地域地質研究報告
５万分の１図幅
釧路（2） 第 22 号
[
地質調査所
]
地質部 佐藤博之
[
地質調査所
]
次長 佐藤茂
昭和 51 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 第四系 III.1 釧路層群 III.1.1 達古武累層 III.1.2 塘路累層 III.2 クチョロ火山灰層 III.3 阿寒火山砕屑物 III.3.1 降下火山砕屑物 III.3.2 下部阿寒軽石流堆積物 III.3.3 阿寒溶結凝灰岩 III.3.4 上部阿寒軽石流堆積物 III.4 宮島累層 III.5 河岸段丘堆積物 III.6 雄阿寒火山灰層 III.7 摩周火山灰層 III.8 湿原堆積物および氾濫原堆積物 IV. 応用地質 IV.1 石材 IV.2 コンクリート・ブロック材 IV.3 砂鉄 IV.4 水理 文献 Abstract
地域地質研究報告（昭和 51 年稿）
５万分の１図幅
釧路（2） 第 22 号
本図幅地域の野外調査は， 北海道開発庁経費によって昭和 37 年から 39 年にかけて行なわれた。 調査は北半部の主として第四紀 火山砕屑岩の分布する地域を佐藤博之が， 南半部の第四紀 堆積岩の分布する地域を佐藤茂が担当した。 引きつづいて室内作業は地質調査所 北海道支所および同 地質部において行なわれた。
なお， 北海道教育大学 釧路分校の岡崎由夫教授， 地質調査所 北海道支所の山口昇一技官， 同 地質部の垣見俊弘・長浜春夫両技官からは現地において教示および討議をしていただき， 地質部の大山桂技官には貝化石の鑑定をしていただいた。 現地調査の折には鶴居村役場当局から多大の御援助をうけた。
上記の方々に厚く感謝する。
本図幅地域は北海道の東部にあって， 北東 - 南西に走る阿寒 知床帯の南東側にあたり， 東経 144°15' から 144°30'， 北緯 43°10' から 43°20' の間に位置する。 行政的には釧路支庁 阿寒郡 鶴居村と川上郡 標茶 町とに属している。
本図幅地域は標高約 100 m から 300 m にわたる台地が大部分を占め， 南東部に標高 10 m 以下の低地がわずかに分布する。
北西側から南東側にかけて 海抜約 300 m から 100 m 前後と次第に高度を下げている本図幅地域の台地は， かつて佐々（1939）によって 海抜 240～400 m の 白糠 丘陵と 120 m 以下の根室段丘に区分され， 白糠丘陵の背面は第四系 釧路層群の堆積面であるとされた。 その後， 斉藤・北川（1963）によって， 釧路層群は根室段丘の堆積物からなると考えられた。 本図幅地域においても 釧路層群は海抜 120 m 前後の高度にまで分布するが， 釧路層群の上に阿寒火山に由来する火山砕屑流堆積物が厚く覆うために， 根室面の白糠丘陵に対する地形転換は明らかでない。 海抜約 120 m 以上の台地は クチョロ火山灰層や阿寒火山砕屑物からなる火山砕屑岩台地であり， 海抜 120 m 以下の台地は 釧路層群の堆積面上に火山砕屑流堆積物が厚く覆っている という成因的に複合した性質を示す台地である。
[ 図幅地域南東部の ] 低地はおもに現世の泥炭地からなり， 釧路湿原の北端部にあたる。 この泥炭地は [ 図幅地域北東部から東端部の ] ヌマオロ川・ [ 図幅地域南東部やや北の ] コッタロ川などに沿って樹枝状に台地の中に入りこんでいる。 釧路湿原 [ 以下の [注] 参照 ] は， 更新世末期に台地を開析して拡がった低地が， その後， 沖積世初頭にかけて海進をうけて堆積された後， 海退によって形成された一大湿地帯である。 そこには 達古武 沼（ [ 本図幅の南隣の ] 大楽毛 図幅地域）や 塘路 湖（ [ 本図幅の南東隣の ] 尾幌 図幅地域）などの海跡湖があり， シラルト口湖 [ ← シラルトロ沼 ? ] が本図幅地域南東隅に位置する。
河川はすべて北から南へと流れ， 西から 幌呂 川・ 雪裡 川・ 久著呂 川・ヌマオロ川・ [ 図幅地域北東隅の ] オソツベツ川などがあり， いずれも釧路川に合流して太平洋に注ぐ。
各河川に沿って２段の河岸段丘が認められる。 高位のものは下流で沖積面から約 20 m， 上流で 25～30 m の比高を， 低位のものは 5～15 m の比高を示す。
本図幅地域は北海道東部にあって， 知床半島から屈斜路・阿寒火山にかけて， 第四紀火山が一連に配列する阿寒 知床帯の南西部東側に位置している。 阿寒知床帯は千島弧の内帯， いわゆるグリーンタフ地域に属し， 新第三紀から激しい火山活動の行なわれた地帯であったが， 本図幅地域には新第三系が出現していない。 更新世中期の釧路層群とクチョロ火山灰層が最下位の地層である。
釧路層群 は更新世中期の海抜 120～140 m を示す根室段丘を堆積面とする海成層で， 北海道東部の釧路から根釧原野にかけて広く分布している。 本層群の堆積時において大楽毛から北東方向へ延びる線を軸とする沈降運動があり， 釧路湿原では本層群は層厚が最大 500 m に達する。 本図幅地域の釧路層群の分布区域はその北西側の堆積限界部に相当し， 海抜約 120 m 以下の地域に分布している。 本図幅地域における岩相層序は， 南隣の大楽毛図幅地域（岡崎ほか， 1966）のそれと連続している。 下位の 達古武累層 は軽石礫の多い砂礫層からなり， 斜層理が多く認められる。 上位の 塘路累層 は上・下部に２分され， 下部は安山岩や新第三系の堆積岩の円磨礫を多く含む礫層で砂鉄鉱床を胚胎し， [ 図幅地域中央やや北の ] 中久著呂 ではクチョロ火山灰層と指交している。 上部は砂・礫および泥層からなる。 地表に現われている本層群の層厚は約 80 m であるが， 試錐資料によるとさらに層厚 120 m 以上の本層群が伏在しており， 軽石流堆積物も挾在している。
クチョロ火山灰層 は， 釧路層群とほぼ同じ時代に堆積した陸成の降下軽石堆積物を主とする地層であり， 軽石流堆積物や砂礫層を挾有する。 おもに北隣の 弟子屈 図幅地域に分布し， 本図幅地域ではほぼ海抜 120 m 以上の北部地域に軽石流堆積物の部分が分布し， 中久著呂付近では塘路累層と指交する。 達古武累層に含まれる大量の軽石塊は， おそらく北方の陸上で活動・堆積した火山砕屑物中の軽石が， 釧路層群を堆積させていた当時の海中に流入したものと推察される。
阿寒火山砕屑物 は北西方の阿寒火山に由来するもので， 本図幅地域全体にわたってほぼ山稜を形成しており， 下位から 降下火山砕屑物・ 下部阿寒軽石流堆積物・ 阿寒溶結凝灰岩・ 上部阿寒軽石流堆積物からなる。 本砕屑物の主体をなす火山砕屑流堆積物は全体として釧路層群の上に累重し， 高所を避けて堆積した様子は一部を除いて認められない。 かえって雪裡川の下流におけるように河岸段丘によって孤立していたり， ヌマオロ川とコッタロ川との間の狭い山稜上に認められたりしており， 各試錐資料を検討しても谷を埋めて分布する形跡は認められない。 このことは本砕屑物は更新世中期の釧路層群を堆積させた海が退いて， 下刻が開始された直後に噴出堆積したことを示している。 阿寒溶結凝灰岩から産出した木片の 14C 年代は ＞ 31,500 年 B. P. と測定されており， 上記の分布状態とからみると 阿寒火山群屑物の堆積した時代と阿寒カルデラの形成された時代は更新世中期である。
宮島累層 は阿寒火山砕屑物を覆う陸成堆積物であり， 南隣の大楽毛図幅の宮島累層（岡崎ほか， 1966） [ 以下の [注] 参照 ] の直接の連続部と， それと層位的に同時期と推定されるものを一括したものである。 分布状態についてはくわしく確められていないが， 砂・礫および粘土からなる。
河岸段丘堆積物は高位および低位のものが認められる。 高位河岸段丘堆積物 は幌呂川・雪裡川・久著呂川の限られた所に分布し， 現河床面との比高は 20～30 m， 粘土・砂および礫を主体とし， 層厚は10 m 以下である。 低位河岸段丘堆積物 は各河川に沿って分布し， 現河床面との比高は 5～15 m で， [ 鶴居の南東方 1.5 km の ] 中雪裡南 では２段に分れる。 おもに砂および礫からなり， 層厚は 10 m 以下である。
雄阿寒 火山灰層 は， 北西方の阿寒カルデラ内にある雄阿寒岳から噴出して堆積したもので， 本図幅地域には降下軽石堆積物の Oa-b 層がほぼ全域に広く分布する。 本火山灰層は北西方向に層厚を増して， 図幅地域北西隅部で層厚が 1 m 以上となる。 14C 年代としては 11,720 土 220 年 B. P.（GaK-870）の値が知られている。 最近， 本火山灰層は 雌阿寒 岳起源のものであるとする意見もある。
摩周火山灰層 [ 以下の [注] 参照 ] は北々東方の摩周火山から噴出したもので， 成層火山形成期のものとカルデラ形成期・中央火口丘形成期のものとからなる。 初期の成層火山形成期の火山灰層は褐色 細粒の火山灰層と降下岩滓層とからなり， Oa-b 層によって２分されている。 これらは本図幅地域北東部の限られた地点でのみ認められる。 カルデラ形成期と中央火口丘形成期の火山灰層は本図幅のほぼ全域に薄く分布する。 カルデラ形成期の火山灰層は約 7,000 年前に噴出したもので， 先駆的な Ma-j・Ma-i 層と軽石流堆積物の Ma-f 層とからなる。 中央火口丘形成期の火山灰層は表層近くにある細粒火山灰層で Ma-c 層と Ma-a 層であり， 腐植土の厚い場合は識別が困難となる。 また， 雌阿寒岳起源である 矢臼別 層も分布するとされているが， 詳細不明である。
湿原堆積物 は釧路湿原を構成する泥炭地の北端にあたり， 釧路川および各河川の下流部に分布する。 ほとんどが低位泥炭であり， 1～3 m の層厚を有する。
氾濫原堆積物 は各河川に沿って分布し， 礫および砂からなる。
以上の本図幅地域の地質を総括して第 1 表に示す。
| 時代 | 地層 | 備考 | ||||
| 第四紀 | 現世 | 氾濫原堆積物 |
摩周
火山灰層 |
Ma-a
Ma-c | カムイヌプリの活動 | |
| 湿原堆積物 |
Ma-f
Ma-i Ma-j |
摩周カルデラの形成
約 7,000 年前 | ||||
| 更新世 | 雄阿寒火山灰層 |
成層火山形成期の
火山灰層 |
雄阿寒火山灰 :
11,720 ± 220 年 14C B. P. | |||
| 低位河岸段丘堆積物 | ||||||
| 高位河岸段丘堆積物 | ||||||
| 宮島塁層 | 釧路段丘の形成 | |||||
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阿寒
火山 砕屑物 |
上部阿寒軽石流堆積物
阿寒熔結凝灰岩 下部阿寒軽石流堆積物 降下火山砕屑物 |
阿寒カルデラの形成
＞ 31,500 年 14C B. P. | ||||
| 釧路 層群 | 塘路 塁層 | 上部層 | クチョロ 火山灰層 | 根室段丘の形成 | ||
| 下部層 | 120～140 m まで海進 | |||||
| 達古武塁層 |
北部の海抜 120 m 以上の地域は
陸化していて火山灰が堆積 | |||||
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釧路層群は釧路市周辺から根室海峡沿岸にかけての東北海道に広く発達する海成第四系で， OTUKA（1934）・佐々（1939）の研究にはじまり， その後， 釧路市付近においてもっともよく調査されて（岡崎（1959・1960・1961）; 岡崎・長浜（1965）; 岡崎ほか（1965・1966）; 長浜（1961））， 北海道における中・下部第四系の代表的地層として知られている [ 以下の [注] 参照 ] 。
釧路層群についての研究史・各地の層序対比は 岡崎（1966）および岡崎ほか（1966）によって詳説されているが， それらは釧路市周辺におもに限られている。 根室海峡側にあって海棲貝化石を多産する 風蓮湖 層（三谷ほか， 1962）や， 姉別 ・ 茶内原野 地域の姉別層・風蓮湖層（石山， 1973）などは釧路層群と一連のものであろう。
本図幅地域の釧路層群については今西（1953）による報告があるのみだったが， その後， 周辺の大楽毛図幅地域（岡崎ほか， 1966）および標茶図幅地域（斉藤・北川， 1963）の調査が行なわれるにつれて釧路層群の全体が次第に明らかとなった。 とくに本図幅地域の釧路層群は， 大楽毛図幅地域に分布する釧路層群の直接延長部にあたり， その岩相 層序もほぼ一致している。 しかし， 北西側では釧路層群中に火山灰や軽石塊を多く含むようになると共に岩相区分が不明瞭となり， 海抜 120 m 付近で泥炭を挾むなどの陸成相を示して， 最後に一次的な火山砕屑物の多い地層に変って行く。 このことは中久著呂から上流の久著呂川沿いによく認められる。 弟子屈図幅地域では， 釧路層群は海抜 140 m までは海成の証拠を有するが， それ以上の高度では陸成相を示し， ヌマオロ層と命名された（佐藤・垣見， 1967）。 また， 釧路層群と同時期の一次的火山砕屑物にとむ地層はクチョロ火山灰層と命名されたが， 本報告においてもクチョロ火山灰層の名称を使用する。
大楽毛図幅地域内の本層群は， 下位から東釧路累層・達古武累層・塘路累層に区分されているが， 本図幅地域では達古武累層と塘路累層が分布する。 本層群の層序対比表を第 2 表に示す。
|
地形面
（絶対 年代） | 氷河期 | 地質時代 |
釧路図幅
長浜 （1961） |
尾幌・大楽毛図幅
岡崎・長浜・佐藤 （1964～65） |
標茶図幅
斎藤・北川 （1964） |
阿寒・鶴居
今西 （1953） |
弟子屈図幅
佐藤・垣見 （1967） |
本図幅
佐藤・佐藤 （1976） | ||||||||||||
| … | ||||||||||||||||||||
釧路層群は釧路湿原周辺においてほとんど水平であり， 地表で知られる限り約 160 m の厚さの部分だけが見られるが， 地表下では最大 500 m の層厚が知られている。 これは釧路層群の堆積時に北東 - 南西方向に軸部を有する沈降運動があったためと考えられ， その軸は [ 本図幅の南隣の大楽毛図幅地域内の ] 大楽毛の北方のバラス山付近から北東に向って 本図幅地域の南東端をかすめている（岡崎ほか， 1966）。 本図幅地域においても， 小原ほか（1973）の総括によれば， 地表下最大 120 m にまで釧路層群が知られている（第 1 図）。 小原ほか（1973）は， 地表下の釧路層群中に数層の火山砕屑流堆積物の存在の可能性を認めているが， これらは前記のクチョロ火山灰層 [ Kc ] に相当するものであろう。
達古武累層は本図幅地域における最下位層であり， いちじるしく軽石礫にとんだ砂礫層を特徴とする岩相を示す。 一般に軽石は白色～灰白色を示し直径 5 cm 前後であるが， ときには人頭大となり， 地層は斜層理や乱堆積を示すことが多い。
本累層は中幌呂付近から 暁峰 [ ← 中幌呂の南方 6 km ] ・ 下久著呂 [ ← 中幌呂の南東方 7 km ] ・コッタロ [ ← 下久著呂の北東方 2 km ] ・ヌマオロ [ ← 中幌呂の東北東方 7 km ] からオソツベツ [ ← ヌマオロの北東方・図幅地域北東隅付近 ] にかけて， 本図幅地域の南部から東部へかけて分布する。 [ 図幅地域南西隅付近の ] 中幌呂 の地点 35 では軽石礫をコンクリート・ブロック骨材として採取利用しているが， この地点の本累層の軽石礫は直径 1～4 cm のものが多く， 斜層理を示して配列する。 礫は軽石のほか安山岩も多いが， まれに溶結凝灰岩が認められる。 同じく中幌呂の地点 33 では， 下部約 5 m が軽石と岩滓にとみ明瞭な層理を示すが， その上位約 15 m は軽石にとむが層理を示さない。 本図幅地域北東隅の中オソツベツ軌道切り割りにみられる本累層は， 軽石の直径が 1 cm 以下の砂礫層である。
本図幅地域東部の下オソツベツ（ [ 図幅地域東端の ] 地点 5 の道路）では， 軽石質礫層の下位に粘土・砂を主とし泥炭を挟む層厚約 10 m の地層がある。 東釧路層の疑もあるが一応 達古武累層に含めておいた。
本累層は南部では層厚 20 m（+）， 東部では多少厚くて 40 m に達する。 弟子屈図幅地域（佐藤・垣見， 1967）の K2 層， 標茶図幅地域（斉藤・北川， 1963）のシラルトロ層と標茶層， 今西（1953）の 幌呂 層にほぼ相当する。
大楽毛図幅地域の下部層は礫質相と砂質相に分かれ， この両者は漸移または指交するものとされているが， 本図幅地域における下部層は礫質相のみである。
本層は達古武累層を覆って南部から東部にわたり， 本図幅地域の半分以上に広く分布し， 下位の達古武累層とは比較的明瞭な境界で接する。 全体がよく淘汰された細礫からなることが多く， 礫の粒度は比較的よく揃い， 円磨度もよい。 礫層にはいちぢるしく斜層理の発達することがある（ [ 暁峰の西方 1.5 km の ] 地点 26）。 また砂層を挾むことが多く， 軽石礫も含むが， 大部分は安山岩礫で新第三系の泥岩の礫も多少認められる。
[ 図幅地域南西隅の ] 中幌呂の地点 33 では本層は層厚約 20 m の達古武累層を覆っており， 本層の最下部に黒曜石縞を有する溶結凝灰岩の直径 1 m 前後の角礫が配列している。 この溶結凝灰岩は阿寒溶結凝灰岩に外観がよく似ているが， 本層は明らかに阿寒溶結凝灰岩の下位に位置するので別物である。 本層に含まれる溶結凝灰岩の噴出源は不明である。
なお， 本層中には砂鉄が濃集する場合があり， 昭和 30 年代後半には盛んに探鉱が行なわれた。
上部層は礫質の下部層を覆ってこれと漸移する。 砂層を主とし， 粘土シルト・火山灰の薄層を挾み， これらと互層することもある。 一般に砂層は風化面で帯黄褐色を呈するが， 新鮮な部分は緑灰色を示す。
鶴居～ 暁峰 間の村道の切り割り（地点 25）の本層中のシルト層からは Macoma calcarea および Mya sp. のキャストが産出した。
塘路累層は下部層が 20～50 m， 上部層が 30～60 m の層厚を有し， 弟子屈図幅地域の K3 層， 標茶図幅地域のトーロ層に対比される。
クチョロ火山灰層は数 10 層におよぶ降下軽石堆積物と軽石流堆積物からなり， 砂礫層を挟む地層であり， 釧路層群と同時期の陸成堆積物である。 おもに北隣の弟子屈図幅地域の南部に分布し， 本図幅地域の北部におよんでいる。 釧路層群がほぼ海抜 120～140 m 以下の地域に分布するのに対して， 本火山灰層は海抜 120 m 以上の地域にのみ分布し， 釧路層群と指交関係にある。
弟子屈図幅地域内（佐藤・垣見， 1967）において， 本火山灰層は下部と上部とに２分され， 本図幅地域内にはその最上部にあたる部分が分布している。 久著呂川の左岸で本火山灰層がよく観察される。 弟子屈図幅地域における地点 37 では本火山灰層は阿寒溶結凝灰岩 [ Ak2 ? ] に覆われており， 南へ下るにしたがって断続して軽石流堆積物が認められる。 中久著呂の 北方 [ ← 西方 ? ] 約 1 km の地点 12 においては， 軽石流堆積物が３層あって礫層をはさんでいる。 これらの軽石流堆積物は上位からそれぞれ 15 m， 6 m， 4 m の層厚を有し， 中位の軽石流堆積物は直径 30 cm に及ぶ軽石塊を有し， 堆積物直下には泥炭が認められる。 最南端は中久著呂の地点 14 で塘路層 [ Ks2 or Ks3 ? ] と指交する。 [ 第 2 図に示すように ] ここでは層厚約 10 m の塘路層の下部層 [ Ks2 ] があって， この中に層厚約 3 m の軽石流堆積物がクサビ状に尖滅している。 この軽石流堆積物の軽石塊は直径 20 cm に達し， 構成鉱物は 斜長石 ＞ 紫蘇輝石 ＞ 普通輝石 ＞ 鉄鉱 である [ 以下の [注] 参照 ] 。
阿寒火山は北西隣の阿寒湖図幅地域にあって， はじめは複雑な成層火山を形成したが， 更新世の中頃にいたって火山砕屑物を噴出し， 北北東 - 南南西に長軸を有する長径約 24 km・短径 13 km のカルデラを形成した（佐藤， 1965）。 その火山砕屑流堆積物はカルデラ北西方において３層に区分され， 中位に安山岩質溶結凝灰岩 [ Ak2 ? ] ， 上・下位に石英安山岩質軽石流堆積物 [ Ak3・Ak1 ? ] が認められる。
カルデラ東南側にあたる本図幅地域には， 最下位に先駆的噴出物とみられる降下火山砕屑物があり， また溶結凝灰岩の上・下位に軽石流堆積物が存在する。 しかし， 観察調査の地点が限られていることから， 本図幅地域全体にわたる層序を確立するまでに至っていない。
阿寒火山砕層物は， 本図幅地域においては全体としてみると火山砕屑流堆積物が主体であり， 釧路層群のほぼ平坦な堆積面を覆って分布し， 山稜を形成している。 釧路層群からなる高所を避けて分布することの認められたのは [ 暁峰の西方 1 km の ] 地点 25 の１点のみであった。 また試錐資料を参照してみても， 低地の沖積面下には阿寒火山砕屑物の火山砕屑流堆積物は認められなく， かえって地点 6 [ ← コッタロの東方 1.5 km ] および 7 [ ← コッタロの南東方 2.5 km ] のようにやせた山稜にも分布している [ ただし， 地質図上では地点 6 には熔結凝灰岩の Ak2 が， 地点 7 には下部軽石流堆積物 Ak1 が分布している ] 。 このことは， 阿寒カルデラの形成をもたらした火山砕屑流の噴出は， 釧路層群を堆積させた海が退いて陸化し， 河川による侵食が進行しないで， 全体として平坦面を保っていた時期に行なわれたことを示している。 これらの火山砕屑流堆積物が堆積した後に， 現在みられる河川による下刻が開始された。 佐藤（1965）は阿寒カルデラの形成を更新世末期よりも古いものとし， 岡崎ほか（1966）は阿寒火山砕屑物が大楽毛累層と宮島累層との下位に位置することから， この砕屑物を更新世 中期のリス氷期に表示している [ 第 2 表参照 ] 。
本火山砕屑物は阿寒火山砕屑物の最下位にあって， 火山砕屑流堆積物噴出の前駆現象として噴出したものである。 観察地点が限られるために地質図上では省略した。
降下火山砕屑物は [ 図幅地域北東隅付近の ] 中オソツベツ [ ← 中オソツベツ原野 ? ] の地点 1 で観察される。 軽便軌道の切り割りで釧路層を不整合に覆って下部阿寒軽石流堆積物 [ Ak1 ] に整合で覆われる。 同様の関係は [ 地点 1 の南南西方 2 km の ] ヌマオロ川支流の軌道傍の地点 3 においてもみられる。 いずれも火山豆石を含む細粒火山ガラスからなる火山灰層と降下軽石堆積物からなる。 [ 第 3 図に示したように両地点で降下軽石堆積物の ] 層厚の差がはげしいが， 岩質と層位的位置の類似から対比しておく [ 以下の [注] 参照 ] 。
下部阿寒軽石流堆積物は， [ 中久著呂の東方 5 km の ] 新久著呂から [ 図幅地域北東隅やや南の ] オソツベツにかけて， 本図幅地域の東部に分布し， 阿寒溶結凝灰岩 [ Ak2 ] に覆われる。 この関係はヌマオロ川支流の軌道傍の地点 2 [ ← 新久著呂の北北東方 2.5 km ] において観察される。 本堆積物はヌマオロ川 [ ← 新久著呂の北方 ] とコッタロ川 [ ← 新久著呂の南方 ] の間の狭い山稜上にも認められることは注目される。
一般に軽石塊が大きく， 最大直径は 15 cm 以上に達し， 石質岩片は比較的少ない。 炭化木片を多く含んでいる。
本堆積物は石英安山岩質で， 構成鉱物は斜長石・紫蘇輝石・普通輝石および鉄鉱からなる。
阿寒溶結凝灰岩は本図幅地域全域に広く分布し， 釧路層群を覆い， 丘陵の頂部を構成する。 溶結すると黒曜石の縞が明瞭であるが， 非溶結の場合には全体として暗灰色を示す岩滓流堆積物である。 一般に溶結度は噴出源に近い北西側において強く， 南東側では弱い。 しかし， [ 図幅地域北東隅の ] オソツベツ川から [ 図幅地域北東部の ] ヌマオロ川にかけて非溶結相が分布する地域のなかで， [ 新久著呂の北北東方 2.5 km の ] 地点 2 のように下位の軽石流堆積物 [ Ak1 ] の上に斜面をへだてて覆ってるところは強い溶結を示す。 また， 南東部のコッタロの 南 [ ← 東 ? ] の山稜部の地点 6 [ ← コッタロの東南東方 1.5 km ] においても強溶結相を示している [ 地点 6 でも熔結凝灰岩は下部軽石流堆積物と接している ] 。
本溶結凝灰岩の下底部に存在する前駆的噴出物としての降下火山砕屑物は， ヌマオロ川支流の地点 2 では層厚 5 cm の降下軽石堆積物， 中久著呂の東方の地点 10 の塘呂層 [ Ks3 ; 塘路層の上部層 ] を覆うところでは， 層厚 15 cm の降下軽石堆積物と 3 cm の灰色降下火山灰層が認められる。 鶴居の北西の 雪裡川 [ ← モセツリ川 ? ] の右岸の地点 29 では直接 塘呂層の砂礫層 [ Ks3 ] を覆っている。
本岩は鶴居から [ 図幅地域南西隅付近の ] 中幌呂 間の山道でよく観察される。 山道の登り口とその傍の沢の瀧では層厚が約 20 m で， 上部 3 m と下部 2 m が非溶結相である。 この道路傍の地点 30 [ ← 鶴居の西北西方 1.5 km ] の最下部の非溶部結から産した炭化木片の 14C 年代は 31,500 年 B. P.（GaK-869）であった（KIGOSHI（1967）; 佐藤（1966））。
本岩の岩質は普通輝石紫蘇輝石安山岩質であり， SiO2 は 65.87 % である（勝井， 1958）。
鏡下では
上部阿寒軽石流堆積物は阿寒溶結凝灰岩を覆う軽石流堆積物を総称したものである。 阿寒溶結凝灰岩との関係は 中久著呂とヌマオロ間の道路切り割りの地点 11 においてよく観察される [ 第 4 図参照 ] 。 ここでは阿寒溶結凝灰岩を覆って２層の軽石流堆積物が認められる。 上位のものは層厚約 3 m で全体に酸化して淡紅色を示し， 軽石塊は少ない。 下位に， 層厚 1～2 m の礫層をへだてて， 溶結凝灰岩を不規則な面で覆う軽石流堆積物があり， 炭化木片を多く含んでいる。 層厚は 5 m におよび， 軽石塊の直径は 10 cm に達する。 中雪裡から中幌呂間の山道にみられる軽石流堆積物は， [ 鶴居の西方 3 km の ] 地点 32 で阿寒溶結凝灰岩 [ Ak2 ] を覆っており， 周辺にみられる軽石流堆積物も それ [ = Ak3 ] に相当すると考えられる。 軽石塊の最大は直径 15 cm で， 石質岩片の直径は 1 cm 以下で最も少ない。
一般に上部阿寒軽石流堆積物は本図幅地域の西部に分布しており， 下部阿寒軽石流堆積物にくらべて軽石塊の直径は小さい。
本堆積物は石英安山岩質であり， 構成鉱物は斜長石・紫蘇輝石・普通輝石・鉄鉱からなる。
宮島累層は阿寒火山砕屑物を覆う陸成砂礫層で， 南隣の大楽毛図幅地域内の宮島岬において岡崎ほか（1966）によって記載されたものである。 宮島岬において礫・砂を主として， 薄い泥炭を挟む泥層を伴う淡水成層であり， 層厚 20 数 m， おそらく 30 m 以上に及ぶとされている。 岡崎ほか（1966）は， 宮島累層を同じ大楽毛図幅地域で海抜 60 m 以下に分布する海成の大楽毛累層と 一応 同時異相と考えている。 宮島累層の花粉化石は大楽毛累層にくらべて広葉樹が多く， Quercus, Ulmus, Alnus, Betula などが目立ち， 僅かであるが Fagus, Zelocova, Pterocarya, Cryptomeria など現在はこの地方から消えたものもある。 しかし， 針葉樹もやや多く， 全体としてみると現在に近い気候を示しているようにみられるとしている（岡崎， 1966）。
本図幅地域には上記の宮島累層の連続部分と， 独立して阿寒火山砕屑物を覆う地層が各所に認められる。 しかし， 観察地点が限られるため， 地質図上でも確認された範囲を示すにとどめ， 全体に宮島累層の名称を使用した。
本累層は阿寒火山砕屑物の上位に陸成 二次堆積物として広く分布するらしく， 一般に軽石礫に富んだ砂層泥層の互層であるが， 釧路層群にくらべて層理は不明瞭である。 [ 鶴居の北北西方 5 km の ] アイシナイ川の入口の地点 24 [ ← 鶴居の北方 3 km ] では， 溶結凝灰岩を覆って層厚 15 m（+）の軽石質砂礫層があって， 層理をよく示している。 鶴居～中幌呂の間の山道の地点 31 [ ← 鶴居の西方 2.5 km ] や， [ 暁峰 の東を南北に流れる ] チルワツナイ川の上流の地点 16 [ ← 暁峰の北北東方 2 km ] などでみられる本層はガラス片にとむ砂まじり粘土層で， シルト岩や安山岩礫を含む。 [ 前述の鶴居の西方 2.5 km の ] 地点 31 では塘呂層 [ Ks2 ; 塘路層の下部層 ] の砂礫層を不整合に覆っている [ 第 5 図参照 ] 。 [ 図幅地域北西部の ] 支雪裡上 の地点 22 [ ← 図幅地域北西隅から東方に 3.5 km ] では本層は軽石質砂層と粘土層の互層で溶結凝灰岩の礫を含み， 層厚 3 m（+）を示す。
高位河岸段丘堆積物 [ l1 ] は久著呂川以西の各河川に沿って断片的に分布する。 段丘面と現氾濫原との比高は下流で約 20 m， 上流で 25～30 m を示し， 起伏がいちじるしく， とくに背後の山地側が緩斜面となっていることが多い。 堆積物の層厚は 10 m 以下であるが， 安山岩・溶結凝灰岩の礫を多く含み， 砂層には輝石と鉄鉱による黒色縞が認められることが多い。
低位河岸段丘堆積物 [ l2 ] は各河川に沿ってほぼ連続的に分布する。 現氾濫原との比高は 5～15 m である。 鶴居から [ その南方の ] 下雪裡 に至る間にはとくに広く発達し， 段丘面は２段に分れている。 安山岩および溶結凝灰岩の礫を多く含む砂礫層からなり， 層厚は 10 m 以下である。
阿寒カルデラが形成された後， 更新世の最末期に中央火口丘の雄阿寒火山の噴火活動がはじまった。 最初は激烈な爆発活動があって主に軽石が抛出された。 軽石は南東方向に運ばれて， 本図幅地域のほぼ全域に堆積した。 その後， 雄阿寒火山は溶岩を流出する活動に移り， それに伴って抛出された暗褐色の細粒火山灰も認められる。 これらの火山灰層を雄阿寒火山灰層と呼び， 北海道において従来から一般に行なわれて来た命名によって， 前者 [ = 雄阿寒火山の噴火活動の初期の軽石（とともに放出された火山灰） ] を Oa-b 層， 後者 [ = 雄阿寒火山の溶岩流出期の火山灰 ] を Oa-a 層と呼ぶ（佐藤， 1963）。 Oa-a 層は本図幅地域に分布しない。 Oa-b 層の分布の概略は第 6 図のとおりである。 地質図には [ Oa-b 層の ] 層厚約 1 m に達する部分のみを塗色した。
Oa-b 層は本図幅地域において北東隅において厚く， 層厚約 1 m， 軽石の直径は 4 cm 前後を示す。 南東方向に向かって次第に薄くなるが， 分布範囲の南西側は層厚 20 cm から急激に 0 に減少する。 層厚が 20 cm 前後の部分では軽石の直径が 0.5 cm 以下となり， サラサラした感じとなる。 乾燥時には褐色を示して上・下位の細粒火山灰層と識別することは困難であるが， 雨上りでは Oa-b 層は早く脱水するために上・下位の火山層より淡色となり， 明るい褐色を示すためによく識別できるようになる。 本図幅地域北西隅の山地斜面では， 降下軽石堆積物が二次的に移動して膨縮したり， 上・下位の火山灰層と混交したりする。 北東部のオソツベツでは本層は摩周火山成層火山形成期の 火山層 [ ← 火山灰層 ? ] により挾まれる。
Oa-b 層の軽石の岩質は角閃石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩質であるが， 角閃石の量は極めて乏しい。
本火山灰層は現氾濫面を除いたほぼ全域に分布している。 北隣の弟子屈図幅地域において， 本層の直上位の 摩周火山成層火山形成期の火山灰層から産出した炭化木片の 14C 年代は 11,720 ± 220 年 B. P.（GaK-870）と測定された（KIGOSHI， 1967）ので， 本火山層は更新世の最末期に噴出堆積したものである [ 以下の [注] 参照 ] 。
摩周火山は更新世の末期から成層火山の形成をはじめ， 約 7,000 年前のクラカトア型カルデラの陥没， その後の中央火口丘のカムイヌプリの形成があった。 この火山の活動史の研究は山田（1951， 1958）および勝井（1961）によって行なわれ， その後， 多くの補足（瀬尾ほか（1963）; 北海道火山命名委員会（1972））があった。 大部分の火山灰層は摩周火山から東方に分布する。 本図幅地域はその南西にあたるために， 下位から 成層火山形成期の火山灰層 ・ カルデラ形成期の火山灰層 （Ma-j・Ma-i・Ma-f 層）・ カムイヌプリ形成期の火山灰層 （Ma-c・Ma-a） が局所的に薄く分布するにすぎないので， 地質図上では省略した。
本火山灰層は摩周火山がカルデラを形成する以前， 成層火山を形成した時期の火山灰層であり， 摩周火山の東方約 30 km の 中標津 において最初に記載された（勝井， 1961）。 模式地においては α から ξ までの７層に区分されているが， まだ全域にわたっての層序は確立されていない。 しかし， 弟子屈から磯分内にかけてはある程度区分が可能である（佐藤・垣見， 1967）。 本火山灰層は層位的には前述の雄阿寒火山灰層に前後し， Ma-j-i-f 層に覆われる。 本図幅地域では北東部の下オソツベツの地点 4 [ ← 下オソシベツの北方 1 km ; 図幅地域東端 ] でよく観察されるが， より西方では観察されない。 地点 4 を含んだ近隣各地における柱状図を第 7 図に示す。
最上部の褐色 細粒火山灰層は北方に向うにつれて厚くなる。 北方では褐色・灰褐色・褐色の３層あるが， どれに相当するかまだ明らかでない。 雄阿寒火山灰層（Oa-b 層）の下位に降下岩滓堆積物があって北東方へ層厚を増す。 褐色 細粒の火山灰はロームと記載されることがあり， 磯分内から標茶にかけてチャンベツローム（斉藤・北川， 1963）と記載されたものは本火山灰層に相当すると考えられる。
Ma-j・Ma-i 層 : Ma-j 層は灰色 細粒の降下火山層， Ma-i 層はオレンジ色の発泡のよい降下軽石層であり， 本図幅地域ではともに極めて薄く， チルワツナイ上流の地点 17 [ ← 暁峰 の北方 2 km ] から中久著呂の地点 14 よりほぼ東部に分布する。 この両者は Ma-f 層の下位にあって， 弟子屈から中久著呂にかけては 両者 [ = Ma-j 層と Ma-i 層 ] あわせて 1～3 mm の層序を有する痕跡程度の存在にすぎないが， 良好な鍵層である。
Ma-f 層 : 本層は摩周カルデラが形成された破局的噴火の際に噴出した軽石流堆積物を主とする。 流下堆積した軽石流堆積物はカルデラ山麓周辺に厚く堆積して火山砕屑岩台地を作ったが， 遠方になるにつれて高所を避けて低地に堆積したため， ところによって層相に差異を生じた。 石塚ほか（1953）は主体の軽石流堆積物を Ma-f3， 軽石流が流下した時に東北海道ほぼ全域に薄く降下堆積した 軽石まじり黄褐色火山灰（最初に記載された Ma-f 層に相当する）を Ma-f1， Ma-f1 と Ma-f3 の間にあって再堆積の様相を示す部分を Ma-f2 と定義した。 本図幅地域に分布する Ma-f 層は上記の Ma-f1 に相当し， 層厚 30～60 cm の帯褐灰色軽石を混える黄褐色の火山灰層であり， 最上部に腐植をともなっている。 本層は中雪裡付近までほぼ明らかであるが， より西方では不明瞭となる。 本層から産出した炭化木片の 14C 年代が２コ知られており（KIGOSHI， 1963）， また， 随伴して産出する土器などから本層の噴出年代はほぼ 7,000 年前と考えられる。
Ma-c 層 : 本火山灰層は摩周カルデラ中央火口丘のカムイヌプリ形成期の褐色 細粒火山灰層で， 上部は常に腐植土となっている。 腐植土の厚い場合は露頭における識別は困難となる。 中雪裡の地点 28 [ ← 鶴居の北方 500 m ] や中久著呂の地点 13 では層厚 20 cm 前後を示す。 模式地の [ 中標津図幅と計根別図幅の東西境界線付近の ] 計根別 では Ma-c1， Ma-c2， Ma-c3 の３層が識別されているが（山田， 1958）， 本火山灰層がこれらのいずれに相当するが明らかでない。 また， 本火山灰層は瀬尾ほか（1963）が記載した 矢臼別 層に相当する疑もある（SASAKI， 1974）。 本層の噴出年代は 500～1,000 年前とされている（山田， 1958）。
Ma-a 層 : 本火山灰層は最表層部を形成する灰白色 細粒の火山灰層で， 表層の腐植土の中に厚さ 1～2 mm の断続した状態で認められ， まれに 5 cm の層厚を示すことがある。 上位の腐植土を加えると本火山層はおおむね 10 cm 前後の層厚となる。 本層は湿原の泥炭中においてよく保存され， 3 cm から 15 cm の層厚を示す（第 9 図）。 山田（1958）は 本層を約 200 年前（1950 年から算えて）にカムイヌプリから噴出したとしているが， 瀬尾ほか（1963）は雌阿寒岳から噴出したものとしている。
本図幅地域南東部の釧路川に沿った地域は釧路湿原の北端にあたり， [ 図幅地域南西部の ] 幌呂川から [ 図幅域北東部から東端部の ] ヌマオロ川の下流とともに広大な湿原を形成している。 湿原堆積物 [ m ] はほとんどが低位泥炭からなり， 飯塚・瀬尾（1956）によって詳しく報告されているので， 以下それにしたがって述べる。
泥炭の厚さは 1 m 内外から， もっとも厚くてヌマオロ川と釧路川の合流点付近の地点 8 [ ← 図幅地域東端・南端から北方に 5 km ] の 3 m（+）に及ぶが， [ 図幅地域南東隅の ] シラルトロ湖 [ ← シラルトロ沼 ? ] の付近で 2.52～2.97 m である。 一般に各河川においては中流付近でハンノキ～ヨシ泥炭・ハンノキ～スゲ泥炭であるが， 下流に向うにしたがって次第にヨシ～スゲ泥炭が優勢となる。 泥炭の上部に前記の [ 摩周火山のカムイヌプリ形成期の火山灰層である ] Ma-a 層が挾在している。
中位泥炭は久著呂川の中流左岸にわずかに図示されているが， これについては [ 飯塚・瀬尾（1956）では ] 特別に言及されていない。
本図幅地域に分布する泥炭の主な柱状図を， 飯塚・瀬尾（1956）にもとづいて第 9 図に示す。
氾濫原堆積物 [ a ] は現河川と沿って狭長に分布する。 堆積物は主に釧路層群と軽石流堆積物に由来した礫および砂からなるが， 礫は安山岩のほかに軽石があり， 砂はガラスと長石および有色鉱物が目立つ。
阿寒溶結凝灰岩 [ Ak2 ] の強溶結部が石材として利用されており， 本図幅地域北西隅のモセツリ川とポロナイ川 [ 位置不明 ] 合流部で採石されている。 中久著呂の北の久著呂川の左岸の山腹にもかって稼行された形跡があるが， 詳細は不明である。
達古武累層 [ Ks1 ] 中の軽石がコンクリート・ブロック材として利用されている。 これは達古武累層中の砂礫をスクリーンに通し， 一定粒度の軽石をブロック材として利用するもので， [ 図幅地域南西隅の ] 中幌呂下 の幌呂川の左岸の地点 35 [ ← 中幌呂下の東北東方 1.5 km ] において三ツ輪採石 K. K. が稼行している。
北海道において噴火湾沿岸にある海浜型砂鉄が稼行され， 昭和 30 年前後が極盛であったが， その後， 鉱量が次第に枯渇する頃から， 探査は次第に山砂鉄に向けられるようになった。 この結果， 根釧原野の丘陵地帯に砂鉄鉱床の胚胎が知られたのは昭和 35 年のことで， この年に 中雪裡 暁峰 地区の調査が行なわれたが， 予察程度にとどまった。 その後， [ 図幅地域南西隅の ] 中幌呂 の西方約 3 km の [ 本図幅の西隣の雄別図幅地域内の ] 茂幌呂 地区と， 中久著呂 の南方の 新幌呂 地区 [ 位置不明 ] の調査が行なわれた。 鉱床はいずれも釧路層群の塘路累層の砂礫層 [ ← Ks3（塘路累層の上部層）? ] に胚胎する。 このうち， 茂幌呂地区は西隣の雄別図幅地城内にあるが， 同図幅（水野・百石， 1960）の出版後の発見であるため， ここに記述する。
位置 : 標茶町 クチョロで中久著呂の市街の南東約 4 km， コッタロ川の上流の林道傍。
地質・鉱床 : 鉱床は阿寒溶結凝灰岩 [ Ak2 ] の下位にある塘路累層 [ Ks2 or Ks3 ] に胚胎する。 上部約 10 m の部分の着磁率の最高 16 % から最低 1 % の鉱床を作っている。 鉱量は砂鉄含有砂層の面積が広大であるため， 200 万 t を超えるが， 溶結凝灰岩のかぶりが厚く， 採掘可能鉱量は原砂量として約 5 万 t， 磁鉄鉱量として 3,500 t にすぎない。
藤原（1966）によれば， 中久著呂の市街の東方約 500 m の台地の下で， 試錐によって 700 × 100 m， 厚さ 0.5～1.3 m， 平均着磁率 10 % の砂鉄鉱床が確認され， 暁峰地区， 下クチョロ地区にも小規模の鉱床が見出されている。
位置 : 本図幅地域西部の 支幌呂 から 上幌呂 にかけての高位河岸段丘面 [ l1 ] で， 標高 80～100 m を示す。
地質・鉱床 : この地区の探鉱は後述の茂幌呂地区の砂鉄鉱床の発見に触発されて行なわれた。 支幌呂から上幌呂にかけての間に 25 本の試錐が行なわれた。 鉱床は塘路累層 [ Ks2 or Ks3 ] 中に胚胎する。 砂鉄層は縞状を呈し， 砂鉄含有砂層の厚さは 1～4 m， 平均着磁率は数 % 程度で， 連続性なく， いちじるしく安定性を欠いている。
位置 : 中幌呂の市街から北西方約 3 km， 茂幌呂川こ沿って進んだところにあって， 西隣の雄別図幅との境界からわずかに西へ寄った地点にあたる。
地質・鉱床 : 斉藤（1964）によると更新世の釧路層群は下位の軽石質砂・含礫砂・礫泥 [ 以下の [注1] 参照 ] と上位の軽石質砂・凝灰岩・軽石礫 [ 以下の [注2] 参照 ] に分けられ， 鉱床は下位層の中に胚胎している。 鉱床は第１鉱床と第２鉱床とに別れ， 砂鉄層はいずれも黒砂・白砂・砂鉄が縞状をなすもので， 第１鉱床は軽石や細礫を含むことがある。 両方の鉱床とも表層は砂・火山灰・軽石からなり， 層厚 2～3 m でそれほど厚くはないが， 山側に向って層厚を増す。
第１鉱床は沢沿いに延長 100 m， 幅は山際から 22 m， 層厚は平均 3 m， 着磁率は平均 15 % で， 鉱量は 74,500 t である。 第２鉱床は沢沿いに延長約 100 m， 幅は山際から 30 m， 層厚は平均 2 m， 着磁率は平均 10 %， 鉱量は 36,000 t である。 ただし， 磁鉄鉱獲得量としては合計 16,000 t となる。
釧路地域の水理地質は小原ほか（1973）にまとめられており， この中には本図幅地域における 15 本の井戸の地下水の水質と， 6 本の地質柱状図（第 1 図）が記載されている。
これらを要約すると， ヌマオロ川・久著呂川・雪裡川・幌呂川などの表流水については蒸発残滓が少なく， 水化抵抗値（ρ）が 180 Ωm と高い値を示し， SiO2 が 30～40 ppm と高いことが特徴である。
地下水は全部が釧路層群から揚水され， pH 7.0～7.5 で南に向うにつれてわずかに上昇する傾向があり， Cl は 3～5 ppm， HCO3 は 30～50 ppm である。 SO4 は半数の孔井から検出されるが， その含有量は 10 ppm 以下であり， SiO2 は 50～60 ppm を示すことが多い。 Total Fe および NH4 は大部分の孔井で検出されなく， したがって COD [ = Chemical Oxygen Demand（化学的酸素要求量）? ] は 1.0 ppm 前後であり， きわめて良好の地下水である。 揚水量も鶴居のホクレンステーションの地点 28 [ ← 鶴居の北 ] では 2,210 m3 / day の揚水が行なわれ， 全体として [ 調査した 15 本の井戸の ] 半数の８カ所が自噴している。
本図幅地域内の釧路層群は軟弱な砂礫層からなるため， 現在のところ質・量ともに優れた滞水層であるといえよう。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kushiro (2) No. 22
By Hiroynki SATOH and Shigeru SATŌ (Written in 1976)
This mapped area, located between latitude 43°10' ～43°20' N. and longitude 144°15'～144°30' E., is situated in south-east of Akan Caldera and in north of Kushiro Moor in east Hokkaido. Geographically, the area broadly divided into two districts, namely southern part and northern part. The former is the hilly land composed of Nemuro Terrace, 120 m high and is covered by pyroclastic flows. The latter is mountain land, above 120 m in altitude, and had been subaerial during formation of Nemuro Terrace. Drainage pattem is simple, all of streams flow from north to south and join to the Kushiro river.
The area in this sheet map, as shown in Table 1, is composed of the Quaternary volcanics and sedimentary formations.
| Quaternary | Recent | Flood plain deposits |
Mashū
Volcanic Ashes |
Ma-a
Ma-c | Activity of Kamuinupuri | |
| Moor deposits |
Ma-f
Ma-i Ma-j |
Formation of
Mashū Caldera (ca. 7,000 years B. P.) | ||||
| Pleistocene |
Oakan
Volcanic Ash |
Volcanic
ashes of strato-cone building stage |
Start of activity of
Mashū Volcano | |||
|
Oakan volcanic ash :
11,720 ± 220 years B. P. | ||||||
| Lower river terrace deposits | ||||||
| Higher river terrace deposits | ||||||
| Miyajima Formation |
Formation of
Kushiro Terrace | |||||
|
Akan
Volcanic Materials |
Upper pumice flow deposits
Akan Welded Tuff Lower pumice flow deposits Air-fall ash and pumice |
Formation of
Akan Caldera ＞ 31,500 years B. P. | ||||
|
Kushiro
Group |
Tōro
Formation |
Upper
member |
Kuchoro
Volcanic Ashes |
Formation of
Nemuro Terrace | ||
|
Lower
member |
Transgression
120 m above sea level | |||||
| Takkobu Formation | ||||||
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Kushiro Group , forming the Nemuro Terrace, about 120 m in altitude, is extensively developed in the area. It is almost unconsolidated marine sediments and is considered to be middle Pleistocene. Although the Group is divided into three formations in whole, namely the Higashi-Kushiro, the Takkobu and the Tōro Formations in ascending order, latter two formations develop in this area. The Takkobu Formation consists chiefly of gravel and sand beds containing blocks and pebbles of pumice abundantly. The Tōro Formation is divided into two members, the Lower and the Upper. The Lower member is composed of well-sorted gravel and sand, and the Upper member , sand, silt, clay and volcanic ash. The Group is 160 m in exposed thickness, however, it is confirmed by drilling to be more than 120 m in thickness under the ground.
Kuchoro Volcanic Ashes , contemporaneously deposited with the Kushiro Group, are composed of pyroclastic deposits. They are distributed in the northern part of this area higher than 120 m in altitude and had supplied blocks and pebbles of pumice into the Kushiro Group. Pumice flow deposit of these volcanic ashes is intercalated with gravel of the Tōro Formation near Nakakuchoro (Loc. 14).
Akan pyroclastic Materials , resulting in the formation of Akan Caldera, are extensively distributed in this area. They are composed in ascending order, of Air-fall ash and pumice , the Lower pumice flow deposits , the Akan Welded Tuff and the Upper pumice flow deposits . They cover conformably all over the Kushiro Group. The subaerial pyroclastic flow deposits make even narrow mountain ridges, indicating that the Akan Volcanic Materials were erupted and deposited just after regression of sea water leaving the terrace of the Kushiro Group and before the present drainage was formed.
Miyajima Formation is terrestrial deposit resting on the Akan Volcanic Materials. It is composed of gravel, sand, mud and volcanic ash and correlated to the Otanoshike Formation which forms the lower marine terrace, known as the Kushiro Terrace (about 40 m in altitude).
River terrace deposits composed of gravel sand and clay are divided into two, namely, the Higher and the Lower, and are distributed along each river. The Higher river terrace is distributed in limited area and is 20～30 m higher than the recent fluvial plain. The Lower is 5～15 m high.
Oakan Volcanic Ash , dated as 11,720 ± 220 years B. P. by 14C method, is pumice fall deposit intercalated with ash in the stage of strato-cone building of the Mashū Volcano. It covers almost all of the area.
Mashū Volcanic Ashes , unexpressed on the sheet map, are extensively and thinly distributed on all of the area. They are composed of air-fall scoria and brown fine ash of the stage of strato-cone building, pumice fall (Ma-i, M-i) and flow (Ma-f) deposits relating to formation of Mashū Caldera about 7,000 years B. P., and fine air-fall ashes (Ma-c, M-a) due to activity of Kamuinupri, central cone of Mashū Caldera.
Moor deposits are distributed in the Kushiro Moor and along down stream of each river. They are almost phragmites-carex peat.
Flood plain deposits are along each river and composed of clay, sand and gravel.
The Akan Welded Tuff is worked for building stone near Mosetsuri on small scale and pumice pebbles in the Takkobu Formation are used as materials of concrete block near Nakahororo (Loc. 35).
Iron sand is contained in the Tōro Formation. It has been prospected in several places but the workable placer deposits have not yet been discovered in the area.
昭和 51 年 9 月 20 日 印刷 昭和 51 年 9 月 25 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1976, Geological Survey of Japan