地質図幅説明書

富 川

(札幌一第

5

5

号〉 工業技術院地質調査所 通商産業技官 今 井 功 通商産業技官 角

球

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北

海 道 開

発

庁

昭 和32年

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位 置 図

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札幌)

( )は1: 500，000図 幅名

白 衣

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地 形・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・.1

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地 質 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 5 II.1 概 説 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 5 II.2 白望 系・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 7 lI.3 第 三 系・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・12 II.3.1 栄 j雷・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・16 lI.3. 2 ア ペY層 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・22 lI.3. 3 二風 谷庖 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・23 lI.3. 4 荷 菜 層....•....•.... ...，.，..•••• ••.••••••• ・・・・・・・25 lI.4 破 砕 岩 お よ び 蛇 紋 岩 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・29 II.5 第 四 系・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・31 lI.5.1 段丘およびその堆積物・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・31 lI.5. 2 火 山灰 層 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・36 II. 5.3 中 積 j留・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・39

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地 質 構 造・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・

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応 用 地 質・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・...48 III. l

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山・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・...48 III. 2 石 炭 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・49 文 献-・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・51

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1 1: 50，000地質図幅 説 明 書

富

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ー E B ， J (札幌ー第 55号) 工業技術院地質調査所 通商産業技官 通商産業技官

今 井 功

角 靖 夫

本 図 幅 調 査 は 北 海 道 開 発 庁 の 委 託 に よ っ て ， 昭 和29，30年 の両 年 に わ た っ て 行 わ れ た。調 査 に あ た っ て は 帝 国 石 油 株 式 会 社 お よ び 石 油 資 源 開 発 株 式 会 社 か ら1万 分 の1 実 測 地 形 図 の 借 用，参 考 資 料 の 閲 覧などの便宜をうけた。 東 北 大 学 教 授 浅 野 清 氏 に は 有 孔 虫 の 鑑 定 を 依 頼し， 多 く の 教 示 を う け た 。 ま た 本 所 田 中 感 策 技 官 に は 自 室 系 化 石 の 鑑 定 を ， 徳 永 重 元 技 官 に は 花 粉 分 析 の 労 を わ ず ら わ し ， 第 三 系 の 貝 化 石 の 鑑 定 に 当 つ て は 井 上 正 昭・

7

I

く野篤行両技官の協力をうけた。

I . 地 形

木図幅地域は北海道の中央南部に位置し，日高・胆振地方の海岸近い低山地地域の なかにある。この山地は東方・北方に高度を増して日高山脈の西麓および夕張山脈と 速なり，西方・南方に低下して苫小牧低地帯および太平洋に至っている。 図幅地域内 の山地は300m前後の高度から順次南西方に向かって低くなり日高の海岸に臨んでお む か わ さ る が わ もんへつ は え り，この聞を鵡川・沙流)11・門別川・波恵川などの中小河川が数kmの間隔で平行し て流下している。低地は河)11に沿って狭く分布しているにすぎない。 山地は図幅地域 の北部'/，を占めるよく開祈された地減と，これより一段低い南部

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3

の平坦な海岸 段丘地域とに大別される。河川￨の側方には海岸段丘に対応して河岸段丘が発達してい るilH)

。

吾n) 潟岸段丘'iiiI岸段丘につヤては第四末、段丘の項で，低地につヤては第四系沖秘暦の項で詳述7る。

1

.

1

北 部 地 域 の 山 地 満壮年期の開析を受けた低山地であって，標高200-300mの山稜が連なり， その 東半部には320-330 mの山

1

貨が散在している。 山地は南方に流下する数本の河)11主流によって帯状に分割され， 主流の両岸に発達 した支流によって盛んに侵蝕されている。このため分割された山地毎に両側の河川主 流に対して明瞭な分水界が発達し，これが主幹の山稜となっている。この主幹の分水 界山稜は，西側の支谷が東側のものより長く伸びているため， 山地の東側に侃してい る。ただし鵡)11の西側の山地では色白沢が向斜谷として発達し，主幹の山稜はその両 側に分岐している。主幹の山稜は比較的闘が狭く， 山腹が急であり，その稜線は山頂 と鞍部に20-40m程度の高度差をもち， また幾分屈曲しながら南北方向に連なる。 そして支谷に挟まれた鋭い枝尾根を数多く分岐している。 河川主流からは多数の支谷が主幹の山段に直交するように数100 mあるいは1-1.5 km程度の間隔で姉歯状に発達し， さらに孫谷を生じていて， 全体に谷の符度が大き い。これらの支谷は，

NW

および

NS

方向に延びる地層の走向に斜交ないし直交する 方向をとるものが多く，その孫谷は地層と並走するものが多い。主幹の山稜の東側の 支谷は，西側のものより短かく， その長さの比は1:1.5-3である。したがって一般 に東側の支谷ほ勾配が急であり，西側のものは緩やかである。概して延長約1.5km 以上の支谷では下流部で側方侵蝕が行われているが， それ以下の長さの支谷および孫 かんかん 谷 で は 下刻と頭部侵蝕が旺盛である。湯ノ沢・アベツ沢・看々沢・カイカニ沢および 芭呂沢などの特に長い支谷では， 中流以下で谷壁

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の幅が広くなり，大抵堆積物があ って河床より数m高い平地を形作っている。平地の幅が200-300 m~;こ達するところ もある。 北部地域では山形に地質の影響がよくあらわれていて， 岩質毎にそれぞれ次のよう な特徴が認められる。すなわち，機岩は他の岩質の地層より突出した山稜， 尾根を作 り， 山腹・谷底が急峻なことが多い。自主直系の頁岩は比高の害11に穏やかな山形を呈 し，谷幅が比較的広いとし、う特徴をもち，第三系の頁岩，特に

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質頁岩のところでは その走向に沿って直線的な谷が発達し易い傾向がある。砂岩泥岩互層と珪藻質、ンノレト 岩地域では機岩.頁岩の地戒に較べ，山稜・谷壁の険しさが少ない。 1!!.l、岩泥岩互層と注

3 藻質、ンノレト岩との地域を較べると，互j層地域には校谷が需に生じ易く，

f

圭藻質シルト 岩のところでは枝谷が少ない。また部分的に第三系の栄層の採灰角繰岩，白霊系の砂 岩，

1

現!質頁岩などが堅固な切立った尾根をつくっている。税岩と珪藻賀、ンルト岩のよ うに侵蝕に強い地層と耳目い地層とが断層で接するところでは，断層線の阿世1]1の山形は 異なっている。 このように北部地域はかなり開析されているが，山Ii~I・山稜の高度に幾分の定高性 があり，標高200m内外， 220~240 m， 320~350 m などに階段状をなす平湿な地形 面があったことが推定できる。これは海成段丘が開好されて生じた地形と解される。

I

.

2

南 部 地 域 の山地 平坦な丘陵性地域であって， 北部地域に較べて起伏が少なく，平坦面に富み，高度も 低い。海岸から約 lO~lO数 km 内陸までの聞を占め，内陸ほど高く，標高130~170 mから海岸近くの 30 mまで徐々に低くなっている。この地形は幾段もの海岸段丘と 河岸段丘とが複合した地形であって，段丘面はそれぞれ新第三系を平坦に削って発達 し，厚さ数 m~20m 程度の段丘砂操!震と火山灰層とを伴なっている。 北部地域と同じく河川主流によって数個の帯状の地区に分けられている。どの地区 でも西側の支谷が長く伸びていて， 分水界線は東側に侃し， 一般に河川の西側に数段 の河岸段丘が発達している。河系の発達が若いので， この段丘函は平滑のま与に保存 されている。谷は一般に頭部侵蝕が強く，ことに短い支谷ほど激しし これらの傾向 はとくに東側の支谷で顕著である。普通，谷の尖端部は雨裂状あるいは浅い訴時二状を呈 し，流水がなく，周囲に緩傾斜を作っている。この尖端部の終りに頭部侵創!の旺!.ilfな 谷頭の崖が形成されていて，一般にこれから下方に流水がみられる。

I

.

3

河 川 鵡川・沙流川はそれぞれ主流の伸長が約70kmおよび90kmの河川であって，こ の図幅地域内ではその下流部がみられる。両川は図楠土也波内ではし、ずれも河怖が

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~150m 前後，平時の深度が淵部を除いて数10cm~1m程度で，1/1000-2/10刊行'i:o:'

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川勾配をもち， 砂撲に埋まった幅数100m-1kmの河床内を所々に中洲をいだきな がら小さく蛇行して流れ，洪水時にはしばしば流路を変更する。したがって河床には 砂棋が縞状をなして不規則に堆積しており， また水のない!日流路が所々にみられて， 洪水時に砂磯がかなり移動したことがうかYわれる。このために水量の多い割に水深 が浅〈なり，流路を制禦するには謎岸工事の必要がある。 門別川・波恵JI]f土延長約30kmおよび20kmの小河川で， 図問地域内にはその 中・下流部が入っている。 門別

J

l]f土問数 m -10数m，平時水深数10cm-1m弱，

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皮 恵川は幅数 m，水深数10cmである。前者は山門別の151 m標高点附近から，後者 は126 m標高点の少し下方から上流に岩殺が河

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まに露出している。河川の勾配はそれ ぞれ'/川。

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(5万分の1地形図による)程度である。門

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土小 さく蛇行しているが，波恵川は僅かに屈曲しているだけで， 大体東側に偏して流れて L 、る。 これらの4河川!とも， 図隔地域での上流部は NS，SSW， SSE などの方向に流れ， 下流部は WSWの方向をとっている。この屈折部は大体前述の北部地域と南部地域の 撹よりやL北に寄った位置であって，よく検討すると北部地域の山地の原地形をなし ていたと思われる標高320-350 mの海岸段丘面とそれ以下の海岸段丘面の撹附近に 当り， 220-240mの海岸段丘面の旧汀線の位置と関連が深いことが判る。 (第7表， 第9図参照)おそらくこの屈折は220-240 m面および200m面の形成時とそれ以下 の面の形成時で， 上位の段丘面に伸長する河川主流の必従方向が異なっていたことに 由来するのであろう。この河川の屈折と大体平行して河川主流に挟まれる各山地の分 水界線も屈折している。 いずれの河)11も副!氷雪時および数日聞に300mm前後の降雨があった際には2-3m の増水が起る。増水に応じて流水が河床を満たし，河床の狭いところなどでは2-3 m 高位の段丘面に冠水を見，その畑地，

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1地に被害を受けることがある。

5

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地 質

1

1

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1

概

説

この図幅 地 域 間高楕の 西 側にあって，石 狩 炭 田 の 南 方，芸 玄 油 田 の 東 縁 に 位 置 す る。 地 域 内には白星互系，第三系が

N-S

または

NW-SE

の 方 向 性をもって分布し， 地 域南部には海岸段丘および河岸段丘堆積物が発達している (第1表参照)。 第 現 位 四 更 、~a 千五 世 t中 新 第 世 中 新 i l :

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世 ヘイ トut 自 ナ 浦 霊 河 世 中 日 ギ l 日夕 ヤ 世 地 域 第 1表 地 質 総 括 表 層 序 J中 積 層 火 山 灰 層 河岸段丘堆積層

I

河岸段丘堆積層 海岸段丘堆積層 荷 菜 層 二 風 谷 庖 ニ 風 谷 層 、 ， ア ベ ツ 層 栄 腐 (断 層) 函 淵 層 群 上 部 蝦 夷 層 群 中部 蝦 夷 層群 平 取 断 層 南 西 域 平取断層北 京 域 地 設 運 動 火 山 活 動 ← 石英 安 山 岩 質 噴 出 物 )断 続 的 ￨ 雌 ←造構造遂事]の終末 ←酸 性 凝 灰 岩 ←酸 性 凝 灰 岩 ←流 紋岩 質 凝灰 岩 ←酸 性 凝 灰 岩 ←安山岩 質凝 灰 岩 }隆起削剥 ・構 造 運 動 ←酸 性 凝 灰 岩 ← 酸性 凝 灰 岩 ←酸 性凝 灰 岩

白望系は石狩炭田夕張地域に広く分布するが， 南下するに従って分布の幅を狭め， 東隣比宇図幅の南西聞で遂に消滅する。オミ図幅地域内ではこの狭長な白霊系の西側の 一部が分布するにすぎない。図幅地域内の自彊系を構成するものは， 中部!蝦夷層群， 上部蝦夷層群，函淵層群で， その時代はギリヤ{ク↑吐からへトナイ

f

止に及んでいる。 第三系の石狩層群および幌内層も南下するに従って漸次その分布を狭ばめ，北隣穂 別図幅地域内では幌内層も消滅して，白翠系に幌内層以上の第三系が直接するに至 る。木図幅地域内の第三系は全層厚 5，000mに及ぶ整合一連の海成層で，時代的には 中新世初期から鮮新l世に及んでいる。白翠系とは断層で接する。 第三系は全般に岩相変化が著しいが， 大局的にみると，海進がはじまり，徐々に積 成象地が形成され， 次第に海退に移行するに至る一連の地史的変遷を辿ってし、る。第 三系の各層準にわたって繰岩などの粗粒岩が発達しており，このことから地史的変遷 の聞を通じて後背地の断続的な隆起があり，これに伴ない堆積地の著しい沈降と多量 な堆績が行われたことがわかる。磯岩の離種は下部のものは輝緑岩， チャート，粘板 岩，古期砂岩などが多く， 全般に黒色がちであるが， 上部のものになる程花桶岩，片 麻岩の棋を増しているo 図幅地域の地質構造は大規模な楕曲構造を示している。これは石.狩炭田地域の複雑 な地質構造に速なるものである。自重系と第三系とは必ずしも同じ椴造形態をもたな いが，両者の構造は大局的には平行的で，ともに現在みられるような地質構造を決走 した最終的構造運動の影響をうけている。間曲に伴なう断層の主なものI:i:.いずれも街 上性逆断層で，東方からの側圧をうけている。構造運動の時期は，当地域の第三系 堆 額以前にも考えられるが，決定的な運動の終末時期は鮮新￨吐末であるo 日高の海岸線ーに沿って， 数段の非常に顕著な海岸段丘が発達している。すなわち更 新刊になってから， 地盤は上昇と沈降とを反寝しながらも， 全体的には隆起を続けた ものと思われる。 図幅地域の全域を火山灰が被覆している。 その上部のものは偉前火山の噴出物とい われ，沖積世の堆積物である。

7

系

望

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上部蝦夷層群および函淵層群からな 図幅地域内に分布する白壁系は中部蝦夷層群， る。各層群の関係は接合である。 この地域の中部蝦夷層若手と上部蝦夷層群との境界については，従来中部蝦夷層群の 最上部とされている佐久庖註2)に相当するような，泥質岩に粗粒砂岩を?見える地層の上 阪をもって中部般爽層群の上限とする。 その取

h

部は断裂して当地域ではニオイ 自霊系は大局的には背斜椴造をなしていて， 断層となっている。この断j習の東側の部分は比較的構造が単純であるが，西側では上 部!l!!え爽層群と函淵層群とが断j留のために繰り返して分布し， また部分的に地見イ七して 白霊系の層序総括表 岩 円 イ 也 a p 細 微 細 微 細 川 石 油 薄 滴 石 べ ユt 化 石 一 少 一 昔 旭 少￨昔通 団 塊 一 少 合 、 相

。

l黒 色 泥 岩

三ヨ;国型

~I )黒色:Jt.宕 第2表 べ，トァイト 'ケ 予 う、 多 娘 一 夷 一 司 世￨層 君草 ;尼岩封H;ンJl-ト岩 凝 灰 岩 註2)也 久 居とl主アベジナイ地区を 様 式 地とし， 主 タ 艇.7.1良野，芦 別 地 区 に も み ら れ る 中 野 蝦 夷 厄 群 上 町 の 岩持l層 序 的 小 単位であるo(松本達郎:1953) 昔 三i -， ~

L 、る。 木図幅地域の白要系の周序を第2表に示す。

1

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2

.

1

中 部 蝦 夷 層 群 当地域には中部蝦夷層群の上部のみが分布する。これを岩相によって下位からCI・

C

，・

C

，に層序区分するo

C

1

-

C

，はギリヤーク統上部階に対比されるものであり，

C

， C，はその層序的位置・岩相・化石内容からいわゆる佐久厨に相当するものと思われ る。

C

1

C

1の下限はニオイ断層によって断たれて不明である。認められる範囲の厚さは 約 300mである。主として暗灰色、ンルト質沼岩または黒色泥岩からなり， 下部にはベ ントナイ ト質凝灰 岩 の 薄 層 を挟有し Mes

.

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uzosiasp.， Inoceramuscf. teshioensis NAGAO & M A百UMOTO，うになどを比較的多く産出する。 中部および上部には化石

は少なく，泥灰質団塊は下苦[1および上部に多い。 C， C1から整合的に漸移する地層で，屑厚約70m，主として機岩，砂岩， 砂岩・シ ルト岩互層からなる。疎は直径10cm内外で，粘板岩，珪質岩，輝緑凝灰岩，石英斑 岩質岩，緑色岩，砂岩などからなり，多くはほど円繰である。砂岩は背灰色を呈し， 納粒または中粒で，板状のj習理をなし，ところによって細機を散在する。凝灰質物お よび炭質物の微粒を含んでいる。互層は細粒砂岩と暗灰色シルト岩の細互層で，シル ト岩にはしばしば葉理が発達する。

v

b

灰質団塊および化石は少ない。 C， C，との関係は整合である。i'~厚約 250m で，主として黒色泥岩および暗灰色 シノレト岩からなる。 下部はむしろシルト岩が優勢で， 砂 岩と薄互層を呈することが多 い。シルト岩は一見縞状をなし，薬理がよく発達する。下部は比較的化石が多く， Neo

ρ

hyllocerassp.， Desmoceratzぬegen. indet.， Scalari・ies(?) sp.， lnoceramus cf.

mcertusJIMBO，ルoceramussp.などを産する。泥灰岩団塊も多い。 上部は黒色泥岩を 主とし，暗灰色縞状、ンルト岩の薄層をはさみ，化石，泥灰岩団塊ともに乏しい。

1

1

.

2

.

2

上部 蝦 夷 層 群

9 は断層によって欠除している。かりに最下部を C"上部をC，と名づける。C，はニオ イ断層の東側広 C5は西側に分布する。

C

， 木層は図幅地域内では認められない。東隣比宇図幅内でみられる範囲の厚さは 約100mである。全般に暗灰色シルト岩および黒色沼岩よりなる。泥灰岩団塊および 化石に富む。チベシナイ沢木流の上流では

C

，中に，Gaud;γycerassp.， Tragodesmo・ cerozdes(?)sp.， ScalarlIessp.， Inoceramuscf.hobetsensisNAGAO & MATSUMOTO などを産出 す る 地 帯 が あ に さらにその上位には Inoceramuscf.uwajimensisvar. yeharaiNAGAO & MAτ'SUMOTOを産出する地帯がある。したがって浦河，ギリヤー

グ両陛の境は， C.中にあるものと恩われる。

C

， ニオイ断層の西側にあって，断層のために地塊イ七し，繰り返して分布している。 木層の下限は不明である。層厚は450-550mである。標式的に層序がみられる地域 はニオイ沢下流部の西側の地域で，こLでは，主に黒色泥岩および暗灰色、ンルト岩か らなり， 随 所 に 凝 灰 岩 の薄層をはさみ，また泥岩中に燦灰質の砂がまざることがあ る。いずれも流紋岩質と思われる酸性の銃灰岩である。チベシナイの沢口に近いー支 流では厚さ数 m に達する流紋岩質の火山脚長灰岩・紘粒凝灰岩からなるJ茨灰岩層があ って，そのペシトナイト化した部分が採掘されたことがある。 木!雷の下部には泥灰岩団塊および化石が多い。チペシナイ沢木流およびニオイ沢木 流に産する下部の化石は次の通りである。 Neo

ρ

hyllocerasco例'jJressumMATSUMOTO Phyl!otachyceras ezoense(YOKOYAMA) 五 抑onicerasglabr附 (JIMBO)・・・・・・・・・・・・・・・・多 Anagaudrycerasyokoyamai (YABE) Gaudryceras dens

.

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licatum(JIMBO) Gaudryι'erω，te仰 iliratumYABE'・・・・・・・・・・・・・・・多 Gaudγyceras tenuiliratumvar.ornataYABE....多 Damesites damesi (JIMBO) Dm冗esitessugata(FORBES) Haueru:eras(s.1.)sp.

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UZOSUl densicostata 乱~TSUMOTO

Neotuzosiacf. jatonica(SPATH) Y okoyamacerascf.jimboiM A TSUMOTO

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achydiscusharadai(}IMBO) Menuites sp. Poronicerassp.

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ρh捌 toceras(?) sp. PolYlりかchocerasobstriclum(}IMBO) Polypかchocerasharadanum (YOKOYAMA)・・・・・・・・・・多

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seudogaultlI1um(YOKOY AMA)

Pseudoxybelocerasquadrinodosum (JIMBO)

Subρytchocerascf.yubarense(YABE)

Baculites sp.

Inoceramus ja

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onicusNAGAO & MATSUMOTO

Inoceramus cf.amakusensisNAGAO & MATSUMOTO

Inoceramus sp.(grou.ρ ofよ ezoen幻~s)

Inoceramus nau例 仰 向iYOKOYAMA... ・・・・・・・多

Grammatodon sachalz"nenszs(SCHMIDT)

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eamus釘iumcowperiW ARING var.yubarensτ~s YABE & NAGAO Tes~arolax ja

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.onicusYABE & MATSUMOTO

Piestochz7us laevigatusNAGAO

本周中部の黒色j尼岩中にはしばしば細粒砂岩の薄層をはさむ。泥灰岩団塊および化 石はともに少い。

木層上部には泥灰岩団塊は少ないが次のイ~I[iを産する

Inoceramus cf.naumanni YOKOYAMA

Inoceramus orientalzsSOKOLOW var. ambiguus NAGAO & MATSUMOTO

Inoceramus cf.ρseudosulsatusNAGAO & MATSUMOTO

Peη}うlomyacf. ellztticaNAGAO

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OTATUME

Acua hoklzaidoeη幻sNAGAO Scurria sp. fず のをきい か ば り チベシナイ沢中流西似Jjの支流の， PJ霊能然一賀張断層に接する部分の地層は，第 三 系 か白壁系か岩質のみからは区別し難いが，次の有子

L

虫を産する。 Silicosigmoi/i均a(Bramletleia) sp. a Bathy

，

zphω.1 Sp. a Haρ10PhγagmoidesSp.a， b， c， d， g VerneuilinaSp. a これらの特徴からこの部分は上部蝦夷層群のものと考えられ，しかも Globotruncana

11 を産しないことから， 上部蝦夷層群中でも上部であろうことが推定される註3)。 木層の大部分は浦河統上部階に対比され， 上部は同統最上部亜階に対比されるもの と思われる。

1

1

.

2

.

3

函 淵 層 群 当地域の函淵層群は断層によって繰り返して分布したり}也塊イむして複雑な分布を 示す。木層の上限は不明であるが， J冒序的関係から当地域の木層群は松本達郎の富内 とみ5ち 地区における富内層に対比されるものと思われる日。認められる限りの層厚は約 400 mで，下部は牒質・砂質，上部は泥質である。 下部の牒岩は粘板岩，砂岩，珪質岩などの繰からなり，牒の直径は普通2cm以下で ある。 砂漕には中 粗粒のアルコーズなものと，泥がちで細粒のものとがある。 前 者 は陶汰不良で偽層に富む場合があり，また海緑石質や緑

1

1

白石質の粒を含み，炭質物の 微片に富む。後者は、ンルト岩および泥岩と互!脅する場合にそれらの聞にみられる。こ の砂岩中には膨絡の甚だしい粉状炭が各所でみうけられる。 また微量な石油ガスの噴 出も認められる。 上部は晴灰色のジルト崇，硬質の

i

尼岩に暗色の細粒砂岩を伴なった地層で， 時 に 不 規則な互層となり，時に酸性の細粒告発灰岩を挟む。 木層群の下音向、らは Damesitessp. lnoceramusaff.ezoensisYOKOYAMA lnoceramus orientalisSOKOLOW. • . . . ・.・・・・・・・・・多 Acila hokkazdoens2s NAGAO・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・多 Margarites sachalinensis NAGAO Fzsh scale などを産し， 上部からは

Nucula cf.formosa NAGAO

Glycymerzs hokkaidoenszs YABE & NAGAO var.multicostataNAGAO Dentalium cooperi GABB var. ezoenseNAGAO

Dentaliumaff. otatumei NAGAO

などを産する。

本層群下部はへトナイ統下部階に対 比される。

1

L

3

第 三

系

さかえ 本図幅地峡の第三系の層序を総括す る と 第3表のようになる。栄層から荷菜j雲まで の一連の堆積物はいずれも海成層で，この聞に著しい不整合はない。 第3表 第 三 系 層 序 表 居 石 炭 時 地 _{三 な 岩 質} 火山 _{主 な}

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{鮮新1止と111新世の境界拡荷菜尽の中下却にある)

灼9km 二 皿 谷.向 制 西 宮 5 l 句Bkm一一一一一一一一ーー一一一一→N 二 貝 谷 向 料 果 実 第1図 第 三 系 柱 状 図 (1) 匡 ヨ 荘 婚 が よ が 川 市 霞 語 石 } 怠 泥 岩r:.--)I..惜直眉 Eヨ 砂 掛 医TIll研、岩 E3J混灰島 屋雪岨酔岩

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猿 車 川 t d 品 ム 背 水 虫 栄 三 号 沢 京 四 回 守 主 軍 主 号 沢 富 国 国 岡 国 ...SE 来旬22km 平 取 町 圏南西 成 NW (縮 尺l主主再1図と同じ) 第2図 第 三 系 柱 状 図 (2) 中新世初期になってはじめて l腕内層の堆積期に削刻されていた当地域の白要系は， この海進によって栄層の堆積が行われた。栄層の下部は炭層をはさむ 水面下に没し， 海進初期の浅海堆積 中部は砂岩質で浅海楼貝化石を多産し， 砂岩

v

白岩互層からなり， 上部はこれに較べ氾岩を主とするやや深い堆獄環境を示している。栄層 相を示すが， は北方に向って急激に厚さを増す傾向にある。 アベツ層は繰岩， 砂岩，シノレト岩，泥岩がくり返して堆積した岩相変化の著しい地 この時期に至って堆積i也が著しく沈降をはじめ， 後 背地の隆起が起り，それに 腿で， アベツ層の中部および下部はとも に南部に粗粒堆積物が多く，北部程細粒となり，層厚も北部程厚くなる傾向があって， この点栄層からアベツ層の中部まで，堆積地が類似の形状を保ち，陸海両域の分布が 伴って急速に次々と堆積が行ーわれたことがわかる。 アベγ層上部では磯岩が著し そしてこの際岩中にはじめて片麻岩磯が認められ これに反し， [i'ijj)誌な方向をとっていたものと思われる。 層厚は西方に厚くなる。 く准積し，

J 15 る。したがってアベツ層の上部と中部との聞に顕著な海域の変化や堆積地の形状の変 化があったものと恩われる。 二風谷層は硬質頁岩を主とする地層であるが， なお磯岩，砂岩， シルト岩などの堆 積も多く， 必ずしも安定した堆積粍￨ではない。 しかしこれらの互層中には，とくに上 部で斜交層理を呈するものが多く， 海進から海退への過渡的な堆績の傾向を示してい る。すなわちこの時期に後背地は断続的に著しい上昇を行って，多量の繰を供給した が，堆核地は漸次沈降の度合を弱めたようで，陸棚部は狭かったものと思われる。 荷菜層は， 下部は二風谷層の硬質頁岩から引続いて堆積した珪藻質シルト岩を主と するが， 中部は次第に浅い浅海域の砂岩が優勢となる。層厚は各地でほとんど変化が ない。おそらく堆積地，後背地の変動が以前より穏やかとなり，中部の砂岩は11良次拡 がってきた陸棚挟に堆積したのであろう。 荷菜層の上部は炭質物の多い粗粒砂岩および細粒磯岩からなり， とくに斜交層理の 発達が著しく，海退の後期における堆積相を呈している。 .I;J上各層のうち， とくにアベY層， 二風谷!震には互層が多く，しかも全般に粗粒で あって，しばしば粗粒の機質岩から泥質岩に至る粒度変化をもち，それらが復事11;なサイ クルで互層している。個々の地層は級化成層 (gradedbedding)をなすことが多く， また度々ー単位の地層毎に斜交層理をもって重なっている。 さらにこれら両層には急激な岩相の側方変化がみられる。 これらの現象は沈降量の 大きい筏成盆地の斜面の堆積相と考えることができょう。 第三系中には各層準に凝灰岩がはさまれるが， 北海道南部あるいは東北裏目木地域 にみられるような著しい火山活動はない。栄層中部には安山岩質凝灰角蹴岩， 層灰岩 があって，よい鍵層となる。 またアベγ層中部にほ流紋岩質角税措があるが，これは 図幅地域の北東部にのみ存在する。その他アベツ層下部， 二風谷層，荷菜層中にも凝 灰質岩がみられる。 これらはいずれも薄く， 速J続性に乏しいが，いずれも酸性凝灰岩 で，大部分は石英安山岩質の火山活動によって生じたものらしい。 地質図および第1図，第 2図，第 3図に示したように， 木図幅地域における第三系 の地層区分は比較的連続性のある特徴的な岩相をもとにして行ったもので，岩相変化 の著しい当地域では， 岩中目のみから他地域の層序と対比することは困難なために， 新

しい地層名を用いた。多くの場合各j震の厳筏な境界を求めることは困難である。オ三図 幅地域に直接するか， あるいは重複する調査地域の既知j習序と，ヌド図隔地域のj雷序と の接続関係を第4表に示す。 呈且i 辺 宮 門 地 方 I品恥花井オ哩る ( I 9 S2) 第4表 第 三 系 層 序 関 係 表 一一←一一」旦i 年 取 北 部 1₁'_/，₂1._{0方1ヒ迩道地菅図} 石 井 正 品 1 ，-(I9 5 1) (19 54) 追 ノ¥ ;; 層 i竜 1'1 庭 振 芝 居

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栄 層 車 岡 崎 (19571 あ 菜 層 二 風 谷 庖 ア ベ ツ 層 栄層は慶能舞一賀張断層の西側および平取背斜の ~ijh部に分布し， j雷厚はチベシナイ 沢口附近で約500m，他の地域では500m以上と推定され，全般に北東方に向って著 しく厚さを増す傾向にある。 本層は当地域の第三系の最下部をなし， その下限は慶能舞ー賀張断層で断たれて不 明である。しかし東隣比字図樋地域内では本層と白聖系との聞にーポ整合が認められて いる註4)

。

木層は岩本目上，下から砂岩泥岩互層部， 砂岩部，泥 岩部に分けられる。 砂岩部から 泥岩部にかけて鋭灰角線岩が発達する。 討4) 5万介の1

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比宇」図慣:松野，山口.~.古閑(未発表)

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成 概念 図

砂岩泥岩互層部は灰色細粒砂岩と晴灰色 灰色のシルト岩，泥岩との互層からなり， 時に粘土をまじえ，厚さ数10cmの褐炭層数枚をはさむ。 砂岩には炭質物片，植物片 を含むことが多い。図幅i也妓内では慶能~-賀張断層に沿った， 断層の西側の部分に 僚かに分布するにすぎず，露出する地周は厚さ数10mと見積られるが，そのうち20 ~30m しか観察できない。 門別 )11支流オタツコブシュベ沢 (チ夕、ンナイ沢の向い側の 閣支沢)でみられる j雷序は第4図のようである。 この 砂岩泥岩互層部は慶能舞川， i皮恵川上流;~付近で陵能舞爽炭庖とよばれて 中 間 四敵 同 いる。この互層部は層序的に明らかに第三 割*.t;'o荊制ヤ京高(~日uum.t:> GLvcv.n.e/"w)

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47-， η 系に属するが互層部中の石炭が自彊系に近

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-細キ草主A)!異化石が少、、 団主シルト悼悶石川 粘土乙.!l-l，.砲物片ハンド) 犯粒乙川L椙粒砂) 相4粒初、名E物片~ 晶担粒神祖組品、 相 炭(45cm) 組組乙.JCト担柘酎 接して存在するため，従来函淵層群中の石 炭と誤認されることが多かった。そこで互 属中に含まれる褐炭および炭質物に富む氾 岩を花粉分析により検討した結果，掲炭中 カミらは Poly

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幻cOZtoro-spor.type TrzcoZtoro-polLtype (cf. fウssaceae) Zelkova type Ilex type Quercus type UZmus type 泥岩中からは 定時中粒砂 Os&ta..世 在 喜己中奪三役Y無化;;0 :."ルト粘土担比部費 担担，:，..Jしト揖粒砂キ直特片 組粒.;;¥'1長官拘据片 坦粒5ンルト 相 良(4(}-50clII) 1M;主〉ルト(1恥笠冊) 帯主従 (20cm) Inaterturo-pol.ltype (cf. POtulus) Quercus type 百14図 苦畳居下部五暦!F>(決炭層)柱状図 門別川市支涜オタツコプジユベ 沢 U/mus type Monocotyledoneae type A Monocotyledoneae type B が得られた。いずれからも Alnustypeのものはほとんどみられない。これらの産 出は木層準が第三系に属することを裏付けるものと恩われる。 (鑑定:徳永霊元) 砂岩部は層厚約150mで全般に暗灰色を呈し，風化すると灰膏 灰白色となる細粒 砂岩よりなるが，上部は砂賀、ンルト岩に富み，最上部は緑色斑点を含む粗粒砂岩討5)と 世5)一 般 にihr級石砂岩とよばれるものに相当する

18 なり，所により牒岩が発達する。細粒砂岩は主にかなり 円磨された石英粒に富む泥質 の砂岩で， しばしば酸化鉄質物でl彦結され， 貝化石を多量に含むときには炭酸石灰質 物でl毘結されていることがある。 時 に粘板岩，法質岩などの粗粒砂をまじえる。最上 部の粗粒砂岩は凝灰質で， 多くの場合風化して褐色を帯び脆弱になっているが， 新鮮 なものは緑色に変質したガラス質火山砂を多量含んでいる。時に著しく濃緑色を呈す るものもある。緑色の物質は明らかでない。第5表に示すように，この砂岩音防当らは 貝化石を多産する。貝化石は砂岩中に多数層をなし， また不規則に符集して産する。 砂岩部の最上部の粗粒砂治あたりから上位へ全般に火山砕屑岩質となり，黒色を皇 する両輝石安山岩質の凝灰角機岩をはさみ， 上位の泥岩部の基!ま附近でもっとも著し し多数の)雷灰岩が泥岩と互層している。この火山砕屑岩の多い帯ではしばしば層間 異常の現象が認められる。 火山砕屑物は泥岩部の上部程次第に減少する。 こLで続灰角操岩としたものの大部分は厚さ数mないし20m

f

立で1-3層認められ， 下位のものが一番顕著である。かなり陶汰をうけて堆積したものであるが， 鵡川，沙 流川間では火山角球岩状を呈するものがあれ また火山磯岩状となることがある。角 際は主に類質の火山岩塊と火山棋で， 亜角

i

燥が多い。 またしばしば硬化した

1

1

白岩塊を 混入する。基質は火山砂，火山灰質で，斜長石，輝石類の結品片を伴なうが，非火山砕 屑質の砂泥が混っていることもある。火山岩塊はほとんど両輝石安山岩に属するが， 鉱物j組成にかなりの差があり， 次にのべる層灰岩の賦存状態もあわせて考えると， お そらく幾度か熔岩流を伴なった火山噴出が繰返されたものであろう。 層灰岩は淡色のガラス質砂， 斜長石・輝石績の結晶片，火山灰からなり， 淡青灰色 を呈する泥質層灰岩， 暗色のガラス質砂に富み，暗灰色を呈する砂質層灰岩，類質， 阿賀の火山磁を含んだ層灰岩などが多く，個々には数cmから数mの厚さをもっ。ヨ1:: 火山砕暦質物とまじった層灰岩がみられ， また極々の鋲灰質岩を伴なっている。層灰 岩中の結晶片は中性 亜灰長石と紫蘇趨石・普通輝石などである。 木図幅地域内ではこの凝灰角機岩および層灰岩の多い帯は全域にわたって追跡する ことができ，よい鍵層となる。この火山砕暦岩帯は鵡川・沙流川市附近を中心として， これより東方および北方に向って次第に細粒となり，比字，穂別問図幅地域内では援 灰質の泥岩として認められる。 この火山砕屑岩が紅葉山附近のいわゆる紅葉山層中に みられる火山砕屑岩と岩質が類似していることは地層対比上興味深い問題であるが，

それがl噴出淵上ー訴えをなすものであるか否かは明らかでなし、。 泥岩部は厚さ 200~400m で暗灰色または黒色

i

尼岩からなり，塊状のものと，板状 硬質頁岩状のものとがある。 前 者は風化すると角片状に奇聞かく破砕する特徴があり， 一見l限内)習の泥岩に類似する。後者は二風谷j習中のいわゆる硬質頁岩と岩質が同じで ある。一般にj尼岩中には白色の浮石の砂粒や， ~'f長石，時に輝石類を含むのが特徴で， 他の層準の泥岩と区別する目安にすることができる。たピし， 図幅地域の南東部では 上位のアベヲj習に， 石英安山岩質であるがこれと外観の似た火山砕屑質の砂を含む沼 岩があって， まぎれ易い。泥岩部の下半部には前述のj雷灰岩や燦灰質砂浩を爽み，時 には荻灰質砂岩と泥岩が互層をつくる。 また下部にはしばしば直径30cm未満の泥灰 質団塊を含む。泥岩部の上部には僅かながら Sagaη!iesが産出する。 前述のように栄層は砂岩部に多種の貝化石を多量に含んでおり， 上部の泥湯部にも 時に若干の貝化石が認められる。第5表に貝化石の種類とその層準および産地を示す。 砂岩部の下部には Veneru

ρ

伐 Glycymerisなどの浅海陸種に， 繊度の高い汽水種で ある Ostreaをまじえた貝化石を産し，中部は浅い浅海接種， 上部はやL深い浅海棲 種を主としている。泥岩音防冶らはやL深い浅海接種が見出されている。 これらの貝化石種を時代指示， 地層対比の函からみると，栄

l

習の産出種は上下に複 雑な構成をもっている。すなわち砂岩部の下部・中部の産出種には本邦で中新世中期 のものとされている北海道の施ノ上動物群，東北日本の門ノ沢動物群と共通種が多く， 鮮新世.iJIiii新↑止の特徴種が含まれていなし、。 ところが砂岩部の上部には漸新世の紅葉 山動物群・悦内動物群また木州の浅貝動物群と共通な穫があり， 下部とは性絡の異な った組成をもっている。一方栄j雷全体について種名の明らかな種を腕内層，紅葉山層， 滝ノ上層の模式地附近での既知種と対応させると，それぞれに数種の共通種がある。 その上今まで幌内層，紅葉山居からは主に棲息域のやL深い種類が知られ，反対に滝ノ 上層からは浅い種類を産して，やL深い種煩がほとんど見出されていないという事情 を考慮すると，栄層が幌内，紅葉山， 滝ノ上の各層のいずれの古生物層準に該当するか は決め英f[い。しかし栄層の産出化石は浅い浅海接種に Anadaraamicula， Ost問。grav -itesta， Cyclina jatoni切 などの中新世の特徴種を含むこと，やL深い積に漸新世産と 共通の種を含むがこれらは漸新世の典型的な化石動物群の構成をもたないこと.木邦 ; 菊地の滞

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新世:ないし中新世下部によく産し， それ以上には未だ知られていない Yoldia

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栄j脅産 出 貝 化 石 F

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尼岩昔日 F C F C C F C F F F C F C F FCCF C R F F F F RFF F F C C F R F CCFCCA C C F C C F R F C C A F F 第5表 Nucu/ana cf.nidatotriensisOTUKA Acilasp. Saccellacf.congiensis(OTUKA) Portlandia thraciaeformis(STOR.) Yol的。 laudabilisYOKOYAMA Y. sobrtitaTAKEDA Y. (Cnesferut1叩)sp

Anadara amicula(YOKOY AMA)

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産地 pt出 祭 総別村祭附近 平:平取町アベツ附近 門 門別川山門別附近 政.彼窓川上流附近 ニオイ : 平取町ニオーイrt 気~Ij川市岸 A 多 C 普通 F:少 R 稀

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22 laudabi/is， Glycymerts c2sshuensis， Venericardia alzag，"uNemacardutm iωaluense， Splsu!a nagakoens2S， Macoma sejugata，刀trritellatokunagaiなどをj議することから，その地質 時代は中新￨止の初湖と考えるのが適当と思われる。

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2

ア ベ ツ 層 木層は栄層から整合滞

i

移する。岩相変化が著しいが，木層の下部および中部では南方 に磯岩が発達し，北方程粒度を減じて，砂岩泥岩互層またはシルト岩が栄層に接する。 層厚も南部から北部に向って次第に厚くなる。 しかし木層の上部では東方から西方に 向って粒度が粗くなり，地層も厚くなる。アベγ層の層厚は門別川沿で 1000m，栄東 方で1500m，アベツ沢上流で 1300m である。 全般に機岩，砂岩，

i

尼岩，シノレト岩およびそれらの互層からなり， 相互に上下，1

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U 方に移{じする。

i

採岩は細諜から大磯にわたるいろいろな粒度の機を含み，直径 20cmを越える巨

i

i

撲 をまじえるとともある。機は粘板岩，古期砂岩，珪質岩， 片岩などの緑色変成岩など からなり，:!!li角球と亜円磯で，基質も大体同質の砂，泥からなる。醗と基質の割合は 様々であるが，きわめて棋の多いものは少ない。全体に黒色がかった色を呈している。 木層最上部の磯岩には僅かながら片麻岩牒が認められる。 砂岩は機岩およびシルト岩に絞ベ量的に少なく， 多くの場合、ンルト岩または泥岩と 互層し，しばしば級化成層 (gradedbedding)を作っている。大部分は暗色を呈する 泥質砂岩で，主に粘板岩，珪質岩の粒からなり，時に輝石粒を認める。

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こ2木屑中部 には僅かながら石英粒を主とした塊状の砂岩が認められる。 泥岩およびシノレト岩は暗灰色を呈し， 薄い中 細粒砂岩をはさむ。塊状で紋密なも のと， 砂質でi旬汰の悪いものとがある。泥岩およひ¥ンノレト岩中には随所に Sagarites を廷する。本j雷上部のシルト岩には時に珪藻質なものがある。 砂岩泥岩互層は前記の砂岩とシJレト岩および掘岩の互層で，互層をなす単層の厚さ は数10cmから数IIIに至るものまで多様である。量的には砂岩に較ベシノレト岩およ び泥岩が卓越している。互層には級化成層 (graddedbedding)をなすものがある。 木屑の中部には分布の小さい流紋岩質角疎岩があり， 2， 3の場所でみられる。 賀 気 別川南岸，

A

芸能舞ー賀張断層の西方約1.2kmの地点では繰岩中に介在し， その上下

の機岩中には多量の流紋岩機が含まれている討)。同様の露頭はルイカナイ沢の中流 にもみられ， ほど同層準のものと思われる。また木層の下部および上部はところによ って凝灰質で，数cmないし 20-30cmの泥質や砂質の白色凝灰岩をはさむ場合もあ る。いずれも酸性凝灰岩である。 木!習には貝化石が少なく， 青口元t:の石英粒を主とした沈状砂岩中に次のものを認めた にすぎない。 Nuculana sp. Limopsis sp. Cardl

ω

伺 sp. Pano

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e sp. Pectinidae破片

また二風谷南方，沙流川東岸では ，Cyclammina ja

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onzcaASANO， HaPlo

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sp.などの有孔虫化石を産した。 木!習は岩粍

l

上いわゆる川端居に煩似し，勇払泊聞の振老層に ほY相当するものと思 われる。

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二 風 谷 層 ぴらとり 木層は硬質頁岩を主とする地j雷で，アベγ層から漸移している。 平取断層の北東部 と南西部に分れて分布し，北東部では)雷厚1300m以上でその上限が不明であり， 南 西部では層厚1100m以上でその下限が不明である。 両域の二風谷層の層序がそれぞ れ重複するものか否かは，明瞭な鍵周がないために明らかでない。 硬質頁岩は木層の全体に発達するものではなく，操岩の発達が著しいために， 上部 と下部に限られる。しかもこの硬質頁岩は南部に厚いが，北部では次第に務くなって， 砂岩， ~尼岩互層および磯岩に移化する。 硬質頁岩は陪灰色を呈し堅硯で， 風化すると 灰白色となり， 角片状または板状に剥

i

雛する。粒度は粘土分に富み，少量のシルト分 をまじえるものから，かなりシルト分が多くなり， 石英と少量の斜長石の微細砂，粗 いシルト粒を含むものまである。 また特徴ある赤褐色ないし鉄銃色を皐し，細粒砂岩 またはシルト岩の蒋層をはさんで，顕著な板状互層をなすことがある。 硯質頁岩中に 註6) このil!;出状態は紅葉山，沌ノ上附近の流ノ上層のtiil.忌際岩と似て「るが，暦準の提向{立論じ難r

24 は時に炭質物が多く含まれていることがある。 本j雪中の磯岩はアベツ

l

雪中の磯岩とほとんど同じ構成物からなるが，僅かに片麻岩 離を含む。牒種は多い方から粘板岩，古期砂岩，片岩，珪質岩，片麻岩のIJ民となり， 細磯より大磯王寺に巨機がある。磁の形は殆んど亜同機.iIli角磯で時に可成り円磯を混 ずることがある。基質は繰と同質の砂

i

尼で磯と基質の割合はいろいろであるが時に基 質の量が少い淘汰のよい磯岩を認める。 機宕はしばしば砂岩， シノレト岩，硬質頁岩などと互層する。 この互層は牒質岩から 泥質岩までの粒度変化をもっ互層で，厚さ数mないし10 m余の単位で大きなサイク ルを示し， その聞で磯岩と砂岩， 砂岩とj尼岩などが小単位で互j脅している形をもって いる註7)(第5図。)互層はしばしば著しい斜交層理を生じて， 一見不整合状の異常な堆 Om 第5図 二風谷!罫上郊の際岩砂;t.t R岩互暦(祭南方鉄道線路治露顕) Nuculana sp. Succellasp. Portlandia(Y oldiella) sp. Pimωsp. 積現象が各所でみうけられる。また級化成層(graded b巴dding)をなす場合も多し、。 珪藻質、ンルト岩は木層中の互層中および図幅地域 の南東隅， 波 恵}IIの東岸に僅かにみられる。全般に 暗灰色を呈し， シルト分に富み，風化すると軟弱と なる。 平取断層の北東部， 看々沢

1

付近にみられる木層中 の繰岩は，l~1別機岩あるいは鵡川操岩層と同時期の ものとし， 滝川!雷に対比されて下位層と不整合関係 にあると考えられていたが，全く整合である註8)。 木!冨中の貝化石は 全 般 に 少 な し 下部の破質頁岩 中から “ Palliolum

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eckhumi (GABB) " Pillucina cf. nisataiensisOTUKA Pellt!oma besshoensis(YOKOYAMA)

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H) この亙躍の状態、はヤわゆる川端居の瓦層とよく似て?ろ 討8)石井;w，、裕・正谷清もこの整合関係を認出ている

Conchocelesp. Fulgoraria sp. Neptunea sp. などを産する。 またこ風谷附近から荷菜附-近まで沙流川沿いの地域で.木屑から次の有孔虫化石を 得た。 Ammodiscus zitcertusd'ORBIGNY Bathysiphon sp. Bulimina sp. Cassiduli切asp. Cyc1ammzita japonicaASANO Ha

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lophragmoidesspp. Martinottiellacommunis (cl'ORBIGNY) Reo

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hax sp. Trochammina sp. (鑑定:浅野清) Sagaritesは本層中にとくに多い。 以上の岩質的特徴および古生物的資料から，二風谷層が稚内(加茂川)層に対比され ることはほ工間違いないものと思われる。また振老油田の軽舞層も木層に 対比されよ う。た r木屑がl.300mを超える厚層であること;..，岩相変化が激しく，かつ粗粒物 質の多いことなどから，今後なお堆積状態を考慮しながら他地域との対比を詳細に検 討する必要がある。

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j習は珪藻質ジルト岩および細粒砂岩を主とする地層で， 平 取 断層の南西械に分布 する。木層の下限は平取附近では二風谷層の硬質頁岩と明瞭に区別されるが， 栄の南 西方では硬質頁岩と珪藻質、ンノレト岩の聞に砂提， シノレト岩，磯岩互!習が発達し， 二風 谷)習とilll1i移的となる。木j雷の厚さは約 1800mが認められ，上限は見られない。 木!習は一般に下部に珪藻質、ンノレト岩が， 中部に細粒砂岩が， 上部に粗粒砂岩および 細粒磯岩が多いが， これらの関係は必ずしもよ下関係にあるのではなく， ところによ っては相互に移化している。下部と中部とを含めた厚さは地域による変化が少なく，

26 約 1，300mで 上 部 の 厚 さ は 約 500mであるo また下部の上半から中部の下方にか けて磯患がレンズ状に著しく発達する。栄の東方では木j曹の下音1'>に僅かではあるが硬 質頁岩が発達しているo 珪藻質ジルト岩は1膚灰色塊状で， ジルト分に富み，粘土分が少なく，硬化の弱い岩 石である。珪藻，放散虫類の遺骸に富み，時には著しく珪藻質である。石英，長石， 雲母の微細砂片をまじえる。また全般に鋭灰質で，浮石粒を含むことが多い。風化す ると黄白色を呈し，軟弱となり，!汲7k'j生が強い。しばしば中 細粒砂岩をはさんで互 層となる。互層を作る砂岩は粘板岩などの岩石粒と石英粒その他を含み，泥質で;bる。 全般に Sagari加 を豊富に産する。 珪藻賀、ンルト岩中にはしばしば淡褐色ないし淡灰色の硬質の泥質岩層や， 同様な団 塊の帯がある。この層は多くは厚さ 20-30cm，時に 50cmであり， 必ずしも連続せ ず，数lTIないし 10m弱で尖滅することが多し、。団塊は扇平球状で，直径10-30cm， 周理に沿って配列している。これらは周辺のシルト岩より粒度が細かく， 粘土質物に 富んでいて， 僅かに細砂 粗粒シルト大の石英，長石， 黒 雲母片や，珪藻，放散虫の 破片などをまじえる。産状を考慮するとこれらの大半は火山灰起源の粘土質物によっ て形成されたものと考えられる。 また珪藻質粗粒シルト岩中には時に小さい鉄質の団塊が含まれている。この団塊は

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尼質粒度の菱鉄鉱などからなるものと思われる。暗灰色の鉄質物を主体とした，直径 1-3cm位の不規則な球状ないし不規則な紡錘状の団塊で， 厚さ数mの帯の内で

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致 点、状ないしー列に配列して含まれている。この帯の中には貝化石はないが， 2-3m 上位から Palliolum

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c/，hamzがみいだされる。団塊は新鮮な場合固く徽併で，その周 囲も鉄質妙Jを含み硬化している。風化すると酸化して渇色となり， 周囲は硫化物を生 じて黄色を呈する。 細粒砂岩は比較的塊状で暗青色を呈するが，風化すると黄褐色を呈し，軟弱となる。 一般に石英に富み，長石， 黒雲母などを含む。砂粒はやL円

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きをうけ，酸化鉄質物お よび泥質物で腹結されている。国結の程度は低い。下，中部を占める機岩は寺田磯岩か ら大，巨繰岩まであり，アベ Y周，ニ風谷層の磯岩に較べて全般に粒度が粗く，直径が 20-30cm以上の磁を含む機尉も多い， ~裂の形は亜円繰，

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宅磁を主とするが しばし ば円磯に富む。 また機密も粘板岩，古矧砂岩，片岩，珪質告を伴なうか， 片麻岩が全長

量となり， 花 尚岩もかなり含んで，下位の地震lの磯岩と組成が変っている。基質は

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、 泥からなるが， しばしば粗粒の石英砂に富む場合があり，酸化鉄質物が

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彦結物となる ことも多い。繰岩中には炭質物がよく含まれている。機岩はしばしば斜交層理を呈す る。 斜交隠理の規模の大きなものは，厚さ10mにおよぶ地層が上位層と斜交してい て，一見著しい不整合を恩わせるが，時間的間際はほとんどない。 栄の西方および春日の北方には砂岩，シルト岩，際岩の互層が発達する (第6図。) 第6図荷~厄中の砂岩諜 岩ジルト岩五暦(春日It方) 砂岩は細 中粒で比較的軟弱である。シルト岩には珪藻 質のものと，そうでないものとがある。春日の北方では この互層中に泊徴が多い。 荷菜層の上部は当地域の第三系の最上部を占めるもの で，主として粗粒砂岩および細粒際岩からなり，時に細 粒砂岩をはさむ。上限は不明で，上部の認められる厚さ は約500mである。 際岩，粗粒砂岩では小~大勝~~土下， 中部の繰種と大差ないが，細機は大部分が手掛反岩などの ï~Î矧水成岩類からなっていて， 全体に片麻岩，花尚岩の 種類が減じている。基質は，泥砂質物と酸化鉄質物から なり，石英砂は少ない。 磁の円賂度は亜円機 円磁の程 度である。繰岩，粗粒砂岩と互層する細粒砂岩はこれら と類質の泥質砂岩 で あるが，時に石英に富む 砂岩屈も ある。この磯岩，砂岩層もしばしば厚さ数m程度で著し い斜交麿理をなしている。 細粒際岩中には炭質物が多く，しばしば化石樹皮を含 む。全般に大型の斜交層理が著しい。 荷菜層中の貝化石は下部の珪藻質シルト岩および中部の細粒砂岩中から見出される。 珪藻賀、ンノレト岩中からは所々で散在した貝化石を産し，諸地のものをあわせると次の ものがある。 Solemya toli耐nagaiYOKOY AMA Acila(s.s.) sp. Nuculana sp.

28 第7図 荷飛躍上部:のtel交層理のo

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，紫雲古ilt西方 (地躍は 大際 市1[際岩・荊H際賞粗粒砂岩・中 調げ宣砂岩よりなる) Portlandia thraciaeformis(STOR.) P.(Yol必'，ella)sp. Yoldia(s.s)sp. Yoldia(Kalayoldia) sp.

" Palliわlumρecl

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hami(GABB) "

Ccnchocele niρρo四cus(YABE & NOMURAI

C.sp. Lucinoma sp. Macoma sp. Phaxusi:zumoensis(YOKOYAMA

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Perztlomasp. また細粒砂岩中には次のような貝化石が所によって特集して多産する。 Aα，7adivaricata(HINDS) Portlandia thraciaeformis(STOR.) Y oldia(Kalayoldia) sp.

Cω~chocele nψρo四icus(YABE & NOMURA)

Lucinoma sp.

本図幅地域内では見出されなかったが，南隣門別図隔註9)では，木層中下部の層準か らFortttectentakahashu'・の産出がしられている。木腐上音防込らは貝イヒ石を見出してい ない。鵡川西岸地域では珪藻質シルト岩中には有孔虫化石はほとんどみられない。 荷菜層がいわゆる追分， 滝 川両階にまたがることはその岩質および化石内容から明 らかであるが，追分， 滝川両層の境界を厳需に当地域で求めることはできない。 第6表註11)に示すように，従来勇払泊聞を中心とすろ新第三系上部の対比に若干見解 第 6 表 大村 一

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長 尾 巧 ￨竹 原 平 ￨ 根 本 寸 一 (1928) ₍₁₉₃₉

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千 谷 ₍₁₉₃₀₎

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_7]< 口(1942)

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(1949) (1930) 乱時)11 前別!深岩 鵡 川 前 別 居 鵡川1喋岩層 鵡川蛮岩 追 蛮岩 鵡川蛮岩(J胃)

一

追

…

~~ 追(栗山際岩) 蛮岩層 追上部追分間 (萌別際岩層) 分 分 疏別居 統期別居 商別砂質頁岩 分 追分層 繭別層 分 耳目別居 統 統 用下部追分層 ' 1盗舞層 軽舞層 軽舞硬質頁岩 加茂川層 iliE舞層 経 舞 層 の相違があり，地!雷名の変遷も複雑である。当地域では鵡)11機岩層と前別居の聞に不整 合 は な く ， 第6表 中，大村，渡辺，竹原らが示したj雷序のように下位周から上位閤ま で整合漸移の関係にある。しかし鵡川蛮岩(層)と疏別層との関係は上下関係ではなく， 同時具相の関係にある。すなわち鵡川蜜岩(層)は木図幅地域中，芭呂沢附近に広〈発 達するが， これを南東方に追跡すると， 荷菜層の細粒砂岩あるいは珪藻質、ンノレト岩に 移化する。したがって木図隔地域ではこれらの鵡川蛮岩(層)と萌 別層を一括して荷菜 J雷とした註10)。

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破 砕 岩 お よ び 蛇 紋 岩 お か 仙 破砕岩は額平川南岸に幅約500m，長さ約2，500m の大きさでアベツ居中に南北に 討9) 5万介のl地質図隅「門別」および同訟明書，山口究ー(朱発表) e rno) "!f売らは由、って荷菜躍の上位に宮川l百をもうけた(地質学雑誌Vol.63， No. 742， p. 424， 1957)

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"j:t.j隣門別図柄(山口昇一)の調査結果昔ら、，宮川暦とイ:liJ!R尽も---t{H側方に移{じすることが明らかと なったので，宮川暦の名称を抹f肯l-，木文ではこれを前菜層の上部に合出.荷菜暦の定援を拡張した。 註11)地層名辞典， P 625.佐々依維の原図による1955.

30 伸びて分布している。これは主として珪化作用をうけた黒色堅硬な粘板岩からなり， 一部チャートや輝緑岩を含んだ角牒岩状を呈する。粘板岩には石英脈が発達している。 全般に著しく破砕されていて， 粘土イ色し易く， 地形的にも周囲の第三系より穏11院で明 瞭に区別される。この破砕岩は一見全く古期岩類の機相を呈するが， 第三系との聞に はっきり

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た断層関係は認められず，周閤の第三系の走向， 傾 斜がこのために特に乱 された様子もなし、。またこの破砕靖の分布地域中にも変質したアベツ層の砂岩や機岩 が見られる。 この破砕岩の分布方向は第三系の走向にほY一致し， これを南に追跡するとアベツ 沢上流では既に消失するが， 転石にその大塊があり， さらに南方の波恵川上流ベシケ ヤラ沢口にも転石が認められる。 これらの地点を結ぶ線は， アベγ層の分布方向に傑 かに

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交しているが，第三系の構造自体には影響を与えていない。 この破砕岩の生成機構については，第三系自体が破砕され変質したとする考え方， 第三系の基盤をなす岩塊が何らかの機構で第三系中に2次的にとりこまれたとする考 え方， また古くから考えられているように一種のクリヅベとする考え方などがとり上 げられる。木調査のみでははっきりしたことはわからないが，石狩炭田地域の地質

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造の一般的性祐を考慮し， さらに後に述べるような慶能舞ー賀張断層の椴

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与を考えあ わせて，一応クリ ッベで残存したものとしておく。 木図l隔地域の北東部， 白翌系と第三系とを境する鹿能~一賀張降rrJ習を東限とし， こ れから西方へ約2.5kmの幅をもって南北にのびる地幣では， 地層が直立したり逆転 したりしており， 南北性の小断層が多し、。 これは東方からの側圧によって生じた慶能 舞 賀 張 断層の生成に関連した援乱帯と考えられる (地質総造の項で詳記。)前述の破 砕岩はこの援苦L帯の西縁部に位置している。 f誕百L時中には蛇紋岩および撒撹岩の転石が非常に多い。 いずれも直径1~2m の堅 硬な大塊である。 ニオイ音F>落の南西方， 額平川南岸の栄!習中のー露頭で， 直立した獄灰質、ンルト岩中 に幅数10cm ないし 1m，長さ2~数 m の蛇紋岩が 2 ， 3あって， その1つでは一見 貫入しているような現象がみられる f第8図)。接触部では蛇紋岩がシルト岩中に脈状 に入りこみ， 周辺のジルト岩は僅かながら硬化している。蛇放岩間借緑色ないし黒色 を呈し，粘土化した部分と堅硬な部分があり， ところによって樹脂状光沢を呈する。

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粘土イヒした蛇紋岩

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川 叫 ん 川 NWf _JSE 第8図 蛇 紋 岩 の 露 頭 このような産状をなす蛇紋岩が，転石にみられる蛇 紋岩と同じものであるか否かは わからない。前述の破砕岩がクリヅベによるものと考えるならば， 転石にみられる多 数の蛇紋岩は破砕岩に伴って存在していたものとみなすことができるが，貫入状の蛇 紋岩の説明は困郊

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である。いずれにしても前述の破砕岩および蛇 紋岩の生成機絡に関 してはなお検討の余地があり， 今後に残された問題で、ある。

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第 四 系

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段 丘 お よ び そ の堆 積物 図*高地域の北部では山地が満壮年期の島市仔をうけているが，山頂， 山稜の高度に幾 分の定高性があるので，侵食

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に強い牒岩層の山被などを手がかりにして侵蝕量を考慮 し， あわせて谷系の発達を観察すると， 海岸段丘らしい3つの原平坦面が求められ， おのおのの旧汀線を不確実ながらj住定することができる。沙流川と門男1])11の問の山地 で侵蝕に強い磯岩j震の山稜を手がかりにすると，

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梨高180-200m， 220-260 m， 310~ 340mを示す原平坦面が階段状に存在したことが想定される。 このうち180-200m