北海道の西方沖には水深3,600 mを超える日本海盆が広がり，その東縁には日本海盆から1,000 m以上の比高を持つ奥尻海嶺が南北方向に長さ300 km以上連続する（第1図）．奥尻海嶺の東側にも南北に延びる水深約3,360 mの 後志 舟状海盆や水深約1,400 mの奥尻海盆などの複数の海盆が形成されている．それらの海盆と東側の北海道西岸の間には， 渡島 半島の 茂津多 岬 から北側では幅が50km以上の水深1,500 m以浅の海底が広がる．一方，渡島半島の茂津多岬から南側では海岸と奥尻海嶺東側の海盆の間には狭い大陸棚と急斜面が連続する．奥尻海嶺上に位置する奥尻島周辺では海嶺全体の水深が浅くなり，その東側の奥尻海峡は水深は600 m以下で，北方の後志舟状海盆と南方の奥尻海盆を隔てている．奥尻島から南へ続く奥尻海嶺上には活火山の渡島大島がある．
日本海盆は漸新世～中新世に背弧拡大によって形成された海洋性地殻を持つ海盆である（Hirata et al., 1989Hirata, N., Tokuyama, H. and Chung, T. W.（1989）An anomalously thick layering of the crust of the Yamato Basin, southeastern Sea of Japan: the final stage of back-arc spreading. Tectonophysics, 165, 303–314. ；Jolivet and Tamaki, 1992Jolivet, L. and Tamaki, K.（1992）Neogene Kinematics in the Japan Sea region and volcanic activity of the northeast Japan Arc. In Takami, K., Suyehiro, K., Allan, J. and McWilliams, M., Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 127/128, Part 2, 1311–1331, doi:10.2973/odp.proc.sr.127128–2.239.1992.）．ほぼ水平な厚さ１〜2秒程度の堆積層に覆われ，基盤の深度は5.5〜7秒程度である（Tamaki, 1988Tamaki, K.（1988）Geological structure of the Japan Sea and its tectonic implications. Bulletin of Geological Survey of Japan, 39, 269-365.）．その東側の奥尻海嶺は第四紀の逆断層の活動によって形成された新しい構造性の隆起帯で，海嶺内には逆断層の分岐や傾斜の逆転など，複雑な構造が発達する（第3図）（岡村・加藤，2002岡村行信・加藤幸弘（2002）日本海の変動地形および活断層．大竹政和・平 朝彦・太田陽子編，日本海東縁の活断層とテクトニクス，47–69，東京大学出版会． ；森ほか，2019森 宏・阿部信太郎・青柳恭平・大上隆史（2019）1993年北海道南西沖地震震源域南部の地質構造と震源断層の関係．地震，71，233–241．）．奥尻海嶺全体では西傾斜の逆断層が明瞭な領域と東傾斜の逆断層が優勢な領域が繰り返しているが，積丹半島西方沖から奥尻島北方の奥尻海嶺は，西に傾斜する逆断層の上盤に形成された背斜構造が多い．一方，奥尻島の南側に連続する奥尻海嶺では東傾斜の逆断層が優勢になる．奥尻島北方の奥尻海嶺には日本海盆を覆う堆積層が連続し，全体として褶曲していることから，奥尻海嶺も日本海盆の一部であったと考えられる．1989年にはOcean Drilling Program Leg127によって本地質図に隣接する奥尻海嶺東側斜面でSite796が掘削され，中期中新世以降の堆積物試料が得られている（Shipboard Scientific Party, 1990Shipboard Scientific Party（1990）6. SITE 796, Tamaki, K., Pisciotto, K., Allan, J., et al. ed.（1990）Proceedings of the Ocean Drilling Progam, Initial Reports, 127, 247–322.）．その堆積物の分析によって，鮮新統はタービダイトを含むが第四系には含まれないことが明らかにされ，鮮新世には海盆底であった奥尻海嶺が第四紀に隆起したと解釈されている．奥尻海嶺上に位置する奥尻島には更新世の海成段丘が分布し，過去数十万年間も隆起し続けていることを示している（宮浦，1975宮浦 正（1975）奥尻島の海成段丘と第四紀地殻変動．第四紀研究，14，23–32.）．1993年北海道南西沖地震は，本地質図内の奥尻海嶺及び奥尻島西方沖及びその南北両側を震源域として発生した（Tanioka et al., 1995Tanioka, Y., Satake, K. and Ruff, L.（1995）Total analysis of the 1993 Hokkaido Nansei-oki earthquake using seismic wave, tsunami, and geodetic data. Geophysical Research Letter, 22, 9–12.；岡村・加藤，2002岡村行信・加藤幸弘（2002）日本海の変動地形および活断層．大竹政和・平 朝彦・太田陽子編，日本海東縁の活断層とテクトニクス，47–69，東京大学出版会． ；森ほか，2019森 宏・阿部信太郎・青柳恭平・大上隆史（2019）1993年北海道南西沖地震震源域南部の地質構造と震源断層の関係．地震，71，233–241．；青柳・阿部，2000青柳恭平・阿部信太郎（2000）海底地震計観測データを用いた海域における気象庁震源の補正―1993年北海道南西沖地震直後の余震分布―．地震，53，177–180．）．奥尻海嶺より東側の海底にも鮮新世以降に逆断層によって形成された隆起帯が複数分布している．また積丹半島周辺からその北西沖の海底には後期中新世以降の多くの火山が分布し，その山頂には水深数百mの明瞭な平坦面が形成されていることから，海面上に形成された火山が侵食され，その後沈降していることを示している．後期更新世以降の火山として，利尻島，渡島大島及び渡島小島がある．
陸域の石狩低地より南西側の北海道南西部は，黒松内低地を境界として，北部の道南山地と南部の渡島半島に区分される（小疇ほか編，2003小疇 尚・野上道夫・小野有五・平川一臣（編）（2003）日本の地形2 北海道．東京大学出版会，358p．）．いずれの領域も全体として山地が大部分を占め，平野は狭い．
渡島半島の大部分は標高数百mから1,500 mの山地からなり，日本海側で高くなる傾向がある．瀬棚及び江刺付近にやや広い低地がある．山地は主に中古生界の深成岩や付加体，漸新世から中新世の火成岩などからなり，山地の周辺域から低地には中新世以降の堆積岩，更新世の段丘堆積物などが分布する．中新世と鮮新世の堆積層の間にはわずかな傾斜の違いが認められる（佐川・植田，1968佐川 昭・植田芳郎（1968）5万分の1地質図幅「瀬棚」．北海道開発庁（現 国土交通省北海道局）．43p. ）．狩場山の山頂付近や奥尻海峡東岸の一部などに第四紀の火山岩が分布する．また日本海沿いの海岸には，標高数十mの後期更新世の海成段丘が分布し，隆起していることを示している．
奥尻島は白亜紀の火山岩類及び堆積岩類とそれらに熱変成を与える花崗閃緑岩類を基盤とし，それらを中新世前期の火山岩類と中新世から鮮新世の海成の化石を含む堆積岩及び火山岩類が不整合で覆う（秦ほか，1982秦 光男・瀬川秀良・矢島淳吉（1982）地域地質研究報告 5万分の1地質図幅 奥尻島北部及び南部．地質調査所（現産総研 地質調査総合センター），88p．）．それらは第四系に形成された海成段丘に広く覆われる．海成段丘の最も高い面は奥尻島の最高峰である神威山の周辺にも分布し，その標高は570 mを超える．それ以下の段丘面の区分は研究者によって7～11の面に区分され（秦ほか，1982秦 光男・瀬川秀良・矢島淳吉（1982）地域地質研究報告 5万分の1地質図幅 奥尻島北部及び南部．地質調査所（現産総研 地質調査総合センター），88p．），最終間氷期の酸素同位体ステージ5eの段丘面高度は島の北岸西部で130 m，南東岸では68 mで，北北西に向かって高度を増す（小池・町田，2001小池一之・町田 洋（2001）日本の海成段丘アトラス．東京大学出版会，122p．）．