５萬分の１地質図幅説明書
（網走 第 58 号）
通商産業技官 山口昇一
通商産業技官 沢村孝之助
地質調査所
昭和 40 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 ジュラ系 II.3 古第三系 [ II.3.1 ] 陸別層 II.4 新第三系 II.4.1 津別層群 II.4.2 イユダニヌプリ山火山岩類 II.5 岩脈 II.6 第四系 II.6.1 木禽岳熔岩 II.6.2 火山砕屑流堆積物 II.6.3 河岸段丘堆積層 II.6.4 冲積層 II.7 地質構造 III. 応用地質 III.1 鉱産資源 III.2 地辷り 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 39 年稿）
（網走 第 58 号）
本図幅の野外調査は， 1959 年から 1961 年の３カ年に亘り， 延 180 日をついやして行なわれた。
野外調査に当たっては， 主として先第三系の分布する西半分を沢村が， また， 新第三系の分布する東半分を山口が担当して行なった。 さらに 相生 の南方地域およびチミケップ川以北の地域については， 佐藤博之技官および石田正夫技官の協力を受けた。 図幅地域から産した貝化石については， 大山桂技官および水野篤行技官により， 有孔虫化石は石田正夫技官により， 植物化石については， 北海道大学 棚井敏雅助教授によりそれぞれ同定された。 また， 珪藻化石については沢村が同定した。
なお， 野外調査に際しては現地の町役場および営林署から多大の便宜をうけた。
本図幅地域は東部北海道のほぼ中央部に位置し， オホーツク海に注ぐ河川と太平洋に注ぐ河川とを分ける分水界となっている。 分水嶺は図幅地域の南部を北西から南東へほぼ対角線状に走っている。
図幅地域は， その南東端に安山岩からなる小丘があって， それが海抜 736 m の最高点をなしているが， 大部分はおおむね標高 400 m から 600 m の比較的標高差に乏しい山嶺からなっており， とくに 500 m 前後の隆起準平原の跡と思われる稜線がよく発達している。 その開析状況は， 構成岩石により異なり， 比較的硬い岩石からなるジュラ系の分布地域や， 新第三系の安山岩および硬質頁岩の分布地域は， 谷の刻みが狭くて深く V 字谷を形成し峻嶮である。 これに反して 固結度の低い陸別層や 新第三系の軟らかいシルト岩・砂質岩および 第四系の軽石流などの分布する地域は， 侵食されやすいため谷が埋積されて なだらかな地ぼうを呈している。
また， 本図幅地域の地形には地質構造の特徴が良く反映している。 すなわち， 図幅地域のほぼ中央を南北方向に走る 二又 断層は， 図幅地域の地質を大きく２分する断層であって， これは 橋本亘の北海道地質区区分による 「 豊頃 - 北見帯」の基盤をなすジュラ系の東縁を画する断層に当たるもので， 断層両側の岩相の差異が， 地形上に明瞭に表われており， 空中写真によっても容易にその存在を推測することができる。 またこの断層の東側， すなわち， 新第三系堆積岩の分布する地域には， 地層の傾斜が緩傾斜で水平層に近い部分が多く， このような地域の山頂部には海抜 400～500 m の北方に向かい， 緩く傾く台地状の平坦地が発達している。 さらに チミケップ川下流およびケミチャップ川下流地域では左岸斜面がなだらかであるのに反し， 右岸斜面が急峻である。 これは右岸斜面が地層の傾斜に対して逆斜面であり， 左岸斜面が地層の傾斜面となっているためである。 また， 新第三系分布地域には， いたるところに地辷り地形が認められる。 すなわち， チミケップ川流域の敬吉沢付近， 沼沢付近および寿老の沢付近， ケミチャップ川流域の 32 線沢対岸付近， さらに網走川本流の布川開拓付近などの地域に認められる。 これらの地辷り地形の大部分は古い地辷りによりつくられたものである。
本図幅地域を流れる河川は， その水系から大きく３つに分けられ， これらは網走川水系の河川， 陸別川水系の河川および 常呂 川水系の河川である。 図幅地域の大部分は前２者の水系流域により占められている。 網走川水系の河川は， 図幅地域の東縁を南から北に流れる網走川本流と， それに合流する ドロドロマップ沢・ ケミチャップ川およびチミケップ川などの主支流からなっている。 本流およびドロドロマップ沢は新第三系分布地域を河川流域としているが， ケミチャップ川およびチミケップ川は新第三系分布地域を横切り， 陸別層あるいは先第三系分布地域までを河川流域としている。 新第三系分布地域では比較的小沢が少なく谷巾が狭いが， 陸別層の分布地域では樹枝状に分岐し谷巾が広くなっている。 なお， チミケップ川上流の二又断層の西側には周囲 約 6 kmの細長いチミケップ湖がある。 この湖の南方のケミチャップ川との稜線付近には河床堆積物が認められる。 これはチミケップ湖が最初は南方のケミチャップ川へ流れていたのが， 後にチミケップ川に流れを変えたことを物語っているものと考えられる。 網走川は以上の主要支流を集め北流して， オホーツク海に注いでいる。 陸別川水系の河川は， その本流は南接図幅「上足寄」の北東部イユダニヌプリ山に源を発し， 北西方向へ支流を集めて流れ， 上陸別の付近で西方から南西方向に流路を変え， 鹿山の沢・作集の沢・ 止若 沢およびトリプシ沢などの支流を次々と合流し， 図幅域外の陸別市街付近で利別川に合流し， さらに十勝川に合流して太平洋に注いでいる。 常呂川水系は， その河川流域がわずかに図幅地域北西隅にあり， 支谷をあつめて北隣図幅地域内を北東方向に流れる常呂川に合流し， オホーツク海に注いでいる。
これらの河川で新第三系分布地域を流れるものには， 小さな断層あるいは盤折れ状の背斜軸部を刻んでいるものが多く， 谷の両側で地層の傾斜方向が異なる場合がしばしば見受けられる。 また， 冲積地はきわめて狭く， わずかに網走川本流， ケミチャップ川・チミケップ川および 陸別川本流に農耕地となり得る平地が発達するにすぎない。 新第三系地域の冲積地における堆積物はきわめて薄く， 前述した河川の川床にはいたるところに露岩が認められる。 しかし， 古第三系陸別層の分布地域では， 軟弱な陸別層が容易に風化崩壊するために， 谷は深く埋積され， 基盤の露出がきわめて不良である。
本図幅地域はいわゆる「豊頃 - 北見帯」 7) と呼ばれている地質構造区の中央北部に位置し， 地質は， ジュラ紀と考えられる輝緑凝灰岩類・ 陸成古第三系陸別層・ 海成新第三系津別層群および 第四系からなっている。 これらについて伴っている火山岩類には， ジュラ系・新第三系下部および新第三系最上部から第四系にかけて 顕著なものが認められる。 次にこれらの地質層序関係を第 1 表に示す。
ジュラ系は「豊頃 - 北見帯」の基盤をなすもので， 北はオホーツク海沿岸の常呂付近から， 南は大平洋岸の豊頃丘陵まで， 北北東 - 南南西方向に断続して分布する。 輝緑凝灰岩を主とし， 輝緑岩・チャート・頁岩・砂岩および石灰岩などからなる。 その地質時代は明らかではないが， 本図幅地域外の石灰岩からはいわゆる「鳥の巣型」の化石を産し， その岩相から空知統 7) に対比され， ジュラ紀と考えられている。 本図幅地域では二又断層の西側にのみ分布する。 ブロック化しておりその構造は明らかでないが， 図幅の北部地域では， 輝緑凝灰岩に富み， 凝灰質細粒の堆積岩も多いが， 南部地域では， むしろ輝緑岩が卓越している。
古第三系は， 陸別層と呼ばれ， 分布状況や古生物学的資料のないことなどから， 新第三系の疑いのある時代未詳の第三系として取り扱われたこともあるが 9) ， 包蔵する植物化石からは， 従来のとおり 2) 釧路炭田 古第三系の周縁層とすべき地層である。 ただし 浦幌層群および音別層群のいずれに相当するものか否かはなお不明である。 陸別層は南は足寄川支流の 螺湾 川流域から本図幅地域まで南北に細長く分布し， さらに北方の北見市の東方地域にも分布し， 前述のジュラ系を基盤として， 常にこれに接して発達している。 本図幅地域では， ジュラ系と同様に大部分が二又断層の西側に分布し， ジュラ系を不整合に被覆している。 炭層を伴う陸成の粗粒堆積物からなり， 中部に泥岩を挾み, その堆積相から内湾あるいは内陸盆地に堆積した地層と考えられる。
新第三系は津別層群からなり， その基底部には酸性安山岩からなる二又安山岩類がみられるが， 大部分は細粒堆積物を主とする海成の 達媚 層および津別層からなっている。 火山活動は坊主山および飯場の沢を中心に活発であったことが， その分布および産状からうかがわれる。 堆積岩からなる達媚層および津別層は， 北方の常呂付近から 緋牛内 ・美幌を経て本地域にまで広く分布する 含油第三紀層として知られているものの一部に当たり， 北方の常呂・緋牛内地域ではジュラ系を直接不整合に被覆している。 しかしいずれでもジュラ系の東側に限り発達し西側には分布せず， ジュラ系の東側に南北方向に形成された積成盆地に堆積した地層と考えられる。 本図幅地域ではほとんどが泥質相からなり， わずかに津別層の基底に一堆積周期の初期を示す粗粒堆積物が認められるに過ぎない。 また， 達媚層および津別層中には火山砕屑物が下部から上部まで普遍的に挾有されるが， いずれも酸性で余り変化がない。 この火山砕屑物は北部では発達が悪いが， 南部に漸次厚くなる傾向がある。
新第三系堆積岩中には普遍的に海棲貝化石あるいは有孔虫化石が包蔵されるが， 一般に冷水棲の属種が多く認められる。
津別層群の上位には， 本図幅地域では第三紀末ないし第四紀の火山岩類が発達するが， 東に接する上里図幅地域においては， その間に 津別層群を不整合に覆って中新統上部と考えられる火山砕屑岩を主とする上里層群， さらに 鮮新統上部の奥上里夾亜炭層が累重分布している。
その後, 第三紀から第四紀にかけて火山活動が活発となり， イユダニヌプリ山を構成する安山岩類が噴出し， 引き続き， 阿寒カルデラの北方の外壁をつくる 木禽岳 熔岩や， 阿寒カルデラ形成の要因となったと思われる火山砕屑流堆積物が生じた。 なお， 網走川沿いには２段の河岸段丘堆積層が発達し， また， 各主要河川流域には冲積層がみられる。
地質構造を概観すると， 二又断層を境として， 西部地域では断層構造が顕著であるのに反し， 東部地域には緩傾斜褶曲構造が発達し， 両者がきわめて対照的な地質構造を呈している。
二又断層は東部北海道における重要な断層の一つであって， その延長は北は常呂付近から南は本別地域まで連続し， ジュラ紀とされる中生層の東縁を限る断層で， これから東側にはジュラ系の分布がなく， 釧路炭田の基盤をなす自堊系が分布している。
一方, 第三系は断層を界としてその発達状況を異にしてはいるが， 両側に分布している。 このことは二又断層がジュラ系と自堊系との境界をなすものであり， かつ， その主たる形成時期が， 自堊系堆積後， 第三系堆積前であって， その後， 第三紀に入って断層の東側が相対的に大きく沈降し， 第三系の堆積盆の形成発展に大きく影響を与えたことを物語るものであろう。 したがって， 本図幅地域で二又断層の東側には新第三系より古い地層はみられないが， 新第三系の下位には古第三系および自堊系の伏在を推測することができる。
新第三系堆積後褶曲運動を主とする造構造運動があって， 現在みられるような， 断層， 褶曲構造が形成されたものであろう。
第 1 図は本図幅地域を中心とした周辺の地質図である。
本地域の基盤をなすもので， 二又断層の以西地域のみに分布し， 古第三系の陸別層に不整合に覆われている。 玄武岩質の海底火山活動に伴う堆積物である輝緑凝灰岩類を主とし， チャート・石灰岩薄層を挾んでいる。 南隣， および西隣図幅地域内の石灰岩には， いわゆる「鳥の典型」の珊瑚類を含んでおり， また， 北方のサロマ湖図幅地域では Aucella を産してジュラ紀とされる。
輝緑岩 : 暗緑色， 緻密な岩石で， 多角状の節理を示すことが多い。 心部は塊状均質で粗粒であるが， 表層部には細かな気泡あるいは炭酸塩に埋められた空隙をもっている。
鏡下で見ると, 間粒構造を呈する玄武岩質のものとオフィチック構造をもつ粗粒玄武岩質のもの， まれには粗面岩様の安山岩がみられるが， ともに斜長石はことどとく曹長石化し， 橄欖石は蛇紋石・鉄緑泥石あるいは炭酸塩化している。 ときには緑簾石化により輝石も変質していることがある。 なお， 破砕されている例も少なくないが， 南隣の上足寄図幅地域内では著しく破砕され， 玄武岩の構造を残す角礫の間には流理があり， 緑泥石・緑簾石片岩様を呈している例が見られた。
玄武岩質のものは， 熔岩流として生じたものと思われ， 空隙に富む表層部をもつ例が多い。 透輝石質輝石と緑泥石化した橄欖石， きわめてまれに斜長石を斑晶とし， 石基は斜長石（曹長石化）・普通輝石・粒状の鉄鉱からなる。 ときに石基に輝石の量の多いピクライト玄武岩質のものも存在する。
粗粒玄武岩質のものは， 岩床として貫入したものと思われ， 玄武岩質のものより粗粒であり， 淡い赤褐色を呈するチタン質普通輝石， 変質した橄欖石， 曹長石化した斜長石および針状のチタン鉄鉱からなっている。
粗面岩質のものは， きわめて細粒で野外ではややガラス質の感を与える。 岩脈として存するものであろう。 しばしば赤鉄鉱に強く汚染されている。 鏡下では 流理構造を呈する羽毛状の斜長石（ことごとく曹長石化している）と 少量の変質した細粒の輝石・鉄鉱からなる。
輝緑凝灰岩 は暗緑色から黄灰色までの種々の色調を呈し， また粗粒のものからチャート質のきわめて細粒のものまで見られる。 粗粒の凝灰角礫岩様ないし火山礫凝灰岩様を呈するものは図幅地域の西端部に分布し， 下位の層準に多く， 細粒の凝灰岩は上位を占めてそれより北東に分布する。
凝灰角礫岩様のものは風化しては凝灰岩と識別されないが， 新鮮な面では角礫が認められる。 通常 輝緑岩に似た節理を示している。 粗粒のものは図幅地域の北西端， 道路切割によく現われている。 もっとも粗粒のものは長径数 10 cm に及ぶガラス質凝灰岩の角礫， または不規則なレンズをシュリーレン状に含む。 通常は数 cm 以下の緻密な， あるいはスコリア質の基性安山岩・玄武岩， ときには軽石片と粘板岩・珪岩などの水成岩類の角礫を含む。 なお， 緑色角閃石結晶片をしばしば含み， また陽起石・曹長石片岩礫が含まれることがある。
凝灰岩様のものは塊状であったり， または葉片状の剥理が良く発達しており， 擾乱を蒙っていることが多い。 したがって一般に緑泥石化， 緑簾石化も粗粒岩より著しい。
凝灰質頁岩 は塊状緻密で赤色を呈し， 厚さ数 m に及ぶ場合にも層理はまったく認められない。 凝灰岩などに較べても軟弱である。 チャートに伴っており， ラジオラリアを含有している。
チャート は通常 板状を呈し， 赤色を呈するものにはマンガン鉱を伴うことが多い。 輝緑凝灰岩に接しては青色あるいは白色を呈し塊状となっている。
石灰岩 は無層理 塊状 均質で， 図幅地域の北西隅には径数 10 m に及ぶレンズもみられるが， 他ではことごとく数 m 以下の小レンズにすぎない。 化石を含むことはきわめてまれで， 二又の奥で保存不良のものをみいだしたに過ぎない。
構造 : 多くの断層に切られて地塊化し， 地塊内では向斜構造を呈しているが， 全般的には西から東に向かって上位の地層が現われるもののようである。 なお， 輝緑岩は北より南にその量を増し， 南に活動中心のあったことを示している。 断層のうち， 図幅地域の北西隅にみられる NE - SW 性の断層と， N - S 性の二又断層とは規模の大きなものであって， 前者に近いところでは地層は N - S 性の， また後者に近い地塊では E - W 性の走向を呈し， 北見市周辺でみられる輝緑凝灰岩の NE - SW 性の構造を乱している。
閃緑岩 : 図幅地域の南西部， 中陸別部落の北北西約 5.5 km でトリプシ沢に注ぐ小沢に， 比高 4 m の小丘があり， その一部に露われている。 この付近 10 m 以内には青色または赤色の凝灰岩・粗粒凝灰岩などが現われているが， これらとの直接の関係はみられない。 輝緑凝灰岩類の活動末期に生じたものと考えられる きわめて小規模なアルカリ質の貫入岩体である。 青黒色を呈する堅硬な粗粒岩で， 不規則な節理をもっている。
鏡下では， ほぼ自形を呈する長径 3 mm の斜長石・普通輝石からなる粗粒完晶質の岩石であるが， 一部にはオフィテック組織もみられ， また 0.5 mm 前後の長石・エジル質輝石の集合部が不規則なレンズ状をつくるなど， やや浅いところに貫入した状況を示している。
本岩は変質がやや著しく， ゾイサイト脈， 炭酸塩細脈が生じており， 曹長石化も激しく， また微細な複屈折の低い緑泥石が一面に生じ， そのほか緑簾石， 複屈折および多色性の強い緑泥石もまた少量ではあるが散在している。
初成鉱物としては 斜長石・カリ曹長石・普通輝石・エジル質輝石・チタン鉄鉱・燐灰石がみられる。 斜長石は累帯構造は残存するがほとんど曹長石化し， また， 緑泥石を生じている。 カリ曹長石は斜長石同様 3 mm 前後の短柱状を呈し， 特有の消光を示すが， その量は斜長石に較べ少量である。 普通輝石は多くは 3 mm 前後の自形を呈するが， 淡桃色～淡緑色の多色性を示し， ややアルカリ質のものと考えられ， 一部は多色性の強いエジル質輝石に漸変している。 これはまた長径 0.5～1 mm の長針状結晶として散在している。 チタン鉄鉱は， 1.5 mm 前後の大型のもので， やや多量に存在し， ときに普通輝石結晶内に数個が包含されていることもある。 常に成長途上の骸晶としてみられ， 完全な結晶はない。 燐灰石は小型の長柱状を呈する。 なお， 微細な鱗片状緑泥石が集合して 2 mm 前後の斑紋状を呈し， これはあるいは橄欖石を置換えたものと考えられる。
古第三系は図幅地域の南西部に， ジュラ系を不整合に覆って広く分布する陸別層からなる。
本層は山田正行 2) により陸別夾炭層と呼ばれ， 釧路炭田 古第三系音別層群の北方周縁相と考えられた地層に当たる。 後に三谷勝利・他 9), 12) により， 陸別層に古生物学的資料がないのと， その分布および岩相とから釧路炭田 古第三系と区別し， 時代未詳の第三紀層として取り扱われた。 本図幅においては， 後に述べるように， みいだされた植物化石によって古第三紀に属するものであることが明らかとなった。 本層は図幅の南西部地域の二又断層の西側に広く分布し， その標式地は陸別市街付近である。 ジュラ系を基盤とし， その関係は大局的には不整合関係にあるが， 局地的に断層関係で接している地域もある。 中陸別付近「道々」切割の作集寄りの地点で観察されるところでは, 厚さ 4 m の石灰岩と陸別層の層理のある角礫岩とが接して， ここでは不整合関係が明瞭であるが， この南では輝緑凝灰岩が破砕されてブロック化している部分と， 輝緑凝灰岩の角礫を主とし， 多少 層理のわかる陸別層の角礫岩とが接し， ここでは断層関係にあるものと思われるが， 岩質は漸移して， 的確に断層の位置を知るのが困難である。 四号沢や域外南方の土井沢の観察では， 不整合下に見られるジュラ系が破砕され， 角礫状化している場合が多く， さらにそれが褐鉄鉱などによって再固結している部分もあり， 陸別層の下部には角礫岩の発達するのが普通であるため， 本層とジュラ系との境界を識別するのはむずかしい。
これは陸別層堆積前の風化により基盤が角礫状を呈していたものが， 侵食されることなく陸別層に覆われたことを示すものと考えられる。
上位の新第三系との累重関係はほとんど常に断層で接しているため明らかでないが， 上陸別の八号沢入口の東方において， かつて上陸別炭砿が， 探鉱坑道を掘さくした時の状況から判断して， 不整合関係にあるものと推察される [ 以下の [注] 参照 ] 。
本層はその構成岩石である礫岩・砂岩が， 基盤から直接由来した角礫・円礫および砂粒により構成され， かつ分級作用が悪く現地性堆積層の様相が強いのと， 石炭層あるいは淡水棲の貝化石などを含むなどのことから， 内湾あるいは内陸盆地に形成された堆積盆を埋めた汽水～淡水性の堆積層と考えられる。 本層はその岩相の特徴から礫岩層と泥岩層とに２分される。 泥岩層はほぼ中位を占めて陸別層が一堆積輪廻を形成するもののごとくであるが， 上下の礫岩に顕著な差はなく， また岩相変化が著しいので, 泥岩層も必ずしも一層準を示すものではないようである。
礫岩層 は陸別層分布地域の大部分を占めており， 陸別層の代表的岩相である。 主として角礫質礫岩・円礫岩・礫質砂岩・砂岩およびシルト岩からなり， なかでも円礫岩が優勢である。 これらの岩相相互間には規則性がなくて互いに移化し， 側方への変化が著しく， 堆積盆への物質の供給がきわめて不安定であったことを物語っている。
角礫質礫岩は本層の下部に多く， 輝緑凝灰岩を主とし分級作用がきわめて悪い。 礫の大きさは径 2 cm から最大 1 m 位まで雑多である。 また， 礫種が少なく同一種類の礫の多いことも特徴である。
円礫岩は外観 暗褐色～褐色を呈するが， 川床などの比較的新鮮なところでは帯緑灰色～帯緑暗灰色を呈する。 礫種は輝緑凝灰岩質のものが多いが， そのほか赤色チャート・硬砂岩および石灰岩なども含まれている。 礫の大きさは径 1 cm から 5 cm 位のものが多く， 角礫岩に比較して分級程度が良好である。 固結度は一般に低く， 礫と同質の砂泥により固結されている。 石灰質物が礫のまわりをフィルム状に取り巻き， 凝固している部分がしばしば認められる（図版 1）。 また， 容易に風化して段丘礫層などとの識別が困難になるが， 多くの場合 本層には層理が存在し， しかも数 10°の傾斜を示すことで識別される。
砂岩およびシルト岩は， 帯緑灰色～帯紫褐色（俗にいうチョコレート色）を呈し， 比較的分級の程度が良く層理を示す場合が多い。 構成砂粒は礫岩と同様に輝緑凝灰岩や赤色チャートなど， ジュラ系の構成岩石からなっている。 このような細粒相の部分にはしばしば炭質物が多く含まれ縞状を呈する場合があり， ときには貪弱な炭層を発達せしめている。 炭層は一般に連続性に乏しく， レンズ状を呈し膨縮が著しい。
さらにこの礫岩層には凝灰質の角礫岩および凝灰岩を挾有する。 凝灰質の角礫岩は淡褐色～褐色を呈し， 黄白色の凝灰岩片とチャート・頁岩などの角礫からなり， その大きさは径 0.2 cm から 2 cm 位までで淘汰が悪い。 固結物は古期岩の砂粒と凝灰質物などからなっている。 凝灰質の角礫岩の発達する層準は一定してはいないが， 走向方向には連続性があり， 地域的には鍵層となる（図版 2）。
凝灰岩は厚さ 2 m の黄白色の酸性凝灰岩で， 鹿山東方の礫岩中に挾在される。 この凝灰岩の上位には縞状シルト岩が発達し， 凝灰岩と合せて連続性があり， 坊主山の南東山麓まで追跡される。 凝灰岩を鏡下で観察するとほとんどガラスからなり， まれに小さな石英・斜長石および角閃石の小結晶が認められる。
泥岩層 は， 坊主山の南西麓を除きその周辺に良く発達する。 帯褐灰色～帯褐暗灰色の無層理塊状で細片に砕ける軟質泥岩からなるが， ときに先に述べたような縞状泥岩も認められる。 泥岩は均質で分級が良く， また， 縞状を呈する部分には炭質物が多い。 二又安山岩類と断層で接する付近には炭質頁岩が発達している。
陸別層は先にも述べたように， 古生物上の資料に乏しかったため， その地質時代が明らかにされていなかったが， 今回の調査で， 細粒の板状を呈する砂岩から， しばしば保存良好な植物化石が発見された。 その内容は主として広葉樹からなり 10 数種が同定されたが， なかでも Platanus， Alangium 属が優勢であり， その化石群集の指示する地質時代は古第三紀の可能性が強いとされた [ 以下の [注] 参照 ] 。 また，北海道支所 佐川昭技官によれば， 旧陸別炭砿付近の本層泥岩部から 淡水棲の Viviparus や Unio など沼にすむ貝の化石を採集したといわれる。
本層から採集した植物化石を次に示す（第 2 表）。
| Loc. 1 | Loc. 2 | |
| Denstaedtia ? sp. | x | |
| Metasequoia occidentalis (NEWBERRY) CHANEY | xc | x |
| Juglans acuminata BRAUN | x | |
| Pterocarya sp. | x | |
| Betula sp. | x | |
| Zelkova kurshiroensis OISHI et HUZIOKA | x | |
| Cercidiphyllum arctucum (HEER) BROWN | x | |
| Patanus aceroides GOEPPERT | xa | xa |
| P. guillelmae GOEPPERT | xa | xa |
| Rhododendron sp. | x | |
| Acer arcticum HEER | xc | x |
| Rhus sp. | x | |
| Alangium basiobliqum (OISHI et HUZ.) TANAI | x | |
| A. basitruncatum (OISHI et HUZ.) TANAI | x | xa |
| A. sp. | x | x |
| Viburnum sp. cf. whymperi HEER | x |
本層と釧路炭田 古第三系との関係は， 前記の植物化石からだけでは的確な対比が困難であるが， 岩相により比較すると， 釧路炭田 浦幌地域 古第三系の最下部層である浦幌層群の留真層下部が， 輝緑凝灰岩・チャートおよび粘板岩の礫を主とする礫岩からなり， かつ砂岩の重鉱物組成も陸別層のそれと共通しており [ 以下の [注] 参照 ] ， 留真層と陸別層とが岩相的に酷似している。
一方, 釧路炭田 古第三系の基盤が白堊系であることや， 浦幌地域の古第三系上部に発達する海成層が陸別層の上位に認められないなど， 未解決の問題も多い。 しかし， 浦幌地域の古第三系の下部に発達する礫質相が北方に漸次顕著となる傾向のあること， さらに陸別層の層相が一堆積輪廻を示していることなどから， 浦幌地域の古第三系の周縁相とみることが可能であるが， 先にも述べたように 浦幌層群および音別層群のいずれにあたるかはいまのところ明らかでない。 いずれにしてもこれらの問題は， 「豊頃- 北見帯」の基盤をなすジュラ系と， 釧路炭田の基盤をなす自堊系との地質構造上の関係にも関連して 解明されるべきものであろう。
本層の層厚は， 構造が明らかでないのと， その堆積相の特徴から真の厚さを知ることは困難であるが， 最低 700～800 m 以上と推算される。
図幅地域の新第三系は， その大部分を占める津別層群と， 第三紀末の火山活動によりもたらされたと思われるイユダニヌプリ山火山岩類とからなる。
本層群は前述したように二又断層の東側に広く分布する。 角閃石・輝石安山岩質熔岩を主とする二又安山岩類と， 海成の堆積岩からなる 達媚 層および津別層とからなっている。
二又安山岩類は当地域の新第三紀の先駆的な火山活動によりもたらされたもので， 二又付近を中心に発達分布する。
達媚層および津別層は津別層群の主体をなすもので， 主として泥質相からなる海成堆積層であって， 全層を通じて冷水棲の貝化石や有孔虫化石を包蔵する。 両層は大きくみてそれぞれ堆積の一輪廻を示し， 下部に粗粒相があって 漸次上部に細粒層と互層しつつ 最上部の泥質相に移化しているが， 岩相の垂直的変化はむしろ乏しく， 比較的安定した条件下において積成作用がなされたものと推察される。
二又安山岩類は， 主として二又断層の西側に点々と分布する幾つかの安山岩類をまとめ， これを総称して二又安山岩類とした。 その分布は， 二又の飯場の沢から上陸別の八号の沢にかけ， 二又断層を挾んで分布するもの， 坊主山を中心としているもの， 二又 一の沢 [ チミケップ湖の西方 3～4 km ] を中心とするものなどが広い分布地域を占め， そのほか二又断層に沿って， 二又付近， チミケップ湖南方， 同北方およびポンタツコブ川上流に小さな岩体が存在する。 これらの産状は， すべて安山岩熔岩で, 飯場の沢 - 上陸別間のものおよび坊主山を中心とするものは， 何枚もの熔岩流からなっている。 いずれの場合も火山砕屑岩類はまったく存在しない。 図幅地域北縁のポンタツコブ川上流にみられる小岩体は， 北隣の北見図幅地域内での観察ではジュラ系を貫いている。 しかし他の二又断層に沿って分布している安山岩は， ジュラ系とは断層で接しているためその産出状態が明らかでない。
これらの安山岩類の噴出時期は， 周辺層との関係から陸別層堆積後・達媚層堆積直前と考えられ， 飯場の沢地域および二又断層に沿って分布するものを除いては， すべてジュラ系あるいは陸別層中に分布し， それらを貫いている。 また， 達媚層との関係は， 飯場の沢本流では断層で接するが， ホッタスオホナイ沢上流では 達媚層の硬質頁岩の下部に斜長石・輝石の鉱物粒を多量に含む結晶質凝灰岩があり， さらに安山岩熔岩との間に 厚さ 5～10 cm の珪化木（一部炭化している部分がある）礫を含む 火山砕屑岩を経て熔岩と接している。 基底部の凝灰岩中には安山岩以外の礫は含まれておらず， 大局的にみて整合的関係にあるとみたい。 さらに上陸別八号の沢流域においては直接 関係はみられないが， 達媚層下部に火山砕屑岩が発達しており， おそらくホッタスオホナイ沢に見られると同様な関係にあるものと推察される。 このような達媚層との累重関係から考えると， この安山岩類は津別層群の堆積初期の産物とみられる。 一般に緑泥石化， 炭酸塩化を多少とも蒙っているが， とくに飯場の沢地域に分布する安山岩類には， 温泉作用による粘土化， 珪化がみられ， 節理の発達が乏しく塊状を呈している。 また， 割れ目に沿っての変質が激しいため， 変質度の低い部分が突出して残り， 集塊岩状を呈している部分がしばしば認められる。 強く変質を受けた部分は一般に淡灰色～淡黄白色を呈し軟らかく， 硫化鉱物の鉱染が認められ， その著しいところは風化して赤褐色を呈している。 さらに後生鉱物として空隙をうめた非晶質石英が多く認められ， ときには巾 20 cm 前後の脈状を呈するものがあり， その部分では脈の内側が葡萄状を呈している。 なお， 坊主山， 二又 一の沢には局地的に 瑪瑙 を胚胎している。
地域全般からみると， 黒雲母角閃石石英安山岩が初期に噴出し， 次いで輝石角閃石安山岩， 末期に角閃石輝石安山岩と， わずかではあるが酸性から塩基性へと変化している。
黒雲母角閃石石英安山岩 は二又 一の沢に， また坊主山の下半に熔岩としてみられ， チミケップ湖北方に輝緑凝灰岩を貫く小岩体として存在する。 斑晶として斜長石・角閃石・黒雲母およびまれに石英を含む。 斜長石は変質して汚濁し， 黒雲母も多くは緑泥石化し， 角閃石は核心部に褐色角閃石が残存するが， 周辺部は輝石オパサイトに変化している。 石基も緑泥石化， 炭酸塩化が著しいが， 石英安山岩によくみられる等粒構造は残存している。
輝石角閃石安山岩 は坊主山の上半部に広く分布し， また二又断層沿いに， あるいは飯場の沢の最下部にみられる。 斑晶として斜長石・角閃石および輝石がみられるが， 輝石はすべて緑泥石化している。 なお， その形状からみると紫蘇輝石の可能性が強い。 石英斑晶を欠くが， 石基は等粒構造を呈している。
角閃石輝石安山岩 は飯場の沢に広く分布している。 斑晶として角閃石・普通輝石および緑泥石化している紫蘇輝石がみられる。 なお， 角閃石， あるいは普通輝石を欠くこともある。 石基はガラス基流晶質構造を呈し， アルカリ長石が斑紋状によく発達しており， ときにはクリストバル石も多量にみられる。
なお， 二又 一の沢の岩体の稜線近くには， 転石であるが， 微閃緑岩様の構造をもつ普通輝石安山岩がみられた。 おそらく岩頚が存在するのであろう。
本層は先に千地万造（1953） 4) により定義された達媚層にほぼ一致するが， その上限の取り扱いに多少異なる点のあることは前述のとおりである。 千地は達媚層の特徴を硬質頁岩に求め， 硬質頁岩の発達する上限をもって達媚層の上限としたが， 本図幅においては， 硬質頁岩の上限から数 10 m 下位に発達する海緑石， 緑色の岩片（火山砕屑質のものらしい）および 古期岩の細礫を含む連続性のある砂岩層を， 堆積輪廻の初期堆積層と考え， これから上位を津別層とし， 下位を達媚層として取り扱い， 再定義した。
本層は図幅地域内に発達する新第三系分布地域のほぼ半分の地域を占め， 細粒層を主体とする厚さ 600 m 余りの地層である。 おおむね下位から 珪質な硬質頁岩を主とする硬質頁岩層， 凝灰岩～凝灰質砂岩からなる凝灰岩層， 凝灰質の砂質シルト岩・シルト岩の互層， さらに泥質の板状硬質頁岩層の順に累重するが， 岩相が側方に変化するため， このような岩相層序を分布地域全域に適用することは困難である。 次に本層の主要ルートにおける岩相柱状図を示す（第 2 図）。
下位層との累重関係は， 前述したように ホッタスオホナイ沢上流において二又安山岩類を整合的に被覆している。 また， 陸別層との関係は， 本図幅地域内では断層で接するため明らかでないが， 北に接する北見図幅 23) 地域内の達媚川支流 17 番の沢において， 達媚層の岩相および周囲の状況から判断して不整合に被覆すると考えられている。 その基底部付近には， 黒雲母を含む帯緑灰色の特徴ある砂岩が発達し， それに良く似たものが， 飯場の沢上流の断層際， および上陸別の陸別川本流の本層基底部付近にも認められる。
硬質頁岩層 は， 本層の下部に発達し， ホッタスオホナイ沢上流から上陸別方面にかけて分布する。 代表的な硬質頁岩は外観 灰白色～灰色で， 褐色の年輪状の模様が良く認められるが， 新鮮面では暗灰色～帯褐暗灰色（「飴色」）を呈し， 緻密， 堅硬で， 割口が貝殻状断口を示し， 叩くと金属音を発する。
一見するとチャートのような感じを受け， 珪質である。 普通はこのように硬い頁岩が厚さ 10～15 cm の板状を呈し， 軟らかいシルト岩の薄層と互層している。 このような産状は本層上部や津別層の下部に発達する板状の硬質頁岩に外観が似ている。
このほか 本岩相の下部には帯緑暗灰色～帯緑灰色の凝灰質細粒～中粒砂岩が発達する。 この砂岩には， 黒雲母・斜長石および石英などの結晶粒が多いが， これらはその形から２次的なものとみるよりは， むしろ火山活動に由来した１次的なものとみられる。 さらに本岩相中には凝灰質の砂岩シルト岩が挾有される。 これらは分級が悪く， 小豆大の古期岩礫や海緑石粒が多量に含まれている。 本層の厚さは飯場の沢で約 200 m 余である。
凝灰岩層 は先に述べた硬質頁岩層の上位に発達し， 北から南へ漸次厚さを増し， 陸別川以南の地域では後述する互層部までがきわめて凝灰質となり， 本層との区別が困難となっている。 ホッタスオホナイ沢から北部では， 薄化すると同時に分散し， ケミチャップ川本流筋では厚さ数 m の凝灰岩の卓越する部分が認められるにすぎない。
飯場の沢の上流で観察される凝灰岩層は下部に軽石質凝灰岩があり， 次に凝灰質シルト岩， さらに帯緑暗灰色の凝灰質極粗粒砂岩， 最上部に白色～灰白色の細粒凝灰岩が発達し， ここでの厚さは全体で約 80～120 m を算する。 このような岩相層序は飯場の沢から上陸別上流地域まで南北方向に良く連続する。 軽石質凝灰岩は淡灰色～灰白色で径 3 mm 前後の軽石粒からなり粗鬆である。 極粗粒砂岩はきわめて特徴があり， 表面は帯緑暗灰色で径 0.5～3 mm 前後の砂粒からなり， 固結度が低く粗鬆である。 鏡下で観察すると， 砂粒のうち円味を帯びているものには 緑色の岩片・海緑石・安山岩および赤色チャートなどが多く， 角張っているものには斜長石・石英および少量の輝石と角閃石とが認められる。 そのほか， 放散虫および珪藻の化石が多量に含まれている。 膠結物質は火山ガラスなどである。 細粒凝灰岩には， 有色鉱物を伴わない灰白色～黄灰白色の凝灰岩と， 暗緑色の径 1 mm 前後の砂粒をゴマ塩状に含むものとがある。 後者を鏡下で観察すると， ほとんどがガラスからなり， 少量の斜長石・石英と円味を帯びた海緑石および粘板岩の砂粒が認められる。
これらの火山砕屑質岩はいずれも比較的酸性の火山活動に由来したものである。
砂質シルト岩シルト岩互層 は後述する硬質頁岩とともに達媚層の代表的岩相である。 この互層は規則性がなく， かつ各単層の側方変化が著しい。 厚さ 5～10 m 単位の互層で， 小さい露頭においては， 単にシルト岩あるいは砂質シルト岩のみが露出する から互層 [ 互層の片方の層のみが露出すること ? ] の状態は， 大きな崖によってはじめて知ることができる。 砂質シルト岩は灰色～灰白色で分級程度がきわめて悪い。 きわめて凝灰質であることがあり， 軽石質の微粒が層理面に沿ってレンズ状に濃集し， シルトと不規則な縞模様を呈しているのがしばしば認められる。 また， 厚さ 10～15 cm 間隔に層理面が発達するが， 凹凸が多く走向傾斜の測定が困難である。 シルト岩は灰色～暗灰色で砂質シルト岩に較べ分級程度が良く， 軽石や炭質物をあまり含まない。 また， 硬さは硬質頁岩に比較し軟らかく， 葉理が発達する。 シルト岩の良く発達する地域は上オホナイ沢流域で， ここでは硬質頁岩と互層している。
この互層中にはこのほか灰色～帯緑灰色の淘汰の悪い細粒砂岩や， 厚さ数 10 cm から数 m に及ぶ凝灰岩が挾まれている。 大部分が灰白色の軽石質酸性凝灰岩であるが， なかに径 1 mm 前後の緑色砂粒を多量に含むものや， 有色鉱物を含む軽石質の粗粒凝灰岩が認められる（図版 3）。 なお， 本相中には径数 cm から数 10 cm の砂質団塊が少ないながらも全般的に含まれている。
板状硬質頁岩層 は達媚層の上部に発達し， いわゆる「硬質頁岩」と呼ばれる岩相である。 厚さ 2～5 cm の暗灰色～灰色， 緻密， 堅硬なシルト岩と， 1 cm 以下の軟らかい葉片状のシルト岩とが互層する。 硬質頁岩には立方状の割れ目が発達し， あたかも煉瓦を積み重ねたような外観を呈する（図版 4 a， b）。
達媚層下部に発達する硬質頁岩に比較し， ガラス質ではなく泥質で軟らかい。 チミケップ川入口付近の本層には海緑石粒が含まれている。 また， ドロドロマップ川上流地域に発達する硬質頁岩層は， 南部へ漸次硬質頁岩から珪藻土質のシルト岩へと変わっており， イユダニヌプリ山火山岩類の北西縁では， 灰白色～黄白色の軽い珪藻土質岩となっている部分がある。 このような現象は後述する津別層の場合にも認められ， 北方から南方へ次第に珪藻土質となる傾向が認められる。
達媚層は前述したように岩相がきわめて単純で粗粒堆積物がほとんどなく， 大半が泥質層からなり， かつ岩相の垂直変化が乏しいため， 各相境界を決定することが困難である。 したがってその境界は人為的であり， 同一時間面を示すものではない [ 以下の [注] 参照 ] 。
本層は主として網走川本流から以東の地域に広く分布するが， 最下部の砂岩層は二又断層東側の向斜軸部， ドロドロマップ沢 - ケミチャップ川間の稜線， およびケミチャップ川 - チミケップ川間の稜線に， 向斜の軸部を占めて盆状に分布している。
下部には特徴のある砂岩層が発達するが， 中部から上部には硬質頁岩を経て漸次軟らかいシルト岩が発達している。 これらは岩相の特徴により 下位から砂岩層・硬質頁岩層およびシルト岩層に３分される。 本層の主体をなすものはシルト岩層であるが， 本図幅地域にはその一部が分布するに過ぎない [ 以下の [注] 参照 ] 。
下位の達媚層との累重関係は， ドロドロマップ川流域， ケミチャップ川流域およびチミケップ川入口付近の数カ所の地点で観察される。 いずれの場合も岩相的に漸移することなく， 達媚層の硬質頁岩あるいは凝灰質砂質シルト岩と明瞭な境界をもって接している。 相生 付近では凝灰質砂質シルト岩と， 緑色の岩片および古期岩の円礫からなる凝灰質礫岩とが 小さい凸凹のある面をもって直接し， ドロドロマップ沢では凝灰質細粒砂岩と珪質頁岩のレンズを含む厚さ 1.5 m の礫岩とが， 相生付近同様に小さな凹凸のある面で接している。 また， チミケップ川入口付近では板状硬質頁岩層を， 緑色の岩片および古期岩の細礫を含む凝灰質砂岩が覆っている。 ここでは砂岩に含まれる海緑石粒が下位の板状硬質頁岩層にも含まれている。 前２者は一見すると不整合のようにもみられるが， 構造的に両者がまったく平行しており， また， 下位層の岩片を取込んでいないことや， チミケップ川下流にみられるような現象もあり， さらに本層基底の砂岩層が南部に薄化し， 相生市街の南方では尖滅し， 達媚層と津別層の板状硬質頁岩とが直接しているなどの点から， 両者の累重関係は整合とみたい。
上位層との関係は， 本図幅地域では， 津別層の下部のみしか分布しないため観察できないが， 隣接する美幌図幅 22) および上里図幅 24) 地域において， 上里層群により不整合関係に覆われているのが観察される。 本層の厚さは全体では 1,000～1,100 m を算するが， 本図幅地域にはその下半約 500 m がみられるのみである。
砂岩層 は津別層の下部に発達し， 火山砕屑物を多量に含んだ凝灰質の特徴のある砂岩を主としている。 北に接する北見図幅地域中央部から本図幅地域の相生付近まで分布するが， ケミチャップ川流域がもっとも厚く約 300 m を算する。 南方に漸次薄化し， 相生付近から南では認められない。 厚く発達する地域では礫岩や凝灰岩を伴っている。
主体をなす砂岩は， 帯緑灰色～灰色， 中～粗粒の硬質砂岩で厚さ 10～25 cm の板状層理が発達している（図版 5 a）。 構成砂粒は帯緑黒色の古期岩・海緑石，淡緑色の岩片（火山砕屑質物らしい）， 白色軽石粒および後成鉱物と考えられる非晶質石英 （これは砂粒というより間隙を埋めたもの） などが認められ， その粒径は 1 mm から 5 mm 位まで雑多である（図版 5 b）。 鏡下で観察すると， 砂粒としてチャート・粘板岩・輝緑凝灰岩・安山岩および軽石などが認められ， 丸味を帯びている。 そのほか丸味を帯びた海緑石粒が多量に含まれている。 これらの砂粒を固結しているものはガラス質物である。
礫岩は砂岩層の下部を占めて局地的に発達し， 前述したように 砂岩層のもっとも厚く発達する ドロドロマップ - ケミチャップ川地域に発達するにすぎない。 外観は暗灰色～灰色， 堅硬で， 礫の大きさは径 0.5～2 cm 程度の円礫からなるが， まれに径 50 cm に達する巨礫を含むことがある。 礫種は， 粘板岩・チャート・輝緑凝灰岩および安山岩などからなり， 石灰質物あるいは泥質物により固結されている。 この礫岩は膨縮が激しく連続性に乏しい。
凝灰岩は砂岩層の上部を占め， 粗粒から細粒への粒度変化を示している。 黄白色～灰白色の有色鉱物を含む酸性凝灰岩で， 礫岩に較べ連続性があり， 達媚層に含まれる凝灰岩に似ている。
硬質頁岩層 は砂岩層の上位に発達する。 その境界は漸移することなく明瞭な岩相の差異が認められる。 下部はいわゆる「薄板状硬質頁岩」であるが， 上部は漸次「薄板状硬質頁岩」の様相が薄れ， 葉片状硬質シルト岩から次第に上位のシルト岩層に漸移している。 「薄板状硬質頁岩」は厚さ数 cm の暗灰色～灰色， 緻密， 堅硬なシルト岩と， 厚さ 1 cm 以下の軟らかい葉片状シルト岩との互層で薄板状を呈し， 前述した達媚層の上部の板状硬質頁岩に良く似ており区別できないが， 幾分 津別層の方が色が明かるい。 また， 板状硬質頁岩層から上位のシルト岩層に移化する付近には， 厚さ数 cm から数 10 cm に及ぶ黄白色の細粒凝灰岩層が， 頻繁に挾有される点などからも区別できる。 この凝灰岩層は， それぞれ単層ごとに追跡することができないが， 「凝灰岩帯」としての追跡が可能であり， 津別町市街付近から布川付近までの網走川本流沿いに追跡され， 北部から南部へ行くにつれ凝灰岩層が厚くなる傾向が認められる。 板状硬質頁岩層には， しばしば球形の径 1.5 m にも達する団塊が含まれている（図版 6）。
シルト岩層 は前述の硬質頁岩層から漸移する。 下部は帯緑暗灰色から暗灰色の葉理の発達した， 比較的硬いシルト岩からなっている。
風化すると赤褐色～褐色を呈し薄板状に剥理する。 上部に次第に色が明かるくなり灰色を呈し， かつ葉理が消滅して塊状となり， 走向・傾斜の測定が困難となる。 風化すると淡灰色を呈し小塊片にくだける。 また， シルト岩層は分布地域の南部では下位の硬質頁岩層も合わせ， 珪藻土質シルト岩に変わる傾向がある。 珪藻土質シルト岩は風化すると灰白色～黄白色を呈し， 大塊状にくだけ， あまり小塊片にならない。
凝灰岩は下部に頻繁に挾有されるが上部には少ない。 なお， シルト岩層には径数 cm から数 10 cm の球形の団塊が多量に含まれている。
津別層群は上下を通じて海棲貝化石， 有孔虫化石および珪藻化石を包蔵している。 これら化石の産出は岩相との間に密接な関係があり， 貝化石は比較的粗い相に多く， 硬質頁岩や比較的粘土分の多いシルト岩には少ない。 また， 達媚層と津別層とでは津別層の方がはるかに多い。
有孔虫化石は砂岩にはほとんど含まれず， 硬質頁岩にも少なく， 一般的に軟らかいシルト岩に多い。 また珪藻化石は， 図幅の南東部地域に分布する珪藻土質シルト岩に普通に含まれるほか， 達媚層下部の凝灰岩層中の極粗粒砂岩からも多量に産する [ 以下の [注] 参照 ] 。 なお， これらの化石類には地質時代の決定や， 他地域との対比を行なううえに有效な決め手となるものは少ない。
有孔虫化石および珪藻化石はその内容から幾つかの群集に分けられるが， 層序的にみて両者相互間の区分が一致しない。 しかし， 下部から上部に変化する群集の示す堆積環境は大局的にみて一致している。 すなわち， いずれの場合も津別層群堆積の初期には外洋性の種属に富んでいるが， 後期に向かって漸次 沿岸性の種属が多くなっている。 このことは， 津別層群の堆積盆は， 初期の火山活動とともに急激に海進が進み外洋性の環境となり， その後 逐次 狭められて浅海化し， 沿岸性の環境に移行したことを示すものであろう。
次に津別層群から産した化石を示す [ 以下の [注] 参照 ] （第 3 表）。
| … | … |
| … | … |
| 地層区分 | 津別層群 | 上里層群 | |||||
| 達媚層 | 津別層上部 | 美都層上部 | 里美層 | ||||
| 珪藻化石群区分 | A1 | A2 | A3 | B1 | B2 | B3 | |
| a | b | ||||||
| … | … | … | … | … | … | … | … |
貝化石には， 一般に泥質岩を主とする中新統に普通にみられる種が多いが， 達媚層と津別層とでは多少 化石種に差があり， 前者には Lucinoma acutilineatum (CONRAD)， Periploma yokoyamai (MAKIYAMA) が多く， 後者には Venericardia abeshinaiensis OTUKA， Portlandia tokunagai var．hayasakai UOZUMI， Turritella sp. などのほか， 津別層の最上部の砂岩に Mytilus やTectonatica などを多く産し， また， 両層に共通的なものとして Nuculana pennula YOKOYAMA， Macoma calcarea (CMELIN)， Portlandia thraciaeformis (STORER) がある。 これらの貝化石のうち Portlandia tokunagai var．hayasakai UOZUMI， Venericardia abeshinaiensis OTUKA は 釧路炭田 新第三系の最下部層とされている布伏内累層 14) や， 上茶路累層などにも多産するもので， どちらかといえば新第三系の下部層に多い種である。 また， 津別層の最上部の砂岩中に Mytilus， Tectonatica の化石の多いことは， 津別層群がその末期において沿岸性の堆積環境になったことを物語るものであり， 先に述べた有孔虫化石・珪藻化石の示す傾向と一致する。
有孔虫化石は津別層シルト岩層下部の葉理を示す部分と， 塊状になる付近とを境として上下に２分される。 下部は Cyclammina 属や， Haplophragmoides 属など砂質殻有孔虫化石により特徴づけられるが， 上部は下部にみられるような砂質殻有孔虫化石の量が減少して， 逆に下部に認められない。 Bulimina 属および Cassidulina 属など石灰質殻の有孔虫化石を多量に含んでいる 17) [ 以下の [注] 参照 ] 。
珪藻化石についてはすでにその詳細が報告されているが 19), 20) ， 表に示すように津別層群の上位にある上里層群とは明瞭に区別され， 常に Kisseleviella carina の存在することで特徴づけられている。 この群集はさらにその構成種により A1 から A3 まで３分され， とくに A1 と A2～A3 群集間の差異が顕著である。 この境界は達媚層の上部にあって， 先に述べた有孔虫化石群集の境界とは異なっている。 このような珪藻化石群と他地域から産する化石群との比較は， 珪藻化石の資料が少ないのでむずかしいが, 現在知られているところでは， 稚内層群以上から産出する化石群集とは区別され， むしろそれ以下の三毛別層（苫前炭田の中下部中新統）から産するものに近似している 18) 。
以上に述べた貝化石・有孔虫化石および珪藻化石は， 従来 北海道で知られている幾つかの化石群集と的確に比較することがむずかしい。 しかし, さきにも述べたように， 珪藻化石は上部中新統の稚内層群 11) 以上から産するものとは区別されるし， 貝化石・有孔虫化石などもどちらかといえば稚内層群以下の川端層群 11) に多産するものである。 一方, 岩相からみると， 津別層群は泥質岩を主とし硬質頁岩を伴うという点で， 川端層群よりは稚内層群に似ている。 しかし, 本層群を不整合に被覆する上里層群の中部には 稚内層群の上部に良くみられる珪藻土質シルト岩が発達し， かつその下部にわずかではあるが珪質の硬質頁岩がみられ， さらに津別層群の北方延長が， 川端層群に対比されている常呂層 4), 5) に連続しているなどの点から， 津別層群を稚内層群より下位の地層とみるのが適当であろう。
北方の網走地域との対比については， すでに述べたように網走地域の新第三系の最下部層である常呂層に対比される。 すなわち, 津別層群は北方に向かって硬質頁岩の量が漸減し， 美幌付近においてはほとんど含まず， 全体が津別層のシルト岩に似た岩相によって占められ， 常呂層に連続している。 ただし, 津別層群の達媚層・津別層が どのような関係で北方の常呂層に連続しているかは不明である。
南方の足寄～本別地域との関係は， すでに公表された資料 9) によると， この地域には 川上層群と呼ばれる 硬質頁岩を伴う泥質岩を主とする海成新第三系が広く分布している。 川上層群はさらに泥岩を主とする 貴老路 層， 硬質頁岩を主とする 仁生 層， さらに板状硬質頁岩， 基底砂岩層からなる 本別沢 層に３分されている。 川上層群は少ないながらも海棲貝化石を含むが， その内容は中新統に一般的に産するもので， 対比の規準となる種類が発見されないが， 一方, 上述したような， 硬質頁岩や泥岩を主とする岩相の特徴， 層序関係などから中新統上部の稚内階に属するものとされ， 本図幅地域の津別層群とは異なる層準のものと考えられていた 11) 。 しかるに， 津別層群と川上層群との岩相層序が似ており， また， 貝化石で Venericardia abeshinaiensis OTUKA， Portlandia tokunagai var．hayasakai UOZUMI， Nuculana， Pennula YOKOYAMA などが共通して産し， さらに有孔虫化石や珪藻化石も似た種類が産出され， また構造的にみても両層群が「豊頃 - 北見帯」の基盤の東側にのみ分布し， 同一層準の地層とみることができる。
次に釧路炭田地域との関係をみると， 従来 釧路炭田の新第三系は， 後期中新世と考えられる厚内層群 14) と， 鮮新世と考えられる阿寒層群 14) とに２大別されていた。 しかし最近の釧路炭田地域の図幅調査の結果， 古第三系 音別層群と新第三系 厚内層群との間に独立した地層のあることが指摘された。 それは 布伏内 累層あるいは 上茶路 累層の名で呼ばれ， いずれも軟らかいシルト岩からなっており， Venericardia abeshinaiensis OTUKA や Portlandia tokunagai var. hayasakai UOZUMI を産し， 津別層のシルト岩層に似ている。 さらに 浦幌 ・ 厚内 図幅地域内の厚内層群中上部から得た資料からは， 津別層群上位の上里層群に含まれる珪藻化石群に似た化石の産出も知られている 19), 20) 。 これらのことから津別層群と布伏内累層や上茶路累層との対比が可能であろう。
次に「豊頃 - 北見帯」を中心とした道東地域の新第三系の対比表を示す（第 4 表）。
| 年代 | 標準層序 | 端野・仁頃盆地 （MS ; 端野図幅） | 常呂・女満別地区 （常呂・女満別図幅） | 津別・本岐地区 （本岐・上里図幅） | 足寄太・本別 （足寄太・本別図幅） | 釧路炭田 （上茶路・雄別図幅） |
| 鮮新世 | 瀬棚層群 | |||||
| 滝川層群 | ||||||
| 中新世 | 稚内層群 | |||||
| 川端層群 |
イユダニヌプリ山火山岩類は， ドロドロマップ沢上流の独立標高点 736 m 地点から南東方向に延びる稜線を形成し， 域外南方のイユダニヌプリ山をその中心部としている。 図幅地域にはその北方延長の一部が分布し， 新第三系中に円錐形をなして突出している [ 以下の [注] 参照 ] 。 独立標高点 736 m 峰付近は， 同峰を形成していると考えられる安山岩の崖錐によって山麓部が覆われているため， 露出がなく， その構成岩石を知ることができない。 崖錐を形成している岩塊は， その大半が暗灰色～灰色， 緻密， 堅硬でわずかに 1 mm 前後の斜長石の斑晶を伴う安山岩により占められている。 この安山岩には厚さ 0.5～2 cm の板状節理の良く発達するものと， 比較的塊状のものとがあるが， 岩質的には大差がない。
この安山岩を鏡下で観察すると， 斑晶として斜長石および紫蘇輝石が認められ， 斜長石は新鮮で一般に長柱状のアルバイト双晶を示すものが多く， 紫蘇輝石は斜長石に較べその量が少なく， かつ小さい。 石基はピロタキシチック組織を示し， 長柱状の斜長石を主とし少量の鉄鉱・輝石類およびガラスからなっている。
本火山岩類の噴出時期は明らかでないが， 新第三系の津別層群を貫いていることと 隣接する上里図幅地域の火山活動の状況やその岩質から考え， 新第三紀末の活動に由来したものと推定される。
本図幅地域の南東隅の国道傍に新第三系 津別層を貫く岩脈があり， 採石が行なわれている。 本岩は網走川上流に発達する阿寒カルデラの外輪山熔岩の岩質に似ており， それに関係あるものと考えられる。
本岩は 1 mm 以下の斜長石斑晶が多く， 橄欖石も肉眼で認められ， 紫蘇輝石普通輝石含有橄欖石玄武岩質安山岩である。
斑晶として斜長石・橄欖石・普通輝石・紫蘇輝石を含む。 斜長石は 0.5～2.0 mm で清澄， 累帯構造を示し， 橄欖石は 0.2～0.7 mm で輝石の反応縁を有している。 普通輝石・紫蘇輝石はともに少なく， 0.5 mm 前後で， 紫蘇輝石は， 単斜輝石の反応縁を有している。
石基は間粒組織を示し斜長石・単斜輝石・鉄鉱・燐灰石が認められる。
本図幅地域に分布する第四系は， 第四紀初期の火山活動に由来したと思われる木禽岳熔岩， 阿寒カルデラ生成の要因と考えられる火山砕屑流堆積物， さらに 網走川本流沿いに発達する高低２段の段丘堆積層および 各河川流域に発達する冲積層からなる。
この熔岩は東隣の上里図幅地域内にある木禽岳を構成するものであり， 阿寒カルデラの外輪山の一部であって， その北方に広く分布するものの末端が， 図幅地域の南東隅にわずかに分布する。 木禽岳を頂点として 北方および西方に広く緩傾斜面を作り流下している塩基性熔岩流である 3) 。
本岩は網走川右岸に注ぐ支流にみられ， 木禽岳を構成する熔岩流の下部に当たるもので， 岩質は無斑晶安山岩である。 斑晶としてまれに斜長石が認められる。
石基は斜長石・単斜輝石・鉄鉱・燐灰石・ガラスからなり， ガラス基流晶質～ピロタキシチック組織を示す。 また鱗珪石を含むことがある。
本図幅地域には， 主として阿寒カルデラ生成の誘因になったと思われる軽石流堆積物や， 熔結凝灰岩が分布する。 これらを一括して火山砕屑流堆積物と呼ぶ。
火山砕屑流堆積物は， おおむね図幅地域全域に認められるが， とくに阿寒カルデラに近い東方地域に厚く連続的に分布している。 この火山砕屑流は， 岩質や累重関係からみると， 幾度かの活動により噴出されたもののようであるが， 露出が散在しているため， 全体の層序関係， 噴出時期および噴出起源による区分が困難である。 したがって, 本図幅地域では見掛けの岩相および確認された累重関係を合わせ， 熔結凝灰岩を中部にして， これと上下の軽石流堆積物とに３分する [ 以下の [注] 参照 ] 。 これら３者の累重関係は， 二又の西北西 4 km 地点および域外の相生開拓道路において， 下部軽石流堆積物と熔結凝灰岩との関係が， また， 二又 飯場の沢において， 熔結凝灰岩と上部軽石流堆積物との関係が， それぞれ観察される。
二又の西北西 4 km 地点（本流沿い南岸）では第 3 図に示すような関係が観察される。 (A) は付近に広く分布する熔結凝灰岩の一部と考えられ， 黒色を呈し， 約 10 m の厚さを有するが， 熔結はその上半にのみみられ， その程度は不充分である。 下位の軽石流 (C) との間には約 2 m の厚さの褐色砂層 (B) を挾んでいる。 また相生開拓道路では砂層の発達は認められないが， 両者の間には時間的間だのあったことが明瞭である（東隣の上里図幅参照）。
二又 飯場の沢で観察される熔結凝灰岩と上位の軽石流との関係は， 熔結凝灰岩の上部に一般的に認められる未熔結の部分が存在せず， かつ上位の軽石流とは漸移することなく， 明瞭な境界が存在するなどの点から考えると， この両者間にも多少とも時間的間隔があったものと推察される。
下部軽石流堆積物 はその分布が限られ， 図幅地域で確実に下位の軽石流のみられるのは， 上位の熔結凝灰岩との累重関係の観察される二又の西北西 4 km 地点のみである。 ここでは厚さ約 6 m で発泡のよい径 5 cm 前後の軽石を含む白色の軽石流で， 全然 熔結していない。 角閃石含有普通輝石紫蘇輝石石英安山岩質のものであるが， 石英の量はむしろ少なく， 上位の軽石流堆積物と岩質が似ている。 さらにこの軽石流の下位には第 3 図に示すように幾枚かの軽石質堆積物が存在する。 (D) は径 3 cm 程度の軽石のみからなる礫層で， 軽石は普通輝石紫蘇輝石安山岩質のものである。 この下位には褐色シルト～砂層 (E) を間にして， 白色熔結凝灰岩角片を主とする礫層 (F) がある。 この熔結凝灰岩は角閃石・普通輝石をまれに含有するほとんど無斑晶質のものである。 すなわち， この地域には熔結凝灰岩の下位に数回（C， F および D ?）の軽石流が， かつては存在したが， ほとんど侵食されつくしてしまったものと考えられる。
なお， チミケップ湖の西方には黒色～白色を呈し， 熔結部のみられぬ軽石流が散在する。 普通輝石紫蘇輝石石英安山岩質のもので一応 上位の軽石流と考えられるが， 常に軽石質砂～シルト層に覆われており， それがときには 6 m にも及ぶ厚さをもつこともあるので， 下部軽石流の疑いもあり， なお， 検討の余地が考えられる。
熔結凝灰岩 は図幅地域の南東隅から二又を結ぶ線， 西方の鹿山を結ぶ線および北方の沼沢を結ぶ線を中心として分布している。 その分布状況は， 山頂部に台地を形成している場合， あるいは谷床に局地的に残っている場合， さらに現在の谷を横切っている場合など， 現在の地形との関係はあまり認められない。
この熔結凝灰岩は分布地域の北部あるいは北西部では熔結度が低く， 漸次 暗灰色～黒色の軽石流へ移化している。 また， 下盤には数 10 cm の熔結されていない部分が伴われている。 さらに, ところによっては白色の軽石凝灰岩を下部に伴っていることもあり（図版 7 a）， それぞれの関係が漸移している。
熔結凝灰岩は外観 暗灰色～灰色を呈し， 黒色～暗灰色のレンズ状のガラスおよび 堆積岩・安山岩を主とする捕獲礫を多量に含む普通輝石紫蘇輝石安山岩質のものである。 レンズ状ガラスの規模は， 小さいものは厚さ 1～2 mm， 延びは 1～2 cm であるが， 大きいものになると厚さ 2 cm， 延びが 10 数 cm に達するものがある。 捕獲礫は径約 1 mm から 2 cm 位まで雑多であるが， 1 cm 以下のものが多い。 二又地域に分布する本岩は他地域に分布するものと異なり， レンズ状のガラスや捕獲礫が少なく板状節理が良く発達している（図版 7 b）。 二又地域の本岩を鏡下で観察すると， 大部分がガラスで占められ， わずかに斜長石・紫蘇輝石・普通輝石などの鉱物と， 堆積岩・安山岩の外来岩石片が含まれ， 明瞭な流理構造が認められる。
上部軽石流堆積物 は熔結凝灰岩とほぼ同様の分布地域を占めるが， 軟弱であるため崩壊流失し連続的分布をせず， 点々と山頂部や山腹に残っている。 外観， 白色～淡黄白色で軽石および岩石片が少なく， かつ小さい。 軽石は最大径 10 cm 位で， 普通径 1～2 cm のものが多い。 また， その発泡度は下位の軽石流のものに較べてよい。 岩石片は径 1 cm を超えるものはまれで， 普通は 1 cm 以下のものが多い。 そのほか炭化木片が普通に含まれている。 基質は磨砂状の細粒ガラスからなっている。 軽石中には有色鉱物および珪酸鉱物がしばしば認められる。 これを鏡下でみると， 斜長石・輝石（紫蘇輝石が多い）・磁鉄鉱およびまれに角閃石・石英の鉱物粒と， 安山岩・堆積岩の砂粒が認められ [ 以下の [注] 参照 ] ， その岩質は角閃石含有普通輝石紫蘇輝石石英安山岩質で， 下部軽石流に似ている。
網走川本流沿いには高低２段の段丘が認められ， それぞれ堆積物を伴っている。 これらの段丘はいずれも河成段丘である。
高位段丘 は下三基線 付近に認められる標高 160～180 m の平坦面を形成している。 この面は下流の津別・美幌方面にも広く発達し， 津別付近では 120～140 m， 美幌市街付近では 60 m の標高を示している。 この段丘は上述の火山砕屑流堆積物および美幌層を切っている。
低位段丘 は， 相生市街付近から下流に発達し， 下流に向かって漸次広くなっている。 布川付近では標高 140 m であるが， 本岐市街では 120 m， さらに下流の津別市街付近では 80 m（±）， 美幌市街付近では 40 m となっている。
両段丘は， いずれも平坦面が良く保存され， 良好な農耕地となっている。 これらの段丘を作る堆積物は， 下部は礫層， 上部は粘土を混じえた砂礫からなり， その厚さは 1 m から 6 m ある。
低位のものは淘汰が悪く礫が多いが， 高位のものにはしばしば成層する部分が認められ， かつ火山灰砂が伴われている。
各河川流域に狭長な分布を示す。 相生市街付近や， 小沢の主流への流出口付近には扇状地性の堆積物が処々に認められる。 冲積層の堆積物は礫・砂・粘土などからなるが， それらの砂礫は各河川流域の地質を良く反映し， 網走川の相生付近から上流では火山岩礫が圧倒的に多く， ケミチャップ川・チミケップ川流域では硬質頁岩や砂質シルト岩を主とし， また， 陸別層や， ジュラ系の分布地域では輝緑凝灰岩や赤色チャート礫が多い。 なお, 坊主山の南東のケミチャップ川および陸別川の河川流域には瑪瑙の角礫が非常に多い。 これは， 二又安山岩類中にしばしばみられる非晶質石英脈が風化崩壊し， 崖錐堆積物として現河床に残ったものと考えられる。 これらの冲積層は地形の項で述べたようにその厚さは薄く， 扇状地性堆積層の部分を除き 10 m を超えることはない。
本図幅地域の地質構造は， 地域のほぼ中央を南北に走る二又断層によって 西と東とで対照的な地質構造を示している。 すなわち， 西側が断層構造で， また東側が褶曲構造で特徴づけられている。
このように東西の地質構造を２分する二又断層の性格を考察すると， この断層は， 北は北方の常呂付近から南は本別地域まで追跡され， 「豊頃 - 北見帯」の基盤をなす中生層の東縁を限る断層で， これより東側にはジュラ紀とされる中生層の分布がなく， 釧路炭田の基盤をなす自堊系が分布し， 道東におけるジュラ系と自堊系との境界をなすもので， きわめて重要な断層である。 この断層の形成時期は終局的には新第三系の堆積後ではあるが， 古第三系の堆積層が， 西側では陸成層を主とするのが， 東側では陸成層とともに厚い海成層が発達すること（南の本別地域）， さらに新第三系の堆積がほとんど東側にあることなど， 第三系の堆積がこの断層の影響を受けているように見受けられ， 主たるその形成時期が， 白堊系堆積後 - 第三系堆積前であったものと推測される。
二又断層の西側地域では先にも述べたように断層構造が顕著で， 地層がブロック化されており， その一般的方向性を知ることがむずかしいが， 図幅地域の北方に広く分布するジュラ系の一般的傾向を参考にして考えると， おおむね NNE - SSW の方向が卓越している。 断層は NW - SE～NNW - SSE 方向を示すものと， これに直交する NE - SW 方向を示すものと２つの断層系統があるが， 両者の関係は明らかでない。 また， これらの断層と二又断層との関係は， ほとんどが二又断層を切っておらず， 二又断層とほぼ同一時期の造構造運動によりもたらされたものであろう。
二又断層の東側は新第三系の分布地域で緩傾斜 褶曲帯に属する。 地層の一般的方向は NNE - SSW～NE - SW方向を示し， 背斜軸・向斜軸が雁行配列をしている。 地層の傾斜は断層周辺部を除き 20°を超えることは少なく， 一般に 5～10°である。 このほか一般的な褶曲構造の方向とは別に， 小規模で方向性をもたない背斜， 向斜， ドームおよびべ－ズン構造が処々に認められる。 これらの背斜および向斜の軸部には， 盤折状の小規模な断層を伴っているのが普通である。 このような構造は 一般的な褶曲構造をつくった造構造運動により形成されたというよりは， 比較的浅い所にあると推測される基盤の構造が新第三系に反映しているものと思われる [ 以下の [注] 参照 ] 。
これらの褶曲構造の形成時期は新第三系堆積後である。 この運動には断層運動も伴っており， 新第三系堆積前に形成された断層構造が再活動して， 終局的に現在みられるような地質構造が形成されたものと考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
本図幅地域内に分布する鉱産資源には， 石炭・珪石・含マンガン赤鉄鉱・石灰石および瑪瑙などがあるが， いずれも規模あるいは品位が低いため， その経済的価値は一般に少ない。 そのほか土木用骨材として安山岩・熔結凝灰岩および軽石流が小規模に利用されている。
石炭は陸別層中に発達するもので， 鹿山付近・上陸別付近および二又の南方に比較的良好な炭層が発達し， 一時 小規模に稼行されたことがある。 炭層は膨縮が著しく連続性に乏しいため， 企業化は困難でいずれも廃坑となっている。 そのほか各所に炭層や炭質頁岩が発達するが， 薄く連続性に乏しい。 稼行地域の炭層状況は， 露頭がほとんど採掘しつくされているため明らかでない。 日本鉱産誌の記録によると（日本鉱産誌 - Va, p．248～251）， 鹿山付近の陸別層は N - S～NNE - SSW 走向で， 西へ傾斜し， 礫岩を主体としている。 炭層は３枚あり， 上位から順次 小鹿層・向山層およびぶどう層の名で呼ばれ， なかでも小鹿層が良好で採掘された。 陸別炭砿および本岐炭砿における炭層柱状図と石炭の分析値とを示す（第 4 図）。
本図幅地域のジュラ系には， しばしば珪石および含マンガン赤鉄鉱の鉱徴が認められるが， いずれも小規模であり経済的価値のあるものはない。 戦前に二又の北方のチミケップ湖へ通ずる道路の西側地域で， 含マンガン赤鉄鉱を対象に探鉱がなされたが， 有望な鉱床は発見されず， むしろこれに随伴する珪石で良質なものが発見され， 製鉄， 製鋼用耐火物原料として２～３カ年にわたって小規模に採掘されたが， 現在は掘りつくされ， みるものがない。 当時の調査資料による珪石の品位は次のようである。
| SiO2 | Al2O3 | Fe2O3・FeO | 灼熱減料 | 耐火度 |
| 97.68 | 0.48 | 1.36 | 0.48 | SK34 |
瑪瑙は坊主山の南南東地域の現河床堆積物中（崖錐を含む）に， 種々の大きさの転石として認められる。 この瑪瑙の成因については既述のように， 二又安山岩類中に２次的に形成されたものが， 風化崩壊したものと推測される。 崩壊角礫状で， 大きいものは径 1 m から小さいものは径 5 cm 位のものまで雑多である。 乳白色～淡黄褐色で緻密であるが， 均質なものは少なく， 大塊の場合は結晶質石英が伴われていると同時に割れ目があり， 飾石としての価値のあるものは少ないが， なかに小さな細工に利用できる良好なものがみいだされる。 しかし量的に少ないため経済的価値は低い。
主として道路の補修ならびに改修工事の骨材として利用されているもので， 路面保持には安山岩および熔結凝灰岩の砕石が， また， 路床の凍上防止には， 水はけの良い軽石流堆積物が広く利用されている。 安山岩は美幌 - 阿寒湖畔間の国道筋に分布する安山岩岩脈が， 砕石の設備を設けて採石され， 熔結凝灰岩は二又付近において， 小規模に利用されている。 また軽石流は立地条件のよいところで数カ所採掘されている。
地形の項でも述べたように， 本図幅の新第三系分布地域には， 地辷り地形がいたるところに認められる。 ただし， これらは古い地辷りによってできた地形であって， 現在明らかに滑動している証拠のあるものはほとんどない。 その発生原因を四辺の地質条件から推測すると， 本地域の地辷りは， 地質構造の特徴と， 新第三系を構成する岩石の特徴とが密接に関係しあって， その発生の要因となっているものと思われる。
新第三系分布地域は緩やかな褶曲構造を呈し， これには多くの小断層が伴われ， 亀裂が発達して地層がブロック化されている。 これらの亀裂は地下水の滲透を容易にせしめ， 岩石の風化崩壊を助長していると考えられる。 さらに新第三系をつくる岩石が， 泥岩を主体とする砂質岩との互層で， 泥岩中には水を含むと容易に粘土化するものが挟有されている。 したがって， 地下水の滲透とあいまって泥岩の粘土化が進み， これが滑剤となり， 地下水が飽和状態に達した時に地辷りが発生したものであろう。 これらの地辷りにより形成された地形は特微があり， 一般の山地にみられる谷の発生様式と異なり， 出口の明らかでない谷が発生したり， 地辷り地の奥に盆状凹地が形成され湛水している場合さえある。 出口の明らかでない沢は， 谷底が地辷りや山崩れによる崩壊岩石で埋まっているため， 沢水が地下へ滲透し， 伏流となっているのである。 このような条件のところでは， 多量の降雨によってふたたび山崩れの誘発される危険性が充分予測される。
ケミチャップ川中流の 32 線沢沢口対岸において， この種の山崩れが発生し， その前面に施設してあった造林飯場が壊滅埋没し， 16 名の死者をだすという事故が発生している 6) 。 この山崩れの直接の原因は多量の降雨によるものと考えられ， 帯水が飽和状態に達したために起きたものであろう。 本図幅地域においては， このように古い地辷り地が， 外因的作用により山崩れなど起こす可能性が強い。 これらの地辷りや山崩れを人工的に予防することは実際的には不可能に近いが， それによる災害をより少なくするための考慮がなされなければならない。 それには現在みられる地辷り地形の下方にある渓谷の沢口直前とか， 山裾により近いところには， 極力 住宅その他の施設を設けぬことや， 沼沢地の水位， 懸濁度の変化など自然の変化に注意し， 地辷りの発生を事前に予知し， それに対処することが必要である。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Abashiri, No. 58
By SHOICHI YAMAGUCHI & KONOSUKE SAWAMURA (Written in 1964)
The area mapped is located to the northwest of the famous volcano Akan in the eastern Hokkaido.
It is a hilly land with the height of 400～600 m, and seems to be a upheaved peneplane dissected deeply by V shaped or U shaped valleys following the hardness of the basement rocks.
Geologically the area is divided by a fault traversing north-southwards into the west and east halves, which are different in geologic structure. The west half is composed of Jurassic schalstein bed and Paleogene terrestrial Rikubetsu formation, and the east half is of marine Neogene Tsubetsu group and late Cenozoic andesites and pyroclastic flows. It seems probable that under the Neogene in the east half exist the upper Cretaceous and / or upper Paleogene extending from the Kushiro coal field situated to the southeast of this area. The general stratigraphy is shown in the Table 1.
Quatenary Recent Alluvium Pleistocene River terrace deposits Pyroclastic flow deposits Upper pumice flow deposit Welded tuff Lower pumice flow deposit Kikin-dake lava Neogene Pliocene Iyudaninupri-yama volcanic rocks Miocene Tsubetsu group Tsubetsu formation Siltstone bed …… 150 m Hard shale bed …… 50～150 m Sandstone bed …… 10～300 m Tatsukobu formation Platy hard shale bed …… 0～150 m + Alternation of sandy siltstone and siltstone …… 200 m + Tuff bed …… 50 m ± Hard shale bed …… 150～200 m Futamata andesites Paleogene Rikubetsu formation Mudstone bed Conglomerate bed Jurassic (Schalstein, diabase, tuffaceous sandstone, mudstone, chert, limestone) |
The Jurassic system is widely developed in the Ikutawara and Saromako map-areas to the north of this area. Here exist mostly the products of submarine volcanism occurred at the middle stage of the system. They comprise basaltic flows, sheets and pyroclastics with the intercalation of red shale, chert and lenses of limestone, which contains some fossils not well preserved. The volcanic rocks are wholly of spilitic and alkaline to contain titaniferous augite as phenocrysts. The system is correlated to the Torinosu limestone in the Outer Zone of Southwest Japan and to the Sorachi group of the Hidaka area in the central Hokkaido.
Paleogene Rikubetsu formation has the thickness more than 700 m, and it consists almost wholly of conglomerate with basal breccia and intercalation of mudstone in its middle horizon. The conglomerate shows clear stratification and in part alternates with thin siltstone, which contains plant remains as listed on the table 2 in the Japanese text. The conglomerate is well consolidated and greyish green when fresh, but it is easily weathered to brown, loose rocks which look like the older terrace gravels. The surface of the underlying Jurassic rocks is always brecciated by ancient weathering. The plant fossils found in this formation strongly suggest that this formation is presumably Paleogene in age. However, the detailed stratigraphic relation between this formation and the Paleogene of the Kushiro coal field is not yet clear.
Neogene Tsubetsu group is composed almost wholly of fine-grained rocks, deposited in rather deep sea, with the basal volcanic facies and the intercalated tuffaceous sandstone bed. The basal Futamata andesites are thick at the center of this area and cover the Paleogene Rikubetsu formation with unconformity not only in the east but also in the west halves of the mapped area. It is almost wholly composed of lava flows of acidic andesites, mainly hornblende-pyroxene andesite, which are more or less altered by carbonatization and chloritization.
The Tatsukobu formation conformably covers the volcanics. It begins with the thin bed of biotite-bearing tuffaceous sandstone, followed by the main part made of hard shale, tuff and silt, with the total thickness of about 600 m. The shale contains shells of Lucinoma, Periploma, argillaceous foraminiferas and diatoms.
The Tsubetsu formation covers the former conformably. It consists of hard shale and massive siltstone, with the basal thin bed of tuff or tuffaceous sandstone. The total thickness of the formation amounts to 1,000 m, but in this area, only its lower half is exposed. It contains fossils of Venericardia, Portlandia, calcareous foraminiferas and diatoms.
The Tsubetsu group is correlated to the lower to middle Miocene as it is covered unconformably by upper Miocene in the Kamisato map-area to the east.
The late Neogene lava flow of hypersthene andesite, the Quaternary lava and the dyke of aphric or pyroxene-olivine basaltic andesite, possibly a member of the Somma of volcano Akan, covers a narrow area in the southeastern end of the sheet-map.
There are also remains of pyroclastic flows, among which the lower one is not at all welded and hypersthene-hornblende dacitic, the middle one is well welded and pyroxene andesitic, and the upper one is not welded and hornblende-pyroxene dacitic. The distribution of the flows suggests that recent river system did not exist in the time of eruption, and after that, higher (160～180 m in height) and lower (140 m in height) terraces were formed along the recent river course.
The west and east halves of the area bordered bythe fault, which is named Futamata fault, are different in geologic structure from each other : in the western half block-wise structures defined by NW and NE faults, which never cut the Futamata fault, are predominant in Jurassic and Paleogene areas, while in the eastern half gentle folds associated with minor faults are shown in the Neogene formations. The Futamata fault extends to the south, and in the Kushiro coal field it coincides with the tectonic line bordering the Cretaceous and the pre-Cretaceous formations. The fault is probably originated before the deposition of the Neogene, and is rejuvenated afterward.
As regard the mineral resources of this area manganiferous hematite ore deposits, quartzite and limestone in Jurassic, coal in Paleogene, and agate in the basal volcanics of Neogene are found, but they are low in grade or small in scale. For the building stone or for construction materials, are used andesites, welded tuff and pumice flow.
昭和 40 年 12 月 1 日 印刷 昭和 40 年 12 月 7 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1965 Geological Survey of Japan