５万分の１地質図幅説明書
（釧路 第 36 号）
北海道学芸大学教授 岡崎由夫
通商産業技官 長浜春夫
北海道開発庁
昭和 40 年
目次 緒言 I. 地形・交通 I.1 地形 I.2 交通 II. 地質 II.1 地質概説 II.2 上部白堊系 根室層群 II.3 火成岩 II.4 古第三系 浦幌層群 II.5 第四系 II.5.1 釧路層群 II.5.2 屈斜路軽石流堆積物 II.5.3 段丘堆積層 II.5.4 新期火山噴出物 II.5.5 冲積層 II.6 地質構造 III. 応用地質 III.1 石炭 III.2 建造資材 III.3 砂鉄 引用文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書
（釧路 第 36 号）
本地質図幅は北海道開発庁の委託によって作製されたものである。 野外調査には， 昭和 36， 37 の両年度にわたって延べ約 180 日を費した。
本調査にあたっては 上尾幌付近の古第三系の資料を上村鉱業株式会社・厚岸炭砿から提供をうけ， 南部の上部白堊系については， 石油資源開発株式会社 札幌鉱業所から資料参照の機会が与えられたほか， 有益な御教示をいただいた。 また， 古第三系の植物化石の資料は， 北海道大学の棚井敏雅助教授， 釧路層群の珪藻化石の未発表資料は, 石油資源開発株式会社の小村精一氏からそれぞれいただいた。 第四紀の動物化石の同定は， 大山桂技官をわずらわした。 本説明書作製にあたっては， 北海道大学の佐々保雄教授から有益な御教示をいただき， 野外現地でも熱心な討論をいただいた。 これらの方々に心から謝意を表わすものである。
尾幌図幅地域は東部北海道の釧路市の東方に位置し， 行政的には釧路郡釧路村， 厚岸 郡厚岸町および川上郡 標茶 町のそれぞれの一部を含む。 地形的には， 北方の千島火山列と南の太平洋との間に広がる丘陵性台地， いわゆる根釧原野もしくは根室段丘の一部を占めるが， この西はこの台地を切って広く発達した冲積地， 釧路平原に直ちに面している。
本地域内の地形は単調であり， そのほとんどは低い丘陵性の台地からなる。 この台地は これを切刻して形成された 塘路 湖や尾幌原野およびその他の大小の冲積地によって， その単調さが僅かに破られている。
台地は， ゆるい波状の起伏を画く表面をもつ， 高度 140 m 以下 80 m にわたる１つの平坦面で， 根室段丘面といわれるものの一部である。
根室段丘は釧路平原をとり巻いて， 本地域から， 東方の根室方面にかけ， 太平洋岸から内陸部にわたって広く発達する海成段丘である。 この段丘面下の地質は， 本地域の北大半部が釧路層群（更新世）からなるが， 南部ではこれと異なって， 基盤の根室層群および浦幌層群からできている。 このような違いは本図幅の周辺地域でも認められる。 従って， 根室段丘面は釧路層群の堆積面を主体としてつくられているが 45), 49) ， 海岸に沿う南部地域のものは海波蝕面とみなされる [ 以下の [注] 参照 ] 。 これをもたらした原因については， 本地域付近から以東の地に発達する釧路層群が北厚南薄する事実や， 昆布森 ， 厚岸両図幅地域および根室や千島などにみられるように， 地形面の南高北低の傾向性 47), 56) によって釧路層群の堆積期のあたりからはじまった北への増傾斜運動 47) が考えられる。
なお， 釧路図幅地域内には一段低い， 海抜 40 m 内外の釧路段丘が分布する。 この段丘は根室段丘を切刻して附着的に発達した海成段丘である。
冲積地は諸河川に沿って発達する。 このうち， 尾幌川流域の氾濫原， 尾幌原野が最も広く， 塘路湖および 達古武 沼（ 大楽毛 図幅）に注ぐ諸河川の下流部に発達する 低湿な沼沢地がこれに次いでいる。 尾幌原野は， やや軟質な泥岩からなる 仙鳳趾 累層の分布地を広く切刻したもので， ここに西および南方から集まる諸河川が運んだ土砂で埋積した後， この上を極めてゆるく自由蛇行する尾幌川の氾濫で形成したものとみられる。
塘路湖は東西に延びる屈曲に富んだ湖で， その北岸は急斜面崖が連なり， 南岸には低い段丘が発達する。 その周囲は 19.3 km， 面積は 6.32 km2， 湖面の標高は 8 m， その最大深度は 9 m（東部）を数え， 湖底は海面より低い。 この湖は， 釧路平原をおおった冲積世（繩文早～前期）の海進によってつくられたおぼれ谷が， 海退時の埋積から免れてできた海跡湖である。 この種の海跡湖としては， 釧路平原の東縁湾入地に同様な位置を占める シラルトロ湖（標茶図幅）や達古武沼（大楽毛図幅）がある。 塘路湖に現存する海棲遺存種の Neomysis avatschensis (BRANDT) 31) や達古武沼の南岸のカキの貝塚（繩文中期～後期）の存在 41) はこれを裏付ける。 また， 塘路湖西岸の湖底には， 早， 中， 後期繩文， 続繩文 および 擦文 の各時代にわたる土器を伴なう遺跡があり， また， 西北岸には続繩文期の遺跡が知られている [ 以下の [注] 参照 ] 。
なお， 塘路湖の底質は褐色泥土からなり， 水色は 18～19 号（フオーレル水色標準）で， 透明度は著しく低く春は 1.5～2.0 m， 秋は 0.7～1.5 m 位である。 水質では窒素の含有が多く， 酸素は下層ほど減少が著しく， また， 水素イオン濃度は表面水で特に高く， 最高 9.0 におよぶといわれる 34), 64) 。
湖岸および河岸段丘は根室段丘の一部を刻んで発達したもので， このうち湖岸段丘は塘路湖の南岸に沿って分布する。 その高度は海抜 30 m 以下で湖へ向ってゆるく低下し， 湖岸では湖面から 4～6 m の比高をもつ。 本段丘はその高度， 冲積世の最盛海進時の海水準（現海面上 6～10 m）， 湖底の遺跡およびその形成時期からみて， 冲積世以前に作られた河成のものと考えられる。
河岸段丘は， 達古武と 阿歴内 市街地に僅かに発達している。 いずれも高度は海抜 20 m 内外で， 現河床からの高さは数～10 m である。
河川系はやや複雑な流路をとり， 一部では指交する。 これを大観すると， 本図幅の河系は， その中央を北東～南西に走る分水界でわかれ， これに直， 斜交または平行する流路をとるが， 結局は， 西方の湖沼や釧路平原へ向うものと， 東方の厚岸湖へ向うものの２つがある。 本地域を流れる諸河川のうち， 最大の尾幌川は， 尾幌原野を自由蛇行し， 厚岸湾に 1～2 km の僅かの距離を保ちながら， これに沿って大きく迂回し， 厚岸湖に注ぐ。 尾幌分水は厚岸湾への短放水路で， 尾幌川の氾濫の防止と原野の乾燥を目的としてつくられたものである。
厚岸湾岸地域は本図幅の東南隅にみられる。 この地域はやや軟質な泥岩を主とする仙鳳趾累層からなるため， 容易に波蝕をうけて， 平滑な海岸と高さ 30～10 m の海崖が連なっており， その間には小沢に沿って起った地すべりの緩斜地がみられる。
本図幅地域内の鉄道は， その南部に東西に走る根室本線があり， 上尾幌および尾幌両駅を置いている。 釧網本線はこの図幅から僅かはずれた西を南北に通じており， 塘路駅は唯一の本地域内の駅である。
道路の主なものは， 釧路から厚岸を経て根室に通ずる一級国道（44号）があり， 尾幌市街地から根室本線沿いに本地域を抜けている。 釧路 - 中標津 開発道路は， 最近新らしく開さくされたもので， 上別保 で国道から分かれ， 本図幅地域の中央を北東に横断して 中茶安別 （標茶図幅内）まで通じている。 また， 釧路 - 弟子屈 間の国道は， 釧網本線に沿って， 本地域の西縁付近を南北に走っている。
交通機関としては， 上記の鉄道のほか， バス路線が， 釧路市を起点として通じている。 釧路 - 阿歴内間， 釧路 - 東遠野 間および釧路 - 塘路間の３系統が， それぞれ上述の開発道， 国道上などを走っている。
この図幅地域は， 釧路炭田の東部の一部を占め， 地域の南部には基盤の上部白堊系と炭田を構成する古第三系が露われる。 この北大半部には， これらをおおって釧路層群などの第四系が広く発達する。
上部白堊系は根室層群といわれる厚い海成層で， この地方の最下最古の地層である。 本層群は仙鳳趾半島地域で， 佐々保雄・林一郎 54) によってはじめて区分が試みられたもので， 本図幅地域では， その下大半部の地層が南部に露われ， 南～南微西方に傾き， 南隣の昆布森図幅地域に分布する上位層へ連がる。 根室層群は， 本地域では下位から 阿歴内 累層， 太田村 累層， 門静 累層， 仙鳳趾 累層および 汐見 累層に分けられる。 このうち太田村および仙鳳趾累層は泥岩， 他の累層は砂岩， 泥岩， 礫岩やそれらの互層をそれぞれ主体とするが， 下部の阿歴内および門静両累層は著しく火山砕屑物に富んでいる。 化石はまれに産し， その年代はヘトナイ世と考えられている。
古第三系は夾炭層を含む浦幌層群で， 根室層群を斜交不整合に被覆する。 その分布は狭く， 本地域の西南部に３つの小ブロックに分かれ， 根室層群にとりまかれて露われる。 本層群は佐々保雄によって， 下位から 別保 累層， 春採 累層， 天寧 累層， 雄別 累層， 舌辛 累層および 尺別 累層の６累層に区分されている。 この区分と名称は釧路炭田全域を通じての基準となる上， 最も広く用いられているため， 本図幅でもこれを採ることにした。 これら累層のうち， 本地域では舌辛累層（下部層）までが分布する。 岩質はおもに別保， 天寧両累層が礫岩， 他は砂岩と泥岩の互層や泥岩からなり， 舌辛累層が海水成相であるほかは， 淡水成相を主とし炭層を挾有する。 本層群は石狩層群上部に対比され， その時代は漸新世とみられている。
第四系は， 更新世に属する釧路層群をはじめ屈斜路軽石流堆積物と段丘堆積物があり， 他に冲積層がある。 このうち， 釧路層群はこの地域の北大半部を広く占め， 著しく火山噴出物に富む半凝固～未凝固の地層である。 本層群は岩相によって下位から東釧路累層， 達古武累層および塘路累層の３累層に区分できる。 泥炭をはさむ東釧路累層の一部が淡水成相のほかは， 全層海水成ないし汽水成相で， 動物化石を産する。 その時代は前期更新世と考えられている。
屈斜路軽石流堆積物は未凝固の軽石質火山灰層で， 釧路層群をおおい， 台地上の諸所に小さく分布する。 段丘堆積物は， 塘路湖の南岸の湖岸段丘堆積物と 阿歴内および達古武に狭く発達する河岸段丘堆積物とがある。 冲積層は諸河川沿いに小さく発達している。
本国幅地域では， 根室および浦幌両層群が褶曲， 断層運動をうけて， 南ないし南微西方に 30 度未満で傾く同斜構造がみられる。 断層は主に NW～SE 系と NE～SW 系が卓越しており， これによって構造が多少修正され， 浦幌層群は３つの地塊に孤立されている。 第四系では釧路層群が極めてゆるい撓曲連動を受けており， NE～SW 方向の曲隆構造が認められる。
本層群は， 釧路市から根室半島にかけて海岸沿いに広く発達分布するもので， この地方の基盤層である。 釧路市から西方の十勝・釧路国境までの各所に露われる上部白堊系は本層群の一部である。
根室層群は， はじめ佐々・林によって区分され 54) ， その後， 河合正虎はこの区分に従って昆布森図幅地域の地質図を作り， 公表している 22) 。 本地域の根室層群は， 前述のように阿歴内累層， 太田村累層， 門静累層， 仙鳳趾累層および汐見累層に区分され， 根室層群の下大半部が分布する。 このうち， 上位の仙鳳趾累層は南部一帯に広く分布し， 汐見累層は西南部にのみ露われる。 一方， 下位の門静累層以下， 阿歴内累層までの地層は， 釧路層群に広くおおわれて， その露出は極めて限られ， 個々の累層は離ればなれに３， ４の河川に沿って僅かに認められるに過ぎない。 従って， その性状の把握は十分でなく， 他地域の地層との対比においても多少問題があるものと考える。
標式地 : 標茶町 東阿歴内， 東阿歴内学校の西南方 400 m の元採石場付近
本累層は本図幅地域およびこの地方における最下位の地層である。
分布 : 本図幅中央のモアレキナイ川， アレキナイ川およびホマカイ川のそれぞれの中流部に沿う両岸および河床に極めてせまく， かつ断続的に露出する。
岩質 : この累層は著しい火山砕屑岩質の岩相で特徴づけられ， その一部には熔岩をはさんでいる。 本層は凝灰岩， 凝灰角礫岩， 砂岩および泥岩の厚薄の互層からなり， 火山礫凝灰岩， 礫岩および熔岩を伴う。 一般に下部では泥岩が卓越し， 上部では砂岩および凝灰岩に富んでいる。
泥岩は暗灰色～黒色を呈し， 緻密， 均質で， かなり堅固であり， 2～数 10 cm の厚さで板状で剥理する。 この岩質は上位の太田村累層と類似するが， 概して， より凝灰質で細粒である。 泥岩は一般に上部で 2 m 以下， 下部では数 m 内外の厚さを保って互層する。
凝灰岩は淡緑色ないし緑がかった雑色を呈し， 白い斑紋をもつ鳩糞状の粗雑な岩石で， 普通輝石安山岩質である。 本岩には亜角～亜円礫を含むが， 礫を多くまじえて火山礫凝灰岩に移化することがある。 礫片は安山岩質が主で， 2 mm～3 cm 大の不揃いのものである。 本岩は塊状を呈することが多く， その厚さは一般に数 m 以下である。 凝灰角礫岩は全体が暗灰色を呈し， 3～15 cm 大， ときには 30 cm に及ぶ亜円～亜角の安山岩質礫からなり， 粗粒の砂で充填される。 本岩は 2.5～10 m 以上の厚さのものが少なくとも２層は認められる。
砂岩は一般に帯青緑灰白色を呈し， 中， 粗粒の堅硬なもので， 凝灰質である。 砂岩には黒， 赤， 緑色を示す火成岩源の砂粒が目だっている。 概して， 層理を示すことは少く， 多くは 1～7 m の厚さの単位で他の岩石と互層する。
礫岩は一般に黒灰色を呈し， 粘板岩， 珪岩， 安山岩質岩などの 1～3 cm 大の円礫からなり， 中， 粗粒砂で充填される。 その厚さは数 10 cm 以下で， 主に上部に介在する。熔岩は普通輝石安山岩質のもので， その上部に伴い， また同岩質および玄武岩質の岩床様岩体が本累層に迸入している。
化石 : 本累層の上部の粗粒砂岩から Inoceramus cfr. shikotanensis NAGAO and MATSUMOTO（田中啓策 鑑定） および「ひとで」の化石が産出する。
層厚 : 下限は不明であるが 350 m 以上とみられる。
標式地 : 厚岸町門静 採石場北方沢（小山内煕・三谷勝利・松下勝秀（1961））
下盤との関係 : 下位の阿歴内累層とは整合に重なり， 砂岩から比較的厚い泥岩に移るところを下限とする。
分布 : 主として， 東隣りの厚岸図幅地域の太田台地をとりまいて分布するが， 本図幅地域では， 阿歴内累層の露出地の南側， ホマカイ， アレキナイ， モアレキナイの３川に沿って僅かに露われる。
岩質 : 主として， 泥岩からなり， 砂岩の薄層をはさむが， この最上部では両岩の薄互層が発達することがある。
泥岩は， 一般に暗灰色または黒色を呈する珪質の緻密， 堅硬なもので， 数 cm ないしそれ以下の厚さで板状に剥理することが多い。 また， しばしば薄い細粒砂岩を介在して縞目を呈し， これに沿って剥理する。
砂岩は帯緑青灰色の細， 中粒の堅硬な凝灰質岩で， 薄く板状にはげることが多い。 厚さは一般に数 10 cm 以下である。
化石 : 本地域からは動物化石の産出はないが， 門静 採石場北方沢では Inoceramus sp. が採取されている 47) 。 また， 同地の泥岩から上部白堊紀を示す Aquilapollenites [ 以下の [注] 参照 ] や第 2 表に示すような花粉， 胞子化石が検出される。
| 花粉・胞子 ↓ / 地層 → | 太田村塁層 | 仙鳳趾塁層 | 汐見塁層 | 知方学塁層 | ||
| … | ||||||
| total grains | (33) | (130) | (33) | (147) | (174) | (70) |
標式地 : 厚岸町門静採石場（佐々保雄・林一郎（1952））
下盤との関係 : 太田村累層と整合に重なり， 泥岩から比較的厚い砂岩が発達しはじめるところを下限とする。
分布 : 本層は標式地や太田台地の周縁によく発達するが， 本地域での発達は悪く， また露出が少ない。 オッポロ川の北方の沢でやや厚い露出がみられるほかは， 上尾幌駅の東方および 東遠野 の採石場でその一部が露われるのみである。
岩質 : 本地域では， 主として， 凝灰質の砂岩からなり， 薄い泥岩を介在， もしくは泥との互層をなし， ときには凝灰岩をはさむ。 標式地付近では， 下部は厚い粗粒の砂岩と薄い泥岩との互層からなり， 礫質岩をはさむが， 一般に粗い砂岩に富んだ岩相を示し， 上部は「骨石」状の凝灰岩をはさむ細， 中粒砂岩と泥岩のひんぱんな互層の累重状態を示している。 しかし， 本図幅地域では前述のように， 発達が悪く， その岩質はより細粒化し， 標式地付近で見られる上部の互層帯はここでは泥質化したものと考えられる。
砂岩は一般に帯青緑灰色～黒色を呈する， 細， 中， 粗粒の堅硬な岩石で， 凝灰質である。 このうち， 粗粒の砂岩は標式地で「門静石」として砕石に利用されているが， 本地域では上に述べた採石地で利用されたことがある。 この砂岩は標式地や本地域の東縁部では， 多くの灰白色の小斑点をもつ特異な岩相を呈している。 東遠野の砂岩を顕微鏡下で見ると， 砂粒はほとんど鉱物と火成岩片からなる。 鉱物は大部分が斜長石， 輝石， 緑泥石化したかんらん石 ? で， いずれも自形もしくは半自形結晶を示す。 岩石片は安山岩質のものが主体である。 砂粒は概して分級が悪く， 砂粒を結びつける膠結物は， 大部分が緑泥石である。 本層の砂岩を， 阿歴内累層のものに比べると， 堅さにおいて勝るが， 粗さや火山噴出物の量では劣り， 色調では多少緑色が少く， やや灰色が強い。
泥岩は暗灰色を呈し， 緻密で堅硬な岩石で一部は珪質をおびている。 頁岩質を示すことが多く， また， 凝灰質のことがある。 泥岩は概して 10 cm から数 10 cm の厚さの単位で， 砂岩層に介在またはそれと互層する。
凝灰岩は灰白色～帯緑灰色を呈する粗粒のもので， 細礫を散含し， 塊状である。 数 10 cm～1 m の厚さで， 主に砂岩に介在する。
化石 : 本図幅地域内では産出しない。 標式地付近では Inoceramus shikotanensis NAGAO and MATSUMOTO, Inoc. kushiroensis NAGAO and MATSUMOTO, Inoc. spp. （Inoc. ezoensis YOKOYAMA の group と naumanni と同様な double ring をもつもの）， その他「ひとで」などの産出が知られている 22), 47), 55) 。
層厚 : 厚岸図幅地域内で最も厚く， 500 m といわれるが， 西方に向って薄化し， 本図幅地域の東縁部で約 320 m， この西方では著しく薄くなる。 その正確な厚さは不明だが， 露頭では 12 m 以上（上尾幌駅の東方）ないし 7 m 以上（東遠野）である。
標式地 : 厚岸湾の西岸 仙鳳趾部落付近（佐々保雄・林一郎（1952））
下盤との関係 : 門静累層とは整合関係にあり， 下位の砂岩が急激に厚い泥質岩に移るところを下限とする。 門静付近では， 砂岩と頁岩のリズミカルな互層帯から漸移する。
分布 : 本累層は本図幅地域に露われる根室層群の各累層のうち最も広い分布を示すもので， 本地域の南部に東西にわたって広がる。
岩質 : ほとんど単調な泥岩からなるが， まれに砂岩および凝灰岩の薄層が介在している。 本層は泥岩の性状から， 上， 下の２部層に分けられる。 下部層は堅硬質な板状泥岩を主体とし， 上部層はやや軟質な泥岩を主体とするが， 砂岩の介在は下部層に多い。
下部層 : 泥岩は， 太田村累層のものに似て， 帯青緑暗灰色ないし黒色を呈し， 堅硬で板状剥理をもつ岩石であり， 多くは珪質をおびている。 層理はやや明瞭で， しばしば細粒の砂岩の薄層をはさむ。 砂岩は暗灰色～灰色の細， 中， 粗粒のもので， 凝灰質である。 多くは数 10 cm 以下の厚さで， 泥岩に介在する。 下部層の厚さは， 西方から中央にかけて約 400 m と一定しているが， 中央から東方に向って急に薄化して 20 m 以下となり， 厚岸図幅地域内ではほとんど発達しない。
上部層 : 泥岩は帯緑暗灰色を呈し， 多くは緻密で均質であり， 層理を示すことは少ない。 風化に弱く， 灰色のサイの目状の細角片に割れて崖錐をつくり， 吸湿して泥状化する。 泥岩にはしばしば灰色～暗灰色の細， 中粒砂岩の薄層をはさむ。 また， 厚さ数 cm 以下， ときには 1.5 m 内外の白色凝灰岩をはさみ， 局部的にはその薄層がややひんぱんに介在する。 また， 数 cm から数 10 cm 大の石灰質団球を含み， 黄鉄鉱小球（1 cm 大以下）をまれに散在させる。 上部層は断層で切断されているため， その厚さは正確にはわからないが 500 m 以上とみられる。
化石 : まれであるが， 厚岸湾岸地での上部層の泥岩には保存の悪い小型二枚貝破片がみられ， 同地の泥岩からは Aquilapollenites などの花粉， 胞子化石が検出される。 また， 鈴木達夫はこの付近からアンモナイトの産出を報じ 61) ， 吉田三郎も尾幌分水口から北東 450 m の地点で， Pachydiscus らしい adult Shell を採取している 72) 。
層厚 : 本累層全体としては， 正確にはわからないが 800～900 m 以上とみられる。
本累層は， その下部層が飯塚保五郎 14) の砂岩及頁岩互層， 上部層（および一部下部層を含む）が門倉三能 18) ， 飯塚 14) および鈴木 62) の頁岩層にそれぞれ当り， 厚岸図幅の尾幌川層は本累層全体に当る。
なお， 尾幌山およびその付近では， 角閃石安山岩が岩頸様岩体をなして本累層を貫いている。
標式地 : 釧路村汐見の西方の海岸（佐々保雄・林一郎（1952））
下盤との関係 : 本地域では仙鳳趾累層とは断層で接するが， 標式地やその他の地域では仙鳳趾累層と整合で接し 砂岩が介在しはじめる部分をその下限としている。
分布 : 本図幅地域ではその西南部に分布する。
岩質 : 本地域では泥岩を主とし， 砂岩を従とする互層からなり， 礫岩をはさむ。
泥岩は仙鳳趾累層上部のものと全く同様な性状をもち， 暗灰色の緻密， 均質の乏層理の岩石で， 石灰質団球をふくむ。 しかし， やや砂質であり， しばしば風化面で玉ねぎ状構造 [ 図版 6 ] を示すことなどで多少異っている。 砂岩は帯青緑暗灰色ないし帯緑灰色の主として中粒ないし細粒の， やや堅硬な岩石である。 ときには粗粒なものや板状を呈するものがある。 泥岩と砂岩の互層の厚さはまちまちで数 cm から数 m の単位である。 礫岩は一般に帯緑暗灰色を呈し， 3 mm～1 cm 大の円礫からなるものと， 暗灰色で 3～10 cm 大， まれに 30 cm 余に及ぶ亜円礫をもつものの２つの型がある。 前者は粘板岩， 黒色および赤色の珪質岩， 暗灰色の砂岩と泥岩， 閃緑岩などの礫片が， 中粒砂岩で膠結され， かなり堅硬である。 一般に厚さは数 m 以下である。 後者は安山岩を主に砂岩， 泥岩， 珪岩， 粘板岩， 輝緑凝灰岩などの分級の悪い礫片からなり， 砂岩で充填されるが， ときには泥で埋められることがある。 厚さは上の細礫岩より厚く， 8 m 以上に及ぶことがある。
本地域の汐見累層は仙鳳趾累層と断層に接し， その層準は不明である。 しかし， 本累層に礫岩が介在するのはその上位といわれる 22) ことから， 恐らく上位の一部に当るものとみられる。
化石 : 本地域では上別保付近で Terebratulina sp.がやや多産する。 河合は標式地付近の海岸で, Terebratulina sp., Acila hokkaidoensis NAG., Portlandia hakobutsensis (NAG., et OTAT), Parallelodon sachalinensis (SCHM.), Anomia subovalis NAG., Lima sp. "Fusus" volutodermoides NAG., Semifus tuberculatus NAG., Avelland problematica NAG. などを採取している 22) 。 なお， 最近， 松本達郎は標式地付近でアンモナイトを採取したといわれる 73) 。 また， 浅野清はその付近（ [ 汐見の西方の ] 初無敵 ）の本層から第三紀型の浮遊性有孔虫が産出したと述べている 2) 。
根室層群中の有孔虫化石群は第 3 表に示したが， それによると有孔虫群集は仙鳳趾累層以下と汐見累層以上に２分されるといわれる 74) 。 また， その化石種別では 39) 太田村・門静累層は Haplophragmoides spp., Bathysiphon alexanderi, Bramletteia ezoensis などが多少産出するが， 全般に産出が乏しい。 仙鳳趾累層は Haplophragmoides obesus, H. spp., Bathysiphon alexanderi, Bramletteia ezoensis, Spiroplectammina grzybowskii が優勢で， 特徴種としては Spiroplectammina grzybowskii, Dorothia hokkaidoana, D. retusa の３種といわれ， 全般に種数， 個体数とも多いが， 砂質種が主で， 石灰質は少ないという。
| 有孔虫化石 | 門静塁層 | 仙鳳趾塁層 | 汐見塁層 | 知方学累層 |
| … |
重鉱物組成では [ 以下の [注] 参照 ] ， 根室層群は仙鳳趾累層を境にその上下で異なっているという。 下位の 太田村累層（主成分 : 普通輝石， 透輝石）および門静累層（普通輝石， 透輝石）は， 普通輝石と普通角閃石を主に， 副成分として緑簾石， 拓榴石などがある。 上位の汐見累層（下部 : 普通輝石， 透輝石 ; 上部 : 緑簾石， 普通輝石， 普通角閃石）， 知方学 累層（普通角閃石）および 去来牛 累層（普通角閃石）は， その主成分は下位と同じだが， 副成分はほとんどなく単純な組成である。 重鉱物組成による釧根両地方の白堊系の対比では， 後に述べる松本のそれにほぼ一致するという。
この地域の上部白堊系・根室層群は， 既に述べたように５累層に分けられる。 このうち， 最下位の阿歴内累層は今回新らしく設定した地層である。 これを除く他の上位の地層は第 4 表に示したように周辺地域の地層に対比できる。 また， 十勝， 釧路国境地域に広く発達する白堊系は， 下位の 活平 累層と上位の 川流布 累層に分けられ 17), 60) ， それぞれ仙鳳趾累層および汐見累層以上に対比されている 60) 。 このほか， 雄別ドーム中核部および白糠北方に露われる白堊系は， 川流布累層に当るものとされている 32), 33) 。 しかし， 最近， 西嶋進 39) は十勝・釧路国境地域全体にわたる白堊系について， 新らたな区分を試み， 下位から川上累層， 「川流布累層」（再定義）および富川累層とし， それらの岩相および有孔虫化石群から第 4 表に示すような対比を行なっている。
|
十勝・釧路国境地域
西嶋進（1964） |
釧路・厚岸
佐々保雄（1953, 57） |
昆布森図幅
河合正虎（1956） |
厚岸地方
長尾捨一（1957） |
厚岸図幅
小山内熙・三谷勝利・松下勝秀（1961） |
床丹
図幅
長尾捨一（1963） | 本図幅 | ||
| … | ||||||||
根室半島地域における根室層群との対比については， まだ問題があるようである。 この半島地域では， 本層群は下のように区分されている 29), 56) 。
| （地層） | （主要大型化石） |
| 落石 （礫岩）層 | |
| 長節 （砂岩泥岩）層 | Neophylloceras hetonaianus, Inoceramus, Acila, Portlandia, Yoldia, Venericardia, Turritella, Natica, Dentalium （文献 29， 36， 56） |
| 根室（泥岩）層 | Inoceramus kushiroensis, Inoceramus sp （文献 3， 28， 30） |
| ノツカマップ（集塊岩）層 | Inoceramus schmidti, Inoc. cf shikotanensis, Dentalium （文献 9， 29， 37） |
釧路， 根室両地方の地層の対比は， 佐々 56) および三谷ら 29) が試み， 次いで小山内ら 47) が行なっている。 これらによれば， 仙鳳趾（尾幌川）累層以下（門静， 太田村両累層を含む）とノツカマップ・根室両層， 汐見累層と長節層および 老者舞 累層と落石層以上とがそれぞれ対比されている。 石油資源開発株式会社の釧根地方の白堊系についての数年来の調査資料によれば， 大局的には上述の対比と同様だが， 汐見累層の大半と長節累層の大半以下の個々の地層の対比では多少の出入りがある。 例えば， 門静累層中の凝灰角礫岩およびノツカマップ層と根室との境に入る 燧石 [ flint ] 質凝灰岩をそれぞれ鍵層として東西に追跡すると， ノツカマップ・根室両層の境は太田村累層中部にくるといわれる 11), 12) 。
最近， 松本達郎らは岩相や化石などから下のような対比を行なっている 27), 28) 。
| （釧路） | （根室） | （時代） | （化石） | |||
| N4 | 去来牛層 | 落石層・その他 | 暁新世・ダニアン世 | |||
| 知方学層 | ||||||
| 老者舞層 | ||||||
| N3 | 汐見層 | 長節層 | ヘトナイ世 | K6β 上部 | Pachydiscus aff. obsoletus | |
| 仙鳳趾層 | ||||||
| N2 | 門静層 | 根室層 | 上部 | K6β 下部 | Inoceramus kushiroensis | |
| N1 | 太田村層 | 下部 | Inoc. shikotanensis | |||
| N0 | ノッカマップ層 | K6α 上部 | Inoc. Schmidti | |||
これらの対比では， 根室層群の上部では大体一致しているが， 下大半部の地層で混乱がみられる。 本図幅地域で新設した最下部の阿歴内累層は， かなり顕著な火山砕屑岩質を示し， 岩相上はノツカマップ層と対応されそうである。 しかし， 大型化石では阿歴内累層には Inoceramus schmidti はまだ知られず， Inoc. cf. shikotanensis が産出する。
根室層群の地質時代については， はじめ上部浦河世からへトナイ世にわたるものと考えられたことがあったが 7), 29), 36), 47), 54), 55) ， 佐々および河合はこれを改め， ヘトナイ統上部階としている 22), 56) 。 その後， 汐見累層および落石付近の長節層から第三紀型の浮遊性有孔虫 [ 以下の [注] 参照 ] が発見されて 2) ， 本層群の上部の地層の時代が問題にされた。 しかし， 橋本亘はメストリシアンの標式層でも暁新世・ダニアン世型の Globigerina を産する事実 9) などや大型化石からへトナイ統下， 上部に当るものとしている 11), 12) 。 最近， 松本は前記の表のように， その下大半はヘトナイ世に当るが， 老者舞， 落石累層以上 27) ， もしくは汐見， 長節累層から上位 28) をダニアンまたは暁新世とみなしている。 本図幅では多少問題がある汐見累層を含めて， 従来どうり一応へトナイ世としておく。
この地域は， 根室層群の堆積期間を通じて火成活動が盛んであったが， 特に下部で著しく， 堆積岩中には火成岩類が伴われている。 火成岩類はいずれも小岩体であり， またその分布も限られている。
本地域に露われる火成岩類は普通輝石橄欖石玄武岩， 普通輝石安山岩および角閃石安山岩であり， すべて根室層群に伴われている。 前二者は阿歴内累層中にあり， 堆積時に熔岩として溢流したものと堆積後に岩床状岩体として迸入したものとがある。 後者の角閃石安山岩は仙鳳趾累層に岩頸様岩体として貫入している。
分布， 現出状態 : ホマカイ川中流西岸にあり， 太田 - 南 片無去 開拓道路開さく工事中に現われたものである。 この岩体の上面は釧路層群で切られており， その下限は不明である。 近くに露われる阿歴内累層との直接開係は不明であるが， 恐らく岩床状に迸入したものとみられる。 その厚さ（垂直）は 1.5 m 以上で東西に数 m の範囲で追跡できる。
岩質 : 本岩は青灰黒色の緻密なもので， やや大きい斜長石の斑晶が目立っている。 顕徴鏡下で観察すると， 斑状構造を示し， 斑晶は斜長石 ≫ 普通輝石 ＞ 緑泥石化したかんらん石である。 石基はドレライト組織で， 斜長石， 普通輝石， 磁鉄鉱， 緑泥石などからなる。
分布 : 本岩は阿歴内累層の分布地に， 小岩体として数カ所に分れて露出する。
現出状態 : すべて阿歴内累層に伴われており， 熔岩および岩床様岩体として現われる。
熔岩の産状を示す岩体はアレキナイ川に沿い， 太田村累層との境界近くまで約 300 m にわたって断続的に露われる。 その北端の東阿歴内の採石場では， 阿歴内累層と断層で接している。 熔岩体は同じ岩質の凝灰角礫岩～火山角礫岩の上にのるが， その境は不規則な波状面をなしている。 熔岩体には下盤の凝灰質砂岩をとり込んでいる。 概して柱状節理が発達しており， 上限は不明だが， 厚さは 10 数 m 以上である。
岩床状の産状を示す岩体はモアレキナイ川みられる。 岩体は断層で両断されているが， 上盤側では阿歴内累層との接触部が露われている。 岩体が接する下盤は凝灰質細粒砂岩からなり， やや硬化して弱い変質をうけている。 岩体は柱状節理がやや発達しており， 厚さは数 m 以上であり， 川に沿い約 250 m の間に露出する。 断層面には幅 10 m の方解石細脈が貫入している。
なお， ホマカイ川およびアレキナイ川に， それぞれ同じ岩質の小岩体がある。 これらは地層との接触部はみられないが， 恐らく岩床として迸入したものであろう。 露出する厚さ（重直）はホマカイ川で 10 m， アレキナイ川では 2 m で， 上面はともに釧路層群に切られている。
岩質 : 帯緑暗灰色を呈した細粒の堅密なものである。 顕微鏡下では斑状構造を示し， 斑晶は普通輝石， 斜長石である。 普通輝石は淡緑色の自形～半自形の結晶で双晶を示すものがあり， 一般に斜長石より小さい。 斜長石（灰曹長石）は大きく自形を示し， アルバイト双晶を示すことが多い。 石基はインターサータル組織で斜長石， 輝石， 緑泥石， 磁鉄鉱， ガラス物質からなる。
分布， 現出状態 : 本岩は仙鳳趾累層を貫く岩頸様岩体をなして， 尾幌山（海抜 106.2 m）付近から南方に向い一線上に， ７岩体が点在する。 これらは 3.2 km にわたり， 100～600 m の間隔で N 20°W～S 20°E 方向に並ぶ。 この方向は恐らく， 確認できなかったが， 断層と関係するものとみられる。
岩体の規模は尾幌山をつくるものが最大で， 600 m（ほぼ N - S）× 240 m（E - W）であるが， 他は小さく， 円～楕円形を呈し， 直径 100～200 m の規模のものである。 これらの岩体は円頂形をなし， 周囲からやや突出している。 岩体と接する仙鳳趾累層の泥岩は， 幅 10 cm 以上硬化をしており， 弱い変質をうけている。
岩質 : 本岩の岩質については， 飯塚が報告している 14) 。 外観は帯淡緑灰色～暗灰色で， 緻密， 堅硬な岩石であり， 普通角閃石， 斜長石の斑晶が目立っている。 顕微鏡下でみると斑状構造を呈し， 斑晶として， 普通角閃石， 斜長石がある。 普通角閃石は帯緑褐色を呈した自形の長柱状結晶であり， 斜長石は半自形～多形の結晶である。 石基はピロタキシチック組織を呈し， 斜長石， 角閃石， 磁鉄鉱などからなる。
安山岩類の迸入時期について明らかでない。 しかし， 阿歴内累層は普通輝石安山岩質の火山砕屑岩を主としており， これに伴う熔岩や迸入した岩床様岩体が同じ岩質であること， 昆布森図幅地域内の角礫質安山岩が， 根室層群の堆積期に伴われたといわれること 22) などを考慮すれば， 根室層群の堆積期間の活動によることも考えられる。 玄武岩質岩床については， 同様なものが， 浦幌層群の春採累層中（大楽毛図幅地域の旧 東別保炭砿付近）に迸入していることから， むしろより新しい時期の活動と考えられる。
本地域に分布する古第三系は浦幌層群である。 本層群は釧路炭田を構成する夾炭層群で， 主として本地域および南接の昆布森図幅地域から西方に向って広く発達する。
浦幌層群は基盤の根室層群を傾斜不整合関係でおおうもので， 本地域では西南部に３つの小さいブロックに分れて僅かに露われる。 なお， 石油資源開発株式会社の本地域における弾性波および試錐探査によれば， 北部には釧路層群の下に浦幌層群が伏在することが明らかとなっている。
本地域の浦幌層群については， 飯塚 14) ， 門倉 18) および鈴木 62) によって下部第三紀層として調査報告されている。 その後， 佐々は釧路炭田全域を総括した層序区分を発表し 53) ， これに基ずいた地質図を与えている 55) 。
佐々は岩相に基ずいて本層群を， 下位から 別保， 春採， 天寧， 雄別， 舌辛および尺別の６累層に区分している。 この区分は今日まで多くの人によって広く採用されており， 本図幅でもこれに従っている。 本地域では舌辛累層の基底の一部を除き， その上部は削剥されて欠如している。 第 5 表は本図幅における区分と隣接する周辺地域の区分との関係を示したものである。
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釧路炭田一般
佐々保雄（1940, 53） |
昆布森図幅
河合正虎（1956） |
釧路図幅
長浜春夫（1961） |
厚岸図幅
小山内熙・三谷勝利・松下勝秀（1961） | 尾幌図幅 | |||
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本地域内の本層群は， 厚薄の多くの炭層を挾有する淡水成層を主体とするが， 上部には浅海成層を伴うもので， その全層厚は約 170 m である。 この層厚はこの西および南部地域のそれらより薄い。
石狩炭田との対比については， 一時 舌辛累層以上の古第三系全層（音別層群も含む）が幌内層群に当るとの意見があった 2), 50) 。 しかし， 現在では従来のように石狩層群上部に対比されており 32), 33), 44), 57), 60) ， その地質時代は漸新世とみられている 32), 33), 60) 。
標式地 : 釧路村別保の東方（佐々保雄（1940））
下盤との関係 : 本累層は浦幌層群の基底礫岩層であり， 基盤の根室層群とは不整合関係にある。 露頭では平行整合的に接しているが， 広くみると， 東方では仙鳳趾累層， 西方では汐見累層をそれぞれ被覆することによって斜交不整合関係にある。
分布 : 本地域西南部に， まわりを根室層群にとりまかれた３つのブロックに分れて小さく露われる。
岩質 : 本層は礫岩を主体とし， 砂岩および泥岩を挾有し， まれに炭質泥岩の薄層をともなう。
礫岩は全体が暗灰色を呈する 3～5 cm 大， ときには 20 cm に及ぶ円磨～半円磨礫からなり， 暗灰色の細粒～粗粒砂で固く充填される。 その色調から野外では黒色礫岩層， あるいは「黒玉」とよばれる。 礫は黒， 灰， 白色の珪岩， 黒色粘板岩， 暗灰色砂岩， 緑色の輝緑凝灰岩， 赤色の珪質岩などの古期岩片を主とし， 花崗岩質や閃緑岩質の岩石， 安山岩， 玢岩などの火成岩を伴う。 このような色調や粒度， 円磨度および固結度の高い点などは 後に述べる上位の天寧累層（赤色～雑色礫岩層）と異なっている。 砂岩は灰色の中， 粗粒のもので， しばしば斜層理を示し， レンズ状に介在する。 泥岩は暗灰色で， やや砂質をおびたもので， まれに炭質泥岩をはさむ。 砂岩および泥岩は厚さ 2 m 以上で薄層またはレンズ状で介在することが多いが， 厚岸炭砿付近では他地域より， これらの介在率が大きい。
層厚 : 基底礫岩の性質上， いちじるしく変化し， 別保川上流地（青葉炭砿北方 [ 以下の [注] 参照 ] ）で 10 m 内外， 厚岸炭砿付近では 10 m から 30 m， 西南部の上別保付近では 10～40 m である。
本層は飯塚， 門倉， 鈴木らの白堊系の蛮岩層または砂岩及蛮岩層に当る 14), 18), 62) 。
標式地 : 釧路市春採の南方海岸（佐々保雄（1940））
下盤との関係 : 別保累層に整合に重なり， 礫質が比較的急に失うか， 砂岩に移る部分からはじまる。
分布 : 別保累層と同様である。
岩質 : 本累層は炭田東部の稼行炭層を挾有する重要な夾炭層である。 主として， 砂岩と泥岩の互層からなるが， 東側（厚岸炭砿および青葉炭砿北部）では， 泥岩が勝ち， 西方の上別保付近では砂岩を主とする。 本層には数枚の炭層が挾有される。
砂岩は灰色～淡灰色を呈し， 細， 中， 粗粒のアルコーズ質であるが， 中， 粗粒が多く， その層理は乏しい。 炭質物をはさんで縞目や斜層理を示すこともあり， また一部には厚さ 1 m 以下の菱鉄鉱質の硬化帯が発達しており， 下部にはしばしば礫岩の薄層をはさむ。 泥岩は一般に暗灰～帯青灰色を示し， 緻密で層理の乏しいもので， ときに砂質のことや頁岩質を呈することがある。 なお， 他地域では 本累層中の主要炭層（「春採本層」）の上盤には 10 cm～1 m 余の淡灰色～灰白色の緻密なベントナイト質凝灰岩が伴うが， 本地域ではほとんど欠けるか， 10 cm 以下の薄層である。
炭層は厚薄を含めれば数枚認められる。 このうち， 稼行に耐える炭丈と炭質をもつものは最下位の「春採本層」１層であり， 現在 厚岸炭砿その他で稼行中である。
化石 : 植物化石は「春採本層」上盤の泥岩から産する。
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層厚 : 標式地の春採および図幅西南部の上別保付近では 80 m 内外であるが， 東方に向って薄化し， 厚岸炭砿付近では 28～29 m， 青葉炭砿付近で 15～20 m である。 この薄化は「春採本層」から下部でいちじるしい [ 以下の [注] 参照 ] 。 本累層は飯塚， 門倉の下部含炭層の頁岩層 13), 17) ， 鈴木の 砂岩頁岩層 62) にあたる。
標式地 : 釧路村天寧付近および釧路南東方の 益浦 オコツ海岸（佐々保雄（1940））
下盤との関係 : 春採累層に対して急激に礫岩に移るところを下限とする。 しばしば下位層を侵蝕しているが， その量は少く両累層はダイアステム関係にあるものとみられる。
分布 : 厚岸炭砿付近で全層が露われるが， 西南地区ではこの上部から削剥されている。
岩質 : 上下を通じてほとんど礫岩からなり， 砂岩および泥岩をはさむ。 その特徴ある色調や岩相は 下位の別保（礫岩）累層とともに 春採累層および雄別累層を識別する標準層として有効である。 本累層は全体を通じ， ３帯の礫岩層とより薄い２帯の砂岩， 泥岩の互層から構成される。 炭層は互層帯に２～３層がともなう。
礫岩は主に 1～3 cm 大の亜角礫からなり， 概して最下部のものほど粗大でときに数 cm 大のものを含む。 礫片は赤色珪質岩が多く（30 % 以上）， 全体として赤色または雑色を呈し， 野外では「赤玉」と呼ばれている。 礫片はこのほかに， 黒色粘板岩， 暗灰色砂岩， 白色珪岩， 緑色の輝緑凝灰岩， 暗色～淡色の玢岩， 閃緑岩などがある。 これらの礫片は粗粒砂や細礫で充塡され， 硬く固結されている。 礫岩層は下部ほど厚くて 15～26 cm [ 15～26 m ? ] ， 上部ほど薄く 3～10 m で， 砂岩や泥岩と互層する。 礫岩中の細粒質の部分では， しばしば斜層理が発達する。
砂岩は中～粗粒砂岩が主であるが， 夾炭層のものと同様なアルコーズ質の灰～淡灰色を呈するものと， 帯緑灰色を呈し赤色珪質岩を散在するものとがある。 後者は礫岩中に挾有されるが， レンズ状に介在することが多く， また含礫砂岩から礫岩へと移化することがある。 前者は泥岩と互層し， 主に中～上部に挾有される。 砂岩は一般に 5 m 以下の厚さで， 礫岩， 泥岩と互層する。
泥岩は暗炭色を呈する緻密なもので砂質をおび， 概して板状層理に富み， また縞目を示すことがある。 一般に 1～3 m の厚さである。 本層中には緑， 紫， 茶などの特殊な色調と光沢をもつ緻密なモンモリロナイト質の厚さ 3 m 以下の泥岩 [ 以下の [注] 参照 ] があり， 鍵層となることがある。
炭層は３～４層があり， 中， 上部の砂岩と泥岩の互層帯に介在する。 一般に厚さは 10～30 cm の薄層であるが， 厚岸炭砿付近では， 中部のものが 90 cm 内外に肥厚し， かつて「上層」として稼行されたことがある。
化石 : まれに泥岩中に植物化石が産出するが， 動物化石は知られない [ 以下の [注] 参照 ] 。
層厚 : 標式地や別保付近では 80 m 内外であるが， 東方に従いやや薄化し， 厚岸炭砿付近では 60 m 内外である。
本層は飯塚， 門倉および鈴木の下部（第三紀）含炭層の（赤色）蛮岩層に当る 14), 18), 62) 。
標式地 : 阿寒町 雄別炭砿付近（佐々保雄（1940））
下盤との関係 : 天寧累層から漸移するが， 比較的厚い礫岩から砂岩に移るところを下限とする。
分布 : 厚岸炭砿付近に露出するほか， 青葉炭砿北部にも残存する。
岩質 : 砂岩を主とし， 泥岩を従とする互層からなり， 礫岩を伴い， 炭層および炭質泥岩を挾有する。 本累層は西および南に隣接する図幅地域では， 下部の砂岩， 泥岩の互層帯（昆布森図幅の雄別互層）と上部の泥岩（清水泥岩層）に２分される。 しかし， 本地域では青葉炭砿付近でこれが可能であるが， 厚岸炭砿付近では全層を通じて著しく砂質をおび， 上記の区分はできないので， 本図幅では一括して取扱っている。
砂岩は主として， 帯青灰白色を呈する細， 中， 粗粒のアルコーズ質で， 層理は乏しいが， 縞目や斜層理を示すことが多い。 砂岩は一般に本層下部では赤色珪質岩の粗粒砂を多く含むが， 上部に向ってその量を減じて， 上記の性状の砂岩となる。 砂岩の厚さは一般に数～10 m である。 泥岩は暗灰色～灰黒色で緻密であるが， やや砂質をおびており， 層理は概して乏しく， 風化すれば玉ねぎ状または小角片に破砕することが多い。 その厚さは 2 m 以下である。 青葉炭砿北部では本層の上部に 10 m 以上のまとまった泥岩層が発達している。 他地域の上部層（清水泥岩層）に当るものである。 この泥岩は黄鉄鉱粒を含み， ときには薄い砂岩をはさみ， 縞状を呈することがある。 風化すれば小角細片に割れ， チョコレート色を呈する。 この泥岩下部には Corbicula が比較的多産する。 礫岩は数 10 cm 以下で、 天寧累層のものに似ているが， 粒度はやや小さい。
炭層は本層の中， 下部に数枚以上認められるが， 一般に 30 cm 以下の低品質のものであり， 稼行の対象になるものはない。
化石 : 青葉炭砿北部では， 上部の泥岩からCorbicula shitakaraensis Suz. を多産する。 植物化石はその産出が少く， また保存もよくない。
層厚 : 全層が露出する厚岸炭砿付近で 100 m 内外（108～110 m）である。
標式地 : 阿寒町 雄別炭砿の北方の舌辛川の河崖（佐々保雄（1940））
下盤との関係 : 雄別累層の上位に整合に漸移し， その下限は泥岩が失われ， Ostrea を含む厚い粗粒の塊状砂岩がはじまるところにおいている。
分布 : 厚岸炭砿付近にのみ， 河川に沿って僅かに露われる。
岩質 : 本層は標式地その他では， ほぼ全層を通じ貝化石を含む瀕海～浅海成堆積物からなり， 岩相上３分される。 しかし本地域では， そのうち下部（昆布森図幅地域の米町砂岩）の一部， 40 m が残存するに過ぎない。
岩質は主として砂岩からなり， 薄い礫岩をはさむ。 砂岩は帯青灰色～淡灰色を呈する粗粒で堅硬なもので， 一般に塊状をなしている。 砂岩には細礫が散在し， また， しばしば斜層理が発達する。 下部には Ostrea を多産する特徴がある。 礫岩は 1 m 以下の厚さで， 1～2 cm 大の小円礫を粗粒砂で充填する砂質礫岩である。
化石 : 下部の砂岩から Ostrea eorivularis OYAMA and MIZUNO を産出する。
層厚 : 上述のように 40 m までが知られ， 以上は削脱されている。
本図幅地域に発達する第四系は， 更新世に属する釧路層群， 屈斜路軽石流堆積物と段丘堆積物および冲積層がある。
標式地 : 釧路市春採永住町の道路切割（釧路統（層）・佐々保雄（1939）; 釧路層群・今西茂（1953））
釧路層群は， 根室および浦幌両層群を不整合に被覆し， 釧路平原周辺から根室方面まで発達するもので， 地形学上重要な位置を占め， また北海道における中・下部洪積統の代表層の１つとして層位学上重要な地層である。 本層群はいちじるしく火山砕屑物に富み， 多くの動物化石を含む半凝固の堆積物で， 一部に淡水成層をはさむが， 全層ほとんど海水成層からなる。 その層厚は地表で知られる限りでは 140 m 余であるが， 地下の伏在部を入れれば， 数 100 m に達する。
本層群は， はじめ大塚弥之助 48) によって「春採段丘堆積層」とされたもので， 下部洪積期に沈積し, 「春採段丘｣（現在の釧路段丘）を構成するものとした。 次いで， 佐々 52) はこの地層はむしろ， この段丘に切られるとして釧路統と改めるとともに， この段丘を釧路段丘とし， 根室， 釧路両段丘との関係， その地質層序， 古生物などについてその地形， 地質学的意義について述べ， 北海道の下部洪積統の代表層とみなした。 山崎次男 70), 71) は， 本層群中の泥炭の花粉分析から寒冷な気候を認めたが， 高柳洋吉 63) は有孔虫群集から， むしろ現在より暖流の影響が強い海況下にあったと発表し， その喰い違いが注目された。 これらの調査研究の対象は， ほとんどが釧路市内のものに限られていた。 その後， 今西茂 16) は阿寒町， 鶴居村地域で調査し， この地層を釧路層群と改称し， 第 7 表に示すような層序区分を試み， 地質図を公表している。 次いで， 鳥居栄一郎・飯島弘ら 65), 66) は釧路平原周辺から北方の鶴居， 標茶 ， 弟子屈 などの町村の広大な区域にわたって， 主として水理地質の立場から調査を行なっている。 その結果， 本層群を下， 中， 上部の３層・７部層に区分し， 大楽毛 - 塘路 に軸をもつ盆地状構造を推定し， 本層群はすべてこの軸に向い南北に傾き， 上部はこの軸に沿い， 下部は標茶， 下オソベツ以北に， 中部は全域にわたって， それぞれ分布すると述べている。 岡崎 42), 43), 45), 46) は主に釧路平原周縁について調べ， 表示のような層序区分や前述の古気候の喰い違いの解決を目的とした花粉分析を行ない， その古気候の変遷や氷期との結びつきを述べている。 長浜 35) は釧路図幅地域内の本層群の分布と層序を定め， 松井寛・佐川昭 25) は釧路村 遠矢 付近で本層群を上， 下部の２つに区分し， 岡崎の層序 43) の訂正や本層群の傾動を指摘し， 一部の重鉱物分析を試みている。 また， 角靖夫ら 33) は阿寒図幅地域で， 第 7 表に示したような５区分を試み， 大楽毛 層に当る最上部層を釧路層群から分離独立しなければならないであろうことを述べている。 斉藤昌之・北川芳男 49) は 標茶 図幅地域の本層群は， ルルラン， シラルトロ， 標茶およびトーロの４層に区分できるとし， その地質構造やその地史について論述している。 これら一連の調査研究によって本層群の層序や性状はいちじるしく明かにされた。
現在までの成果によれば， 釧路層群の分布は西限が白糠町庶路， 阿寒川東岸， 北限は中徹別， 上幌呂， 弟子屈町南部で， 東は根室支庁との境界までは確実に追跡できる。 これから東の根室方面では 西春別 層 26) および 厚床 （および 姉別 ）図幅地域の 風蓮湖 層 30) がこれに当るとしている。 従って， 釧路層群は釧路の東半部からオホーツク海岸までの丘陵地の大部分に分布すると思われ， その高度は 150 m を越えない。
層序区分については， 前述のように地域別では確立されつつあるが， 釧路層群分布地全域にわたって統一するまでには至っていない。 これは本層群の特色として， 岩相の側方変化がはげしいこと， 完全な水平層でなく撓曲をしていること， 大きい露頭が少く， また有力な鍵層が知られていなかったことなどに原因するものと思われる。 本図幅地域においては， 岩相によって３累層に区分し， 下から東釧路累層， 達古武累層および塘路累層とした。 第 7 表は関係地域における層序とその対比表である。
本層群の構造については， ほとんど水平の成層状態を示しているが， 上記の区分とその分布および釧路平原下の試錐資料によれば撓曲構造が認められる。 本図幅地域では NE - SW の撓上構造があり， これに平行する撓下構造は塘路から釧路平原を斜めに横切って大楽毛西方に抜けており， ここでの最も低い基底は海面下 400 m 余とみられている 42) 。
本層群の地質時代については， 大塚および佐々はこれを下部洪積世としたが 48), 52) ， 岡崎は古気候の変遷からこれを裏付け， 氷期との関係ではギュンツ・ミンデル間氷期からミンデル・リス間氷期にわたるものとした 43), 45) [ 以下の [注] 参照 ] 。
標式地 : 釧路市 春採市永住町の道路切割（岡崎由夫（1961））。 本図幅地域では標茶町 北 片無去 ， 同小・中学校の直南方 3.5 km のアレキナイ川支流にかかる橋の南の道路崖 （釧路層群柱状図（第 3 図）の採取地点 -- 以下では「地点」と略す -- 〇38）
下盤との関係 : 地表の露出で知る限り， 釧路層群の最下層であり， 標式的に発達する釧路市付近では浦幌層群の侵蝕凹部を埋めている。 本図幅地域では本累層が根室， 浦幌両層群を直接おおっているところはみられず， 上位の地層がこれらをおおっている。
分布 : 図幅中央のアレキナイ川およびモアレキナイ川の沿岸と 北東部の片無去川の上流地に分布する。 その分布高度は 北東部で高く海抜 70 m 前後から西南 - 西方に向って次第に低下し， 図幅西部では海抜 10 m 以下の地表下に没する。 この高度差は 後述するように 本累層の侵蝕によるものとは考えられず， 撓曲連動に起因すると思われる。
岩質 : 本累層は 2～3 m から 10 m ぐらいまでの 比較的まとまった厚さの暗色泥層の発達や泥炭を挾有し， 泥炭層の直上盤からの Acila, Raeta などの貝化石の産出などによって特徴ずけられるもので， 淡水～海水成相の堆積物である。 岩質は全体としてみると， 泥を主に砂， 礫を従とする互層で， 泥炭， 火山灰， 白色粘土の薄層を挾有する。 ときには全層が細， 中粒砂からなることがある。
泥は帯緑～帯青の暗灰色を呈した， 比較的堅密な粘土～シルト質の半凝固岩で， ときには砂または礫を含む。 一般に塊状であるが， ときには細， 中， 粗粒の砂層および白色粘土層と数～30 cm の厚さのひんばんな薄互層をなしている。 泥炭はこの泥層に介在し， 泥炭層の上位からは貝化石が産出する [ 以下の [注] 参照 ] 。 砂層は灰色を呈する凝灰質のもので， 細， 中， 粗粒の各粒度のものがある。 一般に上部ほど細粒で厚さは 2 m 以下と薄く， 泥層に介在または互層し， 中， 下部ほど粗く， またやや厚化する。 火山灰層は灰白色ないし白色を呈する細粒のもので， 厚さ 2 m 以下である。 泥炭は中部ないし上部に介在する。 一般に北東方ほど発達し， 泥炭層の数は多く， また厚さもやや厚く， 最も発達している片無去川上流地（地点 ③）では最厚 35 cm を示すものがあり， 他により薄い４枚が認められる。 ここから西南に向って厚さ， 数とも減じ， 多くは 20 cm 以下の１枚となる。
本累層は 釧路市付近では 表示のように [ 第 7 表に表示されている ? ] ４層準に区分されている。 本地域のものは岩相から K4（東釧路泥層）および K3（砂層）の一部に当ると考えられる。
化石 : 本層上位の泥層から次の貝化石を産出する（産地 : 阿歴内南方，地点 〇42 ; 大山桂鑑定）
層厚 : 地表露頭で知られる限りは 20 m である。
なお， 北片無去小・中学校の西南方 2 km における石油資源開発株式会社の試錐によれば， 最上部から火山灰質層（= 塘路累層， 厚さ 6 m）， 軽石質砂礫層（= 塘路累層 + 達古武累層 [ 以下の [注] 参照 ] ， 厚さ 21 m）， 礫， 泥炭をはさむ泥層（厚さ 21 m）が続くが， この泥層が東釧路累層に当ることとは疑いない。 この下位には泥炭（厚さ 4 m）， 砂（1 m）， 泥炭（1 m）以下 54 m 余の海棲化石を含む砂礫層が続くといわれる。
標式地 : 釧路村達古武の北崖（地点 〇52 ， 〇53）
準標式地 : 標茶町阿歴内の北方高台， 通称 七曲り崖（地点 ⑧）
本累層は鶴居村 中幌呂付近を標式地とした鶴居層 43), 45) に当るが， 上位または上下位の地層との関係が観察される 上記の地点を標式地として新しく達古武累層と新称した。
下盤との関係 : 下位の東釧路累層とは不整合関係にある。 下位層の上面には明らかな侵蝕凹凸面をもっており， 各地で観察される（図版 7 参照）。 また釧路市近郊では大小の生痕さえみられる。 下位層の削剥量は， 東釧路累層中に介在する泥炭層を同じ層準とし， その上位の含貝化石泥層の厚さを目安にすれば， 阿歴内の北部や釧路市内で最も大きく， 少くとも 10 m が推定される。
本累層の下限は 下位の泥質ないし細粒砂質岩から急激に礫ないし粗粒砂に変るところであり， この境は比較的明瞭である。
分布 : 釧路層群が分布するほぼ全域にわたって露われる。
岩質 : 本累層は そのいちじるしい火山砕屑岩質と カシパンウニ化石を伴うことによって特徴ずけられる瀕成海層である。 岩相上， 下部層 と 主部層 に２分される。 本累層の主体となる主部層は軽石， 凝灰質な岩相を示し， 下部層 [ 以下の [注] 参照 ] は本地域の西縁部にのみ発達するもので， 主に砂からなる。
岩質 : 全層ほとんど未～半凝固の砂からなり， 火山灰を挾有する。 砂は一般に帯緑～帯黄の灰色を呈し， 細， 中粒の触って軟い感じのするもので， 凝灰質である。 分級は比較的よく， 層理は概して乏しい。 砂層は西南方， 釧路市方面に近ずくと下部には分級のよい細礫層が発達し， サラサラとした中， 粗粒砂層と互層し， Ostrea などの貝化石を多産する [ 以下の [注] 参照 ] 。 火山灰層は灰白～白色を示す極細粒のもので， 数 cm から 2 m 近くまでの厚さのものが１～３層ある。 このうち下部のものは比較的よく追跡できる。
化石 : 達古武付近（地点 〇51， 〇54）のこの層から次の化石が産出する（大山桂鑑定）。
岩質 : 一般に軽石層ないしは軽石質凝灰岩と粗粒砕屑物 - 礫， 粗粒砂とのひんぱんな互層からなり， 火山灰層を伴い， 砂鉄薄層を挾有する。
軽石質岩は大観すれば， 北方に向うにつれて厚さを増すとともに， 砂礫のまじりが少なく， 軽石も粗大となるが， 南方ほど発達が悪く， 砂礫の介在が多い。 軽石質岩は一般に砂礫の混入が少いほど凝固しており， また一見， 軽石流状の堆積状態を示すことがある。 軽石は灰色～灰白色を呈し， 円～亜円磨の 0.5～5 cm 大のものであるが， ときに 10 数 cm 大のものもある。 層理は一般に乏しいが， 砂礫を多くまじえると発達する。 概して数 10 cm～数 m の単位の厚さで砂礫層と互層する。
礫層は未凝固で暗灰色を呈しており， 円磨細礫からなるが軽石を含むことが多い。 礫片は根室および浦幌両層群の礫岩からの由来物が多く， 珪質岩， 粘板岩， 砂岩が目立つが， 安山岩も多い。 一般に数 10 cm から 3 m の厚さで軽石質岩と互層する。 砂層は灰白色ないし灰色を呈した凝灰質の未凝固のもので， 砂は細粒から極粗粒までの粒度のものがあるが， 粗， 極粗粒砂が多く， しばしば米粒大の軽石粒を含む。 分級は概してよく， 層理は発達し， ふつう 1 m 以下の厚さで互層する。 火山灰層は灰白～白色の粗粒のものと細粒のものとがあり， 数 10 cm 以下の薄層である。
本主部層は黒白の縞状の成層状態が明瞭に現われるのが特徴で， 遠距離でもこれを認めることができる程である（図版 10， 11 参照）。 また小さい斜層理がよく発達するが， 特に上位の塘路累層との境付近ではいちじるしく， 規模の大きいものさえみられ， また乱堆積を示すことがある（ [ 次の「II.5.1.3 塘路塁層」の項で示す ] 図版 12 参照)。
化石 : 含礫軽石質層または軽石質砂礫層中には， はき寄せ状の産状を示して動物化石が多産するが， 自生的なものもみられる。 釧路層群のうち， 種数， 個体数とも最も多く第 8 表に示すようなものが知られている [ 以下の [注1] 参照 ] 。 このうちカシパンウニは釧路層群ではこの主部層に限って現われ [ 以下の [注2] 参照 ] ， その特徴ある岩相とともに釧路層群の層準を識別するうえに有効な鍵層となる。
| Fossil species ↓ / Localities → | ④ | ⑧ | 〇24 | 〇A | 〇40 | 〇35 | 〇37 | 〇B | 〇41 | 〇46 | 〇49 | |
| POLYCHAETA | ||||||||||||
| Serpula ? sp. | r | |||||||||||
| … | ||||||||||||
層厚 : 7～17 m と変化するが， 多くは 10～13 m で， ほぼ一定している。
達古武累層全体の層厚は 7～27 m である。
標式地 : 標茶町塘路の北微西方 1.5 km の鉄道切崖， 標高 79.3 m 三角点下（岡崎由夫（1958）; 再定義）。 本図幅地域内の標式地としては達古武累層の標式地（地点 〇52， 〇53， ⑧）
本累層は元来， 塘路， 達古武間に発達する釧路層群上位の厚い礫層に対して与えられたものである。 しかし， 礫層の厚い発達は， 本地域北西部の塘路， 達古武付近および釧路平原周縁にのみ限られ， 本地域の東大半部を含めた上記の分布以東地一帯では， 砂を主とし泥の薄層を介在する岩相が卓越している。 従って， はじめに与えられた岩相とは異なるので， 塘路累層をこのような２つの異相をもった達古武累層の上位層と再定義した。
下盤との関係 : 粗粒の軽石質の岩相から礫ないし砂に移る部分を下限として， 達古武累層に整合に重なる。 ときには不整合様の侵蝕面もみられ（地点 〇35）， また場所によっては， 上方まで軽石質をおび（地点 ⑰）， また凝灰質に富む部分（地点 ①）， あるいは砂よりその上位の厚い礫層に基底をおいた方がよい（地点 ①， 〇53， 〇54）場合もある。 しかし， これらを除けば一般にその境はほぼ自然に引くことができる。
分布 : 釧路層群の分布地全域をおおい， 南部では根室， 浦幌両層群を直接被覆する。
岩質 : 上に述べたように， ２つの異なった岩相 -- 礫を主とする 礫質相 と主に砂からなり薄い泥層を伴う 砂質相 -- に分れるが， 両岩相は指交または漸移する。 前者はその岩相や分布からみて， おそらく扇状 - 三角洲型の堆積相 [ 以下の [注] 参照 ] で， 後者はその冲合型の堆積相を示すものとみられる。
岩質 : ほとんど厚い礫層からなるが， 砂， 泥などを伴う。 礫層は帯褐暗灰色を呈した 3 cm 以下の円磨礫からなり， 粗粒砂で充填される半凝固岩である。 多くは褐鉄鉱の被覆でやや固く膠結されており， 釧路層群の中では唯一の造崖層をなすものである。 礫片は径 2 mm～3 cm， 多くは 2 mm～1 cm 大で， 分級のよい円磨礫であり（ [ 後述する「III.2.2 礫」の項で示している ] 第 13 表参照）， 礫種は達古武累層のものと同様に， 下位の堆積岩および火成岩からの由来物である。 礫片を埋める充填砂は粗粒砂であるが， 局地または層準によっては極めて乏しく礫片同志が接する。 斜層理はいちじるしく発達する。 礫層には粗粒砂層をしばしばはさみ， まれに白色～灰色の薄い凝灰質粘土を挾有しており， 大小の軽石礫を含む。 要するに， 礫層はときに充填砂の乏しい， 分級のよい円磨細， 小礫からなり， 斜層理がいちじるしく， 厚く（30 m 以上）発達した地層である。 礫層の最上部 [ 以下の [注] 参照 ] （地点 ⑲）および基部（地点 〇53 など）には数 m 以上の砂質層が発達することがある。
化石 : 礫層からは産出しないが， 達古武付近のこの基底の砂層からは第 9 表 〇55 に示す化石が産出する。
層厚 : 知られる限りでは 70 m である。
| 〇40 | 〇55 | 〇67 | ||
| GASTROPODA | ||||
| Incertae Sedis | + | |||
| "Natica" sp. | + | |||
| Colus sp. | + | |||
| Colus ? sp. | + | |||
| PFLECYPODA | ||||
| Acila vigilia SCHRENCK | + | + | ||
| Astarte ? sp. (bennettii DALL ?) | + | |||
| Venericardia cf. paucicostata (KRAUSE) | + | |||
| V. sp. | + | |||
| "Cardium" sp. | + | |||
| Protothaca ? sp. | + | |||
| Macoma calcarea (GMELIN) | + | + | ||
| Mya japonica acuta SOWERBY | + | + | ||
| Cryptomya sp. | + | |||
| CIRRIPEDIA | ||||
| Balanus (s. l.) sp. | + | + | ||
| BRACHIOPODA | ||||
| Hemithyris ? sp. | + | |||
岩質 : 本地域の大部分を占める岩相で， 主に砂からなり， 泥の薄層を伴うもので， ほぼ上， 中， 下の３部の岩相に分けることができる。 すなわち， 下部 は細粒砂層および凝灰質層であり， 中部 は主に砂泥互層， 上部 は粗， 中粒砂を主とするものである。
下部 は一般に北方に向うにつれて， いちじるしく凝灰質をおび， 一部または大半が凝灰岩の岩相を示し， 細粒の砂層を介在する（地点 ① など）。 一方， 南部では未凝固の凝灰質砂が卓越し， 薄い細礫層および火山灰層をはさむ。 また局地的には 6～15 m 余の比較的厚い礫層が発達する（地点 〇34， 〇35）。 この礫層は北西部の礫質相部のものと比べて薄く， 粒度は粗く， 分級が悪い。 これを側方に追うと 斜層理のいちじるしい厚い軽石質岩へと変化する（地点 〇33）ことがある。 砂層は帯黄緑灰色を示す細， 中粒の塊状のものが多く， 斜層理を示すことがある。 北部に発達する凝灰岩は下位の軽石質凝灰岩とは薄い礫層で境されるが， 灰白色を呈する極細粒質のもので， 凝灰質細粒砂と薄互層またはその薄層を挾有する。 層理はよく示し， ときにはこまかい斜層理が発達する。
化石は細， 中粗粒砂から第 9 表の 〇40， 〇67 のような動物化石が産出するが， 自生的な産状を示す貝化石もみられる。
下部の厚さは一般に 15～20 m であるが， ときには薄い砂礫層をおいて， すぐ中部の砂泥互層がのる場合がある（地点 ④）。
中部 は厚さ 1 m 以下の薄い泥層と砂層とのひんぱんな薄互層の発達で特色ずけられる。 主として砂と泥の薄互層からなるが， 火山灰層や礫層をともない， 場所によっては， 全体が砂層に変り， またやや厚い礫層が発達することがある。
泥は灰白色， 灰色および帯青緑灰色を呈した凝灰質のもので， シルト～粘土質である。 新鮮なものはしまってやや堅いが， 水を含むと容易に軟質泥状化する。 泥層は厚さ 1～数 10 cm の単位で砂層とひんぱんな互層をする。 南部の基盤に接する地域では， 泥は砂質をおび， しばしば炭質物を含み（地点 〇66）， ときには薄い泥炭が発達する（地点 〇59）。
砂層は灰色～帯黄緑灰色の細， 中， 粗粒のもので凝灰質をおび， 未凝固である。 泥層とはほぼ同様な厚さで互層する。 礫層は主に南部の基盤に近い地域で発達し， 厚いものでは 4 m 以上に達する。 1～3 cm 大の円～亜円礫からなり， 礫質は下位層のものと同様であるが， 白色の凝灰質泥岩がやや多い。 この白色の凝灰質泥岩礫は新第三系のものとみられるが， 知る限りでは本地域の西部で， 塘路累層の中， 上部から現われる。 礫層は本地域の北東端（地点 ①）でも発達しており， 厚さは 9～10 m で， 斜層理が発達しており， 分級のよい細礫からなり， 塘路累層礫質相のものと類似する。 しかし， これを側方に追うと直ちに粗粒砂に変り， その分布はせまい。
化石は少いが， 本地域の西南部で基盤に接する砂質泥および細粒砂からは次のものが産出する（大山桂鑑定）。
| 〇64 | 〇66 | 〇A | ||
| GASTROPODA | ||||
| Incertae Sedis | + | |||
| Fusitriton oregonensis (REDFIRLD) | + | + | ||
| PETECYPODA | ||||
| Acila sp. | + | |||
| Chlamys cf. erythrocomata (DALL) | + | |||
| Pecten (Patinopecten) yessoensis JAY | + | |||
| Venericardia (Cyclocaria) sp. | + | |||
| Macoma calcarea (GMELIN) | + | + | ||
| Mya japonica acuta SOWERBY | + | |||
| Thyasira (Conchocera) biseta (GONRAD) | + | |||
| CIRRIPEDIA | ||||
| Balanus (s. l.) sp. | + | |||
また， 上記の含化石層より上位の層準の白色の凝灰質粘土および砂から次の化石を産する （産地は地点 〇47 の直西方 1.5 km の小沢 ; 大山桂鑑定）。
中部の厚さは露頭で測定できる限りでは， 最大で 11 m であるが， 恐らく 30 m に及ぶものとみられる。
上部 は， 中部に比べ単調な岩相で砂および砂礫層からなるが， 露出が少く， くわしい性状はわからない。 砂層は帯緑～帯黄褐灰色， 風化すれば淡黄褐色の特有の色相を示す凝灰質の細， 中， 粗粒のもので， 軟く未凝固である。 層理を示すことは少いが， 時には米粒大以下の火山灰や砂鉄の薄層をはさんで縞目を呈し， または斜層理が発達する。
砂礫層は厚さ 2 m 以下で砂層にはさまれるものと互層するものとがある。 いずれも 1～3 cm 大の亜角～円櫟からなり， 充填砂は礫片に比べて多く， 一般に含礫砂状を示す。 これらは暗灰色を呈し， 一部では褐鉄鉱の被膜で膠結されて堅硬となっている。 この上部の地層は高度の大きい西部に分布し， およそ海抜 120 m 以上にあらわれる。 層厚は 30 m を越すものとみられる。 上部からの化石の産出はまだ知られていない。
塘路累層全体の層厚は 70 m 以上である。
|
地層 →
Fossil species ↓ | 達古武 - 塘路 | 仮監 峠 | 釧路市（材木町） | ||||
| 塘路塁層（礫質層） | 達古武塁層 | 達古武塁層主部層 | 達古武塁層下部層 | 東釧路塁層 | 達古武塁層下部層 | 東釧路塁層 | |
| … | |||||||
釧路層群の珪藻化石は第 10 表に示したが， 各累層はそれぞれ固有の群集をもっているという。 小村精一によれば珪藻層序は次の通りである。
釧路層群には斜層理（偽層）が発達している。 とくに達古武累層の主部層および塘路累層の礫層がいちじるしい。 本図幅地域および周辺地域において， 164 地点， 291 個の釧路層群の斜層理の測定結果は第 5 図に示した。 個々の斜層理の最大傾斜角は 15～30°の範囲にあり， その形態は一般に平面型が多く， 曲面型（谷型および峯型）は極めて少い。
斜層理の傾斜方向は水流の方向， あるいは堆積物の運搬方向を示すといわれる。 これらの測定結果は釧路平原の西部では西および北から， 東側では東からそれぞれ平原に向う傾向が認められる 46) 。
標式地 : 釧路市 東釧路駅の東方 600 m の臨港鉄道カーブ付近の切崖（岡崎由夫（1963））
上下位層との関係 : 釧路層群に不整合に重なり， 段丘堆積物で切られる。
分布 : 北方の屈斜路火山から由来したもので， 南は釧路市付近まで分布し， 釧路図幅の火山灰層に当る。 本地域では主に台地の表面に小さく散在しているが， 冲積地に面する台地の辺縁斜面にも露われる。 また一部では二次流下堆積を示すことがある。
岩質 : 灰白色～灰色を呈した， 普通輝石含有紫蘇輝石石英安山岩質 35) であり， 軽石質の火山灰からなり， 火山細礫を含む。 火山灰は絹糸光沢をもつ， やや粗雑な粗粒のもので， ガラス質物を主としており， 軽石やかなりの量の火山細礫を有し， しばしば炭化木片を含んでいる。 熔結相は見られず， 固結度は低く， 全体として塊状である。 軽石は灰色の数 cm 以下の亜角～亜円状のもので， 地域によってその含有量が異っている。
層厚 : 上面は切られて不明であるが， 最厚で約 20 m（北部）である。
対比 : 本層は， 釧路市付近に発達する釧路段丘面にのる火山灰層に当り， また北に隣接する 標茶 図幅地城の栄， オソベツおよび泉川軽石流 49) のいずれかに当る。
屈斜路火山を源とする軽石流堆積物は， 古梅（屈斜路）熔結凝灰岩の上に８層準（K. P. flow Ⅷ～Ⅰ）が知られている 20), 21), 59) 。 本軽石流がそのいずれに当るかは北方への追跡が行われていないため正確にはわからない。 しかし， 最上層準のもの（K. P. flow Ⅰ）がおおっている藻琴山図幅地域から北方に広がる， 海抜 15～20～120 m の平坦面 [ 以下の [注] 参照 ] が釧路段丘面に対応できる 13) ならば， 本地域の軽石流は最上層準のもの（K. P. flow Ⅰ）に対比ができ， その岩質も一致する。
この堆積時代については， 洪積世後期，ウルム氷期とみられる 45), 46) が， リス氷期～リス・ウルム間氷期とする意見もある [ 以下の [注] 参照 ] 。
この図幅地域内には湖岸および河岸両段丘堆積物が発達， 分布している。
分布 : 塘路湖の南岸に沿って狭長に分布する。
岩質 : 主に砂および礫の互層からなる。 砂層は帯黄褐灰色のもので， 粗～中粒砂で軟く， 斜層理が発達する。 礫層は帯褐暗灰色の 3 cm 以下の円磨礫からなり， より古い堆積岩や安山岩からの由来物が多く， 軽石粒を散含する。
層厚 : 5～7.2 m 以上である。
分布 : 達古武および阿歴内付近に発達する。
岩質 : 主として礫層からなり， 3～10 cm 大の各種の堆積岩や火成岩の円磨礫を主とする。
層厚 : 5～6 m である。
本地域に分布する洪積世末以降の火山噴出物には， 下位のローム質の火山灰風化土と表面にのる火山灰層がある。
火山灰風化土は本地域の北東部に， 冲積地を除く地形面に沿って分布する。 いわゆるローム状を示す褐色の粗ほうなもので， スコリア薄層（厚さ 5～15 cm）を１層やや上部にはさんでいる。 厚さは 50 cm～1.2 m である。 本風化土は標茶図幅地域のチヤンベツローム層に当るものと思われる。 その噴出源は摩周火山とみられ [ 以下の [注] 参照 ] ， その時代は洪積世最末期から冲積世といわれる 19), 69) 。
火山灰層は上述の風化土の上位， 地表面の近くにみられるが， ふつう台地上では２層， 冲積地の堆積物にはその頂部に５層が介在する 66) 。 台地上の２層は表層近くの上位のものが雌阿寒系（Me-a）， 下位のものが摩周火山系（M-f）であり， 冲積層にはこの外これら２層の間に摩周火山系の M-b， M-c， M-e の３火山灰層がはさまる 67) 。
Me-a は厚さ 5～20 cm で， 腐植土層（厚さ 10～20 cm）の下にあり， 上部（A 層）は暗灰色～暗褐灰色， 下部（C 層）は， 灰白色～淡灰色を呈する未熟土である。 本火灰層は山田忍 65) の M-a（摩周火山系）にあたる。
M-f は Me-a 直下にあり， 特有なオレンジ色～黄褐色を呈し， 軽石粒を含むものである。 本層はやや厚く 30～50 cm， 地表下 15～70 cm の深さにあり， 前に述べたローム質火山灰風化土の上にのる。 上部（A 層）は腐植に富み， 黒褐色を呈するローム質で， 下部（C 層）は上述のオレンジの色調を呈し， 0.2～1 cm 大の亜角軽石粒を含むが， ときに 0.5 m 大の火山細礫がまじっている。 この噴出時代は B.P. 約 7,000 年といわれる 21), 66) 。
分布 : 主として諸河川の沿岸に分布する。
岩質 : 泥， 砂， 礫および泥炭からなる。 泥炭は 塘路湖および達古武沼に注ぐ諸川の下流部や 水流のゆるい諸河川につくられている沼沢湿地の表面に発達している。 泥炭は帯褐暗灰色～灰褐色を呈する粗雑な未分解の植物体からなる。 泥炭の下位は泥， 砂， 礫などがつづいている。 尾幌原野は尾幌川による氾濫原で， 一部は泥炭からなるが， その多くは泥および細粒砂からなり， 薄い泥炭や礫層をはさむ。
層厚 : 尾幌原野では 7 m 以上である。
本地域に発達する根室， 浦幌両層群の地質構造は， 全体として南～南微西方にゆるく傾く同斜構造を呈する。 断層は NW - SE 性が卓越しており， 両層群の配列を乱し， 浦幌層群を根室層群の中にとり残して， モザイク状の地塊構造やあるいは向斜構造を形成する。 釧路層群は極めてゆるい撓曲構造を示している。
根室層群の走向は N 55°W～N 80°E で， 傾斜は 10～25°S である。 局地的にはより大きく傾くが， 30°を越えることはほとんどない。 本層群は全体として， S～SWS に傾く同斜構造を呈するが， これをよくみれば， その走向は中央部で E～W 性を示すが， 東西に行くに従い向きを僅かに北に曲げ， 更に東に追うと， 本地域の東縁では反転して南に向い， 隣接の厚岸図幅地域で NWN - SES 性の背斜構造を形成する。 本層群は局地的に小規模な半ドーム構造が発達する。
浦幌層群は， その一部を NE - SW 性の断層で限られた３地塊区 -- 上尾幌区， 青葉区および別保区 55) に分れる。 本層群全体としては， 根室層群と同様な構造に支配されている。 しかし， 上尾幌区は断層によって構造の修正を受けたようにみられ， その走向は根室層群のものとは小さい角度で斜交する。
上尾幌区は北西 - 南東に延びた狭長な分布区域で， その南西縁はこの方向の断層で限られる。 そのほぼ中央には断層でもたらされた向斜構造が発達する 55) 。 傾斜は 20～30°で， 本地域全体のものに比べて大きい。 断層の近くでは 60°で急斜することがある。 この向斜構造はその軸に直交する NE - SW 性の断層群で切られ， 階段状に転移している。
青葉炭砿付近の青葉区は， 両側を北西 - 南東の方向の青葉北断層と青葉南断層で根室層群で限られる 狭長な分布地区で， 本図幅地域にはその北西縁が僅かにみられ， その南東大半部は南接の昆布森図幅地域に入る。 本地区の浦幌層群は全体として SW に 10°内外で緩く傾斜するが， 断層に近ずいて 20°内外と傾斜を強める。 青葉南北両断層の傾斜は， 地表および坑内の調査によれば， ともに 45°内外とゆるく， 従って浦幌層群は底の浅い舟型状の落込みをしているものと思われる。
別保区は釧路， 大楽毛および昆布森の３図幅地域につながる大きな地塊区である。 これら地域を含めた別保区全体を大観すると， 浦幌層群は， 東から西南に張出した根室層群を弧状に取巻いて 西南方へゆるく沈下する半ドーム地帯であり， 本図幅地域はその北東縁部の一部を占めている。 この別保区は縦横の多数の断層でさらに大小の地塊に分断されるが， その傾斜はほとんど 10°を越えることはない。
本図幅地域内に発達する断層は， その方向によって大別すると 1) E - W 性， 2) N - S 性， 3) NW - SE 性および 4) NE - SW 性の４系統に分けられる。 このうち 3) NW - SW 性の断層系統が最も卓越し， 根室および浦幌両層群の分布や構造支配配している。 これらの断層の生成順序については， 断層の調査資料をもつ浦幌層群が孤立して分布するため， 地域全体にわたって把握することは難しい。 これを地区別にみると， 別保区では， 1) E - W 性が最も古く， 2) N - S 性， 3) NW - SE 性の順に新しい。 また， 上尾幌区では 3) NW - SE 性が 4) NE - SW 性の断層で切られている。 従って， もし両地の NW - SE 性断層を同時期のものとみると， その生成順序は 1)， 2)， 3)， 4) の順である。 この順序は昆布森図幅地域のそれとほとんど一致する 22) 。
浦幌層群がのる基盤の根室層群の層準についてみると， 上別保付近では， 小範囲の地域で１つは仙鳳趾累層， 他は汐見累層とそれぞれちがっている。 このような短い距離における基盤の層準のいちじるしい差異は， 両層群の間の不整合関係だけでは説明できない。 浦幌層群の堆積前にすでに断層運動や褶曲運動が行われ 54) ， 一部では地塊構造を形成しているものと考えることができる。 この地域の断層の多くは， 浦幌層群の堆積後に生じたものであるが， 上に述べた状態から， 断層運動はすでに白堊紀末にはじまり， 浦幌層群の堆積後まで継続したとみることができよう。
釧路層群は本地域の北大半部に広く分布し， 北に向って厚化する。 本層群が示す傾斜は数度未満で， ほとんど水平に近く， これからは構造はわからない。 しかし， 本層群の各累層， 特に鍵層となる東釧路累層の泥層および達古武累層の主部層の分布高度差 [ 以下の [注1] 参照 ] によって， その構造を推定することができる。 東釧路累層と達古武累層の主部層の境の高度 [ 以下の [注2] 参照 ] を追うと， 本地域の北東部の北片無去から中央の阿歴内にかけて， これを結ぶ NE - SW 方向に１つの撓上構造が認められる。 東釧路累層はこの構造に沿って露われており， その上面の高度は， 北片無去（地点 ③）で 75 m， 阿歴内市街地付近 [ 以下の [注3] 参照 ] で 45 m である。 軸から離れた北西側では， 北片無去（地点 ④）で 60 m， 阿歴内北方（⑧， 〇44， 〇46， 〇47）で 25～20 m と低下するが， その傾斜は約１度である。 この北西側の沈下先には， この構造と平行して発達する撓下ないしは盆状構造が認められており， その軸は塘路から大楽毛西方に向って走る 42), 65), 66) 。
この構造は地形の上にも現われており， 本地域の分水界はこの構造軸に沿って形成されている。
本地域の有用鉱産資源は， 浦幌層群中の石炭が最も重要であり， 現在２炭鉱で稼行されている。
油徴は根室層群中のものが厚岸付近で知られたことがあり 38), 47) ， また根室地方では確実なものがあって 12), 38) ， 白堊系の石油の賦存が推定されている。 しかし， 現在までその実体を把握するまでに至っていない。
建造資材は比較的開発されており， 主として尾幌山附近の安山岩， 根室層群の砂岩， 浦幌層群基底の礫岩， および釧路層群の礫層が対象となっている。 また， 釧路層群の軽石質凝灰岩はブロック建材として利用されたことがある。
砂鉄は釧路層群に含まれるが， 最近注目されたものであり， その鉱床探査は各方面で進められている。 本図幅地域ではまだ稼行の対象になる鉱床は知られていない。
石炭は浦幌層群の春採， 天寧および雄別の各累層に挾有され， より上位の夾炭層である尺別累層は本地域では削剥されている。 本地域内の主要夾炭層は春採累層であり， やや厚い炭層は３層がある。 最上位の炭層は天寧累層直下のいわゆる「蛮岩付き」で， 厚さは数 cm から 90 cm に変り， 一般に東方に向うに従い炭質は劣悪となり， 厚岸炭砿付近では主として炭質頁岩からなる。 この下位 4～10 数 m にある炭層は， 厚さが 30～130 cm で， 主として炭質頁岩からなり， 薄い石炭をはさむ。 最下位の炭層はいわゆる「春採本層」で， 釧路炭田東部の各地で稼行の対象にされるものであり， 本地域における唯一の稼行対象炭層である。 「春採本層」の炭丈・山丈は 上尾幌区で（炭丈・山丈 =）75～95・110～180 cm， 青葉区（本図幅地域外）で 90～100・190～210 cm， 上別保付近では 20～40・30～60 cm（本図幅地域内）～ 120・250 cm（新別保炭砿（釧路図幅地域））である。 炭質は青葉区のものが最も優れている。
このほか， 天寧累層の中位にある石炭も， 一部では稼行的であり， 一時， 厚岸炭砿付近で「上層」として採堀されたことがある。 雄別累層中の炭層はいずれも薄く， 炭質も劣り， 稼行価値のあるものはない。
本地域内で， 現在操業中の炭砿は上尾幌区において， 上村鉱業株式会社 厚岸炭砿と第一鉱業 南尾幌炭砿がある。 他に， 上別保付近では小規模な個人経営の２， ３の炭砿があったが， 現在すべて休止している。
鉱業権 : 厚岸炭砿は日東炭砿株式会社所有の鉱区の一部を借りうけて， 租鉱権を設定したものである。 租鉱権者 : 上村徳一（釧路国租鉱権登録第 66 号， 96 ha）
位置 : 厚岸郡厚岸町 上尾幌にあり， 根室本線上尾幌駅の北方約 2.2 km に位置する。
沿革 : この付近は， 古くは大正 7 年に旭炭山 第二坑として開発されたことがあったが， その主力は同 第一坑（現 南尾幌炭砿付近）であった。 その後， 昭和 4 年に上田炭砿として開坑されたが， 三ツ星（昭和 8 年 5 月）および大東（昭和 9 年 1 月）の炭砿を経たあと， 昭和 10 年 2 月に太平洋炭砿によって買収され， 新尾幌 第一坑として昭和 19 年 6 月まで操業している。 その後， 北海鉱山株式会社 上尾幌炭砿（昭和 21 年 10 月）および 日東炭砿株式会社 新尾幌炭砿（昭和 27 年）に移って出炭されていたが， 炭況の悪化で休止し， 現炭砿が昭和 36 年 3 月から引継いで現在に至っている。
現況 : 現在稼行している炭層は， 春採累層中の「春採本層」１枚で， 炭丈 90 cm， 山丈 163 cm である。 採掘区域は， 太平洋炭砿 新尾幌 第一坑の時代の採掘払い跡の深部であり， 向斜の北東翼部に当る。 これを軸心部まで達する南西方向に延びる斜坑（延長 730 m， 傾斜 10 度）で採掘している。 採炭法は片盤式の前～後退式長壁法により， 鉄柱カッペ採炭を採用している。 その払面長は 70～100 m で， カッター（薄層用のローダーカッター）， ピック， 発破で採炭する。 運搬方法は， フラット（パンザ）コンベア -（切羽）- 電車（片盤坑） - 捲揚機（斜坑） の系統によっている。
炭質および用途 : 石炭の分析結果は第 11 表に示したが， 非粘結の亜瀝青炭で， 水選炭の発熱量は 5,000～5,800 カロリーである。 すべて家庭煖房用燃料として， 釧路市および釧路管内に送られている。
従業員および出炭 : 従業員 74 名， 職員 22 名， 計 96 名（39 年 9 月現在）である。 出炭量は年産 26,300 t（昭和 36 年度）， 33,000 t（昭和 37 年度）および 33,910 t（昭和 38 年度）である。
鉱業権者 : 本炭砿は日東炭砿株式会社所有の鉱区の一部で租鉱するもので， 租鉱権者は伊藤与一郎である。
位置 : 厚岸郡厚岸町 上尾幌にあり， 根室本線 上尾幌駅の西方 600 m に位置し， 厚岸炭砿の南東に当る。
沿革 : 明らかでないが， 大正 7 年に旭炭山 第一坑として開発されたのがはじまりである。 今次大戦後は上尾幌炭砿の旭坑として一時採掘したことがあるが， 間もなく休止し， 昭和 37 年 11 月から現在の南尾幌炭砿が小規模で着手し， 38 年 2 月から出炭している。
現況 : 稼行炭層は厚岸炭砿と同じく「春採本層」で， その南東延長部に当る。 炭丈は 110 cm 内外， 山丈は 153 cm 内外で， 厚岸炭砿のものよりやや薄化し， また炭質も劣っている。 採炭は北方に向う沿層水平坑（400 m）で， 発破昇り向き法で行っている。
炭質および用途 : 石炭の工業分析結果は第 11 表に示したが， 現在の炭質はこれより劣り， 無水選炭の発熱量は 5,000 カロリーを越えない。
従業員および出炭 : 月産 200 t 前後で， 従業員は 8 名， 職員は 2 名である。
| 炭砿 | 炭層 | 水分 % | 灰分 % | 揮発分 % | 固定炭素 % | 硫黄分 % | 発熱量 カロリー | 備考 |
|
日東炭砿
（厚岸炭砿） | 春採本層 | 7.77 | 19.21 | 39.20 | 33.82 | 0.26 | 5,629 | 炭田誌 44) による |
| （上尾幌炭砿） |
（天寧層）
上層 | 7.27 | 26.20 | 36.30 | 29.83 | 0.52 | 5,002 | 同上 |
| 旭炭山第一坑 | 春採本層 | 10.32 | 11.83 | 43.37 | 32.28 | 0.37 | 5,225 | 飯塚 14) による |
| 厚岸炭砿 |
同上
洗中塊 | - | 17.0 | - | - | - | 5,830 | 山元資料 |
| 同上 |
同上
洗粉炭 | - | 17.6 | - | - | - | 5,790 | 同上 |
本図幅地域内で石材として利用できるものは， 尾幌山南部の安山岩， 根室層群の阿歴内累層と門静累層の砂岩， 浦幌層群基底の別保累層の礫岩などである。 このうち現在本地域で操業しているのは， 安山岩を対象とした尾幌砕石株式会社である。
この採石地は根室本線 尾幌駅の西方約 3.6 km にあり， 国道（44 号）をはさんで南北２カ所で採石している。
対象岩石は角閃石安山岩である。 この岩石は古くは尾幌山付近のものが， 根室本線敷設の際， 一時利用されたことがあった。 現会社は， 国道の北側の岩体を採石していた釧路開発建設部から昭和 38 年 10 月に引継いで操業し， 同時に国道南側の岩体をも開発しはじめたものである。
従業員（職員を含む）は 20 人， 月産 2 万～2.5 万 m3 を生産し， 建築骨材用， 道路路盤用， 補修用などに供している。 本岩の土木工学試験結果は第 12 表に示した。
根室層群の砂岩は， 東に隣接する厚岸図幅地域の門静付近で門静累層のものが大規模に開発されている。 しかし本地域内では， 門静累層の発達が悪く， また， 阿歴内累層の露出が少く， 地理的に不便のためその開発は小規模にとどまり， 現在すべて休止中である。 本地域内の旧採石場は東阿歴内付近， 上尾幌駅の東方および東遠野付近にある。
東阿歴内付近の採石地は， 阿歴内累層の堅固な凝灰質砂岩を主な対象としたものである。 その可採高は約 7～10 m である。 また一部は普通輝石安山岩をも採石された。 主に道路敷石材として村井建設木材工業 KK によって採取されていたが， 現在休止している。 調査時， 従業員（職員を含む）13 名で， 日産約 23 m3（5 cm 大砕石）である。 石材の試験結果は第 12 表に示した。
上尾幌の東方 2.2 km の採石場は， 門静累層の堅硬な凝灰質砂岩を採取したもので， その可採高は約 10 m である。 しかし， その露出が少くなり休止している。 現在すぐ東側で釧路営林署によって， 門静累層の直上位の， 仙鳳趾累層下部層の硬質板状泥岩が道路補修用として， 小規模に断続的に採石されている。
東遠野付近では門静累層の凝灰質砂岩を対象に採石したことがあるが， かぶり（釧路層群）が厚くなったため， 現在休止している。 露出している（垂直）厚さは数 mである。
別保累層の礫岩を対象とした採石は， 西隣の大楽毛図幅地域の東遠野， その他で大規模に行われている。 また， 上別保付近では， 釧路開発建設部， 本田組， 北立採石 KK などが操業中であるが， いずれも釧路および昆布森図幅地域内にある。 本地域では上別保で和田山石材会社が， 厚さ 10 m 余の礫岩層を対象に採石したことがあるが， 現在休止している。 その土木工学的試験成績は第 12 表に示した。
| 産地 | 地層 | 岩石 | 比重（JISA 1110） | 吸水率（JISA 1110） | 耐久（安定）性試験 （JISA 1122） | 摩擦（ロサンゼルスすりへり）試験（JISA 1121） |
|
尾幌採石 KK
（国道北側） | 角閃石安山岩 | 2.659 | 0.19 % | - | - | |
| 東阿歴内採石地 | 阿歴内塁層 | 砂岩 | 2.190 | 4.10 % | 3.1 % | 38 %（径 25～55 mm の採石） |
| 上別保（和田山石材） | 別保塁層 | 礫岩 | 2.353 | 4.80 % | - | - |
釧路層群の礫を対象にした比較的規模の大きい採取地は， 厚岸 - 標茶道道（現在西側に切換工事中）の厚岸町 大別峠（地点 ①）， 塘路市街地の北（地点 ⑰ 東， ⑱）および達古武の北方（地点 〇53）にある。 対象の礫はすべて塘路累層の礫層のもので， 主に道路補修築造用に利用される。
大別峠は図幅東北隅にあり， その対象は塘路累層砂質相部の１累相の礫層のもので， その厚さは 9～10 m である。 現在 厚岸町が付近２カ所で採取している。
塘路市街地の北の採砂利場は， 塘路湖の西北岸に２カ所がある。 塘路累層礫質相の礫層を対象としており， 現在 東側の地で地崎組が操業中である。 調査時 120 m3 / 日（トラック３台）の生産をあげている。 その採取中の礫層の厚さは 7 m である。 他の１つは釧路開発建設部で採取したことがある。
達古武の北方の採取地は， 市街地の直北東 1.3 km にあり， 礫質相の礫層を釧路開発建設部で断続的に採取している。 その採取面の礫層の厚さは約 12 m である。 礫の土木工学的試験の結果は第 13 表に示す。
|
試験 →
産地 ↓ | ふるいわけ試験（粒度 mm） | 耐久（安定）性試験 | 摩擦（ロサンゼルス）試験 | 単位容積重量 | ||||||||
| 25.4 | 9.52 | 4.76 | 2.38 | 1.19 | 0.59 | 0.297 | 0.149 | 0.074 | ||||
|
達古武
採取地 | 100 % | 96 % | 84 % | 59 % | 32 % | 24 % | 16 % | 10 % | 6 % | 3.7 %（粒径 4.76 mm 以下） | - | - |
| 同地の北方 3 km | 100 % | 91 % | 77 % | 67 % | 51 % | 30 % | 10 % | 4 % | 3 % |
5.0 %（粒径 9.52 mm 以上）
4.0 %（粒径 4.76 mm） | 17 %（粒径 2.5～5.0 mm） |
1.618
t / m3 |
砂礫を対象とした採取地は， 阿歴内の北方と共和（地点 〇45 付近）にあるが， 後者は休止中である。 これらは達古武累層の下部の砂礫層のものであり， その採取は小規模にとどまっている。
ブロック建材原料としては， 釧路層群の達古武累層主部層の軽石質凝灰岩が， 達古武付近（地点 〇52）で摩周ブロック会社が小規模に採取したことがある。 現在は休止している。
釧路層群には砂鉄が含まれる。 現在知られている釧路地方の砂鉄の比較的濃集している鉱徴地は, 鶴居 村 茂幌呂 から 標茶 町 中久著呂 を経て， 同町 上オソツベツまでの間に集中し， その標高は 100 m 内外であり， この分布地は釧路層群の北東縁の近くでこれと平行している 4), 5) 。
砂鉄が比較的含まれる層準は， 本図幅地域の調査によれば， 他地域と同じく 5) ， 達古武累層と塘路累層である。 達古武累層は主部層， 塘路累層では砂質相部の最上位であり， ともに斜層理がいちじるしく発達する部分とそのすぐ上位に縞目を呈して含まれる。 本図幅地域内では， とくに濃集した砂鉄鉱徴地は知られていない。 強いてこれを挙げれば， 上別保付近（地点 〇62）， 上尾幌駅の北東 3.3 km の地点（アレキナイ川にかかる橋の傍）， 東遠野北方（地点 〇30 [ ← ? ; 地質図幅上では地点 〇30 は東阿歴内の南東 or 南片無去の西にある ] ）， 南片無去小・中学校の北 500 m の道路切割， 東阿歴内付近の開発道路切崖（地点 〇41）， 高台付近の道路切割（⑧～⑪～⑫～⑬）， 阿歴内北方（地点 〇46）などがある。 いずれも低品位で砂鉄鉱層の厚さも薄い。 前２者地は塘路累層の最上位， 後５者地は達古武累層の主部層またはそのすぐ上， 下位の層準にそれぞれ含まれる。 砂鉄はすべて厚さ数 m 以下の中粒～粗粒砂層の中に数 cm 以下， 多くは 2～3 mm の薄層の縞目を示して胚胎している。
これら鉱徴地のうち， 藤原哲夫 6) は 高台付近（バルマイ川流域の鉱床）と 阿歴内北方（モアレキナイ川流域の鉱床）のものについて調査し報告している。 これによれば， 第 14 表に示すように， 平均着磁率は 10 % 以下の低品位で， 鉱床の規模は小さく， 稼行の対象にはなり得ないという。
| 鉱徴地（鉱床） | 平均着磁率 | 磁選精鉱の分析 | 賦有状態 | 予想鉱量 | 文献 | ||||
| TiO2 | T.Fe | TiO2 / T.Fe | 延長 | 胚胎層の厚さ | 表土 | ||||
|
高台,
パルマイ川流域の鉱床 | 6.2～8.7 % | 8.5 % | 49.89 % | 0.17 | 400 m | 0.6～0.2 m | 1～2 m |
（品位 6～9 %）
12,500 t | 6) |
|
阿歴内の北方,
モアレキナイ川流域の鉱床 A | 10 ± % | 15.30 % | 49.83 % | 0.31 | 30 m | 1.5～2.0 m | 1.2 m |
（10 %）
3,375 t | 6) |
|
阿歴内の北方,
モアレキナイ川流域の鉱床 B | 6.6 % | - | - | - | - | 0.3 m | 1.6 m | - | 6) |
|
上尾幌
（同駅の南東 3.3 km） | - | 11.01 % | 53.69 % | 0.21 | - | - | - | - | 4) |
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Kushiro, No.36
By YOSHIO OKAZAKI ＆ HARUO NAGAHAMA (Written in 1963)
The Oboro sheet map is located in eastern Hokkaido, lying between latitudes 43°00' and 43°10' N and longitudes 144°30' and 144°45' E. The area also occupies a part of the eastern district of the Kushiro coal field and the western part of the hilly districts known as the Nemuro-terrace (100 - 120 meters in altitude)．
The strata exposed in the area are the Nemuro group of upper Cretaceous, the Urahoro group of Paleogene, and the Kushiro group and some deposits of Quaternary. Igneous rocks occur in the Nemuro group. The general stratigraphical succession of these deposits is shown in table 1.
| geological age | formation | thickness (m) | igneous rock | |||||
| Cenozoic | Quaternary | Recent | Alluvium | +7 | ||||
| Pleistocene | Terrace deposits | 4 - 7 | ||||||
| Kutcharo pumice flow deposits | 20 | (Dacitic) | ||||||
| Kushiro group | Toro formation | Gravelly facies | Sandy facies | +70 | ||||
| Takkobu formation |
Main member
Lower member | 7 - 27 | ||||||
| Higashi-kushiro formation | +20 | |||||||
| Paleogene | Oligocene | Urahoro group | Shitakara formation | +40 | ||||
| Yubetsu formation | 110 | |||||||
| Tenneru formation | 60 | |||||||
| Harutori formation | 15 - 80 | |||||||
| Beppo formation | 10 - 40 | |||||||
| Mesozoic | Upper Cretaceous | Hetonaian | Nemuro group | Shiomi formation | +150 | |||
| Semposhi formation | Upper member | 500 | Andesite (necks) | |||||
| Lower member | 20 - 400 | |||||||
| Monshizu formation | +10 - 320 | |||||||
| Otamura formation | 120 - 400 | |||||||
| Arekinai formation | + 350 | Andesite, Basalt (sheet, lava) | ||||||
The Nemuro group, which is the basement rocks, and assigned to Hetonaian age, is distributed widely in the southern part of the area, but the lower half of the group has only a very small distribution. It is entirely of marine deposits partly interbedded with some pyroclastic rocks. The group is divided into five formations as shown in table 1.
1) Arekinai formation is the lowermost of the group, and consists mainly of mudstone, tuffaceous sandstone, tuff and tuff breccia, including lava flows, All the rocks of the formation are considerably pyroclastic. It contains Inoceramus cfr. shikotanensis NAGAO and MATSUMOTO and Asteroid.
2) Ōtamura formation is composed chiefly of hard mudstone intercalated with sandstone.
3) Monshizu formation consists chiefly of tuffaceous sandstone intercalated with thin mudstone.
4) Sempōshi formation has the widest distribution among the Cretaceous deposits of the area. It is divided into the following two members :
Lower member is composed chiefly of hard platy mudstone.
Upper member consists almost of mudstone. The two members partly intercalated with thin layers of sandstone and tuff. Ammonites have been formerly found.
5) Shiomi formation is the uppermost of the group in the area mapped and distributed only the south-westen corner of the area. It is composed of an alternation of mudstone and sandstone including conglomerate, and contains Terebratulina sp..
lgneous rocks occur as sheet, necks or lava flows. The sheets are composed of augite andesite and augite-olivine basalt, and intruded into the Arekinai formation. The lava flows composing of augite andesite, are included in the Arekinai formation. The necks composing of hornblende andesite penetrate into the Sempōshi formation, arrange in the direction of SSW from Oboro-yama.
The group has a small isolated distribution in the south-western part of the area, and is underlain unconformably by the Nemuro group. It is composed mainly of lacustrine deposits except the uppermost of marine origin, and assigined to Oligocene in age. The group in the area is divided into five formations as is shown in table 1.
1) Beppo formation is the basal part of the group and consists almost of blackish conglomerate.
2) Harutori formation is the most important coal-bearing formation, and composed of an alternation of sandstone and mudstone. It contains plant fossils.
3) Tenneru formation consists chiefly of reddish conglomerate and partly of sandstone and mudstone. Several coal seams are intercalated.
4) Yūbetsu formation consists of an alternation of sandstone and mudstone with thin coal seams. It contains Corbicula shitakaraensis SUZUKI.
5) Shitakara formation consists of sandstone with thin beds of conglomerate and contains Ostrea sp..
The group has the widest distribution in all the deposits of the area. It is underlain unconformably by the Nemuro and the Urahoro groups. The group is composed almost of unconsolidated marine deposits containing many molluscs, and partly interbedded with a few lacustrine sediments. The group is one of the typical lower-middle Pleistocene deposits in Hokkaido. The group is divided into the following three formations :
1) Higashi-kushiro formation is characterized by a comparative thick mud bed, and consists of mud, sand and gravel, with interbedded layers of peat. The uppermost of the fomation contains such as molluscs Acila, Peronidia and Macoma.
2) Takkobu formation is underlain unconformably by the Higashi-kushiro formation. It is divided into two members -- the lower and the main members.
Lower member is distributed only in the western margin of the area. The member consists almost of fine- or medium grained sand, and contains many molluscs such as Acila, Pecten, "Cardium", Macoma, Mya, etc.
Main member is considerably pyroclastic. The member is composed chiefly of an alternation of pumice, gravel and sand. It contains many animal fossils such as "Echinarachnius", Venericardia, Diplodonta, Spisula, Macoma, Mya, Balanus, etc.
3) Tōro formation is the uppermost of the group. The formation shows a lateral change in lithologic facies from gravel to sand intercalated with mud. The gravelly deposits are probably of fan-deltaic origin, and marked with diagonal bedding. It is distributed only in the north-western margin of the area mapped. The sandy deposits are of marine origin, and contains many molluscs such as Fzusitriton, Acila, Venericardia, Macoma, Mya, etc..
The deposits have a small scattering distribution, and is underlain unconformably by the Kushiro group. They are probably the ejecta of Kutcharo volcano, and composed of augite-bearing hypersthene dacite.
The terrace deposits are underlain unconformably by the Kushiro group or the Kutcharo pumice flow deposits. The deposits are composed of gravel and sand.
The river terrace deposits have a narrow distribution along the Moarekinai and the Takkobu rivers. The terrace is from 5 to 10 meters heigh above the present river floor.
The lacustrine terrace deposits, which are probably of fluvial origin, are distributed along the southern shore of Lake Tōro. The terrace is from 4 to 20 meters heigh above the lake surface.
The Alluvium are distributed along the Oboro river and other rivers, and consist of sand, gravel, mud and peat.
The Nemuro group together with the Urahoro group reveals, as a whole, an isoclinal structure dipping gently to the south or south-west. The faults are classified into four groups of E - W, N - S, NW - SE and NE - SW trends, successively from Older to younger ages. A synclinal structure of the Urahoro group caused by the fault movement trending NW - SE direction is observed, and the Urahoro group appears in the Nemuro group as the fault block, but their first movement is considered to date back to late Cretaceous.
Coal is the most important mineral resource in the area. The main coal seam working now is called "Harutori-Honsō", interbedded in the Harutori formation. lts thickness varies from 1.1 to 1.8 meters. "Jōso" in the Tenneru formatiom had been once mined, and is 0.9 meters in thickness.
Some andesite bodies near Oboro-yama are working for building and road stones. The Nemuro group has many thick bodies of sandstone, some of which had been once used for road stone. The Kushiro group is a potential source of gravel, and worked at many locations today.
Iron sand is contained in the Kushiro group, but the workable placer deposits have been not yet discovered in the area.
昭和 40 年 3 月 25 日 印刷 昭和 40 年 3 月 30 日 発行 著作権所有 北海道開発庁