EXPLANATORY TEXT OE THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1:50,000 TSUYAMA-TOBU Okayama, No. 44
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(Written in 1952)
The area is located at the southern wing of the Chugoku mountain range, in the northern part of Okayama prefecture. The rocks occurring in the area rae the Tomada and Aida formations of the upper Paleozoic, the Hirono formation of the upper Trias-sic, the Katsuta group of the middle Miocene, the Nihombara formation and the river terrace deposits of the Pleistocene, and igneous rocks of various ages. The geological classifications in the area and their successions are summarized on Table 1.
There is a thrust, named the "Mimasaka thrust" which runs nearly from east to west in the northern part of this area. This thrust was formed by the force from north to south, probably at the end of Miocene or at early Pliocene.
The area of the upper Paleozoic is divided into the northern and southern parts by the Mimasaka thrust. The strata exposed in the northern part are named the Tomada formation and those in the southern part are called the Aida formation.
The formation is lithologically divided into the following members in ascending order: the Shimmei clayslate member composed of phyllitic rocks intercalated with several thin lenses of hornstone, the Karasugasen alternation member of the alternation of phyllitic rocks and hornstone, the Kamiyokono-okudani clayslate member chiefiy of phyllitic rocks intercalated with thin lenses of hornstone, and the Okunotaira alternation member of the alternation of phyllitic rocks and sandstone, accompanied with several thin layers of hornstone and a conglomerate of 30 meters in thickness.
The formation is disturbed by the minor folding of nearly east-west trend, but inclines northwards as a whole. The rocks nearthe contact with the Younger Granodiorite have been metamor-phosed into hornfels or have been silicified.
This formation is divisible to Kusakabe clay-slate (phyllitic) and Nankai clayslate (non-phyllitic) members. The former consists of phyllitic clayslate intercalated with hornstone, crystalline limestone and schalstein, and the latter is composed chiefly of clayslate, including sandstone and conglomerate.
The formation is disturbed by the foldings of nearly east-west trend and also by many faults of various trends, but shows, as a whole, a synclinorium with an axis of east-west trend running from Makabe to Tsuyama.
This rock was intruded into the Paleozoic sediments probably at the end of Paleozoic or at early Mesozoic. The rock is of a kind of so-called "Schalstein", but composed of diabase, green colored semischist and pyroxenite, lacking in taffaceous rocks.
The formation overlies on the Aida formation unconformably. It is composed of alternation of shale and sandstone, and is divided into the following members in ascending order.
It consists chiefly of shaleand partly of sandstone. The lower limit of the member is unknown due to the concordant or locally discordant injection of Gabbro-Diorite. The thickness of this member is more than 80 meters. A thin layer of coaly shale is present near the upper most part of the member.
It is composed chiefly of shale and partly of sandstone. At the lower most of the member, sandstone occurs and of about 15 meters in thickness. The total thickness of the formation reaches about 450 meters.
The lowermost 25 meters of the member is rich in sandstone. The main part consists chiefly of shale and partly of sandstone. The total thickness of the member is more than 125 meters. Coaly shale and plant fossils such as Podozamites sp. and Neocalamites sp. are contained at the lower horizon of the member, and Entomonotis ochotica TELLER and its varieties are yielded from the upper than the plant bearing horizon. The member unconformably overlaps on the phyllitic rocks (Kusakabe clayslate member) of the Aida formation in the east of Tsuyama.
A Triassic sediment which is more than 150 meters thick is exposed in Kawanabe-mura and is named the Shimouryubara alternation member. The fragments of Pelecypods are found from its lower part. The correlation to other Triassic strata is not clear.
The Hirono formation is disturbed by several minor foldings and many faults of various trends, but it forms, as a whole, a synclinorium with an axis running from Tsuyama to Chikanaga.
The rock varies in facies from meta-gabbro to meta-diorite or rarely to pyroxenite, at the northeastern part. The rock shows a gneissose appearance and, in some parts, is traversed by the networks of feldspathic veinlets.
The rocks are intruded into the Aida formation, the Older Diabase, and the Gabbro-Diorite. It bears out a cataclastic texture and it ferromagnesian components have changed to chlorite or epidote by regional mineralization.
The rock is biotite-hornblende granodiorite. It is intruded as necks into the Nankai clayslate member (Aida formation), and has silicified the Nankai clayslate member near the contact. It is cut the Younger Diabase and is unconformably covered by the Katsuta group.
The age of the intrusion of quartz diorite is not exactly known, but is assumed to be that of the Older Grano-diorite.
Propylite and its breccia occur in the separated small areas.
Rhyolite and its breccia occur as lavas or dikes.
It occurs as dikes. The rock is a felsitic leucocrate in which ferromagnesian minerals have been leached by regional minerali-zation.
The rock occurs as dikes and is a altered product from a doleritic rock through regional mineralization. Some of the dikes are cut by the leucocratic dikes of quartz porphyry and in rare cases, the opposite phenomenon is also recognized. One of the diabase dikes is intruded along the fault plane of the Mimasaka thrust. At the Kitasaka coal mine in the neighbouring Susai sheet-map area, it is said that the diabase cut the Miocene Uetsuki formation.
This group overlies on the base rocks ucconformably. In this group, the lateral change of rock-facies and the variation of thickness are conspicuous.
The group is lithologically divisible into the coal-bearing beds, brackish beds (conglomerate and sandstone beds), and inland-sea beds which are named the Uetsuki, Yoshino (Makabe conglomerate and Izumoto sandstone members), and Takakura formation respectively.
These formation are successive in ascending order, but in rare places, the Uetsuki formation is intercalated with the Izumoto sandstone member. The lower parts of this group have local unconformities, which seem to be due to the disturbances at the early stage of Miocene transgression.
The total thickness of this group measures about 300 meters.
It is divided into the Kawasaki conglomerate, Takane coal-bearing, and lkegahara coal-bearing members.
The Kawasaki conglomerate member is thick conglomerate, of which basal part contains large boulders. The thickness is about 70 meters.
The Takane coal-bearing member consists of conglomerate, sandstone, and shale intercalated with thin coaly shale and coal seams. The thickness varies from 2 to 30 meters.
The Ikegahara coal-bearing member consists of sandstone and mudstone, intercalated with thin coaly shale. This member overlies conformably on the Izumoto sandstone member at the western part in Takatori-mura, and on the Takane coal-bearing member in the eastern part. The thickness is about 20 meters.
This formation is divided into the Makabe conglomerate and Izumoto sandstone members.
Makabe conglomerate member is thick conglomerate of which basal part contains large boulders. The thickness of this member measures about 70 meters.
Izumoto sandstone member consists of conglomerate, sandstone and mudstone, and bears brackish water molluscs such as Vicarya callosa JENKINs and Ostrea gravitesta YOKOYAMA. The thicknes varies from 5 to 20 meters.
It is composed of alternation of mudstone and sandstone, of an inland sea origin. It is divided to the Ozawa and Takata sandstone mudstone members.
The Ozawa sandstone mudstone member is non-fossiliferous. The Takata sandstone mudstone member bears the Operculina oomplanata japonica HANZAWA, and microforaminifera. The thickness measures about 250 meters.
This group shows many folding of nearly east-west trend, and is overlain by the Tomada formation in the northern part, by means of the Mimasaka thrust.
The rock is mainly biotite-hornblende granodiorite, but changes partly to quartz porphyry.
The Tomada formation and propylite are metamorphosed by the contact of granodiorite
The intrusion is probably later Miocene in age, but the relation to the Katsuta group is unknown.
It occurs as volcanic necks or lava flows cutting or covering the Katsuta group.
The younger rhyolite and its breccia cover the Katsuta group, older rocks and the Mimasaka thrust line.
The Nihombara formation consists of gravel and sand, and is probably older Pleistocene in age.
The deposits are distributed in the small area.
Copper Ore There are numerous small ore deposits in this area. These are quartz veins in the Aida formation, Older Diabase, Gabbro-Diorite, and other rocks. Chalcopyrite, zincblende, pyrrhotite, pyrite, quartz and calcite ore found in these mines.
Lignite The lignite is found in the Takane coal bearing member (Uetsuki formation) but is not economically important.
1:50,000地質図幅説明書 （昭和27年稿） 津山東部 （岡山－第44号）
本図幅は昭和25，26両年度の継続事業として作製されたもので，野外調査には約100日を費した．
地質調査にあたっては，本所の井上絢夫技官ならびに徳島大学の須鎗和己助手から資料の提供を受け，津山市の本沢一枝氏から化石の産地を教示された．また第三系の化石の鑑定は東京大学の水野篤行学士によった．
この地域は中国地方の脊梁山脈の南翼にある．この図幅の北縁部には脊梁山脈の一員である那岐山を中心とした海抜800m以上の山地が東西に連なり，また東縁部と南縁部とには海抜300m内外の山地が起伏して高台を形成している．図幅地域の中央部は海抜100～200mの平地が広く発達しており，これはいわゆる津山盆地の東半部である．
地形は岩石の硬さ，地質構造および風化の難易等によって支配されている．すなわち北方の山地は硬い岩石からなる古生界あるいは硬い火山岩や花崗閃緑岩からなっているために比較的急峻で，早壮年期の地貌を呈し，津山盆地に急傾斜をもって臨み，処々に絶壁や断崖をつくる．辻村太郎32)は主として地形学上の根拠によって，この北部の山地が津山盆地に臨む急傾斜を断層崖として那岐山断層崖とよんでいる．地質調査によればこの断層崖は美作衝上とよぶ衝上断層に起因したものである．東部と南部の山地は岩石が風化し易く，そのため小起伏の高台をつくり，ことに図幅地域南東部の江見町南海附近の丘陵（南海台）はその好例である．南西部の古期流紋岩質角礫岩は節理がよく発達するため，吉井川に沿って多くの断崖をつくる．中央部の平地には新第三系と洪積統とが分布し，これらの地域はきわめて平坦である．ことに盆地北部には洪積統からなる草原が発達し，那岐山の山地に対して裾野状を呈しており，これを日本原野とよぶ（図版1参照）．
この図幅地域内の地質系統は第1表に示す通りである．
古生界はいわゆる秩父古生層に属する．図幅地域の北半をほぼ東西に走る美作衝上線によって，古生界は南北に2分され，その北側のものを苫田累層，南側のものを英田層とよぶ．
苫田累層は全体として千枚岩質である．英田層は千枚岩質の岩石と粘板岩とが相半するものからなり，輝緑岩を伴なう．この古期輝緑岩は英田層を貫ぬき，あるいは溢流したもので，英田層の堆積中に噴出したものと思われる．
中生界には広野累層註1）・斑糲岩－閃緑岩および古期花崗岩がある．
広野累層はこの地域に分布する上部三畳系で，津山盆地内の諸処に点在して西方からこの地域内に連なるものである．この累層から産する化石は成羽層群註2）のものに似ている．また岩相は成羽層群の中部ないし上部に似ており，成羽層群の下部に多い粗粒物質はきわめて僅かである．
斑糲岩－閃緑岩は英田層および古期輝緑岩を貫ぬき，かつ広野累層に対してその地質構造と協和(Concordant)し，あるいは不協和に貫入する．岩石は変斑糲岩質から変閃緑岩質にわたる種々の岩相を示す．
古期花崗岩は英田層・古期輝緑岩および斑糲岩－閃緑岩を貫ぬく．
古期輝緑岩・斑糲岩－閃緑岩および古期花崗岩質岩石は従来一括して夜久野塩基性岩類とよばれている．
古期花崗閃緑岩は岩頸として，また石英閃緑岩は底盤として中生代末ないし第三紀初期に迸入した．また同時代に変朽安山岩と古期流紋岩註3）の溢流があった．古期流紋岩の一部は岩脈であり，溢流したものは角礫岩に移化している．
第三紀の火成活動には珪長岩と新期輝緑岩とのほぼ相前後した貫入があり，新期輝緑岩の一部は勝田層群の堆積後まで及んでいる．
中新世の堆積物としては勝田層群がある．本層群は竹山俊雄によって植月統註4）および津山統註5）の名が与えられ，植田房雄および井上絢夫34)は美作夾炭層および勝田層とよんだ．須鎗和己は堆積論の見地から詳細に地層を区分した．
筆者は須鎗の岩相区分をさらに総括して，この堆積物を勝田層群註6）とした．
本層群は陸成から内海成に移る岩相変化の甚だしい地層である．大体において岩相上から夾炭層・半鹹半淡棲介化石を含む地層ないし顕著な礫岩層および海成層註7）に分けられ，それぞれ植月層・吉野層（出雲乢層および真加部層）および高倉層とよぶ．
中新世の火成活動としては新期花崗閃緑岩の貫入があった．
勝田層群の堆積後に顕著な地殻運動があって，美作衝上断層が生成した．これは図幅地域の北半部をほぼ東西に走る北方からの押し被せ構造を形成するもので，南側の褶曲した勝田層群の上に北側の苫田累層がのっている．
第三紀末ないし第四紀初頭の火成活動には玄武岩および新期流紋岩がある．玄武岩は岩頸としてあるいは熔岩として現われ，新期流紋岩は北部山岳地帯に溢流している．
洪積世の地層には日本原層と段丘堆積物とがある．日本原層は陸水成堆積物と考えられる礫層を主とする地層である．段丘堆積物は河川の沿岸の小区域に分布する．
日本原野を中心とした台地上は広く黄土層に覆われ，その上部は“黒ボコ”と称する腐植土からなっているが，地質図上には黄土層および腐植土は省略した．
図幅地域内の古生界は美作衝上線を境として南北2つに分かれ，北側のものを苫田累層，南側のものを英田層とよぶ．これら相互の層位的関係は不明である．
本累層は北部の山岳地帯の基盤を構成し，分布の南限では北方からの押し被せ構造によって英田層および第三系の勝田層群の上にのっている．岩相によって下部から真明粘板岩層・烏ケ仙互層・上横野奥谷粘板岩層および奥ノ平互層に区分される．
真明粘板岩層の下限は美作衝上断層に切られて不明である．本層は千枚岩質粘板岩ないし千枚岩を主体とし，薄い角岩を伴なう地層である．
千枚岩質粘板岩は黒色を呈し，しばしば層状あるいは脈状に石英の細脈を伴ない，かつ層間微褶曲に富む．千枚岩は片理が顕著で緑色千枚岩および黒色千枚岩からなる．角岩は灰白色～淡青灰色を呈し，きわめて堅硬である．厚さ数m以下のレンズ状をなして諸所に介在し，ことに美作衝上線に接近した所に，小褶曲のために繰返して露出している．
本層は真明粘板岩層の上に整合する．千枚岩質粘板岩と角岩とのそれぞれ厚さ数mないし10数mの互層からなる．
千枚岩質粘板岩は真明粘板岩層のものと同様である．角岩は黄白色～淡灰色あるいは淡青灰色を呈し亀裂に富む．まれに黒色千枚岩の薄層を挟む．
本層は烏ケ仙互層と整合である．
千枚岩質粘板岩を主として薄い角岩を挟み，この点で真明粘板岩層に似るが，真明粘板岩層に比較して千枚岩化の程度がやや低い．
本層は上横野奥谷粘板岩層に整合し，その上限は新期花崗閃緑岩の貫入によって断たれている．
千枚岩質粘板岩と砂岩との互層からなり，薄い角岩と1層の礫岩を挟む．
千枚岩質粘板岩および角岩は真明粘板岩層のものと同様である．砂岩は一般に灰黒色を呈し，中粒～粗粒で，厚さ10数mの層をなして千枚岩質粘板岩と互層する．礫岩は灰黒色を呈し，厚さ約30mのレンズ状のもので，その礫は径数10cm以下の黒色粘板岩・石英斑岩・角岩および暗灰色中粒砂岩等の亜角礫が灰黒色粗粒の砂によって固結されているものである．
苫田累層の岩石は一般に堅硬であり，加うるに新期花崗閃緑岩に接するにしたがい，接触変質によって珪化ないしはホルンフェルス化する傾向がある．すなわち多量の黒雲母の生成による黒色ホルンフェルスのほかに，この黒色部と淡灰色の珪質部がそれぞれ数mm程度に縞状に交互し，さらに石英の細脈が縞模様に並行に貫入して岩石を珪質化する等のことが見られる．
苫田累層の地質構造はほぼE-Wの軸をもつ小褶曲を繰返し，全体としては北に傾斜している．
英田層は美作衝上線以南の地域で基盤を構成する．岩質によって草加部粘板岩層および南海粘板岩層に区分される．
本層は美作衝上線の南側に沿ってほぼ東西に分布するほか，南西域の吉井川河畔に現われる．本層と南海粘板岩層との関係は一部で断層と推定されるが，多くの場合に変斑糲岩の貫入および新期の堆積物によって被覆されるために詳らかでない．
本層は千枚岩質粘板岩を主体として，一部に角岩・輝緑凝灰岩および石灰岩の薄層を挟む．また本層中には古期輝緑岩が現われる（第1図参照）．
千枚岩質粘板岩は真明粘板岩層のものと同様である．角岩は淡灰色を呈し厚さ数m以下の薄層である．勝加茂村楢・同村原の東方山地および神庭村草加部にはそれぞれ1層，新野村塩手池南側には数層が古期輝緑岩に伴なって介在する．輝緑凝灰岩は赤褐色または青藍色を呈し，数mの薄層で，津山市横山の吉井川河畔および河辺村国分寺の国盛鉱山坑内に認められる．石灰岩は白色糖状の結晶質石灰岩で厚さ1～2mのレンズ状のものが神庭村瀬戸に1層挟有されるに過ぎない．これらの岩石の大部分は薄層であるので地質図には示さなかった．
Sl：黒色粘板岩（南海粘板岩層） Od：古期輝緑岩 yd：新期輝緑岩
本層は図幅地域の南半部に広く分布する．全体としてはE-W性の小褶曲を繰返し，また多くの断層によって切断され，かつ火成岩類の貫入によって擾乱され，地層の走向および傾斜は種々に変化する．
本層は粘板岩を主とし，砂岩および礫岩を挟有し，また諸処で古期輝緑岩を伴なう． 粘板岩は灰色～黒色を呈し，石英の細脈によって貫ぬかれることが多く，また時には方解石の細脈によって貫ぬかれる．本岩は節理に富み，風化すれば稜角のある細片となって破砕する．
砂岩は灰色～暗灰色で，一部は淡青色を呈し，主として中粒～細粒である．厚さ数m以下の薄層をなして粘板岩中に介在し，あるいはしばしば粘板岩中に砂質部として縞状に含まれる．
礫岩は厚さ数cm～数mの連続性に乏しい薄層として現われる．暗灰色～灰黒色を呈し，石英斑岩・灰色または白色の珪質岩・花崗岩・粘板岩・暗灰色砂岩および礫岩等の人頭大以下の角礫ないし亜角礫が，暗灰色の砂で充塡されたものである．大崎村植木・植月村河内・吉野村曽井および豊国村下香山等にそれぞれ1層づつ認められるほかに，江見村西方の南海附近に数層がある．また粟井村小房では10数mの間に礫岩・砂岩および粘板岩がそれぞれ厚さ数10cmで交互する．下香山の礫岩には海百合の茎を含む石灰岩礫5)10)が報ぜられている．
本層中には諸処に炭質物の薄層が粘板岩に含まれる．楢原村平福・豊並村皆木では黒鉛として探鉱されたことがある．粟井村長谷内には薄い炭質頁岩として存在し，豊国村下香山には中粒砂岩中に縞状をなす炭質物がある．
顕著な断層は江見町芦河内を通るE-W性のものである．これは逆断層で，南海－芦河内では英田層と古期輝緑岩との境を喰違わせている．芦河内西方の不規則な形をする珪長岩は，英田層を3つの地塊に分割してそれぞれの地塊では地質構造を異にし，珪長岩の貫入前に断層の存在したことを示す．このように，英田層を分割する断層は多い．また多くの小褶曲が認められる．褶曲は一般にE-W性である．
英田層は断層・褶曲および火成岩類によって擾乱をうけ，新期の地層で広く覆われ，かつ草加部粘板岩層と南海粘板岩層との関係も詳らかでないので，両層を一括した英田層の地質構造を詳論することはできない．
英田層の地質構造を全体として通観すると，津山市北部－勝田町を結ぶ軸によって複向斜が形成されている．すなわち，この軸の北側では地層は一般に南に傾き，南側では北に傾くのが常である．
この岩石は従来夜久野塩基性岩類とよばれたもののうち，最も古期のものである．
植月村近傍から豊並村上皆木をへて梶並村椿から東方へ連なるもの，梶並附近のもの，粟井村市場南方から江見町西部に亘って現出するもの等がある．江見町北方では岩脈として諸所に英田層を貫ぬき，また熔岩として溢流したものもある．主として深藍色～暗青色で一部は緑色を呈する細粒～微粒の岩石で，片状構造を呈し一般にはげしく圧砕され，ある部分ではミローナイト化している．風化すると赤褐色となり斑糲岩－閃緑岩と見分け難くなる．
本岩は玄武岩質岩石が変質して生じた緑色岩類であって，構成鉱物としては斜長石および単斜輝石が認められるが，斜長石はその形状だけを残して曹長石化し，有色鉱物は緑簾石・緑泥石・方解石等に変化しているのが常である．本岩は方解石の細脈によって貫ぬかれることも多い．
勝田町小畑には暗緑色で角閃石の結晶からなり准片岩化したものがあり，梶並村真殿には輝岩から由来したと思われる岩石が露出している．
本図幅地域に南接する勝田郡北和気村行信南部の道路傍では英田層の黒色粘板岩と，古期輝緑岩とが見掛上整合し（第1図参照），植月村高根の北北西では輝緑岩中に厚さ1mの角岩が挟まれ，広戸村塩手池南側では相重なる黒色千枚岩と輝緑岩の双方に角岩を挟み（第2図），さらに津山市横山東部の吉井川畔では，厚さ約10mの輝緑岩は厚さ約2mの赤褐色輝緑凝灰岩を伴なう．これらの事実からみて，古期輝緑岩は英田層堆積中の噴出にかかるものと考えられる．
Ph：千枚岩－千枚岩質粘板岩 Ch：角岩 Od：古期輝緑岩
本累層は頁岩を主とする頁岩砂岩の互層であって，礫岩および炭質頁岩の薄層を挟有する．勝田郡広野村がその標式地である．
本累層と英田層の岩石は類似し，その区別が容易ではないが，一般に英田層の粘板岩は広野累層の頁岩よりもやや硬く，少し珪質でまた時としては石灰質で方解石の細脈を多く持つ．
これに較べて広野累層の頁岩は軟弱な気味があり，風化し易い．
本累層の頁岩は灰黒色～黒色の頁岩を主とし，暗灰色～灰黒色の砂質頁岩がこれに次ぐ．
砂岩は一般に細粒であるが，時に中粒であり灰色～暗灰色を呈して堅硬である．粗粒の砂岩はきわめてまれで，これは礫岩に移化することがある．
礫岩は暗灰色を呈し，砂岩・黒色千枚岩・黒色粘板岩および珪質岩等の拳大以下の円礫が中粒～粗粒の灰色の砂で固結される．
炭質頁岩は薄層で，所によっては厚さ数cmの粗悪な炭層（粉状）を挟有する（第3図参照）．
広野村附近では，本累層は下位から土居夾炭層・福井互層および下山互層に分けられる．別に河辺村下瓜生原附近に広野累層に属すると思われる下瓜生原互層がある．
本層は頁岩を主とする頁岩砂岩の互層からなる．このうち頁岩は厚さ数m以下で，砂岩はまれには1～2mのこともあるが，多くは数cm～10数cmである．砂岩は多くのものは細粒であり，中粒～粗粒のことはまれである．本層の最上部から数m下位に厚さ2m以下の黒色の炭質頁岩が介在し，これに厚さ10数cmの微粉状の粗悪な石炭を挟む．この炭質頁岩は広野村土居附近に背斜構造によって繰返して現われ，その東への延長は斑糲岩－閃緑岩に接して追跡される．本岩には保存不良の植物化石が含まれる．土居夾炭層の下限は未詳であるが，その厚さは80m以上と推定される．
本層は最下部に砂岩に富む厚さ15m内外の顕著な地層をもち，主部は砂岩の薄層を挟有する厚い頁岩からなる地層である．全体の厚さは450m内外である．
頁岩は一般に均質であるが，土居夾炭層と同様に砂質頁岩ないし細粒砂岩との縞状の細互層をなし，また薄い砂岩を挟むことがある．最下部の砂岩は広野累層中の唯一の粗粒砂岩であり，礫岩に移化することがある．最上部の近くには薄い炭質頁岩が挟有され，保存不良の植物化石を産する．
本層はやや砂岩に富む厚さ25mの地層から始まり，これより上位の主要部は頁岩が優勢な地層であって，全体として125m以上の厚さをもつ．本層の主部は土居夾炭層や福井互層の主部に比較してやや砂岩が多く，細粒～中粒砂岩の厚さ2m内外のものも挟有される．下部の砂岩に富む部分の直上には薄い炭質頁岩が介在することがあり，高野村夏目の北方ではこの種の頁岩からPodozamites sp.およびNeocolamites sp.が得られた．この炭質頁岩から数m～10数m上位には灰黒色砂質頁岩ないし細粒砂岩があり，これからはEntomonotis ochotica (TELLER) , Entomonotis ochotica var. eushachis (TELLER)およびEntomonotis ochotica var. cfr. densistriota TELLERを産し，また橘彰一40)によればEntomonotis kunosawai SAKAGUCHIおよびCardium? sp.を産出するといわれる．下山互層は津山市および高野村北山附近では覆蔽構造によって直接に草加部粘板岩層を覆っている．
河辺村下瓜生原東部の山地には，岩相が英田層よりも土居夾炭層または福井互層の主部に似た地層があり，これを下瓜生原互層とよぶ．本層の厚さは150m以上と考えられる．下限より10～20m上位に小形二枚介の破片を産出し，さらにその上位数mには薄い炭質頁岩が挟有される．
広野累層はほぼE-Wの軸をもつ小褶曲を繰返し，かつ多くの断層によって多数の地塊に分割されているが，全体としては津山市から広野村近長を結ぶ方向の軸をもつ複向斜構造を形成する．
広野累層と英田層の南海粘板岩層とは岩石が酷似し，両者の間に粗粒な部分がなく，かつ露頭が不充分なため，相互の関係は明瞭ではないが，広野累層の分布からみておそらく不整合と思われる．広野累層の地質構造と英田層の地質構造とには類似性があり，全体としてはよく一致する．
下山互層から産するEntomonotis ochoticaはノーリック階を示すものであるが，土居夾炭層および福井互層からは化石の産出がなく，また下爪生原互層からも時代を示す化石は得られないので，広野累層は上部三畳系のものというほかはない．本累層は従来成羽層群の東への延長と考えられているが，成羽層群では粗粒な堆積物が多いのに対して，本累層は細粒堆積物からなる点が相違する．
本岩は従来夜久野塩基性岩類といわれているもののうちの中粒～粗粒の部分である．
本岩は梶並村南半部から勝田町をへて植月村の南部から広野村下木に亘る広大な地域に現われ，その西方では高取村福吉附近および津山市南部の金屋に露出する．また粟井村土師・粟広村宗掛・勝田町小畑・吉野村大畑－豊久田・江見町北東部および江見町南部に断続して現われる．本岩は英田層および広野累層に貫入し，粟井村小房山および江見町大谷北方では英田層の粘板岩を捕獲する．周囲の岩石に認められる接触変質はきわめて軽微であり，僅かに英田層の粘板岩と古期輝緑岩を硬化させるほかはその影響は認められない．
岩石は青灰色～灰緑色を帯び，有色鉱物と無色鉱物の割合や粒度は，ところによって変化して斑糲岩質あるいは閃緑岩質となる．同一の露頭においても細粒のものから粗粒のものまで変化することがある（勝田町真加部北西部）．また角閃石の結晶のみからなる部分もある（高取村梶原および江見町田原等）．一般に図幅地域の北部では片状構造が著しく，南部では塊状となり，その中間の勝田町附近ではしばしば流理構造が認められる．また長石質細脈が黒色塩基性部を網状に貫ぬくことがある（図版2参照）．
本岩類は鏡下ではしばしば圧砕構造を呈する．斜長石は変質してソーシュライト化しているのが普通で，累帯構造は認められない．有色鉱物は褐色～緑色の角閃石を主として少量の単斜輝石を伴なう．また緑泥石・緑簾石および方解石等の2次的鉱物を含む．
白色の部分が長石質細脈
本岩は英田層・古期輝緑岩および斑糲岩－閃緑岩を貫ぬく．
岩石は中粒～粗粒で，淡緑灰色～淡緑色を呈する．これに含まれる石英は乳濁色で，有色鉱物は一般に緑色を呈し，その結晶形は明瞭でない．
鏡下では圧砕構造が認められる．斜長石は曹長石ないし灰曹長石で，累帯構造は認められない．有色鉱物は角閃石および黒雲母であるがほとんど緑簾石・緑泥石・方解石等の2次的鉱物に変化している．
本岩は岩株または岩脈状として江見町近傍に多く貫入し，その近傍の岩石を僅かに硬化させるが，著しい変質は認められない．斑糲岩－閃緑岩との境界はしばしば識別し難いことがある．本岩の貫入の時期は詳かではないが，その変質の程度からみておそらく中生代に属するものであろう．本岩の小岩体は地質図には示さなかった．
本岩は粗粒であって，淡紅色の長石を有するのを特徴とする．斜長石（灰曹長石・微斜長石）・正長石・石英・黒雲母・少量の角閃石および磁鉄鉱を含み，微文象構造を呈する．有色鉱物は緑泥石および緑簾石に変化したものが多い．
本岩は岩株として英田層を貫ぬき，その周縁部では英田層に珪化作用を与える．楢原村楢原中の石切場では，本岩が新期輝緑岩によって貫ぬかれる．また植月村平田では勝田層群によって被覆される．
本岩は変質の程度から古期花崗岩質岩石より後期に貫入し，次に述べる石英閃緑岩に較べて変質の程度が僅かに進んでいるが，相互の前後関係は直接には不明である．本岩は中生代末または第三紀初期に貫入したものである．
この岩石はやや青味を帯びた淡灰色を呈する．斜長石・角閃石・輝石のほかに少量の石英および黒雲母を含み，微文象構造を呈する．斜長石は累帯構造を呈し，輝石および角閃石の小粒を含む．
本岩は図幅地域の東半部において諸所に露出し，その縁辺部は岩脈状をして英田層を貫ぬき，また諸所で英田層の粘板岩を捕獲し，あるいは斑糲岩－閃緑岩を貫ぬく．古期花崗岩質岩石との関係は認められないが，変質の程度から新期のものと思われる．勝田町杉原では流紋岩によって覆われ，また諸所で勝田層群によって被覆される．以上のことから本岩の貫入は中生代末または第三紀初期のものである．
本岩類は北部山岳地帯・北和気村北部・粟井村附近および江見町南東部の4カ所に分かれて分布する．青灰色，暗灰色，紫灰色，緑灰色あるいは黒色等種々の色調を呈する変朽安山岩のほかに角礫岩，まれに凝灰質岩石を含む．
変朽安山岩は斑状を呈し，斑晶として長石および有色鉱物を含むが変質が著しく，いずれも方解石・緑泥石および緑簾石等に変化している．江見町南東部の変朽安山岩ではまれに石英粒が認められる．角礫岩は黒色粘板岩や安山岩の径10cm以下の角礫が，安山岩中に取り込まれているものである．
本岩類は苫田累層・英田層・古期輝緑岩・斑糲岩－閃緑岩を被覆し，勝田層群および日本原層によって被覆される．また新期輝緑岩の岩脈によって貫ぬかれる．北和気村では古期流紋岩質角礫岩中に礫として変朽安山岩が含まれる．滝尾村妙原北部では，本岩の岩脈が新期花崗閃緑岩の接触変質をうけて，多量の黒雲母を生じて岩石が黒色を呈することがある．
古期流紋岩類には流紋岩とその角礫岩とがある．
本岩は淡緑白色～淡青白色を呈し，石英・正長石・斜長石（曹長石？）および黒雲母の斑晶を有し，微珪長質ないし微晶質の石基からなる流状構造を有し，しばしば鉱化作用によって優白質となり，あるいは一部の有色鉱物は緑簾石や緑泥石に変化する．
本岩は吉野村大畑では熔岩流として英田層・斑糲岩－閃緑岩および石英閃緑岩を被覆し，勝田層群によって覆われる．本岩に含めたものにはこのほかに岩脈として諸所に貫入したものがあるが，これらはかならずしも同時期の貫入によるとは決定しかねる．岩脈として貫入したものは一般に圧砕されており，そのうち豊並村西原のものは淡褐色に汚染された石英斑岩質の岩石である．小岩脈は地質図には示さなかったものもある．
本岩は淡青灰色および淡灰色等の流紋岩の肌色に，含まれる角礫によって雑色を加味した色調を呈する．角礫は多孔質で白色～黄緑色の凝灰質岩石・黒色粘板岩および流紋岩等で，大きさは一般に人頭大以下で多くは径数cmである．しかし，しばしば径数mの粘板岩の巨礫が含まれる（西隣図幅内の津山市八伏の石切場等）ほか，吉野村間山西方では粘板岩の巨大な捕獲岩がある．また角礫の粒度が減少して岩石が流紋岩に移化することがある（図幅地域南部吉井川畔）．
本岩類は南部地域に広く分布するほか，吉野村天地・広野村田熊および新野村西上に僅かながら現われ，苫田累層・英田層および広野累層の侵蝕面を被覆している．また勝田層群および日本原層によって被覆され，珪長岩および新期輝緑岩によって貫ぬかれる．図幅地域の西に隣接する津山市八伏の石切場では，本岩中に蛍石の細脈が貫入している．
本岩は白色～淡灰色に黄色および緑色を加味した色調を呈し，一般に鉱化作用によって変質した優白質の珪長岩である．岩質はそれぞれの岩脈で異なるだけでなく，同一岩体においても場所によって差異があり，石英の斑晶が明瞭なものから微晶質で均質なものにわたり，しばしば岩脈の側面に並行して白色珪長質部と有色鉱物によって黒色を帯びた部分が縞状に配列するものや，さらに厚さ数mmの石英脈が縞状配列に加わるものがある．
鏡下では斑晶は石英・長石および少量の黒雲母で，石基は石英および長石である．長石および黒雲母はほとんど変質して絹雲母・方解石・カオリン等のほかに少量の緑泥石および緑簾石となる．
この岩石は岩脈として既述の諸岩類に貫入するほか，新期輝緑岩を切断し（第4，5図），時とすると逆に切断される（第6図）．本岩は豊並村皆木で中新世の勝田層群の基底礫岩中に径4m大の巨礫として多く含まれることがあり，また明らかに不整合に覆われることもある．
岩脈としての形状はきわめて不規則であり，その好例は第5，6図に示したもののほか，広野村真宮山・山形仙山腹および江見町藤生等でみられる．岩脈のうちの一部は地質図上から省略した．
Al：広野累層の頁岩と砂岩との互層 Fe：白色縞状珪長岩岩脈 Dy：新期輝緑岩岩脈 F：小断層
Sl：英田層の黒色粘板岩 Fe：珪長岩岩脈 Dy：新期輝緑岩岩脈 C：粘土質物質（粘板岩） Q：石英脈
本岩は暗藍色～緑灰色を呈し，まれに脱色して珪長岩に似ることがある．斜長石および輝石の斑晶を含むが，肉眼ではこれらが認められないものもある．
鏡下では斑晶は斜長石および輝石で，石基は短冊形の斜長石・粒状の輝石および磁鉄鉱であり，間粒組織を示す．変質を受けて斜長石は曹長石に，輝石は緑泥石や緑簾石に変化し，かつ岩石中には方解石を生じているのが常である．
本岩は不規則な形状をなして古期流紋岩質角礫岩中に貫入するが，珪長岩を除く既述の諸岩類にも岩脈として諸所に貫入し，珪長岩とは時によってはこれを切り，あるいは逆に切られる．また往々珪長岩と膚接して現出することもある．
本岩脈は後に述べる勝田層群によって被覆されるのが常であるが，例外として高田村安田では勝田層群の堆積後に生成した美作衝上の衝上面に貫入している事実があり（第15図），図幅地域の南方隣接地の湯郷村北坂炭鉱では，本岩脈と同種の岩石が勝田累層に貫入註9）しているといわれる．
新期輝緑岩の分布は概観して南西部で著しく，これに反して珪長岩は北部において顕著である．本岩の岩脈はきわめて多数であるので，その多くは地質図に示さなかった．
本層群は陸水ないし浅海成の堆積物であって，地域ごとに岩相変化に富むが，ここでは各地域を総括して勝田層群を植月層・吉野層および高倉層に大別する．しかしこれらの諸層は岩相の類似性によって区別したものであって，下部から順次に上部に及ぶものではなく，第2表に示すように，時としては夾炭層の下部にも半鹹半淡成層を挟みながら，全体として陸成のものから浅海成のものに進んでいる．本累層の厚さ註10）は300m内外である．
本層は既述の古期岩類を不整合に被覆し，勝田層群の最下部を構成する．各所で薄い亜炭を挟有して，植物化石を産することをもって特徴とする．
本層は岩相変化に富み（第7図参照），また厚さも2～3mから70m内外まで変化する（第2表参照）．
植月層は川崎礫岩層・高根夾炭層および池ケ原夾炭層に区分される．
本層は所によって高根夾炭層・出雲乢砂岩層または高倉層により整合に覆われる．厚さは津山市川崎で60m内外，豊並村皆木では15m内外に達する．
本層は礫岩を主とし，特に巨礫礫岩を含み，また薄い砂岩と砂質頁岩を挟む．
礫岩はこの附近の基盤を構成するあらゆる岩石の礫を含むが，その近傍の岩石からなるものが概して大きく，また多量である．下部における礫は角礫ないし亜円礫で，一般に人頭大であるが，最大のものは川崎で径70cm，皆木では4mに達する．上部になるに従って礫は丸味を増し，また大きさも減少して，礫岩は漸次粗粒砂岩に移化する．砂岩は黄褐色を呈し，含礫砂岩ないし粗粒砂岩で偽層がよく発達する．
砂質頁岩は黄褐色を呈し，レンズ状に挟まれ，下部にはまれであるが，上部になるに従って増加する．
本層は基盤を不整合に被覆し，あるいはまた川崎礫岩層の上位に整合する地層である．本層の厚さは2～30mである．
本層は礫岩・砂岩および頁岩からなり，薄い炭質頁岩および亜炭を挟む．また植物化石を豊富に産出する．
礫岩は角礫ないし円礫からなり，一般に粗鬆で軟弱であるが，基底礫岩の場合にはよく固結されて堅硬である．礫の大きさは拳大以下で，その種類は川崎礫岩層と同様に基盤岩類のあらゆるものを含み，基底礫岩ではそれぞれの近傍の基盤岩類の小角礫が著しい．礫岩は粗粒の砂を多く含み，含礫砂岩から粗粒砂岩に移化する．砂岩は細粒～粗粒で，一般に灰色を呈し風化面では黄褐色になる．充分固結せず，軟弱である．頁岩は一般に灰色を，一部は灰黒色～黒色を呈し，未だ充分固結せず，比較的軟弱である．砂質頁岩から細粒砂岩に移化する．炭質頁岩は黒色～褐色を呈し，厚さ数10cmのものが諸所に挟まれ，ところによっては黒色頁岩や亜炭に移化する．
本層は高取村池ケ原において後述する出雲乢砂岩層註12）の上位に整合し，またその東部では直接に高根夾炭層の上位に整合し，真加部礫岩層によって被覆される．本層の厚さは最大20mに達する．
本層は礫岩・砂岩および泥岩からなる．礫岩はきわめて粗鬆で固結していない．基盤岩類のあらゆるものを含み，大きさは拳大以下の円礫ないし亜角礫で淘汰は不充分である．砂岩は黄褐色～淡灰色を呈し，軟弱で一般に細粒であるが，所によっては中粒～粗粒である．泥岩は黄褐色～淡灰色を呈し，きわめて軟かい．池ケ原では薄い炭質頁岩を挟む．
植月層からはFagusその他の中新世の植物化石を諸処に産出するほか，吉野村下香山の香山炭鉱坑内の炭層上盤からSavalytes nippomcus ENDO34)を多産したといわれ，また図幅地域に南接する湯郷町北坂炭鉱坑内からPalaeochaerus japonicus TAKAI35)を産した．本層は一般に小盆地状構造を形成して諸所に分布し，かつ軽微な褶曲を繰返す．
植月層は勝田層群の堆積初期に基盤の窪地を埋めて堆積したもので，陸水期の堆積物であって一般に動物化石を含まない．しかし例外的に広野村河面の岡山炭鉱坑内では炭層中から介化石が産出したといわれ，また特殊なものとしては植月層に属する池ケ原夾炭層が半鹹半淡性の出雲乢砂岩層の上位に整合する．これらの諸例は植月層には陸水より半淡半鹹水にわたる漸移相が含まれることを示している．
本層は植月層に次いで堆積した粗粒の堆積物で，真加部礫岩層および出雲乢砂岩層からなる．
本層は植月層を覆い，あるいは覆蔽によって直接に基盤を被覆する顕著な礫岩層をもって特徴とする．勝田町真加部・江見町・勝間田町・河辺村および高田村大篠附近に最もよく発達する．本層の厚さは変化が甚だしく，勝田町附近では厚く70mに達する（第2表参照）．
本層は主として礫岩からなり，砂岩および泥岩を挟む（第8図参照）．礫岩の礫は基盤を構成するあらゆる岩石を含むが，北部地域では安山岩礫は認められない．またそれぞれ近傍の基盤岩類の礫が豊富で，かつ大きいのが常である．下部のものは淘汰が不充分で一般に人頭大の亜角礫ないし角礫であるが，最大のものは径1mに達し，上部になるに従って漸次に淘汰され，礫の大きさも次第に減少し礫は丸味を増す．上部では礫岩は膨縮がはげしく（第9，10図参照），また含礫砂岩から粗粒砂岩に移化することもある．砂岩は一般に粗粒砂岩ないし含礫砂岩で，粗鬆，軟弱である．上部になるにしたがって偽層の発達が特に著しい．泥岩は灰色～黄褐色を呈し，上部になるにしたがって量が増加する．
真加部礫岩層は水平的に粒度を減少して出雲乢砂岩層に漸移することがある．
本層からは一般に化石を産出しないが，粟井村市場北方および高野村夏目ではOs-trea等の破片を含むことがある．
本層は厚さが著しく急変すること，下部に巨大な礫を含むこと，勝田層群の周縁部によく発達すること，および植月層との間に諸処に局部的の不整合が存在すること等から考えて，勝田層群の堆積初期における地殻の動揺期の堆積物と考えられる．なお江見町南海では海抜270～280mの高台上に，厚さ1mくらいの礫岩が2カ所侵蝕より取り残されていて，真加部礫岩層が堆積当時は広く分布していたことを示している．
ms：中粒砂岩 cg：礫岩（礫の径は6 cm以下） md：暗灰色泥岩
Cg：礫岩 Ss：砂岩 md：泥岩
本層は植月層または真加部礫岩層の上位にあり，時としては直接に基盤を不整合に被覆する．本層は半鹹半淡水棲介化石を含むことをもって特徴とする．本層の厚さは一般に5～15mで，時に20mに達する．
本層は礫岩・砂岩および泥岩からなる（第11図）．礫岩は一般に細礫質であり，粗粒砂岩に移化し，厚さは2m以下が普通である．直接に基盤と接する場合には，まれに人頭大の礫を含むことがある．砂岩は灰黒色～暗藍灰色を呈し，風化面では黄褐色に変じ黄緑色の斑点を混えることがある．暗藍灰色を呈する砂岩はやや泥質を帯び，比較的に堅硬で，一般に中粒～粗粒で，時には含礫砂岩となる．このうちに多くの半鹹半淡水棲介化石と炭質物を含む．この種の砂岩は本層に特有のものである．泥岩は暗藍色～灰黒色を呈し，時としては灰色～暗灰色の頁岩に移化する．泥岩は固化の程度が低く，比較的軟弱である．泥岩中には多量の炭質物を含み，また保存不良の植物化石を産する．
本層は上部になるにつれて一般に細粒となり，また岩石も軟弱となる．
植月層および真加部礫岩層に対する出雲乢砂岩層の関係は多くの場合に整合である．しかし一部では植月村高根東部の勝北炭鉱坑内註13）および植月村今池北方（第12図参照）でみられるように不整合である．勝北炭鉱坑内では高根夾炭層の亜炭が削剝された後に出雲乢層の含化石含礫砂岩が軽微な不整合でこれを被覆する．
出雲乢砂岩層の特殊な例として大崎村福力では植月層の高根夾炭層が下位に，池ケ原夾炭層が上位に整合して，出雲乢砂岩層を挟むことがあり，また津山市川崎では水平的に高根夾炭層と漸移する．また福力からは介化石とともに多数の植物化石を産し，吉岡村増宝原では介化石とともに高倉層に特有のOperculinaを含有する事実がある．
cg：礫岩（出雲乢層） md：帯青色砂質頁岩（植月層）
本層は泥岩と砂岩の互層からなる．泥岩は淡青灰色を呈し，風化面では淡黄褐色に変化し，きわめて軟弱である．砂岩は泥岩とほぼ同じ色調を呈し，一般に細粒～中粒で軟弱である（第13図参照）．
本層を分けてそのうち海棲化石の産出が未だ知られないものを大沢砂岩泥岩層とし，海棲化石を産するものを高田砂岩泥岩層とした．
A 高田村安田樋ノ内池附近における高倉層の地質柱状図
B 高倉層下部の地質柱状層
本層は勝間田町・勝田町および粟井村附近に分布する．
本層はOperculinaや海棲介化石を産する地層で，下部にはしばしば薄い亜炭を産し，全体を通じて植物破片を漂流物として含む．本層の最大の厚さは300m註15）である．
本層群から産する介化石註16）は第3表に示す．化石は勝田層群の層面に並行に圧縮註17）されるのが常である．その甚だしい例を第4表に示す．
勝田層群の地質時代は出雲乢砂岩層より産するVicarya callraおよび高倉層のOperculina complanata japonica等によって中期中新世であることは明らかである．
勝田層群の岩相変化とその上下の関係を各地域について検討してみると，高月村では陸水成の池ケ原夾炭層が半鹹半淡成の出雲乢砂岩層の上位にのっているが，一般にはその関係は正常で，陸水成期の植月層から半鹹半淡成の出雲乢層をへて海成の高倉層に発展するのが常である．
植月層・出雲乢砂岩層および高倉層は厚さ1m内外の凝灰質物質より由来した酸性白土質泥岩を1枚挟有する．この酸性白土質泥岩は北部では高倉層の下部に広く介在し，連続性に富み南部では出雲乢砂岩層および植月層の上部に介在して連続性がない．これら全域に亘る酸性白土質泥岩は同一層準のものであって，上下の地層の岩相変化が甚だしい南部では連続性に乏しいものと解釈される．この酸性白土質泥岩を基準として，各地域の勝田層群の岩相の変化と上下関係とを第2表に示した．
勝田層群は現在は低地に分布して，その地質構造は一見きわめて単純であるかにみえるが，走向，傾斜，岩相変化および分布等を詳細に検討すると，多くの断層と褶曲が形成されている事実がある．本層群は小起伏の多い山地の窪地に堆積したものであるが，海進につれて相当広範囲が海中に没したであろうことは，江見町南海に真加部層があり，また吉岡村にも高倉層が海抜280m附近にまで分布することによって明らかである．
勝田層群の北限では北からの押し被せによって勝田層群の上に古生界の苫田累層がのっており，この衝上を美作衝上註18）とよぶ．
美作衝上は勝田層群と苫田累層の境界をつくってほぼE-Wに走り，その衝上面は起伏しながら全体としては緩く北に傾斜する．第14図は美作衝上線と各所の断層面の方向および傾斜を示したものである．第15図～第18図は美作衝上の断層面の見取図を示し，第19図は北東部の豊並村関本附近のルート・マップを示したものである．
美作衝上によってその南側の勝田層群は小規模ではあるが地層が逆転している（地質図参照）．美作衝上より離れるにしたがって勝田層群の構造は緩い褶曲に転じて，全体として複向斜が形成されたが，その後削剝によって勝田層群の向斜部のみが現在の津山盆地に残存し註19），また江見町南海や吉岡村の小分布は背斜部の残留したものである．
勝田層群の詳細な地質構造をみると，ほぼE-Wの軸によって小褶曲がくり返されている．しかも下部の方が上部に較べて褶曲の度合いが著しい．下部の褶曲の度合いを示すものとしては植月村の勝田炭鉱および高根炭鉱附近の地質図（第25図および第28図）の植月層の構造がその好例である．この褶曲度の差異は基盤の起伏による影響もあるが，さらに地殻変動註20）に伴なって海進が行われたためと考える．
勝田層群はまた断層によって多くの地塊に分割されている．このうち勝田町南部を東－西に走る断層は蝶番断層で，その南側の勝田層群は小規模な盆地状向斜構造を形成している．図版4および第20図は勝田町東方に見られる断層の露頭である．
Ph：千枚岩（苦田累層） Fe：珪長岩岩脈 Cg：礫岩（勝田層群） M.T.：美作衝上
Ph：千枚岩（苦田累層） Bp：角礫状（苦田累層） Br：角礫 Cg：礫岩（勝田層群） M.T.：美作衝上
新期花崗閃緑岩は北部山岳地帯に分布する．
本岩は淡灰色を呈し，桃色の長石をもち，一般に中粒でまれに細粒または粗粒のことがある．鏡下では斜長石（微斜長石・灰曹長石）・正長石・石英・暗褐色の黒雲母および緑色の角閃石からなり，正長石は一部がカオリンおよび絹雲母に変わっている．
本岩は石英斑岩質の部分や，有色鉱物に富む閃緑岩質の部分など岩相変化が著しい．すなわち天狗寺山を中心とした南側のものは細粒の部分が多く，有色鉱物に富み緻密，堅硬で風化し難く，これに反して成安附近では有色鉱物が比較的に少なく，やや粗粒で風化し易い．
本岩は不規則な形をして古生界の苫田累層に貫入し，その南の境界は一般に急傾斜で南に傾き，山形仙では北に傾くことがある．広戸村では日本原層に覆われ，滝尾村妙原北方では変朽安山岩の岩脈に接触変質を与えている．また爪ケ城山西側山腹および豊並村には岩株として露出する．
本岩の貫入の時期は詳らかでないが，変朽安山岩より後期であるため中新世（？）とする．そして本岩の岩質は大屋市場図幅註21）において中新世（？）を貫ぬく深成岩と似ている．
本岩は北部山岳地帯に分布し，苫田累層および変朽安山岩を被覆し，日本原層によって覆われる．また美作衝上を被覆する．
本岩は青灰色～暗灰色，時に紫灰色や黄灰色を呈する．斑晶としては石英が多くまれに正長石や斜長石を含み，有色鉱物は緑簾石または緑泥石に変化している．石基はガラス質である．角礫岩は流紋岩中に主として流紋岩・黒色粘板岩・変朽安山岩および凝灰質岩石等の1cm以下の角礫を含むものである．
本岩は黒色緻密，完晶質で長径0.5～1.5mmの自形を呈する橄欖石や普通輝石を多量に含み，それらの間は細粒の斜長石・アルカリ長石・普通輝石・磁鉄鉱・黒雲母・燐灰石等によって埋められる．斜長石の斑晶は含まない．大型の普通輝石の内核は無色であるが，その外側と細粒のものは淡褐色で，時には淡紫褐色を呈し，チタン輝石質と思われる．本岩はいわゆるアルカリ玄武岩に属する．
本岩は勝間田町北方では岩頸として勝田層群を貫ぬき，吉岡村では熔岩流として古期流紋岩質角礫岩と勝田層群とを被覆する．岩頸を呈するものは沸石を散含し，全体が軽微な緑泥石化作用をうけているが，熔岩流をなすものは比較的沸石が少なく，岩石はきわめて新鮮である．
本岩と近縁関係を有する灰黒色の岩脈がある．このうち河辺村見内原のものでは斜長石（灰長石？）・普通輝石の斑晶を，斜長石・普通輝石・黒雲母および鉄鉱で埋める．神庭村吉見および豊国村下香山のものは構成鉱物として河辺村のもののほかに角閃石をも含む．
日本原層は図幅地域の北半に広く分布する礫層である．処々に含礫砂岩ないし粗粒砂岩の薄層を挟む．本層はおもに北部山岳地帯より供給された物質から構成せられ，北域では扇状地の堆積相註22））を示して，礫は一般に角礫で大きく，最大のものは径6mに達するが，南方では比較的よく淘汰されて礫は円磨され，その大きさも一般に拳大～胡桃大となる．
本層の厚さは一般に5m内外であるが，勝田郡豊田村北部では30mに達する．津山市北部の下横野附近では厚さ約5mの砂礫層と，それに重なる厚さ約5mの砂層とからなるものがある（第21図参照）．神庭村京原には2～3mの砂礫層註23）が点在する．
日本原層より後期のものに段丘堆積物と黄土層とがある．
段丘堆積物は砂・礫および粘土からなる厚さ数m～10数mの薄い堆積物で，河辺村国分寺附近に最もよく発達している．
黄土層は日本原野を中心とした地域に広く分布し，その厚さは一般に2～3mである．黄土層は淡黄褐色を呈し，さらにその上位には黒色の腐植土がある．この腐植土の厚さは一般に1mくらいで，時に2～3mに達する．黄土層および腐植土は地質図では省略した．
この地域では小丘陵地の窪地に不規則に冲積層が分布する．
本地域は古くから鉱床地帯註24）として知られ，第5表Aに示すように諸鉱山や，第5表Bに示すように鉱滓の残存している所が多い．しかし現在は数鉱山が探鉱しているのみであり，他は休廃山になっている．
明治14年に発見された．明治35年頃最も盛大に稼行され，坑員300名，月産1,800t，精錬も行われた．
昭和9年昭和鉱業がこれを入手し，1年間探鉱した．昭和25年西村平三が買収して，現在は小規模に探鉱中である．往時の鉱滓は昭和15年から3カ年間鉄鉱として日鉄に搬出され，その総量は10万t以上といわれる．
旧鉱は段丘堆積物の上にあり，竪坑で採掘した．旧竪坑中の現存するものは8坑で，その深度60mといわれる．
鉱床は記録によれば塊状鉱体といわれるが現在はこれを確かめられない．鉱石は黄銅鉱・斑銅鉱および黄鉄鉱等である．
明治39年頃開坑されたという．その後昭和15年頃探鉱された．選鉱場および銅製錬場跡がある．現在は1竪坑および水平坑が残存する．深度100m，南北延長170mといわれる．
附近の地質としては英田層を幅6mの珪長岩岩脈が走向N70°W，傾斜70°Sをもって貫ぬく．丘陵の上には勝田層群が分布する．竪坑に近い鉱脈の1露頭は幅1m，走向N20°W，傾斜70°Sで石英脈中に黄銅鉱を伴ない，また酸化した部分には斑銅鉱が多い．
基盤は英田層で，その一般走向はN60°W，傾斜は45°Nである．藤生附近では古期輝緑岩が断層で英田層と接する．附近には珪長岩および新期輝緑岩の岩脈がある．
第1番坑および第2番坑坑内では，幅約10mの珪長岩岩脈がN60°Eに走り，SWに傾斜して鉱床を切り，第3番坑ではこの岩脈の下盤沿いに閃亜鉛鉱・方鉛鉱を主としてまれに黄銅鉱を混ずる鉱石が少量あるといわれる．
石英質の主脈1条があり，膨縮しながら連続する．第3番坑地並では北は珪長岩の岩脈で切られ南へ300m以上延長する．走向はN20～40°W，傾斜50～70°Wである．脈幅は30～50cmで，富鉱部では1mをこえる．鉱石は不規則な団塊状として石英脈中にある．またまれに粘板岩中に鉱染するという．
鉱石は閃亜鉛鉱・方鉛鉱および黄銅鉱からなり脈石はおもに石英で，このほかに緑泥石と緑泥石化した粘板岩の破片を含む．
粗鉱品位は銅3%内外，鉛6%内外，亜鉛10%内外，銀100g/t内外であったという33)．
江見町瀬戸には比較的に小規模の多数の鉱床註29）がある．旧くは津山藩によって開発され，明治年間にも盛大に稼行された．奥瀬戸から粟井村に通ずる道路の両側にはきわめて多数の旧坑があり，現在知られる製錬所跡も10余カ所数えられる．
附近の地質は英田層・古期輝緑岩・斑糲岩－閃緑岩および古期花崗岩質岩石で，これらを母岩として鉱床が胚胎する．
銅・亜鉛および硫化鉄を伴なう石英脈である．膨縮の少ない比較的長く延長するものと，膨縮性に富むものとがあり，前者は鉱石品位があまり良好でなく，後者は鉱石品位が高く，暗緑色のスカルン鉱物を多量に混じ，少量の方解石を伴なう．また両者は漸移することがある．鉱床は一般に南北にのび，西または東に傾く．鉱石は黄銅鉱・閃亜鉛鉱・黄鉄鉱および磁硫鉄鉱で，これに硫砒鉄鉱および方鉛鉱を伴なうことがある．
明治年間には相当開発されていた．大正の初期に断続的に稼行され，昭和4年に昭和鉱業が着手し，昭和12年に牛ノ子・康盛・大成・青葉・宝盛・鉱盛・宗掛等の諸鉱山を合併して江見鉱山と称した．昭和7年から13年頃および昭和18年から22年までの間，昭和坑・牛ノ子大切坑・牛ノ子坑および大蔵坑の一部を採掘した．7～8%の銅鉱を月200t産出したといわれる．昭和25年から西村平三が大切本坑の牛ノ子𨫤先および昭和坑の一部を採掘して現在に至っている．採掘法は手掘で選鉱は手選による．従業員23名．昭和26年7月から27年4月までの出鉱量は次の通りである．
Cu 17～20% 28t
Cu 10～13% 13t
Cu 5～9% 147t
Zn 20～25% 36t
Zn 15～20% 73t
Zn 8～15% 35t
鉱床はおもに南北に走り，西に傾く鉱脈である．昭和・八丁掘・牛ノ子・大蔵・大成・長生山・井ノ奥・表山・栄生山の主要鉱脈があり，採掘されたものは昭和・八丁掘・牛ノ子および大蔵𨫤で，他は露頭より狸掘式に採掘された．
昭和𨫤は大切本坑から西へ盾入坑道で着脈する（第23図参照）．延長，深さともに約50mで，𨫤幅は5～30cmであるが，採掘跡では3mくらいの富鉱体であったようである．鉱石は黄銅鉱・黄鉄鉱および磁硫鉄鉱がおもで，閃亜鉛鉱を伴なうことがある．
八丁掘𨫤は坑道地並以上は採掘済である．採掘跡では𨫤幅は1mを超えるが，現在認められるものは幅10cmで，鉱石は黄鉄鉱・磁硫鉄鉱を主として黄銅鉱および閃亜鉛鉱を伴なう．
牛ノ子𨫤の𨫤幅は最大1mで，南部では尖滅し，北部では断層で切られる．一部に方鉛鉱に富むところがある．
大蔵前𨫤は断層中に生成し，幅は10cm以下である．大蔵前𨫤には2富鉱部があって，𨫤幅は約1.5mであるが，大体採掘しつくされている．
明治年間に楠山・北福・蝙蝠および奥重谷鉱山等として繁栄した．明治41年藤田組が着手し，東坑・本坑および金賀坑で3～6%の銅鉱2,000tを出し，昭和14年には蝙蝠大切坑・唐池および金賀坑を稼行し，昭和21年休山した．昭和27年から三和鉱業株式会社によって，北盛𨫤の一部および北福𨫤の大切坑と中切坑の間を稼行中である．採掘方法は手掘で，選鉱は手選による．従業員70名，出鉱量は次の通りである．銅・亜鉛精鉱（Cu2%・Zn25%）30t，銅精鉱（Cu7～20%）10.5t（開業5月まで）．
おもなる鉱床は蝙蝠・北福・北盛・金賀・唐池・永盛・栃ノ木および猫敷等で，このうち蝙蝠が最も大規模である．蝙蝠𨫤の幅は10mをこえ延長は100mに達する．北福𨫤は中切坑では相合する2条の鉱脈からなり，それぞれ走向N10°E，傾斜10°WおよびN5～～10°E・60°Eを示す．中切坑以下大切坑まではN10°E，70°Wの1条となる．北福𨫤の富鉱部は𨫤幅30cm～2m，平均1mで，延長約70m，大切坑地並以上70m余に達する．北盛𨫤は北福𨫤と平行して70°Eに傾斜し，幅は最大1.5m，平均50cmである．金賀坑には4脈があり，いずれも南北に並行して40～70°Eに傾斜する．東からそれぞれ金賀1号・2号・3号および4号とよぶ．いずれも𨫤押で採掘された．金賀1号は𨫤幅1m内外で，銅鉱および硫化鉄鉱を主とし，脈石は石英からなり方解石を伴なう．金賀2号は幅30～60cmで，硫化鉄鉱－方解石－石英脈である．金賀3号は最大の幅は3mに達し，黄銅鉱を主として少量の閃亜鉛鉱を伴なう部分と磁硫鉄鉱を主とし，少量の黄鉄鉱・黄銅鉱および閃亜鉛鉱を伴なう部分とがある．脈石鉱物としては石英に方解石および灰鉄輝石を伴なう．この𨫤の下盤には新期輝緑岩の岩脈が貫入する．金賀4号は幅約30cmの石英脈に，少量の銅・亜鉛および硫化鉄を含むものである．このほかに2号と3号の間に約40cmの幅の亜鉛・硫化鉄鉱脈がある．
明治9年から開発されて，明治年間において相当繁栄されたという．大正5年から11年まで日本金属株式会社が大弘坑を稼行し，平均5%の銅鉱数千tを出し，大切坑地並より150mの下部まで掘進したという．昭和11年から14年まで昭和鉱業株式会社が，大弘坑の北部に連続する柴山坑の下部と裏山坑の一部から平均品位5%の銅鉱2,000tを出し，昭和18年から21年まで三井鉱山が稼行したがその詳細は不明である．
おもな鉱床は大弘本𨫤と金栄𨫤である．金栄𨫤は南北に走ってほぼ垂直であるが南部では東に急斜する．𨫤幅は30～50cmで，鉱石は亜鉛に富む銅鉱および硫化鉱である．
大弘𨫤は南北にのびた珪長岩をはさんで金栄𨫤の西側に並走して西に急斜し，その延長は300m以上ある．採掘跡の𨫤幅は1mをこえ，傾斜方向には紫山大切坑地並から下部に200m続くといわれる．鉱石は黄銅鉱を主とし，黄鉄鉱・磁硫鉄鉱および閃亜鉛鉱を混じ，少量の硫砒鉄鉱と方鉛鉱を伴なう．
この附近には北部に英田層，南部に斑糲岩－閃緑岩があり，これを貫ぬく珪長岩と，これらを被覆する勝田層群とがある．
鉱床は南北に走り，60°Wに傾斜する幅5mの珪長岩の両盤に沿い，あるいは英田層中に不規則な形に胚胎される．鉱脈は時に50cmに達するが，一般には薄く膨縮が甚だしい．鉱石は閃亜鉛鉱・方鉛鉱および黄銅鉱である．
鉱脈は3脈あり，いずれもN80°Wに並行する暗緑色粘土𨫤である．第1脈は40°で南に傾斜し，幅は10cm～1mの粘土𨫤に鉱染したもので，鉱石はおもに閃亜鉛鉱である．第2脈は第1脈の北方20mにあり，直立し，脈幅30～60cmの粘土𨫤に方解石の細脈を伴なう．鉱石は黄銅鉱および閃亜鉛鉱で，脈石は方解石と緑泥物質からなる．第3脈は60°Sに傾斜し，𨫤幅は2～4mで，黄銅鉱および閃亜鉛鉱で鉱染される．このほかに楢原村平福には2脈がある．その1はE-Wに走る幅60cmの粘土𨫤で，他はN60°Wに走る含黄銅鉱石英脈である．
天狗寺山の北山腹にあり，明治年間から断続的に稼行された．数坑の旧坑があり，いずれも水没している．1坑口にはN20°E・70°Eの焼けがある．捨鉱には，石英中に黄鉄鉱を主とし僅かに黄銅鉱・方鉛鉱および方解石を伴なうものと，方鉛鉱を主とし少量の黄銅鉱および黄鉄鉱を伴なうものとがある．この鉱床は新期花崗閃緑岩を貫ぬく石英脈と考えられる．
上述の諸鉱床は母岩に差異はあるがいずれも鉱脈で，鉱石はいずれも多くの共通性がある．そのうちのいくつかはあきらかに珪長岩および新期輝緑岩の岩脈と密接な関係があることが知られる．瀬戸鉱床のあるものは古期花崗岩質岩石と近縁関係を有するかも知れないが，多くの鉱床は中新世前後に生成したと考えられる．
本地域の亜炭は植月層に含まれるものである．亜炭は一般に薄層で低品位であるが，小盆地状構造が諸所に形成されて，そこでは厚さが数10cmで時には1mを超えることがある．炭層の厚い部分は品位もやや向上し古来しばしば稼行された．そのうち顕著な時期は明治30年頃と昭和21年前後である．各地域とも亜炭は1層で，炭質は黒色褐炭質であり，その分析結果は第6表および第7表に示す通りである．
この地域で採掘された炭鉱は第8表A，Bの通りである．また各地の炭柱図は第24図に示す通りである．
このほか広野累層および英田層にも薄い炭層が含まれ，広野累層のものはその肥厚部（厚さ30cm）を探鉱されたことがあるが，低品位で炭量が僅少である．
備考 残量＝100－（水分＋灰分＋全量炭素），すなわちこれは H2，N2，O2，S 等の値に当たる．分析方法は直接法による．分析者：通商産業技官 渡辺和衛
参考文献
1）浜野一彦・向井清人・福井三郎・武市敏雄：岡山県日本原地区 亜炭鉱床調査報告，1946年調査，未刊
2）千藤忠昌・松元重人・武市敏雄：岡山県勝田郡勝田・豊田炭鉱調査報告，1946年調査，未刊
3）竹原平一・中村久由：岡山県 津山東部炭田日本原地区 調査報告（1947年調査），地質調査所月報，Vol. 2，No. 2，1951
4）河合正虎：日本原地区 亜炭香山・檜原・下町川炭鉱概査報告，1947年調査，未刊
5）植田房雄・井上絢夫：岡山県勝田郡英田郡津山炭田東部地区調査報告，1947年調査，未刊
6）上治寅次郎・菱川收：勝田郡地下資源調査報告，地下資源調査報告書（1），岡山県，1950
古期流紋岩類は図幅地域の西に接する津山市八伏において，建築用石材として採石されている．
加茂町公郷では新期花崗閃緑岩を採石して，線路補修用石垣石として用いている． このほか砂防工事および道路補修用石垣石として，古期流紋岩類・古期花崗閃緑岩・新期花崗閃緑岩・石英閃緑岩および変朽安山岩が各所で採石されているが，いずれも一時的の採掘にとどまる．
英田層に含まれる炭質物は楢原村平福および豊並村皆木で黒鉛として採鉱されたことがあるが，前者は鉱量が僅少であり，後者は低品位である．また粟広村にも同様な薄層がある．
広野累層には層内褶曲によってくり返されて，厚さ2～3mに達した黒色頁岩ないし炭質頁岩があり，そのうちに数cm～20cmの粉炭2～3層が挟まれることがある．広野村土居ではこの炭質物に富むところが昭和15年頃に発見され，これが黒鉛として3カ所で探鉱されたが，低品位である．
勝田町馬橋では高倉層の泥岩を，古吉野村上石生では植月層の灰色頁岩を原料として瓦を製造している．
