５万分の１地質図幅説明書
（釧路 第 33 号）
工業技術院 地質調査所
通商産業技官 佐藤茂
通商産業技官 長浜春夫
通商産業技官 吉田尚
北海道開発庁
昭和 35 年
目次 緒言 I. 位置および交通 I.1 地形 I.2 交通 II. 地質 II.1 地質概説 II.2 白堊系 II.2.1 活平累層 II.2.2 川流布累層 下部層 上部層 II.2.3 対比および地質時代 II.3 古第三系 II.3.1 浦幌層群 II.3.1.1 留真累層 別保礫岩層 春採夾炭層 天寧礫岩層 II.3.1.2 雄別累層 II.3.1.3 舌辛累層 下部層 中部層 上部層 II.3.1.4 尺別累層 II.3.2 音別層群 II.3.2.1 茶路累層 大曲砂岩層 茶路淤泥岩層 II.3.2.2 縫別累層 II.3.3 浦幌・音別両層群の化石と地質時代 II.4 新第三系 II.4.1 上茶路累層 II.4.2 厚内層群 II.4.2.1 厚内累層 II.4.2.2 白糠累層 II.4.3 上茶路累層および厚内層群の化石と地質時代 II.5 第四系 II.6 地質構造 II.6.1 褶曲構造 II.6.2 断層構造 II.6.3 褶曲運動と断層運動との関係 II.6.4 造構造運動の時期 III. 応用地質 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 35 年 8 月稿）
（釧路 第 33 号）
本図幅は北海道開発庁の委託によって作成されたもので， 野外調査は昭和 31 年から 33 年までの 3 年間にわたり行なわれた。
昭和 32 年度には， 地質調査所 水野篤行技官が 約 10 日間にわたって動物化石の採集を主とする野外調査に協力した。 本図幅における新生代の貝化石の同定はすべて水野技官によるものである。
本図幅区域内のサトンベツ川北方の急傾斜地域については 雄別炭鉱鉄道株式会社によって実測された１万分の１の地形図を用い， またそれ以南の大部分の地域については 三菱鉱業株式会社によって， 空中写真から図化された１万分の１地形図を利用して調査することができた。 これら両会社の厚意に感謝する。
野外調査については， 図幅区域西部の白堊系の分布地域を吉田が， そのほかの第三系の発達している地域を長浜・佐藤がそれぞれ担当し， 説明書の作成にあたっては， 白堊系については吉田が， 地質概説および地質構造についてはおもに佐藤がそれぞれとりまとめたほかは， おもに長浜が執筆した。
北海道大学理学部 棚井敏雅助教授および雄別炭砿鉄道株式会社 青木正行技師から それぞれ助言と批判とを戴き， 有孔虫化石の同定には地質調査所 福田理技官をわずらわした。 また， 白堊系の砂岩， 礫岩中の礫の顕微鏡観察は地質調査所 角靖夫技官によるものである。 なお， 上音別炭砿附近に関しては太平洋炭砿株式会社の豊島経世技師， 縫別附近については住友石炭鉱業株式会社 大瀬地質課長， ピラウンナイおよび音別川附近については釧路学芸大学 岡崎由夫助教授， 新縫別川附近については東京大学理学部 飯島東助手より それぞれ貴重な資料を提供していただいた。 これらの方々に厚く謝意を表する次第である。
この図幅の占める位置は， 北緯 43°0′～43°10′， 東経 143°45′～144°0′の範囲である。
図幅区域北西部の白堊系からなる地域は本図幅内では最も高い山地となっており， 標高 500～700 m（本図幅区域内の最高標高は 722.1 m）を示すが， そのほかの地域の大部分は標高 300～500 m の起状に富んだ地貌を呈し， 南東部の恋隠附近は， その構成岩石が軟弱なために， 200 m 以下の低平な地形を呈している。 すなわち， 同幅区域全体としては北西部から南東部に向かってしだいに低くなっている。
図幅区域内の河川としては， 区域中南部を南流する音別川と 北部から東部にかけて南東に流れる茶路川とが主なるもので， いずれも著しく蛇行しながら緩流し， 図幅区域南方において太平洋に注ぐ。 両川には東流あるいは南流する非常に多くの支流が発達し， 本図幅区域の大部分は両川の流域に属する。 これらのほかに 図幅区域北西部には 浦幌川の最上流部および 利別川（十勝川の１支流）支流の本別川の最上流部がわずかに見られ， 図幅区域北東部では庶路川の支流（クオマナイ川およびその北方の沢）が東流している。 また， 南東部では和天別川の上流部が南流している。
河川が 白堊系および古第三系の留真・縫別両累層の分布地域を 地層の走向にほぼ直角に流れる場合は， 一般には高さ 3 m 以下， ときに 15 m におよぶ滝をしばしば形成し， 上茶路累層や白糠累層の分布地域では， 岩質が軟弱で風化に弱いため， 緩傾斜のなだらかな地形をなしている。 また 古第三系中の軟弱な泥岩に富む夾炭部（浦幌層群尺別層中の夾炭部など）は 一般に砂岩あるいは礫岩を主とする地層に挾まれているために， 地層の急傾斜している部分では差別侵蝕をうけて鞍部を形成し， 緩傾斜の部分では開析が進んで多くの小谷が発達し， 特徴ある地貌を呈することが多い。
茶路川および音別川の流域には河岸段丘が発達しており， とくに茶路川ぞいのものは顕著である。
本図幅区域内には現在鉄道路線は全くないが， [ 昭和 ? ] 32 年度より根室本線白糠駅 - 網走本線足寄駅間の新線（白糠線）敷設工事に着手した。 これは茶路川にそって図幅区域内を 鍛高 - 縫別 - 南上茶路 - 上茶路 - 二股を経て北上するものである。 また道路のおもなものとしては， 白糠市街地から茶路川にそい， 縫別を経て二股に通ずるものと， 音別川にそい， 音別市街地から 茶安別 を経てサトンベツを北上する道路などがあり， これらはいずれも自動車の通行が可能で， 茶路川にそって白糠 - 二股間に乗合自動車が運行している。 このほかには 新縫別川・シュトナイ川・和天別川およびチャンベツ川にそって， 各川の下流に自動車の運行の可能な道路がわずかに発達しているのみである。
しかも， これらの道路は一般に悪く， 降雨によって泥濘化することが多く， また， 河川の氾濫による水害が少なくない。 しかしながら， 冬期には， 積雪量が少なく， 各河川が凍結するために， 小さい支流も相当奥地までトラックの通行が可能になり， 造材搬出などトラックによる運搬作業が急激に盛んとなる。
本区域内に分布する地層は， 下位から， 白堊系， 古第三系の 浦幌 ・ 音別 両層群， 新第三系の 上茶路 累層・ 厚内 層群および第四系からなる。 浦幌層群と音別層群とが部分的不整合関係にあり， 上茶路累層と厚内層群との関係が不明であるほかは， これらの地層は互に傾斜不整合関係にある。
白堊系 は， おもに釧路・十勝国境にかけて分布するもので， 釧路炭田古第三系の基盤である。 釧路地域および根室方面の上部白堊系と同じ地質時代に属し， ほぼ同じ岩相である。 この図幅区域では， 白堊系は下位から 活平 累層と 川流布 累層とに分けられ， 前者は泥岩相， 後者は礫岩・粗粒砂岩を挾む微細粒砂岩ないし淤泥岩相からなっている。
浦幌層群 は， 釧路炭田西縁部のいわゆる急傾斜地域と４ドーム状背斜部とにそれぞれ全く独立して分布し， 下位から， 留真 ・ 雄別 ・ 舌辛 および 尺別 の４累層に分けられる。 その全層厚は 600～900 m で， 一般に西方ほど薄い。 この層群は， 留真累層がおもに礫岩からなるほかは， 砂質岩と泥質岩との互層を主体とするが， 西方ほど層厚を減ずるとともに岩相が粗粒となり， 各累層に礫岩を挾有して堆積盆地の周縁相を示すようになる。 また， 舌辛累層中部が浅海成層であるほかは， 汽水ないし淡水成層で多くの炭層を挾有する。
音別層群 は， 本図幅区域においてもっとも広く分布する地層で， その層厚は最大約 1,200 m に達し， 下位から 茶路 および 縫別 の２累層に分けられる。 茶路累層は基底部に砂岩層が発達するが， 大部分は砂岩の薄層をわずかに挾む泥岩層からなる。 縫別累層は泥岩と火山砕屑性の黒色砂岩との泥岩がちの互層からなり， ところにより上部に顕著な安山岩質凝灰角礫岩が発達する。 全層を通じて海棲動物化石を産する。
上茶路累層 （中新世）は， 図幅区域中央部の複向斜部に分布し， おもに軟質の泥岩からなり， 黄灰色の凝灰岩の薄層を挾む特徴のある地層である。 本累層は， その層相から北東隣の「雄別」図幅 43) における布伏内累層に対比されるものと思われる。 したがって， 本図幅では， 一応不整合関係をもって厚内層群の下位にある地層として地質図に示しているが， 図幅区域南東部に分布している厚内層群下部の同時異相である可能性もある。 海棲貝化石や有孔虫化石を産する。
厚内層群 （中新世後期）は区域南東部に分布し， 下位から， 厚内・白糠の２累層に分けられる。 厚内累層はおもに凝灰質淤泥岩から， 白糠累層はおもに淤泥岩ないし微細粒砂岩からなり， 全層を通じて， 凝灰質砂岩や浮石質凝灰岩を多く挾み， ときに礫岩を挾有する。 本層群は岩相の側方変化が著しい。 海棲貝化石を産するほか， Sagarites や有孔虫も認められる。
第四系 は主要河川ぞいに狭小に分布し， 河岸段丘堆積層と沖積層とからなる。
地質構造 は， N - S 方向の１背斜， N - S～NE - SW 方向に長軸を有する４ドーム状背斜 およびこれらの間に形成された２複向斜・１向斜からなり， 種々の方向の断層によって切断されている。
断層には， 縦走断層ないし地層の走向と小角度に交わる斜走断層と 横断断層との２系統のものが顕著である。 前者の多くは， 褶曲構造の成長と並行して形成された衝上性の断層と考えられ， 区域内の主要断層は前者に属する。 後者は E - W～WNW - ESE に走り， 多くは前者を切る正断層で， 褶曲構造形成の末期あるいは完成後に形成されたものであるが， 一部， 背斜形成の過程で生じたと思われる横ズレの胴切り断層も認められる。
この地質構造はおもに厚内層群（中新世後期）堆積後に形成された。
この区域の白堊系は， 本別図幅・常室図幅・足寄太図幅・ウコタキヌプリ山図幅の各区域に分布するものと合わせ， 釧路・十勝国境にかけて， 第三系の分布地域中に一つの地背斜をつくっている。 この釧路・十勝国境に分布する白堊系は， 釧路市東方・根室半島にある上部白堊系に相当し， ここでは下から， 活平 累層・ 川流布 累層に分けられる。 そのほか， 雄別背斜部の中核にわずかに分布している。
本累層のもっともよく分布する区域は， 本図幅の西および南西に隣りあう本別および常室図幅区域のなかで， 十勝支庁浦幌町活平附近である。 上茶路図幅区域では， 本累層の分布は狭い。
本累層はほとんど暗灰色の， 軟かい泥岩からなっており， 部分的に淤泥岩になる。 うすい数 cm～数 mm の白色凝灰岩と， 数 10 cm～数 cm の厚さの粗くて軟弱な緑色凝灰質砂岩の薄層をまれに挾んでいる。
これら構成岩石のうち， 泥岩ないし淤泥岩は， 露頭面で細かく砕け， 非常に切れやすく， 風化して粘土化しやすい。 このため， これの分布する区域は， 低くなだらかな地形となっている。 泥岩ないし淤泥岩のなかには， ところにより， 石灰質団球を含み， その大きなものは， 径 80 cm に達する。 団球のなかには， ごくまれに， 貝化石・樹木片（炭化あるいは珪化）を含む。 一般に層理は明らかではなく， 走向傾斜は， 薄く挾まれる緑色砂岩あるいは白色凝灰岩によって， かろうじて測ることができるといった場合が多い。
泥岩ないし淤泥岩のなかに挾まれる砂岩の薄層は， 緑色を呈する場合が多く， 粗粒～中粒， 凝灰質で軟かく， 崩れやすい。 白色凝灰岩の薄層はベントナイト質で， 連続しない。
活平累層の厚さは下限不明であるが， 800 m を超えている。
本累層から産出する化石は， 非常に少なく， この図幅区域では， 一カ所で転石から採取したにすぎない。 そのうえ， この二枚貝化石も保存が悪く， 種属が決定できない。 しかしながら， 活平累層が広く発達する本別図幅および常室図幅の区域， とくに， 後者の区域内で浦幌町活平附近では， 次のような化石を産出している。
活平累層の地質時代は， 時代を指示するような化石がないので， 正確には不明である。 しかしながら， 岩相上は， 釧路地域に分布する仙鳳趾泥岩層と全く同じものである。 河合正虎 33) によれば， 釧路地域では， 仙鳳趾泥岩層の下位の門静互層から， Inoceramus shikotanenisis, I. kusiroensis が産出しており， その地質時代は白堊紀ヘトナイ世後期とされている。 なお， これまで， 活平累層のなかの泥岩が， 北海道脊梁山脈西方の白堊系， 上部蝦夷層群の泥岩相と非常によく似ているために， その地質時代も上部蝦夷層群の大半を占める浦河世ぐらいと考えられたこともあるが， この釧路・十勝国境における白堊系の岩相あるいは地層の重なり方は， 釧路地域によく似ており， それに対比されるものであろう。 したがって， その地質時代も釧路地域のものと同様， ヘトナイ世後期と考えられる。
川流布累層は西隣りの本別図幅区域から， 上茶路図幅区域にかけて， 広く発達している。
本累層は， 活平累層の上位に整合関係で重なっている。 そして， 基底礫岩砂岩層からなる下部層と， その上位に整合する微細粒砂岩を主とし， 緑色粗～中粒砂岩， まれに礫岩をところどころに挾む， 非常に厚い上部層とに分けられる。
このように， 上部層と下部層とに２分できるが， 活平累層に属する暗灰色泥岩の上に， 上部層の微細粒砂岩ないし淤泥岩が直接乗り， 下部層の礫岩砂岩互層を欠いているところがある。 下部層は， つまり， 本別図幅区域においてみられるように， 西に厚く， 東に薄く， 部分的には上に述べたように尖滅しているところもあると考えられる。 したがって， 下部層の少なくとも一部は上部層の一つの異相であろう。 上部層のなかに挾まれる多くのレンズ状あるいは層状の粗～中粒砂岩も， 下部層のなかの砂岩も， 同じような構成物質をもっていて， 基性安山岩の砕屑片を多量に含み， 凝灰質物に富んでいるなど， 共通した特徴をもっている。 しかしながら， 下部層が基底層としての意味をもっていること， および， 下部層のなかには， 上部層のなかの粗～中粒砂岩と違って， 律動的互層がよく発達することからみれば， 互に独立した特徴をもつものとして， ２分した。 活平累層との関係は， 活平累層上部に砂岩をしだいに挾み， 川流布累層下部層にしだいに移化していく場合がしばしばみられる。
砂岩礫岩を主とする地層で， 暗灰色泥岩をうすく挾み， しばしば板状互層を呈する。 板状互層のうち， 礫岩をふくまない， 砂岩泥岩互層と， 礫岩をひんぱんに挾む礫岩砂岩互層とがある。 また， 本別図幅区域内では， 80 m の厚さの礫岩層が互層状堆積を示さず， かたまってレンズ状に発達するところもある。
礫岩のなかの礫は， 一般によく円磨されていて， 礫の最大径は 15 cm に達するものがあり， 普通鶏卵大～大豆大のものが多く， 場所によって， その頻度に違いがある。 礫岩の充間物は， 緑色の粗くて固結度の弱い砂岩が多い。 礫の種類は赤色・白色あるいは緑白色のチャート・思色 [ ? ] 珪質粘板岩・輝緑凝灰岩が多く， ごくまれに花崗岩・斑糲岩などの火成岩がみられる。
砂岩は， 暗緑色・青灰色・灰白色の粗～細粒砂岩であって， 一般にかなり固結しているが， 固結度の弱いものもある。 粒度差によって縞状を呈するところがあり， その葉理面にそって， 平らにへげるものがある。 帯緑色ないし暗緑色の砂岩の多くと， 礫岩の充間物となっている砂岩とは， 粗粒の火山性砕屑物片あるいは火山岩片を多量に含んでいる。 また， 中性斜長石・普通輝石・黒雲母などの新鮮な結晶も含まれている。 なかには， 火山岩滓片（スコリア）・熔岩片のような火山噴出の破片が集合した砂岩もあって， 顕微鏡下では凝灰角礫岩に近いみかけを呈しているが， チャート・黒色粘板岩などの粒子も含み， 凝灰角礫岩ではない。 下部層堆積（おもに粗粒物質）当時の火山活動がかなり盛んであったことを示している。
さらに， 互層部には， 暗灰色泥岩が挾まることがあるが， 砂岩ときに礫岩・砂岩などと板状互層をつくり， 小堆積輪廻を示している。 その泥岩のなかに， 2～4 mm の厚さの膜状の炭質物葉層（ラミナ）を挾んでいることがある。 その葉層は細かく平らにへげやすく， 薄い泥岩葉層と重なって， 最大 30 cm の厚さの微細互層をつくるが， その部分に硫黄の粉末と思われるものが黄色く付着していることが多い。
互層部をつくる砂岩の単層の上面には， 漣痕が付いていることもあり， あるいは生痕をとどめていることもある。
層厚は 0～140 m である（本別図幅区域では， 最大 340 m の厚さをもっている）。
本区域では， この層からは化石を発見していない。
暗灰色～黒灰色の微細粒砂岩ないし淤泥岩を主とし， 緑色ないし緑白色（まれに灰白色）の粗～中粒砂岩（一部細粒）・礫岩を挾む， 非常に厚く， 単調な地層である。
本層は図幅区域西部の白堊系の大部分を占めて分布するほか， 北東部雄別背斜軸部の白堊系の微細粒砂岩もこの地層に属する。
上部層は， 下部層のように， 板状互層をつくるような律動的堆積輪廻を示さない。 そのうえ， 級化成層もほとんどみられず， 層理面は非常に不鮮明である。 淤泥岩から微細粒砂岩， 部分的に細粒砂岩へと， 粒度の変化が行なわれているが， ほとんどの場合， その間の岩質の変化は， 漸移的で， それらの境界ははっきり区別されない。 非常に小規模に級化成層をつくり， 縞状を呈する場所があるが， そのような箇所は多くない。
上部層の大部分を占める細粒部すなわち， 微細粒砂岩ないし淤泥岩は， 活平累層の泥岩（一部淤泥岩）に較べ， 粒度の粗さで違いがあるのはもちろんであるが， 色が黒っぽく， また， 風化した場合， 活平累層の泥岩（一部淤泥岩）が白っぽくなり， 非常に細かく砕け， 粘土化しやすいのに反して， 川流布累層のものは， 暗い色でやや褐色をおび， 非常に細かく砕けることが少なく， 玉葱状構造を呈する（図版 1 (A)・(B)）。 この玉葱状風化構造は， 不完全なものが多いが， 川流布累層の大部分を占める微細粒砂岩～淤泥岩の一つの特徴である。 この特徴は， 釧路地域 昆布森図幅区域内の汐見砂岩泥岩層にもよくみられる特徴である。 上茶路図幅区域内では， 個々の玉葱状風化構造は， 5～15 cm 内外の径をもち， 一定の配列方向を保っている。 この配列によって生ずる， かすかな面は， ところどころに認められる層理面と一致していて， 層理面を現わしているとみてさしつかえない。 層理面に乏しいこの累層のなかで， 走向傾斜を測るのに， この面は有効である。 ただし， この層が川底あるいは水に洗われるような， 新鮮な露頭面では， この玉葱状風化構造は全く現われず， 塊状の岩相を呈している。 淤泥岩のなかには， ときどき， 泥質のパッチが小さく（1 cm 以下）， 不規則な形で入っているのが認められる。 ところどころ， 石灰質団球が挾まれる。 この層のなかには， 最大 40 m の厚さをもつ泥岩層が， レンズ状に挾まれることがある。 この泥岩層は活平累層のなかのものと， 全く同一の岩相を呈している。
この層のなかの粗～中粒砂岩は， 緑色～深緑色（水にぬれて黒っぽくみえることもある）・ 緑白色あるいは青灰～灰白色を呈している。 この砂岩層は， 上部層の主体をつくる暗灰～黒灰色微細粒砂岩ないし淤泥岩のなかに， あるいは層状に長く連続し， あるいはレンズ状に挾まるものである。 そして， 砂岩層と微細粒砂岩ないし淤泥岩との間に明らかな層理面をつくらず， その境はぼやけて， 互の粒度に移行しあっている。 また， この砂岩には， 礫岩・礫質砂岩がレンズ状に伴なうことが多い。 この上部層の粗～中粒砂岩・礫岩は， 下部層のものと較べて， 板状互層をつくらず， 層理面が明らかではなく， 一般に塊状を呈するという点で相違がある。 また， 砂岩は節理が発達し， 角塊にこわれやすい。 青灰～灰白色を呈する砂岩は石灰質であって， この粗～中粒砂岩の大部分は緑色を呈し（一部に緑白色）， 下部層のなかの砂岩と同様， 火山岩起源の砕屑岩粒， 熔岩片に富んでいる。 このように， 緑色砂岩は， 火山岩起源の砕屑岩を多く含んでいるが， このほか， 赤色または緑白色チャート粒がめだっている。 また， 検鏡すれば下部層の砂岩と同じく， 長石・石英・チャート・粘板岩などの粒子のほか， 普通輝石・角閃石を含み， なかには， 火山砂がかなりの量を占めるものもある。 ときに， 緑泥石化した鉱物が含まれている。 一般に， 構成粒子の淘汰は不良で， あまり円磨も受けていない。 なかには， 炭質物片や， 泥岩片を比較的多く含んでいる部分があり， そのような部分では， 風化面が酸化鉄で赤茶けて汚れている。
上部層のなかの礫岩は， 層間礫岩であって， しばしば， レンズ状に挾まれている。 ほとんどが， 上に述べた粗～中粒砂岩層に伴なうもので， 厚さは最大 30 m から薄いものは 1 m 前後のものまである。 厚いものは， タクタクベオペツ川やヌプキ別川上流， トンベ川上流にみられる。 これらの場所では， 礫に大きいものがあって， 人頭大のものがあり， 普通， 拳大から鶏卵大である。 礫の密度は高い。 礫はよく円磨されている。 礫岩の充間物は， 緑色または黒色の砂岩であることが多い。 礫の種類は， 花崗閃緑岩（縁辺相と思われる）・ 石英斑岩・ 玢岩・ 普通輝石安山岩・ 普通輝石玄武岩・ 粗粒玄武岩・ 白色緑色または赤色のチャート・ 黒色粘板岩（点紋をもつものがある）・ 砂岩・ 輝緑凝灰岩・ ホルンフェルスである。 この礫の種類とその構成の割合とは， 礫岩の分布する場所によって異なっているが， 概観すれば， 安山岩が多く， ついでチャート・黒色粘板岩・玢岩が多い。 下部層のなかの礫の種類， 構成と違う点は， 安山岩あるいは玢岩の礫が下部層には見当らなかった（あるいはあったにしても， 非常にわずかであろうことば確実である）にかかわらず， 上部層では非常に多いこと， また， 花崗閃緑岩・ホルンフェルスの礫の量が多くなっていることである。 古第三系の留真累層の基底礫岩の礫種とは， 次のような点で相違がある。 すなわち， 留真累層のものは， 赤色あるいは白色チャート・ 黒色粘板岩・ 暗灰色砂岩・ 輝緑凝灰岩・ 玢岩などからなるのに較べ， 安山岩・玢岩が非常に多いこと， 赤色チャートがほとんどめだたぬぐらいに少ないことである。 外見的にも両者はかなり違うので， これらを見わけるのは， 比較的やさしい。 しかしながら， このような厚い礫岩以外の， 薄い数 m 以下の礫岩では， 安山岩など火成岩起源の礫は， はるかに少なく， チャート・輝緑凝灰岩・黒色粘板岩の礫がまさっている。 ただし， 充間物は火山岩起源の構成粒子が非常に多い。 この薄い礫岩の場合の礫の大きさは， 最大のものが鶏卵大で， 普通大豆大～ひえ粒大である。
上部層の厚層は， 2,000 m をこえるものと推定される。
本層から産出する化石は， 石灰質団球からまれに発見されるが， そのほか， 微細粒砂岩ないし淤泥岩からもまれに発見される。 化石は二枚貝・巻貝のほか， 珪化木である。 そのうち， 鑑定されたものは， 次のとおりである。
このほか， 鑑定を行なっていない， かなり数多い巻貝がある。
上茶路図幅区域以外の， 本別図幅・常室図幅区域に分布する川流布累層上部層からは， 次のような化石が産出する。
釧路地域の白堊系と比較すれば， 川流布累層の暗（黒）灰色微細粒砂岩ないし淤泥岩は， 汐見層のものと全く同様の岩相を呈しており， 玉葱状風化構造が非常に多く現われ， また， 泥岩の小パッチをもつ点でも一致している。 おそらく， 川流布累層全体は， 汐見層およびその同時異相と考えられる 老者舞 礫岩層・ 知方学 砂岩層・ 去来牛 砂岩礫岩層に対比されるものであろう。
釧路・十勝国境に分布する白堊系は， 下位から活平累層と川流布累層とに分けられる。 これを釧路市地域の白堊系と対比すれば， 前に述べたように， 岩相と累重関係との類似によって， 活平累層は佐々保雄 30) ・河合正虎 33) の仙鳳趾（泥岩）層に， また， 川流布累層は佐々 30) の厚岸層（汐見砂岩泥岩互層 + 老者舞礫岩層 + 知方学砂岩層 + 去来牛砂岩礫岩互層） に対比できる。 したがって， この地域と釧路市地域および根室半島地域との上部白堊系の対比を大胆に行なえば， 第 1 表のようになるであろう。 この表で根室・釧路間の対比は， 根室南部地質図幅 40) における三谷勝利の考えによるものである。 なお， 釧路市地域における層序で， 老者舞礫岩層・知方学砂岩層・去来牛砂岩礫岩互層は， 汐見砂岩泥岩層の上部に部分的に礫岩砂岩相の卓越した地層で， いわば 佐々の 厚岸層のなかの層間礫岩（頂上礫岩に近い）とみた方がよいように思われる。 この上茶路図幅区域など釧路・十勝国境方面においても， 川流布累層上部層の上部で， 古第三系の基底礫岩層に近い層準に， かならずしも頂上礫岩とはいえないけれども， 礫岩など粗粒物質に富む部分がある。
北海道南東部の白堊系の地質時代は， かつて佐々 30) や深田淳夫 19) によって， 後期浦河世からヘトナイ世にわたるものと考えられた。 しかしながら， 白堊系最下部の門静層から出る Inoceramus shikotanensis， I. kusiroensis によって， 河合 33) はヘトナイ世後期と考えている。 また， 根室地域でも， その最下部のノッカマップ累層からでる Inoceramus schmidti， I. shikotanensis によって 40) ， ヘトナイ世と考えられる。 したがって， 北海道東部根室・釧路地域の白堊系は， 大部分ヘ卜ナイ世で， しかもその後期のものといえる。 本図幅区域および釧路・十勝国境の白堊系からは， いままでのところ， 時代を指示する化石が発見されていないけれども， 地層対比を第 1 表のように考えるならば， その地質時代はへ卜ナイ世後期ということになるであろう。
本図幅区域に分布する古第三系は下位の浦幌層群と上位の古別層群とに分けられ， 全層厚は最大約 2,000 m に達するものと推算される。 浦幌層群は淡水成～汽水成層を主とし一部海成層からなる地層で， 多くの炭層を有し， 釧路炭田を構成する重要な含炭層となっている。 音別層群は， 本図幅区域西部の急傾斜地域においては軽微な不整合関係をもって， また， 図幅区域内のそのほかの地域においては， 雄別ドーム周辺部， 大曲ドーム， 上音別附近など少なくとも観察されるかぎりでは， 外観上整合関係をもって浦幌層群を覆い， 全層が海成層からなっている。
浦幌層群はその含有化石により， 北海道中央部石狩炭田の石狩層群幾春別層以上に， また， 音別層群は幌内層群にそれぞれ対比されている。
本層群はいわゆる釧路炭田の含炭古第三系で， 古くは「下部第三紀層」として扱われていたものであるが， その後， 炭田全域にわたる調査が進むにつれて「浦幌統」または浦幌層群と呼ばれている。
本図幅区域の本層群はその分布地域によって， その層厚も粒度も著しく異なっている。 すなわち岩相は西方のものほど次第に粗粒となり， 層厚も薄化する傾向にあり， 炭田西縁部では堆積盆地の周辺相を示すようになる。 本層群は炭層を挾有する淡水～半淡水成層を主として瀕海～浅海成層を挾み， 岩相によって， 下位から留真・雄別・舌辛および尺別の４累層に分けることができる [ 以下の [注] 参照 ] 。
本累層は本図幅区域内における第三系最下部の地層で， 下位の白堊系とは明瞭な侵蝕面 [ 以下の [注] 参照 ] をもった不整合によって接し， 古第三系のいわゆる基底礫岩層にあたるものである。 おもに礫岩からなり， 雄別背斜西翼および急傾斜地域に分布する。 本累層は 釧路炭田東部および中央部における これまでの別保・春採および天寧の３累層を合わせたものに相当する。 本累層の厚さは雄別背斜西翼部では 250 m 前後， 急傾斜地域では 300～400 m と推察される。
雄別背斜西側においては 下位から別保礫岩層・春採夾炭層・天寧礫岩層の３部層に分けられるが， 急傾斜地域においては細分しがたい。
別保礫岩層 （層厚約 20 m）は全般的に暗灰色を呈する礫岩を主とし， 淡青灰色中粒～粗粒砂岩やときに暗灰色淤泥岩をレンズ状に挾有している。 礫岩の礫はおもに黒灰色チャート， 暗灰色泥岩， 輝緑凝灰岩および暗灰色砂岩などからなり， 花崗岩質岩をも交え， 拳大以下の亜円礫ないし円礫が大部分を占めている。
春採夾炭層 （層厚約 30 m）は， 上部の泥岩層を主とする部分と， 中部および下部の砂岩を主とする部分とからなり， １～２層の炭層を挾有する。
上半部の泥岩はやや緑がかった暗灰色ないし黒灰色の細粒淤泥岩または粘土質で， 比較的層理が発達し， 風化するとやや扁平な微細片に破砕される。
中部の砂岩は一般に淡青灰色細粒～中粒で， 板状あるいは塊状を呈して比較的脆く， ところにより， 暗灰色淤泥岩を挾有している。 下部の砂岩は淡青灰色ないし灰白色を呈する花崗岩質の中粒～粗粒砂岩を主とし， ところによって最下部に細礫岩および暗灰色淤泥岩を挾有している。
炭層は上部の泥岩層の下部に１層と， ところにより本層の最下部に１層とが認められる。 上位の炭層は厚い部分では山丈が 200 cm をこえるが， 大部分が炭質泥岩からなり， １～２層の灰白色ないし淡青色の 特徴ある凝灰岩または凝灰質泥岩（ベントナイト質）を挾有している。
天寧礫岩層 （層厚 200～250 m）は礫岩を主とし砂岩を従とする地層で， 泥岩やときに炭質泥岩を挾有する。
礫岩は礫の種類によって赤・緑・灰・白および黒灰色など， とくに赤色粒の目立つ雑色を呈し， 前記の暗灰色を呈する別保礫岩層の礫岩とは対照的である。 礫には赤色チャートが最も多く， 暗灰色ないし緑色チャート， 白色チャート， 黒色粘板岩がこれにつぎ， 硬砂岩・輝緑凝灰岩・玢岩なども認められる。 礫は細粒～中粒のものが多く， その円磨度は前述の別保礫岩層中の礫より一般に低く， 亜角礫を普通とする。 砂岩は緑灰色・帯紫灰色・暗灰色あるいは青灰色を呈し， 中粒～粗粒で， 横の変化が著しく， 礫岩に移化している部分が多い。
泥岩は紫灰色ないし暗灰色を呈して本層の上部に比較的多く認められ， 礫岩あるいは砂岩中に多くの場合レンズ状に介在して， しばしば板状層理を示す。 泥岩層の厚さは最大約 10 m に達するが， 一般には 1～2 m である。
本層最上部に炭質泥岩を主とする比較的顕著な炭層（厚さ約 70 cm）を１層挾有している。
本層中には珪化木を除いて化石は認められない。
当地域では本累層は雄別背斜西翼地域よりもさらに礫岩が顕著に発達し， 砂岩および泥岩層の挾みはより少なくなる。 したがって， 前記のような 別保・春採および天寧３部層間における岩質の差異が不明瞭となる部分が多くなるため， 急傾斜地域全域にわたって本累層を３層に細分することは困難である。 しかしながら， なお， 本層の最下部には厚さ数 m の黒灰色礫岩（別保礫岩層）が認められる場合が多く， また， その上位には 薄い炭層あるいは炭質泥岩層を含む泥岩層（春採夾炭層 ?）が挾有されていることもあるが， 一般に連続性に乏しい。
本累層の礫岩には一般に前記の天寧層にみられたような雑色礫岩が大部分を占め， 砂岩や泥岩の夾みも前記天寧礫岩層中のものと等しく， 一般に本累層の上半部にやや多く挾在している。 下半部は顕著な礫岩層からなり， 砂岩や泥炭の夾みも少ない。
本累層は留真累層を整合に覆う。
本累層の下限については， 下位の留真累層とは漸移の関係にある場合が多いので， 厳密に定義することはむずかしいが， 本図幅では， 砂岩・泥岩互層を主体とする夾炭層が， その下位の礫岩層を主体とする地層に移り変る部分をもって本累層の下限とすることとする [ 以下の [注] 参照 ] 。
本累層は雄別断層西側や急傾斜地域に比較的広く分布しているほか， 雄別断層の東側の小背斜構造や上音別半ドームの中核部にわずかに分布している。 その層厚は 雄別断層以西においては 200～260 m， 同断層東側南部の大曲附近においては約 200 m， また急傾斜地域では薄化して 110～150 m を示すが， 上音別半ドーム地域においては本累層の上部が露出しているのみで層厚は不明である。
本累層は砂岩と泥岩との不規則な互層からなり， 泥灰岩や菱鉄鉱質砂岩の薄層を頻繁に挾み， 7～20 層の石炭ないし炭質泥岩の薄層を挾有する。 砂岩とくに菱鉄鉱質砂岩は侵蝕に抗して崖面に突出していることが多い。
下半部 （層厚は急傾斜地域では 50 m， 雄別背斜付近では 120～150 m）は， 青灰白色花崗岩質細粒～中粒砂岩と灰～暗灰色淤泥岩との砂岩がちの互層で， 明瞭な層理を有し， 多くの石炭ないし炭質泥岩の薄層と１～２層（厚さ 1 m 以下）の礫岩層とを挾有する。
泥岩は上半部のものに較べ， 一般により堅硬で砂質をおびている。
礫岩層は天寧層中のものに酷似し， 下半部の上限と最下部とに見られる。 上限のものは雄別断層西側では鍵層となっているが， ほかの地域では認められない。
炭層は 10 層前後認められるが， 露頭において観察されるかぎり， いずれも薄層で山丈 80 cm 以下である。 雄別背斜附近においては下半部の最下部に凝灰岩を挾むやや顕著な炭層 [ 以下の [注] 参照 ] が， また下半部の上部には同じく凝灰岩を挾む薄炭層が認められるが， 急傾斜地域では本図幅で雄別層とした地層の最下部には炭層がほとんどみられず， 下半部の上部に凝灰岩を挾むやや顕著な炭層が挾有されている。 本図幅区域では急傾斜地域における下半部の凝灰岩を挾む上記の炭層が， 雄別背斜附近の下半部の上部の凝灰岩を挾む薄炭層に対比されるものか， 下半部の下部の凝炭質を挾む炭層に対比されるものか明らかでない。 したがって 急傾斜地城における雄別累層と留真累層との境界についてもまだ疑問が残されている。
上半部 （厚さ 50～70 m）はその上部が多くの場合砂岩泥岩互層からなるほかは， ほとんど泥岩からなり， しじみ貝化石を産する。 また中下部には１， ２層の淡黄色～白色の凝灰岩層 [ 以下の [注] 参照 ] （最大層厚約 1 m）が泥岩中に認められ， 顕著な鍵層となっている。
急傾斜地域や雄別背斜両側においては 本累層最上部に数層の炭層が１炭層群をなして挾有される。 これらの炭層は一般に薄く， 厚いもので急傾斜地域では山丈 80 cm， 雄別では山丈 95 cm にすぎない。 さらに上音別半ドームや雄別断層東側南部の大曲附近では炭層は全く認められない [ 以下の [注] 参照 ] 。
泥岩は暗灰色を呈して， 層理が比較的よく発達し， 風化するとやや扁平な細片に破砕される。 この泥岩は 微細粒の砂岩としばしば非常に細かい縞状互層をなして独特の縞目（図版 3）を示したり， 泥岩中に微細粒砂岩が不規則な形状をなして細かく入り込んでいることが多い。 また， 雄別背斜附近では， 黒灰色を呈し， しじみ貝化石や黄鉄鉱の結核を含み， 風化面では黄白色の被覆物を生じて非常に細かく破砕される粘土質岩が認められる。
砂岩はおもに上半部の上部に認められ， やや緑がかった帯青淡灰色（風化色は赤褐色ないし暗灰色）を呈する 花崗岩質細粒～中粒のものが多く， 比較的層理が発達している。
雄別背斜附近では上部炭層群の下部附近に顕著な漣痕が１， ２の層準に認められる。
本累層は汽水～浅海成層で， 一般に多くの貝化石を含み， 下位の雄別累層から漸移するが， 雄別累層上部の泥岩を主とする砂岩と泥岩との互層から， その上位の Ostrea を含む中粒～粗粒砂岩に移り変わるところをもって舌辛累層の下限とする。 本累層は雄別背斜地域急傾斜地域， 大曲ドーム， 上音別半ドーム， チャンベツドームにそれぞれ全く独立して分布している。 本累層も 雄別背斜地域と急傾斜地域とでは岩相および層厚を異にしている。 すなわち， 後者は前者に較べて著しく礫岩質となり [ 以下の [注] 参照 ] ， 層厚は 雄別背斜地域では 150～200 m あるのに対して， 急傾斜地域では 110～150 m でやや薄化しており， 全般的に急傾斜地域の舌辛累層は本累層堆積盆地の周縁相を呈するようになる。 本層は岩層によって上・中・下の３部層に分けられるが， 急傾斜地域においては， 上・中・下各層の特徴を保ちながらも， 全層が粗粒となるために 確然と３層の境界を設けることは困難となっている。
下部層 は雄別背斜地域と急傾斜地域とに広く分布するほか， 大曲ドームの中核部をなしてわずかに見られる。 本層は 20～50 m の層厚を有し， その岩相は露頭で観察されるかぎり， 図幅全域にわたって比較的均一で， おもに層理の不明瞭な青灰色の中粒～粗粒砂岩からなり， ときに局部的に細礫岩を挾有する。 本層中には数帯の密集帯をなして Ostrea が多産するほか， 汽水ないし海棲貝化石を産する。
急傾斜地域においては， 下部層の下部は 所により帯青灰色～淡灰色の細粒～中粒砂岩と淤泥岩との互層をなす部分があり， 数帯の Ostrea の密集帯が挾まれていることを除けば， 雄別層上部に類似している場合が多い。
中部層 は炭田全域を通じて海棲貝化石を産し， 浦幌層群唯一の明瞭な海成層となっている。
雄別背斜地域では本層は 80～110 m の層厚を有し， 塊状の帯緑灰色砂岩泥岩または灰色～暗灰色泥岩からなる。 一般に中部ほど細粒となり， 上部および下部になるにしたがって しだいに粗粒となるか あるいは細粒砂岩と泥岩との板状互層をなすようになる。 泥岩はしばしば玉葱状構造をなして小角片に破砕されやすく， 球状の泥灰質団球（2 × 2 cm）や玄能石を包蔵している。 また本部層のなかには指頭大以下の小円礫が散在し， かつ海棲貝化石を多数含有する特徴がある。 雄別断層西側・大曲ドーム・上音別半ドームにおいては， 雄別断層以東におけるよりも一般に粒度がややあらく， 礫も多い。 礫の種類は赤色・灰白色など雑色のチャートが主で， まれに黒雲母花崗岩， 灰色砂岩および黒色粘板岩なども見られる。
急傾斜地域においては著しく礫岩が顕著となり， わずかに含海棲貝化石礫質泥岩～礫質細粒砂岩が 礫岩あるいは礫質砂岩中に挾在しているのみとなる。
本部層中には Mya grewingki kuskiroensis NAGAO & INOUE, Nemocardium ezoense TAKEDA, Yoldia laudabilis YOKOYAMA, Venericardia expansa TAKEDA, などを産する。
上部層 は雄別断層以東においては 40～55 m の層厚を有し， 塊状の淡青灰白色（風化色は黄褐色）細粒～粗粒砂岩からなり， 特徴ある石灰質（?）の団塊や上部には黄鉄鉱の小結核を含む。 下部はしだいに板状を呈するようになり， 中部層上部の板状砂岩と泥岩との互層に漸移する。 雄別断層の西側においては最上部に厚さ 10 m 以下の礫岩層を挾有し， さらに西方の急傾斜地域においては， 上部層は礫岩を主体としこれに砂岩を挾む地層に変化する。
礫岩は細礫岩ないし中礫岩で， 赤・白・緑・黒色など雑色を呈して天寧礫岩層中の礫岩に酷似している。 この細礫岩は 阿寒図幅区域・白糠図幅区域など釧路炭田東半部においてはほとんど認められない。 まれに Ostrea sp. を産することがある。
本累層は多くの炭層を挾有する砂岩と泥岩との互層で， 上部はおもに汽水成層からなり， 中 - 下部はおもに淡水成層からなる。 本累層は下位の舌辛累層を整合に覆う。 本累層の下限は， 本累層最下位の炭層を含む泥岩が， その下位の塊状の細粒～中粒砂岩または礫岩に移り変わる部分をもってする。 本累層も前述した諸累層と同様に， 雄別背斜・ 急傾斜地域・ 大曲ドーム・ 上音別半ドームおよびチャンベツドームにそれぞれ独立して分布し， 各分布地域ごとに岩相および層厚を異にしている。 すなわち， 雄別断層東側の縫別川流域では， 礫岩を挾有することはまれで， 厚薄約 30 層の炭層を挾み， その層厚も 220～265 m でもっとも厚く， 雄別断層西側では１～２層の顕著な礫岩層を挾み， 層厚は 150～210 m と薄化している。 大曲ドームおよび上音別半ドームにおいては， 層厚は 200～250 m あるものと推定されるが， 岩相は雄別断層西側のものに類似する。 チャンベツドームでは層厚は約 170 m で， 層厚・岩相ともに雄別断層西側のものとほぼ等しい。 また， 急傾斜地域においては， 岩相はいちじるしく礫岩がちとなり， 層厚は 40～90 m [ 以下の [注] 参照 ] と急激に薄化し， 炭層数も 10 層前後に減少している。
本累層は砂岩を主とし， 泥岩を従とする両者の不規則な互層からなり， 泥灰岩・菱鉄鉱質砂岩および石炭ないし炭質泥岩を頻繁に挾有する。 また， 雄別断層の西側・ 上音別炭砿附近・ チャンベツドームおよび急傾斜地域においては礫岩を挾んでいる。 この礫岩は雄別断層の東側や大曲ドームでは局部的にわずかに挾まれているにすぎない。
泥岩は一般に灰色～暗灰色で塊状であるが， しばしばこれに微細粒～細粒砂岩を縞状に挾んで層理がやや発達し， 風化すると細かく破砕されるものが多い。 また， 本累層の中上部には， 灰色（風化すると褐色～赤褐色）を呈し， 雲母質で， 淘汰の悪い砂質の部分を含み， 風化すると横に長く比較的大きく破砕され， まれにしじみ貝化石を含むものがみられる。 上部には， 暗灰色や黒灰色を呈し， 風化すると徽細片に破砕されてしばしば淡黄色の被覆物を生じ， 多くの場合しじみ貝化石を多産する粘土岩ようのものが認められる。 一般に尺別累層中の泥岩は舌辛累層以下の浦幌層群中の泥岩よりも軟弱で風化侵触に弱い。
砂岩は淡灰白色（風化色は黄褐色）細粒～中粒ときに粗粒で， 細粒のものはやや板状の菱鉄鉱質の部分や淤泥岩を挾んで比較的明瞭な層理を示すが， 中粒～粗粒のものは一般に塊状で， しばしば炭質物を縞状に挾み， 偽層が発達している。 本累層上部には雲母質砂岩もしばしば見られる。 本累層中の砂岩は， 前述の雄別累層中のものに較べて全般的にやや明るい色調を呈しており， 後者は緑がかった暗い色調をおびているように感ぜられる。 また， 本累層中の塊状砂岩の部分は， 前述の舌辛累層上部層の塊状砂岩と酷似している場合が多い。
礫岩は， 急傾斜地域においては本累層の中部および下部に顕著に発達し， 雄別断層西側（雄別背斜の西翼）では中上部に１層と， ときに下部に１層， 上音別炭砿附近では下部に１層発達している。 ほかに， 雄別断層東側では下部に薄層が１層認められることがあり， 大曲ドームでは上部と下部とに， ところにより薄層が認められるが， これらの連続状態については明らかでない。 本累層中部の礫岩は， ぞくに「鳩糞礫岩」と呼ばれるもので， 緑色チャート・赤色チャート・粘板岩などの礫の間に 白色の流紋岩質 ? 岩石が多くまだらに入り込み， 鳩糞状のきわめて特徴のある外観を呈するもので， 天寧礫岩層・雄別累層あるいは舌辛累層中のものとは明らかに区別できる。 この礫岩は風化には脆く， 断崖や滝をつくることが少ない。
本累層中には， 急傾斜地域において厚薄 10 層前後， その他の地域では厚薄 20～30 層の炭層を挾有している。 これらの炭層は雄別断層東側（雄別背斜東翼部）では， いずれも厚さが 1 m 以下で薄いが， その他の地域においては最大山丈約 5 m に及ぶ炭層を挾有し， 全般としては西方ほど炭層数を減ずる傾向がみられる。 これらの炭層のなかには， 夾みあるいは上盤・下盤として， ベントナイト質の凝灰岩の薄層を伴なうものがあり， 地域的な鍵層となっている。
本累層上部は， しじみ貝やかき貝の化石を産する汽水成層を主体とする地層で， 岩相や層厚の変化がいちじるしく， 炭層の発達は不良である。 また炭層に伴なって Metasequoia や Platanus などの植物化石を産する。
本層群は純然たる海成層で， 下位の浦幌層群との関係は， 整合ともあるいは不整合ともいわれている。 本図幅区域においては， 急傾斜地域における露頭観察では不整合が認められるが（第 6～8 図）， 急傾斜地域以外の露頭では， 両者間の地層界を求めることさえ困難なほど漸移的関係にあることが多い [ 以下の [注] 参照 ] 。 したがって， 本図幅においては， 周辺地域の雄別 43) ・阿寒および音別 35) 各図幅区域におけるそれぞれの浦幌・音別両層群間の関係を考え合わせて， 一応部分的不整合として取り扱うこととする。
本層群は， その層相によって， 下位の茶路累層と上位の縫別炭層とに２分される。
本層群は， 基底部を除いては， 特有の泥質岩を主体として砂岩や火山砕屑岩を挾み， 全層を通じて海棲貝化石や有孔虫化石（第 3～5 表 [ 後述 ] ）を多産する。 本層群は含有化石および岩相から石狩炭田の幌内層群（漸新世新期）に対比されている。
本累層は海成層で， その全層厚が 220～530 m におよび， 層相によって， 基底部の大曲砂岩層と主部の茶路淤泥岩層との２部層に分けられる。
本層は前述したように， 下位の尺別累層とは部分的不整合関係にあるものと思われるが， 不整合関係にある急傾斜地域においても， 両者間の不整合面における被侵蝕の程度は， トンベ川支流およびピラウンナイ川の２カ所の露頭で観祭されるかぎり， 著しくないものと思われる [ 以下の [注] 参照 ] （第 6～8 図）。 一方雄別背斜附近における両者の関係は漸移的で， 両層間の地層界を設定することさえ困難な場合が多い。
本層は， 下位の尺別累層と同様に， 地域的に岩相および層厚を異にしている。 すなわち， 雄別断層東側の縫別川流域では， その厚さが 2～5 m にすぎず， 帯緑色細粒～中粒の塊状砂岩からなり， 板状層理を示す黒灰色（風化色）堅硬な砂岩の団塊を含むことが多い。
これに対して， 雄別断層の西側・急傾斜地域・上音別半ドームおよびチャンベツ地域に分布する本層は， その厚さが 50～125 m で厚く， 淡青灰色～帯緑青灰色の板状層理（数 cm～10 cm の厚さ）を示す 細粒～中粒砂岩によって特徴づけられる。 これらの地域では一般に本層の下部は塊状をなす場合が多く， 基底部にはしばしば細礫岩または粗粒砂岩が見られる。
本層の上部はしだいに細粒となるが， 砂岩と淤泥岩との互層部をへて上位の茶路淤泥岩に漸移しており， この漸移部の細粒～微細粒砂岩は， 大曲ドーム南部や上音別半ドーム東翼では厚く， 30 m 前後に及んでいる。
本層は海棲貝化石を多産するほか， ヒトデやウニの化石もしばしば認められ， また玄能石も産出する。
本層は前述したように下位の大曲砂岩層から漸移し， 雄別背斜・ 大曲ドーム・ 上音別半ドームおよびチャンベツドームの外側や急傾斜地域の東側に広く分布している。
本層は 150～480 m の層厚を有し， 音別川上流附近でもっとも薄く， チャンベツ川附近でもっとも厚い。 ほとんど無層理・塊状の淤泥岩からなり， おもに本層の上部と下部とに砂岩の薄層をわずかに挾み， 雄別断層の東側では最下部に１～２層の黄色凝灰岩の薄層が認められる。 また多くの石灰質団球や玄能石などを含んでいる。
淤泥岩は， 本層の最下部では， 一般に風化色が茶褐色を呈して黄色の被覆物を生じ， 玉葱状構造をしめして破砕されやすい。 下部では， 風化面が淡灰色（新鮮面は暗灰色）を呈し， 角稜のある細片に砕かれやすく， 山腹や山陵近くで， 大きく崩壊して白っぽい崖を作ることが多い。 中部から上部にかけては， 風化色がやや緑色を帯びた灰色を呈し， やや硬くて斧状に比較的大きく破砕されやすく， わずかに層理をしめす。 最上部では， 下部の淤泥岩に類似しているが， やや層理が発達している。
砂岩は淡青灰色を呈し， 細粒～中粒で連続性が乏しく， 本層の上部と下部とに多く挾有され， とくに区域北東部の本層最上部附近のものは厚さが 5 m 以上に達する。
泥灰質団球は， ときに不規則の形のものもみられるが， 一般に球形をなし， その径は 3～100 cm で， 小形のものは下部に多く含まれる。 これらの団球はしばしば層理にほぼ平行に配列している。
本層は， 全層を通じて海棲貝化石や有孔虫化石を多産するが， とくに下部に化石が豊富である。 また， 石灰質団球中にきわめて保存のよい貝化石やカニの化石がしばしば含まれる。
本累層特有の暗緑灰色（ぬれた風化面ではほとんど黒色） 凝灰質砂岩（いわゆる黒色砂岩）を挾有しはじめるところをもって本累層の下限とする。 この下限をなす黒色砂岩は， 区域北東部の雄別断層の東側では 0.5～5 m の層厚を有し， 比較的明瞭であるが， 区域中央部などでは， ところによって 20 cm 内外の薄層であり， しかも， ときには淡緑色～暗青灰色を呈することもあって， 下位の茶路累層との境界の識別が困難なことも多い。
本累層は雄別背斜やドームを取りまいて急傾斜地域の東方にきわめて広く分布している。 本累層は層厚が 150～1,000 m で， おもに淤泥岩と黒色砂岩との互層からなる。
本累層は岩相の側方変化がはげしく， 異常堆積（図版 6 (B)）や偽層が発達し， 鍵層も認められないため， その層序を朋らかにすることは困難であるが， 区域北東部の雄別断層東側においては， 下位から以下の順に重なっている。
この層序は区域東部ではほぼ適用されるが， 区域中央部ではあまり明らかでない。 とくに， 上茶路・チャンベツ両複向斜部では上記 4. の層準が不明瞭で， 凝灰角礫岩はほとんど認められない。
したがって， 上茶路複向斜西翼部（急傾斜地域）南部のヌプキ別断層北側では 本累層の厚さが 150 m 前後に薄化しているのは， 本累層上位の上茶路累層と本累層との間の不整合によって侵蝕削剥されたためか， 本累層自体の堆積条件の差異によるものか， 明らかにすることはむずかしい。
淤泥岩は， 暗灰色～帯青暗灰色を呈し， 凝灰質緻密で， やや硬く， ときに砂岩をおびて概して不均質のことが多い。 風化面では青（緑）色をおびた灰色を呈し， 角稜ある細片に破砕される性質がある。 茶路累層の淤泥岩に較べて， より堅硬・不均質で， 暗い色を呈し， 風化によってより大きく角形に破砕され， かつ凝炭質である。 また， 一般に砂岩と頻繁に互層するため， 層理は明瞭である（図版 6 (A)）。 また， シュトナイ川やヌプキ別川など上茶路・チャンベツ両複向斜地域 および区域南東部の和天別川附近などには， 本累層上部に棚井の直別累層中の硬質頁岩 35) に外観上よくにた飴色の硬質頁岩が認められる。
砂岩は， いわゆる黒色砂岩と呼ばれるもので， 暗緑灰色～帯緑黝灰色であるが， ぬれるとほとんど黒色となり， 風化すると暗緑褐色～緑灰色を呈する。 一般に粗しょう・塊状のことが多いが， 細粒のものは板状を呈することもある。 粗粒のものは， 肉眼でも角閃石や赤色珪岩の砂粒が認められる。 これを検鏡すると， 斜長石と安山岩との微細片がもっとも多く， 角閃石・輝石および粘板岩の微小片も普通に含まれ， また， 珪岩・古期緑色岩の破片もわずかではあるが認められる。
本累層の淤泥岩中には海棲貝化石や有孔虫化石を豊富に含み， ほとんど全層から産出する。 また， 淤泥岩中には， 茶路淤泥岩層と同様に， 径 3～70 cm の多数の泥灰質団球が含まれる。 これらの団球は概して中部に多いが， 茶路累層中のものとは異なり， 化石を含むことはまれである。
本累層および下位の茶路淤泥岩層の中には， 本累層特有の いわゆる黒色砂岩と全く同質の 細粒～粗粒の砂岩脈が層理を切ってしばしば発達している（図版 6 (D)）。 これらの砂岩脈の幅は， 薄いもので 5 cm 前後， 厚い場合で約 1 m におよぶが， 炭田東部の春採・昆布森両図幅区域に発達している砂岩脈のようには連続しないようである。 また一定の方向性も認められない。 砂岩脈に切られた両側の地層には， なんらの異常も認められない場合が多いが， ときに， 断層にある程度関連して発達しているものも認められる。 本図幅区域内の結果では， 砂岩脈は茶路および縫別両累層以外の地層中には全く認められない。
浦幌・音別両層群は多くの貝化石を産出するが， とくに， 音別層群はすでに述べたように， その全層を通じて貝化石を豊富に産する。 両層群から産出する貝化石および産出層準は第 3 表にしめす通りである。 また， 浦幌層群中の炭層に伴なって， 次のような植物化石を産出した。
これらの化石産地を逐一地質図に記入すると煩雑なものになるので， 代表的な地点を除いて， ほとんど省略してある。
音別層群からは第 4・5 表にしめすような有孔虫化石を産する [ 以下の [注] 参照 ] 。
| 種名 ↓ / 産出地点番号 → | 2 | 1 |
| Haplophragmoides sp. | 2 | 1 |
| Detalina sp. | 2 | 2 |
| Lagenomodosaria sp. | 1 | |
| Nomion mexicanum COLE | 1 | |
| Plectofrondicularia packardi CUSHMAN et SCHENCK | 5 | 11 |
| P. p. multilineata CUSHMAN et SIMONSON | 10 | |
| P. sp. | 1 | |
| Bulimina pyryla D'ORBIGNY | 18 | 8 |
| Gryoidina soldanii D'ORBIGNY | 9 | 18 |
| 種名 ↓ / 産出地点番号 → | 5 | 6 | 4 | 3 | 7 |
| Bathysiphon sp. | 1 | ||||
| Haplophragmoides sp. | 3 | 9 | |||
| Lenticulina sp. | 1 | ||||
| Detalina sp. | 1 | ||||
| Guttilina cf. austriaca D'ORBIGNY | 1 | ||||
| Globulina gibba D'ORBIGNY | 7 | 1 | 1 | ||
| Glandulina laevigata orata (CUSHMAN et APPLIN) | 1 | ||||
| Nomion mexicanum COLE | 4 | 1 | |||
| N. pompilioides shimokinense ASANO | 2 | 1 | |||
| N. sp. | 1 | ||||
| Plectofrondicularia packardi CUSHMAN et SCHENCK | 6 | 1 | 1 | ||
| P. p. multilineata CUSHMAN et SIMONSON | 8 | 2 | |||
| P. sp. | 5 | 1 | |||
| Bulimina pyryla D'ORBIGNY | 7 | 7 | 2 | 7 | |
| Virgulina sp. | 1 | ||||
| Ellipsonodosaria sp. | 2 | 1 | |||
| Gryoidina soldanii D'ORBIGNY | 5 | 2 | |||
| Radiolaria | 1 |
浦幌・音別両層群は， 層序および産出化石動植物群から， 従来石狩炭田の古第三系に対比されている。 これら両炭田の古第三系相互の細部にわたる対比については， まだ多少の問題が残ってはいるが， ここでは従来の対比にしたがって， 浦幌層群を石狩層群の上部に， 音別層群を幌内層群にそれぞれ対比し， その地質時代については， 前者を漸新世前期， 後者を漸新世後期とみなすことにする。
本図幅区域内に分布する新第三系は， 急傾斜地域の東側に南北方向に分布する上茶路累層と 区域南東隅に分布する厚内層群とである。 下位の音別層群との関係については， 上茶路累層は不整合関係にあるものと推定され， 厚内層群は明瞭な傾斜不整合関係にある。
上茶路累層と音別層群とは， 図幅区域内においてはそれぞれ全く独立して分布しているため， 両者の関係を直接観察することはできない。 しかしながら， 北東隣の雄別図幅区域において， 水野・百石は， 上茶路累層に対比されると考えられている布伏内累層と厚内層群との関係を， 両者間の岩相の差違および両者の接している露頭の観察から， 不整合関係にあるとしている（第 6 表） 43) 。 本図幅区域内においては， これまで， 古生物のうえからも， 地質構造のうえからも両者間の関係を決定しうるような手掛りはまだ得られていないが， 本図幅区域の上茶路累層および厚内層群の岩相が， 雄別図幅区域の布伏内累層および厚内層群の岩相にそれぞれ類似していることから， 本図幅においても， 一応両者間の関係は不整合にあるものとして取り扱うこととする。 もちろん， この両者間の関係の解決は 釧路炭田地域全般の綿密な調査研究の結果をまたねばならないであろう。
模式地 : 上茶路トンベ川および上茶路天文ノ沢
本累層は， 図幅中央部を南北方向に走る上茶路複向斜帯の軸部附近に比較的広く分布するほか， 大曲ドームの中核部附近や， 大曲の道路ぞいにおいて， 大曲断層の北側にこれと接してわずかに認められる。
本累層の上限は不明であるが， 区域内における最大層厚は 250 m である。
本層と下位の地層との関係については， 本図幅区域内における露頭の観祭（第 9 図 ; 図版 7 (A)～(D)）のみでは， 不整合を示す積極的な事実は認められないが， 本層の模式地附近における本層下位の縫別累層の層厚の変化や， 両者の間の古生物学的差異， さらに図幅北東隣の雄別図幅区域において， 本層と対比されると考えられている布伏内累層が 下位の縫別層と不整合関係にあることを考え合わせると， 両者の関係はおそらく不整合関係にあるものと推定される。
すなわち， 上茶路複向斜帯西翼部における上茶路累層下位の縫別炭層の層厚は 一般的には約 700 m となっている。 しかしながら サトンベツ川では約 760 m， その南方 1.5 km では 550 m， その南南西方では約 250 m， さらにその南のヌプキ別断層の北側では約 150 m に薄化している。 この事実は， 前述したように縫別層は岩相変化が著しいので， 被侵蝕の状態は確認することができないが， 縫別層と上茶路累層との間の不整合によって 縫別層上部が南部ほど大きく侵蝕削剥されたことによる と解釈するのがもっとも妥当と思われる。
縫別層が古生物学的に漸新世最新期を示すのに対し 模式地附近の本累層の泥岩中からは以下のような海棲化石を産し， 本累層は中新世中期を示すものとされている 43) 。
本累層は暗灰色の淤泥岩を主とし， 黄色に風化する凝灰岩あるいは凝灰質な砂岩を挾む（図版 8 (A)）。 基底は厚さ約 20 cm の緑色安山岩質礫岩 [ 以下の [注1] 参照 ] からなることが多く， 礫岩のないときは粗粒砂岩か， ときには貝化石の砕片の密集した礫岩（shell conglomerate ; トンべ川北支流やツブシノ沢）のこともある [ 以下の [注2] 参照 ] （第 10 図）。 最上部附近には 厚さ数 m の細礫岩および二枚貝を含む緑色細粒砂岩（天文ノ沢上流の頂上附近）や 砂岩と泥岩との厚さ約 10 数 m の互層（トンべ川）が重なっている（図版 8 (B)～(D)）。 東上部の砂岩は凝灰質で砂岩の団塊を含み， しばしば保存のよい Portlandia の化石を産する。 淤泥岩は暗灰色～帯青灰色塊状を呈し， きわめて軟質の部分が多く， この軟質の部分は一般に soft shale と呼ばれ， 風化すると剣尖状（図版 8 (E)）に破砕されて一種特有の風化面をなす。 また黄灰色に風化する多くの凝灰岩の薄層（1～5 cm）を頻繁に挾み， 二枚貝や有孔虫化石も含んでいる。 さらに， シュトナイ川では， 本累層下部に硬質の板状淤泥岩を挾む（図版 8 (F)）。
本層群は下位の上茶路累層と直接には接しておらず， 音別層群の縫別累層を斜交不整合に被覆している。 本図幅区域内に発達する本層群の厚さは 550 m 以上で， その岩相によって下位の厚内累層と上位の白糠累層との２累層に分けることができる。
本層群は岩相変化が著しく， 主として凝灰質の淤泥岩・砂岩・浮石質凝灰岩および礫岩などからなり， 多くの海棲貝化石を産する純然たる海成堆積層である。 また， 本層群は音別層群に較べて軟弱な岩質のために， 開析作用が進んで一般に露出が悪く， 白糠累層はとくにその傾向が強い。
本累層は和天別川において観祭されるように， 上茶路累層を欠いて， 下位の縫別累層の上に明瞭な斜交不整合関係で直接乗っている（図版 9）。 本層は本図幅区域内では層厚約 350 m で， 岩相の側方変化が著しい。 凝灰質の淤泥岩および砂岩を主とし， その上下を通じて浮石質凝灰岩層を頻繁に挾み， ときに礫岩をも挾有する地層で， 下位の音別層群に較ベて， 軟弱であることが特徴である。
和天別川においては 本層の基底に厚さ約 2 m の白色豆カス状凝灰岩， さらにその上位には 厚さ 2 m ほどの安山岩や下位の縫別層の泥岩礫（最大 100 × 70 cm）を多く含む 基底礫岩層があり（図版 9）， 一方京大の沢では 深緑色の縫別累層を覆って 白色の貝砂岩（shell sandstone）や石炭質礫岩が本層の基底となっている。 このように， 本層の基底はところによって変化する。
砂岩は細粒～中粒で淡青灰色を呈し， 浮石の小粒 (径 2～5 cm）を多数含み， 縫別累層の砂岩や上茶路累層の砂岩に較べて軟弱である。
淤泥岩は著しく凝灰質で帯青灰色～暗灰色を呈し， 風化面では黄灰色～灰白色を示し， 一般にきわめて軽く珪藻土質と思われるものも含まれる。
また本累層の上下を通じて浮石質凝灰岩層を頻繁に挾有する。 これらの凝灰岩は 0.1～2 m の厚さを有し， 青灰色～灰白色を呈し， 浮石の小粒を多数含み， 塊状・無層理で軟弱なことが多い。 本累層の泥岩中には Portlandia をはじめ多くの貝化石を含み， とくに上部のものには比較的豊富である。 そのほか， 魚鱗・有孔虫化石・Sagarites も少なくない。
本累層は本図幅区域における新第三系の最上部の地層で， その層厚は 200 m であるが， その上限は第四系に覆われるために明らかでない。
本図幅区域内においての野外調査の結果では下位の厚内累層との関係を観察できないので， 両層の境界については不明であるが， 東隣の白糠図幅区域内においては， 本累層は下位の厚内累層から漸移しており， 淤泥岩・砂岩および浮石質凝灰岩などの互層がつきて 上位の顕著な礫岩層に移り変わるところをもってその基底としている。 しかしながら， この礫岩層も場所により 厚内累層下半部のものに酷似する 浮石粒のみからなる粗しょうな凝灰岩層に移化する場合もあり， 本累層の基底の岩相は一定でないとされている 38) 。
本累層は軟弱な凝灰質の粗粒淤泥岩ないし微細粒砂岩を主とし， 凝灰質細粒～中粒砂岩， 豆カス状凝灰岩・砂質凝灰岩の薄層を頻繁に挾み， まれに細円礫を含有する。 淤泥岩ないし微細粒砂岩は一般に不均質塊状無層理で， 新鮮なときは帯青緑灰色を呈してやや硬い。 風化すると， 黄褐色・軟弱となり， 表面に黄色の被覆物を生じ， 露頭面にそって不規則な薄片状に剥離する著しい特徴がある（図版 10 (A)）。 また， 細粒砂岩中に異常堆積が認められ， 図版 10 (B) にみられるように， 不規則なラミナのある細粒砂岩を偽礫状に含んだ部分がしばしば認められる。
淤泥岩ないし微細粒砂岩中には一般に二枚貝・巻貝をかなり産出するが， Sagarites はほとんど見あたらない。
砂岩は青灰色～灰白色を呈し， 概して粗しょう・軟質で， きわめて凝灰質である。
本図幅区域においては， 既述のように， 上茶路累層と厚内層群とはそれぞれ全く独立して分布し， 両者とも音別層群（漸新世）を不整合に覆っているため， 両者間の層位的関係を直接求めることができない。
水野・百石は 上茶路累層を岩相および含有化石から「雄別」図幅の布伏内累層に対比し， いずれも厚内層群によって不整合に覆われるものとして（第 6 表）， 上茶路累層の地質時代を中新世中期としている 43) 。 一方， 布伏内累層と厚内層群との関係や布伏内累層の地質時代について， 両者は互に同時異相の関係にあり， 布伏内累層は中新世新期である可能性が強いとの見方もできる。 したがって， 上茶路累層の層準についても疑問の点が残されているが， 本図幅においては， 上茶路累層は「雄別」図幅の布伏内累層に対比されるものとし， その地質時代は中新世とする。 本累層からは， 貝化石（第 7 表）・ 有孔虫化石および放散虫化石（第 8 表）などの海棲動物化石を産する。
| 種名 ↓ / 産出層 → | 上茶路塁層 | 厚内層群 | ||
| 厚内塁層 | 白糠塁層 | |||
| 巻貝 | ||||
| Turritella s-hataii NOUMURA | × | |||
| Eocylichna sp. | × | |||
| 二枚貝 | ||||
| Malletia inermis (YOKOYAMA) | × | |||
| M. sp. | × | |||
| Acila eximia (YOKOYAMA) | × | |||
| A. (Truncacila) sp. | × | |||
| Nuculana pernula (MULLER) | × | |||
| N. sp. | × | × | ||
| Yoldia sagittaria YOKOYAMA | × | |||
| Portlandia watasei (KANEHARA) | × | |||
| P. japonica (A. ADAMS et REEVE) | × | |||
| P. tokunagai hayasakai UOZUMI | × | |||
| P. kakimii UOZUMI | × | |||
| Atrina sp. | × | |||
| Lima (Ctenoides) sp. | × | |||
| Venericardia abeshinaiensis OTUKA | × | |||
| V. sp. | × | |||
| Thyasira bisecta CONTAD | × | |||
| Lucinoma kamenooensis (OTUKA) | × | |||
| L. sp. | × | |||
| Lamelliconcha ? sp. | × | |||
| Macoma calcarea (GMELIN) | × | × | ||
| ウニ | ||||
| Linthia sp. | × | |||
| 種名 ↓ / 産出地点番号 → | 10 | 12 | 11 | 8 | 9 |
| Bathysiphon sp. | 10 | 1 | |||
| Haplophragmoides renzi ASANO | 1 | 3 | 3 | 3 | |
| H. cf. trullissatum (BRADY) | 3 | 2 | 4 | 5 | |
| H. spp. | 2 | 5 | 1 | ||
| Ammobaculites ? sp. | 1 | ||||
| Cyclammina pusilla BRADY | 2 | ||||
| C. sp. | 1 | 1 | |||
| Aren. foram. gen. et sp. indet. | 5 | 2 | 12 | 3 | |
| Globulina gibba D'ORBIGNY | 2 | 2 | |||
| Nonion ? sp. | 1 | ||||
| Uvigerina sp. | 1 | ||||
| Radiolaria | 3 | 2 | 12 | 3 |
厚内層群の下部（厚内累層）には化石が非常に少ないが， 上部（白糠累層）は下部に較べて化石を多く産する。 厚内層群の地質時代については， 水野・百石は中新世後期とし 43) ， 棚井は 厚内累層を中新世後期， 白糠累層を鮮新世前期と推定している 35) 。 本図幅においては， 厚内層群はいわゆる稚内層群に対比できるものとし， その地質時代は中新世新期とする 43) 。 本層群産の貝化石は第 7 表に示す。
本図幅区域には第四系の分布が少なく， 河岸段丘堆積層と沖積層とが河川ぞいに狭小に分布しているにすぎない。
河岸段丘堆積層は， 茶路川および音別川にそって 10～40 m の高さに２～３段発達し， おもに礫・砂からなり， 粘土をまじえる。
冲積層は茶路川・音別川・和天別川およびそれらの支流にわずかに認められ， 砂・礫および粘土からなる。
本図幅区域の地質構造は， N - S～NE - SW 方向の褶曲軸を有する数個の背斜ないしドーム構造と， 向斜構造とからなり， 種々の方向の多くの断僧によって切断されている。 地層の傾斜は 浦幌背斜の東翼部（いわゆる急傾斜地域）が最も急で一般に 70°以上を示し， 逆転層も少なくない。 これに対して 中央北部（雄別背斜西翼部）や南東部（音別向斜部）では 地層の傾斜が 20°以下で最も緩く， ほかの地域では 20～25°の部分が多い（第 11 図）。
本図幅区域は褶曲構造のうえから西より次の８構造単元に区分することができる。
浦幌背斜 : この背斜構造は本図幅区域西部の白堊系分布地域を支配する褶曲構造である。
これまで， 釧路・十勝国境の白堊系の地質構造については， NNE - SSW の方向をもつ川上背斜と浦幌背斜とが， 二つ大きく平行して配列し， その間に留真川第三系向斜部（本別図幅区域）を包む向斜 -- これは北部では， 上茶路向斜断層となる [ 以下の [注] 参照 ] -- が認められていた。
これらの大きな構造単元のうち， 川上背斜（本別図幅区域内）は本別図幅説明書で指摘されたように明らかでない。 すなわち川上背斜が存在すると考えられていた部分は， 上茶路向斜断層に平行した NNE - SSW 方向のいくつかの断層によって， 細長い地塊に切られている。
浦幌背斜は， 常室図幅区域からひきつづいて上茶路図幅区域においても， ほぼ南北の方向に走っており， 本図幅区域北西部において， 上茶路向斜断層によって背斜構造部は斜めに断ち切られている。 この浦幌背斜は， 胴切り断層によってところどころ切られ， さらに最終的に， NNE - SSW のけさ切り断層によって切られた。
上茶路複向斜 : ヌプキ別断層北側の本図幅区域中央部にほぼ南北方向に発達する複向斜構造で， 北半部では１向斜を， 南半部では１背斜２向斜を主体とし， 両者とも多くの小褶曲を伴なっている。 これらの主要褶曲軸は， 北半部においては， 数条の NW - SE 方向北東側落下の断層によって転移彎曲しながらも， 全体として N - S 方向を示し， 南部のヌプキ別断層近くで NE - SW 方向に方向を変じている。 この複向斜の最西翼部はいわゆる急傾斜地域にあたり， 地層は 60°以上に傾斜し， ヌプキ別断層の近くでは逆転しているが， 複向斜の底部附近では多くの場合 10～20°の傾斜を示す。
チャンベツ複向斜 : 前記の上茶路複向斜の南方延長部と思われるもので， ヌプキ別断層の南側に発達し， NE - SW 方向にのびる１向斜とこれに伴なう多くの小褶曲とからなる。 主向斜の西翼はいわゆる急傾斜地域で， 60°以上に急斜しているが， 東翼部は緩い波状褶曲をなしている。
雄別背斜 : この背斜は上茶路・ウコタキヌプリ・阿寒および雄別の４図幅区域にかけて発達し， 白堊系を中核として， NE - SW 方向にのびた１大ドーム状背斜である。 この背斜は NE - SW 方向の雄別断層（西側衝上 ?）によって縦断され， 本図幅区域内には， おもにその西翼が発達している。 東翼は， 南西方向に細長く延びている同背斜の尾部（背斜の南端部）に認められるのみである。 また， 本図幅区域内においては， 雄別断層の南東側に， これに並走する小ドーム状背斜が雄別背斜に対して瘤状に形成され， 雄別断層に平行な数条のふけ上がり断層によって背斜軸部が寸断されている。 この小背斜の南東翼の南西延長部は， 前に述べた雄別背斜尾部の南東翼に一致している。 地層の傾斜は雄別背斜の西翼部では 15～30°， 同背斜の尾部から小背斜の両翼にかけては 30～50°の部分が多い。
大曲ドーム : NE - SW 方向の大曲断層（衝上性 ?）の南側に形成された おたまじゃくし状の不完全なドーム状構造で， 南西部のおたまじゃくしの頭部にあたる部分は舌辛累層下部を中核とし， 南北にやや長いほぼ完全なドーム状構造をなしているが， 大曲断層に近づくにつれて， ドームの長軸は， その方向を急激に NE 方向に変じ， 大曲断層に吸収されるようになる。 したがって， 尾部においては， 頭部を形成するドームの東翼に相当する部分のみが大曲断層にそって細長く分布し， 舌辛累層下部を最下層とする南東傾斜の単斜構造をなしている。 地層の傾斜は， 局部的には 70°前後を示す部分もあるが， 一般には 30～40°である。
上音別半ドーム [ 以下の [注] 参照 ] : NW - SE， NE - SW 方向のほぼ直角をなす２断層からなり， 西方に開いた鈎形断層内に形成されたものと考えられ， 雄別層上部を中核とするドームの西四半分に相当する構造をなしている。 地層の傾斜は一般に 30～50°である。
チャンベツドーム : 南隣の音別図幅区域にかけて発達し， 本図幅区域内にはその北半部が発達している。 舌辛累層中部を中核として NNE - SSW 方向に長軸を有する。 地層の傾斜は東翼部では 15～25°を示し， 西翼部は傾斜 10～30°の波状褶曲ををなしている。
音別向斜 : この向斜構造の主体は， 南に開いた緩傾斜の大きな複向斜構造をなし， 阿寒・白糠および音別の各図幅区域にかけて南方に発達しているが， 本図幅区域内には， その北端部が見られるにすぎない。 本向斜部には厚内層群が分布し， 地層の傾斜は 10°以下の部分が多く， 皿状に近い形状をなしている。
本図幅区域内には種々の方向の断層が発達しているが， 釧路炭田全般に認められると同様に， 本図幅区域においても， 縦走断層ないし地層の走向と低角度をなす斜走断層と 横断断層との２系統のものが顕著である。 区域内の主要断層はほとんど前者に属する。
主な断層は以下のものであろう。
これらの断層はいずれも衝上性のものと思われ， 延長方向における落差の変化がいちじるしい。 また， 多くの副断層を伴なったり， 断層がレンズ状に分離したりして， しばしば部分的に断層帯を形成する。 この特徴は北東の雄別図幅においても指摘されている 43) 。
上茶路向斜断層 は浦幌背斜の西方において， 留真川古第三系向斜部（隣接の常室・本別両図幅区域）を包む向斜軸にそう断層で， 本図幅区域内でも一部向斜軸にそい， 北方に行くにしたがって NNE - SSW の方向の断層となり， 浦幌背斜軸を斜めに切っている。
雄別断層 は図幅区域の北東部を NE - SW に走り， 北東方の延長部は雄別図幅区域の舌辛川断層に連らなる衝上性 [ 以下の [注] 参照 ] の縦走断層である。 断層の層間落差（stratigraphic separation）は 本図幅区域内において最大約 2,000 m に達し， 南西方ほど急激に落差を減ずると同時に， その南東側に雄別断層と同方向の数条の副断層からなる顕著な断層帯を生じている。 この断層帯は雄別断層の南東側に形成された小ドーム状背斜を縦断するもので， 副断層のうちの１つは， 雄別断層に代って， 雄別背斜尾部の背斜断層として南西方に延び， つぎに述べるヌプキ別断層に連らなっているようである。
ヌプキ別断層 は区域南西部のいわゆる急傾斜地域を東西に切り， 東方延長部では方向を東北東から北東に変え， 雄別断層南東側の副断層に連続しているようである。 この断層は， その断層面は確認されていないが， 断層両側における地層の分布や， 走向の変化の状態からみて， 南側が北側に対して相対的に西方に移動するような「横ズレ」を伴なう 衝上性の断層と推定される。 この断層は音別川附近の方向変移部附近で， その一部がレンズ状に分離している。
大曲断層 は， 大曲ドーム構造の北側を限る衝上性の断層で， 彎曲しながら E - W～NE - SW 方向に走り， その西端は音別川附近で前述のヌプキ別断層に合致する。 東方延長部は明らかでないが， 東隣の阿寒図幅区域内に延びているようである。 この断層の層間落差は大曲ドームの軸部で最大に達し， 約 1,400 m と推算されるが， その西方や東方にむかって急激に落差を減じている。 この断層も 大曲ドームを切る部分で レンズ状をなす２～３条の断層に分離し断層帯を形成している。
音別川断層 および 上音別断層 は， それぞれ NW - SE， NE - SW に走り， 互にほぼ直角をなして西方に開いた逆 L 字形の断層で， 逆 L 字形の内部に上音別半ドームが形成されている。 層間落差は， L 字形の頂点附近が最大で， 約 1,000 m に達するものと推算される。
上記のほかに， 図幅区域北西部を NE - SW 方向に走り， 浦幌背斜を斜断するイローベツ断層（最大層間落差約 600 m）， 浦幌背斜東翼部に形成された典型的縦走断層， および常室・上茶路両複向斜部に見られる数条の縦走ないし斜走断層がある。
雄別背斜や浦幌背斜部におもに認められ， 一般に E - W～NW - SE 方向を示している。 これらの断層には， 褶曲形成の過程において， 背斜軸に横ズレを生ずるような胴切り断層として形成されたものと， ドーム状構造形成の末期に 造構造運動のしめくくりとして形成されたものとがあるように思われる。 浦幌背斜に認められるものはおもに前者に属し， 雄別背斜に認められるものは， 前記の縦走断層を切断しているのもが多いことから， おもに後者に属するものと解される。
これらの横断断層の層間落差は， 最大 150 m 前後であり， 数 10 m 以下のものが多い。
どちらかといえば， 典型的な相当強い背斜構造をなしている図幅区域西部と， この地域より褶曲度の弱いドーム状構造によって特徴づけられる区域主部とでは， 地質構造に幾分の差異が認められる。
図幅区域西部においては， 南北方向の相当強い褶曲（浦幌背斜）をなして， おもに白堊系が分布している。 この地域のなかに発達する断層には， いろいろの方向件のものがあり， その活動の前後関係や褶曲運動と断層運動との関係については， 明らかでないものもあるが， つぎのように整理できるであろう。
褶曲の形成の過程で， （浦幌）背斜軸に横ズレを生ずるような胴切り断層が何本か生じた。 次に， その背斜構造が成長していって， 非等斜褶曲をつくり， その東翼は急傾斜し， 棚井敏雅のいう急傾斜地帯 35) を作ったが， この急傾斜部に縦ズレを生じた。 これが， この区域の白堊系の浦幌背斜軸の東にこれと平行して走る， 縦走断層である。
さらに， 雄別図幅区域からこの図幅区域にわたって NE - SW 方向に走る 雄別断層帯の南西方延長部と考えられるヌプキ別断層（衝上性 ?）が， 本図幅区域の西縁部では， ほぼ東西方向に走っている。 この断層に近づくにつれ， 浦幌背斜の東翼部は急傾斜していって， ついに逆転構造を示すようになる。 つまり， 浦幌背斜軸部は， この断層に近づくにつれて捩れてくる。 区域西部の白堊系および第三系の地質構造を大きく支配する褶曲運動は， このプヌキ別断層の形成によって， ほぼその力が開放されて， 動きを停止したとみられよう。
こうした後に， NNE - SSW 方向の， 褶曲軸に対してけさ切りの断層が生じた。 これが， ほとんど最終的の段階の断層運動であると思われる。 この断層の生成にあたって， この断層に直交するような横ズレの副次的断層がはとんど同時に生成されたと考えられる。 しかしながら， この種の断層は小さいものが多いため， 地質図には， まったくといってよいほど表現されていない。
おもに第三系が分布する区域主部の地質構造は， いわゆる典型的な褶曲地帯のそれとは様相を異にし， 次に述べるようないくつかの特徴が認められる。
以上の特徴は， 図幅区域のうち， 少なくとも第三系分布地域の地質構造が， 連続的な褶曲構造を形成するような典型的な褶曲運動によって形成されたものではなく， 強さ・方向ともに， 地域相互の間で不均一な造構造運動によって形成されたことを示しているように思われる。 とくに， 雄別（ドーム状）背斜・大曲ドーム・上音別半ドームでは， 褶曲開始と同時か， これに先んじて断裂を開始したと思われる雄別・大曲・音別川・上音別の各断層 -- おそらく横ズレを伴なう衝上性のもの -- の影響によって， この造構造運動を一層複雑なものにしていると解される。
縦走断層ないし地層の走向と小角度に交わる斜走断層には， 上記４断層のほかに上茶路向斜断層・イローベツ断層およびヌプキ別断層などがある， これらのうち， 上茶路向斜断層の生成時期については明らかでないが， 他の２断層は， 前述したように， 浦幌背斜形成の後期あるいは末期から動いたものと思われる。 しかしながら， この種の断層相互間の前後関係については， 本図幅区域内の背斜やドームが同時に形成されたとは考えにくいことや， 同一断層でも断続的に延長方向に生長してゆくであろうことを考え合わせると， 褶曲と断層との形態的な関係のみから， この種の断層相互間の前後関係を解明することば困難なことと思われる。
その後， 造構造運動の最終段階として， 少なくとも雄別背斜では， E - W～WNW - ESE 方向の多くの正断層が形成された。
また， このような構造上の特性は， 比較的正常な N - S 方向の褶曲構造をなしていると思われる 釧路・十勝国境地域（おもに白堊系が分布）と， 地層の走向が E - W～WNW - ESE で， 緩傾斜（一般 15°以下）の見かけ上地塊構造を主とする釧路炭田東部地域と に挾まれた釧路炭田西半部全域に共通に認められるもので， 上記の造構造運動は褶曲運動と地塊運動との中間的性格をもつものではないだろうか。
本図幅区域内においては， 前述したように， 白堊系・浦幌層群・音別層群・上茶路累層および厚内層群相互間には 軽微な斜交不整合ないし部分的不整合が推定されるのみで， 大きな地質構造上の差異が認められないことから， 主要な造構造運動は厚内層群（中新世）堆積後に働いたものと推察される [ 以下の [注] 参照 ] 。
隣接の白糠図幅区域や阿寒図幅区域南東部においては， 厚内層群は音別層群の種々の層準を不整合に覆っているばかりでなく， 所によっては， 浦幌層群最上部の尺別累層に不整合に重なる部分も認められる。 また， 白糠図幅区域では， WNW - ESE 方向のカリショ断層（層間落差最大 200 m）を潭って厚内層群が堆積したことが 明らかにされており， しかも このカリショ断層が N - S～NE - SW 方向の断層（多くは衝上性）を切っている 38) ことから推察すると， 少なくとも白糠図幅区域では， 音別層群堆積後， 厚内層群堆積前に相当顕著な断層運動 （褶曲運動はほとんど伴なわなかったものと思われる） を伴なう傾動運動が行なわれたものと推察される。 本図幅区域内においては， 厚内層群の分布している区域南東部では， 音別・厚内両層群いずれにも顕著な断層は認められないため， 上記のような厚内層群と断層との関係はみられないが， 主要断層のなかには， 厚内層群堆積前にすでにその運動を開始したものがあるとみてよいであろう。
本図幅区域内においては， 古第三系に包蔵される石炭が， ゆいいつの重要な鉱物資源で， このほかには， ほとんどみるべきものがない。 本図幅区域内に発達する夾炭層は下位から留真・雄別および尺別の３累層である。 留真累層中には粗悪な炭層（第 12 図）が１～２層挾有されるが， 連続性にとぼしい。 雄別累層中には， 雄別背斜地域においては約 20 層， 急傾斜地域においては約 10 層の炭層が認められるが， いずれも薄層（第 13 図）で， 現状では稼行の対象とはなりえない。 尺別累層中には， 雄別背斜地域・大曲ドーム地域および上音別炭鉱附近で厚薄 30 層前後， 急傾斜地域で厚薄 10 数層の炭層がそれぞれ挾有されている。 これら尺別累層中の炭層のうち， 稼行価値を有すると思われるものは， 雄別背斜西翼・ 上古別炭鉱附近および急傾斜地域にそれぞれ１～３層（第 14 図）認められるが， 一般に厚さおよび炭質の側方変化がいちじるしいようである。
昭和 34 年現在， 本図幅区域内において操業中の炭鉱は， 区域のほぼ中央南部に位置する上音別炭砿のみである。 なお， 雄別炭鉱株式会社がシュトナイ川上流の急傾斜地域において， また住友石炭鉱業株式会社が縫別附近において， それぞれ探炭試錐を実施中であった。
本地域に埋蔵される石炭（露頭炭）の工業分析結果例は第 9 (a) 表に示すとおりである。 本表によると， 雄別累層中の石炭は， 大部分が日本工業規格（JIS M 1002）による亜瀝青炭（E）に， 一部が褐炭に属し， 尺別累層中の石炭は褐炭に属する。
| 番号 | 夾炭層 | 水分（%） | 灰分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 発熱量（kcal / kg） | 全硫黄（%） | 補正純炭に対する | 灰の色 | 粘結性 | 比重 | JIS 炭質区分 | |
| 固定炭素（%） | 発熱量（kcal / kg） | ||||||||||||
| 1 | 雄別塁層 | 5.57 | 13.89 | 41.53 | 39.01 | 6,064 | 0.40 | 48.44 | 7,634 | 褐 | 非粘 | 1.35 | E |
| 2 | 〃 | 10.91 | 15.20 | 37.42 | 36.47 | 5,059 | 0.35 | 49.36 | 6,989 | 〃 | 〃 | 1.39 | F1 |
| 3 | 〃 | 19.60 | 11.50 | 34.08 | 34.82 | 4,358 | 0.28 | 51.22 | 6,411 | 淡褐（橙） | 〃 | 1.41 | F2 |
| 4 | 〃 | 18.55 | 16.34 | 32.07 | 33.04 | 4,151 | 0.29 | 51.77 | 6,504 | 濃橙（赤） | 〃 | 1.45 | F2 |
| 5 | 〃 | 13.68 | 16.09 | 32.60 | 37.63 | 5,148 | 0.44 | 55.40 | 7,466 | 濃橙 | 〃 | 1.38 | E |
| 6 | 〃 | 11.42 | 10.22 | 37.64 | 40.72 | 5,838 | 0.37 | 52.06 | 7,464 | 赤褐（橙） | 〃 | 1.34 | E |
| 7 | 〃 | 13.07 | 12.30 | 35.32 | 39.31 | 5,404 | 0.63 | 53.37 | 7,337 | 淡褐（橙） | 〃 | 1.36 | E |
| 8 | 尺別塁層 | 5.71 | 16.52 | 39.31 | 38.46 | 5,499 | 0.24 | 49.45 | 7,193 | 淡橙 | 〃 | 1.41 | F1 |
| 9 | 〃 | 17.08 | 2.81 | 38.31 | 41.80 | 5,211 | 0.51 | 52.32 | 6,522 | 鮮橙褐（赤） | 〃 | 1.30 | F1 |
| 10 | 〃 | 12.25 | 6.52 | 39.39 | 42.11 | 5,884 | 0.40 | 51.98 | 7,264 | 鮮赤橙 | 〃 | 1.33 | F1 |
| 11 | 〃 | 15.46 | 11.96 | 40.88 | 31.70 | 4,900 | 0.53 | 44.26 | 6,842 | 橙（赤） | 〃 | 1.40 | F1 |
| 銘柄 | 水分（%） | 灰分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 発熱量（kcal / kg） | 全硫黄（%） | JIS 炭質区分 |
| 上音別中塊 | 9.45 | 23.53 | 31.73 | 35.29 | 5,053 | 0.27 | E |
| 上音別粉 | 9.81 | 22.38 | 33.47 | 34.34 | 5,091 | 0.27 | E |
位置・交通 : 釧路国白糠郡音別村字上音別にあり， 根室本線音別駅の北方 22.5 km に位置する。 音別駅 - チャンべツ間には村道が通じ， 降雨期や融雪期にもトラックの運行に支障はないが， チャンべツから山元問までの約 5 km の間は， 音別川の増水期にはトラックの運行が不可能になることがある。
沿革 : 本鉱区は明治年間から産炭地として知られていたが， 陸軍軍馬補充部の用地の一部であったため， 鉱区出願が許可されなかった。
補充部の用地の一部が解放されると同時に， 音別村の小野重二郎が附近一帯を出願し， 昭和 12 年 朝日工業株式会社が音別川本流附近の鉱区を入手して試掘鉱区とした。 同社は昭和 12 年 4 月， 本坑および二坑区域に開坑したが３年余で閉鎖した。 昭和 20 年 10 月， 北原善一郎がこれを買収し， 昭和 21 年 9 月より出炭を見， 同年 12 月に音別炭鉱株式会社と社名を変更した。 昭和 23 年 2 月坑内火災によって一坑区域は休止したが， 同年 3 月から新たに二坑区域を， また， 昭和 25 年 5 月からは一坑区域を稼行した。 その後昭和 32 年 6 月に栄和産業株式会社がこれを買収し， 一坑および二坑を稼行した。 しかしながら， 33 年 7 月末に二坑を休止， 一坑のみを稼行し現在におよんでいる。
現況 : 現在操業中のものは一坑のみで， 尺別累層中上部の尺別 12 尺層を稼行している。 本炭層の代表的な部分の厚さは， 山丈 215 cm， 炭丈 193 cm（第 15 図）である。 現在， 片盤向長壁式階段形切り取り採炭を行なっている。 払跡は無充填， 切羽支柱は通常 1.5 m 間隔とし， 天盤の状況によって枠間を増減し， あるいは実木積， 空木積をほどこすことがある。 採炭には， 機械穿孔して発破を用いる。
炭質 : 本炭砿の商品炭の工業分析結果は第 9 (b) 表にしめす通りで， 発熱量は約 5,100 kcal / kg をしめし， 日本工業規格（JIS M 1002）の炭質区分による亜瀝青炭（E）に属する。 しかしながら， 炭層中の良質部には， 発熱量が 5,800～5,900 kcal / kg で， 亜瀝青炭（D）に属するものがあるといわれる。
出炭状況 : 昭和 32 年度以降の年度別出炭状況は次のとおりである。
| 年次 | 出炭（t） |
| 昭和 32 年 | 4,660 |
| 昭和 33 年 | 6,953 |
| 昭和 34 年 | 17,962 |
在籍従業員数 : （昭和 35 年 3 月末現在）
| 坑内 | 坑外 | 計 | |
| 職員 | 1 | 1 | |
| 砿員 | 26 | 6 | 32 |
| 計 | 26 | 7 | 33 |
販路 : 一括して太平洋炭砿株式会社に納入している。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
(Kushiro-33)
By SIGERU SATO, HARUO NAGAHAMA & TAKASHI YOSHIDA (Written in 1960)
The Kamicharo sheet map area is located in the western part of the Kushiro coal-field in eastern Hokkaido, lying between latitudes 43°0′and 43°10′N. and longitudes 143°45′and 144°0′E..
All of the rocks covering the area are of sedimentary origin, and there are the upper Cretaceous, the Tertiary and Quaternary sediments. The general stratigraphy of these sediments is shown as follows.
|
The upper Cretaceous strata in this mapped area are divided into two formations, that is, the Katsuhira formation and the Kawaruppu formation in ascending order. These Cretaceous strata are correlated with the Nemuro group in the Nemuro Peninsular and in the vicinity of Kushiro city, and so, their geological age seems to be late Hetonaian age largely.
Katsuhira formation : This formation is composed largely of dark gray mudstone and rarely of siltstone, sporadically of very thin layers of green sandstone and whitish tuff. The mudstone is soft and crushable into very small flakes after weathering.
The fossils contained are as follows ; coral, Terebratulina, Inoceramus ?, Ezonuculana, Acila, Tessarolax, etc.
The thickness of this formation attains to 800 m.
Kawaruppu formation : This formation is divided into the upper member and the lower member. The lower member is composed of the alternation of sandstone and conglomerate, and shows the rhythmic sedimentation. The upper member is constituted by mainly dark (blackish) gray very fine-grained sandstone～siltstone, partly intercalated by greenish medium-～coarse-grained sandstone and conglomerate. The sandy constituents in the both member are rich in volcanic elastics in part. Such fossils as Ezonuculana, Tessarolax, Pseudogaleodea and some other gastropods are occurred rarely.
The thickness attains to 2,000 m over.
The Tertiary sediments overlie the Cretaceous sediments unconformably, and are covered by the Quaternary sediments. Paleogene sediments are divided into two groups, the lower the Urahoro and the upper the Ombetsu groups.
Neogene sediments are tentatively divided into the Kamicharo formation and the Atsunai group, in this report.
The group is composed mainly of lacustrine deposits, and partly interbedded with a few marine sediments. The workable coal seams in this area are contained in the group. The group is divided into four formations, that is, the Rushin, Yubetsu, Shitakara and Shakubetsu formations in ascending order. The Urahoro group in the western part of this sheet is generally thinner in thickness and more coarse in granularity than the group in the eastern part.
Rushin formation : The formation consists principally of conglomerate intercalated with some siltstone and sandstone strata. Pebbles of conglomerate are abundant in red chert, and also contain green rocks, slate, quartzite and others. A few thin coal seams are commonly intercalated in the upper and lower parts of the formation, but not workable.
Yubetsu formation : The formation consists mainly of alternation of sandstone and siltstone interbedded with thin conglomerate and tuff beds, in which sandstone is rather predominant. Many thin coal seams are interbedded with the formation. The formation is characterized by containing many plant fossils in every horizon and also brackish water fossils such as Corbicula in its upper part.
Shitakara formation : The formation comprises brackish or marine deposits. In the eastern part of this area, the formation consists mainly of conglomerate and sandstone, partially interbedded with mudstone strata in the middle part of the formation, and this mudstone strata contains marine fossils such as Nemocardium, Chlamys etc.. In the eastern area, the formation is divided into three members, that is, the upper (sandstone) member, the middle (mudstone) member and the lower (sandstone) member. The upper and lower members are of mostly non-marine sediments and the middle member contains marine molluscan fossils such as Yoldia laudabilis, Periploma besshoense, Mya grewingki, Venericardia expansa, etc..
Shakubetsu formation : The formation is the uppermost of the Urahoro group, and consists mainly of sandstone, siltstone and conglomerate. The formation varies in thickness from 150 to 265 meters in the eastern area and from 60 to 110 meters in the western area. Many coal seams are interbedded in the formation, but they are variable in thickness in the strike-side. The uppermost of the formation contains some brackish molluscs such as Ostrea and Corbicula, and siltstone accompanying with coal seams also contains many plant fossils.
The group is marine deposits consisting almost of siltstone, and overlies the Urahoro group by a slight unconformity in the western area, and probably by a conformity in the eastern area. It contains many marine molluscan fossils such as Portlandia, Venericardia, Periploma, etc.. The group is probably correlated to the Poronai group in the Ishikari coal-field, considering from its lithology and fossil fauna, and is assigned to late Oligocene in age. The group is divided into two formations, the lower the Charo formation and the upper the Nuibetsu formation.
Charo formation : The basal part of the formation, the Omagari sandstone member, is composed principally of fine- or medium-grained greenish sandstone which contains many marine molluscan fossils. The main part of the formation, the Charo siltstone member, consists chiefly of dark grey siltstone, partially interbedded with thin sandstone strata.
Siltstone has generally the onion-structure, and includes many nodules in which marine molluscs are contained.
Nuibetsu formation : The formation is the uppermost of the Paleogene system, and has the widest distribution among the Paleogene sediments of the area. It consists of dark gray siltstone, interbedded with many blackish tuffaceous sandstone (so-called "black sandstone") strata throughout the formation and andesitic tuff-breccia in the upper part of the formation.
The formation overlies unconformably the Ombetsu group, consisting chiefly of soft mudstone intercalated with yellowish gray tuff strata.
The upper limit of the formation is unknown because of covering by Quaternary and the relationship between the Atsunai group and the formation is uncertain, as these are separately distributed each other in the area. The formation contains marine molluscan fossils.
The group is restrictively distributed in the southeastern corner part of the area, overlying unconformably the Ombetsu group. The group is marine sediments, and consists mainly of mudstone, sandstone, conglomerate and tuff. The group is divided into two formations, that is, the Atsunai and Shiranuka formations in ascending order. The group is Miocene in age.
Atsunai formation : The formation consists of mudstone, sandstone and siltstone, conglomerate and tuff, and all the rocks of the formation are considerably tuffaceous. It contains marine molluscan fossils such as Venericardia, Lucinoma, etc..
Shiranuka formation : The formation is the uppermost of Neogene sediments, consisting mainly of tuffaceous sandstone interbedded with pumiceous tuff and fine-grained conglomerate strata. The group contains molluscs such as Nuculana pernula, Portlandia japonica, etc..
The quaternary sediments are divided into terrace deposits (Pleistocene) and alluvial deposits, both consisting mainly of gravel, sand and clay. These sediments are narrowly distributed along the Charo-gawa and Ombetsu-gawa.
The geologic structure is characterized by the following foldings elongated in N - S～NE - SW direction.
The general dip of strata is over 70°, partially overturned, in the eastern wing of Urahoro anticline, and in the other area it is under 40°, especially about 10° in synclinorium and syncline. Many faults are classified into two types, one is the strike fault having N - S～NE - SW direction and the other is the dip fault having E - W～WNW - ESE direction. We presume that the strike faults are generally formed earlier than the dip faults and are mostly thrusts having larger (throw than the dip faults).
The underground resources in the sheet mapping area are represented by coal in the Urahoro group. Many coal seams are contained in the Yubetsu and Shakubetsu formations. 1～3 workable coal seams are found in Shakubetsu formation, among which“Junishaku-so”(about 2 meters thick) is being mined on a small scale by Kamiombetsu colliery situated in the central part of the mapping area.
昭和 36 年 3 月 3 日 印刷 昭和 36 年 3 月 10 日 発行 著作権所有 北海道開発庁