5
高 分 の
1
地 質 図
I
I
J
j
説 明 書
幾 春 別 岳
(札幌-第
1
5
号)
工業技術院地質調査所 通商産業技官 士口 1 Z4 I 両 同 神 戸 信 和 北海 道 開 発 庁 昭和30年自 主た 緒 言 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 一 ・ ・ ・1 1. 地 形-・・一一一...一一一いいい い い いー・・・・・・・・一一一一一 一 一.2 11. 地 質・・・・・・・・・・・・いいいいいいい・・ー・・・・いいいいいい・-一一一一一.3 II. 1 概 説・・・・・・・・・... •... ....・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・3 II.2 各 説・・・.，...•.. ...•.... ...・ ・・・・ー・・一一....5 II.2. 1 {朱羅 白!JiI系・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・-・・・・・・・・・5 II.2. 1. 1 ~知層群・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ ・・一一一 一 一一..5 II.2.2 白 歪 系・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・8 11. 2.2. 1 下 部 蝦夷 層 群・ ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ ・・・・・・・・・・8 II. 2.2. 2 中 部 蝦 夷 層 群・・・・ ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・12 II.2. 2.3 上 部 蝦夷 層 群・・・・・・・・・・・...20 II.2.2. 4 画出IJ欝 群・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・25 II. 2.3 古 第三系・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・25 11.2. 3. 1 石 狩 層 群・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・25 11.2. 3. 2 11兎 内 問・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ ....・・・ ・一一一 ・-・-・..26 II.2.4 第四系・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・26 1I.3 地質
1
1
与造・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・...，...・...26 III. 応 用 地 質・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・27 文 献・・・・・・・・・・・・...•... ・… ・ ・… … … … . . . … …27 Resume Cin English)・・・・・・・・ ...•.•...• ... ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・11
長万分の品地質図星幾春別岳 (~{I院
一
第 15 号)
工業技術院地質調査所 通商産業技官 吉 間 情 同 神 戸 信 和1
者 同 木図幅は北海道開発庁の委託によって作製されたものである。野外調査には昭和26 年， 27年および28年の夏季を費し， 26年においては主として図幅の西域を占める三 笠111J地内を神戸が， 27年においては図幅の北東援を占める芦別市地内を吉田・有11戸が， 28年においては図幅の東南域を占める夕張市地内を吉岡・神戸が，さらに芦別市地内 の惣芦別JII流域を吉田が， 三笠IUJ地内の幾春別川上流地域を神戸が， それぞれ分担な いし共同調査した。室内作業は工業技術院地質調査所において行われ，吉国の援助の もとに主に神戸が担当した。 図幅の東部に分布する空知層若手および下部蝦夷層群の記述および図表， ならびに中 部蝦夷層群の一部の記述は，北海道地下資源調査所嘱託橋木亘博士の調査研究結果に もとづくものであり， かっこの部分から産出した化石の鑑定は東北大学工学部教授江 口元起博士ならびに埼玉大学教授遠藤隆次博士に負う所が大きい。 図幅の南西部に分布する幌内層の記述は， 北海道地下資源調査所長尾捨一技師の調 査研究結果にもとづくものである。 木図幅は古く東北大学名誉教授矢部長克博士によって研究されて以来著名な数落別 川流域の白彊系を包括する。図幅内務春別川流域および芦別川流域の一部の調査およ び資料について九州大学救援松木達郎博士・同大学助手藤井浩二氏・住友石炭鉱業株 式会社斎藤林次博士・元北海道大学助教援i深田淳夫氏に負う所が大である。 本図幅調査事業の遂行にあたり， 札幌営林局・岩見沢営林署・上芦別営林署，・大夕 張営林署の協力を得た。 なお， ヌド調査には米軍から貸与された空中写真を利用することができた。2 本図幅調査は地理調査所発行の5万分の1地形図 「幾春別岳」にもとずき実施され たが， 主主中写真ならびに営林署の2万分の1地形図を参考にしかっすべてにルート マップを作製し地質調査を行った。なかんす'く，惣芦別川上流における地形は5万分 の1地形図と著しく異なるため， 空中写真なら、びに営林与野の地形図を参照して一部訂 正しである。 1 . 地 形 木図幅地域は夕張山!lI~西部に位置し， 襟高700-1，OOOm 内外の諸峰を有し， 北西 部においては境山(849.6m)および奔別岳 (798m)，北東部においては嵯山(l，072m) および礼振峰(l，049.8m)，南東部においては幾春別岳 (l，062.8m)が主l峰で‘ある。 夕張山脈の主峰附近はさ芝生日層群に属する緑色岩l高等の硬い岩石から1'11;成されてい て，著しく急峻であり， 川筋の到る処に犬小の流を生じている。その西方にあるオル ピトリナ石灰岩の分布する部分は嵯山および礼振l峰を連らねて一連峰を形成し， 航空 写真上あるいは地形図上に急峻な崖として認められる。 また幾春別岳を含んで、南北に 延長して分布する佐久層，および図幅北西部の一部を占めて分布する三笠!Ili!雷群は， ともにや与堅硬な砂岩を主要構成岩石としているので， 顕著な稜線を形成する傾向が ある。その他の図隔の大昔F>分，とくに中央部に広域を占めて分布する汲泥岩ないし泥 岩を主とする部l地岩石から構成される部分は， 概して低い地形を呈し，幾春別川およ び芦別川の2犬主流によって広く開析されている。 木地域内を流れる河川には地域南西部を流域とし， 空知君1;三笠町地内を四万に流れ る幾春別川があり，その水量はかなり豊かであるが， 近年北海道開発局により幾春別 芦別川河川綜合開発事業仰が計画され，幾春別国有林農場西方に躍堤が設置され，こ れより熊追沢入口附近に至る聞が湖水となる予定である。;極堤地として予定された地 点には三笠亜層群の上部胞が分布し， 地j習はJIIの流れとは逆の傾斜をなし， !1;主堤の設 置に好適地を提供している。地域の北西部三笠町北部には奔耳目JIIがあり下流は幾春別 川にそiぎ，水量は少ない。本地域中最大の水量を有する河Jllft芦別川でらって，夕 張山j派の主脈にその源を発し， 初め西方に， 地域中央部に至って北方に流れる。 芦別川中流地域には北海道開発局によって堰堤設置の計画的がある。芦別J11の支流
3 には惣芦別)11・キムシ芦別川および惣顔 真布川がある。惣芦別川・芦別)11の上流では 谷が深〈地形は険峻である。地域南東部においては主夕張川の上流が流れ，その水量 および規模は芦別川につぐものである。 図i隔地内の交通は極めて不便 であるので， 調査中知ることができた交通路を以下に 記して参考資料とする。 地域内の交通は営林与野において設けられて い る 林 用 軌道および林道によるのが似手]1 であるo林)'f4i机道は幾春別川流域においては，木流筋において岩見沢営体署幾春別事 業所地点より左!投沢の合流地点に至るまで， さらに左股沢および上ーノ沢においても 設けられている。芦別川流域においては，隣接上芦別図幅地内の上芦別営林選所在地 点、より幾春別岳北方に至る聞に設けられている(昭和 28 年現在)。 なお:!l~堤則自動車 道路が幾春別市街より幾春別国有林 農場附近まで設けられている(昭和 28年現在)。 林道は幾春別川流域・奔別川流域・芦別川流域および主夕張川流域を初めとして， 各河川流域に設けられている。
1
1.地 質 II. 1概 説 木図幅の東方と南方に隣接する地域は， 石狩炭出第三系の分布する処であって， こ れ に 対 し て は明治初期より B.S. Lymant)・神保小虎4)・矢部長克!G)・今井半次 郎11)，12)，13，)17)をはじめ，近時においては多くの学 者'3)，48)，4D)，"0)，町，fi4)等による研究が ある。 し か し 図 幅 内 の 第三系は南西隅に腕内層が， また北西~Ijj に石狩層群が僅かに分布 するのみである。 第三系の下位には木地域の犬部分を占め::s保羅系および白墨系が分布する。北f!N>Fl¥l め第三系すなわち石狩層群と白星系との関係については，今:Jt半 次自[¥J2)は傾斜不整合 であると述べており，その後も多くの研究者川，5-1)，;')1)，62)がこれを認めているo南西隅4 の第三系すなわち幌内層と白望系2この関係はj往し被せ断層である。 図隔地内の伐と羅系および白翠系の分布する地域に関しては， 地理的条件が悪いこと と鉱産資源に乏しいために，調査ならびに研究は極めて少ない。 し か し 白 翠 系 は 化 石を多産することで著名であって，幾春別川流域については矢部長克のρ，8)，]5，16)，19)• 斎藤林次:?7).長尾PP7)•松本達自1\27?8)・深田淳夫57)，刊〉等，主夕張川上流については松 本達自[¥38)，また図幅北東隅については橋本豆町のそれぞれ調査・研究があり，なかん ずく，矢部による幾春別川流城の白霊系の調査・研究は， この地方の層序学的・古生 物学的研究の基礎をうちたてたものである。 木地域に分布する地質は下位より空知層群・下部蝦夷層群註1).中部蝦夷層群・土 部 蝦夷層群・￨函JiHI層群・石狩層若手・腕内層および沖積層に分かたれる。 空知地方の白翠系および第三系の構造の1つの根幹を形成しているいわゆる空知背 斜叫は，木図隔の北西部にその一部が現ゎ:れ ENE-WSW~こ走っている。その n4h部 には中部蝦夷層群主部層が，その両翼には三笠亜層群が分布する。 三笠亜層若手の上位 には整合に上部蝦夷層群が重なり，図幅中央部に広域を占めて分布しているO 同!雷群 はほ>:'N-Sの一般走向をもって波状簡曲構造をとりながら芦別川東方におよんで分 布 し 幾 審 別 岳 西 方 約3kmのところを南北に走る大街上断層以東では， 逆転した夜 瓦構造を呈するに至る。 この東方には中部蝦夷層群の上部である佐久層，次いで中部 蝦夷層群の主部層が分布する。 さらに東方にはオルビトリナ石灰岩を含む下部蝦夷層 群がN-S方向に狭長な地帯をなして分布し この附近より地形はいよいよ急峻にな り次いで空知層群が分布する。空知層群は隣接山部図隔地内において，広大な地撲を 占めている。図幅萌西部昨おいては，上部自主夷層群の上位に極I~#!J霞群が街上(推定)し て分布する。 木地域内には火成岩治は全く分布していなし、。 地域内における大局的な構造は空知背斜，図隔北東隅より熊追沢附近に向う断層， 設 1) 従来矢部の，8)，15)，16)，19)により上・下の*.i石層群および三角貝砂岩の名F躍が用いられてきた部分である カ¥最託松本達郎46)は菊石尽かかわりに蝦¥li思mを，三角貝砂岩のかわちに三笠砂砦暦あるいは三笠亜 庖訴を提唱し，きちに内容につ?ても修正 Lてrる。さらに橋本亘59)，66)はド・中・土剖叩呂¥li層鮮に幽淵 府1砕を加えたものを改申て富良野層・中川暦・1iI:河府・曲淵暦および根室尽とG，これらを総括した蝦¥li 1寄併を提唱してV る。
/
5 および図幅中央部を南北に走る大筒上断層により形成されている。 各地層群は岩相の変化に富む。 そ の 著しい例は隣接上芦別図幅地内において特徴的 に分布する上部蝦夷層群中部の月見層が， 木図幡北端にだけ分布し南部にはおよんで いないこと，上部蝦夷層群下部層の索中目が， 幾春別川流主主とキムγ芦別川とではかな り相違すること， 地域西部に認められる三笠彊層若手と同期の粗粒堆積物が東部には認 められず，多少時代的にすIしい佐久層に見られることなどである。 最も広域を占めて分布する上部蝦夷層群は，一様に泥質岩より構成され， わずかに 砂岩.~凝灰岩を挟有するのみで， 鍵層に乏しく， したがってその構造を解明すること は容易ではない。 しかしながら，木層群は化石を多産し そ れ は多くの場合大小様々 の石灰質団塊中にみいだされ， とくに幾春別川流域は多くの地質・
2
了生物学者の訪ね るところである。 11. 2. 1 保雑 白璽系 11.2.1.1 空知層群註2) 11.2 各 説 木地域の主主知層群はその上部を形成する主夕張l
雷(橋木亘による)註3)に相当する部 分であって，地域の南東隅において狭い地帯に分布しており，東隣の山部図幅59)およ び南隣の大夕張図幅内註4)に連なっている。 設2)空知Jtj!1拝に針しては従来「ろ「ろの[1手摺があった。 1935 奈江川チャート層拡』こぴ芦別岳期総凝灰岩厚相t木亙2~) 1940湖I級探主正法眉大立目謙一郎31) 1942~3 )1l.1HJ尽 松 本 達 郎38) 1943空知沼1梓 佐 々 保 雄・淡 正kl1・他39) 1952空知!統 橋本][，)5) 1953空 知 躍 れ 橋 本 豆5')) 1933 m虹11富 市 松 本 逮 郎56) 195.1空 知 層 群 松 本 達 郎61) 註3) 1935奈江川!チャート暦 締 本 亘23) 1942~3 Ot~Oz 松本淫郎38) 1953， 上部1m知層1昨 (Sr4~S四) 橋 本亘59) 1953主 夕 張 思 佐 々 保tit・橋 本 豆・他6.，) 註4)長厄徐ー・'J、山内照・酒匂俊純.大タ ~Rj司f師，来毅表6 地時;費五五動金:えび火!i'i.m動 地'"変動 古包 3仮 表 耐震1附11 1 主存 地慣が総 d訓三探 内トナ 4 鋭 信 初 回a R 一 抗 三 系 上部四 上 初 般 市 内 刑 務 雌し制ぜ断附 V 上古都府 上 市 鮫 宛 出 m M 静 次分現a J詔似引時刷11 満 州 統 上部自議米 自 下部陪J 佐 久 嗣 中指鮫 m n m m 下罰則 上古3柄 '1" t.Ti~ 下邸時t
s
占日
1
1
宅 製E12 罪 I~
下'U.tl ギ M 3 油 、 1 タ統 !t! ヨw砲 '1"~~f}!1t 淘繰り貨当i}石の這入 苅峰際対ト砂治則 筑間妙，}'}};;奇 語 紙 切 岱知.~都 下務仙 m w m M a w 土 "例 下宮$切 将 統 ;f(!I1f皮 肉 知 統 下部自問主 F F 免 保 雄 系 鯛状石灰岩中に稀にlI\U:f/jtJや?ltl~虫却化石の破片を 地域内では放散虫追骸のほかには， しかし隣接山部図幅内において みいだす程度で， 地質年代判定に資するものはない。 したがって木層群上部は保線紀あるいは t土保提 白霊紀を示す石灰藻を産しており， 多少白星邸己に跨るものと解されている23)38)均的。 自重系の宮間砂岩間の下位に引続く処 から上流で，木流の沌の下流の経質岩層との境(山部図幅内)50)までとする。 木庭jの上限は図幅sI:[縁中央部の礼振山のWIsW，芦別川上流に見られ， 主夕張屈の摸式地は主夕張川上流において， これから南方 へ主夕張川上流に亘って分布する。下限は本図幅内には見られない。 主夕波川筋においてはほとんど完全な全層露出が見られ，松本達自1138)により下位か らOt-Oz層までに分J習されており， 全層厚1，185m以上と測定された。7 Ot J脅は~状，灰白色に風化(多少栴寅褐色)する帯青灰色の粗~中粒砂岩の厚屑ij か ら成り，処々に縞物片から成る縞を示しまた黒色I頁岩を介在する。酸性連発灰質部も見 られる。下限は隣接山部図幅の主夕張川方面では，下位の山部!雷註5)と整合するν 厚 さは200m以上と見積られる。 OuJ習は主として珪質凝灰岩で， 赤色や緑色を呈し， 山部図幅内59)においては枕状熔岩を伴なうことが知られている。厚さは35m内外 で もある。 Ov屈は小豆色チャートを主とし緑色のチャートや時に磁砂岩をも混える。 厚さは200mである。 Ow!J習は安山岩質硬砂岩からなり， 甚だ特徴のある部層で厚さ は100mである。 Ox層は緑色や白色を呈，し
W
板状の明瞭な!雷理ーを示すチャートを 主とし，情緑色安山岩質孤!砂岩・珪'F1:砂岩を伴なう。厚さ230mである。OyJ琵はI腎 緑色安山岩'Ji'J:磁!砂岩で70mに達し，時に鯛状石灰岩を挟有する。 Oz屈は主として黒 色頁岩からなり，珪質頁岩・チャート ・細粒砂岩等も含み， 明瞭な薄板状層却を呈す る。層厚は350 mに達する。 芦別川木流の露出は主夕張川筋に比してかなり劣っているが，大局的には以上の特 徴は良く見られる。ほピ同様な岩相分演が 可 能であるが， 露11¥の不良の故もあって Oy)習のj震主将が不確実のために， Ox周・Oy屈にOz層の一部を加えて一部層として 取扱った方が良く，したがって山部図隔においてはSrs59)として一括されてある。こ の SrBのなかほどから上部が本図幅内には見られる。芦別川支流の上流昔前乙は転石か ら見て，これより下の層準も出現する模燥であるが，十分確かめられていない。 地層全般の走向は NO-200Eで，傾斜は800Eで垂直に近ずくことがしばしばあ り，かつ西方に傾斜していることもある。 主夕張層は下部と上部に陵地からの供給物が多く，中央部下部は火山被のものに宮 み，その上部はチャート書j~が多い。 そして上部と下部には酸性火山活動が見られ，中 央部の下部の火山活動は，まず枕状熔岩を伴なう輝緑岩活動に始まり， その末期にこ れと多少重複して(? )，紛岩・安山岩の噴出が行われている。 この火成7古動のJlrl~序は wtに橋本町〉自6)が指摘したように空知層群対比の好い手掛りを提供するものLょうで ある。 剖ー5)1953-1古ll~如層制 (Sn~Sr3) 橋 本亙50) 1953山部l富 佐 々 保 鰍・橋本亘・他65) 習の橋本亘 'I~i(，~道中庄界の耳Ilなと主主形，未頭表8 II.2.2 白要系 11. 2. 2. 1 下部蝦夷層群謂7) 木層群はこの図幅地内では地層が転倒している結果， 空知層群の見掛上の下位に露 出する。同j習群の関係、は整合とみなされている。13)川 河 〕 下部は砂岩に富み，上部開撒の~る黒色の務互層をなし， その上部に近い処にオ ルピトリナ石灰岩を挟有する。全j膏厚は1，300mに達する。 オノレビトリナ石灰岩以外にはほとんど化石を産しないため， 下部の年代的区分は充 分明らかでないが， 木!雷群は下部白壁系の高知統のある部分から宮古統下部階にーわた るものと解されている 5G) ， 6~)。 木層群は主主知層群の問を縁どって分布する。その上限を劃する中部蝦夷層群下の不 整合線は， 山部図幅から本図幅地主主の北東隅附近におよび， さらに嵯山の西側に沿っ て南下し礼振IJ~-851m高地の稜線の西を過ぎてその南方に延び，断層により%に ずれて主夕張川上流に出現する。 木図幅において， 下部蝦夷層群は岩質により下位から富問砂岩!震および主音'r，帽に分 かつことができる。 富閏砂岩層，訂8) 本層の模式地は北東方の富良野図幅内の馬内川と空知川との落合対岸の崖および河 詰7)図幅南京博J\の~.111の地質' 図につ Vて I j:.，松本38)の研究結果によっている c 下部蝦夷庖i昨に劃しては従来いろヤろの昭一F需があっ士。 1927 下部菊石思(下部尽) 矢部長克19) 1936 下tf1~菊石!害総本豆23) 1940 下部 菊 石 暦 大 立 回 議 一 郎31) 1942~43 下部菊石層i作松本達郎3~) 1951 下部蝦1Ji層群松本達郎40) 1951下部蝦，).[層 群 (富良野庖) 矢部長X:52) 1952 富良野層 佐々保鰍・根本A!:-，'f~・栃木豆~7) 1953 下部蝦1Ji層前栃木亘 59) 1953 富 良 野 思 佐 々 保 雄 ・ 栃 木亘・他出〉 1953 下部蝦1Ji暦i作松木達郎のの 1954iJ良野扉橋本豆66) 註 8) 1936広IilJf
v
.
ll唐 橋 本亘23) 1940iJf:U砂岩層(除法下部) 大立目誠一郎31) 1942~43 Ia松本遠四138) 1953富 問 砂 岩 庖 稲 本 豆59)9 中の露出である。 様式地のものは塊状で灰白色の風化面を呈する粗 中粒砂岩であって， むしろ本図 幅内の空知層群の下部の砂岩と良く似ているのに反し，隣接山部図幅内(iO)惣芦別川上 流ではしだいに板状を呈し;始め，オミ図幅内においては北方では中・創11粒両極の砂岩の 板状互層を主とし， 色も若干i腎灰色に近づくものもみられ，南方主夕張川では和i粒板 状砂岩となり，稀に頁岩を混ずるに至る。木層中には微小な炭質物片を含有し， 黒い 縞状断面を示すものもあるが，鑑定可能の植物化石は得られなかった。 空知j震群との 関係は， 芦別川木流およびその支流においては直接観察できる露出がないが，主夕張 川においては整合とみられる。 主 部 層討9) 主部j習は富問砂岩層の上位に整合して重畳する。 主として黒色頁岩と階灰色制粒砂岩
.
v
t
泥岩との薄互j雷で，著しく特徴的な岩梓￨で， 全域にわたり同様な外観を呈する。 木層上部近くにオルピトリナ石灰岩が介在し そ の層準附近に1ないし2枚のやL厚い中粒灰白色砂岩が介在する。 この砂岩は燥式地 の富問砂岩層にかなり良く似ている。 桧木による主夕張川流域における5分帯38)(Ib-If層)に従えば，Ib層は5-10cm 前後の薄互層をなす黒色頁岩および極細粒砂岩で，厚さ350-380'mに達する。Ic層 は100mに達するオルピトリナ石灰岩でゐる。Id層は極く薄い互層で稀に軟体動物 の遺骸を有し， 150mに遠する。 Ie)習は1-2.5 mの厚さの中粒砂岩に富む砂岩頁岩 互層であって，厚さ約60mに達する。その頁岩は若干炭質である。最上部のIfJ習は 外観上は下位のものと異なって， むしろ後述の中音i>蝦夷層群に似て珍泥岩ないし頁岩 からなり，局部的に制粒砂岩となっている。 Nautilus(Cymatoceras)cfr.viγ.gatusSPENGLER-If層 Tetragonitescfr.timotheanus (MA YOR)--If層Baculitessp.-If層 註9) 1936島ノ下頁 岩 層 橋 本 豆23) 1940島ノnC!府および砂場瓦対五府大立目誠一郎:J1) 1942-43 Ib-If 松本淫郎38) 1953 Xi;ノーi、頁 岩 層 栃 木 亘59)
10
等の頭足類のほかに二枚介として
Lima (Limatula)sp.-Id層
Pγ'opeamusium coωρeriWARING-Tf層
も産したといわれる。 以上のような分布は芦別川方面においても， 惣芦別川においても，まだ充分に行わ れていない。 オ立地峻内のオルピトリナ石灰岩はよく発達し， 図幅北京隅にi互い咲別川の支流の谷 の側面にレγズ状に突出している小岩休から始まり， これから南方へ惣芦別川流域と の撹の頂上にやL大きな岩層をなして露出し さらにその南には航空写真に1つの白 い突出岩体が認められるが， おそらくこれも石灰岩体と思われる。惣芦別川大支流の 上流には， 山頂直下から南方に向い界風状に突出している石灰岩体があり，降!日Ejによ る多少のズレや走向・傾斜の変化によるヨヂレを示しながら川を横切って南下し， Ilr Wi部からあたかも隔壁状に突出して延々とした庇山主体部をなし， 惣芦別川上流を横 切り，礼振峰に向い登っていき， その中腹に消えていくようである。その外観は山部 図幅第4図版，第1図に白い山休として示されているとおりである。芦別川本diEにお いては河中には露出はないが，北側の851m 襟高点に延びる山稜上に突出する岩休が ある。なお航空写真によれば礼振峰附近にも1，2の小岩休があるらしく， 帝室林野局 版2万分の1地形図の該当箇所附近には露岩の記号が示されている。芦別川の三叉 沢 では， 川を横切って厚い石灰岩‘の露l:I:¥が見られ， 北は芦別川本流との聞の山稜記長近く まで連続露出しているが，南はまもなく断層により失われている模機である。主夕張 川では石灰岩は狭い￨鉄谷をつくり，約100m の厚さがある。その下部は石灰質砂岩で 石灰岩に淘i移しており，上部は出111粒砂岩であるがすぐ泥岩に移化する。 オルピトリナ石灰岩は多少菅味を帯びた灰白色を示すことが多いが，処により風化 して褐色を呈する。 主夕張川における露頭の下部を除いては砂質の処はないが，鍵山三角点附近の下底 部にはウズラ卵犬の青色，青灰色珪岩円機を散含する処が為る。多くの場合は Pa. chyodontを主体とする生物石灰岩で，カキや Nerinea等も見られ，その他多くの珊 JIJJ績も認められ，それらの聞に混じて石灰藻や蘇虫績もみいだされ，それらの間隙を
1主 がみいだされる。最後に記した化石を完全な形で取り出すことは通常困難であるが， 主夕張川の石灰質砂岩の原L化部からは，容易に完全な個体を多数取り出せる。 本石灰岩の1IlijJi}j化石は従来わずか数種しか知られておらず，岩手県宮古のJli6JM績と は近似性が乏しい。そのことは両地の堆積物の時代的な差を示すものではないかと推 測-1~)，叫されたので、あるが， 一方また， 材料の不足にもとづく差異である疑いがある ので，最近備本亘はこの点に留意して珊瑚化石を採集し これを東北大学工学部江口 元起が鑑定中であり， その研究はまだ始められたばかりであるが.これまでにつぎの ような多数の属が知られてきた。従来，木域内のものから知られていた種類はね'，)40)， Dermosmilia? jezoensisEGUCHI Favia? jezoensisEGUCHI Isastraea matumotoiEGUCHI Thm Centrasteγia? Sp. 等でーあったが，今般追加せられた属は Eugyra AmPhiastraea Amphiastraea? orConnectiastrea? Astrocoe河ia? Stephanastrea?orIsastraea? Orbicella Latomeandra Diρlorea? Microsolena? Dimorphastrea Meandrarea PolYPhylloseris Actinacis Heterocoenia 等であって，宮古との近似性も増してきている。
12 Praecaρrotinayaegashit(YEHARA)， T oucasiacarinata
、
lar.orientalisNAGAO 等の Pachyodontは各産地から発見されているし，Nerineaは嵯山および主タ猿川 にみられ，嵯山では Ostrea もしばしばみいだされる。;
r
:
i灰藻としては嵯山から NiPponoρhyxramosusY ABE etToy AMA ?を産.Lたほか，芦別川支流で主夕張川との聞にある川では Palaeolithothamniumsp. が有孔虫 Nubecuralia sp.とともに産することが埼玉大学遠藤隆次により鑑定された。いずれ も北海道白翠系からは初めて記される属でゐる。 本屑t土中部蝦夷庖税ーに不整合に覆われるが， 直接に両者の関係が見られるのは
1
5
5
木 達自1¥38)が示じた見取図の露1:1:¥がある主夕張川筋だけで，他の場所ではかなり近くまで 両者の露出が見られるが，両者の走向・傾斜の差はあまり犬きくはない。 しかし両者 が斜交不整合の関係にあることはすでに矯木町が記した通りである。これを最近ーでは 橋本は中蝦夷地変66)註10)と呼んでいる。 木地域東縁部を含む夕張山I!IKの西側の諸地!罷に関し， 中部蝦夷層若手下の不整合を基 準にして，その上下の岩柑・層厚などの変化の状態を示すと第1図のようになる。 この図によってみると， 下部蝦夷!雷群および主主知層群の各部l曹は，惣芦別川を中心 に南北に帯化していることが守わかる。 たとえば下部蝦夷層若手主部層を取り上げて見る と ， このなかでオルピ トリナ石灰岩やこれに前後する砂岩を各地同一層準とみなすと， 主部層は惣芦別川を中心に南北に向い厚さを減じていくことが知られる。註11) II. 2. 2.2 中都銀夷層群 中古1>蝦夷層群は地域の北西部(奔別川・幾春別川流域)および東部(咲別川・惣~Ý[真 布川・惣芦別)11・芦別川および主夕張川上流)の2地域に分かれて分布する。 主夕張川上流における中部蝦夷層群は， 逆伝した構造を保ちながら下部蝦夷層群の lt1'1O)橋本亘:北1i:T.-i直中生界の堆肢と革連形，来事費表 註11)橋本亘l主，このことは中蝦現地主主的におoる蝦現地内斜の堆主主中心の位置を示:r1J宮本1であるが，如上 の断面に示した各地点を結ぶ線が旧枇続中心部を斜lWrしてヤるか.あるヤは芦別}II附認で長も'1"心部に 詰寄ってふたすニぴ認さ'力、るのかとrぅ大別2巡りの解穫が残されてヤると考えてヤる。抗言7れば，堆 結11"(;、'"泡lJm西r4iii日:のijll:品物にわたる断面であるか，あるヤはVずれか片illilのものであるか，片側lな らばヤす第1困 層 位 学 的 断 而 図 芦 別 ー 登川向5刊の東翼 500 世1.'別 川 芦 別川三叉 訳 書 タ 鴨川 〈芦HJI川交流〕 主 夕 現 川 中部蝦高層群(~中川園〉の遊底 下 師 蝦 開 府 群 ( - 官 民 野 掴 〉 の 基 底
冨頁岩
冨 制 蹴 王眉 断 層固 い
l河 川 図 醐 岩画 …
ト 四 ヤ チ ー)
川 V H A H Vl
i f h μ U H υ図一世
園 出 師
‘
00国
3岨 (原因幡ホ五による〉 200 1似)0. 1. 10km第2図 奔 別 川 流 域Jレ ー ト ・ マ ッ プ 上芦別図幅 i面図幅 岡 田 開 頁 岩 な い し 頁 岩 li lll iliil 砂 質 問 ・ 剛 砂 岩 瑚 i i ! 1 !ii ~! !;1!ないし砂質頁岩 111111HIll砂岩・砂質頁岩瓦層 四 回 鮒 蹴 ・ 砂 質 頁 岩 瑚 匡 ヨ 砂 岩
E3
援 灰 岩JL
u ・ 傾 斜 メ / 背 斜 軌 点 / 問 軸 / 断 層 奔Elj岳 ム 200 400 保01、
RfIfI 11VVlrn 今子~:X:~I'Jヲi
:
;
:
i
主 醐 ‘13 土位に重畳することは松本初により知られており，かつ中部蝦夷層群は下位より基!尿 器袋岩砂岩層・主部層および佐久層に分たれる。 北西部の中部蝦夷層群 木図幅西隣の岩見沢図隔地内における幾春別川流域は， 様式的に中部蝦夷層群が分 布する。 矢昔:F>;長克6) ， 7) ，8)，15)，16) ， ID) ョ ・今井半次郎 12)・斎藤林次~1)註 12) ・長尾巧27) ・松本 達自 1\~7)・深田淳夫57) 等により詳細な研究が進められてきた処で，従来の下部菊石層群 および三角貝砂岩を包括する。 木地域北西部における中部蝦夷層群は，岩質によって下位より主部層および三笠並 層群(三笠砂岩屈といわれる)に区分することができる。 主部屋 木屑は岩見沢図幅内空知郡三笠岡I桂沢の桂林橋附近から上流， 佐沢御料地 農場の大橋附近におよぶ幾春別川に襟式的に分布し， これより以北の奔別川流域奔別 岳・撹山を含む地区に分布し，さらに上芦別図師内に続いている。 主部層は概ね N 200 E の走向をもって分布し，その中央部をさ践昨年斜噺hC幾春別川 流域においては幾春別背斜として知られている)が走っている。主部層は岩買により 下部j雷および上部層に区分することができる。 下部層←ーさ皇女日背斜の ~4h部を構成し， その下限ならびに中部蝦夷層群の最下音F>J雷は 地域北西部においては認められない。 下部層は砂岩および砂質頁岩の顕互層に始まり，この砂岩は厚さ数nlに及ぶことが ある。またこの互層は務い灰白色ないし緑白色の凝灰質岩石を挟むことが多い。 奔 別 岳r-rJ聞の沢では(第2図)この互層は小背斜をなし，走向は N-S ないし N400 E，傾 斜は 50~700E あるいは 60~700W で， 後，乱が著しく，また背斜~4hにほど並走する 断層が認められる。 境山の南西方の沢においては同斜傾倒背斜に近い構造を皇し， ~4h部に近〈断層が認 められる。奔別岳南西の沢における観察によれば， 背斜の西奨の厚さは策緊の厚さよ り'i?1Jい。 この瀕互層の上位には厚い砂岩層が整合に重畳する。奔別岳南西の沢では， この砂岩層は小背斜によって繰り返して密出する。下部層のなかには小背斜がしばし ばあり，またこれに沿って断層が認められる。層厚は正確には算定しにくい。 註12) 1932 ~宮藤林次: 盗知川幾容別附近の地質に就「て(手記)，北大卒論，No.2.
14 上部周一一下部層の上位に整合に細胞砂質頁岩と頁岩との互層がかさなり， さらに 砂質頁岩と前u粒砂岩との瓦雷がかさなる。 これらのなかには薄い灰白色ないし緑白色 の凝灰質岩石が介在することがある。上部j震は下部層よりも制粒岩石に宮み，地層の 擾乱は少ないが，小背斜・小向斜が奔別川に沿って観察される。 下部庖および上部層を通じての岩石について特記すれば， 砂岩は灰白色で一般に部11 粒 中粒であり，塊状で堅硬である。砂質頁岩は黒色ないしl倍灰色を呈し， 一般に下 部J習においては砂岩10~15cm ，砂質頁岩 2~3cm の瀕互層をなし， 7 m f立の間隔を おいて小堆積愉廻を繰り返している。上部腐における五j習には砂岩がほとんど認めら れなくなり，砂質頁岩および頁岩が互層するが， 互層の間隔はかなり粗くなる。頁岩 は黒色ないし暗灰色を塁し， 砂質頁岩との互層がしばしば見られる。頁岩は最も風化 しやすい。援灰岩は灰白色ないし緑白色を呈し，軟らかく風化しやすい。 主部j習における地質桃造を総括すると，下部層の分布のほ宮中央;を空知背斜取hが通 るものLょうである。 また，これに沿って断層も認められるので，背斜取hは形成以後 さらに変形していると思われる。 この両翼に小背斜が認められ，両翼に上部j雷が分布 している。局部的な地j習の俊百Lが著しいので， 地層の厚さは測定しにくいが， 概算す ると 700m以上に達する。また，西翼と東契ーにおいては各地層の厚さが異なり，西翼 がより薄いことは地積ゑ地の地玉県的状況を推察する資籾ーとなる。 上部j雷および下部庖を通じて所々に大小の石灰質団:l.*が含まれているが， 木地域内 においては化石を発見するにいたらなかった。 木区域と木図幅四万の幾春別川流域の標式的露出とにおける中部蝦夷層群の主部層 の差異は，後者においては比較的整然とおおむね東傾斜を示し， その筒曲状態が同斜 傾倒背斜で、あるのに対し，前者においては傾斜は東あるいは西に傾き， 小筒山や小断 層があって，地層の溜曲が著しい。 したがって両者を詳細￨に対比することは容易でな いが，幾春別川流敏において知られている， Puzosia subcorbaricaYABE
15 Pictetiaezoense(YABE) 等の化石によって， 木区域内の主部j習の地質時代をも推定することは可能である。す なわちその地質時代は中部白翌系宮古統上部階に相当し， 西ヨーロッパにおける襟準 区分の Albian陪に対比できることが知られている。 三笠亙層群 木層群は従来三角貝砂岩と呼ばれてきたもので， 空知背斜の西翼と東 翼とに分かれて分布し，主部層の上位に整合に重畳する。 西 翼のものは図1幅恒北西F附肉か ら南西方へ延びて岩見沢図幅内の幾春別川流域の柱桂-林橋以西に分布しし， 東翼のものは 岩見沢図1幅l届高内桂沢御1存料E司l地 農i場若附近の犬織附近からtJ.
F
附 「什I
近にまでおよび，北東方向に連続分布している。 木層群の厚さは深田等の研究57)，60)によれば， 幾春別川流域において全層厚390m (下部j層174m，中部j脅53m，上部層163rn)を算している。 西爽は主として塊状塁硬の緑灰色中粒 粗粒の砂岩からなり， 薄い暗灰色頁岩の 介在によりj霞現を知ることができる。最上位においては約10Crnの厚さの疎岩と約1 m の砂岩とがしばしば互層する。 木図幅内においては木層の上位に整合に上部菊石層若手が重畳するが， 西方地峡外の 幾春別川流域においては， オミ層の上位に古第三系石狩統のほr中部に相当する羊歯砂 岩j雷(Woodwardiaformation)が不整合関係をもって重畳することが知られている。 東翼は桂沢fiil斜地農場附近の幾奉別川流域におけるj霞序を模式とし， 岩質により下 部!霞・中部層および上部層に3区分することができる。 下部層一一殺灰色・灰白色および灰色の中粒ないし粗粒の赦密，竪阪!な砂岩を主と する。砂岩はしばしば泥岩の破片を含有し， 淘汰不良である。また，赤III粒砂岩ないし 砂質頁岩に移イじすることがある。上部には薄い緑色砂岩が介在する。 地層の走向は N20-600E，傾斜は 40-500SEで変化に宮み，幾春別川木流附近 においてはしばしば北西方向の擾乱帯を認めることができる。 中部周一 下部に灰白色部l附ー砂岩ないし緑色部jl粒砂質沙泥岩が多く， しだいに灰色 料i粒砂質珍泥岩・緑色澗粒砂泥質砂岩あるいは泥質珍泥岩に移イじし，上部l雷および下 部層とは高liI粒岩石に富むことにより区別される。細粒砂岩は一般に~状であるが，TJ!l、質 珍泥岩等の介在により層現を知ることができる。地層は走向 N35-500 E，傾斜 400 SEで，下部層の上位に整合に重畳する。幾春別川本流附近においては南東方向の断16 層が走っている。幾春、別)11より以北においては，上ーノ沢の北西側の山稜附近に分布 し，走向は山稜の方向にほ r一致した N40-600 Eへと変化する。以南においては深 倒的等の研究するところに従えば走向 N70-800Eを示し， 南へ沈む背斜161与造を現 わしている(この部分に関しては地質図上の桃造は深田等の研究による)。 上部周一一灰緑色ないし灰色，中粒，竪硬な砂岩を主とし，上部にはしばしば牒岩を， 下部にはしばしば砂質頁岩また薄い石灰質砂岩ないし砂質i珍泥岩を， それぞれ挟有す る。上部の磯岩は黒色頁岩，黒色ないし赤色チ守ート， 砂岩および花筒岩質砂岩の磯 に富む。全体を通じて石灰質の団塊がしばしば見られる。砂岩は板状釘j却を有・しこ れは層滋に沿ったものであり，2-3cm間関に見られる。さらに層面には漣痕を有し
J
1
t
積環境を物語っている。中部j震の上位に整合に重畳し，幾春別川木流附近において は走向 N50-700E，傾斜 20-40"SEであるが，川に沿って南東万向の擾乱帯がしば しば見られ，その附近においては走向が乱れていることが多い。上ーノ沢の上流より北 四方向に延びる谷においては，上位に厚さ1cm佼の凝灰岩を挟有し，また下部におい ては層面に沿ってのびる厚さ 60cm-5mにおよぶ石灰質団塊が見られる。走 F守a"liN 50-600E を示し，傾斜は 30-600SEで変化に震み，上部において傾斜は急になる。 ヲ4t;別岳1付近を通る北西に延びた断層以北においては， 上記のような地層の区分を行 うことなく，未分離の三笠ill1.層群Eして地質図上に示した。 三笠ill1.屑若手は全体を通じて化石の産出が豊富であって， その地質時代は上部自主区系 ギリヤーク統下部階からギリヤーク統上部階下部におよび， 西ヨーロッパの襟準区分 における Cenomanianから Turonian下部に対はできる。採集した化石を挙けーると 次のようである。 Phylloceras sp. (cfr. Phy.ellipticul刊 K OSSMAT)Desmoceras japonicul刊 YABE
Puzosia sp.
Scaphitesρlanus YABE
Inocerm刊usconcentricusnippo向icusNAGAO and M A TSUMOTO
Inoceramus yabeiNAGAO and MATSUMOTO Inocerm刊ushobetsensisNAGAO and MATSUMOTO
中部蝦夷府軍宇(佐久居を除。各ルート柱欣断面図 第3図 機 岩 シ ル ト 岩 頁岩あるいは泥岩 / / ' 断 厨 ¥D/ α)m
匝=ー=
1~石産出箇所 擬 灰 岩 砂 岩園
田
園
昌
呂
田
⑥主夕張川本流 ⑤芦BIJ川三叉沢(仮称) <OOlは備本亘の資斜による @は後本逮郎的資草寺(1942・1943)による ③芦別川本流 佐 久 間 間 ③芦別川lニ叉沢(仮称〕 ¥D -@ー ¥D -②惣芦別川本流間
一
一
何
事
語
群
①惣芦別川大支流 @Trigo珂iasubovalisJIMBO
Grammatodo悶 (Nanonavi・'s) sachalinensis(SCHMIDT) Cucullaeaa任.truncataG ABB
Glycymeris hokkaidoensisY ABE and NAGAO
Pecten (Syncyclonema)cfr.obovatusSTOLICZKA
Pi問問。 aft.breveriGABB
" Callista" 1うseudoPlanaYABE and NAGAO
Ostreasp. Echinoid 上司の採集化石のほかにも多くの化石の産日!が知られている。 東部の中部蝦夷層群 17 中部蝦夷層群は地域東半音11において，ほr南北にわたり広く分布し，橋木豆の芦別・ 登川向斜の東方5")において， 夕張山l派に沿う 一大背斜の転倒した西認を構成してい る。木地区においては下部より岩買により基底磯岩砂岩層・主音:r;層および佐久居に3 区分され，厚さは3，OOOm内外に達する(第3図参照)。 基底際岩砂 岩懸 木層は松木達郎による主夕張川上流地域のIIa庖38)および僑本豆 による山部図幅の笠森沢砂岩機岩層δりに相当する。東部地域における中部蝦夷層群の 基 底 部 を 構 成 し 機 岩・灰白色i終質砂岩および粗粒砂岩から成る。機岩の離は一般に 小さく犬豆大以下でらって， チャ{ト ・黒色頁岩・珪 質砂岩・赤紫色あるいは緑色輝 緑駒沢岩・:;Ci英質岩石等からなる。i燥の形は一般に楕円形をなしている。基 質の部分 は輝緑凝灰岩のM"屑物が多いために緑褐色を帯びることがある。砂岩は一般に固く激 需で，炭質物の市fllかい破片を含み，また石英粒に富む部分がある。厚さは50-200m で，図幅内では中央部の芦別川奥，
r
阿部の主夕張川方面において厚さを増し，また著し い特徴として南下するにつれ五幾重が滅り， 粗粒砂、岩が増加し，ほとんど砂岩のみからな る場合がある。化石は発見されない。下位地!冒との関係は主夕張川本流以外の所て‘は 露iiJ{が見られないが， 主夕張川では下部蝦夷j冨若手の黒色頁岩の不規則な凹凸面の上に 木磯岩がのっているのが観察される。また一方，惣芦別川大支流においては，この磯岩 熔と下位のオノレピトリナ石灰岩との聞には， 下部蝦夷j雷若手のかなり厚い地層が挟まれ るのに対し，芦別川上流においては本庖はオルピトリナ石灰岩の直ぐ上位にのってく18 る。すなわち木基lま機岩砂岩層は下部蝦夷l雷群の異なったl麗準を切って被っていると みることができる。これらのことからみて， 両者は不整合関係にあるものである則。 しかし 不整合面上下の地層の走向・傾斜にはとくに変化を認めることはできない。 木j習はほど N-Sの走向を有し， ぼとんど垂直ないし70。内外の傾斜で東あるいは 西に傾斜している。 主部屡 木屑は松木達自¥1による主夕張川上流地域の IIb-IIk層38)，および橋木互 による山部図闘の馬内川頁岩!雷同に相当する。 基!長機岩砂岩層の上位に頁岩賀、j尼岩・砂 岩・綴灰岩および泥岩と砂岩との薄liJ脅か らなる厚いi也j雷がかさなっている。その全体の厚さは2.000-3.200mに達する。岩 相 の変化が著しいために， 南北全般にわたって共通した地層部u分を行うことは不可能で ある(第3図参照)。 しかし 一般的な傾向として木腐の下部には泥岩 ・司法泥岩が発達 し，中部附近では砂岩をはさみ， 板状薄互層を作る特徴を示し，とくに芦別川木流の 北方ではやL厚い板状砂岩が存在する。上部には11巴岩ないし泥岩の優勢な互!震が発達 し 木層上位の佐久層に近づくに従い砂質となり， ひんぱんな砂岩泥岩互層となり， 砂岩の優越する佐久層に漸移する。 しかし芦別川本流方面では泥岩が著しく発達し， これより南と北との岩相に相当の変化がある。なお，かなり有力な鍵層として数枚の 白色鋭灰岩があって， その厚さは15cm より1m t乙達するものがある。これらは 大体木層分布区域南北にわたって認められ， 基底部l雷と主部j震との地層境界附近に1 枚，それより 200-400m上位に1枚存在する。さらに上部の砂質の増加する部分に おいて，とくに佐久層に近い音:r，分に認められるが， 主夕張川では 4枚，他の区域では 1-2枚とその数を異にしている。 木屑は全般的にN -S性の走向を有し， 急角度をもって東へ傾斜し， 逆転桝造を示 している。 木庖1中の泥岩部には処々に石j天質団塊を含み， そのなかに化石が保存されている が，その産!日は豊富ではない。 産出する化石はつぎの通りである。 Phylloceras jaρonicum M A TSUMOTO Tetragonitessp. Anagaudりce1'assaりa(FORBES) Desmoceras jaρ0河icumYABE
Des
問
。
cerasezoanum MATSUMOTOPuzosian争tonicaMATSUMOTO
Inoceγamus cfr. concentricusNAGAO and M A TSUMOTO
InoceramusyabeiNAGAO and MATSUMOTO
Inoceramus tenuistriatusNAGAO and MATSUMOTO
Echinoid 19 上記の化石以外にも多くの化石の産出38);61)が知られ，後記する佐久層を除く中部蝦 夷層群の地質時代は， 下部自重系宮古統上部階 (Albian)より上部白霊系ギリヤ戸ク 統下部階 (Cenomanian)に亘るもので‘ある。 佐久層 木屑は絵木造~JlH\による主夕張川上流地域のlIm-Hs 層 :38) および橋木互に よる山部図帽の近膝山砂岩層制〉に相当する。 木j習は主として砂岩あるいは砂岩泥岩互層からなり， 主部層上部の互層部から漸移 する。砂岩がとくに発注する所があって，そのなかでも最下部に近い厚さ20-40m の砂岩はいわゆるrj泊」あるいは流を作ることが多い。 砂岩は手ト目青灰色ないし灰白色中 粒であって，中部に機質砂岩・削減搬岩を薄く挟み，惣芦別)11上流では海緑石を含む ことがある。厚さは400-750mである。木屑も東に急角度で傾斜し逆転した椛造を もっている。化石のiilil出は豊富ではないが，つぎのような化石を含んでいる。 Eρigonicerasglabrum(KOSSMAT) Anagaudrycerasl
。
i問
tum (YABE) Gaudrycerasdenseρlicatu問(JIMBO) Paraρuzosia indoρacifica(KOSSMAT)Puzosia sp. Scaρhitessp. Scalarites sp.
Inoceramus cfr.concentricus niPponicusNAGAO and .MATSUMOTO
Inoιeramustenuist円ialusNAGAO and MATSUMOTO
InoceramushobetsensisNAGAO and MATSUMOTO
Inocetamus incertus]IMBO
20 翠系ギリヤーク統上部階 (Turonian)に相当する。 II. 2. 2. 3 上部蝦実層群 木
l
雷箱二は従来上部菊石層若干として知られていたものでらる。地域中央:昔日に広く分布 し 西 部 に お い て は三笠llE層群の上佼， 東部においては佐久j習の上位に整合に重畳す る。菊石の化石を豊富に含有することは， 他の中部および下部蝦夷層群に比べて特徴 的でゐる。三笠亜層群と佐久l習とは時代的にくい違6t)っており， したがって西部と東 部とでは木J習群の下限は相異なった層準を示すものと思考され， また地域によって著 しく岩;j{1を異 に し そ の 上化石の産1:1:¥がきわめて多いためにi-'ffi宿学上興味ある資料 を包含している。 地問は全体として N20-300 E方向に分布するが，図幅北東附よりキム γ芦汚1])11の 南方をilliり，幾春別国有林農場附近に及ぶ NE-SW方向の断J習を境として，f0j方と 北方とでは木屑若手の地質椛造を異にする。 南方においてはほ>:'N-S方向の走向を示し，かつ同方向の断層が多い。これらの 南北断層のうち，芦.BU川東方附近から南方に走り， 真砂沢西方に抜け，大タ猿図幅地 内におよんでいる断層は，当地方の地質偽造上に重要な意味をもつものである。すな わちこれより西方においては， 上音11蝦夷層群は波状溜曲松造ないし抑揚糾造を呈し， 幾つかの南北性断層により地塊に分裂しているに止まるのに対し， これ以東において は，南北性の走向を有し，おおむね東へ傾斜して転倒構造を呈し， この桃造はこれ以 東に分布する中部蝦夷層群・下部蝦夷層群および空~;n層群においても見られるところ で，東方に向うにつれて傾斜はしだいに急になる。 キムγ芦別川南側を走る北東断層より北方においては， 木層若手はおおむね N20 -300 E の走向をもち， 空知背斜指hのJlf裂を占めるものの分布は広く，西契部のものは 図幅の北西隅に狭小な分布を示す。東認を占める木層群は，南方において認められる ような転倒 構造を示すことなく佐久層におよひ:同層と断J習で接している。上芦別図 幅63)において顕著に識別できる月見殿町は，芦別川沿いの北部の一部に見られるの みで，南部にはおよんで%、ない。 以上のように，北部と南部とでは大きく地質構造と場村!とを相違するが， 古くから 研究されている幾春別川流械を全般の基準にとり， 木地域の上部蝦夷層若手を岩質によ第4図 芦別 川 中 流 ・ キ ムン 芦別 川 流 域ルー ト ・ マ ッ プ tk ¥ ¥ 庖 厨 層 部 見 部 上 月 下 u l i 巾 k 凶 1 d
・
L V d f l i -ベ1 1 l t 群 居 夷 蝦 部 上 中 部 蝦 夷 層 群 {mk未分離三笠亙層群 皿 皿 頁 岩 な い し 泥 岩 /" 走 向・傾 斜 町 田 捌 頁 岩 な い し 砂 蹴 岩〆
背 ~fj軸匝
E
削 岩〆
向 斜 軸 i珍泥岩・砂岩互厨〆/
断 層E
2
3
緑色砂岩/
擾 苦L帯 区 ヨ 砂 岩/
/
…
:
m
‘ 匡 習 機 岩 yul / 沈降向斜 v v v v 凝 灰 岩 4∞
600 創JO 100伽 V V V Y。
200 V V V v 121 り下部層および上部層に2区分することができる。なお芦別川流域においては上記2 層聞に月見層が局部的に分布している。 ヌド層群の厚さは深田等57)，60)によれば，幾春別川流域において 353 m と算定されて いるが，地域全般においては館山・断層が著しいために算定することはできない。 下部屋 主 と し て灰白色砂質i脚色岩ないし珍泥岩および制粒珍泥岩からなり， 帯紫 色務tl，岩，特徴的な緑色(しばしば海緑石賀)砂岩，灰色，fJ2 少岩および媛灰岩の湾周を挟 む。またしばしば sandstonedykeを見ることがある。上記の岩本目は上位に向って制 粒となる。石灰質団塊が多くの層準に存在し そのなかに菊石・イノセラムスその他 の化石を含有することが多い。 上記岩本目からなる下部層は地質図において明らかなように， 上部蝦夷層群の大部分 を占めて分布するが， キムγ芦別川流域においては多少異なった点が見られる(第 4 図参照)。 すなわち，キムy芦別川流域においてはおおむね下部層が分布するが，幾春別川流減 の襟式的露出地と比絞して粗粒岩に宮み，キムシ芦別川の中流附近に複向斜の中心が あり， この中心部は灰色ないし灰緑色珍泥岩・灰色砂質泥岩・灰色泥岩・緑色砂岩お よび緑白色凝灰岩を主とする地層からなり，その東西両側には， 下部層のほY下部に 相当すると思われるi加l巴岩と砂岩との互層が分布する。この互層も東西ではかなり越 を異にし西部においては粗い互層で，砂岩は厚さ 1O~30cm のこともあるが， 1~7 m におよぶ場合が多い。i蜘)色岩も詳細に観察すると砂質泥岩と汲泥岩との粗い互層で ある。また，局部的に砂岩とi蜘12，岩とが搬互層をなすとともjoる。なお 1m の磯l雷 がこの互層帯のほY中位の層工程に介在し，棋は珪岩・砂岩が多い。 これに対し東部に おいては緑灰色ないしI借灰色砂泥岩・灰色砂岩の互l露であるが， 西部におけるより一 般に細かい互層である。 しかし 一方局部的に砂岩が多く，診泥岩の少ない互層の部 分もある。 一般には砂岩が 3~50cm で，務泥岩が10~lm のような互層を繰り返し ているが， しばしば砂岩は1~10m に達する。このような岩相は芦別川流域におい てキムシ芦別川入口より下流， 惣 顔真布川入口に至るほY中間地域においても観察す ることができ， 上部蝦夷層若手の下部j冒としては特異なもので， むしろ佐久層に類似 し 今 後 は 詳 細 な 研 究 が 必要である。 下部層においては緑色砂岩および緑白色ないし白色鋭灰岩がしばしばみられ， とく
22 に中部ないし上部の一部にこれが著しく，上部蝦夷!雷群を通じて特徴のある部分にな っている。 この著しい層準は幾春別川流域・上ーノ沢・終ノ沢・熊追沢・芦谷地沢・1モ!役沢・ 奥左股沢・夕張越沢・芦別川流域・カネ沢・惣芦別川最下流等において認められる。 緑色砂岩は一般に10-70cmであるが，1-4D~ のこともしばしばある。 凝灰岩は 一般に2-30cmであるが， 1 -6 mのことも稀で‘はない。これは左股沢下流および 幾春別川上流の左股沢との合流点附近において認められる。また，凝灰岩の代りに白 色援灰岩質砂婦が認められることもある。 月見層 木j層は図幅北台市中央部，すなわち芦別川の川筋にわずかに分布しし，上芦芦a別 図幅弓T廿:玖1j 層によつて下部層あるいは上部躍庖Jと接する。本層の下部は前11粒砂岩・頁岩の細互周か らなり，上部は白色ないし青灰白色中粒砂岩からなる。上部の砂岩は炭質物の*111片を 含み，時に板状を呈しかなり竪く石英粒に富む。木地域内においては化石を産出し
ないが， 上芦別図l隔地内では，Inocemmus uwajimensisYEHARAを多産するjEiよ告 をなしている。 上芦別図幅で算定された木層の厚さは150m 前後である。
木j習は芦別川・惣顔真布川の合流点より約50m南を走るほr東西性の断層によっ
て切断され，それより南方の上部蝦夷層群分布区域には， このような砂岩を主とした
著しい地層は見つからない。た;:'，南方にも Inocel'amusuwajimensisを多産す7.:i層
準の近くに，白色の石英粒に富む中粒ないしやL粗粒の20-50cmの厚さの徽;;1'.'な砂 岩がある。 これは断層によってしばしば切断されて点々と露出するに過ぎないので， 連続して追跡できないが，月見砂岩層に相当するものかもしれない。 上部層 上部層は下部j習の上位に整合に重なっている。月見層とは断層で境され， その関係は木地域では不明であるが，上芦別図隔で、は整合の関係である。上部層は上 部j俊英層群分布地域の小部分に限られて分布し， 図 ~liìi西部においてはおおむね下部層 の上位に整合してみいだされるが， 東部においては夜瓦構造がしばしば見られ，下部 層と断層で接することが多い。 上部層はI情灰色ないし灰白色の砂質沼岩ないし泥岩を主とし， 薄い緑色砂岩・凝灰 岩および灰色砂岩を挟有することがある。i尼岩はきわめてもろく，風化しやすい。全 般を通，じて均質な泥岩をもって4寺徴づけられ， 石灰質団塊は下部層におけると同じよ
23 うにみいだされ，菊石・イノセラムスその他の化石を多量に含んでいる。古くより知 られている菊面沢は上部l曹の分布するところである。 上部蝦夷層群に関する主要地質
W
i
.
造はすでに記述したので重複することをさけ， 小 糾造について記述する。 下部j雷・月見層および上部j習を通じて， 西部においては傾斜が一般 に緩く， 小背斜 ・小肉料を作っていて， これらは上ーノ沢上流・菊面沢上流等においても見ることが できるが， それより以東の熊追沢・芦谷地沢・稲荷沢・左投沢・奥左股沢・夕張越沢 等においては特に多く観察され， 全休として波状福山ないし抑揚構造を塁している。 なお， キムン芦別}II・惣顔莫布川および芦別川流域においても同様な桃造をうかどう ことができる。東部すなわち芦別川上流附近においては稽曲が一層著しく，走向はお おむねN -Sに近づくが，傾斜は著しく変化に宮み，垂直に近い急傾斜も見られ，こ の附近にはしばしば走向断層を見ることができるO また， }也質図上においても見られ るように，下部!習が街上して見掛上上部屈の上位にあることもある。 オ(1'萄群を通じて主として下記のような化石を産出するが， これ以外にも多くの化石 の産出が知られている。 Phylloceras velledae(MrCHELIN) Phyllopachyceras ezoense(YOKOY AMA) Eρigoniceras glabrum (JrMBO) Anagaudりceraslimatum(Y ABE) Gaud?'yceras densetlicatum(JrMBO) Gaudryceras tenuiliratumY ABE Gaudγyceras striatum(JrMBO) Damesitessemicostatus(YABE) Damesites damesi (JrMBO) Pamρuzosia yubarense(JrMBO) Paraρuzosiacfr. ishikawai (JrMBO) Kossmaticeras ji附boiYABE A向。ρachydiscussutneri(YOKOY AMA)24 Bα1'1oisicerasmini閑 却 問 YABE Scaρhitespuerculus(JIMBO) SCQPhites pseudoaequalis Y ABE Scaρhitesyone/mrai Y ABE Scalarites venustus(YABE) Polyρtychocerasobstrictum(JIMBO)
Polyρtycl;町 erasharadanum (YOKOY AMA)
Inocerm附tSconcentricuscostatusNAGAO and MATSUMOTO InoceramustenuistriatusNAGAO and MATSUMOTO
I冗oceramushobetsensisNAGAO and MATSUMOTO
Inoceramus. iburie珂sisNAGAO and MATSUMOTO
Inocera1nusteshioe河sisNAGAO and MATSUMOTO Inocera例usuzイJajimensisYEHARA
Inoceramus uwajimensisvar. yeharaiNAGAO and MATSUMOTO
Inoceramusezoe珂sisYOKOY AMA
Inoce1"amus japonicus NAGAO and M ATSUMOTO
I
ηoceramus ama/msensisNAGAO and MATSUMOTO
Inoceγamus naumanni YOKOYAMA
I河ocera1nusorientalis ambiguusNAGAO and 1¥在ATSUMOTO
Inoceramusyokoyamai NAGAO and MATSUMOTO
Sergipia(?)a/w押~atsui YEHARA
Pelecypoda
Gastropoda Brachiopoda Echinoidea Plant 木j雷群の地質時代は上音「泊翠系ギリヤーク統上部陪 (Turonian)より浦河統最上部 亜階 (Campanian下部)におよんでいる。
25 11. 2. 2.4 函淵層群 本層群は図幅南西隅の来]面沢以西において，上部蝦夷層群の上に露出する。上部蝦 夷層若手との聞にはネパj雷ないし断層角磯岩を思わせる部分もあるが， この地方におけ る同層群の関係は未だ明確ではない。 木層群は，主として緑色凝灰岩質砂岩， 制粒ないし中粒磯岩あるいは角球岩および 緑色鋭灰岩ないし凝灰岩質角機岩からなり，泥岩を介在することがあって， この部分 では地層の層却を測定することができる。 !緑色燦灰岩質砂婦は石英の小粒に宮み， あ るいは王IJ芝岩石の小粒た含有し，風化すると灰褐色・褐色を塁寸る。楳岩たいし供繰 岩は流 勧告・砂岩・黒色珪質頁岩・緑色チャート・赤色チ寸ー トおよび乳灰色チャー トの離に富み，磁の径は2-3cmである。風化すると赤褐色を呈する。角球指はしば しば緑色の海緑石質岩石の離を持ち，~質は緑色鋲灰岩のこともある。 これは風化す ると緑褐色あるいは緑灰色を呈する。 地層の走向・傾斜は一般に測定し安rr:い。菊而沢最上流においては走向 N300E，傾 斜200W を呈するが，局部的に地層が乱れ傾斜700W を示すこともおる。 木地域内においては本J雷群の厚さは算出し;J!ffい。また地質時代を決定する前:拠もな いが，仙の地域においては I~副淵層群56)，6りは上音1\ 白星系へトナイト統を主とし，一部 は上部白壁系浦河統最上音「みを含むものであることが知られている。 11.2. 3 古第三系 第三系は地域北西陣jおよび南西隅の極く一部に似られて分布する。北西問のものは 上部蝦夷層群の上位に不整合に重畳して石狩層群に属し， 南西附のものは極l淵層群と 催し被せ断層関係にあって，1{lJ¥!;内層に属する。 11. 2. 3. 1 石狩層群 木図闘中に分布する石狩層群は， その最下部l層である登川爽炭層に属するものと考 えられる。主として粗粒砂岩， *邸立砂岩と砂質泥岩との互層および中粒砂岩と砂質1)E. 岩との互熔からなり，炭層を有することがある。 最近，須貝寅二61)f土井華新歌志内砿におず、て，石狩層群の基l長にある耐火粘土層を もって石狩層
m
:
ーと極l淵居『若手間の不整合を現わすものと認めており，さらに棚井敏維の26 観察によれば，図幅北西端よりわずか北の美l貝炭山北方北三之沢にお い て 泊淵層群 の上位に不整合に180-200cmの耐火粘土層があることを認め，これをもって幽淵層 群と石狩層群との不整合函としている。 II. 2. 3. 2 幌 内 層 本図幅内における腕内腐はj雷理不明な均質鍬密な泥岩からなる。一般に N-Sの走 向を示し，東あるいは西に傾斜して背斜・向家主を繰り返している。 この r~曲のなかに は傾倒背斜向斜もあり，大夕立長週間曲地帯の連続と推定される。 II. 2.4第四系 木地域における第四系は段丘地fJ~物および沖積物に分かたれ， 主として幾春別川流 域に見られ，その他にも地質図には表現しなかったが芦別川流域筋においても見るこ とができる。 段丘堆積物 幾春別川流域および芦別川流域には著しい河岸段丘面が発達し， 現在 の河l未からの高さは5-20m で・ある。段丘堆積物は空知層群から磁l淵層群に至る構 成岩石類の円牒および砂からなるが， このうち特に顕著な岩石は空知層群中にみいだ される珪質岩石類および輝緑岩質岩石演である。 i別巴岩および泥岩はもろく，風化し やすいためにほとんど見られない。 ; 中積層 沖積層は空知周群から曲淵層群に至る構成岩石類の磯・砂およひ.粘土から なる。 11.3 地 質 構 造 地質桃造については， すでに地質概説ならびに地質各説の項において記述してきた ところであるから，詳細に改めて述べることは省略し，簡単に要約する。 木地域の地質構造は， 図隠北東隅よりキムシ芦別川の南方を通り幾春別国有林農場 附近におよぶ断層の南方および北方とで，著しい差異がある。 九 南方地域においでは芦別川東方より'真砂沢西方におよび， さらに大夕張図幅地内に 延びている南北断層により， 互に構造を著しく異にする西部と東部とに分かたれる。
27 西部においては主として上部蝦夷層群が波状間出1ないし抑錫椛造を呈するのに対し， 東部においては山部図幅におよぶまで‘逆転構造を皐じ部分的に過摺山地帯が見られ， 小規模の薮瓦構造が認められる。 北方地域においては， 上芦別図幅において顕著に認められる空知背斜取hの南西方延 長が木図幌北西部に見られ，そしてその東方には波状f富山が認められる。
I
I
I
.
臆 用 地 質 三笠直属若手上部屈の粗粒砂岩およびi燦岩を主とする岩石は， 北海道開発局による幾 春別川・芦別川河川綜合開発事業60)にもとづいた佐沢堰堤設置に伴なう素骨材(原石) として利用され， 主として堰堤予定地西方の山稜(幾春別川流敏桂沢御料地農場南方 423.7高地)において採石されている。 文 献1)B.S.Lyman: Report ofProgress of the Yezo Geological Surveys，
1875
2) E.Naumann: Uber das Volkomrnen der Kreideforrnationaufder
lnselYezo. Mitth.d. deutsch.d. deutsch. Gesell.f.
Na-tur.u. Volkerk. Ostasiens， Vol. 21， 1880.
3)M. Yokoyama: Versteinerungen aus der Japanischen Kreide.Palae
-ontographica， Vol. 36， 1890.
4)K. Jimbo: Gen巴ralGeological Sketch ofHokkaidδ. 1892.
5)K. Jirnbo: Beitrage zur Kenntnis der Fauna der Kreideformation von
Hokl王aidδ.Pal.Bbh， N.F.， Bd. 2， 1894.
6)H. Yabe: Cretac巴ousCephalopoda from the Hokkaidδ， part 1， Lyto・
ceras， Gaudryceras and Tetγ'agonites. Jour. Coll.Sci.Toky尽
Vol.18， art. 2， 1903.
7)H. Yabe: Cretac巴ousCephalopoda from the Hokkaidδ， part 3， Turri
-lites， Desmocems， Nittonites and Hauericeras.Jour. ColI.
Sci.Tokyδ， Vol.20， art.2， 1904.
8) H. Yabe: Zur Stratigraphieund Palaeontologie der oberen Kreide
28
VoI. 61， No. 4， 19O9:
9) H. Yabe: Die Scaphiten aus der Oberkreide von Hokkaido. Beitrags
z. PaI. u. GeoI. Oesterr.Ungarns. u. d.Orients， Bd..23，
1910
10) S.Yehara.: CretacElOus Trigoniae from Miyako and Hokkaidδ. Sci.
Rep. Tδhoku Imp. Univ.， 2 Iid. ser.， VoI. 2， No. 2， 1915.
11)今井半次郎:石狩炭田爽炭層に関する在来の諸説並びに其の批判， 日本鉱 業会誌， 467-469号，1924. 12)今井半次郎:石狩炭聞に於ける出墜紀層 と爽炭第三紀層(石狩統)との題位 的関係，地質学雑誌， VoI.31， 1924. 13)今井主t次 郎 : 石狗炭聞に於ける爽炭第三紀層(石狩統)の層位地質学的研究， 地学雑誌， .Vot 36， 1924-25.
14)H. Yabe & S. Shimizu: Notes on Some Cretaceous Ammonites ot
Japan， Belonging to thePrionotropidae. Sci. Rep. Tδhoku
Imp. Univ.， 2 nd.2 ser.， VoJ.7， No. 4， 1925.
15) H. Yabe: A new scheme ofthestratigraphical subdivision ofthe
Cretaceous depositsofHokkaidδ， Proc.Imp. Acad.， Tokyo，
VoI.2， No. 5， 1926.
16) H. Yabe: GeologicalGuide to the Excursion totheIkushumbetsu Coal
Mining District， Ishikari CoaI岳eld，Hokkaidδ， Guide-book，
Excursion A-2， pubIished by the Pan-Pacific Sci巴
nceCon-gress， Jaran， 1926.
17) H. Jmai: Geology oftheIshikari Coal-field， Hokl王aidδ，with special
reference toan overthrust rock-she巴t，Proc.3 rd.
Pan-Pacific Sci.Congr.Tokyδ， Vol. 2， 1926.
18) H. Yabe & S. Hanzawa: Geological Age ofOrbitoli向。-bearingrocks
ofJapan， Sci.Rep. Tδhoku Imp. Univ.， 2nd ser.， VoI.9，
No. 1， 1926
19) H. Yabe: Cretaceous Stratigraphy of the JapaneseIslands， Sci.Rep.
Tδhoku Imp. Univ.， 2nd ser.， Vol.11， No.1， 1927.
20) H. Yabe & T. Nagao: Cretaceous Fossils from Hokkaido， (AnneIida，
Gastropoda and Lamellibr.)Sci. Rep. Tδhoku Imp. Univ.，
2nd. ser.， VoI. 9， No. 3， 1928;
21) T. Nagao: Some Cretaceous MolIusca from Japanes巴 Saghalinand
