜長石は角のとれた半自形状を示し， 絹雲母化・炭酸塩化作用がすすんでいる。

角閃石黒雲母文象斑岩は， 佐治村 さじそん 尾際 おわい [ ← 図幅地域北西隅 ; 山王と城山の間 ] の南方において千枚岩中に貫入し， かつ用瀬花崗岩に貫かれている。 本岩は灰緑色を呈し， 長さ 5 mm 内外の柱状角閃石および斜長石の斑晶が肉眼的に顕著である。 鏡下では， 斑晶は斜長石・ 褐色普通角閃石（結晶の縁辺部は緑色）・ 黒雲母・ 鉄鉱（チタン鉄鉱 ?）からなり， まれに斜万輝石斑晶の仮像と思われる緑泥石様鉱物の集合体も認められる。 石基は， 石英・カリ長石・斜長石および少量の角閃石・黒雲母からなり， 微文象組織を示す。 接触変成作用によって， 本岩中には， 針状 淡緑色角閃石・淡緑褐色黒雲母・緑廉石などが大量に再結晶している。

#### II.5.1.4 その他の迸入岩

#### 細粒黒雲母花崗閃緑岩（G1b）

本地域西縁部の， 上斉原村 かみさいばらそん 遠藤付近に小範囲に分布し， 周囲を智頭花崗岩（G2d）によって囲まれている。 これと類似の岩石は， 西隣の「奥津」図幅地域において， 前記の文象斑岩類としばしば漸移関係にあり， また， 第２期迸入岩類による接触変成作用を受けていることがある。 本地域では， これと接触する智頭花崗岩との前後関係が明らかでないが， 上記の資料から一応これを第１期迸入岩類に含めた。 本地域内でみると， 本岩の鉱物容量比は， 石英 ≒ 斜長石 ＞ カリ長石 ≫ 黒雲母である。

#### II.5.2 第２期迸入岩類

本岩類は， 本図幅地域を含めて， 中国脊梁山脈の東部地区に分布する花崗岩類の主体をなすもので， 三郡変成岩類および後期中生代火山岩類を貫いて顕著な接触変成作用を与え， また第１期迸入岩の小岩体を捕獲岩状に数多く包有している。

本岩類は， その岩相上の特徴と相互関係とから， 智頭花崗岩・用瀬花崗岩・倉見花崗岩の３岩体に大別される。 これらのうち， 智頭花崗岩（花崗閃緑岩質）と用瀬花崗岩（アダメロ岩質）が 第２期迸入岩類の主要な構成要素であり， 前者は図幅地域中央部に ENE - WSW の延長方向をもつ幅 5～10 km の岩体を形成し， 後者はその南北に広く分布する。 両者は明瞭な岩相上の差をもって接触するのが普通であるが， しばしば境界部の数 10～数 100 m の範囲内で移化しあう場合がある。 したがってその迸入時期に大きなずれはなく， 岩相から判断して用瀬花崗岩の方が比較的後期の迸入によるものと推定される。 倉見花崗岩はカリ長石巨晶によって特徴づけられるアダメロ岩で， 他の花崗岩体とは明瞭に識別されるが， それらとの前後関係は不明である。

智頭花崗岩および用瀬花崗岩の代表的標本について鉱物容量比の測定を行ない， その結果を第 4 表および第 6 図に掲げた [ 前述の「II.5 後期中生代迸入岩類」の項の最初に記した [注1], [注2] および [注3] を参照のこと ] 。

### 第 4 表 第２期迸入岩類の代表的標本の鉱物容量比

  岩体 | 智頭花崗岩 | 用瀬花崗岩
  岩石試料 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8
  斜長石 | 47.5 | 48.3 | 49.8 | 39.8 | 35.4 | 29.6 | 34.3 | 26.6
  石英 | 26.9 | 26.9 | 25.8 | 30.1 | 28.6 | 31.0 | 30.4 | 36.1
  カリ長石 | 14.3 | 14.7 | 13.5 | 24.1 | 31.4 | 38.0 | 31.8 | 35.7
  黒雲母 | 7.6 | 6,2 | 6.6 | 4.1 | 4.4 | 0.8 | 3.1 | 0.3
  角閃石 | 3.2 | 3.1 | 3.5 | 0.1 | - | - | - | -
  その他 | 0.5 | 0.8 | 0.8 | 1.8 | 0.2 | 0.6 | 0.4 | 1.3
  色指数 | 11.3 | 10.1 | 10.9 | 6.0 | 4.6 | 1.4 | 3.2 | 0.3

[ 第 4 表に記した岩石試料の採取場所など ]
  1. 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（CZ.607）: 智頭町 智頭駅の東方約 600 m
  2. 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（CZ.684）: 智頭町 波多の北西方約 1.5 km
  3. 普通輝石含有角閃石黒雲母花崗閃緑岩（CZ.64）: 上斉原村 三十人ガ仙の北西方約 1.5 km
  4. 角閃石含有黒雲母アダメロ岩（CZ.160）: 加茂町 戸賀 とか の北方約 11 km， 採石場
  5. 細粒黒雲母アダメロ岩（CZ.37）： 用瀬町 旧 社村 やしろそん 小畑， 採石場
  6. 中粒黒雲母アダメロ岩（CZ.35）： 用瀬町 旧 社村 山口， 採石場
  7. 粗粒黒雲母アダメロ岩（CZ.586）： 智頭町 河津原 こうづわら の南方約 1 km
  8. アプライト質アダメロ岩（CZ.692）: 智頭町 三田の西方約 1.5 km

#### II.5.2.1 智頭 ちづ 花崗岩

本岩体は， 本地域北東部の因美線 智頭駅付近を模式地とし， ここから西南西方向に延びて， 同 美作加茂駅付近にまで連続的に分布する。 本岩体は， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩を主体とし， 普通輝石含有角閃石黒雲母花崗閃緑岩・ 角閃石含有黒雲母アダメロ岩・ 斑状角閃石黒雲母花崗閃緑岩などの岩相を一部に含むが， これら相互は漸移関係にあり， 地質図幅では， これらを区分しなかった。 以下にこれらの岩相について記載する。

#### [ II.5.2.1.1 ] 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（第 6 図および第 4 表の [ 岩石試料 ] 1， 2）

本岩は， 智頭花崗岩の模式地での岩相であり， 同時にこれが本岩体の主要部を構成する。

塩基性包有物に富むことが特徴で， このため， 風化した露頭面では黒っぽい色調を呈する。 これら包有物は， 径数 cm～数 10 cm の球状ないし不規則状を呈し， その配列にはまったく方向性がない。 また， これらがさらに消化されてできたと思われる径 1 cm 以内の苦鉄質鉱物のクロットが， 岩石全体に含まれている。

鏡下でみると（巻末図版 Ⅵ - 2 参照）， 岩石はほぼ等粒 粒状組織をを示し， その鉱物容量比は， 斜長石 ≫ 石英 ＞ カリ長石 ≫ 黒雲母 ＞ 緑色普通角閃石， 色指数は約 10 である。 斜長石は卓状， 半自形～自形で， 著しい累帯構造を示し， その中核部は烈しく絹雲母化作用をうけている。 石英とカリ長石とは斜長石の間だをみたし， 両者が微文象組織をつくることはない。 カリ長石は， 細かい不規則なペルト石構造を示すが， 微斜長石構造は明瞭でない。 黒雲母は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = 濃褐色の多色性を示すが， 緑泥石・チタン石・緑簾石などに変質していることが多い。 角閃石は柱状をなし， 普通は X = 淡褐黄色， Y = 褐緑色， Z = 濃緑色の多色性を示すが， まれに中核部だけが Z = 褐色を呈する。 副成分鉱物としては， 鉄鉱・ジルコン・褐簾石などが多い。

塩基性包有物は， 斜長石・緑色普通角閃石・黒雲母および少量の石英からなり， しばしば普通輝石がレリクト状 [ 意味不明 ] に角閃石中に包有されている。 斜長石は自形を呈することが特徴であり， しばしば斑晶状の卓状斜長石と， 細かい短冊状斜長石とが明瞭に区別され， 後者は角閃石などと組合ってオフィティック組織をつくる。

上記の模式的な岩相のほかに， つぎのような岩相が局部的に分布する。

#### [ II.5.2.1.2 ] 普通輝石含有角閃石黒雲母花崗閃緑岩

県境の堂錦峠付近， 上斉原村 天狗岩の北方などの， おもに斑糲岩類に近接する地域に分布し， 斑糲岩類による汚染作用を蒙った部分と思われる。 模式的な岩相に較べてやや細粒， 優黒質である。 角閃石中に普通輝石が残っていない場合でも， 普通輝石を交代してできたと思われる針状淡緑色角閃石（陽起石 ?）の集合体が 緑色普通角閃石中に包有されることが多い。 また， 細かい斜長石のほかに， やや粗粒， 柱状の斜長石が斑晶状に含まれることがある。

#### [ II.5.2.1.3 ] 角閃石含有黒雲母アダメロ岩（第 6 図および第 4 表の [ 岩石試料 ] 4）

加茂町の西部の暮床・堂ガ原・奥田付近などの， 用瀬花崗岩に近接する地域に分布し, 智頭花崗岩と用瀬花崗岩との中間的な岩相である。 露頭では， 角閃石はごく少ないか あるいは まったく認められず， 塩基性包有物も比較的少ないので， 用瀬花崗岩との識別は非常に困難である。 鉱物容量比からはアダメロ岩 [ 前述の「II.5 後期中生代迸入岩類」の項の最初に記した [注2] を参照のこと ] に含められ， 色指数は約 6 である。 黒雲母は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = 濃褐色の多色性を示すが， これが部分的に X = 非常に淡い黄色， Y ≒ Z = 緑色の黒雲母に移化することがあり， また緑色黒雲母だけの鱗片状集合物もみられる。 これらはすべて多少とも緑泥石化作用をうけており， ときには 褐色黒雲母が緑泥石化作用をうけたのちにふたたび鱗片状の緑色黒雲母を生じた， と解釈される場合もある。 一般に， 模式的な岩相よりもカリ長石に富み， カリ長石と石英とは部分的に微文象組織を形成することがある。

#### [ II.5.2.1.4 ] 斑状角閃石黒雲母花崗閃緑岩

智頭花崗岩体の内部に局部的に散在し， やや大型の斜長石による斑状組織で特徴づけられる。 主岩相との間には普通明瞭な境界はない。 図幅地域南端部の津川川流域にもこの岩相が認められ， 花崗斑岩ともいうべき明瞭な斑状構造を示すが， 角閃石を含んでいない。

#### II.5.2.2 用瀬 もちがせ 花崗岩

本岩体は， 本図幅地域北東部の用瀬町地区を模式地とし， 智頭花崗岩を南北からとりかこむような形で広く分布する。 本岩体を構成する岩相は， 細粒～中粒黒雲母アダメロ岩（G2b）が主要なものであり， そのほか粗粒黒雲母アダメロ岩（G2c）とアプライト質黒雲母アダメロ岩（G2a）を含む。 模式地付近では， 細粒相と中粒相とがほぼ匹敵する面積を占めるが， 両者は複雑にまじりあい， 互いに移化することもあれば， 比較的明瞭な境界で接することもある。 西部の， 加茂町の北部および阿波村の北部地区では中粒相がはるかに卓越し， 一部に細粒相を含むにすぎない。 南部の黒尾峠 [ ← 那岐山の北東方 3 km ] 地区では主として粗粒相が分布する。 これらの各岩相は， しばしば小規模の脈状あるいは晶洞状のペグマタイトや， アプライト脈・石英脈などを伴い， またそれ自体がアプライト質の岩相に移化する。

本岩体中の石英脈は， 用瀬町 旧 社村 やしろそん 地内で 屋住 やずみ 珪石として稼行されており， 加茂町 倉見の北方でもかつて探鉱されたことがある。 また用瀬町 洗足山 せんぞくさん [ ← 図幅地域北東隅から南西に 3 km ] の南方の輝水鉛鉱石英脈や， 加茂町 仏香 ふっこう のタングステン含有黄鉄鉱石英脈（グライゼン化作用を伴う）も， 本岩中に胚胎した鉱床である。 本岩は石材としても良質であり， 用瀬町内の数ヵ所で現在 盛んに稼行されている。

#### [ II.5.2.2.1 ] 細粒～中粒黒雲母アダメロ岩（G2b）（第 6 図および第 4 表の [ 岩石試料 ] 5， 6）

用瀬花崗岩の主体をなすもので， 灰白色， 塊状であり， 風化すると淡紅色を呈することがある。 細粒相は， 長径 1 mm 内外の黒雲母を多量に含むことと， しばしば黒雲母の集合した径 1 cm 内外の暗色クロットを包有することで特徴づけられる。 中粒相は， 長径 2～3 mm の互いに独立した黒雲母の結晶を含み， 径約 5 mm の石英や長石によるほぼ等粒 粒状の組織を呈する。 両者とも， 鉱物容量比は， 斜長石 ≒ カリ長石 ≒ 石英 ≫ 黒雲母で， 全体がアダメロ岩 [ 前述の「II.5 後期中生代迸入岩類」の項の最初に記した [注2] を参照のこと ] に相当するものであるが， 細粒相に較べて中粒相の方が， ややカリ長石に富み著しく黒雲母に乏しい。

鏡下でみると（巻末図版 Ⅶ - 2 参照）， 黒雲母は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = 濃褐色の多色性を示すが， カリ長石に融食された部分の多色性は， Y ≒ Z = 緑褐色となる。 三郡変成岩類との接触部付近では， 汚染作用によって黒雲母の量が増加し， その多色性も Y ≒ Z = やや赤味を帯びた褐色となる。 斜長石は， 普通， 卓状自形～半自形を呈し, 累帯構造は微弱である。 しばしば細粒斜長石と粗粒斜長石とが共存し， 前者についてのみ著しい累帯構造を呈することがある。 石英は， 丸みのつよい粒状を呈し， それらがいくつか集合する傾向が強い。 カリ長石はもっとも粗粒で， ポイキリティックに斜長石や石英を包有し， また常にペルト石構造を示す。 微斜長石には特有の格子状構造が普通に認められるが， ときにはそれが不明瞭で単にモヤモヤした消光を示すにすぎないものもある。 カリ長石とカリ長石とが接するときには， その接触部に沿って細かい粒状の曹長石が それぞれ異なった光学的方位をもって配列することが多い。 副成分鉱物としては， ジルコン・褐簾石・鉄鉱などが含まれる。

#### [ II.5.2.2.2 ] 粗粒黒雲母アダメロ岩（G2c）（第 6 図および第 4 表の [ 岩石試料 ] 7）

塊状 粗粒で， 常に淡紅色の風化面を呈することで特徴づけられる。 鉱物容量比は上記の細粒相と大差がない。 鏡下では， 黒雲母は X = 淡黄色， Y ≒ Z = 暗褐色～緑褐色の多色性を示し， ジルコンを多量に含み， それによる多色性ハロが顕著である。 斜長石は卓状～長柱状をなし， まれに絹雲母化された中核部をもつことがあるが， 普通は累帯構造に乏しく， またしばしば細粒の石英によって一部がおきかえられている。 石英は粒状集合物を形成し， また波動消光が顕著である。 カリ長石は， もっとも粗粒で， しばしば斑状を呈し， 常にペルト石構造を示す。 ペルト石構造における曹長石葉片部は， 細～中粒相に較べると著しく幅が広く， 結晶によってはカリ長石部よりも量的に卓越することがある。 本岩が著しい淡紅色を示す原因は， カリ長石中（曹長石葉片部をのぞく）に含まれる 微細な包有物（赤鉄鉱か ?）の存在によるものと思われる。 以上のほか， まれに少量の角閃石を含み， また副成分鉱物としてジルコン・褐簾石・緑簾石・蛍石などを含む。 蛍石は斜長石をおきかえてできていることが多い。

#### [ II.5.2.2.3 ] アプライト質アダメロ岩（G2a）（第 6 図および第 4 表の [ 岩石試料 ] 8）

智頭町 新見の南方に模式的に分布し， 細粒～中粒の黒雲母アダメロ岩 [ 以下の [注] 参照 ] と密接に相伴い， それらと移化関係にある。 細粒（粒径 0.5～1 mm）で， 淡紅色～灰白色を呈する。 鉱物容量比は石英 ≒ カリ長石 ＞ 斜長石 ≫ 黒雲母で， 用瀬花崗岩のなかではもっとも石英に富み， もっとも黒雲母に乏しい。

[注]
  地質図幅でアプライト質アダメロ岩として塗色された部分には， このような細～中粒相も一括されている。

鏡下では， 黒雲母中のジルコンによる多色性ハロが顕著であり， 斜長石はしばしば細かい白雲母の集合体によっておきかえられている。 カリ長石は格子状構造が不明瞭であり， 微細な包有物が多く， 著しく汚濁している。

#### II.5.2.3 倉見 くらみ 花崗岩

本岩体は， 加茂町 倉見地区を模式地とし， そのほか， 加茂町 古屋付近， 智頭町 大屋付近にも小規模に分布する。 大屋付近のものは東方に連続して， 東隣の 坂根 さかね 図幅地域内で広い面積を占める模様である。 これらのうち， 倉見岩体は粗粒黒雲母アダメロ岩， 古屋岩体・大屋岩体は粗粒角閃石黒雲母アダメロ岩からなるが， いずれも長径 2～4 cm の短柱状， 淡紅色のカリ長石を多量に含むことを特徴とする。 一般に径 20 cm 以下の塩基性包有物に富み， またしばしば晶洞状ペグマタイトを含む。 本岩と他の花崗岩類との識別は容易であり， その境界は一般に明瞭であるが， これらとの迸入の前後関係を知る手がかりは野外で得られなかった。 本岩は倉見および古屋地区で用瀬花崗岩と断層によって境され， その付近で著しく破砕， 粘土化を蒙っている。

本岩の鏡下での性質を以下に述べる。 黒雲母は比較的大型のものと， 小型で集合物をつくるものとがあり， その多色性は， X = 淡黄色， Y ≒ Z = 濃褐色であるが， 大部分の結晶は著しく屈曲しかつ変質して， 緑泥石・チタン石・緑簾石などに変わっている。 カリ長石に接する周縁部の黒雲母は， 著しく融食されてミルメカイト状を呈する。 角閃石は少量含まれることがあり， 伸長方向に淡青緑色を呈する。 斜長石は大型で長柱状のものから， 小型で短柱状～粒状のものまでの各段階があり， その中核部は絹雲母化作用を烈しく蒙っていることが多い。 カリ長石は， 以上の結晶や粒状の石英結晶の間隙を充填しており， 斑状をなす大型のカリ長石も その周縁部中にはこれらの多数の結晶をポイキリティックに包有している。

カリ長石中に包有された斜長石や石英は， しばしばいくつかの結晶個体が同一の光学的方位を示し， あたかもそれらを交代してカリ長石が成長したかのようにみえる。 カリ長石のペルト石構造は顕著であるが， 格子状構造は不明瞭であり， モヤモヤした波動消光を示すにすぎない。 微細な包有物のために汚濁した感を呈する。 副成分鉱物としては， 黒雲母中のジルコン・燐灰石のほかに， 比較的大型の褐簾石結晶が， ほとんど普遍的に含まれる。

#### II.5.2.4 その他の迸入岩類

#### 粗粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（G2h）

本地域では， 図幅地域北西端の辰己峠付近に， 人形峠層に不整合に被覆されて小範囲に露出するにとどまるが， 西隣の奥津図幅地域では広大に分布し， 第２期迸入岩類の重要な部分 （奥津図幅では粗粒角閃石黒雲母花崗岩と命名した）を占める。 本岩は全般的に粗粒で， 淡紅色のカリ長石に富み， しばしば暗色包有物を含む。 恩原川 おんばらがわ [ ← 多分 図幅地域外 ] 上流の， 三郡変成岩類との接触部付近には， 本岩の周縁相がみられる。 ここには， 黒雲母花崗斑岩やアプライト質の部分などがあり， また黄鉄鉱の鉱染が著しい。

#### 両雲母花崗閃緑岩（G2m）

本地域北西部の， 佐治村 栃原 [ ← 図幅地域北西隅 ] の西方に小規模に露出する。 他の花崗岩類との関係は不明である。 本岩は， 細粒， 優白色で， 白雲母の多いことを特徴とする。 鏡下では， 斜長石・石英・カリ長石・白雲母・黒雲母・電気石・柘榴石などからなる。 白雲母は比較的大型結晶をなし， 斜長石やカリ長石をおきかえて成長していることが多い。 電気石は， O = 淡青色， E = ほとんど無色の多色性を示す。 細かい黒雲母・白雲母・柘榴石・電気石などは， 相集って細脈をなしていることが多い。

### II.6 岩脈

これまで述べてきた後期中生代迸入岩類の固結以後の岩脈としては， 輝緑岩・玢岩・石英斑岩・珪長岩などがある。 これらは， おもに第２期迸入岩類を貫くが， 一部は三郡変成岩類をも貫いている [ 以下の [注] 参照 ] 。 岩脈の分布は第２期迸入岩類分布地域のほぼ全域にわたっているが， そのうちでもとくに岩脈の密集するところと， そうでないところとがある。 けれども， この分布状態は第２期迸入岩類の区分とは無関係のようであり, 一応すべての種類の花崗岩を岩脈が貫いている。 岩脈の幅は普通 1～10 m 位で， まれに 20 m 前後のものがある。 脈幅の広いものでは， 中核部が周縁部に較べてやや粗粒であり， また接触部に沿って狭い幅の明瞭な優黒質 急冷周縁相を生じていることが多い。 接触部に平行に流理構造を示すこともしばしばである。 岩脈の走向にはあまり顕著な規則性がないが， そのなかでも E - W 性のものがもっとも多く， N - S 性のものがこれに次ぐ。 一般にほぼ直立ないし急傾斜である。 以下に本地域の岩脈の主要なものにつき， 記載する。

[注]
  三郡変成岩類を貫く岩脈のあるものは， 千枚岩層と同様に第２期迸入岩類による接触変成作用の影響が認められるので， これらは第１期迸入岩類に含めて記載した。 けれども， 第２期迸入岩類からかなり遠ざかった地域の岩脈については， このような関係を確かめることができない。 したがってこのような岩脈については， 便宜的に， 岩相上から閃緑岩～閃緑玢岩・文象斑岩などは第１期迸入岩類に， 輝緑岩・玢岩・珪長岩などは 本項で述べる後期中生代迸入岩類の形成後の岩脈のなかに含めて， 地質図に塗色してある 。 後者に含めた 岩脈は， 智頭町の智頭駅の北方から板井原・杉森 [ ← 図幅地域東端で北端から 3 km ] の付近にかけて数多く露出している 。

輝緑岩 : 本岩は用瀬町 山口・ 屋住 やずみ の付近その他数ヵ所に露出する。 暗緑色， 完晶質， 細粒で， 鏡下ではオフィティック組織を示し， 普通は斑状組織をもたない。 主要な構成鉱物は， 斜長石・普通輝石・鉄鉱であるが， これに橄欖石・斜方輝石・褐色普通角閃石などが加わり， さまざまな組合せを示す。 しかし， このうちで橄欖石と斜方輝石ほ変質のためわずかに仮像として認められるにすぎない。 一般に変質作用が烈しく， 緑泥石・緑簾石・チタン石・方解石・葡萄石・石英などが大量に生じている。

玢岩 : 本地域の岩脈の大半を構成する。 暗灰色～灰色で， 斜長石斑晶が肉眼的に顕著である。 斑晶鉱物の組合せは， 斜長石 - 普通輝石 - 鉄鉱， 斜長石 - 普通輝石 - 褐色普通角閃石 - 鉄鉱， 斜長石 - 褐色普通角閃石 - 鉄鉱， 斜長石緑色普通角閃石 - 鉄鉱など， さまざまであり， これに少量の石英が加わることがある。 石基は小型 短冊状 斜長石・石英・角閃石などからなり， まれにカリ長石が加わって石英とともに微文象組織を呈する。 変質作用は輝緑岩の場合と同様である。

石英斑岩 : 加茂町 倉見の北方約 4 km の地点に露出し， 用瀬花崗岩を貫く幅 10 m の岩脈をなす。 本岩脈の主体は， 灰白色， 斑状を呈し， 斑晶は斜長石・石英・カリ長石および少量の黒雲母からなり， 石基は著しく珪長質で微文象組織を示す。 本岩脈はその両側で灰緑色の急冷周縁相（幅約 70 cm）をもつ。 この周縁相は斑晶として石英・カリ長石を欠き， また石基は主体に較べてより細粒～隠微晶質である。

珪長岩 : 主として用瀬町 上板井原付近に露出し， 幅数 m～20 m 程度の岩脈として黒色千枚岩を貫く。 本岩は優白質， 細粒， 珪長質で， まれに石英の小型斑晶を含み， しばしば鉱染状の黄鉄鉱を伴っている。

### II.7 新第三系

本図幅地域の新第三系は， 中新世中・下部の鳥取層群， 鮮新世下部の人形峠層および「鮮新世」火山岩類とに大別される。

#### II.7.1 鳥取層群

鳥取層群は中新世に鳥取市周辺に生じた沈降盆地内の一連の堆積物であり， 大量の火山岩類を挾有することで特徴づけられる。 本層群は， 北隣の「鳥取南部」・「鳥取北部」図幅地域 45) において命名され， その層序は， 下位から， 郡家 こうげ 礫岩層・ 河原 かわばら 火山岩層・ 円通寺 えんつうじ 礫岩砂岩層および雲山砂岩泥岩互層の４層に区分され， また郡家礫岩層に時代的にほぼ相当するものとして 舂谷 つくだに 礫岩層が命名されている。 そして， 本層群の時代は， 全体として中新世の初期～中期と考えられた。

本地域では， 上記の層序のうち， 舂谷礫岩層の主要部と郡家礫岩層および河原火山岩層のごく一部が分布するにすぎない。

#### II.7.1.1 舂谷 つくだに 礫岩層

本層は， 本図幅地域の北端部から北隣の「鳥取南部」図幅地域にかけて， 佐治谷の北斜面に局地的に分布する礫岩層（ときに砂岩層を挾む）であり， 本図幅地域の佐治村 舂谷部落付近でもっともよく観察される。

本層は， 下位の三郡変成岩類およびそれを原岩とするホルンフェルスを不整合に覆う。 また， 北隣の図幅地内では後期中生代の流紋岩凝灰岩をも不整合に覆っている。 本層の基底面は， 全体としてみるとかなりの傾斜（平均 12°内外）で南へ下り， 海抜 220～500 m の間に位置して， 南端部では佐治川本流の河岸にまで達している。 上位は， 北隣の図幅地内で海抜約 500 m の高さで「鮮新世」火山岩類に覆われている。 層厚は 100 m 以内で， おそらくは数 10 m 程度であろう。

本層の礫岩を構成する礫は， 普通は直径数 cm～10 数 cm の亜円礫～円礫で， 淘汰はかなりよい。 礫の種類は， 種々の花崗岩礫および流紋岩礫が主で， 千枚岩類の礫をまじえる。 流紋岩礫は熱変成作用をうけており， 著しく堅硬なため石英斑岩のようにみえるが， 本地域周辺に分布する後期中生代の火山岩類に相当することは間違いない。 基質は， 褐色を帯びた花崗岩質の粗粒砂であり， かなりよく膠結している。

佐治村 加茂部落の北方の佐治川左岸沿いには， 本層の基底部（縁辺部）と考えられる異常な礫岩が， 千枚岩類を直接覆って局地的に露出する。 本礫岩の礫は黒色千枚岩のみからなり， すべて角礫であってまったく淘汰をうけていない。 基質も同じく千枚岩の細破片を主材とし， よく膠結して， 風化面において赤が色の特徴ある色調を呈している。

本層と， 鳥取層群の模式的層序との， 直接の関係は判明しないが， 上記の分布・構造・岩相・上位層との関係からみて， 鳥取層群最下部の郡家礫岩層と時代的にほぼ同一のものと考えて差支えあるまい [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  舂谷礫岩層と郡家礫岩層とを比較したとき， 両者の主要な相違点は， 礫岩を構成する礫の種類が異なること （郡家礫岩層中で大きな割合を示す玄武岩・安山岩礫が舂谷礫岩層中にはない）， 層厚が異なること（舂谷礫岩層の方が厚い）， および， 鳥取層群はその分布の南縁で北へ傾いているのに 舂谷礫岩層の基底面は南へ傾いていること， などである。 けれども， 郡家礫岩層でもその下半部には玄武岩・安山岩の礫が少なく， 先新第三系の礫が大半を占めることからみて． 構成礫の種類およびその割合は地域的， 層準的に変化があるものとみなし， かつ， その分布範囲が， 郡家礫岩層の分布の示す方向性の延長上に位置することを重視して， 一応， 本図幅説明書では舂谷礫岩層を． 郡家礫岩層に時代的に対応するものとして扱った。 あるいは， 郡家礫岩層の下半部に当たる部分が局地的に著しく厚くなったものかも知れない。 なお， 舂谷礫岩層は， その凝固の程度からみて， 先新第三系に属するとはみなしがたい。

#### II.7.1.2 郡家 こうげ 礫岩層

鳥取層群の基底礫岩層である本層は， 「鳥取南部」図幅地域の東端部の郡家町を模式地として命名され， 鳥取層群分布地域の南縁部に沿って ENE - WSW 方向に狭長に分布する。 本図幅地域のものは， 本礫岩層の西端部に位置し， 佐治川の北岸の森坪 - 高山間 [ ← 図幅地域北端中央付近 ] に露出する。 ここでは， 本層は三郡変成岩類およびそれを貫く用瀬花崗岩の両者を不整合に覆い， 上位の河原火山岩層に整合に覆われる。 層厚は 20～30 m 程度で， 基底面はほぼ水平である。 主として礫岩からなるが， 森坪の東方では 2 枚の軽石凝灰岩の薄層を挾有している。 礫岩の礫は， 主として径 5～20 cm の安山岩の円礫～亜円礫であり， これを褐色～灰緑色の凝灰質物質および少量の花崗岩質粗粒砂が充填する。 花崗岩の直上の部分にかぎり礫および基質は花崗岩質である。

#### II.7.1.3 河原 かわばら 火山岩層

模式地の河原町付近 [ ← 北隣の「鳥取南部」図幅地域内 ] では， 本層は玄武岩・安山岩および粗面安山岩質の， 火山砕屑岩および同様な岩質の熔岩からなる火山性の累層で， 厚さは 500 m にも達する。 本図幅地域ではその南端部がごくわずかに露出するにすぎず， 前記の郡家礫岩層を整合に覆い， 著しく風化した安山岩熔岩および同凝灰岩からなる。

#### II.7.2 人形峠層

人形峠層 17), 18), 21), 29), 32), 44), 47), 50), 51) は， 本地域の西隣の「奥津」図幅地域の 人形峠（鳥取・岡山県境）を模式地として命名された， 鮮新世初期（あるいは中新世末期）の陸成堆積層であり， 後期中生代に形成された花崗岩類を基盤として， その上に東西方向にのびた狭長な分布を示している。 本層の堆積当初にほ， いわゆる「中国準平原」（現在の高位平坦面）はすでにかなりの程度まで開析され， 準平原面の上には 比較的緩やかな河谷地形が発達していたものと思われる（地形の項参照）。 人形峠層は， 人形峠より 恩原 おんばら [ ← 図幅地域外 ] を経て辰巳峠にいたる旧河谷（久保恭輔 44) の人形谷）を埋めて堆積したものであろう。 模式地での層序 21) は， 下位から上位へ， 含ウラン基底礫岩層（A 層， 厚さ 2～3 m）・泥岩砂岩互層（B 層， 厚さ 10 m）・砂岩礫岩泥岩互層（C 層， 厚さ 50 m ±）であり， C 層が「鮮新世」火山岩類によって整合に被覆されている。

本図幅地域の辰巳峠地区の人形峠層は， 上記の旧河谷の東端部に相当し， かつて恩原層 18) とも呼ばれたこともある。 本層は花崗岩類を直接不整合に覆い， かつ， 「鮮新世」の安山岩凝灰角礫岩類によってほぼ整合に， しかし明瞭な岩相の不連続をもって覆われる。 不整合面の標高は， 人形峠地区では海抜約 720 m であるが， この面は東方に向かって緩く傾き， 辰巳峠地区では 670～680 m にまで下る。 層厚も， これに応じて辰巳峠地区では 100 m を超えるまでに厚くなる。 また， 南北断面では， 不整合面が旧河谷の中央部に向かって著しく傾斜し， 舟底型を呈している。 辰巳峠地区からさらに東方でこの旧河谷がどうなるかは不明である。

辰巳峠地区の人形峠層は， 泥岩・シルト岩・アーコーズ砂岩・礫岩などの不規則な互層からなり， 人形峠地区に較べて泥岩が著しく卓越するという特徴をもつ。 本層の一部には層間異常あるいは偽層が認められ， また， アーコーズ砂岩中に泥岩の偽礫を多量に含むことがある。 構造はほぼ水平であることもあるが， 多くは 10～20°の傾斜を示し， ときには 60°の傾斜を示すこともある。 このような構造は， 上記の堆積状態からみて， 堆積当時に形成されたものと考えられる。 礫岩は， 花崗岩礫を主とし， これに三郡変成岩起源のホルンフェルスおよび変質した玢岩などの礫をまじえ， 花崗岩質砂によって膠結される。 まれに， 新鮮な普通輝石紫蘇輝石安山岩の亜角礫を主材とする礫岩がある。 また， 恩原部落の北方の地点での試錐柱状図（第 11 図 ①）では， 泥岩中に数枚の厚い軽石凝灰岩層が挾有されている。 これらのことから， 人形峠層の堆積中にすでに一部では火山活動がはじまっていたと考えられる。

恩原部落の北方約 300 m の地点（恩原川左岸， 「奥津」図幅地域内）の泥岩からは， 保存良好な植物化石を多産する 18), 32) 。

なお， 本層との直接の関係は判らないが， 本地域の「鮮新世」火山岩類の基底部およびそれに近い層準に， 本層と類似の砕屑岩の薄層 [ 以下の [注] 参照 ] が局地的に存在することがある（第 11 図）。 その代表的な露頭はつぎのとおりである。

  A) 佐治村 さじそん 尾際 おわい ， 東谷 [ ← 尾際の南南西方 2 km ] 上流（基底面の標高は海抜 815 m）:
    砂岩・泥岩の互層， 厚さ 10 m 以上， 亜炭の薄層を挾み， 花崗岩を覆い， 凝灰角礫岩に覆われる（第 11 図 ⑤）。
  B) 佐治村 余戸 よど ， 高谷の南西方への支流（790 m）:
    凝灰質砂岩（厚さ約 10 m）とその上位のシルト岩（約 15 m）， 余戸玄武岩を覆い， 凝灰角礫岩に覆われる（第 11 図 ⑧）。
  C) 佐治村 余戸， 高谷の本流（790 m）:
    砂岩・礫岩・泥岩の互層（30 m 以上）， 花崗岩を覆い， 上位の凝灰角礫岩に移化する（第 11 図 ⑨）。
  D) 加茂町 倉見， ヒガ谷から南西に上る谷（825 m）:
    砂岩・礫岩・泥岩の互層（25 m 以上）， 花崗岩を覆い， 凝灰岩により覆われる（第 11 図 ⑩）。

[注]
  地質図幅では便宜上 人形峠層と同様の凡例で塗色した。 なお， 上記の D) はその拡がりが不明なので「鮮新世」火山岩類中に含めた。

### 第 11 図 人形峠層および「鮮新世」火山岩類の地質柱状図。
① は原子燃料公社による試錐柱状図であるが, 他はすべて露頭から作成した。
①～⑪ の地点は [ 後に示す ] 第 13 図に示した。

#### II.7.3 「鮮新世」火山岩類

鳥取・岡山両県を境する中国脊梁地域から北方の日本海沿岸にかけて， 比較的新鮮な火山岩類が広範囲に分布している。 これらの火山岩類は， 北隣の「鳥取南部」図幅地域において 中新世の鳥取層群およびそれ以前の岩層を明瞭な不整合関係で覆い 45) ， また， 北西の「倉吉」図幅地域では大山火山の噴出物により不整合関係で覆われる 31) ことが知られている。 一方， 本岩類と下位の人形峠層（鮮新世初期）との整合関係は， 本図幅および西隣の「奥津」図幅地域 32) で明瞭である。 したがって， ここでは一応この火山岩類を一括して「鮮新世」火山岩類と呼んでおく。

本図幅地域の「鮮新世」火山岩類は， 中部～北西部の脊梁地区に分布し， 主として花崗岩類（一部は三郡変成岩類）を不整合に覆うが， 北西部では人形峠層の上に整合に重なっている。 本岩類は， 下半部が安山岩質の凝灰角礫岩類（2 枚の玄武岩熔岩を挾有する）から， 上半部が玄武岩熔岩から構成される。

### 第 12 図 「鮮新世」火山岩類の模式地における南北断面図

佐治村 余戸部落の南方から県境の 八本越 はっぽんごし に至る路線では本岩類の代表的な層序がみられる（第 12 図および第 11 図の ⑦， ⑧ 参照）。 すなわち， 下位から上位へ， ⓐ 玄武岩熔岩（厚さ 40 m）- ⓑ 砂岩・泥岩の互層（30 m）- ⓒ 安山岩凝灰角礫岩～凝灰岩（70 m）- ⓓ 玄武岩熔岩（50 m）- ⓔ 安山岩凝灰角礫岩～凝灰岩（40 m）- ⓕ 安山岩熔岩（100 m 以上）- ⓖ 玄武岩熔岩， の順に重なっている。 ここにみられる３つの異なった層準の玄武岩熔岩を， それぞれ模式地の名をとって， ⓐ 余戸玄武岩（B1）・ ⓓ 岩渕玄武岩（B）・ ⓖ 五輪原玄武岩（B3）と呼び， ⓕ を八本越安山岩（A）とよぶことにする。 ⓒ・ⓔ はとくに地層名をつけず， 一括して単に凝灰角礫岩類（Tb）と呼ぶ。 なお， この路線よりはるか南東方の黒岩高原を構成する玄武岩熔岩は， ⓖ の五輪原玄武岩と一連のものと思われるが， 現在は加茂川本流の下刻によって露出がへだてられているので， 一応 別個に黒岩玄武岩（B4）と呼ぶ。

周辺地区の「鮮新世」火山岩類との関係について次に述べる。 本図幅でいう凝灰角礫岩類は 「奥津」・「倉吉」両図幅における丹戸凝灰角礫岩（いわゆる「高清水層」 17), 18), 21) の一部や「中津河層」 21) を含む）に連続するものであり， また八本越安山岩熔岩も岩質および下位層との関係からみて， 「奥津」図幅地域において 丹戸凝灰角礫岩を整合に覆う中津河安山岩類に対比されることはまちがいない。 一方， 本地域の玄武岩類に対比される可能性をもつものとしては， 人形峠地区において 人形峠層を整合に覆う丹戸凝灰角礫岩類中に挾有される高清水玄武岩類， 日本海沿岸におもに分布する亀尻玄武岩， 「鳥取南部」図幅西部地区に分布する種々の玄武岩類などがあるが， これらとの関係は充分に明らかではない。

### 第 13 図 「鮮新世」火山岩類の分布とその基底面の等高線図

つぎに， 本岩類噴出当時の古地形について述べる。 第 13 図に示されるように， 当時の分水嶺は八本越の南方を NE - SW 方向に走っており， 現在の WNW - ESE 方向の分水嶺とは大きく斜交している。 凝灰角礫岩類はこの旧分水嶺の両側にまたがって分布しているが， 旧分水嶺の北側の方が比較的厚く， 南側では南方へ向かって薄化尖滅するようである。 最下位の熔岩である余戸玄武岩は旧分水嶺以北にのみ分布が限定され， かつての北流する河谷に沿って分布しているようにみえる。 次の岩渕玄武岩も同じく旧分水嶺以北に限られる。 最後に噴出した五輪原玄武岩および黒岩玄武岩は， これらとはちがって， 主として旧分水嶺以南に広範囲に分布し， 南に向かって傾斜する比較的緩やかな河谷を埋め立てたような分布形態を示す。 これらのことから考えると， 火山活動の中心は次第に北から南へ移り， 玄武岩熔岩の流出のため起伏は次第に平坦化されて行ったが， 最後の玄武岩流出時の地表面もまだかなりの起伏をもっていたことがわかる。 したがって， 現在の五輪原高原や黒岩高原でみられる平頂な台地の地形は， 火山活動以前の地形を保存したものではなく， むしろ熔岩流出によって形成された火山地形と考えるべきであろう（地形の項参照）。

本岩類の代表的な岩石の化学分析値およびノルムを第 5 表に示した。 この値でみると， 余戸玄武岩をのぞくすべての玄武岩類は 珪酸に不飽和の玄武岩ないし粗面玄武岩（久野久の分類 [ 以下の [注] 参照 ] による Ⅲb および Ⅳb 型）であり， また著しいノルム霞石を含む。 このような性質から， これらの玄武岩類は環日本海アルカリ岩石区 3) に特徴的なアルカリ玄武岩であると考えられる。 余戸玄武岩のみは， ノルム石英をもち， また他の玄武岩類とちがって斜長石斑晶を多量に含む。 一方， 凝灰角礫岩類中の安山岩礫および八本越安山岩熔岩は， すべて久野の定義によるカルク・アルカリ岩系に属する。

[注]
  久野久 : 火山及び火山岩， 岩波書店， 1954

### 第 5 表 智頭図幅の「鮮新世」火山岩類の化学成分およびノルム（分析者 : 倉沢一技官）

  化学成分

    岩石試料 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8
    SiO2 | 52.52 | 46.96 | 59.82 | 57.94 | 46.48 | 47.20 | 47.52 | 46.26
    TiO2 | 1.33 | 1.49 | 0.83 | 1.21 | 1.74 | 1.73 | 1.47 | 1.94
    Al2O3 | 16.68 | 16.14 | 17.61 | 16.25 | 15.29 | 16.07 | 16.95 | 15.54
    Fe2O3 | 3.36 | 2.75 | 2.93 | 4.75 | 4.23 | 4.81 | 4.06 | 4.49
    FeO | 5.52 | 6.53 | 1.94 | 2.41 | 5.98 | 5.53 | 5.67 | 6.38
    MnO | 0.18 | 0.14 | 0.12 | 0.13 | 0.16 | 0.21 | 0.13 | 0.20
    MgO | 5.76 | 9.72 | 2.19 | 2.81 | 10.12 | 9.38 | 7.65 | 9.42
    CaO | 7.92 | 9.12 | 4.94 | 4.70 | 10.11 | 10.02 | 10.20 | 9.87
    Na2O | 4.04 | 3.22 | 4.15 | 4.71 | 3.60 | 3.31 | 3.98 | 3.67
    K2O | 1.04 | 1.15 | 2.45 | 2.38 | 1.39 | 1.03 | 0.77 | 1.63
    P2O5 | 0.58 | 0.40 | 0.44 | 0.22 | 0.49 | 0.47 | 0.66 | 0.43
    H2O (+) | 0.83 | 0.78 | 0.79 | 0.88 | 0.20 | 0.26 | 0.47 | 0.32
    H2O (-) | 0.39 | 1.30 | 1.37 | 1.18 | 0.41 | 0.23 | 0.36 | 0.21
    Total | 100.59 | 99.70 | 99.62 | 99.57 | 100.20 | 100.25 | 99.89 | 100.36

  ノルム

    岩石試料 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8
    Q | 1.08 | - | 13.59 | 9.05 | - | - | - | -
    C | - | - | 0.17 | - | - | - | - | -
    or | 6.12 | 6.79 | 14.69 | 14.08 | 8.24 | 6.07 | 4.56 | 9.63
    ab | 34.18 | 23.44 | 35.08 | 39.85 | 17.48 | 24.26 | 26.74 | 16.34
    an | 24.31 | 26.20 | 21.64 | 16.16 | 21.45 | 25.95 | 26.12 | 21.11
    ne | - | 2.05 | - | - | 7.03 | 2.03 | 3.75 | 7.96
    wo | 4.66 | 6.86 | - | 2.37 | 10.63 | 8.64 | 8.40 | 10.46
    en | 14.34 | 4.80 | 5.45 | 7.00 | 8.00 | 6.63 | 6.07 | 7.74
    fs | 5.49 | 1.49 | - | - | 1.56 | 1.11 | 1.56 | 1.71
    fo | - | 13.60 | - | - | 12.05 | 11.72 | 9.09 | 11.01
    fa | - | 4.66 | - | - | 2.59 | 2.02 | 2.56 | 2.67
    mt | 4.68 | 3.99 | 4.24 | 4.70 | 6.14 | 6.97 | 5.88 | 6.50
    hm | - | - | 0.02 | 1.52 | - | - | - | -
    il | 2.52 | 2.84 | 1.58 | 2.30 | 3.31 | 3.30 | 2.79 | 3.69
    ap | 1.38 | 0.87 | 1.04 | 0.54 | 1.18 | 1.11 | 1.58 | 1.01

[ 第 5 表に記した岩石試料の採取場所など ]
  1. 普通輝石橄欖石玄武岩（CZ.437）: 鳥取県八頭郡佐治村 余戸の南方， 余戸玄武岩（熔岩流）
  2. 普通輝石橄欖石玄武岩（CZ.132）: 岡山県苫田郡加茂町 岩渕， 岩渕玄武岩（熔岩流）
  3. 紫蘇輝石角閃石安山岩（CZ.408）: 鳥取県八頭郡佐治村 栃原南方， 凝灰角礫岩中の角礫
  4. 橄欖石角閃石紫蘇輝石普通輝石安山岩（CZ.130）: 岡山県苫田郡加茂町 岩淵， 八本越安山岩（熔岩流）
  5. 橄欖石粗面玄武岩（CZ.163）: 岡山県苫田郡加茂町 五輪原， 五輪原玄武岩（熔岩流）
  6. 橄欖石玄武岩（CZ.372）: 岡山県苫田郡阿波村 コウロ山， 五輪原玄武岩（熔岩流）
  7. 橄欖石玄武岩（CZ.358）: 岡山県苫田郡阿波村 黒岩高原， 黒岩玄武岩（熔岩流）
  8. 橄欖石粗面玄武岩（CZ.360）: 岡山県苫田郡阿波村 黒岩高原， 黒岩玄武岩（熔岩流）

#### II.7.3.1 余戸 よど 玄武岩熔岩（B1）

鳥取県佐治村 余戸の南方の大谷上流を模式地とし， これより北西方にかけて分布する。 本岩は花崗岩および三郡変成岩類を不整合に覆い， 厚さは最大 40 m で， 南方に向かって基底面が高まるにつれ薄化尖滅する模様である（第 12 図参照）。 本岩の上位には直接に凝灰角礫岩類がのることが多いが， 凝灰角礫岩類との間に， 人形峠層類似の砂岩・シルト岩の薄層が介在することがある（第 11 図の ⑦・⑧ 参照）。

本岩は暗灰色を呈し， 長柱状の斜長石斑晶（長さ 5 mm 以下）および粒状 黄褐色の変質した橄欖石斑晶に富む。 石基は完晶質中粒（粗粒玄武岩質）のものからガラス質のものまであり， しばしばマイアロリティック孔隙に富む。 その代表的岩石を以下に記載する。

普通輝石橄欖石玄武岩 （CZ.437）:
  佐治村 余戸の南方の大谷上流， 余戸玄武岩熔岩の下部， 化学分析試料（第 5 表の 1 ; 巻末図版 Ⅷ - 1）
  ----
  Ⅳb→c 型に属する。 斑晶は斜長石・橄欖石・普通輝石・磁鉄鉱およびチタン鉄鉱からなる。 斑晶斜長石は累帯構造に富み， また， その中核部には輝石・橄欖石・鉄鉱などの微粒包有物を含むことが多い。 中核部の組成は An ＞ 60 である。 橄欖石はほとんどアンチゴライト様鉱物の集合に変わっている。 石基は完晶質中粒で， 間粒状（Inter-granular）組織を呈する。 主要な鉱物は斜長石・単斜輝石・橄欖石・鉄鉱であり， 短冊状斜長石の間だを埋める少量のアルカリ長石および燐灰石も認められる。 石基の橄欖石は単斜輝石の反応縁により縁どられている。

#### II.7.3.2 岩渕玄武岩熔岩（B2）

岡山県苫田郡加茂町の北部の岩渕国有林の因幡谷を模式地とし， これより北方の地域にかけて分布する。 模式地では直接 花崗岩を覆い， 凝灰角礫岩類によって覆われるが， 脊梁以北ではこの熔岩の続きが凝灰角礫岩類中に挾有される。 本岩はおそらく 1 杖の熔岩流であり， 模式地での基底面の標高は 880～900 m， 厚さは 40～50 m であり， この基底面は模式地を通る南北断面についてはほとんど水平である（第 12 図）。 模式地から西方では本熔岩は側方に次第に薄化し， 根知谷の上流では凝灰角礫岩類中に尖滅することが明らかである。

本岩は， 暗灰色， 細粒， 緻密で， 一見 無斑晶熔岩のようにみえるが． よくみると径 1 mm 以内の橄欖石斑晶を多量に含んでいる。 本岩の大部分を占めるのは Ⅳb 型の普通輝石橄欖石玄武岩（分析試料）であるが， このほかに Ⅲb 型の橄欖石玄武岩も認められる。 以下に本岩の鏡下の性質について述べる。

普通輝石橄欖石玄武岩 （CZ.132）:
  加茂町の岩渕の上流， 合流点から西方へ約 200 m の地点， 化学分析試料（第 5 表の 2 ; 巻末図版 Ⅷ - 2）
  ----
  Ⅳb 型に属するアルカリ玄武岩である。 斑晶は多量の橄欖石・ これより少量の普通輝石（2V = (+) 50 ± 2°）・ 磁鉄鉱およびチタン鉄鉱からなり， 微斑晶として少量の斜長石が含まれる。 橄欖石は周縁および内部がかなり変質して， アンチゴライトおよびサポナイト様鉱物を生じている。 石基は完晶質細粒で， 間粒状組織を呈し， 短冊状斜長石・粒状橄欖石・単斜輝石・鉄鉱および これらの間隙をみたすアルカリ長石からなる。 石基にはまた， 少量の金雲母（X = 無色， Y ≒ Z = 淡褐黄色）およびバーガス角閃石（Z = 褐色）が含まれる。 斑晶と石基のいずれにおいても， 橄欖右と単斜輝石との間に反応関係は認められない。

#### II.7.3.3 凝灰角礫岩類（Tb）

本岩類は「鮮新世」火山岩類の下半部の主体をなすもので， 西隣の「倉吉」・「奥津」両図幅で命名された 丹戸凝灰角礫岩類（模式地は鳥取県東伯郡三朝町 丹戸の南方）に連続する。 本図幅地域では， 図幅北西部の辰巳峠地区で人形峠層を整合に覆い， それより東方では， 直接 花崗岩を覆うかあるいは 下位の花崗岩との間に余戸玄武岩熔岩または岩渕玄武岩熔岩を介在する。 本岩類の上位には， 図幅北西端では中津河安山岩熔岩 [ ← 奥津図幅地域内の熔岩層 ? ] が， 八本越付近では八本越安山岩熔岩が， それぞれ覆っているが， 図幅地域中央部では主として五輪原玄武岩熔岩が直接に覆っている。

本岩類が花崗岩を直接覆う場合でも， その基底部に， 人形峠層類似のアーコーズ砂岩・泥岩・礫岩などが 数 m～30 m 程度の厚さで局地的に介在することがあり， また余戸玄武岩熔岩を覆う場合もほぼ同様である。 これらの砕屑岩層については， 人形峠層の項でふれた。

本岩類は， カルク・アルカリ岩系の安山岩質の凝灰角礫岩および火山礫凝灰岩を主体とし， このなかに凝灰岩や軽石凝灰岩が厚さ数 10 cm～数 m の厚さで何枚も挾有されている。 これらの凝灰角礫岩は， 黄褐色～淡黄色を示し， 充填物があまりよく膠結していないので， 露頭では礫が突出してみえる。 充填物は凝灰質物質からなり， ときに少量の石英砂を混じえる。 凝灰角礫岩の礫は， 径 10～30 cm のものが多く， まれに 50 cm 以上のものがある。 普通は角礫であるが， しばしば亜角礫～亜円礫のことがあり， 火山円礫岩と称すべきものもまれに認められる。

安山岩礫を検鏡すると， 角閃石紫蘇輝石安山岩（ Ⅶe 型）・ 角閃石普通輝石紫蘇輝石安山岩（ Ⅵe 型）および 普通輝石紫蘇輝石安山岩（ Ⅴd および Ⅴe 型）などである。 以下にこれらを簡単に記載する。

角閃石紫蘇輝石安山岩礫 （CZ.408）:
  佐治村 栃原の南方， 化学分析試料（第 5 表の 3）
  ----
  斑晶は短柱状斜長石・ 褐色普通角閃石（α = 1,667， γ = 1,695， X = 淡黄褐色， Y = 褐色， Z = 緑褐色）・ 紫蘇輝石（α = 1,693， γ = 1,704， 2V = (-) 64°， En 67 Fs 33）および磁鉄鉱からなる。 角閃石斑晶はしばしば微細な紫蘇輝石および磁鉄鉱の集合物によって縁どられている。 石基は 短冊状斜長石とこれより少量の磁鉄鉱・斜方輝石・角閃石・燐灰石などからなり， また孔隙の内縁に沿って緑泥石が生じている。

普通輝石紫蘇輝石安山岩礫 （CZ.128）:
  加茂町 岩渕から八本越へ上る谷
  ----
  斑晶は斜長石（αmin = 1,549， γmax = 1,565， An 43～55）・ 普通輝石・ 紫蘇輝石（α = 1,690， γ = 1,702， En 69 Fs 31）および磁鉄鉱からなる。 石基は完晶質で短冊状斜長石・ 磁鉄鉱・ 変質した苦鉄質鉱物・ これらの間隙をみたす石英および黒雲母からなる。

#### II.7.3.4 八本越 はっぽんごし 安山岩熔岩（A）

本熔岩は鳥取県佐治村と岡山県加茂町とを境とする八本越（峠）付近を模式地とし, 標高 1,115 m の三角点を最高とする山稜を構成する。 模式地では標高 980 m の高さで前述の凝灰角礫岩類を覆い， 約 1,040 m の高さで五輪原玄武岩熔岩に覆われる。 八本越から南に向かって， 本熔岩の基底面は緩く南に傾き， 一度は凝灰角礫岩類と五輪原熔岩との間に薄化尖滅するが， 阿波村 仏谷の以南においてふたたび出現する（基底面の標高は約 850 m）。 模式地付近での本熔岩の厚さはおそらく 100 m を超えるものと思われるが， 仏谷の以南では 50 m 以下となる。

本岩は， 灰色～暗灰色の石基中に長径 2～5 mm の白色斜長石斑晶を多量に含む。 斑晶の大きさや量には部分によってかなりのばらつきがある。 岩質上でも， 検鏡したかぎり， 橄欖石角閃石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩と角閃石紫蘇輝石安山岩とが区別されるので， 本岩は 2 枚以上の熔岩から構成されているのかも知れない。 以下に， 代表的な岩石について記載する。

橄欖石角閃石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩 （CZ.130）:
  加茂町 岩渕から八本越に至る路線， 本熔岩の最下部， 化学分析試料（第 5 表の 4 ; 巻末図版 Ⅶ - 2）
  ----
  Ⅵd 型に属する。 斑晶としては斜長石がもっとも多く， 紫蘇輝石（2V = (-) 64～67°， En 72 Fs 28～En 70 Fs 30）・普通輝石・磁鉄鉱がこれにつぎ， 橄欖石・角閃石は非常に少量である。 斜長石（中核部は An ＞ 50）は比較的新鮮で， 累帯構造に乏しい。 普通輝石の斑晶は石基の輝石によって， また橄欖石は石基の斜方輝石によって縁どられている。 角閃石はほとんど完全にオパサイト化している。 石基は完晶質で， 小型短冊状斜長石・斜方輝石・単斜輝石・磁鉄鉱・燐灰石などからなる。

角閃石紫蘇輝石安山岩 （CZ.131）:
  標高 1,115.2 m の三角点から西北方約 250 m の山稜（県境）， 本熔岩の上部
  ----
  Ⅶd （?）型に属する。 斑晶として， 斜長石（長径約 5 mm）と紫蘇輝石（2V = (-) 55～59°， En 66 Fs 34～En 58 Fs 42）が多く， 少量のオパサイト化した褐色普通角閃石および磁鉄鉱を含む。 石基は完晶質で， 小型短冊状斜長石・ 変質した輝石（?）・ 磁鉄鉱および少量のアルカリ長石・黒雲母からなる。

なお， 本熔岩とは露出がへだてられているが， 図幅北西隅の恩原川上流地域には本岩と類似の安山岩熔岩が分布し， 「奥津」・「倉吉」両図幅地域において中津河安山岩類と命名されている。 この岩石も大型斜長石斑晶（長径約 5 mm）に富み， 両輝石角閃石安山岩および紫蘇輝石角閃石安山岩の岩質を示す。 中津河安山岩類の噴出の中心は， おそらく北方の三国山付近（「鳥取南部」図幅地内）にあったと考えられ， 八本越安山岩もまた この付近から流出した熔岩が南東方へ流れ来たものであるかも知れない。

#### II.7.3.5 五輪原 ごりんばら 玄武岩熔岩（B3）

本岩は， 岡山県加茂町・同 阿波村境界の五輪原高原（標高 1,070 m を最高とし， 1,000 m 前後の小起伏面がよく発達している）を模式地とし， これより北方の山稜部にも連続して分布する。 本熔岩北端部の八本越および 南東端の阿波村 ドドロ谷では本岩は八本越安山岩の上位にのるが， 他の大部分の地域では凝灰角礫岩類を覆い， また五輪原の南方の大ガ山では直接 花崗岩を覆う。 本熔岩の基底面の標高は， 北端部の八本越付近では約 1,040 m であるが， 南方に向かって急激に低まり， 模式地付近では 900 m 前後となる。

本熔岩は， 模式地付近で少なくとも 100 m， おそらくは 120 m 以上の厚さをもつものと推定されるが， これ全部が均一な熔岩ではない。 加茂町 倉見の北方のヒガ谷から 1,069 m の三角点に至る路線でみると， 熔岩の基底部の標高は約 950 m， これから 1,020 m までは 多量の橄欖石斑晶（径 1～2 mm）に富む Ⅲb 型の玄武岩～粗粒玄武岩（CZ.163）が露出し， これより以高に露出するのは 橄欖石・普通輝石の斑晶のほかに 多量の斜長石を含む Ⅳb 型の玄武岩（CZ.164）である。 つぎに， この Ⅲb 型の下部熔岩と Ⅳb 型の上部熔岩との分布の特徴をみると， 前者は 第 12 図の旧分水嶺以南の東方に緩く傾く谷間の部分を埋めたてて分布している （したがって基底面にはかなりの起伏がある）のに対して， 後者は ほとんど水平にこれを覆い， その分布も旧分水岑より北方の八本越にまで及んでいる。 以下に， これらの代表的熔岩について記載する。

橄欖石粗面玄武岩 （CZ.163）:
  加茂町地内， 標高 1,069 m の三角点から南南東約 300 m の地点， 五輪原玄武岩の下部熔岩， 化学分析試料（第 5 表の 5 ; 巻末図版 Ⅸ - 1）
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  Ⅲb 型に属する。 暗灰色石基中に多量の橄欖石斑晶（径 1～2 mm）を含む。 分析値では多量のノルム霞石 [ nepheline ] を有する。 鏡下では， 斑晶は橄欖石（α = 1,667， γ = 1,705， Fo 87 Fa 17）および磁鉄鉱からなる。 橄欖石は非常に新鮮で， また輝石の反応縁をもたない。 石基は完晶質， 細粒で， 間粒状組織を示し， 小型短冊状斜長石・ 単斜輝石・ 橄欖石・ 磁鉄鉱・ アルカリ長石および少量の燐灰石・ 金雲母および沸石様鉱物からなる。 アルカリ長石は斜長石結晶の間隙をみたし， 沸石様鉱物は同じく斜長石の間隙にプール状の小集合体をなしている。

橄欖石玄武岩 （CZ.372）:
  阿波村の通称コウロ山（標高 1,018 m）の南西麓， 下部熔岩， 化学分析試料（第 5 表の 6 ; 巻末図版 Ⅸ - 2）
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  Ⅲb 型に属する。 灰色， 完晶質の石基中に長径 2～3 mm の橄欖石の斑晶を多量に含む。 鏡下でみると， 斑晶は橄欖石（α = 1,680， γ = 1,720， Fo 76 Fa 24）および磁鉄鉱からなり， 橄欖石は周辺部が著しくイディングサイト化している。 石基は中粒で間粒状組織を示し， 斜長石・ 単斜輝石・ 橄欖石・ 磁鉄鉱・ チタン鉄鉱・ アルカリ長石および少量の燐灰石・ 金雲母からなる。

橄欖石玄武岩 （CZ.136）:
  加茂町 1,069 m の三角点から北東方へ約 700 m の地点， 下部熔岩
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  上記の岩石とほぼ同様であるが， 石基に少量ながらパーガス角閃石（多色性 : 淡褐色～褐色）を含む。

普通輝石橄欖石玄武岩 （CZ.164）:
  加茂町五輪原， 標高 1,069 m の三角点， 上部熔岩
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  Ⅳb 型に属する。 暗灰色， 緻密な石基中に長さ 1 mm 前後の長柱状斜長石微斑晶を多量に含む。 苦鉄質鉱物の斑晶が非常に少ないので安山岩と誤認されやすい。 鏡下でみると， 徴斑晶として斜長石・橄欖石・普通輝石（2V = (+) 50 ± 2°）を含む。 石基は完晶質， 細粒で， 小型短冊状の斜長石・橄欖石・単斜輝石・磁鉄鉱および少量の燐灰石・黒雲母からなる。

普通輝石橄欖石玄武岩 （CZ.339）:
  加茂町・阿波村・佐治村の境界， 八本越の南東方約 300 m の地点， 上部熔岩
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  Ⅳb 型に属する。 橄欖石・普通輝石の斑晶および斜長石の微斑晶を含む。 石基は完晶質， 細粒で間粒状組織を示し， 斜長石・ 単斜輝石・ 橄欖石・ 磁鉄鉱・ アルカリ長石および少量の燐灰石・ 金雲母・ パーガス角閃石からなる。

#### II.7.3.6 黒岩玄武岩熔岩

本岩は， 鳥取県用瀬町・同 智頭町・岡山県阿波村の境界をなす 黒岩高原（標高 900～950 m の小起伏面がよく発達している）一帯に広く分布し， 高原の北部では三郡変成岩類を， 中央部では用瀬花崗岩を， 南部では智頭花崗岩を， それぞれ不整合に覆う。 本岩の下位， 不整合面の直上には， 局部的に安山岩凝灰岩・凝灰角礫岩などの火砕岩層が 10～20 m 程度の厚さで挾有されることがあるが， 本高原一帯は自然露頭が著しく貧弱なために， これら凝灰岩類 [ 以下の [注] 参照 ] を側方に追跡することはほとんど不可能である。

[注]
  地質図幅では便宜上 黒岩玄武岩に含めて塗色した。

### 第 14 図 黒岩玄武岩熔岩の試錐柱状図（原子燃料公社の資料による）。 ⑫～⑭ の地点は第 12 図に示した

本岩は， 第 12 図の旧分水嶺よりも南側にのみ分布し， その基底面の標高は旧分水嶺に近いところでは 900 m 前後であるが， 南西方に向かって著しく低まり， 南部では 750～800 m となる。 黒岩高原よりもはるか南方の釈山（物見峠南方）では 基底面は 720 m にまで下っている。 黒岩高原で作られた試錐柱状図（第 14 図）をみると， 不整合面が変成岩地帯から花崗岩地帯に入ると急激に低下する状態が明瞭である。 なお， この柱状図では 玄武岩および火砕岩層の下位に 礫岩・砂岩・泥岩などの互層が挾有されており， 人形峠層類似の局地的堆積層と思われるが， これに相当する自然露頭は発見できなかった。 また， 熔岩の内部に風化帯を伴う多孔質部が 1～2 枚認められることは， 本熔岩の活動が少なくとも 2～3 回にわたって行なわれたことを意味する。 熔岩の厚さは全体で 200 m 以上と推定される。

本岩は， 自然露頭でみる限りほとんど均質な， Ⅲb 型の橄欖石粗面玄武岩～玄武岩である。 したがって， 岩質的には五輪原玄武岩の下部熔岩の延長とみなすことができる。 風化面では灰色， 新鮮な面では黒色～暗灰色を示し， 著しく緻密， 堅硬で， 斑晶として長径 1～2 mm の橄欖石のみを含む。 橄欖石斑晶の量は部分によってかなり変化するようである。 ごくまれに， Ⅳb 型の普通輝石橄欖石玄武岩が認められる。 以下に， 代表的な岩石についてのみ記載する。

橄欖石玄武岩 （CZ.358）:
  阿波村 黒岩高原の南部， 標高 908.3 m の三角点から北東方へ約 500 m の道路沿いの露頭， 黒岩熔岩の下部， 化学分析試料（第 5 表の 7 ; 巻末図版 Ⅹ - 1）
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  Ⅲb 型に属する。 斑晶の橄欖石は小型かつ少量であり， かなり変質してアンチゴライトおよびサポナイト様鉱物を生じている。 少量の斜長石微斑晶を含むことがある。 石基はほとんど完晶質で， 間粒状組織を示し， 斜長石・橄欖石・単斜輝石・磁鉄鉱および少量のアルカリ長石からなるが， ガラスから生じたと思われる緑泥石を少量含んでいる。

橄欖石粗面玄武岩 （CZ.360）:
  阿波村 黒岩高原の中央部， 標高 890 m の道路沿いの露頭， 黒岩熔岩の上部， 化学分析試料（第 5 表の 8 ; 巻末図版 Ⅹ - 2）
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  Ⅲb 型に属する。 分析値では多量のノルム霞石を有する。 斑晶の橄欖石（α = 1,665， γ = 1,702， Fo 84 Fa 16）は長径 2 mm 前後のものが多い。 石基は完晶質， 細粒で， 間粒状組織を示し， 斜長石・橄欖石・単斜輝石・磁鉄鉱・アルカリ長石および 少量の燐灰石・金雲母および 沸石様鉱物からなる。 金雲母と沸石様鉱物とは 比較的大型の単斜輝石とともに プール状の小集合物を形成している。

### II.8 第四系

本地域の第四系は， 主要河川に沿って分布する冲積層， 山麓部の崖錐堆積層および河岸段丘礫層からなり， いずれも貧弱である。 河岸段丘礫層は 智頭町 湯屋の南方（厚さ 3 m 以上の礫層）と 加茂町 小中原（礫層とその上位のアーコーズ砂層， 厚さ 10 m 以上）とにやや明瞭なものがあり， 前者は崖錐堆積層に覆われている。

## III. 応用地質

本図幅地域の地下資源は， おもに， 三郡変成岩類中に胚胎したマンガン鉱床（いわゆる 八頭 やず マンガン）と， 後期中生代の花崗岩類の活動に伴って生成した 銅・鉛・亜鉛・モリブデン・タングステン・珪石などの鉱床である。 これらのうち現在稼行中のものは， 勝豊鉱山（含銅珪酸塩鉱）・ 大村鉱山（マンガン鉱）・ 八頭鉱山（珪石）の３鉱山である。

### III.1 金属鉱床

#### III.1.1 銅・鉛・亜鉛

#### 勝豊鉱山 9)

位置・交通 : 岡山県勝田郡奈義町 馬桑 [ 位置不明 ] ， 県境の黒尾峠の南約 500 m， 鳥取・津山を結ぶ国道 54 号線から西へ約 200 m 入ったところで， 交通の便はよい。

沿革 : 昭和 12 年に発見され， その後, 新望鉱山 KK・帝国鉱業開発 KK・三井鉱業 KK の手を経て， 昭和 28 年に千原鉱業 KK が買収した。 昭和 34 年現在， 従業員 20 名で， 坑道および露天採掘により稼行している。

地質 : 鉱床付近は， 三郡変成岩類， これを覆う後期中生代の那岐山安山岩類， およびこれらを貫く粗粒 淡紅色 黒雲母アダメロ岩（用瀬花崗岩の粗粒相）からなる。 三郡変成岩類は黒色千枚岩と， これに挾有される数枚の珪質千枚岩とからなり， 走向は N 50～90°W（平均は N 70°W）， 傾斜は南へ 20～70°（平均は 40°）であるが， これらはすべて花崗岩の貫入をうけてホルンフェルス化している。

鉱床 : 花崗岩との接触部付近のホルンフェルス中に胚胎する， 黄銅鉱を主とする不規則鉱染状鉱床である。 鉱床は珪質千枚岩中に多いが， これに接する黒色千枚岩中にも胚胎し， 不規則状石英脈を伴う。 鉱石は， 黄銅鉱のほかに， 少量の方鉛鉱・閃亜鉛鉱・藍銅鉱・黄鉄鉱などを伴う。

品位・産額 : かつては銅鉱として稼行されていたが， 現在は含銅珪酸鉱として製錬用の鎔剤に利用されている。 良鉱の品位は Cu : 1.5 %， SiO2 : 85 %， Ag : 50 gr / t で， 月産 500 t を産している。

#### 金盛鉱山 6) [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  本鉱山の記載は主として鳥取県地下資源開発局の安田満夫技師の報告によった。

鳥取県智頭町， 因美線の「なぎ駅」の北方約 500 m の山腹に位置し， 戦時中一時稼行されたが現在はまったく廃山し， 坑道（大切坑および１， ２， ３号坑）はほとんど水没している。 母岩は中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩（智頭花崗岩）と， それを貫く玢岩岩脈（E - W・75°W）とからなる。 鉱床はこの岩脈中に胚胎した熱水交代鉱床で， ほぼ垂直の鉱筒状をなしている。 鉱石は， 黄銅鉱・方鉛鉱・閃亜鉛鉱および緑泥石からなる雑鉱である。

#### その他

岡山県苫田那加茂町 仏香 ふつこう には黄銅鉱石英脈を採掘した坑道（水没）がある。 母岩は細粒黒雲母アダメロ岩（用瀬花崗岩の細粒相）で， 著しいグライゼン化作用をうけて絹雲母・黄鉄鉱を生じている。 鉱脈は幅 5～10 cm， N 60°W ほぼ垂直の石英脈で， 部分的に晶洞状を呈し， このなかに黄銅鉱・斑銅鉱・孔雀石などを伴う。 かつてタングステンを採掘したといわれているが詳らかではない。

#### III.1.2 モリブデン・タングステン

#### 日進鉱山 7) [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  本鉱山の記載は 主として鳥取県地下資源開発局の西村善博・小川康彦両技師の報告によった。

鳥取県八頭郡用瀬町 鳥井野， 洗足山の南西山腹に位置し， 現在は廃山となっている。 母岩は中粒黒雲母アダメロ岩（用瀬花田岩）と， これに貫かれる黒色千枚岩（ホルンフェルス化）とからなり， 鉱床はホルンフェルスとの接触部にごく近い花崗岩中に胚胎する。 鉱床は鉄マンガン重石輝水鉛鉱石英脈で， 脈幅 10～50 cm， 走向・傾斜は N 15～25°W・40～50°W である。 輝水鉛鉱は鱗片状結晶の集合体（径 2～3 cm）をなしてかなり多量に含まれるが， 鉄マンガン重石は小塊状， 微量である。

#### III.1.3 マンガン

概説 : 鳥取県八頭郡下の三郡変成岩中に胚胎するマンガン鉱床は， その分布範囲もきわめて広く， 中国地方における一つのまとまった鉱床区を形成している。 このマンガン鉱床に関しては， 昭和 24 年に行なわれた地質調査所および広島通産局の総合的調査 7) があり， その後 昭和 28 年に地質調査所の小松・上野・土井の 3 技官によって さらに詳しく調査 15) された。 以下の記述は， 上記の 2 報告書に負うところが多い。 なおこれらの鉱床は戦時中および戦後にかなり盛大に稼行されたが， 最近は衰微の一途をたどり， 昭和 35 年現在， 本図幅地域内ではわずかに大村鉱山のみが営業中であった。

本地域の三郡変成岩類は， 緑色千枚岩を有効な鍵層として， これより下位の下部千枚岩層（主として黒色千枚岩）と 上位の上部千枚岩層（黒色千枚岩中に多量のチャート源千枚岩を挾有）とに 大まかに区分される。 そしてこれらは， N 70～90°W 方向を軸とする一大背斜構造を形成し， 下部千枚岩層は背斜の中軸部に， 上部千枚岩層はその両翼部に分布している。 マンガン鉱床の大部分はこの上部千枚岩層中の珪質千枚岩中に胚胎し， 背斜軸の南北両翼部の， 大局的にはほぼ同一層準の母岩中に産出する。 鉱床のおもな分布は， 北翼部の佐治地区およびそれから用瀬花崗岩をへだてて東側の大村地区， ならびに両翼部の 社 やしろ 地区とである。

#### 佐治地区

この地区では， 佐治谷に沿って西から東へ， 山王・中・北谷・城山・舂谷・福園 [ ← 福国 ? ] ・ヒッポウ谷（加瀬木の南方）および大内谷（江波の北方）の鉱床が配列する。 これらのうち， ヒッポウ谷・大内谷の両鉱床は下部千枚岩層中に胚胎するが， 他はすべて背斜構造の北翼部を構成する上部千枚岩層中に胚胎し， 大局的にはほぼ同一層準に属すると考えられる。 母岩の一般走向は N 60～90°W， 傾斜はまちまちであるが概して 20～40°N であり， N 65～75°W， 5～20°W の線構造が顕著である。 母岩はすべて軽度の接触変成作用を蒙っている。 本地区では山王・中の両鉱床がもっとも規模が大きいがいずれも廃山となっている。

山王鉱床 [ 以下の [注] 参照 ] : 佐治川本流の右岸（三王滝の北方約 500 m）にある。 珪質千枚岩中の塊状チャート部に胚胎し， 小褶曲軸の落しに平行ないくつかの小レンズ状鉱体の集合である。 各鉱体は走向 N 65°W， 傾斜 40°N， 落し N 40～80°W であり， 幅 3～5 m， 長さ 7～8 m， 1 鉱体は 40～150 t の鉱量をもつ。 鉱床は加蘇型で， 菱マンガン鉱・テフロ石・バラ輝石・アラバンド鉱などを主成分とする。 これらのうち， 菱マンガン鉱は鉱体の中心部に， バラ輝石はその縁辺部に多い。 なお， 酸化帯には酸化マンガン鉱を生じている。 本鉱床は， 戦時中および戦後の１時期に稼行され， 5 本の坑道により坑内の主鉱体はほとんど採掘ずみと考えられる。

[注]
  本鉱床の記載は主として鳥取県地下資源開発局の安田満夫技師の調査報告書によった。

中鉱床 [ 以下の [注] 参照 ] : 佐治川の支流のシマン谷の左岸にある。 黒色千枚岩中に挾有された厚さ 2 m 以下の珪質千枚岩中に胚胎し， 鉱体は厚さ 20 cm 以下， 走向 N 65°W， 傾斜 15～30°N， 落し N 40°W， 走向方向に 50 m， 傾斜方向に 10 m の延長をもつ。 鉱石はおもにバラ輝石からなり， 上盤の黒色千枚岩中には酸化マンガン鉱を生じている。

[注]
  本鉱床の記載は主として鳥取県地下資源開発局の安田満夫技師の調査報告書によった。

北谷鉱床 : 北谷の分岐点の下流の佐治川左岸にある。 母岩は珪質千枚岩と黒色千枚岩との互層で走向 E - W， 傾斜 40°N を示す。 坑道埋没のため鉱床の性質は詳らかでない。

城山鉱床 : 佐治谷の南斜面， 城山の頂上近くに位置する。 塊状チャートの厚層中に胚胎し， ズリ石ではバラ輝石および酸化マンガン鉱が認められるが， 坑道埋没のため詳細は不明である。

舂谷 つくだに 鉱床 : 舂谷部落の東方の佐治川左岸に位置する露頭で， 探鉱の跡がある。 走向 N 75°W， 傾斜 30～50°N の黒色千枚岩中に胚胎し， 鉱体の厚さは約 1 m で， 酸化マンガン鉱を主体とする。

福園鉱床 : 福園部落の北方の佐治川支流の西側山腹に位置する。 縞状チャート源珪質千枚岩中に胚胎し， 母岩の走向 N 85°W， 傾斜 30～50°N である。 鉱体の厚さは 3～4 m， 富鉱部は 1～2 m で， バラ輝石および酸化マンガン鉱からなる。

ヒッポウ谷鉱床 : 加瀬木の南方のヒッポウ谷の上流の山腹に位置する。 黒色千枚岩に挾有される塊状チャート源珪質千枚岩中に胚胎し， 鉱体の厚さ 30～50 cm， 走向 E - W， 傾斜 50°S である。 鉱床はほとんど酸化マンガン鉱に変わっていて， 詳細は不明である。

大内谷鉱床 : 加瀬木から江波へ越える峠から 50 m 南方に位置する。 鉱床は黒色千枚岩（著しくホルンフェルス化）の下盤のチャート中に胚胎し， 鉱体の走向は N 70°W， 傾斜は 10～30°N である。 富鉱部の厚さは 1 m 以下であるが， 鉱石の種類は詳らかでない。

#### 社地区

この地区では， 用瀬町 旧 社村地内の江波部落の南方から 県境付近（一部は岡山県阿波村の北部）にかけて， 奥谷・ 栃平 とちがなる ・セイモンガレオ・茅谷・中津見・ 大平 たいがなる ・オオロ谷・仏谷などのマンガン鉱床が分布する。 これらは一括して因幡社水谷鉱山とも呼ばれ， そのうちでも奥谷・大平両鉱床がもっとも規模が大きく， 昭和 33～34 年頃まで稼行されていた。

この地区の鉱床の母岩はすべて， 前記の背斜構造の南翼部を構成する上部千枚岩層であり， 鉱床はそのうちでもとくに 珪質千枚岩中および珪質千枚岩と黒色千枚岩との境界部にのみ胚胎する。 これを原岩層序からみると， 栃平・水谷・セイモンガレオ・茅谷の各鉱床（西から東へ）の母岩がもっとも下位の， 大平鉱床の母岩はそのやや上位の， オオロ谷・仏谷（いずれも岡山県側）鉱床はそれよりさらに上位の層準を示す。 中津見鉱床は， 用瀬花崗岩上の小ルーフペンダント状千枚岩岩体中に胚胎しているため， これらの層準との対比はできない。 鉱床の母岩は一般に N 70～80°W， 30～70°S の走向・傾斜と， S 70°E， 10～25°E の線構造を示す。 なお， これらはいずれも強度の接触変成作用をうけて， 黒雲母ホルンフェルスに変わっている。

奥ノ谷鉱床 : 用瀬町 江波部落の南方， 奥ノ谷の左岸に位置する。 鉱床は， 黒色千枚岩源ホルンフェルスを上盤， 縞状および塊状チャート源ホルンフェルスを下盤とし， この境界に沿ってほぼ整合的に胚胎する。 鉱体の走向は N 50～80°W， 傾斜は南北に変化し， 母岩の N 60°W， 10°NW の褶曲軸の方向に延長する。 富鉱部は幅 30～70 cm で延長方向に約 500 m 追跡され， これに１号から８号までの坑道が達している。 鉱石はバラ輝石を主体とし， 菱マンガン鉱およびテフロ石を混じえ， 平均品位は Mn 約 30 % である。 本鉱床からは昭和 27 年当時は年間 320 t を出鉱していた。

なお， 本鉱床とほぼ同一層準にあると考えられる， 栃平鉱床 （奥ノ谷鉱床の北西方約 500 m の露頭）・ セイモンガレオ鉱床 （奥ノ谷鉱床の東方約 400 m の露頭）・ 茅谷鉱床 （奥ノ谷鉱床の東方約 1 km の地点， 坑道あり）については詳細は明らかでない。

大平鉱床 : 智頭町・用瀬町境界の山稜部に位置する。 チャート源ホルンフェルスと 黒色千枚岩源ホルンフェルスとの境界に沿って胚胎した鉱床で， N 70°W 方向の延長をもつ見掛上雁行する 3 条の鉱体からなる。 地表下約 3 m までの酸化帯の下部はおもに石英とバラ輝石との混合体からなる。

オオロ谷鉱床 : 黒岩高原の西側山腹（阿波村の北部）に位置し， 縞状チャート源ホルンフェルス中の 厚さ約 50 cm の塊状チャート源ホルンフェルス （N 25°W・60°NE の走向・傾斜をもつ）に胚胎し， 主として酸化マンガン鉱からなる露頭に試掘した跡がある。 この鉱床の加茂川をへだてた対岸にも 仏谷鉱床 （五輪原高原の東側山腹）があるが， 詳細は不明である。

#### 大村地区

用瀬町 旧 大村地内の赤波の南方から杉森および板井原へ至る溪谷に沿って， 北から南へ， 大成（「鳥取南部」図幅地内）・ 松下・ 上段・ 大立岩・ 大熊・ オイシガ谷・ 大村・ 滝谷・ 妙ガ谷などの鉱床が分布する。 これらは一括して大村鉱山とも呼ばれ， 大村鉱床だけは現在もなお出鉱中である。

この地区の鉱床の母岩は， すべて背斜構造の北翼部を構成する上部千枚岩層からなり， 走向 N 30～90°（平均 N 60°W）， 傾斜 20～50°N で， S 70～80°E， 15～20°SE の線構造を示す。 鉱床はとくに上部千枚岩層中の塊状チャート部に胚胎し， 鉱床母岩のチャートの層準は， 上位から下位へ， 大成鉱床， 松下・上段鉱床，大立岩・大熊鉱床， オイシガ谷鉱床， 大村鉱床， 滝谷鉱床， 妙ガ谷鉱床の順序である。 これらの母岩は 用瀬花崗岩による強度の接触変成作用を受けて黒雲母ホルンフェルスとなっており， 花崗岩との接触部の直近に胚胎したもの（妙ガ谷鉱床）もある。 鉱床は一般に母岩の微褶曲構造の烈しい部分で富鉱体を形成し， 褶曲軸や線構造の方向は富鉱体の落しと一致する。 鉱石は加蘇型で， 佐治地区の山王鉱床とほぼ同様である。

大村鉱床 : 板井原と杉森へ分かれる分岐点より上流の右岸に位置する。 辻中鉱業 KK（大阪府牧岡市石切町 155）の所有である。 鉱床は， 黒色千枚岩を上盤， 珪質千枚岩を下盤とする塊状チャート層に胚胎し， S 70～40°E， 20°E の落しを示す幅 4～6 m， 長さ 6～15 m のレンズ状小鉱体が雁行配列する。 鉱石はテフロ石・菱マンガン鉱・バラ輝石を主体とし， テフロ石を主とする上鉱の品位は Mn : 40～43 %・SiO2 : 18～30 %， バラ輝石を主とする並鉱の品位は Mn : 30～37 %・SiO2 : 25～45 % である。 産額は昭和 33 年度が 672 t， 34 年度が 357 t で， 東化工 KK 高岡営業所に送られていた。

### III.2 非金属鉱床

#### III.2.1 珪石

#### 八頭鉱山 7)

位置・交通 : 鳥取県八頭郡用瀬町 旧 社村 屋住の南方の中津見谷沿いにあり， 鉱山から因美線の「いなば やしろ駅」までトラック道路約 4 km が通じており， 交通の便はよい。

沿革 : 昭和 11 年から終戦時までは社 珪石鉱業所が稼行していたが， 昭和 31 年に伯耆珪石 KK の所有となった。 昭和 35 年現在， 従業員 15 名で， 坑通および露天採掘により出鉱していた。

地質・鉱床 : 優白色中粒黒雲母アダメロ岩（用瀬花崗岩）中の石英脈が稼行の対象となっている。 石英脈は N l0°E ほぼ直立で， 幅は平均 2.5 m， 最大 7.3 m であり， 南北への延長合計 150 m が稼行されているが， 石英脈自身は延長 2 km に達するものと推定される。 石英脈の中央部は高品位であるが， 周辺部は無数の石英細脈が分岐して花崗岩をとりこんだようになっている。 微量の硫化鉄や方鉛鉱を含むが， いずれも鉱況に影響する量ではない。

産額・用途 : 採掘場にて数 mm の大きさに粉砕し， 鋳型材料として月産約 200 t を米子方面に送っている。

その他 : 本図幅地域の花崗岩中には小規模の石英脈を伴うことがまれでないが， いずれも稼行の対象となっていない。 ただ， 加茂町 倉見の北方から峠を越えて岩渕国有林の谷に下る径路の近くには， 用瀬花崗岩を貫く幅 6 m， N 30～40°E・60°E の走向・傾斜をもつペグマタイト質石英脈の露頭があり， 採掘された跡を留めている。

#### III.2.2 石灰岩

加茂町 宝尾部落の北方の白金山（標高 592 m）の山頂部は 結晶質石灰岩によって構成され， この北西側の山麓にはこの石灰岩を稼行して石灰をつくった跡がある。 石灰岩層の下盤は黒色千枚岩源ホルンフェルスからなり， 南側はおそらく断層関係で後期中生代火山岩類と接し， これらが全体として花崗岩類中に捕獲されてルーフ・ペンダント状をなしている。 石灰岩層は厚さ数 mm～数 cm 程度の珪質層を無数に挾有し， その層理は E - W・30°S の走向・傾斜を示す。 この構造から判断して石灰岩層の厚さは 50 m を超えるものと思われる。 鏡下でみると， 石灰質部はおもに珪灰石・透輝石などから， 珪質層は石英・透輝石などから構成され， またこれらを貫く方解石脈および緑簾石脈が認められる。

### III.3 石材

本地域の花崗岩および閃緑岩は各処で石材として稼行されている。 以下にこれを岩石の種類別に記述する。

用瀬花崗岩 : 因美線の「いなば やしろ駅」から用瀬町 江波部落に至る路線に沿って， 細粒～中粒， 優白色， 黒雲母アダメロ岩が数ヵ所で採掘されている。

智頭花崗岩 : 加茂町 暮床部落付近および志田部落付近の数ヵ所で， 中粒角閃石黒雲母花崗閃緑岩が採掘されている。

閃緑岩 : 智頭町 市ノ瀬部落の北方の千代川の右岸山麓で， 三郡変成岩類を貫く普通輝石緑色普通角閃石黒雲母石英閃緑岩の岩脈が採掘されている。

## 文献

1) 巨智部忠承（1896）:
  20 万分の１地質図幅「生野」および同説明書， 地質調査所
2) 八巻準次（1903）:
  美作国勝田郡地質調査概報， 地質学雑誌， vol. 10， no. 120，p. 267～274， 309～319， 357～364
3) Tomita，T．（1935）:
  On the chemical composition of the Cenozoic alkaline suite of the Circum-Japan Sea region． Shanghai Sci. Inst. Jour.， Sec．2， vol. 1， p.227～306
4) 大塚弥之助（1937）:
  中国山地の概形とその地質時代， 地学雑誌， vol. 49， no. 578， p. 156～162
5) 辻村太郎（1942）:
  断層地形論考
6) 鳥取県（1949）:
  昭和 24 年度 鳥取県東部地区地下資源調査報告
7) 鳥取県（1949）:
  昭和 24 年度 鳥取県中部地区地下資源調査報告
8) 小林貞一（1950）:
  中国地方， 朝倉書店
9) 上治寅次郎・菱川收（1950）:
  勝田郡地下資源調査報告， 岡山県地下資源調査報告書， no. 1， p. 142～177
10) 鳥取県林務課（1950）:
  17 万５千分の１鳥取県地質図
11) 山田節三（1951）:
  ７万５千分の１地質図幅「久世」， 地質調査所
12) 長谷晃（1951）:
  山口県の三畳系， 地質調査所特別号「日本三畳系の地質」，p. 72～89
13) 木野崎吉郎（1953）:
  中国地方の花崗岩とタングステン及びモリテン鉱床について， 広島大学地学研究報告， no. 3， p. 61～75
14) 岡山県（1954）:
  20 万分の１岡山県地質図
15) 小松彊・他 2 名（1957）:
  鳥取県八頭郡下のマンガン鉱床調査報告（概報）， 地質調査所月報， vol. 8， no. 6， p. 31～48
16) 小島丈児・吉田博直（1957）:
  中国地方中東部の中生代末深成火成活動， 総合研究「日本の後期中生代の研究」連絡紙， no. 5， p. 1～3
17) Katayama, N. and Sato, Y.（1957）:
  Sedimentary environment of the uraniferous bed of Ningyo Pass． Sci. Pap. College of General Education，Univ. Tokyo， vol. 7， p. 131～144
18) 藤原清丸・他 2 名（1957）:
  鳥取・岡山両県境人形峠付近のウラン鉱調査報告 -- その1， 人形峠周辺の概査報告 --， 地質調査所月報， vol. 8， no. 8， p. 35～44
19) 河合正虎（1957）:
  ５万分の１地質図幅「津山東部」および同説明書， 地質調査所
20) 寺岡易司（1958）:
  岡山県成羽町南域に分布する三郡変成岩類の源岩の時代， 地質学雑誌， vol. 64， no. 758， p. 620～621
21) 久保恭輔・村野　徹（1958）:
  人形峠新第三系とウラン鉱床， 第 2 回原子力シンポジウム報文集，化学材料編， p. 152～160
22) 光野千春（1959）:
  中国地方東部の三郡変成帯概報， 地質学雑誌， vol. 65， no. 761， p. 49～65
23) 宮川邦彦（1959）:
  鳥取県八頭郡佐治村付近の三郡変成岩について（演旨）， 地質学雑誌， vol. 65， no. 766， p. 450
24) 小島丈児（1959）:
  岡山県下の火成岩類（特に深成岩類）， 岡山県地下資源調査報告書， no. 11， p. 34～35
25) 柴田秀賢・猿山光男（1959）:
  鳥取県三朝町付近の地質及び岩石， 岡山大温泉研究所報告, no. 25, p. 1～12
26) 今村外治・他 2 名（1960）:
  広島県双三郡作木村地方の地質, 特に上部白堊紀摺滝植物化石群の層位について（演旨）, 地質学雑誌, vol. 66, no. 778, p. 466
27) 山田直利（1960）:
  中国東部の白堊紀火成活動その 1 -- 鳥取・岡山県境付近の変質火山岩類と花崗岩類の関係（演旨）, 地質学雑誌, vol. 66, no. 778, p. 476
28) 村山正郎（1960）:
  中国東部の白堊紀火成活動その 2 -- 鳥取県中部地域の花崗岩類（演旨）, 地質学雑誌, vol. 66, no. 778, p. 476
29) 村山正郎・他 2 名（1961）:
  倉吉 - 人形峠地域の地質, ウラン -- その資源と鉱物 --, 朝倉書店, p. 400～405
30) 相馬徳蔵・杉山隆二（1961）:
  人形峠鉱床付近に分布する花崗岩, ウラン -- その資源と鉱物 --, 朝倉書店, p. 405～408
31) 村山正郎・大沢穠（1961）:
  ５万分の１地質図幅「青谷」・「倉吉」および同説明書, 地質調査所
32) 山田直利（1961）:
  ５万分の１地質図幅「奥津」および同説明書， 地質調査所
33) 兵庫県（1961）:
  15 万分の１兵庫県地質鉱産図および同説明書
34) 関陽太郎・光野千春（1961）:
  岡山県の三郡変成岩中のパンペリー石, 岩石鉱物鉱床学会誌，vol. 46, no. 1, p. 26～27
35) 宮川邦彦（1961）:
  鳥取県若桜町付近の三郡変成岩, 地質学雑誌，vol. 67, no. 793，p. 549～560
36) Miyakawa, K.（1961）:
  General considerations on the Sangun metamorphic rocks on the basis of their petrographical features observed in the San-in provinces, Japan． Jour. Earth Sci., Nagoya Univ., vol. 9, no. 2, p. 345～393
37) 吉田博直（1961）:
  中国地方中部の後期中生代の火成活動, 広島大地学研究報告, no. 8, p. 1～39
38) 吉村典久（1961）:
  中国地方中部大賀台地の古生層の層序と構造, 広島大地学研究報告, no. 10, p. 1～36
39) 原村寛（1962）:
  古生層の粘板岩の化学組成 Ⅲ， 西南日本内帯の 3 地域， 地質学雑誌， vol. 68， no. 796， p. 29～32
40) 村上允英（1962）:
  中国西部における後期中生代火成活動（討論会演旨）， 地質学雑誌， vol. 68， no. 802， p. 376～379
41) 吉田博直（1962）:
  中国地方の白亜紀～古第三紀の火成活動（1） -- 中国地方中部地域の火成活動 -- （討論会演旨）， 地質学雑誌， vol. 68， no. 802．p. 379～382
42) 村山正郎・他 3 名（1962）:
  東中国地方の白亜紀（～古第三紀）火成活動（2）-- 山陸地方 --（討論会演旨）， 地質学雑誌， vol. 68， no. 802，p. 380～382
43) 市川浩一郎・他 4 名（1962）:
  近畿地方の白亜紀後半を中心とする火成活動（討論会演旨）． 地質学雑誌， vol. 68， no. 802， p. 382～385
44) 久保恭輔（1962）:
  鳥取・岡山県下人形峠付近のウラン鉱床， 原子燃料公社探鉱部研究報告， no. 2
45) 村山正郎・他 2 名（1963）:
  ５万分の１地質図幅「鳥取北部」・「鳥取南部」および同説明書． 地質調査所
46) 岡山県（1963）:
  15 万分の１岡山県地質図および同説明書
47) 藤田崇（1963）:
  岡山県北部人形峠近傍の第三系（演旨）． 地質学雑誌， vol. 69， no. 814， p. 313
48) 倉沢一・他 4 名（1963）:
  山陰・鳥取県の鮮新世火山岩類の化学的性質（演旨）， 地質学雑誌， vol. 69， no. 814， p. 325
49) 一色直記・他 4 名（1963）:
  鳥取県中部の鮮新世火山岩類の岩石学的性質（演旨）， 火山， Ser. 2， vol. 8， no. 1， p. 48
50) 藤田崇（1963）:
  岡山県人形峠近傍の新第三系層序， 大阪工大紀要， 理工篇，vol. 9， no. 1， p. 1～14
51) 藤田　崇（1964）:
  岡山県下の三朝層群の 2・3 の基本的問題， 大阪工大紀要，理工篇， vol. 9， no. 2， p. 1～12
52) 杉山隆二（1964）:
  山陰の温泉の地質（その 2）， 温泉工学会誌， vol. 2， no. 1，p. 32～43
53) 橋本光男（1964）:
  岡山県勝山町付近の三郡変成岩（演旨）， 地質学雑誌, vol. 70, no. 826, p. 417
54) 橋本光男（1964）:
  三郡変成岩の岩石学の総括． 国立科学博物館研究報告, vol. 7, no. 3, p. 323～337

## 巻末図版

### 図版 Ⅰ

1. 津川川礫岩（後期中生代火山岩類の基底礫岩， 加茂町 矢筈山の南方）の中の花崗岩礫他の礫はおもに黒色千枚岩 （スケールの長さ : 5 cm）
2. 斜長石玢岩（暗色部）中に滲みこんだ文象斑岩（明色部）（加茂町 津川川の北方）

### 図版 Ⅱ

1. 黒色千枚岩の片理（用瀬町 大畑谷）（単一ニコル）。
   S1 : 層面片理面， S' : 斜交劈開面
2. 縞状チャート起源の千枚岩にみられる放散虫遺骸（佐治村 河本の北方）（単一ニコル）。 黒色部は泥質層

### 図版 Ⅲ

1. 凝灰角礫岩起源の緑色千枚岩がさらにホルンフェルス化したもの （佐治村 加茂の南東方）（十字ニコル）。
   px : 陽起石と黒雲母の集合体に変化した輝石残斑晶， B : レンズ状に引き伸ばされた玄武岩火山礫
2. 輝石玄武岩起源のホルンフェルス（佐治村 細尾）（十字ニコル）。
   px : 陽起石の繊維状集合体に変化した普通輝石（?）残斑晶

### 図版 Ⅳ

1. 黒雲母含有輝石角閃石流紋岩熔結凝灰岩 ; 奈義町 木地山の大畑流紋岩（単一ニコル）。
   au : 変質した普通輝石， hy : 変質した斜方輝石， hb : 黒雲母の反応縁をもつ褐色普通角閃石， pl : 斜長石， qz : 石英， gl : 熔結したガラス片， gl' : 結晶作用がすすんで石英とカリ長石の集合体に変わったガラス質レンズ
2. 多孔質安山岩熔岩 ; 那岐山頂の那岐山安山岩（単一ニコル）。 アメーバ状の孔隙中に緑泥石（内側）と石英（外側）とが生じている。
   pl : 斜長石斑晶

### 図版 Ⅴ

1. 安山岩熔岩起源の陽起石黒雲母ホルンフェルス（加茂町 白金山の西麓）（十字ニコル）。 石基も全面的に再結晶している。
   pl : 変質した斜長石斑晶， mf : 苦鉄質鉱物をおきかえた黒雲母と陽起石の集合体
2. 黒雲母角閃石輝石石英斑糲岩（上斉原村 天狗岩）（CZ. 62）（十字ニコル）。
   pl : 斜長石， au : 普通輝石， hy : 斜方輝石

### 図版 Ⅵ

1. 文象斑岩（加茂町 津川川の北方）（十字ニコル）。
   qz : 石英， pl : 斜長石， bt : 苦鉄質鉱物をおきかえた緑色黒雲母の鱗片状集合物， g : 石英とカリ長石との微文象状共生部
2. 角閃石黒雲母花崗閃緑岩 ; 智頭駅東方の智頭花崗岩（CZ. 609）（十字ニコル）。
   pl : 斜長石（累帯構造を示す）, qz : 石英， kf : カリ長石， bt : 黒雲母， hb : 緑色普通角閃石， b : 塩基性包有物

### 図版 Ⅶ

1. 黒雲母アダメロ岩 ; 用瀬町 山口の用瀬花崗岩の中粒相（CZ. 35）（十字ニコル）。
   pl : 斜長石， qz : 石英， mc : 微斜長石（曹長石葉片に富む）， bt : 黒雲母
2. 橄欖石角閃石含有紫蘇輝石普通輝石安山岩 ; 加茂町 岩渕の八本越安山岩熔岩（CZ. 130）（単一ニコル）。
   pl : 斜長石， au : 普通輝石

### 図版 Ⅷ

1. 普通輝石橄欖石玄武岩 ; 佐治村 余戸の南方の余戸玄武岩熔岩（CZ. 437）（単一ニコル）。 左上方の大型斜長石は微細な普通輝石・鉄鉱などの包有物を多く含む。
   ol : アンチゴライト様鉱物に変化した橄欖石， pl : 斜長石
2. 普通輝石橄欖石玄武岩 ; 加茂町 岩渕の上流の岩渕玄武岩熔岩（CZ. 132）（単一ニコル）。
   ol : 橄欖石， pl : 斜長石

### 図版 Ⅸ

1. 橄欖石粗面玄武岩 ; 加茂町 五輪原の玄武岩熔岩の比較的下部（CZ. 163）。 斑晶は新鮮な橄欖石（ol）のみからなる（単一ニコル）
2. 橄欖石玄武岩 ; 阿波村 コウロ山の五輪原玄武岩熔岩の比較的下部（CZ. 372）。 斑晶の橄欖石（ol）の周辺部は著しくイディングサイト化している（単一ニコル）

### 図版 Ⅹ

1. 橄欖石玄武岩 ; 阿波村の黒岩玄武岩熔岩の比較的下部（CZ. 358）（単一ニコル）。 少量の橄欖石斑晶（ol）と斜長石微斑晶（pl）を含む
2. 橄欖石粗面玄武岩 ; 阿波村の黒岩玄武岩熔岩の比較的上部（CZ. 360）（単一ニコル）。 斑晶は橄欖石（ol）のみである

EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000

# CHIZU

Okayama, No. 32

By NAOTOSHI YAMADA (Written in 1965)

## Abstract

### GEOLOGY

The area mapped lies in the northeastern part of the Chūgoku district, the western end of Honshū island. The high mountain range called "the Chūgoku mountain range" runs in the central part of the area with NW - SE trend. Geologic sequences in the area are summarized in Table 1.

### Table 1

  Pleistocene to Recent | Alluvial deposits and talus deposits River terrace deposits
  Neogene | Pliocene | "Pliocene" volcanic rocks Kuroiwa basalt lava Gorin-bara basalt lava Happon-goshi andesite lava Andesite tuff-breccias Iwabuchi basalt lava Yodo basalt lava
  Ningyō-tōge formation
  Miocene | Tottori group Kawa-bara volcanic member Kōge conglomerate member Tsukudani conglomerate member
  Late Mesozoic | Dyke rocks Diabase, porphyrite, quartz porphyry and felsite
  Late Mesozoic intrusive rocks Second stage intrusives such as granodiorite, adamellite, etc. First stage intrusives such as gabbro, porphyrite, granophyre, etc.
  Late Mesozoic volcanic rocks Nagi-san andesite Obatake rhyolite Grandōya tuff-breccia Tsugawa-gawa conglomerate
  Late Paleozoic | Sangun metamorphic rocks Black phyllite, siliceous phyllite, green phyllite, etc., and contact-metamorphosed rocks from these phyllites

#### PALEOZOIC

Paleozoic rocks occupy the northern and southern parts of the area mapped. They are mainly composed of black phyllite, siliceous phyllite and green phyllite, however almost all of them are subjected to contact metamorphism by the later granites and are changed into hornfelsic rocks. Such the phyllites likely belong to the Sangun metamorphic belt which forms one of the most fundamental geotectonic units of the Inner Zone of Southwest Japan. The age of Sangun metamorphism is determined only as pre-late Mesozoic in the area. In other areas of the Chugoku district, however, it is definitely determined as post-early Carboniferous and pre-middle Triassic.

The general trend of the above phyllites is E - W to ENE - WSW with relatively gentle dips. An anticlinal fold with axis of such a trend is recognized in the northern part of the area. In this part, the phyllites can be roughly divided, stratigraphically, into the following three formations, from apparently lower to upper, although the middle formation thins out toward the east and the west :

  Lower phyllite formation ;
    composed of black phyllite with subordinate siliceous phyllite and green phyllite, having thickness more than one thousand meters, and distributed in the axial part of the anticline.
  Green phyllite formation ;
    composed of metamorphosed basalt lava and basic pyroclastic rock with subordinate calcareous sediment, having thickness of nearly 50 m and distributed on both the northern and southern wings of the anticline.
  Upper phyllite formation ;
    mainly composed of siliceous phyllite and black phyllite, having thickness of several hundred meters or more, and distributed on both the northern and southern wings of the anticline.

#### Sangun metamorphic rocks

They are divided, based upon their original rock types, into black phyllite, siliceous phyllite, green phyllite and, subordinately, calcareous phyllite and sandstone phyllite.

Black phyllite is derived from clayslate with frequent intercalation of sandy lamina, and the color owes to the presence of graphite and opaque minerals. It is mainly composed of quartz, albite, sericite and chlorite. In the sandy part, clastic grains of quartz and feldspar remain without any appreciable influence of recrystallization.

Siliceous phyllite is derived from chert which is mostly massive but sometimes banded with the thin pelitic layers, and composed of quartz and subordinate sericite, chlorite and opaque minerals.

Green phyllite is derived from various basic volcanic rocks such as basalt lava, dolerite sheet, basic tuff, tuff-breccia, etc. Its mineralogical composition can not be determined because it is wholly changed into the actinolite-biotite hornfels by the later intrusives.

These rocks show, distinctly, both the bedding-plane schistosity (S1) and the transversal cleavage schistosity (S'). At the same time, lineation is fairly developed in most parts being parallel to the intersection of the above two kinds of schistosity. General trend of the lineation is ESE - WNW, dipping eastward or westward with the plunge of less than 15 degrees. It is very interesting that this trend coincides fairly well with that of the axis of the before mentioned anticline.

#### Contact-metamorphic rocks

Above described Sangun metamorphic rocks are subjected to contact metamorphism by the late Mesozoic intrusives, and, consequently, they are more or less changed into hornfelsic rocks. Near the intrusive mass, the schistosity and lineation of the Sangun metamorphic rocks become obscure and the metamorphic minerals such as biotite, amphibole, plagioclase, etc. are newly recrystallized.

The contact-metamorphic aureole in the northern part of the area can be divided into the following two zones, based upon the progressive mineralogical change in pelitic rocks :

  Zone Ⅰ ;
    characterized by the appearance of biotite and by the stable existence of chlorite. Metamorphic minerals are merely sporadically found.
  Zone Ⅱ ;
    characterized by the disappearance of chlorite. The rocks of this zone are over-all recrystallized.

Typical mineral assemblages of contact-metamorphic rocks in Zone Ⅱ are as follows ;

  quartz - plagioclase - biotite (- muscovite) quartz - potash feldspar - plagioclase - biotite - muscovite quartz - potash feldspar - biotite - muscovite - cordierite quartz - plagioclase - biotite - anthophyllite | in pelitic rocks
  quartz - biotite quartz - biotite - muscovite - garnet | in siliceous rocks
  actinolite - biotite - plagioclase (- quartz) hornblende - biotite - plagioclase (- quartz) | in basic rocks
  garnet - diopside - epidote - plagioclase wollastonite - diopside calcite - chlorite - tremolite | in calcareous rocks

#### MESOZOIC

The altered volcanic rocks of acidic to intermediate composition associated with a small amount of non-volcanic sedimentary rocks and, also, the intrusive rocks ranging from basic to acidic in composition are widely distributed in the area, and the former is fairly intruded by the latter. Such volcanism and intrusions seem to belong to the late Mesozoic (probably Cretaceous) igneous activities which occurred in almost all the areas of the Chūgoku district, although, in the area, the age of these activities can be determined only as post-Paleozoic and pre-Neogene.

#### Late Mesozoic volcanic rocks (including clastic sedimentary rocks)

They are exposed in the southern part of the area, and constitute the high mountaineous ridges called Nagi-san and Yahazu-yama.

In the vicinity of the Nagi-san, they are roughly divided into, from the lower to the upper, Tsugawa-gawa conglomerate, Ohata rhyolite and Nagi-san andesites, although the first two are only poorly developed.

Tsugawa-gawa conglomerate overlies the Sangun metamorphic rocks with nearly horizontal unconformity surface, and is 20～40 m in thickness. Pebbles of the conglomerate are mostly black phyllite and, subordinately, granite and granophyre of unknown age.

Ohata rhyolite either overlies directly the Sangun metamorphic rocks or is intercalated in the lower horizon of Nagi-san andesites. It mainly consists of hornblende-biotite rhyolite tuff which is mostly welded.

Nagi-san andesites constitute the main part of the late Mesozoic volcanic rocks in the area, and they cover either the metamorphic rocks unconformably or Tsugawa-gawa conglomerate conformably. They seem to be 300 m or more in thickness and consist of both lavas and pyroclastic rocks of pyroxene andesite～olivine-pyroxene andesite in composition.

In the vicinity of the Yahazu-yama, the volcanic rocks consist of Gandōya tuff-breccia, hornblende andesite lava and associated pyroclastic rocks and, subordinately, rhyolite tuff～welded tuff, although the relationship among these is not so clear as that in the vicinity of the Nagi-san.

The above described volcanic rocks are more or less altered in almost all parts and some of them are fairly subjected to the thermal effect of the late Mesozoic granites to such an extent that they are recrystallized into biotite-actinolite hornfelses.

#### Late Mesozoic intrusive rocks

In the area mapped, the intrusive rocks occupy the most extensive area. They are intruded into both the Sangun metamorphic rocks and the late Mesozoic volcanic rocks, and unconformably covered by the Neogene rocks. They are roughly divided into the two groups as shown in Table 2, based upon their modes of occurrence and rock features.

### Table 2 List of the late-Mesozoic intrusive rocks

  | Representative rock type
  First stage | Olivine - pyroxene - hornblende - biotite gabbro Hornblende - biotite - quartz diorite Hornblende - biotite - plagioclase porphyrite Hornblende - biotite granophyre Biotite granophyre Biotite felsite
  Second stage | Medium-grained hornblende - biotite granodiorite ("Chizu" granite) Fine to coarse-grained biotite admellite ("Mochigase" granite) Porphyritic hornblende - biotite admellite ("Kurami" granite)

The rocks of the first group are either intruded into the Sangun metamorphic rocks as small dykes or captured in the granitic rocks of the second group as small bodies of irregular shape. These rocks are closely associated with the late Mesozoic volcanic rocks in the field, and some of them seem to be of subvolcanic nature. The petrographic characters of them can be enumerated as follows ;

1. remarkable variation of rock features both in a single body and in different bodies
2. porphyritic texture in most cases
3. micrographic inter-growth of quartz and feldspar in some cases
4. recrystallization of pale-green amphibole, greenish-brown biotite, quartz, potash feldspar, etc. by the thermal effect of the granitic rocks of the second group.

The rocks of the second group constitute the main part of the late Mesozoic igneous rocks and they occupy more than three quarters of the area mapped. They are intruded into the Sangun metamorphic rocks in the northern and southern parts of the area and into the late Mesozoic volcanic rocks in the southern part. They also capture the rocks of the first group as xenolithic bodies of small scale in different parts of the mass. Among them, Chizu granite and Mochigase granite are the most extensive and the former seems to be slightly older than the latter, although the change of rock facies near the contact between the two is mostly gradational and only rarely sharp. Concerning Kurami granite, the relation to the above two granites can not be definitely determined in the area.

Chizu granite is exposed in the central part of the area and show elongated form with ENE - WSW trend. It is mostly medium-grained and is dark grey in color owing to the presence of abundant mafic minerals and, also, basic ovoid inclusions. Modal ratio of the constituent minerals of the granite is plagioclase ≫ quartz ＞ potash feldspar ≫ biotite ＞ green hornblende, then the rock may petrographically be called granodiorite.

Mochigase granite is widely exposed on both the northern and southern sides of Chizu granite. It is fine to coarse-grained and is pale pink in color in most cases owing to the presence of abundant pink-colored potash feldspar. Quartz, potash feldspar and plagioclase are nearly equal in volume, then it may be called adamellite. Kurami granite is narrowly exposed in both the central and eastern parts of the area. It is coarse-grained and is characterized by the presence of pink-colored potash feldspar of 2～4cm in length.

The final stage of the late Mesozoic igneous activities is represented, in the area, by the numerous small dykes of diabase, porphyrite, quartz porphyry, etc. They are intruded into both the Sangun metamorphic rocks and the late Mesozoic intrusive rocks, especially the granitic rocks of the second group.

#### NEOGENE TERTIARY

Neogene rocks in the area mapped are divided into the Tottori group of early to middle Miocene in age, the Ningyō-tōge formation of early Pliocene and the "Pliocene" volcanic rocks.

#### Tottori group

Tottori group is the name of one of the Miocene deposits which are distributed in the coastal area of the San'in district. It is classified in the vicinity of Tottori-shi into the basal conglomerate members (Tsukudani conglomerate and Kōge conglomerate), the Kawa-bara volcanic member and the upper clastic members in ascending order. In the area mapped, the Tottori group excluding the upper clastic members are narrowly distributed in its northern margin.

Tsukudani conglomerate member overlies unconformably the Sangun metamorphic rocks. It is several ten meters in thickness, and is composed only of materials derived from the pre-Neogene rocks such as black phyllites, granites and thermally metamorphosed rhyolites.

Kōge conglomerate member, which seems to be roughly contemporaneous with the Tsukudani conglomerate member, overlies unconformably both the Sangun metamorphic rocks and the Mochigase granite and is, in turn, overlain by the Kawa-bara volcanic member, conformably. It is 20～30 m in thickness and contain abundant volcanic materials such as pumices and andesite pebbles as contrasted with the Tsukudani conglomerate member.

Kawa-bara volcanic member crops out only poorly in the area, and is composed of altered andesite lavas and associated pyroclastic rocks.

#### Ningyō-tōge formation

It was named in the vicinity of the Ningyō-tōge in the western adjacent sheet-mapping area "Okutsu", and is famous for the formation containing the most promising uranium resources in Japan. It is considered to have deposited, probably in early Pliocene time, in the valley-shaped basin with the elongation of E - W trend on the peneplanated land surface.

In the northwestern corner of the area mapped, the eastern marginal part of the formation crops out, and it overlies unconformably the granitic rocks at nearly 700 m altitude. It is mainly composed of mudstone, siltstone, arkose sandstone and conglomerate, and is nearly 100 m in maximum thickness. It is also overlain, nearly conformably, by the andesite tuff-breccias which correspond to the lower part of the "Pliocene" volcanic rocks.

#### "Pliocene" volcanic rocks

They are distributed in the western and central parts of the area mapped and also extend toward the north and the west. They overlie both the pre-Neogene rocks and the Miocene Tottori group unconformably and the Ningyō-tōge formation conformably. In the northwestern adjacent sheet-mapping area "Kurayoshi", they are unconformably overlain by the pyroclastic deposits of the Daisen volcano of Pleistocene age. Considering such occurrences and the dissected topography, they may be Pliocene in age.

In the area mapped, they are roughly divided into the two parts, namely the lower part and the upper part. The lower part mainly consists of andesite tuff～tuff-breccia～volcanic conglomerate and andesite lava named Happon-goshi andesite, and is also intercalated with a small quantity of basalt lava named Yodo basalt and Iwabuchi basalt. The upper part consists of a large quantity of olivine basalt～trachy-basalt named Gorim-bara basalt and Kuroiwa basalt, and forms a mesa-shaped topography owing to its high resistivity to the erosion.

The chemical compositions and norms of the representative rocks are shown in Table 5 in text. According to this, the most parts of the basalt lavas in the area can be said to the alkali olivine basalt magma suite which is typically developed in the so-called Cenozoic Circum-Japan Sea Alkali Province.

#### QUATERNARY

The Quaternary rocks is only poorly developed in the area mapped. They consist of alluvial deposits which are narrowly distributed along the rivers, talus deposits and a less quantity of river terrace deposits.

### ECONOMIC GEOLOGY

Useful mineral resources are rather scanty in the area mapped. At present, manganese ore (Ōmura mine) which germinated in the upper phyllite formation of the Sangun metamorphic rocks, especially in its siliceous part, copper ore (Katsutoyo mine) which germinates in the contact-metamorphosed phyllites, and silica stone (Yazu mine) from quartz vein in Mochigase granite are worked on small scale. Besides these, copper - lead - zinc ore, molybdenum - tungsten ore and marble have been once explored and worked.

    昭和 41 年 3 月 17 日 印刷
    昭和 41 年 3 月 25 日 発行
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