５万分の１地質図幅説明書
（釧路 第 48 号）
通商産業技官 河合正虎
地質調査所
昭和 31 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 上部白堊系 II.2.1 根室層群 II.2.2 角礫質安山岩 II.3 古第三系 浦幌層群 上別保累層 チョロベツ累層 舌辛累層 浦幌層群の対比と地質時代 II.4 新第三系 砂岩岩脈 II.5 第四系 II.6 地質構造 II.6.1 根室層群の地質構造 II.6.2 浦幌層群の地質構造 III. 応用地質 III.1 石炭 III.2 砂利 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書（昭和 30 年 １ 月稿）
（釧路 第 48 号）
本図幅の野外調査は昭和 27 年 8 月末から 10 月にかけて実施し， 所要日数は 70 日を費した。
調査に当っては主として浦幌層群ならびに仙鳳趾半島部の上部白堊系の資料を， 北海道大学佐々保雄教授から提供され， 西半部の太平洋炭鉱株式会社の鉱区を中心とした地域の資料は， 同炭鉱鉱務課から提供を受けた。 同社顧問の永渕正敍氏ならびに技師豊島経世氏からは なお多くの援助をうけることができた。
この地域は北海道東部の南岸にあり， 釧路市の東に隣接する。
地形は概して丘陵状の山地（図版 5 参照）からなる。 地域の中央部を NW - SE に走る山嶺を境として， その両側では地形の性質を異にする。 すなわち西側では E - W 性の山嶺が繰返しており， 東側では海岸に接して分水嶺があり， その南はたゞちに断崖をもって太平洋に臨み， その北にはきわめて平坦な小丘陵が南北に並列している。 小丘陵の間を小河川が蛇行し， その流域には冲積地が発達して湿地帯ないし草原を形成している。
一般に地形の緩急の差異は岩石の硬軟に起因しており， 根室層群（上部白堊系）の 老者舞礫岩層・去来牛礫岩層・汐見砂岩泥岩層・知方学砂岩泥岩層・角礫質安山岩， 浦幌層群（古第三系）の別保礫岩層および天寧岩礫層の分布地域では， しばしば急峻な地形を呈することがある。
本地域の太平洋岸は著しく海蝕をうけており， 海岸線は東西に走り， 凹凸が少なく， ほゞ連続して海蝕崖が形成されている。 海上には海蝕の残存物としての岩礁が露出し， そのおもなものは西から立岩・トド岩・タコ岩・蠟燭岩および大黒岩である。 また海中にも多数の暗礁が伏在する（図版 1， 2 参照）。 これらの岩礁には海蝕の残留物であるもののほかに， 山地からの巨大な転石からなるものも含まれている。 いずれにしても， 海岸において処々に見られる崖崩れとともに， 海岸線が海蝕によって後退していることを示すものである。
砂浜としては， チョロベツ川川口およびソムテキ等の海蝕崖下に小規模のものがあるに過ぎず， 顕著なものはない。 これらの砂浜附近はいずれも遠浅である。
東部の厚岸湾岸においては， その南域の地形は太平洋岸と同様であり， 北域では南域に較べて岩礁も少なく断崖も小規模である。
これはこの地域が軟弱な仙鳳趾泥岩層からなるためで， 海蝕はこゝにも急速に進んでいることが認められる（図版 3 参照）。
厚岸湾岸にも小規模の砂浜が分布している。
図版 1 ではソムテキの海蝕崖と暗礁の存在を， 図版 2 では海蝕によって生じた海岸線を， 図版 3 では厚岸湾岸の防波堤による侵蝕作用の防止状況を示した。
図版 4 は巨大な岩石の崩壊状況を示したものである。
海岸が上述のような地形であるため港湾に乏しく， 図幅地域で港と称すべきものは昆布森のみで， 他の地域は僅かに小舟の出入を許す程度である。
本地域はわが国で最も濃霧の発生が著しいことで知られ， 天候の良好な期間は僅かに 8 月中旬から 11 月上旬までの２ヵ月余に過ぎない。
この地域の基盤をなす根室層群は， 小林儀一郎によって下部第三紀層硬質頁岩砂岩互層 3) ， 渡辺久吉によって白堊紀（?）の黒色堅硬頁岩および砂岩互層 5) または釧勝層 12) ， 門倉三能 6), 7), 8), 9) および飯塚保五郎によって白堊系 13) とされた地層である。
鈴木達夫は化石 19), 20) によって白堊系に属することを明らかにした。 また今井半次郎 16) は第三系または白堊系から第三系に亘る漸移層が含まれると考えた。 すなわち， この附近では時代を決定する化石の産出が乏しく， 根室層群の上部の化石は第三系のものと共通な属が多いため， 地質時代が不明瞭であった。
根室層群は下部では海底火山の噴出物を顕著に含み， かつ細粒堆積物からなり， 上部になるにしたがって粗粒の堆積物となる。 この上半部の粗粒の部分は以前には第三系 6), 7) とされたが， 佐々保雄および林一郎 45) によって白堊系に含められた。
本地域の第三系は浦幌層群とよばれる。 この地層は 十勝国から釧路国に亘って広範囲に分布する陸水性～瀕海性の古第三系で， 中新世とされたこともあるが， 化石によって 石狩層群の上半（中・上部始新世ないし下部漸新世）に当ることが明らかになった。
浦幌層群 [ 以下の [注] 参照 ] は佐々保雄 26) によって 下部から別保層・春採層・天寧層・雄別層・舌辛層および尺別層に区分された。 筆者はその堆積輪廻を考慮して 上別保累層（別保礫岩層・春採夾炭層）・ チョロベツ累層（天寧礫岩層・雄別互層および清水泥岩層） および舌辛累層（米町砂岩層・ムサ泥質砂岩層）に区分した。 本層群の上位には上部漸新世の音別層群がくる。 しかしこの地域では舌辛累層までが残り， その上位の地層は削剝されて欠如する。
別保礫岩層は釧路市近傍の石炭調査において， 徳田貞一が白堊系の最上部の礫岩 15) と考えたものである。
浦幌層群の分布は西に広く， 東には僅かである。 また本層群堆積後の断層運動によって， 上部白堊系の根室層群の分布区域に， 狭い幅で細長く取り込まれている部分もある。 北隣の尾幌図幅の上尾幌附近において， NW - SE に延びる浦幌層群はその好例で， 本地域の仙鳳趾北西の浦幌層群はこれの延長部と思われる。
浦幌層群に含まれる石炭の産地は， 一括して釧路炭田・浦幌炭田または釧勝炭田とよばれることがある。
西隣の釧路図幅地内には， 釧路層とよばれる洪積世の凝灰質堆積物が広く分布するが， 本地域には現われない。
北海道の東部には， 高低差によって区別されるいくつかの段丘堆積物があり， 大別して上段のものを根室段丘， それより低所のものを釧路段丘とよぶ。 本地域では， 仙鳳趾半島部に小規模な根室段丘堆積物が見られるが， 地質図には省略した。
図版 5 は釧路市と昆布森村との境界附近の山地で， 山頂部には釧路層が分布し， 山頂面が根室段丘に当る。
本地域の地質系統の層序を第 1 表に示す。
上部白堊系に属するものには， 根室層群と角礫質安山岩とがある。
上部白堊系に属する根室層群の下限は未詳である。 本地域の根室層群は下位から厚岸累層および昆布森累層に区分される。
厚岸累層は細粒堆積物からなり， その下半部は化石によって， 上部白堊系に属することが明らかである。
昆布森累層は， 厚岸累層と整合関係にあると思われる粗粒の堆積物である。
本累層は下位から門静互層・仙鳳趾泥岩層および汐見砂岩泥岩層に区分される。 かって鈴木達夫 14), 15) によって報告された Inoceramus は仙鳳趾泥岩層中からのものである。
門靜互層 : 門静互層は本地域内には現われないが， 根室層群中で地質時代を明示する唯一の地層であるため， こゝに記述する。
本層は厚さ数 100 m 以上と考えられる厚層で， 下限は未詳である。 主として砂岩と頁岩との互層からなり， 輝石安山岩の角礫質熔岩ないし凝灰角礫岩および礫岩を挾有する。
砂岩は一般に帯藍灰黒色ないし淡青緑灰色を呈する細～中粒の緻密， 堅硬な岩石で， 時に淡緑色に灰白色の小斑点を混え， 凝灰質である。
頁岩は一般に灰黒色を呈する珪質の緻密， 堅硬な岩石で， 凝灰質のことがある。 縞状に Inoceramus の破片を含むことがある。 頁岩の厚さは１単位数 cm～数 m のもので， ほゞこれと同じ厚さの砂岩と互層する。
角礫質熔岩は茶褐色～暗灰色を呈し， 輝石安山岩の角礫からなり， 集塊岩・凝灰角礫岩に移化する。 これらの岩石の角礫の大きさは普通は数 cm 以下である。 これらの岩石の厚さは一般に数 m であるが， 角礫質輝石安山岩が岩頸として現われているものに連続する部分では厚く， これから遠ざかるに従って薄くなり， 岩質も次第に火山礫岩を経て凝灰質砂岩に移化する。
礫岩は上記のような火山礫岩であって， おもに安山岩の角礫～亜角礫からなり， 僅かに砂岩・頁岩・珪岩および粘板岩等の径 1 cm 以下の細礫や小粒を含み， また介化石や植物化石の破片を含むことがある。
門静互層は海底火山の噴出が旺盛であった時期の堆積物で， 多量の安山岩質物の供給をうけたものである。 安山岩の岩頸および集塊岩に接している箇所では， 他の部分より岩石は硬い。
本層は北隣の尾幌図幅および北東隣の厚岸図幅地内に現われ， 厚岸図幅の門静北西の採石場の砂岩および頁岩からは Inoceramus を多産する。 佐々保雄 63) はこゝの凝灰質砂岩から Inoceramus shikotanensis NAGAO & MATSUMOTO および I. kushiroensis NAGAO & MATSUMOTO を採取し， 筆者は Inoceramus sp.（group of I. ezoensis YOKOYAMA） および I. sp.（naumanni と同様の double ring をもつもの） を採取した。 このほか附近の礫岩中に Ostrea sp. および Terebratulina sp. を含むことがある。 また本層には植物化石(海藻?)の破片を各所に含む。
化石によって， 本層はヘトナイ統上部階に当る [ 以下の [注] 参照 ] 。
本層は門倉三能 8), 9) および飯塚保五郎が砂岩および頁岩の互層とした地層に当ると思われ， 門倉 8), 9) は阿寒炭田の舌辛川流域の互層から Nucula picturata YOKOYAMA， N. cfr. angulata Sow., N. cfr. mariae d'ORB., Solen sp., Tellina sp. が報告されている。
仙鳳趾 泥岩層 : 本層は門静互層から漸移し， 本図幅地域に現われる最下位の地層であり， 本地域の北部から北東部に亘って広く分布する。 本層は多くの断層によって切断されているため， その厚さは正確には求め難いが， 約 800 m に及ぶと思われる。
本層はおもに泥岩からなり， 砂岩および凝灰岩の薄層を挾む。
泥岩は一般に帯藍灰黒色～帯藍暗灰色を呈する。 多くは緻密， 均質で層理に乏しいが， 本層の下部では層理を示して頁岩質のこともある。 泥岩の固結は一般に不充分で， 吸湿性にとみ， 含水すれば容易に小破片となり， ついで崩壊して粘着性に富む粘土となる。 この粘土は乾燥すれば灰白色に固結する。 泥岩中には， 灰白色の堅硬な泥灰質の， 一般に数 cm～10 数 cm， 時としては数 10 cm の団塊がしばしば含まれる。 この団塊中には植物化石の破片が含まれることがあるが， 介化石は存在しない。 砂岩は一般に 1 m 以下の薄層として介在し， 細粒～中粒であるが， 稀に灰白色で縞状を呈するものや， 帯緑暗灰色の凝灰質のものがある。 砂岩は一般に本層の下部において顕著である。 凝灰岩は厚さ数 mm～数 cm の薄層をなし， 灰白色， 細粒， 緻密で， 泥岩と同様に水を吸って崩れ易い。 砂岩や凝灰岩あるいは凝灰質泥岩は， 泥岩中に数 m～10 数 m ごとの間隔に挾まれるが， 時としては数 10 cm の間隔で多数に挾まれることもある。 仙鳳趾泥岩層はその泥岩が崩れ易いことによって層理が不明瞭のことが多いが， 凝灰岩や砂岩の挾有されることによって層理が明らかにされる。
本層は門倉 6), 7), 8), 9) ・飯塚 13) および鈴木 19), 20) の頁岩層に当る。
鈴木は仙鳳趾附近から Ammonite を採取したが， このほかには未だ化石は知られていない。
汐見砂岩泥岩層 : 本層は仙鳳趾泥岩層と整合である。 仙鳳趾泥岩層の南側に露出し， 本地域の北西部から中部を経て南東部に亘って分布する。 西部に広く分布する浦幌層群は本層を基盤としている。 本層は多くの断層によって切断されているため， その厚さは正確には求められないが， 約 600 m である。
本層は砂岩を主として泥岩を伴なう互層からなり， 礫岩を挾む。 砂岩は帯緑暗灰色を呈し， 主として細粒ないし極く細粒の緻密， 堅硬な岩石である。 しかし， 一部には板状に剝離するもの， 粗粒のもの， または淡緑灰色で大豆大の泥灰質の小球を含むものがある。 砂岩の厚さは一般に数 cm～数 m である。 泥岩は帯緑暗褐色～帯緑暗灰色を呈し， 緻密， 堅硬なやゝ砂質の岩石であり， しばしば灰白色の径数 cm～10 数 cm の泥灰質団塊を含む。 泥岩の厚さは一般に数 cm～数 10 cm である。 礫岩は本層の上部に多く（第 1 図， 図版 6）， 一般に暗灰色を呈する岩石で， 粘板岩・黒色砂岩・珪岩・泥岩・藍灰色玢岩および閃緑岩質岩石等の円礫を含み， 礫の大きさは一般にそら豆大～米粒大であるが， 局部的には鶏卵大～拳大となり， 稀に人頭大のもの（尾幌川上流では人頭大の角礫質安山岩礫を認めた）があり， これらを帯緑暗灰色の豊富な砂で硬く膠結する。 礫岩は一般に厚さ数 m 以下であるが， 尾幌川上流では 20～30 m に達するものがある。 礫岩は連続性に乏しく， 含礫砂岩から粗粒砂岩を経て細粒砂岩に移化する。 粗粒砂岩の部分ではしばしば偽層が認められる（第 2 図， 図版 7）。 この礫質部は本層の上部に多い（第 1 図， 図版 6）。 特に中部地域において， 浦幌層群の下にみられる 汐見砂岩泥岩層の最上部を占める厚さ 30～40 m の間に最も顕著に現われる。 この礫質部は， 汐見砂岩泥岩層から上位の老者舞礫岩層に移化する漸移帯に当るものであろう。
本層の岩石を門静互層のものに比較すれば， 硬さにおいて劣り， 色調は緑色がかった多少の明るさを感ずる。 仙鳳趾泥岩層のものに比較すれば硬さも勝り， 色調は明るくなり， 吸湿性は乏しく， 水分を含んでも崩れ難い。
汐見砂岩泥岩層から産する化石としては Terebratulina sp. が最も多く， Acila その他巻貝や二枚介もある。 これらの化石は， 圧縮と歪みとをうけて変形しているのが常である。 ポントマリ海岸では数層の化石床が認められる。 そのほか植物（海藻 ?）の破片も含まれる。 第 2 表は 本層と知方学砂岩泥岩層から産する Terebratulina sp. 以外の化石表である。 泥灰岩の団塊中には しばしば Terebratulina sp. や植物化石破片が含まれるが， これらは団塊附近の泥岩中にも存在していて， 団塊中に特に多いとは限らない。 本層は門倉の蛮岩砂岩および頁岩の互層 6), 7) ・蛮岩砂岩層 8), 9) ， および飯塚 13) の砂岩および蛮岩層に当る。
本累層は図幅地域の東端附近に現われる。 粗粒の堆積物で， 化石に乏しく， かつ岩質が浦幌層群の礫岩に似ているために第三系 6), 7) とされたことがあるが， その後 Terebratulina sp. の産出と層位学的見地 39) から， 根室層群に含められたものである。
本累層は下位から老者舞礫岩層・知方学砂岩泥岩層および去来牛礫岩層に区分される。
老者舞 礫岩層 : 本層は図幅地域の南東部に分布する。 汐見砂岩泥岩層の上位にあり， 相互の関係は老者舞西方では明らかでないが， 厚岸湾岸南部では整合する（図版 8 参照）。 本層の厚さは円山附近では 120 m に達し， 北東および南西へ向かって急速に厚さを減じて約 50 m となる。
本層はおもに礫岩からなり， 砂岩および泥岩を挾有する。
礫岩は暗色を呈する堅硬な岩石である。 礫には暗灰色粘板岩および暗灰色砂岩が多く， 次いで灰白色～黒色の 珪質岩・玢岩・千枚岩質岩石・閃緑岩質岩石・安山岩および赤褐色珪岩等がある。 礫の大きさは下部では一般に鶏卵大～拳大であるが， 時には人頭大のことがある。 上部では大きさが減少してクルミ大のことが多い。 これらの礫の間は粗粒の砂で堅く充塡されている。 西部すなわち円山ないし老者舞附近と， 東部すなわち厚岸湾岸附近とでは， 礫岩の岩質がやゝ異なり， 西部のものには円礫が多く， 亜角礫は比較的に少なく，充塡する砂の量が比較的少なく， また最上部を除いては礫岩中に砂岩や泥岩が介在することが少ない。 これに対して東部では亜角礫が多く， 円礫のほかに角礫をも含み， また本層の下部においても充塡する砂の量が多くてむしろ含礫砂岩質を帯び， このようなものが全層を通じて砂岩や泥岩とともに頻繁な互層をする。 西部のものは浦幌層群の別保礫岩層に類似し， 東部のものは後述する去来牛礫岩層に似ている。
砂岩は暗灰色を呈し， 一般に中粒～粗粒で含礫砂岩に移化し， 偽層に富み， 厚さは 10 数 cm の薄層である。 泥岩は暗灰色～灰黒色を呈しやゝ砂質を帯び， 10 数 cm の薄層である。
知方学 砂岩泥岩層 : 本層は図幅東部の老者舞附近から知方学に亘る地域と， 古番屋西方との２地域に分布する。 老者舞礫岩層の上位に整合し， 厚さ約 150 m である。
本層は主として砂岩からなり， 泥岩を伴ない， 薄い礫岩を挾む。 砂岩は一般に暗灰色～灰色を呈し， 細粒～中粒であるが， 最下部および最上部には粗粒のものを含み， 下部では板状のものが多く， 上部になるに従って均質となり， 汐見砂岩泥岩層のものに似る。 泥岩は下部では砂質を帯び， 数 cm～10 数 cm の薄層のことが多いが， 上部になるに従って汐見砂岩泥岩層のものに似る。 礫岩は上位の去来牛礫岩層の直下にしばしば現われて， 連続性に乏しいことや， 礫種および礫の大きさ等， すべて汐見砂岩泥岩層の最上部のものと同様である。 この粗粒部からは Ezonuculana mactraeformis (NAGAO), Semifus tuberculatus NAGAO, Terebratulina sp. を産出することがあり（第 2 表参照）， この部分は去来牛礫岩層への漸移帯である。
本層と下位の老者舞礫岩層との関係は老者舞北方に見られ， その漸移関係を第 3 図に示した。 この図のように老者舞礫岩層と知方学砂岩泥岩層との間には， 傾斜の相違が見られることがあるが， これは老者舞礫岩層の砂岩中に偽層が著しく発達すること， 老者舞礫岩層の礫岩がしばしば膨縮して堆積していること， 等のために生じたものである。 また両層間に顕著な境界の認められる場所もあるが， 老者舞礫岩層の含礫砂岩に挾有される泥岩が， 知方学砂岩泥岩層の下部の砂岩中へ連続する事実によって， 両層間に不整合関係は存在しないことが明瞭である。
去來牛 礫岩層 : 本層は図幅地域南東端の知方学からその東方の去来牛（図幅外）の間に分布し， 知方学以西では削剝されて欠如する。 知方学砂岩泥岩層の上に整合する厚さ 60 m 以上の地層である。
本層は次に述べるような性質の礫岩ないし含礫砂岩の累重からなり， この間に薄い砂岩と泥岩を挾む。 すなわち礫岩は それぞれその最下部では鶏卵大～クルミ大（稀に拳大）の円礫を含み， 上部になるに従って粒度を減じ， 偽層の発達が著しくなり， 帯緑灰色の粗粒の砂に富む含礫砂岩質となる。 礫の種類は老者舞礫岩層のものと同様である。 このような層は， それぞれ西方では薄くなって消失し， 東へ向かっては厚さを増して数 m に達する性質がある。 この礫岩ないし含礫砂岩のほかに， 細粒から粗粒に亘る砂岩の厚さ数 10 cm のレンズや， これと同じ程度の厚さのレンズ状砂質泥岩をしばしば挾有する。 知方学では 本層の下底附近の数 m 以内の部分から Terebratulina sp. を産出することがある。
第 4 図および図版 9 は知方学における本層の露出を示したもので， 西で礫岩ないし含礫砂岩が薄くなるもの（A）と， 東へ向かって厚さを増すもの（B）とを示した。
本岩は図幅地域南東部海岸の老者舞から北西へ， 北西部の別保川中流に至る地帯に点々と露出し， その箇所数は 16 に達する。 なお厚岸湾岸の古番屋附近にも安山岩の径数 10 cm の転石 [ 以下の [注] 参照 ] を認めた。 これらのうち老者舞附近の岩体を除いては， いずれも径数 m～10 数 m の小岩体である。
本岩は クルミ大以下の黒色安山岩角礫を 灰黒色の安山岩質基質で充塡するものである。 角礫部は普通輝石安山岩であって， その斑晶は褐色輝石および斜長石（曹灰長石）からなり， 石基は輝石・斜長石（曹灰長石）・磁鉄鉱， 少量のガラス質物等からなり， 毛氈状構造を呈する。 基質部は輝石・斜長石および石英のほかに， 安山岩の微小な破片を含むが， 全般に炭酸塩鉱物が多数に生成しているので， その性質は詳らかでない。 なお方解石の細脈には基質から角礫にかけて貫通するものがある。
角礫質安山岩は 門静互層・ 汐見砂岩泥岩層・ 老者舞礫岩層および知方学砂岩泥岩層を貫ぬく岩脈～岩頸として現われる。 老者舞附近のものは 海岸においては汐見砂岩泥岩層および知方学砂岩泥岩層を貫ぬくが， その分布から一部には熔岩を含むと思われる。 門静互層を貫ぬく岩脈は， 門静南部の海岸では門静互層中の角礫質安山岩の熔岩に連なり， 熔岩の角礫は輝石安山岩のことと両輝石安山岩のこととがあり， 輝石安山岩の場合の充塡物中には角閃石を認め， 両輝石安山岩の場合には角閃石が認められなかった。
浦幌層群は根室層群を不整合に被覆し， 古第三系である。
本層群は小林儀一郎 3) の下部第三紀層中の浦幌砂岩礫岩互層， 門倉三能 6), 7), 8), 9) および鈴木達夫 19), 20) の下部第三紀層に当る。
本地域の浦幌層群は佐々保雄 26), 27) によって 下位から別保層・春採層・天寧層・雄別層および舌辛層に区分された。 なお， 別に徳田貞一が本地域の石炭調査を行って以来， 太平洋炭鉱では 本層群を尾幌蛮岩層・釧路夾炭層・別保蛮岩層・ 巴南 互層帯・清水頁岩層・米町（または春採）砂岩層 およびムサ頁岩質砂岩層に区分して呼んだことがある。 筆者は堆積輪廻を考慮し 本層群を下位から 上別保累層（別保礫岩層および春採夾炭層）・ チョロベツ累層（天寧礫岩層・雄別互層および清水泥岩層） および舌辛累層（米町砂岩層およびムサ泥質砂岩層）に区分することにした。 上記の３様の区分の相互関係は第 3 表に比較して示した。 なお， この地方の第三系のうち， 本地域では舌辛累層までが分布し， これより上位の地層は削剝されて欠如している。 第 5 図は本図幅地域の浦幌層群の地質柱状図である。
浦幌層群から産する植物化石は Metasequoia chinensis ENDO および Woodwardia Sasae OISHI & HUJIOKA 等で， 石狩層詳の羊歯植物群と近縁のものである。 動物化石は Yoldia, Venericardia および有孔虫等で， 音別層群や石狩層群の幌内層産のものと多くの共通種 63) をもつ。 第 4 表は図幅調査に際して採取した介化石を示すものである。
上別保累層は佐々による別保層と春採層を併せたものである。 筆者はこれら両層をそれぞれ別保礫岩層および春採夾炭層とよび， そして両層が漸移関係にあり， １回の堆積輪廻による地層であるので上別保累層として一括した。
別保礫岩層および春採夾炭層に該当する地層は， かつて今井 16) によって雄別夾炭層の基底礫岩層として一括して取扱われ， また， 西田 23) ・長尾および佐々 24) ならびに新生代対比委員会（1949）によっては， 留真層として一括されたことがある。 また釧路炭田の団体研究 44), 51), 52), 53) によれば， 同炭田の西部地域では， 別保礫岩層・春採夾炭層は上位の天寧礫岩層とともに基底礫岩層として一括された。 しかしこの図幅地域では， 別保礫岩層および春採夾炭層は１つの輪廻に属し， 天寧礫岩層は明らかにこれとは異なった輪廻に属する。
別保礫岩層 : 本層は浦幌層群の基底礫岩である。 ２， ３の疑わしい地区を除き， 本図幅の全域に亘って春採夾炭層の下位に常に存在するが， 厚さがきわめて薄い部分が少なくなく， このような部分は地質図上では省略してある。 基盤の根室層群に対する関係は， 露頭部においては平行不整合であるが， 全体的にみると， 図幅の西部地域から中央部南海岸沿いでは汐見砂岩泥岩層を， その北方の青葉炭鉱の附近では汐見砂岩泥岩層または仙鳳趾泥岩層を， 北東部の厚岸湾西側では仙鳳趾泥岩層を， また東部では知方学砂岩泥岩層および去来牛礫岩層を被覆することによって， 本層の基底には明らかに不整合が存在することを肯定せざるを得ない。
本層の厚さは変化が甚だしく， 図幅地域北西端の上別保附近では 50 m に達し， これを隔たるにつれて急速に薄くなり， ウヌンコイ沢附近では 10 数～20 数 m， 別保川上流附近（基点の沢―初音の沢）では 20～30 m， その他の地域では一般に数 m（第 4 図， 図版 9 および第 6 図， 図版 10 参照）に過ぎず， 図幅地域の東半部ではしばしば数 10 cm（図版 6， 第 1 図参照）となり， 浦雲泊 附近においてはその存在の疑わしい所もある。
本層は礫岩を主とし砂岩および泥岩を挾有する。 礫岩はいわゆる黒色礫岩とよばれ， その礫は黒色～灰色の珪岩・黒色粘板岩・暗灰色砂岩・輝緑凝灰岩を主とし， 玢岩および閃緑岩質岩石等を伴ない， 全体として暗色を呈するものの多い円礫～亜角礫であり， これらが暗灰色の細粒～粗粒の砂で硬く膠結されたもので， 天寧礫岩層に見られるような赤色を帯びる礫はほとんど認められない。 礫の大きさは別保礫岩層の厚さの増加につれて増し， 最大のものは人頭大に達するが， 一般には拳大～クルミ大である。 礫岩は上部になるにつれて粒度を減少して粗粒砂岩に移化し， 別保礫岩層は春採夾炭層に漸移する。 砂岩は一般に暗灰色を呈し粗粒であるが， 別保礫岩層の薄くなるにつれて， 細粒のものが著しくなる傾向がある。 泥岩は暗灰色を呈し比較的に軟弱である。 砂岩および泥岩の厚さはきわめて薄く， いずれも数 10 cm 以下である。
本層の礫岩は暗色を呈する岩石を礫として含み， またよく固結していることは， 上部白堊系の根室層群中の礫岩に似る。 さらに甚だしく膨縮する地層であることから， 本層は白堊系の最上部に属し， かつ本層の上位に不整合が存在すると考えられたこと 18) もあるが， 今井 16) によって浦幌層群の基底礫岩であることが明らかにされた。
春採夾炭層 : 本層は別保礫岩層の上位に整合する。 しばしば別保礫岩層が粒度を減少して， 春採夾炭層の下部の砂岩に漸移する。 図幅外西方の釧路地域では厚く 80 m に達するが， 本図幅地域に入っては次第に薄くなり， 中部以東では約 20 m に過ぎない。 上別保累層の厚さの変化から， 釧路炭田東部の本累層の堆積盆地の中心は 図幅地域の南西方の春採南方海域と考えられる。
第 7 図に中部地域の春採夾炭層の地質柱状図を示した。
本層は砂岩と泥岩との互層からなり， 数枚の炭層を挾む。 砂岩は一般に淡灰白色～灰色を呈し， 中粒～粗粒である。 また時としては帯青白色のアルコーズ質のことや， 細粒で縞状を呈するもの， あるいは含礫砂岩のことがある。 中粒～粗粒の部分ではしばしば偽層が発達し， それに伴なって含礫砂岩に移化することがある。 諸処において酸化鉄のため赤褐色に汚染されて硬化している。 泥岩は暗灰色～帯青灰色を呈するのが常であるが， 一部には淡灰色や黒色のことがあり， 一般に緻密で無層理であるが， 砂質のことや玉葱状構造を有すること， あるいは灰白色～白色を呈しモンモリロナイト質のことがある。 泥岩は比較的に軟弱であり， モンモリロナイト質泥岩は吸湿性に富み， 水を吸って膨張して容易に崩れ， 粘着力の大きい粘土となる性質がある。 泥岩に富む部分に炭層または炭質頁岩が挾有される。
炭層としては下位から 最下層・下層・五寸炭・春採本層（五番層または本層）・上層(四番層)・ 二尺層（三番層）・一寸炭（二番層）および「蛮岩付き」（一番層） の８層が知られるほかに， 場所によっては， ２， ３の炭質頁岩がある。 地層の厚さの減少に伴なって炭層は低品位となり， 夾みを増しあるいは尖滅することがある。
上記の炭層のうち春採本層が最も主要な炭層である。 下層から春採本層までの間隔は約 1.8 m である。 下層から春採本層の上盤までに ３層のモンモリロナイト質泥岩（白盤ともいわれる）を伴ない， 春採本層を知るに重要な鍵層となっている。
「蛮岩付き」と称される炭層はそのすぐ上盤に天寧層の礫岩が位置するのが常で， 稀に 2～3 m の泥岩を挾む。 この炭層は一般に 20 cm 以下の薄層で良質炭であるが， 炭層の厚さが増大するにつれて夾みが多いのが常である。 図版 11 は「蛮岩付き」炭層を示し， 第 8 図は「蛮岩付き」炭層と上盤との関係を示したものである。
炭層に接近した部分の泥岩から植物化石を多産する。 本層から産出する植物化石は Equisetum arcticum HR., Woodwardia Sasae OISHI & HUJIOKA, Metasequoia chinensis (ENDO), M. Kimurae OISHI & HUJIOKA 等で， 石狩層群の羊歯植物群と近似し， 佐々保雄の総括 63) によれば羊歯植物群との共通種は 21 種を数える。
春採夾炭層は本地域炭田の主要な夾炭層であり， 地表に露出するもののほかに， 天寧礫岩層の下位に伏在するのはもちろんであり， また南方の海中にも潜在する。
本累層は下部から天寧礫岩層・雄別互層および清水泥岩層に区分される。
天寧礫岩層 : 本層は春採夾炭層の上位に整合する（局部的には不整合らしいところがある）。 本層の厚さは図幅地域北方の上尾幌附近では 50～60 m， 図幅地域の西部で 90 m 内外， 南東部では約 130 m に達する。 本層は礫岩を主体として砂岩および泥岩を挾有する。 これらの岩石はいずれも膨縮に富むが， 地層は全体を通じて 5～6 層の礫岩層と 4～5 層の砂岩・泥岩の互層帯とによって構成される。
砂岩と泥岩の互層中には 薄い炭層・凝灰岩および礫岩を挾むことがある（第 9 図）。 天寧礫岩層の礫岩には２種類がある。 その１つは赤色礫岩とよばれるものである。 この礫岩は下部では一般に鶏卵大～クルミ大で， 時には拳大の礫を含むが， 上部になるに従って礫は大豆大～小豆大の小礫となる傾向がある。 礫の種類には 珪岩・粘板岩・砂岩・輝緑凝灰岩・閃緑岩質岩石・玢岩等があり， そして著しい特徴としては全体を通じて赤色珪質岩が多く含まれ （礫の数としては全体の 30 % 内外が赤色珪質岩）， このため礫岩は赤色に他の礫の雑色を加味した色調を呈する。 上記の各種の岩石からなる円礫～亜角礫は， 粗粒の砂で充塡され硬く固結している。 なお礫岩には処々に珪化木あるいは炭化した流木を含む。 この種の礫岩は厚いものは 10 数 m に達し， 天寧礫岩層の礫岩の大部分を占める。
他の礫岩は暗緑色～灰緑色を呈し， 厚さ数 10 cm の薄層として， 中部～上部に介在する。 そら豆大～小豆大の安山岩質岩石の小角礫が， 同種の岩石の砕屑物の角粒によって充塡され固結したものである。 緑色を呈する点で天寧礫岩層に特有の岩石である。
砂岩は礫岩と同様に２種類に分けられ， その１つは種々の岩石からなる中粒～粗粒の砂が硬く固結したもので， 暗灰色～灰黒色の石地に赤色珪質岩の小粒が散点し， 赤味を帯びることのある岩石であり， 他の１つは暗緑色を呈する安山岩質岩石の粗粒～細粒の角粒が， 固結した岩石である。 前者は下部から上部に亘って礫岩中に挾有され， 含礫砂岩から帯赤色の礫岩に移化することがあり， また泥岩と互層するものの大部分もこれである。 後者は中部～上部に僅かに挾有されて， 帯緑色の礫岩と密接な関係をもってこれに伴なう。
泥岩は一般に暗灰色～灰黒色を呈し， 緻密で硬く固結され， 一般に厚さ 1 m 以下の薄層である。 本層の中部にある砂岩と泥岩の互層帯中には， 茶褐色および緑色の泥岩があり， これらのうちには， 緻密で硬く固結された天寧礫岩層に特有の色調を帯びる泥岩が挾有されている。 この種の泥岩は， 炭田地帯ではその色調によってチョコレート・茶羊羮・緑茶羊羮等と俗称され， 天寧礫岩層の中部を示す鍵層とされることがある。
凝灰岩は白色～灰白色を呈するきわめて堅硬な岩石である。 一般に 10 数 cm 以下の薄層であるが， 時としては 30 cm に及ぶことがある。 凝灰岩の上部および下部は粗粒で， 長石粒・石英粒および黒雲母が認められ， しばしば両盤に並行して黒雲母が縞状に配列する。 中部は微細で均質である。 鏡下ではカリ長石・石英・黒雲母およびガラスからなる酸性凝灰岩である。 凝灰岩は天寧礫岩層の中部の砂岩と泥岩とが互層する部分に含まれる。 厚さが膨縮して連続性に乏しい１～２層と， 厚さ 5～20 cm の連続性に富む１層とがある。 第 10 図および図版 12 に連続性に富む凝灰岩の１例を， また第 11 図には天寧礫岩層中部の凝灰岩を挾有する附近の地質柱状図を示す。
炭層は２～３層があり， 中部の砂岩と泥岩の互層帯に介在する。 一般に厚さ数 cm～10 数 cm の薄層であるが， 尾幌川上流では数10cmの厚さに肥厚することがある（第 9 図参照）。 これらの炭層は一般に良質ではあるが， 厚さを増すにつれて夾みが増して低品位となる傾向がある。 炭層のうち１層は凝灰岩および特有のチョコレート， 緑茶羊羮色の泥岩を伴ない， これらの炭層・凝灰岩および泥岩はいずれも連続性に富む。 他の炭層は連続性に乏しく， 処々に断続的に現われ， 時としては茶褐色～緑茶色泥岩を伴なうことがあるが， これらの炭層とこの種泥岩との随伴関係は密接ではない。
天寧礫岩層の砂岩および泥岩には植物化石が埋蔵され， 泥岩中のものは保存が良好であり， 特に茶褐色の泥岩 [ 以下の [注] 参照 ] から Osmunda japonica OISHI & HUJIOKA, Metaseguoia chinensis ENDO 等を産出する。 動物化石としては， 仙鳳趾半島の本層の上部から Ostrea, Unio, および Corbicula 等の半鹹半淡棲介化石を産出する （第 4 表参照）が， 他の地域からは動物化石は未だ産出しない。
東部地域に至るに従がって天寧礫岩層が厚さを増すこと， 西部地域では陸成層であるが 東部の仙鳳趾半島では半鹹半淡棲介化石を産することとから， チョロベツ累層の堆積盆地の中心は 上別保累層の堆積盆地の中心に比して東方に移動したものと思われる。 天寧礫岩層は本地域の浦幌層群中では最も広範囲に分布する地層で， 岩石は堅硬であるから比較的急峻な山地を形成し， 海岸においては海蝕によって断崖をつくり， 巨大な岩塊が崩壊，転落していることが多い（図版 13）。
春採夾炭層と天寧礫岩層との関係は従来整合と考えられ， 本調査によっても不整合と断定するだけの資料は得られなかった。 しかし局部的不整合の存在を疑わしめる余地がある。
その理由は， ① 別保礫岩層と春採夾炭層は漸移的であるのに対して， 天寧礫岩層は急激に岩質を異にして， 春採夾炭層と漸移する部分は認められない。 ② 天寧礫岩層は上別保累層と構成物質の点で多くの差異がある。 ③ 上別保累層とチョロベツ累層の間には， 堆積盆地の中心部に移動が行われている。 ④ 天寧礫岩層の下位には春採夾炭層の「蛮岩付き」炭層があるが， 場所によっては， この間に泥岩を主とした砂岩との厚さ数 m の互層が介在することがある。 ⑤ 天寧礫岩層と春採夾炭層との接触部は 往々僅かながら凹凸面を認めることがある， 等である。
雄別互層 : 本層は天寧礫岩層から漸移する厚さ 70～90 m の地層で， 浦幌層群の中部の夾炭層すなわち雄別夾炭層とよばれるものに当り， 図幅外西方の雄別附近の主要夾炭層である。 本図幅地域ではおもに西部に分布するが， 尾幌川上流や仙鳳趾半島にも少し残存している。
本層は主として砂岩・泥岩の互層からなり， 礫岩を伴ない， また炭質頁岩ないし薄い炭層を挾有する。 一般に下部では粗粒であるが， 上部では粒度を減ずる。 本層は下部では天寧礫岩層に似た性質を多分にもつが， 上部になるに従ってその特性を失う。
砂岩は下部では赤色珪質岩の粗粒の砂を含むことが多いが， 上部になるに従って赤色の砂の量は減少する。 細粒ないし含礫砂岩までの種々の粒度のものを含む。 礫岩は天寧礫岩層の上部の赤色礫岩と同様である。 礫岩や砂岩の厚さは一般に数 10 cm～数 m で， きわめて膨縮性に富む。 泥岩は暗灰色～灰色を呈し， 春採夾炭層のものに似る。 泥岩の厚さは一般に 2 m 以下である。
炭層は一般に厚さ 30 cm 以下で低品位であり， 炭質頁岩に移化する。 本図幅地域では稼行の対象にならない。
本層中には植物化石を含むが， 春採夾炭層におけるものより種類も少なく， 個体数も僅かである。 本地域では， 天寧礫岩層の植物化石に較べてなおその産出は僅かで， 保存も良好ではない。 動物化石は最上部から稀に産し， 昆布森の西部から Unio uryuensis SUZUKI がみいだされた。 また仙鳳趾半島の本層下部から（古番屋南部）， Ostrea eorivularis OYAMA (MS) が得られた（第 4 表参照）。
第 12 図は昆布森西方海岸の本層上部および清水泥岩層の地質柱状図である。
清水泥岩層 : 本層は図幅地域の南西部に小範囲に分布するに過ぎない。 雄別互層の上に整合するチョロベツ累層の最上部の地層である。 厚さは 30～35 m である。 本層は泥岩を主体として砂質泥岩～細粒砂岩を挾む（第 12 図参照）。
泥岩は暗灰色～灰色を呈し， 一般に塊状で無層理のことが多く， しばしば玉葱状構造を有する軟弱な岩石である。 しばしば砂質を帯びる部分があり， また砂質の部分と泥質の部分とが縞状を呈することもある。 砂岩は暗灰色で細粒～極細粒で， 一般に厚さ 2 m 以下であり， しばしば砂質泥岩に移化する。 また稀に厚さ 10 数 cm の中粒砂岩がある。
本層の最下部には Corbicula を多数に含む厚さ約 5 m の泥岩があり， 有効な鍵層として利用される。 本層からは Corbicula sitakaraensis SUZUKI および有孔虫を産出する。
本累層は清水泥岩層の上位に整合する厚さ 95 m 以上の地層で， 米町砂岩層からムサ泥質砂岩層に及ぶ新しい堆積輪廻である。
本累層からは動物化石を産し， その動物群は本累層より上位の音別層群 [ 以下の [注] 参照 ] から産する動物群とともに， 石狩炭田の幌内層等の動物群ときわめて近縁関係があり， 浦幌層群の対比に重要な位置を占める。
米町 砂岩層 : 本層は昆布森西方に僅かに露出するに過ぎない。 舌辛累層の下部に当り， 厚さは約 70 m である。 本層は砂岩を主体とし， 泥岩および礫岩の薄層を挾む。
砂岩は帯緑灰色を呈し， 中粒～粗粒で時に含礫砂岩となる堅硬な岩石である。 風化によって黄褐色を呈する。 しばしば偽層を有し， Ostrea を多産する特徴がある。 泥岩は一般に砂質で厚さ 30 cm 以下の薄層で， レンズ状に挾有される。 礫岩は一般に数 10 cm 以下の薄層で， そら豆大の小円礫を粗粒の砂で充塡する含礫砂岩質のもので， 粗粒砂岩に移化する。 泥岩および礫岩は全体を通じて僅かに数枚が認められるに過ぎない。
本層の中部および上部に， 厚さ数 10 cm の Ostrea を多産する化石床がある。 本層からは Ostrea eorivularis OYAMA (MS), Corbicula tokudai (YOKOYAMA), C. sitakaraensis SUZUKI を産出する。
図版 14 (A) および (B) はアチョロベツ東方の米町砂岩層を示す。 (A) には偽層がみられ， (B) には雄別互層と米町砂岩層の， 硬さの差による差別侵蝕が明らかに示されている。
ムサ泥質砂岩層 : 本層は図幅地域西部の山地に僅かに露出するに過ぎない。 米町砂岩層の上に整合する厚さ 25 m 以上の地層である。 泥質砂岩を主として細粒砂岩および泥岩を挾有する。 泥質砂岩は帯緑灰色～暗灰色を呈し， 極く細粒の砂岩に泥質物を混える岩石で， 一般に無層理であり， しばしば玉葱状構造を有し， 砂管や径数 10 cm 以下の団球を含むことがある。 また一部に縞状を呈するものがあり， 細粒砂岩や泥岩に移化することがある。 細粒砂岩は淡緑灰色～灰色を呈し， 均質で比較的によく固結しており， 時として板状のものがある。 泥岩は暗灰色を呈する軟弱な岩石で， 一般に無層理で， しばしば玉葱状構造を有することがある。
図幅地域外の釧路市東方山地では， 本層から Acila sp. のほか小型二枚介を産出した。
浦幌層群の対比は従来多くの人によって試みられた。
その着目するところは， 春採夾炭層・雄別夾炭層（雄別互層に当る）および尺別夾炭層 [ 以下の [注] 参照 ] の植物群は， 石狩層群の羊歯層の植物群と近縁があること， ならびに舌辛累層および音別層群の動物群は， 石狩炭田の幌内層および常磐炭田の浅貝層のものと近縁があること， の２点である。 第 5 表は上述の基準によって最近に試みられた層序の対比である。 幌内層はその動物群から後期漸新世と考えられるので， 浦幌層群は少なくとも漸新世より新しくないことは決定的である。 また棚井敏雅 47) によれば， 春採夾炭層の植物群は石狩層群の羊歯植物群に， 雄別夾炭層および尺別夾炭層の植物群は 石狩層群の芦別夾炭層の植物群に近縁であり， かつ新第三系の要素を混ずるという。 これも浦幌層群が石狩層群の上階に対比される理由となる。
石狩炭田地域の古第三系は石狩層群とその上位の幌内層で， この２つの地層は不整合関係にあるといわれていた。 しかるに最近矢部長克 41) は， 石狩層群と幌内層とが同時異相の堆積物であると提唱し， 浅野清は有孔虫の研究 48) からこれを支持し， 併せて不整合関係とみられるものを古石狩海の変遷 60) によって説明した。 石狩層群と幌内層を基準にして， これと浦幌層群を対比した従来の例は， 上述の石狩層群と幌内層との間に， 不整合による時代的間𨻶があるとして試みられたものである。 しかるに石狩層群と幌内層との間には時代的間𨻶を有する不整合が存在せず， 両者が同時異相の堆積物であれば， 浦幌層群の対比も必然的に変わらなければならない。 最近浅野 64) は石狩層群と幌内層に対して浦幌層群の対比を試みた（第 6 表参照）。 これによると舌辛層および下部幌内層は Cornuspiroides oinomikadoi HANZAWA & ASANO を産することによって， Nonion sorachiensis 帯に当る石狩層群の平岸層に， その下位の地層は化石帯の出現順序によってそれぞれ対比が行われている。 従来は幾春別（羊歯）層が春採夾炭層に対比されていたことに較べて， この対比では浦幌層群がより古くなっている。 また仮に石狩層群と幌内層との間に不整合による間𨻶があっても， 北海道東部では幌内層による海進の前駆が舌辛累層に現われているので， その間に 時代的間𨻶のみられぬ一連の堆積物である浦幌層群中の尺別夾炭層が， 春採夾炭層とともに 植物化石の点で石狩層群の芦別夾炭層と近縁であることは当然である。
いずれにせよ， 基準として取扱われる石狩炭田地域の層位学的関係が詳らかになるまで， 石狩層群と幌内層とに対して浦幌層群の正確な対比を行うことは困難である。 したがってこゝでは， 浦幌層群は石狩層群の中階ないし幌内層の下部に亘るものとし， その地質時代は中期ないし後期始新世から漸新世に亘るものとする。
本地域には， 根室層群の仙鳳趾泥岩層から浦幌層群の清水泥岩層までに亘る諸層を貫ぬいて， 多数の砂岩岩脈が存在する。
これらの岩脈を構成する砂岩は一般に灰色～帯緑灰色を呈し， 極く細粒のものから粗粒に亘る砂が固結したものである。 岩脈の厚さは一般に数 10 cm 以下で 1 m を超えることは稀である（第 7 表参照）。 岩脈の厚さと砂岩の粒度との間には， 一般に密接な関係がある。 すなわち脈幅 2～3 cm 以下の岩脈は極く細粒の砂岩からなり， 均質であるが， 脈幅が増すにつれて粗粒となる傾向があり， 脈幅 20 cm 内外より厚いものでは， 粗粒の砂に数 mm～1 cm の角礫や炭質物を混入することがある。 脈幅数 10 cm 以上の厚さの岩脈では， 一般に両側面が内部に較べて粗粒である。
岩脈は膨縮性に乏しく連続性に富み（第 10 図および図版 12 参照）， 最もよく連続するものは延長数 km [ 以下の [注1] 参照 ] に及ぶことがある。 岩脈の走向は一般に N - S に近く， 東または西へ急斜し， 直線状に延びるが， 時によると走向 N 50°E で南へ 80°位傾斜するもの （チョロベツ川支流のもの）や， 樹枝状を呈して現われるもの等 [ 以下の [注2] 参照 ] がある。 第 13 図はキトウシ東方に見られる樹枝状の岩脈である。
砂岩岩脈は 地殻変動に際して地層の亀裂に砂が吸い込まれて生成されたもの であろう。 亀裂の生成の際に， 比較的に幅広い亀裂の空𨻶中の気流は， 側面と中央部（内部）とでは速度が異なるので， 流入した砂塵が粒度を異にして堆積し， 細い亀裂には細塵が入り込んだものと解釈することができる。
砂岩岩脈の生成の地質時代については， 本地域の調査では決定することはできないが， これら岩脈は新期断層群の生成と密接な関係がある。 すなわち，断層面に沿って貫入した岩脈（第 14 図）， 断層によって切断された岩脈（図版 12， 第 10 図および第 15 図参照)， あるいはまた 岩脈が断層面に沿って貫入した後 ふたたびこの断層によって岩脈が切断されたもの（図版 15 および第 16 図） 等がある。 これらの様子を綜合すると， 砂岩岩脈はおそらく後期第三紀の地殼運動の際に生成されたものであろう。
砂浜は昆布森および仙鳳趾等の川口や， 老者舞および知方学等の海蝕崖の下部に小規模に形成されている。
冲積層は諸河川の沿岸に分布し， 砂礫および粘土からなるほか， 泥炭を含む。
泥炭は沼地や湿原に分布し， 暗褐色～灰褐色を呈する水生植物の不完全な腐朽物からなり， 炭化は不充分で海綿のように軟く弾力を有する。
本地域の地質構造は全体として走向ほゞ E - Wで， 南へ緩く傾く単斜構造である。 しかし多くの断層によって地塊構造が形成されている。
根室層群の走向は N 60°W～E - W で， 傾斜は一般に 5～15°S である。 断層に接近した擾乱地帯でも傾斜は 30～40°S を超えることは少なく， 65°内外を示すことが稀にあるだけである。
全体としては南へ傾く単斜構造であるが， 部分的にはほゞ E - W， あるいは WNW - ESE の軸をもつ小褶曲をすることがある。 その著しいものは， 仙鳳趾南方の仙鳳趾泥岩層中に見られる向斜構造である。
チョロベツ中流では断層に囲まれた３角形の地塊に汐見砂岩泥岩層が分布し， こゝでは傾斜 10°N 内外で， その一部では南北の軸で小規模に褶曲する。
断層は尾幌川上流から老者舞を結ぶものと， これに伴なって NW - SE の方向をとる数條， および東部地域で上述の断層に切られる NE - SW 方向のものとが著しい。
浦幌層群も全体としてみると単斜構造を形成し， ほゞ WNW - ESE の走向を示し南へ 5～7°傾斜する。 局部的には 10°内外の傾斜で緩い小褶曲を示し， あるいは走向が色々に変化することがあるが， 全体の構造に大きく現われるものはない。 本層群の地質構造を最も大きく支配しているものは， 多くの断層による地塊構造の生成である。 これによって， 根室層群中に諸所に浦幌層群が取り込まれて小範囲を占めて分布する。 地塊構造の生成時期は詳らかでないが， おそらく主として後期第三紀であろう。
断層を大別して， 1) E - W 性， 2) NE - SW 性， 3) NNW - SSE 性， 4) NW - SE 性， 5) NNE - SSW 性の断層群とする。 このうち 1) のものは最も古く， 次いで 2)， 3) の順に新しく生成した。 4) および 5) の断層群についてはその前後関係が詳らかではないが， おそらく 4)， 5) の順に生成したもので， ともに 1)， 2)， 3) に属する断層を切断しており， これらより新しい。 図版 16・第 17～20 図に一部の断層の見取図を示す。
尾幌川上流において， 浦幌層群が 4) に属する断層によって根室層群中に取り込まれ， ３列となって分布しているところでは， 基盤は一般に根室層群の仙鳳趾泥岩層であるが， 東列と中列の北部には汐見砂岩泥岩層が分布する事実があり， 比較的小区域内において基盤の層準に差異が認められる。 このような局所的に著しい基盤層準の差異を生じた原因としては， 根室層群と浦幌層群との間の全般的な不整合だけでは説明が困難であり， 浦幌層群堆積前において， すでに根室層群には局部的な地塊構造が生成されていたためと考えられる。 この地区の断層は浦幌層群の堆積後にも活動したものであるが， 上記の状態からみて， 断層運動の先駆はすでに中生代末にみられ， その運動は浦幌層群堆積後， おそらく中新世頃まで継続されたとみなすべきであろう。 なおこの尾幌川～老者舞間の 4) に属する断層に接近して， これとほゞ並行する地帯に， 浦幌層群より古期に属する角礫質安山岩が分布することは， この附近の断層の上記の特性を暗示する。
本地域の有用鉱物としては石炭が唯一のものである。 このほかこの地方では軟弱， 泥質の岩石が多い地質的特性のために， 道路は降雨によって泥濘化し， その保全が甚だ困難である。 土地の開発が進むにつれて砂利の供給が問題となるであろう。
釧路・十勝地方一帯に分布する 浦幌層群中の春採夾炭層・天寧礫岩層・雄別互層および尺別夾炭層が， いずれも炭層を挾有する。
各夾炭層を稼行する主要炭鉱には， 次のものがある。
これらの産炭地は総括して釧路炭田・浦幌炭田または釧勝炭田とよばれている。 このうち釧路市周辺の産炭地は狭義の釧路炭田として一括され， あるいは個々の産炭地について春採炭田 [ 以下の [注1] 参照 ] ・太平洋炭田 [ 以下の [注2] 参照 ] ・別保炭田・昆布森炭田・仙鳳趾炭田および厚岸炭田の名でよばれることもある。 本図幅地域はこの狭義の釧路炭田の一部を含んでいる。
本図幅地域においては主要夾炭層は春採夾炭層で， 雄別夾炭層に相当する雄別互層には稼行価値のある炭層は存在せず， また尺別夾炭層は分布していない。
この地方の石炭は古くから「タキイシ」とよばれて， 燃料として利用されていた。 釧路西方の白糠地区では， すでに安政年間に採掘が開始されたが， 本図幅地域を含む釧路近傍では， 開発はこれより遅く， 明治 3 年秋に工部省が桂恋オソツナイ（本図幅の西隣地域）で開発に着手し， 3 年間位で採掘が中止されたという。 明治 17 年野坂良八が本地域西部のフタコウベで炭層を発見し， 同 22 年北海道庁の手によって調査が行われた。 明治 29 年江政敏が採掘権を入手し， 山県勇三郎に譲渡したものが， 別保炭山とよばれるものである。 この炭山はその後明治 22 年頃試掘権を得た昆布森炭山とともに， 釧勝興業株式会社のものとなった。
春採炭山とよばれたものは， 明治 19 年山田朔郎によって春採において炭層が発見され， 同 20 年安田善之助によって開発され， これを大正 10 年に木村久太郎が入手し， 木村組炭鉱と称した。
大阪炭山と称されたものは， 明治 29 年試掘権を共立商会が入手し， 同 38 年大阪鉱業株式会社の所有となり， 39 年から開発に着手されたものである。 その後三井鉱山がこれを買収し， 三井釧路炭鉱とよんだ。 また釧路市桂恋でも炭層が発見され， 明治 22 年頃試掘権が許可されている。
上記諸炭山は現在太平洋炭鉱に一括されて稼行されている。
そのほか仙鳳趾南方においては， 尺別炭鉱が明治 39 年頃から， また仙鳳趾半島の北東部（図幅外）においては， 脇坂炭鉱が明治末期に開発された。
春採夾炭層には７～８層の炭層と， １～２層の炭質頁岩とが挾有されている。 第 21 図は春採夾炭層の堆積盆地の中央に近い釧路市春採附近の各炭層の厚さ， および相互の間隔を示したものである。
春採附近では， 最下位の炭層は別保礫岩層の上位約 15 m にあり， 低品位で炭質頁岩に近い。 下層はその上位約 12 m にあり， 低品位である。 この両炭層はいずれも厚さは約 30 cm であり， 露頭部では稼行価値はないが， 堆積盆地の中心へ近づけばどのように変化するか不明で， 試錐による調査は未だ不充分である。 下層の上位 20 数 m に五番層または本層（春採本層）とよばれるものがある。 五番層の約 2 m 下位に五寸炭とよばれる厚さ 10 数 cm の炭層が介在すること， 五番層と下層との間に１， ２の炭質頁岩が介在することがある。 五寸炭は五番層に接近して１つの炭層となることがある。
五番層の厚さは一般に 1 m 内外で最大 3 m に近く， 東部では減少して約 30 cm となる。 下盤にはモンモリロナイト質泥岩・灰色泥岩あるいは砂岩があり， 上盤には灰色泥岩・モンモリロナイト質泥岩あるいは砂質泥岩がある。 上下盤とも場所によって変化があるが， ほとんど全地域に亘ってモンモリロナイト質泥岩を伴なうのが常である。 モンモリロナイト質泥岩は吸湿性に富み， 水を吸って膨張して粘土状となり， 石炭の品位を低下させかつ盤膨れの原因となるが， 反面には鍵層として有効である。
五番層の上位 5～12 m に四番層があり， 上層ともよばれる。 厚さは 60～170 cm である。 下盤は薄い砂質頁岩を隔てて砂岩であり， 場所によっては炭層は直接に砂岩と接する。 上盤は炭質頁岩を隔てて砂質頁岩となる。 炭層中には炭質頁岩の夾みをもつ。
四番層の上位 1.7～7 m に三番層があり， 二尺層ともよばれる。 この厚さは 15～75 cm で炭質は四番層および五番層に較べて悪いが， なお稼行の対象となる。 上下盤とも砂質泥岩である。
三番層の上位約 1.7～4.2 m に二番層があり， 一寸炭ともよばれる。 二番層は， その厚さが 10 数～20 cm で薄層であることと粗悪な炭質とによって， 稼行の対象とはならない。
二番層の上位約 10 m に一番層がある。 一番層の厚さは 20～45 cm である。 下盤は砂質泥岩で， 上盤は礫岩である。 上盤の礫岩は天寧礫岩層に属するもので， 炭層と直ちに接することと， 場所によっては炭層との間に泥岩と砂岩との数 m の互層を挾むこと， とがある。 天寧礫岩層の礫岩と直接するのが普通であるため， 「蛮岩付き」とも通称される。
春採夾炭層は釧路市南方の堆積盆地の中心部へ向かって地層の厚さが増大し， それに伴なって炭層間隔は増大し， また炭層も肥厚する傾向がある。 従来一般に五番層（春採本層）を除く炭層は， 稼行の対象にならないと信ぜられていた。 しかし太平洋炭鉱の海底炭田等の開発につれて， 四番層（上層）および三番層（二尺層）も稼行の対象となっている。 したがって将来の開発状況によっては， 低品位とか薄層であるとかみなされている炭層にも， 採掘可能の炭量がみいだされるかも知れない。
炭層は一般に E - W に近い走向で南に緩く 5～30°に傾斜し， 本図幅地域の中部の断層によって擾乱された地域でも， 傾斜が 30°を超えることは少ない。
春採夾炭層の炭層は， いずれも黒色を呈する非粘結性の瀝青炭からなる。 発熱量は一般に 5,000～6,500 Cal で， 家庭用その他の燃料炭あるいはガス発生炉用に供せられる。
第 8 表および第 9 表には商品炭の分析試験値を示す。 第 10 表は炭層別の分析値で， このうちには天寧礫岩層中の炭層の分析値も附記してある （第 10 表に関係のある炭層の露頭部の柱状図については， 第 22 図ならびに第 8・9 図を参照）。
太平洋炭鉱 : 大正 5 年三井鉱山は大阪炭鉱を買収し， 三井釧路炭鉱とよんだ。 大正 9 年釧勝興業株式会社の別保炭鉱を買収し， さらに木村組炭鉱を併せて太平洋炭鉱と改称した。
本炭鉱は 現在図幅外西方の釧路市春採・桂恋 および春採南方の海底炭田の開発に主力を注いでいる。
坑道は斜坑によって開坑し， 南方へ向かって掘進している。 炭層は南に 7°内外で傾斜し， 炭質は黒色を呈する低度瀝青炭である。 現在は年産 50 万 t を産出する。 本図幅内では中部以西の大部分の地域をその鉱区としていて， 別保坑等があるが， 最近では稼行していない。
別保坑は本図幅の北西部のフタコウベ附近に開坑し， かつて盛んに稼行されたことがあるが， 第 2 次大戦終戦後は休止状態にある。 稼行の対象とされた炭層は五番層で炭層の厚さは 60～100 cmである（第 23 図）。 走向は N 50°W， 傾斜は 5°S である。 炭質は非粘結性の瀝青炭で， 発熱量は約 6,000 Cal である（第 11 表）。 用途としては家庭用燃料炭または各種汽罐用に供された。
新八千代炭鉱 : ルクシュポール南側の炭層は， 明治年代に北海鉱業株式会社によって稼行され， 青葉第一坑とよばれた。 尾幌川上流地域のものは， 明治 38 年道路開設の際に発見されたもので， 大正 5 年八千代炭鉱として着手された。 その後これらは太平洋炭鉱の所有となり， 昭和 11 年から 19 年まで稼行された。 昭和 24 年久田重蔵は太平洋炭鉱から権利を譲渡されて， 新八千代炭鉱として稼行を開始し， 現在に及んでいる。 調査当時の従業員数は約 40 名， 月産約 10 t である。
炭層の分析値は第 12 表に， 炭柱図は第 24 図に示した。
青葉炭鉱 : 青葉鉱の沢附近で稼行している。 沿革は詳らかではないが， 大正 7 年頃から北海鉱業株式会社青葉第三坑として稼行されたもので， 現在は北海鉱山株式会社が経営している。
第 13 表に分析値を示し， 第 25 図に地質柱状図ならびに炭層柱状図を示した。
北興炭鉱 : 本炭鉱はチョロベツ川上流にあり， 昭和 25 年から手島炭鉱として採掘された。 昭和 27 年北興炭鉱と改称して探鉱中である。 本炭鉱の炭層柱状図は第 26 図に示す通りである。 調査当時従業員 25 名をもって稼行し， 27 年 7 月から 9 月までの出炭量は約 300 t である。
跡永賀炭鉱 : 本炭鉱は以前細川炭鉱として跡永賀で稼行していたが， 現在はポントマリで探鉱し， 鉱業権者は細川勝太郎である。 炭質を第 14 表に， 炭柱図を第 7 図に示した。
その他の炭鉱 : 仙鳳趾半島では（図幅地域外）， 明治 37～38 年頃脇坂炭鉱が稼行して， 舟便で搬出したことがある。 仙鳳趾南方山地では古く仙鳳趾炭鉱（または尺別炭鉱）が稼行したことがあり， 現在はふたたび探鉱されている。
釧路村上別保には新別保炭鉱， 昆布森村深山北方には開北炭鉱および七福炭鉱， 汐見東方には尾幌炭鉱， シノマンチョロベツ上流には上山炭鉱があり， いずれも小規模に採掘あるいは探鉱している。
入境学東方では露天掘によって採掘されたことがあるほか， 仙鳳趾北西方山地・ チョロベツ中流地域（一部では蛮岩付き炭層を探鉱した） および十町瀬北西方附近（一部では天寧礫岩層中の炭層を探鉱した） 等諸所に探鉱跡がある。 第 15 表はこれらの地区の炭層の一部の分析値を示し， 第 27 図では炭柱図を示した。
砂利は未だ採掘されていないが， 道路の開設につれてその要望が大きくなるであろう。 その供給源としては 別保礫岩層・老者舞礫岩層および海岸の砂利ならびに転石等が考えられる。
海岸の転石ならびに砂利は， 硬さと大きさにおいて必ずしも大量の需要に応じられるとは思われない。 老者舞礫岩層の礫は古期岩石の礫を多量に含み， その礫の大きさも適当である。 上別保における別保礫岩層も砂利として適当である。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Kushiro, No. 48
By MASATORA KAWAI (Written in 1955)
The area mapped is located at the southern coast of the Pacific ocean in the eastern Hokkaidō. The strata exposed in the area are the Nemuro group and brecciated andesite of upper Cretaceous, the Urahoro group of Paleogene, and some deposits of Quaternary. Sandstone dykes formed probably in Miocen age are found. The geological classification in the area is summarized in Table 1.
The group is distributed widely in the eastern half of this area, and is composed of the Akkeshi and Kombumori formations in ascending order.
Akkeshi formation : The formation is divided into the following members in ascending order.
Monshizu alternation member : This member is the lowermost of the Akkeshi formation, but is not exposed in the mapped area. It is characterized by siliceous shale and clastic matter from andesitic rocks. The member is assgined to upper-Hetonaian age due to the presence of fossils, such as Inoceramus shikotaensis MATSUMOTO, I. kushiroensis NAGAO & MATSUMOTO, I. sp. (group of ezoensis NAGAO & MATSUMOTO, Inoceramus sp. and Terebratulina sp.)
Sempōshi mudston member : The member is underlain conformably by the Monshizu alternation member. It is composed chiefly of mudstone, including sandstone and thin tuff or tuffaceous mudstone. The thickness is about 800 meters. Ammonites have been formerly found in this member.
Shiomi sandstone mudstone member : The member is underlain comformably by the Sempōshi mudstone member. It consists chiefly of an alternation of fine sandstone and sandy mudstone, including lenticular beds of conglomerate. The conglomerates occur, in most cases, near the uppermost part of the member. The thickness is about 600 meters.
Molluskan fossils are collected, and the following species have been identified.
Kombumori formation : It is divided into the following members in ascending order.
Oshamappu conglomerate member : The member is underlain conformably by the Shiomi sandstone mudstone member, and consists of conglomerate intercalated with sandstone and mudstone. The thickness ranges from 50 to 120 meters.
Chipomanai sandstone mudstone member : The member is underlain conformably by the Oshamappu conglomerate member, and consists chiefly of fine- or medium-grained sandstone and partly of mudstone. Thin layers of conglomerate or conglomeratic sandstone often occur at the uppermost of this member, and these layers rarely contain fossils such as Ezonuculana mactraeformis (NAGAO), Semifus tuberculatus NAGAO and Terebratulina sp. The thickness of the member is about 150 meters.
Sarukiushi conglomerate member : The member is underlain conformably by the Chipomanai sandstone mudstone member, and consists chiefly of conglomerate or conglomeratic sandstone, and partly of sandstone and mudstone. The thickness is more than 60 meters.
Terebratulina sp. appears the conglomeratic sandstone of the lowermost of the member.
It occurs as volcanic necks or lave flows. Generally, the necks consist of augite andesite and penetrate into the Shiomi sandstone mudstone, Oshamappu conglomerate and Chipomanai sandstone mudstone members. They are distributed along a structural line running from Kiten-no-sawa to Oshamappu. Some necks are composed of hypersthene-augite andesite, and penetrate into the Monshizu alternation member accompanied with the lava flows.
The lava flows are composed of hypersthene-augite andesite and hornblende-augite andesite. But the lava flows of hypersthene-augite andesite or hornblende-augite andesite are intercalated in the Monshizu alternation member.
The group is distributed widely in the western half of the mapped area, and scatteringly in the eastern half. It is underlain, unconformably by the Nemuro group and divided into the Kami-beppo, Chorobetsu and Shitakara formations in ascending order.
Kamibeppo formation : It is divided into the following members in ascending order.
Beppo conglomerate member : The member is the basal member of the group, and consists chiefly of conglomerate and partly of sandstone. The thickness ranges from several centimeters to 50 meters. The conglomerate is the so-called "black conglomerate". The pebbles of conglomerate are black clayslate, grey sandstone, black or grey quartzite, dark bluish schalstein and dioritic rocks.
Harutori coal-bearing member : The member is underlain conformably by the Beppo conglomerate member. It consists chiefly of alternation of sandstone and mudstone, and partly of conglomeratic sandstone, montomorillonitic mudstone and several seams of coal or coaly shale. The thickness is from 20 to 80 meters. The member belongs to the main coal-bearing strata of this area, and contains the flora, such as Woodwardia Sasae OISHI & HUJIOKA and other plant remains common in the so-called "Woodwardia sandstone" of the Ishikari group.
Chorobetsu formation : It is divided into the following members in ascending order.
Tenneru conglomerate member : The member is underlain by the Harutori coal-bearing member. It consists chiefly of conglomerate, and partly of alternation of sandstone and mudstone. The thickness ranges from 50 to 130 meters.
The conglomerate is the so-called "red conglomerate". The pebbles are reddish chert or schalstein, greenish andesite and others. A few layers of greenish conglomerate or coarse-grained sandstone, and two or three thin layers of coal or coaly shale, chocolate or green jelly-like-coloured mudstone, and acidic tuff, are found in this member.
The member is commonly a fresh water deposit containing the flora of the Harutori-type, but in the eastern part of this area (Sempōshi Peninsula), a brackish deposit containing Ostrea eorivularis OYAMA (MS) and other shells is intercalated in the above stated deposit.
Yūbetsu alternation member : The member is underlain conformably by the Tenneru conglomerate member. It consists chiefly of alternation of sandstone and mudstone, and includes conglomerate and coaly shale. The thickness is from 70 to 90 meters. It is commonly a fresh water deposit containing Unio uryuensis SUZUKI and the flora of the Harutori type, but at Sempōshi Peninsula in the eastern part, the interbedded brackish deposit is recognized containing Ostrea corivularis OYAMA.
Shimizu mudstone member : The member is distributed only in the western part of the mapped area. It is underlain conformably by the Yūbetsu alternation member, and consists chiefly of mudstone and subordinately of fine sandstone. The thickness is from 30 to 50 meters.
The lowermost 5 meters of the member are mudstone in which Corbicula shitakaraensis SUZUKI is found.
Skitakara formation : The formation is underlain conformably by the Chorobetsu formation. It is coverd by the Ombetsu group, but this group is not distributed in the mapped area.
The Shitakara formation is divided into the following member in ascending order.
Yonemachi sandstone member : The member is distributed only in the western part of the area. It is underlain conformably by the Shimizu mudstone member, and consists of medium- or coarse-grained sandstone with thin layers of conglomerate and mudstone. The thickness is about 70 meters.
A large number of Ostrea eorivularis OYAMA, a small number of Corbicula sitakaraensis SUZUKI and other brackish moulluscs are collected.
Musa muddy sandstone member : The member is underlain conformably by the Yonemachi sandstone member, and consists chiefly of muddy sandstone and partly of fine-grained sandstone and mudstone. The thickness is more than 25 meters.
The fossils occurred in this member, including Acila sp. and formainifera, belong to the Ombetsu type.
The floras collected from the Kamibeppo (Harutori coal-bearing member) and Chorobetsu formation indicate close relation to the that of the so-called "Woodwardia sandstone" (Upper Eocene) of the Ishikari group ; the faunas of the Shitakara formation and Ombetsu group are similar to the fauna of the Poronai formation (Oligocene) in the Ishikari coal field. Therefore, the geological age of the Urahoro group (from Beppo conglomerate to Musa muddy sandstone members) is considered from middle or late Eocene to early Oligocene.
There are sandstone dykes intruded into the strata which include from the Shimizu mudstone member (Urahoro group) down to the Sempōshi mudstone member (Nemuro group). The thickness of the dykes ranges from several milimeters to 2 meters. Thin dykes are composed of fine-grained sand, while thick dykes show coarse-grained sand. Most of the dykes extend nearly from north to south and dip steeply to the east or west. Some of the dykes are intruded along fault planes of NNE-SSW trend, and some others are cut by fault of the same other trend ; but certain dykes intruded along the same fault plane, are also cut by later fault. Therefore, the intrusion of dykes is assumed to be the time of a crustal movement occurred in late Tertiary.
Alluvium : It is distributed along the Chorobetsu river, Beppo river and otherr rivers, and consists of gravel, sand, clay and peat.
The Cretaceous Nemuro group together with the Paleogene Urahoro group show a complicated, mozaic structure caused by a block movement probably in late Tertiary, although these two groups reveal, as a whole, a monoclinal structure dipping gently to the south.
The faults are classified into groups of E - W, NE - SW, NNW - SSE, NW - SE and NNE - SSE trends, successively from older to younger ages. The some of the mass-like Urahoro group caused in late Tertiary by the fault movement trending NW - SW direction, appear in Nemuro group as the faulted block, but their first movement is considered to date back to late Cretaceous.
Coal is the most important mineral resource in the area. Several coal-seams are found in the Harutori coal-bearing member.
The workable coal seams are called No. 5, 4 and 3 in this coal field (or "Harutori-honsō, Jo-sō", and "Nishaku-s"). No. 5 is the most important coal-seam, and its thickness varies from 1 to 3 meters. This seam is accompanied by montmorillonitic mudstone. No. 4 ranges from 60 to 170 centimeters in thickness. No. 3 varies from 15 to 75 centimeters in thickness.
The coal produced in this area is non-coking and bituminous with a calorific value of 5,000 - 6,500 calories. It is used, generally, as household coal or gas coal.
昭和 31 年 11 月 5 日印刷 昭和 31 年 11 月 10 日発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所