５万分の１地質図幅説明書
（釧路 第 16 号）
北海道立地下資源調査所
嘱託 橋本誠二
北海道開発庁
昭和 46 年 3 月
この調査は， 北海道総合開発の一環である， 地下資源開発のための基本調査として， 北海道に調査を委託し， 道立地下資源調査所において， 実施したものである。
目次 はしがき I. 位置および地形 II. 地質概説 III. 日高累層群 III.1 ニペソツ層 III.2 十勝パンケ層 III.3 十勝ペンケ層 III.4 チカベツ層 IV. 屈足層 V. 岩松層 VI. パンケニコロ熔結凝灰岩 VII. 十勝熔結凝灰岩 VIII. 「いわゆる帯広層」 IX. 東新内層 X. 変成岩類 X.1 ホルンフェルス類 X.2 角閃岩 XI. 火成岩類 XI.1 花こう岩 XI.2 酸性脈岩類 XI.3 輝緑岩類 XII. 熔結凝灰岩類について XIII. 地質構造 参考文献 巻末写真 Résumé（in English）
５万分の１地質図幅説明書
（釧路 第 16 号）
この図幅ならびに説明書は 昭和 40 年より 42 年にかけての野外調査結果をとりまとめたものである。 野外調査に当たっては多数の方々のご協力を得た。 すなわち, 主として日高層群および花こう岩の分布する地域は河内晋平， 野地正保， 小松正幸， 吉田勝， 在田一則， 平井喜郎の諸氏， 主として熔結凝灰岩類については魚住悟， 中村耕二， 藤原嘉樹， 太田茂志の諸氏が調査に当たられた。 また説明書作成に際しては渡辺家隆氏の助力を頂いた。 これらの方々に厚くお御申し上げる次第である。
佐幌岳図幅は日高山脈の最北端の佐幌岳を図幅の南西隅に含んでおり， [ 本図幅の南隣の新得図幅地域の北端にある ] 狩勝 峠の東北方を占めている。
この地域には南端の若干の平坦地を除き， ほぼ全域は， 開析された台地に占められており， 北東と南西隅に標高 1,000 m 内外の山地が分布している。
これらの山地は， 日高累層群および花こう岩より構成されるピシカチナイ山と佐幌岳を中心としており， これらの中間には南にゆるく傾く開析された台地が広がっている。
この台地面は火屑流の流走面である。 台地面上には所々に基盤岩より成る突出部が認められ， また南南東に流れる河川によって下刻されている。 この台地面は， 近傍の諸図幅においても発達しており， 十勝熔結凝灰岩の形成するものとされている。 台地面の最高処は [ 本図幅の北隣の ] 十勝川上流図幅のチカベツ山の台地（標高 900～1,000 m）であり， そこから南方および南西方向に低下しており， 南南西に向かい [ 本図幅の西隣の ] 西達布 図幅内になだらかな張り出しを作っている。 [ 本図幅の北隣の十勝川上流図幅地域内の ] チカベツ山の北方では台地面は北東に低まるが， [ 十勝岳からチカベツ山の北方を東流して十勝川となる ] シー十勝川の流路付近では段丘形成などにより侵蝕され， 上部をなす十勝熔結凝灰岩が失われ， 下部の古期熔結凝灰岩が露われている。
十勝熔結凝灰岩のつくる平坦面は本図幅内でも段丘等により切られている。 この 後熔結凝灰岩地形面 [ ← 十勝熔結凝灰岩の後にできた地形面 ] はつぎのようである。
美蔓 面（新得図幅）はこの図幅では [ 南東隅の ] 上幌内一帯に発達している。 これは南方で 上然別 ， 美蔓につらなる台地の頂部であり， オソウシ川 [ ← 岩松湖の東方 1 km ] に沿う標高 420～440 m の河段丘に連なる。 この面は厚く堆積した砂礫・粘土層で構成され， 上面は十勝川の現河床より約 140 m の比高を示す。 本砂礫層の一部は， 新得図幅の美蔓面堆積物であるが， ここでは「いわゆる帯広層」とする。
東新内 面は [ 本図幅地域の南端・東西中央付近の ] 東新内一円の平坦面および十勝川にそう河段丘面をよぶもので， 標高 320～360 m にわたって発達し， 現河床からの比高 80～100 m を示す。 新得図幅ではこの平坦面の一部は美蔓面に， また他の一部は 上佐幌 面に含められているが， 本図幅では分離して取り扱う。
[ 新得図幅内の ] 上佐幌面は東新内面より比高 20～40 m の緩斜面で分けられる河段丘面で， 部分的に厚い砂礫層で被覆されている。
[ 新得図幅内の ] 下佐幌面は上佐幌面と比高 40 m の緩斜面の境界で分離される広い河段丘面であり, 現河床より 25 m 程度の高さを示している。 上佐幌・下佐幌の二つの段丘面は佐幌岳図幅内には認められない。
屈足 面はもっとも低位の河段丘面として十勝川沿いに発達している。 河床より 5～10 m の高さを示す。
これら河段丘は高位段丘として美蔓面（段丘）， 中位段丘として東新内， 上佐幌および下佐幌段丘， 下位段丘には屈足河段丘として大別される。
| 地質時代 | 地層 | 構成岩 | 火成岩 | |||
| 沖積世 | 沖積層 | 砂礫 | ||||
| 洪積世 | 新期 | 段丘堆積物 | T2 | 屈足段丘 | 砂, 礫, 粘土 | |
| 中期 | T1 | 東新内段丘 | 砂, 礫, 粘土 | |||
| いわゆる帯広層 | Ob | 砂, 礫, 粘土 | ||||
| 古期 |
十勝
熔結凝灰岩 | Tw |
流紋岩質熔結凝灰岩
同質火山礫凝灰岩 | 熔結凝灰岩 | ||
|
パンケニコロ
熔結凝灰岩 | Pw |
石英安山岩質熔結凝灰岩
火山礫凝灰岩 流紋岩質熔結凝灰岩 | 熔結凝灰岩 | |||
| 岩松層 | IM | 砂, 礫, 粘土 | ||||
| 初期 | 屈足層 | K3 |
熔結凝灰岩部層
3b / 3a |
3b :
粘土岩,
シルト岩
3a : 火山灰 | ||
| K2 | 熔結凝灰岩部層 2 | 軽石, 火山灰 | ||||
| K1 | 熔結凝灰岩部層 1 | 流紋岩質熔結凝灰岩 | 熔結凝灰岩 | |||
| K0 | 下部砂礫部層 | 砂礫, 泥岩, 含泥炭 | ||||
| ジュラ紀 | 日高累層群 | HG4 | チカベツ層 | 主として頁岩 | 花こう岩, 輝緑岩 | |
| HG3 | 十勝ペンケ層 | 硬砂岩 | ||||
| HG2 | 十勝パンケ層 |
シルト岩,
粘板岩,
それらと砂岩の互層 | ||||
| HG1 | ニぺソツ層 | 黒色粘板岩, シルト岩, 珪質岩 | ||||
この図幅内に発達する地質系統および火成岩類は第 1 表に示すとおりである。 図幅の基盤は中生代（ジュラ紀～白亜紀前期 ?）に属する日高累層群である。 これらは [ 本図幅の北隣の ] 十勝川上流図幅にしたがって四分される。 日高層群は直接に下部洪積統と考えられる屈足層でおおわれている。 本層の下部は海成で泥炭を含む層も介在しているが， 上部は熔結凝灰岩質になっている。 図幅域では上部の部層が観察される。 岩松層は屈足層を不整合におおう砂礫， 粘土層である。 この分布は比較的に限定されていて, 堆積には古十勝川の作用が関係していると考えられる。 岩松層の上位には それぞれ不整合的関係で パンケニコロ熔結凝灰岩および十勝熔結凝灰岩が発達する。 これらの噴出した時代は洪積世前期であろう。 十勝熔結凝灰岩は不整合的に「いわゆる帯広層」で覆われている。 古期洪積世の礫層であろう。
東新内河段丘にはじまる一連の段丘は洪積世中期より後期にわたるものである。
この地域の基盤は黒色粘板岩， シルト岩， 砂岩およびそれらの互層より成る日高累層群で構成されている。 日高累層群は褶曲し断層によっていちじるしく変位していると考えられるが， 火屑流によるひろい被覆と地層中に顕著な鍵層を 缼 [ ≒ 欠 ] くために詳細な構造， 構成は十分明らかでない。
北に隣接する十勝川上流図幅では日高累層群は下部よりニペソツ層， 十勝パンケ層， 十勝ペンケ層， およびチカベツ層に四分されており， これらの分布する中間には剪断作用あるいは変質作用を蒙った岩帯が発達している。
この図幅域にはこれら各層や岩帯が認められており， 十勝川上流図幅の分帯に従ってのべることにする。
ニペソツ層は主に黒色粘板岩， シルト岩より構成され， 部分的に砂岩との互層また薄い輝緑凝灰岩， 枕状熔岩， 珪質岩層が介在している。 本層は図幅域では東西両側, すなわち東側ではピンカチナイ山の周縁や十勝川に沿い， 西側では佐幌川， パンケニコロ川の上流域にかけて， それぞれ南北に分布している。
図幅東側のニペソツ層は複雑な構造を示している。 岩松ダム [ ← 岩松湖の南端 ] 付近では黒色粘板岩， シルト岩の走向は南北性で急立している。 中土場発電所 [ 位置不明 ] の上流部やオソウシ川の上流では走向は北東にむいており， これらの単位は断層で境いされている。 ペンケキナウシ合流 [ ← 図幅地域北端から南方 5 km 付近でペンケキナウシ川が十勝川に合流する位置 ? ] 以北では走向は北東性であるが傾斜はゆるく， ゆるい褶曲が示されている。
図幅西側のニペソツ層は走向は北東をさし比較的に単純な褶曲をあらわしている。 パンケニコロ川の上流には千枚岩よう岩石も知られているが連続関係は不明である。 この単純褶曲を示すものに対し， 後述する上部層との境界に北北東に走る 輝線凝灰岩の薄層をはさむ破砕された粘板岩が約 2 km 幅の帯をなして追跡される。 この破砕帯の内部では地層の走向， 傾斜は不安定で永続性がない。 隣接図幅 [ ← 本図幅の西隣の西達布図幅 ? ] の顕著な剪断帯に関連するものと考えられる。 ニペソツ層は花こう岩， はんれい岩などの火成岩類によって貫かれている。 これらの火成岩類はニペソツ層の分布域内に限って認められる。
十勝パンケ層はシルト岩， 粘板岩およびそれらと砂岩との互層から成りたっており， 図幅の東西両側に分布するニペソツ層の中間に断層にて区切られ幅広く発達している。 本層は構造上二分できる。 東側のもの [ ← 図幅地域北端のもの ? ] は南北ないし北北東の走向をもち東に急斜している。 これに対し西側のもの [ ← 図幅地域中央付近のもの ? ] は走向， 傾斜は場所により異り， 北東に走る攪乱帯をつくっているようである。 この攪乱帯は十勝川上流図幅の変質帯の延長に当たるが， ここでは曹長石化作用や珪化作用は認められない。
ペンケニコロ川， ポンニコロ川 [ ← ペンケ山（796.6 m）の西方 1 km を南南東方に流下しパンケニコロ川に合流する ] にかけペンケ山（796.6 m）を中心に灰緑色の硬砂岩が発達している。 このような砂岩は十勝ペンケ層の特徴とされているが， 本図幅地域内では発達は局限されており， くわしくは不明である。
ペンケニコロ川の上流部 [ ← ペンケ山（796.6 m）の北方 2 km ] にはニペソツ層および十勝パンケ層と断層関係で接する頁岩層が認められる。 この頁岩は先にのべた粘板岩とは非常に異なる軟質の岩石で， 隣接図幅 [ ← 本図幅の北隣の十勝川上流図幅 ? ] のチカベツ層の一部に該当するものである。 本層は日高累層群にいちおう含められているが， 白亜系の疑いがあるといわれている。
この図幅で屈足層に含めるものは， 美蔓 台地の基盤を構成する主に熔結凝灰岩および凝灰岩より成る堆積物である。 この大半は [ 本図幅の南隣の ] 新得図幅内に分布し, 一部が図幅内オソウシ川， ペンケナイ川やペンケニコロ川にそい認められる。
| 新得図幅（1969） | 佐幌岳図幅（1971） | ||||
| いわゆる帯広層 | |||||
|
| |||||
| 美蔓面堆積物 | 十勝熔結凝灰岩 | ||||
|
| |||||
| 熊牛層 | 砂礫相 | 岩松層 | |||
| 上部シルト相 | |||||
| 熔結凝灰岩相 | Unit IV | 屈足層 | 熔結凝灰岩部層 | 3b | |
| Unit III | 3a | ||||
| Unit II | 2 | ||||
| Unit I | 1 | ||||
| 下部砂礫粘土相 | 砂礫粘土部層 | ||||
本層は新得図幅では 熊牛 層とされており， 標式地は屈足 26 号の対岸の十勝川大露頭である。 国府谷らは新得図幅で熊牛層を第 2 表の左欄のように分けている。 本図幅では第 2 表の右欄のように， 熊牛層からその最上部の砂礫相をのぞき， 上部シルト相を熔結凝灰岩相の上部構成員として並置し， 再定義して屈足層と新たによぶことにした。
屈足層の標式地も屈足 26 号露頭であるが， 新得図幅内の屈足 - 上然別道路の切り割り， 屈足 32 号の対岸の沢， 同 34 号の対岸の沢および同 27 号の対岸の沢などの観察も参考にして層準を決定した。
屈足層の下部は砂礫部層である。 この部層は佐幌岳図幅内では認められないが， 岩松でのボーリング資料で存在が確められている（新得図幅）。 この砂礫部層を整合的におおい熔結凝灰岩部層が発達する。 本部層は下部より部層 1, 2 および 3 に分けられる。
熔結凝灰岩部層 1 （流下軽石質凝灰岩層）は灰白色の凝灰岩層で， 絹糸光沢をもつ径 20～100 cm の軽石塊を多量に含んでいる。 熔結の度合いは本部層のなかではもっとも強く， 岩松付近， パンケニコロ川の下流では粗い節理が発達している。 ペンケナイ川の二岐 [ 位置不明 ] やオソウシ川では日高累層群を直接おおい， パーライト状岩あるいは流紋岩質岩石が発達している。 熔結凝灰岩部層 1 の上部には 粗大な軽石の集中する 1～3 m のやや不規則な層がみられ, 火山灰砂層が伴われる。
熔結凝灰岩部層 1 の主体は流紋岩ないし石英安山岩質熔結凝灰岩である。 斑晶は斜長石 ＞ 石英 ＞ 黒雲母。
斜長石は砕片状または熔蝕された大形結晶（5 mm）で, An 60～50 程度ものが多い。 累帯は明らかで， 周縁に 0.05 mm 程のガラス縁が生じている。 石英は 3～2 mm， 熔蝕されており， ガラス縁が認められる。 黒雲母は淡褐色の葉片状結晶で， きわめて稀に濃褐色部が残存する。 角閃石（緑色種）， 単斜輝石は少量ずつ含まれている。 基質は軽石細片に富んでいる。 そのガラス片は圧迫されているのみで完全に熔結されていない。 軽石塊もやや圧縮されているだけである。
オソウシ川， ペンケナイ川には 日高累層群の直上にうす紫色の熔岩状岩が層状のパーライトを伴い発達している。 この岩石は斜長石， 石英の斑状結晶をもつのみで， 有色鉱物はない。 熔結度は完全であって， 流理状構造が顕著である。 扁平な空隙が配列するものもみられる。 ペンケナイ川では この岩石の上部をおおい 桃色の弱く熔結した凝灰岩（屈足層 熔結凝灰岩部層 2）が発達している。
部層 2 は淡い桃色を呈する細粒の軽石， 火山灰の均質な層で， 1～数 cm の細角礫状の粘板岩， 安山岩の破片が含まれる。 屈足 32 号の対岸の沢では 約 10 m の比較的に緻密に熔結した部分が部層の上部をしめて認められる。 ペンケナイ川などではこの部層がひろく分布する。 26 号の露頭ではこの熔結部は認められず， 屈足 - 上然別道路では軟質になり微弱な層理や軽石層も発達する。 すなわち下流部に向かい熔結性を失う傾向がある。
部層 3 はサーモンピンクの色調の均質な火山灰層である。 細粒の岩片は含まれる。 32 号の対岸の沢では層厚は約 30 m， 26 号の露頭では層厚約 20 m に減ずるが， その上部には浮石， 礫をまじえる火山砂， 粘土層より成る約 10 m の層が発達する。 上然別道路の切り割りにおいては， 火山灰より成る部分は失われ， 層厚約 20 m の火山砂， 同質粘土層が礫， 軽石を伴って分布している。 この基部には泥炭の薄層も認められる。 この火山砂， 粘土層は新得図幅の上部シルト岩相に当るものであるが， 部層 3 の同時異相的堆積物と考えられる。 美蔓台地での屈足層の層序は第 2 図にしめす。
岩松層は屈足層の顕著な削ハク凹所を埋める砂礫， 粘土より成る堆積物である。 標式地は岩松付近， オソウシ川の中流域である。 本層は局部的に岩相や層厚がいちじるしく異なっている。
岩松発電所の対岸では， 岩松層の下部は厚さ 40 m 以上の浮石まじりの礫層， 上部はピンク色の火山灰， 砂層を介在する粘土層（厚さ 20 m）で， 流紋岩質熔結凝灰岩（十勝熔結凝灰岩）におおわれている。 岩松市街地の近くでは屈足層の熔結凝灰岩部層 1 を凝灰質シルト， 砂層にはじまり礫層に移化する岩松層が不整合的におおっており， その上部には十勝熔結凝灰岩が不整合的に被覆している。 オソウシ川の中流域一帯には 十勝熔結凝灰岩の下部に 凝灰質シルト・粘土あるいは砂礫と所により岩相の異る岩松層が認められる。
このように 岩松層と十勝熔結凝灰岩とはいちじるしい不整合をもって接している。 この不整合の境界面は岩松発電所の対岸では標高 300 m であるが， 約 3 km 下流の屈足 34 号の対岸の沢（新得図幅）では 200 m に下降し， この不規則な境界面に粘土質の岩松層の一部が， 下底の屈足層との間を埋め認められる（第 2 図の A の柱状断面図を参照のこと）。
パンケニコロ熔結凝灰岩はパンケニコロ川， ポンニコロ川 [ ← ペンケ山（796.6 m）の西方 1 km を南南東方に流下しパンケニコロ川に合流する ] ， ペンケニコロ川の上流部などで台地面をつくる 十勝熔結凝灰岩の直下に発達する顕著な熔結凝灰岩である。
この岩層は三つの部層に分けられる（第 3 図）。 最下部層は [ 第 3 図に示した ] パンケニコロ川では 層厚 30 m の降下噴出物層， 流紋岩質熔結凝灰岩である。 しかし, この最下部層はポンニコロ川やペンケニコロ川などでは認められず， つぎの部層が下底部を占めている。 下部層（90 m）は ガラス質の安山岩質熔結凝灰岩および同質 噴出物層より成りたつ。 上部層は 石英安山岩質熔結凝灰岩と それをおおう同質または流紋岩質の凝灰岩層から構成されている。 これらいずれの層にも層理は認められない。
最下部層の流紋岩質熔結凝灰岩は 有色鉱物を含まない熔結の進んだ熔岩状の外観を示している。
岩質上, この熔結凝灰岩は 屈足層基底の熔岩状またはパーライト質流紋岩質熔結凝灰岩に似ているが， 岩石帯磁方位の測定によれば 屈足層中のものは磁化方位は西偏しており， それに対し本岩石の磁化方位は東偏しており区別される（橋本・他， 1968）。
下部層の安山岩質熔結凝灰岩は暗灰色で， 下部はとくにガラス層やレンズが多量に含まれている。 上部は約 30 m の凝灰岩質層で構成されており， 整合的に石英安山岩質熔結凝灰岩におおわれている。
熔結の進んだ下部層の鏡下での特徴は次のようである。
安山岩質熔結凝灰岩は石英安山岩質凝灰岩層によっておおわれる。 この凝灰岩層 [ = 石英安山岩質凝灰岩層 ? ] は 30 m の層厚を示し， 細かな火山岩片や粘板岩片が含有される。 北にきわめて緩く傾く層状構造を微かに認めることができる。
パンケニコロ熔結凝灰岩の上部層は, 石英安山岩質岩石と石英安山岩ないし流紋岩質凝灰岩層からつくられている。
石英安山岩質熔結凝灰岩は薄い層またはパッチのガラス部をもつ， かなり熔結した灰色の岩石である。
これらパンケニコロ熔結凝灰岩は十勝川上流図幅内にひろく分布している。 [ 十勝岳からチカベツ山の北方を東流して十勝川となる ] シー十勝川に沿った標高 700 m 地点ではトノカリ凝灰質泥岩層を被覆している。 ここでは十勝熔結凝灰岩は 缺除 [ = 欠如 ] しており， 河段丘礫が直接 [ トノカリ凝灰質泥岩層の ] 上部にのっている。 酒匂らはこの事実に基づき， 本熔結凝灰岩がチカベツ山などの平坦な流走面を形成するものと見なしている。 しかし, 十勝熔結凝灰岩は 此処 ではたまたま削ハクされたもののようで， 付近の標高 800 m の台地に残存しているらしい。 パンケニコロ熔結凝灰岩に関し， とくに注意すべき点は, その最下部の流紋岩質部分をのぞき岩石帯磁気方向が逆転を示す点である（第 3 表）。
| 試料の採取場所 | 試料番号 | 伏角 [ ° ] | 偏角 [ ° ] | [ 誤差 （°）? ] | ||
| 屈足層 | 1 | 1～3 | 53 | 323 | 5.6 | |
| 6～12 | 61 | 345 | 4.6 | |||
| 2 | 4～5 | 55 | 328 | 3.7 | ||
| 新得 | 18～19 | 53 | 343 | 6.0 | ||
| 然別 | 20～22 | 52 | 313 | 6.0 | ||
|
パンケニコロ
熔結凝灰岩 | 基底 | 18～21 | 57 | 13 | 3.0 | |
| 24～27 | 61 | 60 | 5.6 | |||
| 上部 | 103～104 | -78 | 37 | 7.6 | ||
| 100～102, 106 | -82 | 121 | 5.1 | |||
| 十勝熔結凝灰岩 | 13～17 | Anomalous | ||||
| 22～23 | Anomalous | |||||
| 美瑛 | 23～24 | 57 | 15 | 3.0 | ||
| 美瑛 | 25～27 | 56 | 19 | 6.4 | ||
| 美瑛 | 28～30 | 56 | 11 | 2.0 | ||
十勝熔結凝灰岩は 流走面を形成し 起伏を埋めてひろく分布する流紋岩質熔結凝灰岩であり， すくなくとも二枚以上の冷却単位から成りたっている。 パンケニコロ川の上流では， パンケニコロ熔結凝灰岩をおおい全層厚 150 m に及ぶ発達を示している。 この熔結凝灰岩の分布の南限は, 新得図幅内の美蔓台地の屈足 32 号の対岸の沢に達している。 この熔結凝灰岩は 屈足層上の不規則な侵蝕面に堆積した岩松層をさらに削りこんだ凹所を埋めており， 「いわゆる帯広層」により不整合的におおわれている。
第 6 図には十勝熔結凝灰岩， 岩松層， 屈足層および「いわゆる帯広層」の関係が模式的に示されている。
パンケニコロ川では下部に存在する熔結凝灰岩と整合しているように観察される。 しかし, 本熔結凝灰岩分布の北東限， トムラウシ温泉道路では 標高 640～680 m の間で二股熔結凝灰岩（鮮新統）をおおっている。 これに対しパンケニコロ熔結凝灰岩は, カムイサンケナイ川やユートムラウシ川では標高 860～1,000 m の台地をつくっていて， 両者は不整合的関係を示している。
図幅東南部， 西上幌内の台地面上には十勝熔結凝灰岩をおおい厚い砂礫層が堆積しており， この砂礫層はオソウシ川に沿って発達する標高 420～440 m の河段丘に連なっている。 この砂礫層は, 第 2 図および第 6 図に示したように, 十勝熔結凝灰岩を不整合におおうものである。
[ 本図幅の南隣の ] 新得図幅ではこの砂礫層の上部を構成する一部は西上幌内台地面， すなわち美蔓面堆積物とされており， 下部のものは 熊牛 層に含められている。 しかし, 本図幅では上記の事実から， この砂礫層を一括して以前に呼ばれていたように標式地の不明確な現況のまま， 「いわゆる帯広層」として取り扱い， 今後の検討にゆだねることにした。
十勝川の主に右岸に沿って分布する 標高 360～320 m の河段丘面をつくる砂礫層を東新内層とする。 パンケ山 [ ← 図幅地域南端・南北中央付近 ; 標高 540.6 m ] の西方の上佐幌 西基線の段丘は新得図幅においては美蔓面堆積物, すなわちこの図幅での「いわゆる帯広層」とされているが， すでに述べたように東新内層とすべきである。 東新内付近では段丘礫層の発達は顕著ではなく， 風化した屈足層の熔結凝灰岩部層をおおう細礫をまじえる粘土層となっている。
花こう岩体の周縁のニペソツ層はホルンフェルス化している。 [ 本図幅地域の南西部の ] 佐幌岳花こう岩体は岩体境界が熔結凝灰岩におおわれており， ホルンフェルスは佐幌川の上流の小部分に認められるのみである。 ここでは細粒の黒雲母ホルンフェルスが発達している。
[ 本図幅地域の北東部の ] ピシカチナイ花こう岩体周縁には幅 300～500 m 幅にホルンフェルスが生じている。 黒雲母ホルンフェルスが主なものであるが， 北部には珪化作用が熱変成に伴われており， ピシカチナイ沢 [ ← ピシカチナイ川 ? ; ピシカチナイ山の北西方 3 km ] では紫蘇輝石 - 黒雲母ホルンフェルスが認められている。 本岩体周縁では未変成域と変成域との境界は比較的に判然としており， 紫蘇輝石の産出は幅狭い変成域にもかかわらず観察されている。
パンケニコロ川の上流にはニペソツ層の一部は片状を呈しており， 角閃岩が介在している。 パンケニコロ熔結凝灰岩の基底部に被覆される地点である。
この角閃岩は残斑状構造を示し， 輝緑ひん岩が母岩と考えられる。 残晶は 1 mm 程の汚濁した斜長石またはその集合である。
基質は 細粒の粒状斜長石と 0.1 mm 程度の粒状角閃石または 0.5～10 mm の柱状淡緑色角閃石がくみあっており， 弱い片理をあらわしている。 曹長石の細脈やプールが所々に発達している。
この地域の火成岩類はいずれも 日高層群の下部をしめるニペソツ層の分布地内に貫入している。
花こう岩には二つの主要な岩体が認められる。
[ 本図幅地域の南西部の ] 佐幌岳一帯に発達する花こう岩は日高変成帯の東翼にみられるものの延長にあたる。 岩体周縁部が熔結凝灰岩におおわれ， 形態は明らかでないが， 南南西 - 北北東に延びる岩体を構成しているらしい。 本体より分岐した小岩体も伴われている。 岩石は比較的に均質な中粒岩であるが， 圧砕された部分も少なくない。
岩石は半自形粒状構造を示し， 時にモルタル構造もなしている。
カリ長石 : パーサイト構造が認められ， 他形～間隙充填的発達をする。 時に 1 cm 以上のプールを形成する。
石英 : 他形， 間隙充填的である。
斜長石 : 長軸方向 1 mm の半自形的， 累帯は弱いかまたは 缺 [ ≒ 欠 ] ける。
黒雲母 : 0.5 mm 内外の片状結晶をなす。 圧砕部では波状にうねり， 緑泥石に変わっている。
[ 本図幅地域の北東部の ] ピシカチナイ花こう岩は, 佐幌岳花こう岩と岩体を構成する随伴岩石関係や特徴が異なっており， さらに周縁のニペソツ層に与える熱変成の性質も異なる。 佐幌岳花こう岩のまわりには， 黒雲母ホルンフェルスが生じているが， ピシカチナイ花こう岩の周縁では通常 0.5 km の狭い変成域がみられるに過ぎない。 しかし, ホルンフェルスは輝石ホルンフェルスであり， 珪化帯も形成されることがある。
花こう岩体の本体は中粒黒雲母花こう閃緑岩である。 岩体の周辺では斑岩ようの細粒岩相や中細粒はんれい岩のパッチが不規則に含まれている。
半目形～他形粒状構造。 斜長石 ＞ 石英 ＞ 黒雲母 ＞ 角閃石 ＞ カリ長石。
斜長石 : 1～2 mm の短冊状の結晶が多く， 累帯構造， 双晶は普通である。
石英 : 1～1.5 mm 不定形。
カリ長石 : 間隙充填的に発達し， 散在するプール状集合をつくる。
角閃石 : 0.5～1 mm， 淡緑色 半自形をしめす。 周縁は黒雲母に置換されている。
黒雲母 : 0.5 mm 程度の板状結晶， X = 淡褐色， Z = 濃褐色。
標式的なはんれい岩構造をしめす。 斜長石 ＞ 角閃石 ＞ 単斜輝石 ＞ 紫蘇輝石 ＞ 黒雲母。
斜長石 : 0.5～1.5 mm の自形～半自形で， 弱い累帯が発達する。
紫蘇輝石 : 1～2 mm で半自形的であるが， 短冊状斜長石を包みこむものが多い。 単斜輝石も包有する。 周縁に僅かに角閃石， 黒雲母を生じている。
単斜輝石 : 褐色角閃石の内部に残存している。 汚濁するものが多い。
角閃石 : 褐色角閃石である。 単斜輝石を置換し生長しており， 斜長石も包みこんでポイキロブラスト状結晶をつくる。
黒雲母 : 0.5～1 mm の濃褐色板状結晶を成す。 早期形成有色鉱物のまわりに集中する。
この脈岩は岩松ダムの西南方に貫入している。 脈岩全体が圧砕され， 緑泥石が形成されていて暗緑色を呈している。 鏡下では深成岩構造を示す石英閃緑岩であり， 圧砕された薄層が多数認められる。
斜長石は 0.5～1 mm の短冊状， 汚濁いちじるしく累帯構造はほとんど認められない。 石英は間隙を埋め少量発達している。 波動消光する。 カリ長石も間隙を充填して僅かに存在する。 有色鉱物は主に黒雲母であるが， 緑泥石化するものが大半で， 波状に彎曲している。 角閃石は淡緑色種で少量含まれている。
グラノファィアは十勝川の中土場 [ 位置不明 ] の左岸， ピシカチナイ沢 [ ← ピシカチナイ川 ? ; ピシカチナイ山の北西方 3 km ] の出会付近， オソウシ川の上流部などに貫入している。 いずれも有色鉱物をほとんど伴わぬ優白岩脈である。
石英や斜長石は 0.5～1 mm の粒状結晶であり， 結晶の外縁は石英およびカリ長石（?）の微文象組成の石基に融合している。
ひん岩は中土場 [ 位置不明 ] の右岸にやや大きな貫入体を形成している。 構成鉱物の上ではグラノファィアに比し塩基性であるが， 石基部の構造は非常に類似する。
斑晶斜長石は 0.5～2 mm の自形結晶である。 汚濁， 分解いちじるしい。 単斜輝石は緑泥石にほとんど全体が交代されている。
石基は微細な斜長石・緑泥石（輝石）の集合より成るが， 球顆状に石英， 長石の発達する部分が認められる。
この地域の輝緑岩類は岩質上二つの型に分けられる。
この型の輝緑岩はパンケニコロ川の中流部に岩床または熔岩として発達する。 肉眼的に明瞭ではないがピロー状の構造が認められる。
鏡下では細粒の基質のなかに微斑晶が観察される。 微斑晶は 0.3～1 mm の斜長石柱状結晶であり， 一定の配列もなく累帯もない。
基質はきわめて細かな柱状斜長石と微細の単斜輝石がくみあい間粒状構造を示すが， 斜長石， 輝石の球顆とが混在する。
標式的なオフィティック構造の輝緑岩はパンケニコロ川の中流などに広く分布している。 この輝緑岩の斜長石はなかに 1～5 mm の短冊状の斑晶をつくるが， 普通は 0.2～0.3 mm 内外の短冊状結晶であり， 輝石の単晶の内部に包有されている。 輝石は透輝石であり, 径 2～5 mm の比較的大形結晶をなし， それぞれ不規則な境界で接している。 これらは多くの斜長石結晶を包みこんでいる。 オソウシ川の中流の輝緑岩は粗粒であり， はんれい岩質であるが， 構造は上述の輝緑岩と異ならない。
この図幅地域に発達する熔結凝灰岩類は すでにのべたように 下部より屈足層熔結凝灰岩部層， パンケニコロ熔結凝灰岩および十勝熔結凝灰岩であり， それぞれは不整合をもって接している。 しかしこれらの各岩層は岩質の類似することなどのために， 今まではまちまちに取り扱われていた。 [ 本図幅の南隣の ] 新得図幅においての区分と本調査結果との相違する点はすでに指摘しておいた。 [ 本図幅の北隣の ] 十勝川上流図幅では下部より二股熔結凝灰岩， トムラウシ熔結凝灰岩， さらにトノカリ凝灰質泥岩層をはさみ下富良野熔結凝灰岩と区分され， 最後のものは十勝熔結凝灰岩に対比されている。 しかし, この点は 前述したように この図幅のパンケニコロ熔結凝灰岩が「下富良野熔結凝灰岩」とされねばならない。
このようにするとトノカリ凝灰質泥岩層と岩松層， トムラウシ熔結凝灰岩あるいは二股熔結凝灰岩と本図幅の屈足層との関係が問題になる。 パンケニコロ熔結凝灰岩と岩松層との直接の関係をこの図幅では観察できないが, 岩松層が下部を占める可能性が大きく， したがってトノカリ凝灰質泥岩と対比もできることになる。 しかし, トノカリ凝灰質泥岩層はかなり広域的に， 十勝岳・トムラウシ火山の下部に分布するのに対し， 岩松層は局所的かつ帯状に発達していて， 堆積の環境はいちじるしく異なっている。 今後の検討が必要である。
トムラウシ熔結凝灰岩ならびに二股熔結凝灰岩と， 屈足層とは時代的には並置できるもののようである。 前の二つのものは噴出源に近い地域を占めており， 岩脈に貫入されている。 これに対し, 屈足層は水中での堆積相も含んでいて 堆積の状態にいちじるしいへだたりがある。 さらに詳細な調査研究が必要とされるのである。
本地域の熔結凝灰岩類の化学組成を次にしめす。
| 試料 → | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 |
| SiO2 | 69.83 | 65.26 | 70.18 | 70.68 | 71.57 | 70.00 |
| TiO2 | 0.46 | 1.94 | 0.50 | 0.24 | 0.29 | 0.15 |
| Al2O3 | 13.60 | 17.15 | 15.19 | 15.06 | 13.11 | 14.08 |
| Fe2O3 | 2.21 | 0.56 | 2.48 | 2.00 | 2.62 | 1.30 |
| FeO | 0.78 | 2.39 | 1.38 | 0.81 | 0.78 | 1.51 |
| MnO | 0.11 | 0.12 | 0.11 | 0.09 | 0.07 | 0.20 |
| MgO | 0.73 | 1.84 | 1.24 | 0.38 | 0.64 | 1.34 |
| CaO | 2.95 | 4.19 | 3.19 | 2.72 | 2.19 | 3.56 |
| Na2O | 3.67 | 3.20 | 3.72 | 3.42 | 3.89 | 3.80 |
| K2O | 2.97 | 2.00 | 2.35 | 2.50 | 3.39 | 2.30 |
| P2O5 | 0.78 | 0.10 | 0.06 | 0.09 | 0.06 | 0.20 |
| H2O (+) | 1.37 | 0.97 | 0.03 | 0.50 | 0.60 | 2.12 |
| H2O (-) | 0.34 | 0.23 | 0.35 | 0.66 | 0.42 | |
| Total | 99.80 | 99.95 | 100.78 | 99.15 | 99.63 | 100.5 |
この図幅域での日高累層群の露出は良好でないが， 隣接図幅を参照し以下のように考察できる（第 14 図）。
ニペソツ層（HG-1）は地域の両側を占め， ほぼ南北に帯状に分布しており， 日高累層群の上位の地層とは北北東 - 南南西走向の断層で接している。 本層自体はその帯状域のなかで東にふれた走向と比較的に単純な褶曲を示している。 この構造は 西側に分布する日高変成帯の延長部に当たる 花こう岩体に対しいちじるしく斜交している。
十勝パンケ層（HG-2）， 十勝ペンケ層（HG-3）， チカベツ層（HG-4）はニペソツ層の中間に向斜を形成しているが， その向斜は剪断帯， 断層のために複雑な形となり, 相互の間にいちじるしい変位運動のあったのがわかる。
日高累層群の一部は剪断をうけている。 すなわち, 西側のニペソツ層の一部は剥理をおびて複雑に褶曲しており， 伴われる断層によってニペソツ層とチカベツ層が直接するに至っている。 十勝川上流域の角閃岩はこの変位によりもち上げられたものであろう。
十勝パンケ層内に発達する剪断帯は上記のものより東に偏する走向をしめす。 北方域ではこの帯には顕著な変質作用がみられるが， ここでは剥理と複雑な褶曲を示すに止まり, 変質の程度は微かである。
本地域には比較的後期に北東 - 南西走向の断層が生じている。 このうち注目すべきはピシカチナイ花こう岩体南東縁に沿うものである。 花こう岩は本断層にそい圧砕され珪化され， [ 本図幅の東隣の 然別 図幅地域内の ] シー然別川では花こう岩礫を含む礫岩， 粗粒アルコーズ砂岩質のシー然別層が岩体に接して発達している。 本層の地質時代は明白ではないが， 第三紀に属する 上支湧別 層に対比されている。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN (Scale 1 : 50,000)
(Kushiro - 16)
By Seiji HASHIMOTO
The sheet map "Sahoro-dake" area is situated in the north-eastern portion of the Kari-kachi Pass, the northern-most of the Hidaka Range in Central Hokkaido.
The majority of the mapped area is covered by enomous flows of pyroclastic rocks and the basemental rocks are poorly cropped out beneath the flows and are exposed in areas of more or less high relief situated in south-western and north-eastern corners.
The stratigraphic sequence in this area is shown in the following table.
| Pleistocene | Late | Terrace deposits | |
| Middle | So-called Obihiro Formation | ||
| Older | Tokachi Welded Tuff | ||
| Panke Nikoro Welded Tuff | |||
| Iwamatsu Formation | |||
| Early | Kuttari Formation | Welded Tuff | |
| Lower Gravels | |||
|
Cretaceous ?
… Jurassic | Hidaka super Group | Chikabetsu Formation | |
| Tokachi Panke Formation | |||
| Tokachi Penke Formation | |||
| Nipesotsu Formation | |||
Hidaka super Group : Basemental formation in this area is composed of thick beds of slate, siltstone and sandstone, intercalated in someplaces with conglomerate and green rock. No fossil has been found. These are included in the Hidaka super Group, the geosynclinal deposits in the axial belt of Hokkaido, within which four formations are distinguished on the basis of the characteristics of sedimenets and of the structures as well as their extension to the neighbouring sheet map area.
Nipesotsu formation consists chiefly of black slate and sandstone and shows gentle folding in a main part. Granite intrusion are confined to be observed in this formation. Tokachi Panke formation is made up of alternation of sandstone and siltstone. And Tokachi Penke formation is composed of medium to coarse-grained sandstone. Chikabetsu formation comprises black shale beds which is suggested to be Cretaceous in age. The mutual relationship between these formations are not clearly obtained, however, a disposition of the formation reveals synclinal structure running NNE to SSW.
Distinct sheared zones are found in the Hidaka super Group ; The zone in the west runs N - S direction in which irregular folding is observed together with shearing and the zone in the east has NE - SW strike and is characterized by intense crushing, but no obvious alteration due to silicification or chloritization is found in contrast to the northern extension where such alteration being very prevalent.
Kuttari Formation lies unconformably upon the Hidaka super Group in the southern part of the area. This formation consists of flatlying gravel beds, rhyolitic pumiceous welded tuff and volcanic pumice and ash beds which become more clayish to the upper and to the south.
Iwamatsu Formation being characterized by irregular deposition, occurs near Iwamatsu Lake in a narrow belt, the occurence of which indicates that this was formed by the action of the Old Tokachi river cutting into the Kuttari Formation. Although no positive proof is obtained, it is presumed to lie below Panke Nikoro welded tuff .
Tokachi Welded Tuff is the one of the most extensive pyroclastic flows in Hokkaido and covers greater part of this area in which total thickness is about 180 m in the north-west, whereas the thickness of the same flow is reduced to 40 to 70 m in the south-eastern margin. This welded tuff is of rhyolitic in composition and is characterized by the occurence of large quartz phenocrysts. At least, two cooling units are observed throughout this area. In spite of the well welded appearence, the paleomagnetic property of the tuff shows no difinite polarity except for normal orientation.
So-called Obihiro Formation lies unconformably upon Tokachi welded tuff, forming upper-most deposit of the Kuma-ushi plateau, east of the Tokachi River and extends along the river side as the higher river terrace deposit. This formation consists chiefly of gravel and sand, overlained by clayish deposit.
Granite : Two distinct bodies of granite are exposed in the Mt. Sahoro-dake area and Mt. Pishi-kachinai area. The Sahoro-dake granite which belongs to the rock of the Hidaka metamorphic belt, is medium to coarse-grained homogeneous biotite granite and forms a body stretching from north to south. Pishi-kachinai granite is medium-grained hornblende bearing biotite quartz diorite to granodiorite in composition and is incorporated with many gabbroic inclusions. This intrusion occurs in a direction extending NNE to SSW, presumably continuous to Mt. Ishikari-dake granodiorite further to the north and is assumed here to belong to the another belt of granitic intrusion.
The dikes of granophyre and quartz diorite are observed to be associated with Pishi-kachinai granite. Diabase is also found in which type varies from variolitic diabase to normal diabase and gabbroic diabase.
Hornfels is formed around the granite bodies. It includes pyroxene hornfels and biotite hornfels. Amphibolite is locally observed at the upstream of Panke Nikoro river where it appears just beneath of the pyroclastic flow.
昭和 46 年 3 月 20 日 印刷 昭和 46 年 3 月 25 日 発行 著作権所有 北海道開発庁