５萬分の１地質図幅説明書
（網走 第 59 号）
通商産業技官 山口昇一
通商産業技官 佐藤博之
地質調査所
昭和 41 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 新第三系 II.2.1 津別層群 II.2.2 上里層群 II.2.3 尾札部層 II.2.4 奥上里夾亜炭層 II.2.5 新第三系の対比 II.2.6 熔岩丘 II.2.7 岩脈 II.3 第四系 II.3.1 阿寒火山 II.3.2 屈斜路火山 II.3.3 河岸段丘堆積物 II.3.4 火山灰 II.3.5 崖錐堆積物および現河川堆積物 III. 応用地質 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 40 年稿）
（網走 第 59 号）
本図幅の野外調査は， 昭和 35 年から 36 年にかけて延約 150 日にわたって行なわれた。 調査に際しては， 主として新第三系を山口が， また第四系を佐藤が担当した。 さらに地質部の沢村孝之助技官からは， 野外における援助と珪藻化石の鑑定を， また， 地質部の大山桂技官・水野篤行技官からは貝化石， 北海道大学の棚井敏雅助教授からは植物化石の鑑定をしていただき協力を受けた。
本図幅地域は， 北海道の東部のやや北寄り， 東径 144°00' から 144°15' および 北緯 43°30' から 43°40' にかけて位置し， 北見国と釧路国との境界が本図幅地域の南東を通っている。
千島弧の阿寒知床火山列に属する屈斜路火山外輪山が本図幅地域の東縁に， また阿寒火山外輪山が同じく南縁にかかり， 残余の大部分は東 北海道のオホーツク海側に属する。
本図幅地域の地形は， 屈斜路・阿寒カルデラ外輪山の山地と， おもに新第三系からなる低地とに大別される。
山地では， 屈斜路カルデラ外輪山のサマッカリヌプリ岳（974 m）・ コトニヌプリ岳（950 m）・ サマッケヌプリ岳（898 m）， 阿寒カルデラ外輪山の 931 m 山・ 木禽岳 （995 m）・ 阿幌岳（978 m）と 900～1,000 m の山稜が連なり， 山稜の北西側は熔岩流動面をなす標高 500～800 m の比較的平坦な斜面が発達する。
低地は標高 200～400 m で， おもに新第三系のシルト岩および砂岩からなり， 侵食をうけて， 小さな河谷が多く発達する。 しかし， 相生から恩根にかけての山稜部や， 美都付近におけるように， 比較的低平な山稜が発達するところもある。 これは新第三系の上に第四紀の火山砕屑流が堆積した場所である。
河川には， 東縁および南縁の屈斜路・阿寒カルデラ内の河川と， 北流してオホーツク海に注ぐ河川とがある。
カルデラ内の河川は， いずれも小さく， 屈斜路湖と阿寒湖とに注いで太平洋側に向かうが， 尾札部川 [ 図幅地域の東域外の屈斜路湖に注ぐ ] ・チクショべツ沢 [ チクショべツ川 ? ; 図幅地域の南域外の阿寒湖に注ぐ ] 以外に大きな河川はみられない。
北流する河川は， いずれも網走川の支流であり， 本図幅地域外で合流して， 網走湖に流ぐ。 網走川は本図幅地域北西隅をわずかにかすめている。 一般に北流する河川は， 上流の火山岩地域の山地では平行状～扇形で， 下流の低地では樹枝状を示す。 東側から， 美幌 川および支流・ 津別川および支流・ オンネキキン川・ ポンキキン川・ 相生川 [ 位置不明 ; ポン相生川 ? ] が配列する。
美幌川とその支流は火山砕屑岩台地の上を流れ， 平行状～扇状を示す。 津別川は本図幅地域で最大の河川で， ソーウンツべツ川・ルークシュツべツ川などの支流を有する。 オンネキキン川・ポンキキン川は平行する支流を多く有して北流する。 相生川は， 本図幅地域西部を西流し， 隣接図幅 [ 西に隣接する本岐図幅 ] 地域内で網走川に注ぐ。
各河川の流域には， 通常 比高数 m の河岸段丘が発達し， 耕地となっている。
本図幅地域の地質は， 堆積岩類を主とする新第三系と， 火山噴出岩を主とする第四系とに大別される。 すなわち， 阿寒知床帯の， 新第三紀から火成活動が激しく， 第四紀に入ってからも火山の生成で知られた地域と， 北見から豊頃に至る， 新第三紀から堆積岩が厚く堆積した地域との双方にまたがっている。
新第三系は「豊頃 - 北見」帯に属する， 堆積岩を主としそれぞれ不整合関係にある津別層群・上里層群・奥上里夾亜炭層と， 阿寒知床帯に属して火山砕屑岩を主とする 尾札部 層とからなる。 第四系は阿寒火山と屈斜路火山との双方の外輪山の一部が本図幅地域に現われ， それらの火山噴出物と， 河岸段丘とからなる。
津別層群 : 津別層群は硬質頁岩を主とする 達媚 層と， その上位のシルト岩を主とする津別層とに分けられ， 北の 常呂 層， 南の川上層群の延長にあたるが， 本図幅地域には達媚層は分布せず， 津別層のみが分布する。 津別層は， 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， 珪藻・有孔虫・貝化石を産する。 層厚は約 1,000～1,100 m で， 本図幅地域にはその上半部の厚さ約 900 m の部分が分布する。
上里層群 : 上里層群は津別層群を不整合で覆い， 火山砕屑物に富むことを特徴とし， 美都層と里美層とに分けられる。 さらに美都層は中性 - 基性火山噴出物に富む下部層と， 泥岩・砂岩・凝灰岩からなる上部層とに分けられ， 海棲珪藻化石を多く産する。 下部層は約 500 m， 上部層は約 200 m の層厚を有する。 里美層は美都層の上位にあって， 火山砕屑岩の顕著な地層で， 岩相変化が激しく, 詳細は不明であるが， 大観すると， 比較的下位の砂岩層と， 上位で互いに指交すると考えられる 凝灰角礫岩層・軽石凝灰岩層・安山岩および泥岩層とからなる。 砂岩層は凝灰質砂岩を主とし， 軽石片に富み， 有色鉱物としては角閃石・黒雲母を特徴とする。 凝灰角礫岩は普通輝石紫蘇輝石安山岩質であり， 軽石凝灰岩は紫蘇輝石含有角閃石石英安山岩質である。 安山岩は無斑晶安山岩と普通輝石紫蘇輝石安山岩とで， 最上位を占める泥岩中からは淡水性の珪藻化石を産する。
奥上里 夾亜炭層 は里美層の上に大きな構造差をもって覆い， 津別川中流に狭小に分布する。 本層は泥岩からなり， 亜炭の薄層を数層挾有し， 植物化石を多量に含むが， いずれも保存が悪く， その時代は判然としないが， 下位の地層との地質構造の違いから， 鮮新世後期と考えられる。
尾札部 層 : 尾札部層は阿寒知床帯に属して火山砕屑岩を主とする新第三系であり， 変朽安山岩・緑色凝灰岩を覆う。 本図幅地域では屈斜路カルデラ内に， 前述の地層からは独立して分布し， 弟子屈 地域まで広くみられる。 普通輝石紫蘇輝石安山岩質凝灰角礫岩を主とし， 凝灰質泥岩を挟むが， 弟子屈地域では含角閃石岩や石英安山岩もみられる。 本層の分布・火成活動からみて， 本層は上里層群の大部分にほぼ対比され， とくに里美層の凝灰角礫岩層は本層の火成活動と密接な関連を有する。
第四紀に入ってから， はじめに阿寒火山が， その後に屈斜路火山ができ， 両者とも相次いで火山砕屑物を噴出してカルデラ陥没を起こした。
阿寒火山 : 阿寒火山は単一の円錐状火山というより， むしろいくつかの成層火山の集まりであったと考えられ， その外輪山熔岩類は 木禽岳 熔岩と外輪山熔岩とからなる。 熔岩は無斑晶安山岩・普通輝石橄欖石安山岩・紫蘇輝石橄欖石安山岩などである。 その後， 火山砕屑物を噴出させて， 3 層の火山砕屑流が堆積した。 降下堆積物は本図幅地域に分布しない。 火山砕屑流堆積物は下位から， 下部阿寒軽石流堆積物・阿寒熔結凝灰岩・上部阿寒軽石流堆積物であり， これらの関係は相生開拓道路でよくみられる。 阿寒火山はこのあと補償的陥没を引き起こし， 長径 24 km， 短径 13 km で， ほぼ長方形のカルデラを形成した。
屈斜路火山 : 屈斜路火山は阿寒火山に引き続いて生成し， 外輪山が本図幅地域東部を占めている。 サマッケヌプリ岳・サマッカリヌプリ岳・コトニヌプリ岳などは， 阿寒火山の場合と同じく， それぞれ成層火山を形成していたものと考えられる。 その外輪山熔岩は 普通輝石含有紫蘇輝石安山岩・ 灰長石巨晶を含む紫蘇輝石含有橄欖石普通輝石安山岩・ 無斑晶安山岩・ 普通輝石紫蘇輝石安山岩 などからなる。 火山砕屑流堆積物は 3 層分布し， そのうちパンケ熔結凝灰岩は南の阿寒湖盆内にまで流れ込んでいる。 カルデラの北方では， 従来 10 層の火山砕屑流が知られていたが， 本図幅地域にはその最下位の 古梅 熔結凝灰岩と， 最上位の屈斜路軽石流堆積物 Ⅰ とが分布する。 10 数次にわたる火山砕屑流の噴出の結果， 屈斜路火山は補償的陥没を起こし， 直径 20 数 km の世界最大の一つといわれるカルデラを形成した。
河岸段丘堆積物 : 各河川の流域に 2 段の河岸段丘が狭小に分布する。
火山灰 : 本図幅地域は傾斜地が多いために， 新期火山灰層の保存はきわめて悪く， 限られた場所で火山灰の観察ができるにすぎない。 火山灰は摩周火山と雌阿寒火山起源とがあって， 前者は 摩周火山外輪山形成期の火山灰・ Ma-j 層・ Ma-i 層・ Ma-f 層・ Ma-c 層， 後者は Me-b6 層・ Me-a2・Ma-a 層である。 これらのうち， Ma-f 層は約 7,000 年 B.P. の摩周カルデラ形成に伴った軽石流堆積物で， Ma-j 層・Ma-i 層は， その直前の前奏的噴火によるものである。 Ma-c 層はカムイヌプリの噴火による火山灰である。 Me-b6 層は降下岩滓からなり， 雌阿寒火山の阿寒富士起源と考えられる。 Ma-a 層は白色細粒火山灰で， 従来 カムイヌプリ岳起源とされたが， 最近になって雌阿寒起源と考えられた。
崖錐堆積物および現河川堆積物 : 崖錐堆積物は山麓部に数ヵ所にわたってみられ， 現河川堆積物は河川の河床に分布する。
以上を要約すれば第 1 表のとおりである。
| 地質時代 | 層序 | 主な岩相 | 摘要 | |||||
| … | ||||||||
本図幅地域の新第三系は， 先にも述べたように屈斜路カルデラの内側と， それ以外の地域に分布するものとに２分される。 前者はほとんどが火山砕屑物により構成される尾札部層である。 後者はいわゆる「豊頃 - 北見帯」に分布する新第三系の一部であって， 大部分が海成層からなり， 泥質岩を主とする津別層群， 多くの火山砕屑岩を伴う上里層群， および陸成層と考えられる奥上里夾亜炭層に３分され， 相互の関係はすべて不整合である。 これらの新第三系の基盤は， 「豊頃 - 北見帯」の基盤をなす中生層および古第三系の陸別層であって， 本図幅地域になく， 西に接する本岐図幅地域や [ 西北に隣接する ] 北見図幅地域に分布する。 したがって， 本図幅地域には新第三系の最下部層が分布せず， 津別層群上部の津別層の硬質頁岩層から上位の地層が分布する。
津別層は下位から砂岩層・硬質頁岩層およびシルト岩層に３分され， 本図幅地域には硬質頁岩層から上位の地層 [ 硬質頁岩層およびシルト岩層 ] が分布する。
先に， 千地 6), 8) は本図幅における津別層のシルト岩層に対し津別層の名称を与え， それ以下の硬質頁岩層および砂岩層を 達媚 層の一部として取り扱ったが， 本岐図幅 26) において津別層群全体の堆積相の変化から， 砂岩層を堆積周期の初期堆積物と考え， これから上位を津別層とし， 下位を達媚層として再定義した。
本層下部の砂岩層は， 達媚層の硬質頁岩層を明瞭な境をもって整合に覆い， 火山砕屑物および緑色の岩石片に富む粗粒の淘汰の悪い砂岩を主とし， 凝灰岩・礫岩を伴い， その厚さは数 10 m から 300 m 余りである。 この砂岩層は本図幅地域に分布せず， 西に接する本岐図幅地域に分布する。 中部の硬質頁岩層は， いわゆる「板状硬質頁岩」を主体とするが， その上部は葉理の発達する硬質頁岩からなる。 シルト岩層は硬質頁岩層から漸移し， 下部はやや層理を示すが， 上部は塊状を呈して粗粒となる。 本層の厚さは約 1,100 m を算するが， 本図幅地域では， 砂岩層を除き最厚 900 m である。 本層は美都層によって不整合に被覆される。
本層は本図幅地域では図幅北西隅の網走川本流以西地域にわずかに分布する。 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， 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 5～10 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のシルト岩との互層で， 一見 煉瓦を積み重ねたような外観を呈し， 風化面は赤褐色を呈するのが普通である。 達媚層の板状硬質頁岩に良く似ているが， 達媚層のそれに較べて色が幾分明るいことと， 岩相の層序的位置によって区別される。 上部は表面が赤褐色を呈する葉理の発達した硬質シルト岩で， 新鮮な面は帯緑暗灰色～帯緑灰色であり， 薄板状のものに比較して幾分軟らかい。 なお， 本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ている。 これら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， 凝灰岩層の多い zone としての追跡が可能であり， 網走川本流に沿って良く追跡される。 さらにこの凝灰岩の単層は北部から南部に厚くなる傾向が認められる。 硬質頁岩層中には， しばしば径 1.5 m にも達する巨大な球状の団塊が含まれている。
本図幅地域における本層の厚さは 30 m 以上である。
本層は本図幅地域に分布する津別層の主体をなす岩相で， オンネキキン川流域およびポンキキン川流域に広く分布する。 下位の硬質頁岩層から漸移し， その地層界を設けることが困難であり， したがってその境界は人為的である。 下部は帯緑灰色～灰色でやや葉理のある泥岩からなる。 風化すると赤褐色を呈し， 走向・傾斜の測定が可能であるが， 上位になるに従って次第に葉理が消え， かつ， 色調もやや明るい塊状の泥岩となる。 風化すると淡灰～灰色を呈し， 細角片に砕け, 走向・傾斜の測定がほとんど不可能となる。
中部は下部に比較して全体に粒度が粗く， 灰色の塊状シルト岩と帯青灰色～灰色塊状砂質シルト岩～細粒砂岩とが 数 m 単位の互層をする。 塊状シルト岩の部分が風化すると細角状に砕けるが， 砂質シルト岩～細粒砂岩の部分は灰白色を呈し， あまり小さく砕けない。
上部は灰色塊状の砂質シルト岩～細粒砂岩からなり， 軟らかく， 層理を示さない。 最上部には灰白色の軟弱な細粒砂岩が発達し， ところによってこの砂岩に雲母片を多量に含むことがある。 また， 美都層に覆われる直下では， 風化すると黄色粉を盛んにだすと同時に， 風化面に沿って葉片状に剥離し， かつ， 軟らかく色調も淡灰色と灰色を呈するものが斑紋状を呈している。
シルト岩層中には， 黄白色の厚さ数 cm から数 10 cm の凝灰岩が挾有されるが， とくに下部に多い。 また， 全体を通じて小豆大位のチャート・粘板岩など古期岩の円礫を散点的に含み， ときに， 美都発電所の沢にみるように, その量が多く礫質砂岩となっている場合がある。 また， 全層を通じて団塊を含むが， 硬質頁岩層中にみられるような巨大なものは認められず， 長径 20～30 cm 以下のさまざまな型の団塊が多い。 さらにこのシルト岩層はポンキキン川上流や相生開拓付近では， 帯黄灰色～淡灰色の珪藻土質泥岩となっている。 これは硬質頁岩層や下位の達媚層が南部地域で珪藻土質となっていると同様である。
津別層は達媚層に較べ含有化石の量が多いが， 硬質頁岩層中には少なく， シルト岩層に多い。 貝化石は一般に粗粒部に多く， その種類は Portlandia thraciaeformis (STORER)， Portlandia tokunagai (YOKOYAMA) var. hayasakai UOZUMI, Nuculana pennula (YOKOYAMA)， Venericardia abeshinaiensis OTUKA， Turritella sp. など泥質相に多産するものが多い。 また， 美都発電所付近の津別層上部に発達する砂岩中には， Mytildea や Tectonatica など下部に較べ浅海棲の化石を多く産する。 なお， Portlandia tokunagai (YOKOYAMA) var. hayasakai UOZUMI は 達媚層にはほとんど産しないが， 津別層のシルト岩層に多く特徴的である。 有孔虫化石は下部の砂岩層を除き全般的に含まれるが， 珪質の硬質頁岩中には少なく， 軟らかいシルト岩中に多産する。 本層のシルト岩層下部の葉理を示す部分から， 塊状へと移り変わる付近を境界として， ２つの化石群集に分けられる 19) 。 下部は達媚層の化石群集とほとんど変化がなく， Haplophragmoides spp. と Cyclammina spp. など砂質殻有孔虫化石で特徴づけられるが， 上部は砂質殻有孔虫化石が減少し， かわって Bulimina spp., Nonionella miocenica stella CUSHMAN and MOYER, Eponides cf. praecinctus (KARRER) など石灰質殻有孔虫化石の産出が多くなっている。
また， 図幅地域南西部で， 本層が珪藻土質となっている部分からは， 多くの珪藻化石を産する。 珪藻化石については， すでに沢村・山口 24) によって報告された。 それによると， 津別層群の化石珪藻を３つの群集に分け， 下位から A1・A2・A3 群とし， それぞれ別表 [ 第 2 表 - 2 ] に示すような化石群集からなっている。 津別層から産するものは， A3 群に属し， その特徴は Melosira granulata が常に顕著に含まれ, Cocconeis antiqua, Lithodesmium sp., Thalassiosira spp. などの出現することであるとされている。 また， これらの化石群集の示す堆積環境は， A1 群では遠洋性浮遊性種が多いが, A2 群から A3 群へと近海性浮遊性種や， Melosira granulata のような淡水棲のものが多くなる。 これについては津別層群の堆積盆がその初期には外洋性の条件下にあったのが， 漸次 中期から後期にかけて沿岸性へと移行し， 狭められたものと推論している。 このような珪藻化石の示す堆積盆の変遷過程を， 有孔虫化石の場合 [ 第 2 表 - 1 ] と比較すると， 有孔虫化石の群集境界は， 必ずしも珪藻化石のそれとは一致はしないが， 下部の群集が外洋性であるのに対し， 上部の群集が沿岸性であり， 大局的には同様の変遷過程を示している。 また， 貝化石については資料不足で推論の域をでないが， 下部から産する化石種は一般に泥相に多くみられるもので， 概して深いところに棲息する種であるが， 上部からは浅海棲種の産出もあり， 珪藻や有孔虫化石の示す環境と似ている。 つぎに本層から産出した有孔虫化石および珪藻化石を第 2 表に示す。
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| 地層区分 | 津別層 | 上里層群 | ||
| 津別層上部 | 美都層上部 | 里美層 | ||
| 珪藻化石群区分 | A3 | B1 | B2 | B3 |
| Kisseleviella carina | △ | |||
| Biddulphia sp. | - | |||
| B. aurita | - | △ | ||
| Coscinodiscus marginatus | - | △ | ● | △ |
| C. radiatus | - | △ | ○ | - |
| C. stellaris | △ | - | - | - |
| Stephanopyxis cfr. ferox | △ | △ | △ | |
| S. turris | △ | - | △ | △ |
| Actinocyclus ehrenbergii ＆ var. | - | - | - | |
| Archinoidiscus ehrenbergii | - | - | - | |
| Coscinodiscus argus | - | - | - | |
| Fragilaria sp. | △ | △ | △ | △ |
| Melosira granulata | ○ | - | - | - |
| Xanthiopyxis sp. | ○ | - | ||
| Archinodiscus ornatus | - | |||
| Cocconeis antiqua | - | - | - | |
| Lithodesmium sp. | - | - | - | |
| "Thalassiosira maryjamica" | △ | ○ | ||
| Th. sp. | - | - | - | △ |
| Th. elegans | - | - | ○ | |
| Actinocyclus ingens | ○ | - | ||
| Chaetoceros cinctus | △ | △ | ||
| Coscinodiscus elegans | - | - | ||
| C. excentricus | - | - | ||
| C. lineatus | - | - | ||
| Denticula hustedtii ＆ lauta | ● | - | - | |
| Rouxia pergallii | - | - | ||
| Stephanopyxis schenckii | - | - | - | |
本層群は下位の津別層とは趣を異にし， 火山砕屑物を主要構成員とした海成堆積層であって， 津別層を不整合に覆ってその東側に分布する。 上限は， 阿寒・屈斜路両カルデラの噴出物および外輪山熔岩に被覆され， 明らかでない。 全層厚は， 構造が明らかでないため， 算定が困難であるが， おおよそ 1,100 m 前後と推算される。
本層群は粗粒の火山性物質を主要構成員とするため， 岩相の水平的変化が一般に著しいが， 比較的安定した北西部地域では， おおむね下部は安山岩質の火山砕屑物からなり， 中部は下部の粗い火山砕屑物から漸次 細粒相に移化し， 珪藻質～凝灰質の泥岩が発達する。 上部はふたたび火山性物質が卓越するが， 下部のものに較べ幾分 酸性である。 このような岩相層序から本層群を２分し， 中部に発達する泥質相までを美都層， さらにそれから上位の火山砕屑物を主とする部分に里美層の名称を与えた。
本層は千地 6), 8) の美都累層と， 上里累層の一部とを合わせたものに相当する。 火山砕屑物を主とする下部層と， 珪藻質～凝灰質泥岩を主とする上部層とに２分され， 美都 部落から上里 部落に至る津別川本流筋に標式的な露出がある。 ここでは， 下部に火山砕屑物に富んだ粗粒堆積物が発達するが， 漸次 上部に細粒となり泥相が発達し， 大きくみて堆積の一周期を示している。
しかし， 分布地域の南部になると上部層と下部層との区別が困難となり， 全体がきわめて火山砕屑物に富み， かつ， 分級の程度が悪く粗粒となり， さらに炭質頁岩などを挾有する瀕海成相の様相が強くなっている。 本層と下位の津別層との累重関係は， 津別川本流の美都橋の上流 1.7 km 付近（北隣の美幌図幅地域内）および オンネキキン川開拓の沢中流で観察され， いずれの場合もともに似たような累重関係を示している。 直接面は一般に小さな凹凸を有し， 両者の層理が多少斜交しているのが普通であり， 不整合関係にある。 本層の厚さは上下層合わせて約 700 m を算する。 比較的露出の良かったルートの地質柱状図を第 1 図に示す。
本層は津別川本流の美都付近を模式地とし， 南北に細長く分布する。 南部の栄 [ ← 恩根の南方 4 km ] の上流地域から以南では， 阿寒カルデラの外輪山熔岩に直接覆われている。
主として凝灰角礫岩・凝灰岩および凝灰質砂岩の幾分規則性ある級化互層からなり， ところによって火山角礫岩を伴っている。 下位の津別層に接する基底部は， 基底礫岩に当たる厚さ数 m の礫質砂岩が発達する。 この砂岩は帯緑暗灰色～灰緑色を呈し， 径 2 cm 以下の水磨された古期岩礫， 角礫状の安山岩やシルト岩礫， 軽石粒および緑色砂粒（海緑石粒 ?）などを含む凝灰質の礫質砂岩で， しばしば黄鉄鉱粒を含んでいる。 基底部を除いては 角礫質凝灰岩（ところにより火山角礫岩を伴う）から 軽石質粗粒凝灰岩・凝灰質粗～中粒砂岩を経て 細粒凝灰岩にいたる粒度の垂直変化が認められる。 この 1 輪廻層の厚さは数 m から数 10 m に及ぶ場合があり， かつ， 各相の厚さもまちまちで細粒相をほとんど欠くときがあり， 全般的に軽石質粗粒凝灰岩と粗～中粒砂岩が優勢である。 このような現象は， オンネキキン川右岸支流域で良く観察される。
角礫質の凝灰岩は本層の比較的下部に多く， 外観は帯緑黄褐色～暗緑褐色を呈し， 径 2 cm から 0.5 cm ほどの安山岩角礫・軽石などを多量に含み， 凝灰質の砂粒により膠結されている。 安山岩は， 普通輝石を多量に含む紫蘇輝石普通輝石安山岩である。
軽石質粗粒凝灰岩は， 外観は灰白色～淡黄白色を呈し， 径 1 cm から 0.2 cm くらいの軽石と僅少の火山岩片とからなり， 粗鬆である。 鏡下でみると 軽石のほか 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・海緑石などの鉱物粒と安山岩・古期岩の岩片が多い。
凝灰質粗～中粒砂岩は帯緑暗灰色を呈し， 塊状で軟らかく砕けやすい。 また， 細粒の部分では， 板状層理や斜層理の発達する場合がある。 オンネキキン川流域の本層下部に発達する砂岩は海緑石粒を多量に含み， 鏡下でみると 海緑石・石英・斜長石と少量の黄鉄鉱・角閃石・輝石などの鉱物粒と 古期岩や安山岩の岩片が認められる。
細粒凝灰岩は黄白色～灰白色塊状でわずかに有色鉱物を含み， 鏡下でみるとほとんどがガラスからなり， まれに斜長石・角閃石および安山岩岩片が認められる。
火山角礫岩は， オンネナイの沢入口， オンネキキン川の中流付近と， ソーウンツべツ川から国分の沢にかけて分布するものとに２大別される。 オンネナイ沢入口およびオンネキキン川中流付近に分布するものは， 角礫質凝灰岩の， とくに安山岩角礫が大きく， かつ多量に含むもので， 礫は径 2 cm くらいから 50 cm くらいまで雑多であるが， 10 cm 前後のものが多い。 ほとんどが同質の安山岩礫で異質の礫は少ない。 安山岩礫は灰黒色～帯緑灰色で， 輝石の斑晶を多量に含み， その大きなものは長径 3 mm にも達するものがある。 鏡下で観察すると [ 以下の通りである。 ]
模式地から離れて， ソーウンツべツ川から国分の沢にかけて分布する熔岩と火山角礫岩は， 熔岩の量が多く， 火山角礫岩の角礫も 80 % 以上に達する。 岩質は， 普通輝石紫蘇輝石安山岩である。
上部層は下部層から漸移し， 主として泥岩からなり砂岩・凝灰岩を伴う。 模式地はオンネナイ沢の中流および 23 号沢である。
分布地域の北部では， 模式的な泥相が良く発達するが， 南部では火山砕屑質の粗粒相が卓越し， 美都層の分帯が困難となり， 里美層との境界も不明瞭となる。
泥岩は帯緑暗灰色～灰緑色の塊状砂質泥岩～泥岩で， 一般に凝灰質～珪藻土質で， 軽石および細粒の緑色岩石粒を含み， 淘汰が悪く均質でない。
この泥岩は風化すると淡黄褐色～灰白色となり， 一見すると図幅地域の北方の網走 常呂地域の 呼人 層 3) の泥岩に外観が似ている。 また， オンネナイ沢地域では， 下部層から本層に移化する層準に， しばしば硬質頁岩の薄層が発達する。 この硬質頁岩は微細な凝灰質物からなり， 帯褐灰色珪質の淘汰の悪い板状を呈する頁岩である。 その厚さは数 cm から数 m に達し， 頻繁に挾まれ， かつ単層の厚さが南に薄化するのに対し， 北に厚くなる傾向がみられる。 したがつて， 津別川本流においてはほとんど認められないが， 北に接する美幌図幅地域内の 活汲 沢の上流では， 10 m にも達するものが確認されている 28) 。
砂岩は黄褐色～帯褐灰色， 凝灰質細粒で軽石粒を含み， 淘汰が悪い。
凝灰岩は灰白色， 軽石質の細粒凝灰岩で， 連続性がないがしばしば挾有し， その厚さは約 200 m である。
美都層は， すでに述べたように， 火山砕屑物に富むため化石がきわめてまれで， わずかに上部層から 保存の良くない貝化石・珪藻化石および植物化石の破片を産するにすぎず， 有孔虫化石は発見されなかった。 貝化石で属種の決定し得たものは Portlandia thraciacfbrmis (STORER)， Yoldia sp., Cardium sp., Macoma sp. などである。 その他 Makiyama chitanii MAKIYAMA や魚鱗などもみられる。 珪藻化石は 先に述べた津別層の化石群集とは明らかに異なり, 津別層にはみられない Actinocyclus ingens， Coscinodiscus elegans， Denticula spp.， Stephanopyxis schenckii， Rouxia Pergalli などの出現で区別され， なかでも美都層には Actinocyclus ingens， Coscinodiscus elegans， Denticula spp. が顕著である。
本層は千地 6), 8) の上里累層のほぼ中部以上の層準に当たり， 津別川支流のセンウンツべツ川 [ ← 上里で津別川から分枝する ] の下流を模式地とする。
本層の大部分は， 上里部落以東の津別川本流およびセンウンツべツ川流域に分布するが， そのほか， 一部は 阿寒カルデラ内側のチクショベツ沢 [ ← 図幅地域南端の中央やや東 ] 流域に分布する火山砕屑物に富んだ堆積物で， 阿寒湖図幅 28) 地域において湖畔層としている地層も， 標式地の里美層とは連続しないが， 岩相および分布から本図幅では里美層と同位層準の地層として取り扱った。 下位の美都層との境界は明らかでないが， 美都層の上部層が泥質岩を主としているのに対し， 本層のほとんどが火山砕屑物からなるので， この火山砕屑物の顕著となるところからを里美層とした。
本層の分布地域は露出がきわめて悪く， 充分な観察ができないため， その詳細を知ることが困難であるが， 大観すると凝灰質砂岩（軽石に富む）を主とする砂岩層， その上位の凝灰角礫岩と軽石凝灰岩， 最上位の泥岩層からなり， 安山岩熔岩が挾まれる。 本層と下位の美都層との累重関係は直接 観察することができなかったが， 両層の構造や本層上部層の分布状況から整合関係にあるものと思われる。
本層は凝灰質砂岩を主とし， 一部に軽石凝灰岩・凝灰質泥岩が挾まれる。
凝灰質砂岩は本層の下部によく発達し， センウンツベツ川でよく観察できる。 本岩は帯褐灰緑色で， 風化すると黄褐色～淡黄灰色を呈する細粒～粗粒の粗鬆な塊状砂岩で， 固結度が低く， 指頭で容易にくだける。 きわめて凝灰質で， 白色～黄白色の軽石粒を多量に含んでいる。 この砂岩を鏡下で観察すると， 構成砂粒として斜長石がもっとも多く， そのほか， 輝石・角閃石， 少量の黒雲母・海緑石などの鉱物粒と安山岩および堆積岩の岩石片が認められ， さらに珪藻化石が多量に含まれる。 鉱物粒は海緑石を除いて角張っており， 火山活動によって直接もたらされたと考えられる。
また， 砂岩中にはところによって淡黄灰色の凝灰質シルト岩が介在し， 互層することがある。 このような部分では層理が発達して砂岩は板状を呈し， しばしば層理面に沿って植物化石が含まれ， ルークシュツベツ川 [ ← センウンツベツ川の上流（西側） ] の中流では炭質頁岩～亜炭の薄層が介在する。 なお， 後述する奥上里夾亜炭層との関係は， 分布地域が離れているため不明であるが， 含炭部上下の岩相が奥上里夾亜炭層の岩相と異なっていること， および， 地質構造的にも別の含炭部とみるべきであり， かつ周囲の岩相が里美層の砂岩層に似ているので， この含炭部も里美層の一部として取り扱った。 阿寒湖盆内のチクショベツ川上流では， 青灰色細～中粒であるが， 風化すると黄色になり軟質で， 植物破片を多く含み， ときには縞状となる。
軽石凝灰岩はオンネナイ沢上流から 24 号沢にかけて， およびルークシュツべツ川の下流にもみられる。 これには， 淘汰がよくて水中堆積相とみられるものと， 淘汰が悪いものとの２種類がある。 前者はオンネナイ沢上流に顕著なものがあり， 径 0.2～1.5 cm の白色軽石粒からなる縞状層理が発達した凝灰岩で， 苦鉄質鉱物と安山岩とを含み， 軟弱である。 鏡下で観察すると， ガラス破片のほか， 斜長石・角閃石・輝石類・鉄鉱， まれに石英などの鉱物粒と安山岩や古期堆積岩の岩片とが認められる。 後者は 24 号沢付近とルークシュツベツ川の下流にみられる。 24 号沢付近では， 灰色～灰白色の発泡度のよい繊維状軽石からなり， その大きさは種々雑多である。 軽石はほとんどガラスからなり， 少量の斜長石・輝石類・鉄鉱などの鉱物粒を含むが角閃石はみられない。 ルークシュツベツ川下流の軽石凝灰岩は層厚 2 m + で， 下底はみられず， 上位は礫質砂岩・シルト岩・礫岩により覆われる。 岩質は黒雲母を多く含み， 流紋岩質である。 構成鉱物は， 斜長石・角閃石・黒雲母・紫蘇輝石・普通輝石・石英および鉄鉱である。 角閃石の多色性は X' = 淡緑色， Z = 濃緑色， c^Z = 23°， 黒雲母は X' = 褐色， Z' = 濃褐色である。
軽石凝灰岩の２つの種類の野外での関係は， 露出の悪条件のために明らかでない。
凝灰質泥岩は オンネナイ沢林道峠付近・オンネナイ沢上流地域および歩道沢林道に認められ， 前述した軽石凝灰岩の上位に発達する。 本岩は淡灰色～淡黄白色でガラスに富み， 細粒均質で軟らかく指頭で容易に圧砕することができる。 まったく層理を示さず塊状であり， しばしば風化して褐色の年輪状の縞模様を示したり， 炭質物を多く含んでいる。 27 号沢 [ 位置不明 ] の上流および 29 号沢の上流にも， これと似た岩相が発達するが， 層序的に同一のものか否かは不明である。 27 号沢上流のものは， 淡黄白色でほとんどガラス破片からなり， ミガキ粉状のものである。 また， 29 号沢上流のものは， 淡青灰色の粘土質泥岩で， 炭質物や植物化石の破片を含む。 オンネナイ沢上流に分布する泥岩には， しばしば海棲珪藻化石が含まれる。
本層は津別川の上流， 6 の沢・7 の沢に分布し， 前述の砂岩層や後述の軽石凝灰岩層とも指交する。 一般に塊状で風化すると黄褐色となり， 風化面に沿って剥離する。 軽石・岩滓を多く含み， 石質岩片は径 1～2 cm の安山岩・泥岩である。 鏡下では 多孔質ガラス破片・安山岩・泥岩・斜長石・紫蘇輝石・普通輝石・鉄鉱が認められ， 角閃石はきわめてまれにしか存在しない。 また一部に緑泥石・緑簾石が生成する。
6 の沢では， 本層中に花崗閃緑岩の岩塊が多く含まれる。
本層は津別川の 3 の沢・4 の沢・5 の沢・7 の沢に分布する。 3 の沢から 7 の沢にかけての本層は， ほとんど白色～黄白色で軽石流堆積物からなる。 軽石は通常径 1～2 cm であり， 石質岩片は安山岩・泥岩で， 全体が塊状，圧縮されて緻密となる。 まれに泥岩の薄層のみられることがある。 5 の沢の中流に分布する本層は， 珪化・粘土化などの変質を蒙り, モンモリロン石が生成する。 阿寒湖盆内チクショベツ沢上流の本層は， 石質岩片の量が多く， 凝灰角礫岩に近い。
本層の軽石は紫蘇輝石含有角閃石石英安山岩質で， 鏡下では， 斜長石・角閃石・紫蘇輝石・鉄鉱・石英などの鉱物がみられる。 斜長石は一般に清澄で， 角閃石は， X' = 淡黄色， Z' = 淡緑色の多色性を示し， c^Z = 19°である。
戸間牛山 [ 読み方不明 ] から南の山稜にかけてと， ヤムワッカナイ沢 [ 位置不明 ] には安山岩熔岩がみられる。 戸間牛山付近の安山岩は さらに美幌川支流 [ ← 図幅地域の北の地域外 ? ] において， 軽石流堆積物の下位にみられ， また， タッタベチベツ川における熔岩の節理などによって， これらは里美層の構造に調和するので， これらの安山岩は里美層に属するものであろう。 南北２地域の安山岩の岩質は多少異なる。
戸間牛山を中心とする安山岩は， 1～2 mm の斜長石斑晶がめだつ普通輝石紫蘇輝石安山岩である。
タッタペチベツ川の安山岩は， 板状節理のよく発達する無斑晶安山岩である。
本層は凝灰角礫岩層を整合に覆って， 津別川本流の上流・4 の沢・7 の沢・9 の沢・10 の沢上流に分布し， 第四紀火山噴出岩類に覆われる。 9 の沢と 10 の沢では， 炭質物の薄層のほかに凝灰質砂岩を挾む緻密な泥岩である。 4 の沢と 7 の沢では塊状の軟質な珪藻土質～凝灰質泥岩であり， 風化して黄褐色を示す。 津別川の本流 [ 位置不明 ] では， 珪質であり， 新鮮な面では青緑色を示し， 風化すると褐色になる。 金属音を発して割れ， 貝殻状断口を示す。
4 の沢および 10 の沢からは Melosira granulata を主とする淡水棲珪藻化石を産し， 明らかに陸成層であることを示す。
里美層は美都層と同様に， 火山性物質に富み， かつ， 瀕海性の要素が強いため含有化石が美都層よりも一層少なく， 珪藻化石とわずかに保存の悪い植物化石を産するのみで， 貝化石および有孔虫化石はまったく発見されなかった。 珪藻化石は凝灰質砂岩や凝灰質泥岩に含まれ， その内容は下位の美都層のものに似ているが， 全般に Thalasiossira spp. が多く， 最上部の泥岩では淡水種のみを産する。
本層は屈斜路湖盆内に分布し， 尾札部川・ウランコシ川林道において認められる [ 尾札部川・ウランコシ川林道は東隣の屈斜路湖図幅内に位置する ] 。
尾札部層は勝井 18) によって認められた地層で， 阿寒知床帯の中軸部の屈斜路・弟子屈地方に広く分布し， 緑色凝灰岩・変朽安山岩からなるイクルシべ層を覆う， 凝灰角礫岩・凝灰質砂岩・凝灰岩からなる地層である。 岩質は大部分が苦鉄質ないし中性の安山岩で， 一部に含角閃石岩・石英安山岩があるとされた。
本図幅地域の尾札部層は， 尾札部川上流によくみられ軽石質な凝灰角礫岩で， 軽石は緑色を呈する。 そのなかに凝灰質泥岩が 5～20 cm の厚さで挟まれ， ときにはレンズ状となる。 泥岩は風化して褐色となり， ときに炭質物の破片を含む。
ウランコシ川林道 [ ← サマッカリヌプリ岳とコトニヌプロ岳の間を通る林道 ? ] でみられる凝灰角礫岩は暗緑色を呈し， 粗鬆である。 鏡下では， 径 1 mm 前後の安山岩と軽石とからなり， 軽石は普通輝石・紫蘇輝石安山岩質で， 緑泥石化を蒙っている。
本層と上里層群はきわめて近接して分布し， 全般的に火山活動の経過をみても類似した点が多い。 とくに本層の凝灰角礫岩と里美層の凝灰角礫岩層とは， 同じ岩相を示すことがしばしば認められる。 また、 弟子屈地域に分布する尾札部層の凝灰角礫岩中に， 花崗閃緑岩の角礫が発見された 32) 。 以上のことから本層は， 時代的にほぼ上里層群の主部に相当するものであり， 対比されるが， 構造的に上里層群のいずれの層準に当たるか， その詳細が明らかでないので， 上里層群から切り離し尾札部層として取り扱った。
本層は全体が火山砕層岩に富み， 化石類を産出しないので， その地質時代は明らかでない。
阿寒知床帯においては， 中新統の中下部とされる緑色凝灰岩・変朽安山岩を覆い， Fortipecten takahashii (YOKOYAMA) 外の 鮮新世指示の化石を含む地層に覆われることが判明しているが， 硬質頁岩層（越川層）との直接の関係は明らかでない。 しかし， 以上述べたような層位学的位置および岩相から， 阿寒湖図幅の 飽別 層に対比され， 中新統上部と考えられる。
本層は津別川本流の上里部落の東方 1.5 km 付近から， 本流沿いに上流に向かって約 2 km の間に断続して露出する。 その分布がきわめて局地的で他の地域に認められず， したがって下位層との層序関係が明らかでない。 しかし， 分布が局限されることや， 堆積相が陸成層であること， さらに構造的にも下位の地層群と異なる点などから， 不整合関係にあるものと推察される。 本層は青灰色～帯緑青灰色の， 幾分 凝灰質な粘土質泥岩で湖沼堆積物を思わせる外観を示し， 風化すると淡黄褐灰色となる。 炭質物を普通に含み， ところによっては炭質頁岩や亜炭を挾む。
亜炭層は厚さ数 cm から 10 数 cm の薄いもので数枚認められ， それにはしばしば炭化の不充分な埋木様の樹幹や， 保存の悪い葉の化石が多量に含まれている。 なお， Trapa などの植物化石を多量に含むところから， 本層は内陸の沼沢地に形成されたものであろう。
新第三系は， 既述したように， 貝・有孔虫および珪藻などの化石を産するが， これらによって， 他の地域との対比を行なうことはやや不充分である。 ここでは現在までに得られた岩相， および層序関係に古生物学的資料を加え， 対比を試みた。
次に本図幅地域の新第三系と， 「豊頃 - 北見帯」および釧路炭田地域新第三系との対比を第 3 表に示す。
| 地質時代 |
常呂・女満別地区
常呂・女満別図幅 |
津別地区
本岐・上里図幅 |
足寄太 - 本別地区
足寄太・本別図幅 |
釧路炭田新第三系の
標準層序（水野・角・山口, 1965） ← 西部 / 東部 → | ||||
| … | ||||||||
常呂 - 網走地域の第三系は， 下位から常呂層・網走層・ 能取 層・ 呼人 層および 美岬 層に５分されている 15) 。 これら地層の累重関係は， 研究者によってその見解が異なっているが， 最近 女満別・常呂図幅の調査研究を行なった角 29) ・三梨 31) によれば， 常呂層と網走層・呼人層と美岬層 [ 以下の [注] 参照 ] との関係が不整合であるほかは， 整合関係にあるとしている。
常呂層はシルト岩を， 網走層は火山砕屑質岩を， 能取層は硬質頁岩を， 呼人層は珪藻土質泥岩を， また， 美岬層は軽石質の砂岩をそれぞれ主要構成員としている。
津別層の北方延長は， 漸次 硬質頁岩の量を減じ， かつ粗くなり， 美幌市街の北西方で常呂層と呼ばれているものに連続している。 また含有化石の内容においても Portlandia tokunagai (YOKOYAMA) var．hayasakai UOZUMI， Nuculana pennula YOKOYAMA， Cyclammina spp., Haplophragmoides spp. などが両層に共通して含まれるなど， 津別層と常呂層との比較には問題がない。
上里層群はその北方延長が新期の火山噴出物に覆われ， 常呂 - 網走地域に分布する常呂層以上の地層とは連続していない。 しかし, 美岬層を除く網走層・能取層および呼人層の３者の岩相をみると， 能取層の硬質頁岩を除いては上里層群， とくに美都層にみられる岩相の垂直変化に似ており， 対比できる可能性がある。 美都層の下部は 基性安山岩質の火山砕屑岩を伴うきわめて凝灰質な砂岩からなっており， 網走層にみられる火山砕屑岩も基性安山岩質であるところから両者の類似性がある。 また， 美都層の上部は灰色の珪藻土質～凝灰質泥岩で， 呼人層の岩相に似ている。 さらに美都層の下部層から上部層に移化する付近には， ガラス質の硬質頁岩の薄層が発達している。 この硬質頁岩は北方に向かって発達する傾向を示している。
このことは， 能取層の堆積盆の中心が北方にあって， そこでは顕著な硬質頁岩が堆積したが， 堆積盆の周辺である本図幅地域では， 硬質貢岩の発達が悪く粗粒相が堆積したと解される。
一方， 珪藻化石では， 網走層・ 鱒浦 層および呼人層に含まれるが， 上里層群と同様の津別層群に含まれる化石内容とは異なり， Kisseleviella carina， Biddphia sp. を含まず， Actinocyclus ingens， Coscinodiscus elegans， Denticula spp.， Stephanopyxis schenckii， Rouxia pergallii などを含む群集で特徴づけられている。 しかし細分された化石群の比較では， 岩相区分による比較と幾分異なっている。 すなわち， 美都層上部に含まれる化石群は Actinocyclus ingens, Coscinodiscus elegans, Denticula spp. の顕著な群で， これは， 網走地域で， 網走層の同時異相と考えられている鱒浦層に含まれる群に近似している。 また， 岩相的に美都層上部の珪藻土質泥岩に似ている呼人層から産する群は， 美都層よりは， むしろ里美層に含まれる化石群に近いものである。
このような珪藻化石と岩相とによる， 上里層群と， 網走層から呼人層までとの関係を図示する。
以上に述べたように， 岩相と珪藻化石の細区分による比較が両地域間で異なっているが， 上里層群と網走層とが， いずれも同位層準と考えられる津別層群および常呂層を不整合に覆い， かつ珪藻化石群も津別層群産のものとは明瞭に区別され， 大きくみて 上里層群と網走層 - 呼人層産のものとが類似した群集であるところから， 本図幅では細部にわたる対比をさけ， 大きく上里層群と網走層から呼人層までを対比しておく。
奥上里夾亜炭層は， 分布が局地的であるのと， その堆積相が陸成層であるところから， 比較することがむずかしく， したがって美岬層との関係が明らかでないが， 下位層との構造差（両者ともに不整合に下位層を被覆するが， 奥上里夾亜炭層と下位層との関係がより著しい）および 奥上里來亜炭層の亜炭層中に含まれる樹幹の炭化度などから， 奥上里夾亜炭層は美岬層より新しい時期の地層と推定される。
すでに公表された資料によると 10), 12), 25) ， 足寄 - 本別地域の新第三系は， 硬質頁岩を伴う泥質岩を主とする川上層群と， 鮮新世の示準化石群を産する十勝層群とからなり， 両者の関係は不整合関係にあるとされている。 川上層群は硬質頁岩を伴い， かつ， また稚内層群に多産するといわれる Portlandia kakimii UOZUMI を産することから 稚内層群に対比されていた。
しかし， 津別層群の南方延長は川上層群に連続し， また， 貝化石の Venericardia abeshinaiensis OTUKA, Portlandia tokunagai (YOKOYAMA) var. hayasakai UOZUMI, Nuculana pennula (YOKOYAMA) などは川上層群にも共通して産し， さらに川上層群から得た珪藻化石は津別層群産のものに類似し， 稚内層群から得た化石群とは明らかに異なっている 20), 21) 。 このような事実から， 津別層群と川上層群とは同一時期に形成された地層とみるべきである。
十勝層群は その下半部から Fortipecten takahashii（YOKOYAMA）をはじめとする 鮮新世指示の滝川 - 本別化石動物群を産し， 上半部は亜炭を伴う陸成堆積層が発達している。 このような十勝層群の岩相や化石内容は， 既述した上里層群とはかなり異なっている。 とくに， 化石では貝化石と珪藻化石という差はあるが， 十勝層群が鮮新世指示の化石群を含むのに対し， 上里層群は中新統上部に多産する珪藻化石を多量に含んでいる。 このことは， 十勝層群と上里層群との間に上下関係のあることを示すものであろう。 したがって上里層群に対比される層準が， 足寄地域には欠如しており， むしろ奥上里來亜炭層が 十勝層群の上部に発達するいずれかの夾亜炭層に対比される可能性が強い。
釧路炭田地域の新第三系は， 最近 水野ら 28) によって統括され層序が確立された。 それによると 新第三系は 下部から 常室 累層・厚内累層・白糠累層および阿寒層群（十勝層群）に分けられた。 常室累層は従来 布伏内 累層 13) ・上茶路累層 16) と呼ばれていたものと， さらに常室 - 音別地域の直別累層の下半部を加えたものに命名されたもので， 古第三系の音別層群を不整合に被覆し， 厚内累層に不整合（一部整合のところがある）に覆われ， 暗灰色塊状のシルト岩や， 硬質頁岩からなる。 シルト岩は "Soft shale" の名で呼ばれ， Portlandia tokunagai (YOKOYAMA) var．hayasakai UOZUMI， Venericardia abeshinaiensis OTUKA， Nuculana pennula (YOKOYAMA) を含み津別層のシルト岩に似ている。 また， 浦幌・常室付近に分布する硬質頁岩は， 北方へのびて川上層群の一部に連続することもほぼ確認されており， 常室累層と津別層とは， 同位層準とみることができる。 厚内累層および白糠累層は， 上里層群に較べ火山性物質が少ないため， 岩相上の類似点が少ないが， 美都層の上部層が珪藻土質泥岩を主とする点では似ており， また， 珪藻化石の内容が上里層群産のものと同様， 中新統上部に多産する種類が多く， 化石のうえからも両層間の共通点がみいだされる。
さらに， 白糠累層が鮮新世指示の化石動物群を含む阿寒層群によって， 不整合に覆われるという層序的位置など， 上里層群と厚内累層 - 白糠累層の対比は可能であろう。 しかし， 細区分についての対比は， 岩相がかなり異なっていることや， 化石による分布がされていない現在ではむずかしい。
阿寒知床帯との対比については， 尾札部層の項において既述したとおりである。
本図幅地域南西隅の相生川 [ 位置不明 ] の南に２コの熔岩丘がある。 同様のものには図幅地域外南西方 [ ← 上足寄図幅地域 ] のイユダニヌプリ・736 峰 [ 位置不明 ] があって， いずれも新第三紀の噴出と推定される。
711 m 峰 [ ２コの熔岩丘のうちの東のもの ] は， 新第三系の堆積岩の上にあって， 比高約 300 m の熔岩丘であり， 橄欖石輝石安山岩からなる。
506 m 峰 [ ２コの熔岩丘のうちの西のもの ] は石英安山岩からなる。
ルークシュツベツ川上流 : 里美層を貫く紫蘇輝石角閃石安山岩である。
津別川 7 の沢 : 幅約 20 m の岩脈で， 母岩の凝灰質泥岩に， 幅約 20 cm の変質を与える。 普通輝石紫蘇輝石安山岩からなる。
津別川 6の沢上流 : 安山岩からなる。
津別川中流の 1 の沢と 3 の沢間 : 紫蘇輝石安山岩からなる。
阿寒火山は， 阿寒から屈斜路を経て， 知床半島に至るまでの阿寒知床火山列の南西端にあたる。 第四紀の初～中期に外輪山をつくった。 この外輪山は地形的には単一の円錐状火山のようであるが， むしろ， いくつかの成層火山の集まりで， カルデラの北にある， 木禽岳・阿幌岳などもそれらのひとつと考えられる 5) 。 外輪山熔岩活動の末期には， 大量の火山砕屑物が噴出して， その結果 補償的陥没が起こり， カルデラを形成した。 カルデラ陥没の時代は屈斜路火山との関係から， 洪積世中期と考えられる。 火山砕屑物は， 降下軽石と火山砕屑流堆積物とに分かれるが， 前者はカルデラ東壁のみに分布し， 本図幅地域にはみられない。
火山砕屑流は， 下部阿寒軽石流堆積物・阿寒熔結凝灰岩・上部阿寒軽石流堆積物の３つに分けられる。 これらの関係は相生付近で観察される。
木禽岳熔岩 : 木禽岳熔岩は基底部・主部・頂部からなる。
基底部 は新第三系の堆積岩類を覆い， オンネキキン川・相生川・ルークシュツベツ川の上流に分布する。 一般に斜長石斑晶が肉眼でも顕著である。 熔岩累層の厚さは最大 250 m であるが， おもに木禽岳の北側の 891 m 峰 [ 位置不明 ] や， 760 m 峰 [ 位置不明 ] などの山体を構成したもののようである。
主部 は木禽岳から 931 m 峰 [ 位置不明 ] にかけて広く分布する。 一般に山頂部は平坦で， 熔岩流動面が比較的よく保存されている。 岩質も大部分は無斑晶安山岩からなる。
無斑晶安山岩は木禽岳を中心として広く分布し， 隣接する本岐・阿寒湖図幅地域まで延びる。 木禽岳から北方へ， 阿幌岳から東西に延びる平坦な尾根はいずれも本岩からなる。
頂部 は阿幌岳を構成し， 小規模であり， 岩質は普通輝石橄欖石安山岩である。
外輪山熔岩 : 図幅地域南西部には △ 931.2 m 峰を中心として外輪山熔岩が分布する。 北方へは比較的緩傾斜で高度が低くなり， 南側の内壁では急傾斜を示すが， 露出不良である。
カルデラ内のパッケ 2 の沢林道で， 崖錐となってみられるのは， 紫蘇輝石橄欖石安山岩である。 孔隙には珪酸鉱物が多く生成する。
津別川上流 6 の沢と， 8 の沢間にある尾根には橄欖石安山岩がみられる。
阿寒火山は外輪山熔岩の噴出後， 3 回にわたって火山砕屑流を噴出した結果， 補償的陥没を起こし， 阿寒カルデラが形成された。 火山砕屑流堆積物は阿寒カルデラの周辺， とくにその北西側と南東側とに広く分布し， 北西側がくわしく調べられている 17) 。 阿寒火山砕屑流堆積物は， 下位から 下部阿寒軽石流堆積物・阿寒熔結凝灰岩および上部阿寒軽石流堆積物に区分される。 本図幅地域においては， 木禽岳が一つの障壁となり， 大部分は相生川から西の本岐図幅地域へ流下し， 一部は津別川沿いに流下した模様であり， 各堆積物が地域を異にして独立分布することが多い。 これら３者の関係がよく示されるのは相生開拓道路においてである。
下部阿寒軽石流堆積物は， 相生開拓道路に認められる。 本堆積物は， このほかに西隣の本岐図幅地域の 二又 付近， 北隣の美幌図幅地域内の津別市街対岸に分布するのみで， その詳細は不明である。 相生開拓道路における本堆積物は， 阿寒熔結凝灰岩に覆われる。 軽石・火山灰および外来岩片からなり， 軽石は 5～10 cm， 外来岩片は 2～5 cm で， 基質は淡黄褐色である。 部分的に岩滓も多く， 炭化木片もある。 認められる層厚は 5 m 以内である。
阿寒熔結凝灰岩は， 前記の相生開拓道路から， 本図幅地域の東縁沿いのほぼ平坦な山稜と， 760 m 峰 [ 位置不明 ] の山腹とに分布するほか， 津別川沿いでは数ヵ所小規模に点在し， 美幌川上流から上里にかけて 古梅 熔結凝灰岩により覆われる。
本岩は相生開拓道路では熔結は強いが， その他の地域では中程度である。 一般に外来岩片が多く， かつ大で， ときには径 20 cm にも及ぶ。 強く熔結すると， 黒曜石パッチが目立ち， 堅硬となるが， 露頭の上部で角礫質となり， 一部に軽石質や岩滓質となる。 津別川沿いでは一般に熔結程度は低く， 岩滓角礫質で， 孔隙と外来岩片の多い堆積物となる。 本岩の層厚が直接測られる所はないが， 20 m 内外と推定される。
本岩は普通輝石紫蘇輝石安山岩質（SiO2 : 65.87 %）である 11) 。
上部阿寒軽石流堆積物は， 相生開拓道路からオンネキキン川下流の山稜に分布する。 相生開拓道路の切割においては， 下部はおもに白色細粒のガラス片で外来岩片も少なく， 径 0.1～0.5 cm の軽石がまれに含まれる。 それに反して上部は， 軽石は 3～10 cm， まれに 20 cm 大の岩滓もある。 外来岩片は 1～2 cm で安山岩や泥岩が多い。
軽石は白色で斜長石・紫蘇輝石・普通輝石・鉄鉱の斑晶を有し， 普通輝石含有紫蘇輝石石英安山岩質と推定されるが， 石英斑晶は存在しない。
屈斜路火山は阿寒火山の北東に接し， 同じ阿寒知床帯の上に並んで一つの火山列をつくる。 阿寒火山と同じく， 径 26 km にも及ぶカルデラを有する。 この火山は洪積世初め， 阿寒火山にやや遅れて活動を開始した。 外輪山は藻琴山（海抜 999 m）をはじめとした成層火山をつくり， 本図幅地域内の サマッカリヌプリ岳（海抜 974 m）・ 947 m 峰 [ 位置不明 ] ・ コトニヌプリ岳（海抜 950 m）・ サマッケヌプリ岳（海抜 898 m）なども， 成層火山の一部であったろうと推察される。
外輪山形成後， 屈斜路火山は火山砕屑流の噴出期に移行した。 この時にはすでに阿寒火山はカルデラを形成していたので， 火山砕屑流の一部は阿寒カルデラ内へも流入した。 屈斜路火山の火山砕屑流は， 藻琴山の北方の火山砕屑岩台地においてとくにくわしく調べられた 23) 。 それによると， 熔結凝灰岩を含む 10 層の火山砕屑流からなり， 挾有する段丘堆積物から， その期間も洪積世中期から末期に至ることが判明した 23) 。
図幅地域には， 前記 10 層の火山砕屑流のなかで， 最下位の古梅熔結凝灰岩と最上位の屈斜路軽石流堆積物 Ⅰ が分布し， このほかに， 独立分布して阿寒カルデラ内に流入するもう１層の火山砕屑流の存在が判明した。 本層は阿寒カルデラ内のパンケトー湖岸によく露出し， 強く熔結するためにパンケ熔結凝灰岩と称する 27) 。 パンケ熔結凝灰岩の噴出が， 前述 10 層のうち， どの層の時代に当たるかは， 累重状態がみれないために明らかでない。 しかし， 化学成分の検討のうえから， 屈斜路軽石流堆積物 Ⅳ と屈斜路岩滓流堆積物との間であろうと推定される。
本図幅地域内において， 屈斜路火山外輪山熔岩類は一般に熔岩流に富み， これと互層する砕屑物は少なく， 以下の場所に分布する。
美幌峠から △ 649 m [ 位置不明 ] にかけての山稜に分布するのは， 約 200 m の厚さを示し， 普通輝石含有紫蘇輝石安山岩である。
30 号の沢 [ 位置不明 ] の上流における山麓緩斜面には 径 2 cm に及ぶ灰長石巨晶を含む紫蘇輝石含有橄欖石普通輝石安山岩塊が多く存在する。
サマッカリヌプリ岳の東側の斜面約 250 m には， 下位から安山岩・無斑晶安山岩・普通輝石・紫蘇輝石安山岩の順で累重する。
サマッケヌプリ岳は約 200 m の厚さの普通輝石紫蘇輝石安山岩質熔岩からなる。
本岩は屈斜路火山の北～北東～西方にかけて広く分布し， この方面の屈斜路火山砕屑流の最下位をなす。 北に接する美幌図幅地域内の古梅部落付近において， 採石が行なわれ， 標式地となる。 カルデラ北東壁の小清水峠や東壁の摩周観光道路では， 本岩はカルデラ内壁にみられるが， 北西壁の美幌峠から西にかけては内壁にはみられず， 外壁中途から分布する。 北西外壁上では， はじめからごく薄くしか堆積せず， その後侵食されたと推察される。 本図幅地域では， おもに美幌川流域と上里部落付近とに存在する。 本岩は美幌川の各支流川底， 美幌川本流筋の林道に良好な露出があり， 厚く発達するが， 厚さの測られた所はない。 一般に強く熔結していて， 非熔結相は大部分削剥されたようである。 古梅部落の採石場では本岩の間に弱熔結部がみられ， また， ヤムワッカナイ沢林道においても， 淡紅色を示す弱熔結部がみられることなどから， 本岩は２層以上の cooling unit からなるものであろう。
本岩は， 灰白色～淡褐色を示し， ときには淡紅色を呈する。 ほとんどの露頭で強く熔結しており， 一般に 3～4 m 間隔の柱状節理が発達する。 斑晶鉱物として斜長石と石英とが肉眼でも顕著に認められるが， 軽石片や外来岩片に乏しい。 本岩は普通輝石含有紫蘇輝石石英安山岩質（SiO2 : 71.25 %）である 11) 。
本岩は [ 上里図幅の南隣の阿寒湖図幅地域内の ] 阿寒カルデラ内のパンケトー湖岸に模式的に発達し， 雄阿寒岳熔岩により覆われる。 サマッカリヌプリ岳付近が噴出口で， おもに南西方に流下した模様である。 サマッカリヌプリ岳から南の山腹， 5 の沢の左岸の平坦地， サマッケヌプリ岳付近と断続的に分布して， 阿寒湖盆内には広くみられる。 本岩の上部の非熔結部はことごとく削剥された模様で， 大部分は強い熔結を示すが， 阿寒湖盆内の観察によれば， 本岩は 3 層以上の cooling unit からなる。
本岩の下底がみられるところは， 津別峠林道の標高 600 m 地点と， 津別川 5 の沢とである。 前者では， 本岩の下底は熔結を示さず， 外来岩片・軽石塊もともに少なく， 大部分がガラス片からなる。 その下位には降下軽石・火山灰・火山礫等がある。 軽石は普通輝石含有紫蘇輝石石英安山岩質である。
後者 [ 津別川 5 の沢 ] では新第三系を直接覆い， 降下軽石はみられなく， 本岩の下部約 3 m は安山岩塊を多く含み， 脆弱で角礫化し， 一部に黒曜石縞がある。 本岩の厚さが測られたところはなく， 地形図上のみで判断すると， 津別川 5 の沢では 60 m 前後， パンケトー湖岸で 100 m 以上を算する。
本岩は淡灰色～茶灰色を示し， 黒色パッチは一般に少なく結晶が多い。 軽石片の認められることもあり， 岩質は普通輝石紫蘇輝石石英安山岩質（SiO2 : 69.19 %）である 27) 。
本層は屈斜路火山砕屑流堆積物のうち最上位のもので， 本図幅地域からさらに北方にのびて [ 藻琴山図幅地域の ? ] 小清水町の 砥草原 の西方台地から美幌・女満別・網走湖西岸・津別にまで及んでいる。 本図幅地域では新第三系・古梅熔結凝灰岩などを直接覆うが， 前記の北方諸地域では通常 美幌層と名付けられる海成砂礫層を覆う。 本層は 13 号の沢 [ ← 図幅地域北端中央やや西 ] の農道と美都発電所の北西の沢の農道とにみられ， いずれも層厚 1～3 m で， 径 5～10 cm の軽石・火山灰および石質岩片とからなる。 一般に白色～淡紅色を示す。 岩質は普通輝石含有紫蘇輝石石英安山岩質である。
なお， 美都発電所の北西の沢の農道では本岩の下位に厚い砂礫層がみられ， とくに地質図に表現した [ 古期砂礫層 ? ] 。 この砂礫層は， 軽石と安山岩礫とをおもな要素としており， 粗粒部は径 5～10 cm の軽石塊と安山岩が多い礫岩であるが， 細粒部は砂岩泥岩の互層である。 砂は軽石破片や結晶をおもにしている。 この砂礫層は標高 180 m から 240 m にわたり， 平坦面とは別段関係なく， 陸性砂礫層であると考えられる。
網走川をはじめ支流の津別川， およびオンネキキン川には２段の河岸段丘が発達し， それぞれ堆積物が認められる。 低位のものは平坦で広く， 良く追跡されるが， 高位のものは局地的に狭く発達し， 幾分開析されており， 各河川ごとに対比することが困難である。 したがって地質図上は， 高低一括して河岸段丘堆積物として取り扱った。
高位段丘は美都発電所から上里に至る津別川の右岸， およびオンネキキン川下流の左岸地域に局地的に平坦面が残っている。 この段丘面は， 網走川本流沿い（本岐図幅地域）に発達する高低２段の段丘のうち， 高位の段丘に比較されるものと考えられる。 恩根小学校および美都小学校対岸付近の道路切割において， 堆積物が認められる。 いずれの場合も軽石質のものにきわめて富んでおり， また， 古梅熔結凝灰岩・阿寒熔結凝灰岩が礫として含まれている。 一般に粗い礫が少なく細粒相に富み， 斜層理が著しく発達している。 堆積層の厚さは 10 m 前後である。
低位段丘は本岐図幅地域において低位段丘としたものの連続で， 比高は沖積面から 5～10 mである。 この平坦面は網走川に沿って， 津別市街地の面から美幌市街へと続き， オンネキキン川入口付近では阿寒軽石流堆積物を切っている 8) 。 この段丘堆積物は， 厚さ 5 m 以下できわめて淘汰の悪い砂礫層からなり， 高位段丘に較べて一般に粗い。
本図幅地域は平坦面に乏しく， 起伏に富むため， 新期火山灰の保存がきわめて不良であり， 東部北海道で通常みられる火山灰層序が地表に少ない [ 表現が難しいので地質図には省略した ] 。 これは新期火山灰が堆積しなかったのではなく， 堆積しても地表が起伏に富むため保存されなかったのである。 みられた 2 例の柱状は第 4 図のとおりである。
摩周外輪山形成期の火山灰 : 褐色細粒の火山灰である。 東方では， 本火山灰は数層に分帯されて 14) ， 降下軽石が挾まれることもあるが， 津別峠林道では分帯ができなく， 層厚 25 cm を示す。
Ma-i・j 層 : Ma-i 層は灰色， 細粒， 火山灰， Ma-i 層 [ ← これは「Ma-j 層」? ] はオレンジ色， 発泡のよい降下軽石で， ともに痕跡でみられる。 この１組の火山灰は， Ma-f 層の下位にあって良好な鍵層である。
Ma-f 層 : 東 北海道一帯にもっとも広く分布する火山灰で， 摩周カルデラ形成時の軽石流堆積物であるが， ところにより降下軽石の堆積様式を示す。 石質岩片の量が多く， 軽石は帯褐灰色を示し， 発泡不良で硬い。 一般に厚さも規則性を示さず， 津別峠林道で 60 cm であり， 津別川上流でときに 1 m 以上堆積することもある。
Ma-c 層 : 褐色細粒火山灰で津別峠林道では層厚 15 cm から 25 cm と変化に富む。 これは基盤の起伏のためと解される。 Ma-c 層は東方では c1， c2， c3， の 3 層が認められるが， 本層がこれらのいずれに相当するかは明らかでない。
Me-b6 層 : 黒色中粒の岩滓である。 雌阿寒火山の阿寒富士の活動に関連するものであろう。 Me-b 層は 6 層知られており 72) ， 本層はその下位層でもっとも広く北東方に向かつて分布する。 残余の 5 層は小規模に東方に向かって分布する。 山田 4) は昭和 30 年を基準として， 本層の噴出時代を 700～800 年前と推定した。
Me-a2 層 : 本層は黄褐色， 細粒， 火山灰である。 Me-a3 層も本層と同じ岩質を示すが， Me-b 層との間に通常腐植土を有さない。 これに反して， 本層は Me-b6 層との間に 2～5 cm の腐植土を有するため， Me-a2 層とした。 本層の噴出時代は山田により約 220 年前とされた。
Ma-a 層 : 本層は灰白色， 細粒， 火山灰である。 山田は本層を摩周火山起源であるとしたが， その後の調査研究 14), 22) によつて， 本層は摩周火山起源でなく， 雌阿寒火山起源とされるようになった。 ここではとりあえず原記載 4) のとおり Ma-a 層としておく。 道東地方の表層には Me-a1～3 層と， Ma-a 層とが腐植土中にみられるが， 完全な柱状がみられる箇所は少なく， 通常は 1 あるいは 2 層のみみられ， 他は腐植化されているために厳密な分布が確かめられていない。
本層の噴出時代は山田 9) によって 200 年前と推定された。
崖錐堆積物は屈斜路カルデラ内壁に数ヵ所， 阿寒カルデラ内壁のチクショべツ川上流， 相生の 506 m 山と 711 m 山 [ これらはいずれも先に記載した熔岩丘 ] との山麓， 木禽岳の北方の平坦面に分布する。 構成物はいずれも直接付近から由来した岩塊・砂・粘土からなる。
現河川堆積物は各河川の河床に狭く分布し， 礫・砂・粘土からなる。
本図幅地域の応用地質には金属・非金属資源はなく， 石材が現在利用されているにすぎない。
27 号の沢 [ ← 上里の東南東 3 km ] における古梅熔結凝灰岩は， 道路敷石として利用されている。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Abashiri, No. 59
By Shoichi YAMAGUCHI ＆ Hiroyuki SATOH (Written in 1965)
The area of this sheet-map, located between latitudes 43°30'～43°40' N and longitudes 144°00'～144°15' E, is situated on the northwestern side of the Akan - Shiretoko volcanic chain, an echelon belonging to the Kurile volcanic zone. The foots of Akan and Kutcharo volcanoes which are famous for their gigantic calderas occupy south and east sides of this area. The basement of the volcanoes is composed of the Neogene-Tertiary formations consisting of thick normal sediments accumulated in the Toyokoro - Kitami zone.
Drainage system is rather simple and most of streams flow from south to north.
The geology of this area, as shown in Table 1, can be divided into two units ; basement Neogene-Tertiary and Quaternary volcanoes and sediments.
| Quaternary | Recent | Talus and recent fluvial deposits | ||
| Volcanic ashes | ||||
| Pleistocene | River terrace deposits | |||
| Kutcharo volcano | Kutcharo pumice flow deposit I | |||
| Panke welded tuff | ||||
| Furume welded tuff | ||||
| Somma lavas | ||||
| Akan volcano | Upper Akan pumice flow deposit | |||
| Akan welded tuff | ||||
| Lower Akan pumice flow deposit | ||||
| Somma lavas | ||||
| Neogene | Pliocene | Lava cone | ||
| Oku-kamisato lignite bearing formation | ||||
| Miocene | Kamisato group | Satomi formation | Osappe formation | |
| Mito formation | ||||
| Tsubetsu group | Tsubetsu formation | |||
This group is divided into Tatsukobu and Tsubetsu formations and only later Tsubetsu formation is distributed on the western side of this area.
The Tsubetsu formation is composed of hard shales and siltstones, and produces numerous shell, diatom and foraminifera fossils and it is presumed middle Miocene in age.
The Mito formation, resting unconformably on the Tsubetsu formation, is composed of tuff-breccias, tuff, andesitic lavas, sandstones and mudstones. This formation produces numerous marine diatom fossils (cfr. Plate in Japanese Text).
The Satomi formation, resting conformably on the Mito formation, is characteristic of pyroclastic sediments and facies change. This formation is composed of tuffaceous sandstones in its lower part and tuff-breccias, andesitic lavas and pumice-tuffs in lateral interfingering relation one another, and mudstones in its upper part. Tuffaceous sandstones and pumice-tuffs are characteristic of biotite and hornblende. Tuff-breccias and lavas are pyroxene andesitic. Mudstones include nonmarine diatom fossils.
This formation, isolated from other strata, is situated in the Akan - Shiretoko zone and is composed of tuff-breccias and thin intercalations of mudstone. Owing to the rock facies, stratigraphic relation and inclusion of granodioritic breccias, this formation is correlated to the Kamisato group and presumed late Miocene in age.
This formation overlies the Kamisato group with different structure and is composed of mudstones intercalating thin lignite layers. Numerous plant fossils occur but their preservation is not good. This formation is presumed late Pliocene in age.
Andesitic and dacitic lava domes are situated in the southwestern corner of this area. Dikes are hypersthene-hornblende andesitic, augite-hypersthene andesitic and hypersthene andesitic.
Somma lavas of the Akan volcano ; Kikin-dake lavas consist of augite-olivine andesite, aphyric andesite and augite-olivine andesite in ascending order. Later somma lava is composed of hypersthene-olivine andesite.
Akan pyroclastic flow deposits ; After piling of somma lavas of the Akan volcano, in middle Pleistocene, pyroclastic flows were ejected resulting in the subsidence of the Akan caldera. Pyroclastic flows are divided into three : lower Akan pumice flow deposit, Akan welded tuff and upper Akan pumice flow deposit in ascending order. Akan welded tuff is augite-hypersthene andesitic (SiO2 = 65.87 %). Other two are augite-bearing hypersthene dacitic.
Somma lavas of the Kutcharo volcano ; Those composed of aphyric andesite, augite-hypersthene andesite and hypersthene-bearing olivine-augite andesite make a chain of peaks Samakkarinupuri-dake, Kotoninupuri-dake and Samakkenupuri-dake etc. in the eastern margin of this area.
Kutcharo pyroclastic flow deposits ; In middle to late Pleistocene, some half score of pumice and scoria flows accompanied by pumice and ash falls were ejected successively, resulting in the subsidence of the Kutcharo caldera of Krakatau type. These pyroclastic flow deposits are extensively developed around the caldera, forming a vast pyroclastic plateau. Among them, there are three pyroclastic flow deposits : Furume welded tuff, Panke welded tuff and Kutcharo pumice flow deposit I in this area. Furume welded tuff, augite-bearing hypersthene dacitic (SiO2 = 71.25 %), is extensively distributed in the northeastern part of this area. Panke welded tuff, augite-hypersthene dacitic (SiO2 = 69.12 %), was erupted from southwestern side of somma inflowed to the bottom of the Akan caldera. Kutcharo pumice flow deposit I, the uppermost augite-bearing hypersthene dacitic deposit of the Kutcharo pyroclastic flow deposits, rests on the Furume welded tuff in this area.
Those are narrowly distributed along each river and composed of higher and lower terraces. The higher terrace is limited and the lower one makes a flat plain about 5 m higher from a recent fluvial plain. Both are composed of gravel, sand and clay.
In this area, alluvial volcanic ashes (cfr. Fig. 4 in Japanes text) ejected from the Mashu and Meakan volcanoes are distributed but their preservation is not good. Among them, Ma-f is pumice flow deposit resulting in the formation of the Mashu caldera (7.5 × 5.5 km in diameter) about 7,000 years ago. Others are ash falls.
They are distributed in some limited areas and composed of block, gravel, sand and clay.
No important economic materials have been discovered in this area and only the Furume welded tuff is used as road stones.
昭和 41 年 7 月 15 日 印刷 昭和 41 年 7 月 22 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1966 Geological Survey of Japan