地域地質研究報告
５万分の１図幅
釧路（2） 第 52 号
札幌西高等学校 小坂利幸
北海道大学 理学部 松井愈
北海道教育大学 札幌分校 木村方一
北海道大学 理学部 紺谷吉弘
北海道教育大学 岩見沢分校 野川潔
北海道教育大学 札幌分校 春日井昭
帯広畜産大学 近藤錬三
帯広三条高等学校 藤山広武
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 地形 I.1 地形一般 I.2 平坦面区分 I.3 台地 I.3.1 東戸蔦台地 I.3.2 上帯広台地および上札内台地 I.3.3 幕別台地 I.4 古砂丘地形 I.5 現河床氾濫原 II. 地質概説 III. 日高累層群 III.1 ヤオロマップ川層 IV. 十勝累層群 IV.1 長流枝内層 IV.2 渋山層 IV.2.1 芽登凝灰岩層 IV.2.2 渋山層主部 IV.3 長流枝内層および渋山層の地質時代 V. 中～上部更新統 V.1 光地園礫層および光地園面堆積物 V.2 東戸蔦面堆積物 V.3 共栄面堆積物 V.4 上伏古面堆積物および上更別面 Ⅱ 堆積物 V.5 基松面堆積物および上更別面 Ⅲ 堆積物 V.6 ビラオトリ層 V.7 上札内 Ⅰ 礫層 V.8 上札内 Ⅰ 面堆積物 V.9 上札内 Ⅱa 堆積物 V.10 上札内 Ⅱb 面堆積物 VI. 完新世堆積物 VI.1 中札内面堆積物 VI.2 氾濫原堆積物 VII. 降下火砕堆積物 VII.1 オレンジ降下軽石堆積物 3 VII.2 支笏降下スコリア堆積物 VII.3 オレンジ降下軽石堆積物 1 VII.4 日高降下軽石堆積物 VII.5 支笏降下軽石堆積物 2 VII.6 支笏降下軽石堆積物 1 VII.7 恵庭 a 降下軽石堆積物 VIII. 古砂丘 VIII.1 支笏降下軽石堆積物 1 の古砂丘 VIII.1.1 分布 VIII.1.2 層序と時代 VIII.2 恵庭 a 降下軽石堆積物の古砂丘 VIII.2.1 分布 VIII.2.2 形態，体積および配列 VIII.2.3 層序と時代 VIII.2.4 恵庭 a 古砂丘堆積物の特徴 IX. 周氷河現象 IX.1 更新世ウルム氷期の周氷河現象 IX.2 完新世の周氷河現象 X. 地質構造と地史 X.1 日高累層群の地質構造 X.2 十勝累層群の地質構造 X.3 中～後期更新世以降の構造運動と地史 X.3.1 日高山脈の上昇と中央部十勝平野の地形面形成 X.3.2 幕別台地の傾動的上昇と札内川埋積構造谷の形成 X.3.3 ウルム氷期以降の地史 XI. 応用地質 XI.1 骨材資源 文献 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 53 年稿）
５万分の１図幅
釧路（2） 第 52 号
本図幅地域の調査は， 北海道開発庁からの委嘱によって， 昭和 48 年度から昭和 50 年度にかけておこなわれた。 一方， この地域を含む十勝平野全域の第四系を対象とする調査・研究が 筆者らを含む十勝団体研究会によって 昭和 37 年以来 17 年間にわたり続けられてきたが， 最近 その成果がまとまり 発表された（十勝団体研究会， 1978）。 本研究報告をまとめるにあたり 同研究会から多くの援助と討論をいただき， さらに その成果を引用させていただいた。 本図幅地域は十勝平野のほぼ中央に位置しており， その地質を明らかにするために， 本図幅地域に隣接する地域の地層・地形面についても 一部言及した。
野外調査および研究報告の記述にあたっては， 日高累層群を紺谷が， 鮮新～下部更新統を松井が， また 中～上部更新統および地形については小坂・松井が担当した。 そのほか， 古砂丘地形および堆積物については木村・近藤・藤山が， また 周氷河現象を野川・小坂が， さらに 降下火砕堆積物については小坂・木村・春日井・松井が， とくに その岩石学的な検討は春日井が， それぞれ主に担当した。 これらの作業にもとづいて， 研究報告全体のとりまとめは小坂・松井がおこなった。
なお， 中～後期更新世に段丘化した 数多くの広い平坦面群の発達する本図幅地域の５万分の１地質図を作成し， その地史の経緯を正確に表わすには， 従来の各「地質図幅」で多く用いられてきた表現方法では著しく困難を感じた。 すなわち， 従来の表現方法では 扇状地礫層や段丘礫層と それらの堆積面あるいは削剥面をおおう堆積物 -- 下位の砂礫層が再堆積して， 局所的に発達する薄い礫層， 古土壌， ローム層， 降下火砕堆積物など -- を一括して扱ってしまうか， 逆に表現を省略する場合が多かったと考えられる。 たとえば， 地質図としては， ほぼ中～下部更新統以下を塗色表現し， 中期更新世以降の地形面区分図を重ねるという方法が 多く用いられている。
本図幅では 各地形面を構成している堆積物 （地形面には堆積面の場合と削剥面の場合とがある） と その面をおおう堆積物を区別し， これら各地形面をおおう堆積物のうち 次の地形面の形成以前に堆積したものを この地形面の「地形面堆積物」と呼び， 地質図には それ以後の堆積物を省略して， それぞれ塗色して示すことにした。
これは， 従来ともすれば 表現が省略されるか， 下位の砂礫層に一括して扱われがちであったと思われる 中～後期更新世堆積物と その地史の詳細を できるだけ地質図上に表現するための１つの試みである。
本地域の野外調査に参加され 多くの教示を与えられた十勝団体研究会の方々と， とくに 本研究報告の作成について 全面的な協力と援助を与えられた 地質調査所 北海道支所の山口昇一技官に対し 深い謝意を表する。
大正図幅地域は 十勝平野のほぼ中央部に位置し， 北緯 42°40' から 42°50'， 東経 143°0' から 143°15' の範囲を占めている。
この図幅地域の南西部には 戸蔦別 川とその支流である 岩内 川にはさまれて， 標高 240 m から 480 m を示す本地域では高い山地がわずかに分布する。 この山地は 日高山脈の北部の東麓にあたり， 日高累層群によって構成され， 十勝平野に突き出た形で発達している。
山地を除くと この図幅地域の大部分を占めるのは 鮮新～下部更新統を基盤とし， 南から北方ないし北北東方向に向けてゆるく傾斜する 標高 100～260 m の平坦な台地である。 この台地は さらに４つに区分され（第 1 図）， 十勝団体研究会（1978）は 日高山脈の東麓から北方に高度を減じて拡がっている３つの台地を 南側から 以下のように呼んでいる。
また， 本図幅の東部にわずかにあらわれ， [ 本図幅の北東・東隣の ] 十勝池田・ 糠内 両図幅地域で広く拡がる 豊頃 丘陵の西側に接して 南北方向に分布する台地を以下の名称にした。
これらのそれぞれの台地は さらに 高度差・堆積物のちがいなどから いくつかの地形面に区分されるが， その詳細については後で述べることにする。 なお， 東戸蔦台地を除く各台地の上には 支笏降下軽石堆積物 1 や 恵庭 a 降下軽石堆積物の二次堆積からなる古砂丘群が発達し， 起伏の大きな波状地形を呈する。
この図幅地域のほぼ中央を南から北に向けて， 札内川・戸蔦別川が流下している。 これらの河川は日高山脈の稜線に源を発し， 日高山地を流れる上流部分では西から東への流路をとるが， 平野部に入ると流路を北方に変え， 戸蔦別川は岩内川を， 札内川は戸蔦別川を合流して十勝川に流下している。
一方， 上帯広・上札内各台地の平坦面上には 帯広川・ 売買 川・ 途別 川などの諸河川が面の傾斜にしたがって南西から北東方向に流れ， いずれも十勝川に合流する。 なお， 幕別台地の南端部付近には サラベツ川およびその他の小河川が発達しており， 北流して糠内図幅地域の 猿別 川に流下している。
この図幅地域に発達する地形面は 十勝団体研究会（1978）によって ９つに区分されている。 本稿では， その後の研究も合せて， 高位から以下のように呼ぶことにした。
これらの地形面のうち 完新世に形成された中札内面以外は いずれも更新世の地形面である。 このうち， 扇状地の堆積面である光地園面および上札内 Ⅰ 面の一部と 河岸段丘面である中札内面を除けば， その他の地形面は扇状地状の拡がりを示すが， 光地園礫層を削って形成された削剥面である。
従来， 十勝平野には新旧の扇状地がよく発達しているといわれてきた。 この図幅地域の各台地上にも扇状地的形態を示す地形面の発達が著しい。 しかし， [ 後述する ] 記載の項で詳しく述べるように， これらの隆起して開析を受け段丘化した地形面をよく検討すると そのすべてが扇状地礫層の堆積によって形成されたものではなく， 扇状地礫層の発達が確かめられるのは， [ 1 ] 光地園礫層に代表される厚い礫層で形成される古期開析扇状地と， [ 2 ] 南部十勝における忠類礫層（松井ほか， 1974）， [ 3 ] 本図幅地域に発達する上札内 Ⅰ 礫層によって形成されている新期扇状地とにすぎない。 それら以外の広く発達する扇状地状の諸地形面は これら新旧の扇状地礫層を削剥して形成された平坦面で， 光地園礫層あるいは上札内 Ⅰ 礫層の削剥面に ところによって薄い礫層をのせるほかは， ローム層を主とする薄い風成層をのせるにすぎず， 本質的には浸食面の性格をもつ浸食段丘（Strath terrace）である．
これらの地形面は， その面を形成する主要な堆積物である砂礫層， および その表面をおおう各種の降下火砕堆積物・ローム層・古土壌などによって区分し， 対比されている（第 2 図）。
この図幅地域に発達する降下火砕堆積物・ローム層は， 上位から 以下のようなものがある [ 以下の [注1] 参照 ] 。
この図幅地域に発達する台地は， すでに述べたように 東戸蔦台地・上帯広台地・上札内台地・幕別台地の４つに区分される。 ここでは， 低位の地形面の発達の顕著な台地である上帯広台地と上札内台地は一括することにし， それぞれの台地に発達する地形面について述べる（第 1 表）。
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東戸蔦台地 [ 以下の [注] 参照 ] は 岩内川の戸蔦別川と札内川にはさまれて 南西から北東に向けて帯状に発達する台地で， この台地の地形面は その標高， 古土壌やローム層などの堆積物のちがいにより， 高位より光地園面と東戸蔦面の２つの面に大別される。
光地園面は 日高山脈の東麓において 堆積物をのせる最高位の平坦面で， [ 本図幅の南々隣の ] 上豊似 図幅地域（秋葉ほか， 1975）の大樹町 旧光地園部落をのせる標高 400 m 前後の面を模式地としている。 光地園面は 模式地付近を南限として 日高山脈の東麓ぞいに北西方向に延び， [ 本図幅の北西隣の ] 御影 図幅地域の 剣山 の山麓付近まで断続しながら分布する。 この図幅地域の光地園面もその一部であって， 東戸蔦台地の扇頂部付近（ [ 本図幅の南隣の ] 上札内図幅地域内）の標高 300 m から北方に向けて 210 m まで低下する。 面の表面は著しく削剥され， 凹凸にとむ。 また， 面上を流れる河川は深い谷を形成しながら北方に向けて流下し， 戸蔦別川に合流している。
この面を形成する礫層は 光地園礫層（十勝団体研究会， 1968）と呼ばれ， 扇状地堆積物と考えられている。 光地園礫層の上位には 一般に白粘土層をのせることが多い。
東戸蔦台地において 日高山脈の山麓部付近に発達する光地園面を除いた大部分の面を 東戸蔦面と呼ぶ。 本面は 扇頂部 [ 以下の [注] 参照 ] では光地園面と漸移しながら北東方向にしだいに高度を減じ， 光地園面との比高を増しながら帯状に延び， その扇端部は 札内川と戸蔦別川の合流点付近に達する。 扇頂部に近い新札内地区での標高は 230 m で， 扇端部の戸蔦 第一地区では 140 m まで低下する。 本面の戸蔦別川の河床との比高は約 30 m， 一方， 札内川の河床との比高は 10 m 前後で， 戸蔦別川の河床からの比高が異常に大きい。 これは 戸蔦別川と札内川の下刻のちがいを示すものと思われる。 地表面は 面上を流れる小河川により著しく浸食され， 起伏にとんでいる。 これらの河川は 面の傾斜にしたがってすべて北方に流下し， 下刻作用の激しい戸蔦別川に注いでいる。
本面を本成する礫層は 観察されたすべての地点で光地園礫層である。 したがって， 本面は光地園礫層の上部が削剥されて形成された地形面（削剥面）であると考えられる。
なお， 本面には光地園礫層の上位に直接して「古赤色土」が特徴的に発達しており（北川ほか， 1963）， 東戸蔦面は この「古赤色土」をのせるもっとも新しい面である。 平川・小野（1974）は東戸蔦台地の本面を３つの面に細分し， 東戸蔦面より低位の面， すなわち， 筆者らの共栄面・上伏古面・基松面に相当する面にそれぞれ対比している。 しかし， これらの各面には 平川ほか（1974）の述べるように若干の高低， 形態のちがいは認められるが， そのいずれの面にも「古赤色土」が分布していることによって 東戸蔦面として一括することができる。
十勝団体研究会（1978）は [ 本図幅地域の東西中央付近を北流する ] 戸蔦別川の札内川 [ ← 戸蔦別川が合流した札内川 ] と [ 図幅地域北西隅の ] 美生 川の間に南西から北東に広く拡がる平坦な台地を上帯広台地と呼び， また， 札内川と途別川の間に発達する台地を上札内台地と呼んでいる。 なお， 根本ほか（1933）の上帯広扇状地は上帯広台地に， また， 中ノ川扇状地は上札内台地にほぼ相当する.。
この上帯広台地と上札内台地は 同様の地形面を発達させているので， 以下にまとめて述べることにする。
これらの台地は この図幅地域内ではもっとも広く発達しており， 十勝団体研究会（1978）は これらの台地の地形面を， 高位より 上伏古面・基松面・上札内 Ⅰ 面・上札内 Ⅱa 面・上札内 Ⅱb 面・中札内面に区分した。 これらの地形面のうち 幕別台地の西緑と札内川の間には 南北方向に延びる構造谷（十勝団体研究会， 1978）が推定されており， この地域の上札内 Ⅰ 面は この構造谷を埋積した上札内 Ⅰ 礫層によって形成された地形面である。 一方， 上伏古面・基松面を構成する礫層はすべて光地園礫層であって， 面形成時の礫層は全く欠除している。 また， 上札内 Ⅱa 面・上札内 Ⅱb 面・中札内面には 厚さ 数 m 程度の段丘礫層が分布するが， その下位には光地園礫層が厚く発達している。 このようなことから， 上札内 Ｉ 面を除く これらの地形面は， この地域を広く厚くおおった光地園礫層を刻みながら形成された削剥面であると推定される。
[ 図幅地域北西部の ] 帯広川と美生川の間を日高山脈の東麓より東北東に拡がり， 芽室 町 上伏古地区 [ ← 本図幅地域の北西隅から南南東方に 5 km 弱 ] をのせる面を上伏古面と呼ぶ。
本面の標高は 山麓付近で 300 m， 扇端部の芽室町 栄地区 [ ← 上伏古の北東方 4.5 km ] で 140 m を示し， 傾斜はかなり急である。 地表面は浸食が進んでおり， 起伏にとむ。 上伏古面の北側は 北東方向に延びる低位の上札内 Ⅰ 面に， また 南側は同じく低位の基松面や上札内 Ⅱa 面に切られているが， その比高差は小さい。
このほか， 戸蔦別川の左岸の 中八千代 地区 [ ← 上伏古の南南東方 6 km ] 付近にみられる 北東方向にせまい帯状をなして延びる小規模な面も本面に対比される。
上伏古面は， その堆積物の検討から， 中央部の十勝を広く埋めつくした 光地園礫層を削って形成された削剥面であることが明らかである。 なお， 本面は光地園礫層の上位に 特徴的な赤褐色ローム層をのせており， 上伏古面は 赤褐色ローム層をのせる面のなかでもっとも新しい面であることから 他の面と区別される。
この図幅地域の西に隣接する札内岳図幅地域の帯広岳の東麓において， 八千代付近を扇頂とし， 帯広川の右岸ぞいに北東方向に延び， その扇端部は [ 本図幅の北隣の ] 帯広図幅地域の帯広市街地付近まで拡がる面を基松面と呼ぶ。
本面は 扇頂部付近で約 280 m， その北東方向にあたる北基松付近で 110 m の標高を示し， 比較的傾斜のゆるい， かなり開析の進んだ地形面である。
このほか， [ 図幅地域北西隅を北流する ] 美生川の右岸ぞいに せまい帯状をなして分布する面も 本面に対比される。
基松面も上伏古面と同様に 古期扇状地礫層である光地園礫層の削剥面と考えられ， 上伏古面より一段低位であり， 赤褐色ローム層をのせず， Op-3・Op-1 [ = オレンジ降下軽石堆積物 3・1 ] や Ssfa [ = 支笏降下スコリア堆積物 ] などをはさむ褐色ロームをのせることから， 上伏古面と区別される。
上帯広台地において， 戸蔦別川 - 札内川と帯広川の間の 西太平 付近 [ ← 本図幅地域の南西隅から北北東方に 6 km 強 ] を扇頂として 北東方向に延び， 帯広図幅地域の帯広市 稲田町 [ ← 本図幅地域の北端から 6 km 北方の札内川の西側 ] 付近に達する地形面を上札内 Ⅰ 面と呼ぶ。 扇頂部付近では 一段低位の上札内 Ⅱa 面に切られるが， 西側の 売買 川ぞいでは基松面を切っている。 扇頂部付近の標高が 240 m， 扇端部で 70 m に低下し， 地表面は Spfa 1 [ = 支笏降下軽石堆積物 1 ] や En-a [ = 恵庭 a 降下軽石堆積物 ] の二次堆積による古砂丘（木村ほか， 1970・1972・1978）の高まりを除くと 傾斜もゆるやかで浸食も軽微である。 面上には 面の傾斜にしたがって売買川とその支流の小河川が数多く発達しているが， これらは 戸蔦別川の河道が西から東へ移動するにしたがって頭部がカットされ， 無能力化していったものであろう。
このほか， 帯広川と美生川の間でも， 札内岳図幅地域の芽室町 東伏見 付近を扇頂として 上伏古面を切りながら北東方向に広く拡がり， その扇端部が 帯広図幅地域の西帯広市街地付近に至る面があり， これは本面に対比される。
これらの上札内 Ⅰ 面の大部分は 光地園礫層を削って形成された削剥面である。 ただし， [ 本図幅の東西中央・北端付近の ] 南豊西 地域から帯広図幅地域の 上札内 Ⅰ 面の扇端部に当る川西や稲田町付近では， 試錐や露頭の観察で 本面の礫層である上札内 Ⅰ 礫層が認められる。
また， 上札内台地の途別川の右岸ぞいに南北方向に帯状に延びる面も上札内 Ⅰ 面であり， ここでは クサレ礫を含まない厚い扇状地状の礫層（上札内 Ⅰ 礫層）から形成されている。 なお， [ 図幅地域南東部の ] 興和 付近の本面の面上にも Spfa 1 や En-a の二次堆積からなる大小様々な規模の古砂丘が 70 個前後発達しており， 起伏にとんだ地表面を示す。
上札内 Ⅰ 面は Spfa 1 をのせるもっとも新しい面であることから， 他の面との識別が可能である。
[ 図幅地域南西部の ] 戸蔦別川の下流の左岸に主として分布する En-a をのせるもっとも新しい面を 上札内 Ⅱa 面と呼ぶ。
ここでは 上八千代 付近を扇頂として上札内 Ⅰ 面を取り巻くように二手に分かれて分布し， その一つは上札内 Ⅰ 面の南側に接しながら 約 2 km の幅で帯状に東北東方向に延びて 東清川 付近に達する。 一方， 上札内 Ⅰ 面の北側に接して北東方向に延びる面は せまい帯状をなし， 売買川ぞいに追跡される。 標高が上八千代付近で 270 m， 扇端部の東清川で 140 m と傾斜がゆるく， 起伏の少ない平坦面である。 上札内 Ⅰ 面との境界は 比高差が小さく判然としないが， Spfa 1 を欠き En-a をのせることから区分できる。
そのほか， 帯広川流域にそって断続的に分布する面， 札内川の下流域の右岸の大正付近から北北東に延びるせまい帯状の面， また， 幕別台地の南端部において 一部に En-a の古砂丘をのせて分布する面などは いずれも上札内 Ⅱa 面に対比される河岸段丘面であり， Spfa 1 を欠いて En-a をのせている。
[ 図幅地域南東部の ] 上札内台地において， 南隣の上札内図幅地域の上札内市街地付近を扇頂として 北東ないし北北東方向にゆるく傾斜して広く拡がり， 平坦な扇状地状の形態を示す地形面を 上札内 Ⅱb 面と呼ぶ。
上札内 Ⅱb 面は En-a [ = 恵庭 a 降下軽石堆積物 ] をのせず， 礫層の上位に暗褐色砂質のソフトロームをはさんで 腐植層を累重させている。
模式地での上札内 Ⅱb 面は [ 本図幅の南隣の上札内図幅地域内の上札内市街地付近の ] 扇頂部付近で 270 m 前後の標高であり， 北東ないし北北東方向に規則的な同心円状の等高線を示しながらゆるく傾斜し， 扇端部にあたる [ 図幅地域南東隅付近の ] 更別地区で 160 m， [ 図幅地域の北東部の ] 大正市街地付近で 115 m を示す。 起状はほとんどなく平滑で， 面上にはサラベツ川や途別川の支流などの小河川が発達し， 面の傾斜にしたがって流下している。
このほか， 戸蔦別川左岸の上清川地区 [ ← 図幅地域中央付近 ] をのせる面も上札内 Ⅱb 面に相当する面である。
これらの上札内 Ⅱb 面を形成した礫層は 厚いところでも 4～5 m にすぎず， とうてい扇状地礫層とは考えられない。 したがって， 上札内 Ⅱb 面は地形としては扇状地状を示しているが， 上帯広台地に分布する上伏古面・基松面・上札内 Ⅰ 面・上札内 Ⅱa 面などと同様に， 原型はおそらく古期扇状地礫層の光地園礫層によって形成され， それが削剥されながら平坦化した地形面であると考えられる。
[ 図幅地域南東部の ] 中札内市街地をのせる 上札内 Ⅱb 面より一段低位の河岸段丘面を中札内面と呼ぶ。 中札内市街地付近では 上札内 Ⅱb 面との境が必ずしも判然としていないが， その延長方向にあたる大正市街地付近では 上札内 Ⅱb 面と 1～2 m の比高差を有する。
そのほか， 戸蔦別川・ [ その南部の ] 岩内川などの流域で 現河川にそって小規模な河岸段丘面が分布するが， これらは中札内面に対比される。
本面の礫層の上位にはソフトロームを欠き， 直接 腐植層がのっており， 沖積段丘面と考えられる。
この図幅地域の東側に やや開析の進んだ丘陵性の台地が 南北方向に発達している。 この台地は 根本ほか（1933）が幕別台地と呼んだものの一部にあたる。
図幅地域内のこの台地には３段の平坦面が認められ， 十勝団体研究会（1978）は これを高位より 共栄面・上更別面 Ⅱ・上更別面 Ⅲ と呼んでいる。
共栄面は， [ 本図幅の北東隣の ] 十勝池田図幅地域の幕別町市街地の後背地に発達する地形面のうち 高位より２段目の標高 110 m 前後の平坦面を模式地とする面を呼び， この図幅地域では， 幕別台地の稜線上に分布する標高 170 m 前後の面が これに対比される。 面の表面はやや開析されており， 南から北に向けてわずかに傾斜している。 十勝池田図幅や [ 本図幅の東隣の ] 糠内図幅地域に分布する幕別台地や豊頃丘陵には 東戸蔦面に相当する 大豊 面（十勝団体研究会， 1968）が発達し， この大豊面を切って共栄面が発達しているのがみられるが， この図幅地域には 大豊面は分布しない。
本面を本成する礫層はすべて光地園礫層であり， 共栄面も光地園礫層の削剥面である。
幕別台地において， 共栄面を同心円状に取り巻くように分布する標高 160 m 前後の， やや開析された面を上更別面 Ⅱ と呼ぶ。 共栄面との境界は なだらかに漸移し 判然としない。
本面は 一部に薄い礫層をのせることもあるが， 多くの露頭では光地園礫層であり， 本面も基本的には 光地園礫層の削剥面であることを示している。
上更別面 Ⅱ は 他の地形面との関係から 上帯広台地の上伏古面に対比される。
なお， [ 図幅地域の東端・南北中央やや南の ] 似平 第三地区付近の本面上には 大きな起伏を示す古砂丘地形が認められる（藤山ほか， 1978）。 しかし， この砂丘堆積物は確認できなかった。
幕別台地の上更別面 Ⅱ より一段低位で， その外側を取り巻くように分布する面を 上更別面 Ⅲ と呼ぶ。
上更別面 Ⅱ とは漸移の関係で， その境界は必ずしも明瞭でない。 幕別台地の南端部に分布する本面上には 古砂丘群が分布し， 起伏にとんでいる（帯広市教育委員会， 1978）。 さらに， その南の延長にあたる 勢雄 付近 [ ← 図幅地域南西隅の北方 2 km 強 ] にも本面の小規模な分布が認められる．
上更別面 Ⅲ は赤褐色ロームを欠き， Spfa 1 [ = 支笏降下軽石堆積物 1 ] の下位に厚い褐色ロームをのせていることから， 上帯広台地の基松面に対比されると考える。
すでに各地形面の項でも述べたように， この図幅地域には Spfa 1 [ = 支笏降下軽石堆積物 1 ] や En-a [ = 恵庭 a 降下軽石堆積物 ] の二次堆積物からなる古砂丘地形の発達が著しい。
しかし， Spfa 1 からなる古砂丘として確認されているのは 幕別台地の南端の上更別面 Ⅲ 上で１か所 ， 上札内台地や上帯広台地の上札内 Ⅰ 面上で４か所にすぎない。 これらの砂丘の平面形は 帯状ないし紡錘形を示し， その長軸方向の平均の長さは 250 m， 比高も 2 m 前後と小型のものが多い。 一方， En-a からなる古砂丘は上帯広台地・上札内台地の上札内 Ⅰ 面や上札内 Ⅱa 面上に分布する。 とくに [ 図幅地域の東西中央・やや北部の ] 上帯広台地の札内川の支流オケネ川と第二売買川の間に， また [ 図幅地域の南東部の ] 上札内台地の中札内村 興和地区周辺に， その発達が願著である。 En-a 古砂丘の比高は 1～3 m の小型のものが大部分で， 5 m 以上の比高を有する大型のものは 10 % 以下で少ない（木村ほか， 1970・1972・1978）。
なお， 幕別台地の南西部の 似平 地域に発達する上更別面 Ⅱ・Ⅲ の上にも古砂丘地形が認められるが， １か所を除いて まだ その堆積物は確認されていない。
古砂丘についての形態・層序・時代などの詳細は別項で述べる。
札内川・戸蔦別川の流域には 川幅が 1～2 km ほどの広い河床氾濫原が発達している。 とくに， この２つの河川の合流点の大正市街地付近より下流では その発達が顕著である。 また， この２つの河川のそれぞれの河床面の 上札内 Ⅱb 面に対する比高を比較すると， 戸蔦別川では 10 m， 札内川で 5 m ほどで， 戸蔦別川の方が下刻作用の激しいことを示している。
なお， 戸蔦別川・札内川の流域には 中札内面よりさらに低位の比高の小さい小段丘群が認められるが， ここでは区分しないで 現河床氾濫原に含めた。
その他の河川の流域は川幅もせまく， 氾濫原の発達が悪い。
この図幅地域でもっとも広く発達するのは 第四紀の中～後期更新世の扇状地礫層， 河岸段丘堆積物とそれらをおおう降下火砕堆積物， ローム層などである。 そのほか， 戸蔦別川や [ 図幅地域の北東隅の ] 古舞 川の流域には 新第三紀の鮮新世ないし第四紀の前期更新世の十勝累層群（山口・松井ほか， 1978）がわずかに分布し， また， 南西部の山地は 日高累層群から構成されている。
ここでの日高累層群は， 日高変成帯の東側にそって約 20 km の幅で帯状に分布するものの一部であり， 南の札内川の上流および [ 本図幅の南隣の ] 上札内図幅地域に典型的に発達する日高累層群に連続するものである。
鮮新～下部更新統としては， 十勝累層群の上部層（ 長流枝内 層）と最上部層（ 渋山 層）が分布している。 後期鮮新世と考えられる長流枝内層は， [ 図幅地域南西部の ] 戸蔦付近の戸蔦別川の崖や [ 図幅地域北東隅の ] 古舞川の河崖に散点的に露出する。 戸蔦付近の長流枝内層は その分布の西限を示しており， これ以西には分布しない。 同じく前期更新世の渋山層は 古舞付近にわずかに露出し， 十勝平野における同層の分布の最南端にあたっている。
中～上部更新統としては， 広い分布を示す古期扇状地礫層および新期扇状地礫層， 沼ないし湿原堆積物からなるビラオトリ層， 各種段丘面を形成する砂礫層， 古土壌， ローム層， 降下火砕堆積物がある。 古期扇状地礫層としては， 光地園礫層が この図幅地域のほぼ全域を埋めつくして発達しており， 新期扇状地礫層の上札内 Ⅰ 礫層が 札内川～幕別台地の間の構造谷を埋積している。 光地園面と上札内 Ⅰ 面は それぞれ この新旧扇状地礫層の堆積面であるが， これ以外の地形面は 地形の項で述べたように 光地園礫層の削剥面で， ところによっては光地園礫層を削って厚さ数 m 程度の礫層をのせるが， 多くの場所では砂礫層を全く欠除して 直接 降下火砕堆積物やローム層におおわれている。
そのほか， 上更別面 Ⅲ， 上札内 Ⅰ 面や上札内 Ⅱa 面の上には Spfa 1 [ = 支笏降下軽石堆積物 1 ] や En-a [ = 恵庭 a 降下軽石堆積物 ] からなる古砂丘堆積物が発達している。 なお， 本図幅地域の地質総括表を第 2 表に示した。
| 地質時代 | 層序 | 地形面 | 摘要 | |||||||
| 第四紀 | 完新世 | 氾濫原堆積物 |
Ta-b
Ta-c | 砂・礫 | ||||||
| 中札内面堆積物 | 中札内面 | Ta-d | 礫 | |||||||
| 更新世 | 後期 | 上札内 Ⅱb 面堆積物 | 上札内 Ⅱb 面 | ソフトローム |
褐色
ローム | 礫 | ||||
| 上札内 Ⅱa 面堆積物 | 上札内 Ⅱa 面 |
ボール状ローム
En-a | 砂丘砂 En-a ・ 礫 | |||||||
| 上札内 Ⅰ 面堆積物 | 上札内 Ⅰ 面 | Spfs 1・2 | 砂丘砂 Spfs 1 | |||||||
| 上札内 Ⅰ 礫層 | 礫 | |||||||||
| ビラオトリ層 |
Hpfa
OP-1 Ssfa Op-3 | 泥炭・粘土 | ||||||||
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基松面・
上更別面 Ⅲ 堆積物 |
基松面・
上更別面 Ⅲ | 礫 | ||||||||
| 中期 | ||||||||||
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上伏古面・
上更別面 Ⅱ 堆積物 |
上伏古面・
上更別面 Ⅱ |
赤褐色
ローム | ||||||||
| 共栄面堆積物 | 共栄面 | |||||||||
| 東戸蔦面堆積物 | 東戸蔦面 | 古赤色土 | ||||||||
| 光地園面堆積物 | 光地園面 | 白粘土 | ||||||||
| 光地園礫層 | クサレ礫・砂 | |||||||||
| 前期 |
十勝
累層群 | 渋山層 |
渋山層の
主部 | 粘土・泥炭 | ||||||
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芽登
凝灰岩層 | 黒雲母流紋岩 凝灰岩 | |||||||||
| 新第三紀 | 鮮新世 | 長流枝内層 | 礫・砂・粘土 | |||||||
| 先白亜紀 |
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日高
累層群 | ヤオロマップ川層 | 灰緑色砂岩 | ||||||||
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[ 本図幅地域の南西に分布する ] 日高変成帯の東側南部地域に発達する日高累層群について， 紺谷（1978）はそれらが整合一連であることを明らかにするとともに， それまでの層序（鈴木ほか（1959）; 橋本・武田（1960）; 酒勾ほか（1963））を訂正して 新たに変成帯の東側南部地域の日高累層群の全体を 中の川 層群に一括した。 そして， 第 3 表に示したように， 岩相から下部の 札内川 層と上部のヤオロマップ川層に二分し， さらに両層をそれぞれ S1～S4 部層と Y1～Y3 部層に細分した。 本図幅地域の日高累層群は， 南隣の上札内図幅地域のヤオロマップ川の中流域を模式地とする ヤオロマップ川層へ構造的に連続する。
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ヤオロマップ川層は， 本図幅地域の南西部にあたる 戸蔦別 川と 岩内 川にはさまれた地域に分布する。 本地域においては 層厚約 3,000 m に達しており， これらは大部分が Y1 部層に属するとみられる。
本層は 主に灰緑色～灰色の中～粗粒砂岩からなり， しばしば凝灰質の部分が認められる。 砂岩は下部では塊状を呈するが， 上部では板状を呈し， しばしば細粒砂～シルトの級化互層を介在する。 また， 石灰質コンクリーションが砂岩中に認められることが多く， これらは径 5～15 cm の球形または長楕円体形を呈する。
[ 北岩内の東方 1 km 弱の ] 戸蔦別川の支流の下流部では 粘板岩の粗粒岩片をパッチ状に含む無層理の塊状砂岩が発達し， 北岩内生産林道では厚さ 2～3 m の板状砂岩が発達する。 また， 岩内川では， 50～100 cm 厚の板状砂岩卓越部と 5～10 cm 単位に成層する細粒砂～シルトの級化互層部が， それぞれ 30～50 cm の厚さで交互に累重する。
本図幅地域を含む十勝平野には 広く鮮新世～前期更新世の諸地層が発達しており， 層序学および構造地質学的諸研究がおこなわれてきた（橋本亘（1955）; 鬼塚（1962）; 三谷（1964）; 山口（1970）; 松井ほか（1970）; 山川ほか（1973））。 最近の十勝団体研究会の研究結果（1978）によれば， 十勝平野における鮮新～下部更新統は， 第 4 表に示したように， 下部（ 本別 層・ 駒畠 含化石層・ 足寄 層）， 中部（池田層）， 上部（ 長流枝内 層・ 居辺山 層）， 最上部（ 渋山 層・ 中里 層）に四分される。 十勝団体研究会は， 十勝平野の直接的基盤であるこれらの諸層を総称して 「十勝累層群」と呼ぶことを提唱している。 これらのうち 本図幅地域で地表に露出するのは， 上部（長流枝内層）および最上部（渋山層）である。
| 第四紀 | 更新世 | 光地園礫層 | ||||
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十勝
累層群 | 最上部 | 中里層 | ||||
| 渋山層 | 主部 | |||||
| 芽登凝灰岩層 | ||||||
| 上部 | 居辺山層 | |||||
| 新第三紀 | 鮮新世 | 長流枝内層 | ||||
| 中部 |
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| 千代田凝灰岩層 | ||||||
| 池田層 | ||||||
| 猿別凝灰岩層 | ||||||
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| 稲士別凝灰岩層 | ||||||
| 下部 | 足寄層 | |||||
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| 駒畠含化石層 | ||||||
| 本別層（糠内層） | ||||||
| 中新世 | 大樹層 | |||||
長流枝内層の模式的な発達は， 地表では [ 本図幅の北東隣の ] 十勝池田図幅地域の長流枝内川の流域で観察され， 亜炭層や凝灰岩層をはさむ瀕海～浅海性のシルト層や砂礫層からなる地層である。 十勝団体研究会（1978）の研究によると， 帯広盆地では最厚 700 m に達する本層の厚い盆状の発達が知られ， その南方延長は 本図幅地域から [ 本図幅の南隣の ] 上札内図幅を経て， [ 本図幅の南東隣の ] 忠類 図幅の忠類付近に達する向斜構造を呈していることが明らかにされた。
長流枝内層は， この図幅地域には戸蔦別川ぞいの河崖（地点 5， 7， 13， 14）で 古期扇状地礫層の光地園礫層 [ Ko ] や段丘礫層におおわれて 散点的に認められる（第 3 図）。 そのほかは 地域北東部の古舞川の流域にわずかに分布するにすぎない。 これらの露頭では薄い砂層やシルト層・凝灰岩層をはさむ厚い礫層からなり， ほぼ水平に分布する。 また， 古舞川の流域の本層の砂質シルト層からは保存の悪い貝化石が認められ， 本層が海成層であることを示している。 層厚は 厚いところで 15 m 程度が観察されるにすぎない。 しかし， さきに述べたように， 本図幅地域には 帯広（ [ 本図幅の北隣の ] 帯広図幅内)～ [ 大樹町 ] 拓北（ [ 本図幅の南隣の ] 上札内図幅内）をむすぶ 南北に延びる 大きな向斜構造を示す長流枝内層が広く伏在しており， [ 図幅地域中央やや南西の ] 清川付近でおこなった試錐（地点 70）によると， 光地園礫層 [ Ko ] の下位に 厚さ 90 m にわたって， シルト層や砂礫層からなる長流枝内層の分布が確められている（第 4 図）。
帯広図幅地域の国見山付近 [ ← 国鉄 帯広駅の北西方 ? ] や 芽室 町 芽室橋付近 [ ← 国鉄 芽室駅の北方 ? ] に 主として凝灰質シルト， 砂， 細砂礫からなる夾亜炭層が分布している。 従来， この夾亜炭層は [ 十勝累層群の中部の ] 池田層に含められていた（橋本誠二， 1954）。 しかし， この夾亜炭層は 池田層および長流枝内層 [Os ] を不整合におおう 芽登 凝灰岩層 [ Mt ] の上位にあることが明らかにされ， 新たに渋山層と命名された（山口ほか， 1973）。 十勝団体研究会（1978）は， 本層の軽石質礫層と凝灰質砂・シルト層が 下位の芽登凝灰岩層および 屈足 熔結凝灰岩層（山口・春日井ほか， 1978）に整合にのり それらの二次堆積物であることと， 芽登凝灰岩層の基底に認められる明瞭な構造的不整合とに注目し， 渋山層の主部 [ Sb ] と芽登凝灰岩層 [ Mt ] とを併せて十勝累層群の最上部とし， 渋山層と呼んでいる。 渋山層は 帯広～ 音更 地域（帯広図幅内）を中心に 前に述べた長流枝内層の盆状構造を埋めて発達しており， 本図幅地域はその南縁部にあたっている。
芽登凝灰岩層は 軽石流堆積物を主体とする凝灰岩層で， [ 本図幅の北北東方の ] 上士幌 図幅地域の芽登川の下流域を模式地としている（松井ほか， 1970）。 本層は 上士幌図幅地域の 押帯 台地や [ 本図幅の北東隣の ] 十勝池田・ [ その北隣の ] 高島両図幅地域の長流枝内丘陵の西縁にそって 北から南に帯状に分布し， この図幅地域の 古舞 川の右岸流域にまで達する。 古舞川の流域の露頭（ [ 図幅地域北東隅付近の ] 地点 69）は その南限にあたっており， これ以南には分布しない。 岩質は 黒雲母流紋岩質であり， 角閃石を含み， まれに紫蘇輝石もみられる。 層厚は 4.5 m 以上で， 上位を渋山層の主部 [ Sb ] がおおっている。
この図幅地域での渋山層の主部の分布はせまく， 古舞川流域（地点 9 と 69 [ ← それぞれ本図幅地域の北東隅の南南西方 2.5 km と西方 1 km ] ）にわずかに認められるにすぎない。 ここでの渋山層の主部は 凝灰質シルトや亜炭層をはさむ粘土層や砂層を主とする地層で， 層厚は 2 m ほどが観察されるにすぎず， 光地園礫層 [ Ko ] や新期の段丘礫層によって不整合におおわれている（第 5 図）。
本図幅地域内には 長流枝内層および渋山層の地質時代についての具体的資料はない。 両層を含めた 十勝累層群の地質時代については， 最近， 十勝団体研究会（1978）による総括的な研究が発表され， 次のような資料から 長流枝内層は鮮新世後期， 渋山層は前期更新世と推定されている。
なお， 十勝累層群の地質総括図を第 6 図に示した。
この図幅地域でもっとも広く発達するのは 中～後期更新世の堆積物である。 それらは下位から 光地園 礫層 [ Ko ] ， 光地園 面堆積物 [ Kop ; 以下の [注] 参照 ] ， 東戸蔦 面堆積物 [ Ht ] ， 共栄 面堆積物 [ Ke ] ， 上伏古 面および 上更別 面 Ⅱ 堆積物 [ Kf ] ， 基松 面および上更別面 Ⅲ 堆積物 [ Mo ] ， ビラオトリ層 [ Bi ] ， 上札内 Ⅰ 礫層 [ K1 ] ， 上札内 Ⅰ 面堆積物 [ K1p ] ， 上札内 Ⅱa 面堆積物 [ K2a ] ， 上札内 Ⅱb 面堆積物 [ K2b ] などである。
古期扇状地礫層である光地園礫層は， 最高位の地形面である光地園面を構成する礫層として分布するだけでなく， 図幅地域内の東戸蔦面・共栄面・上伏古面および上更別面 Ⅱ などの地形面堆積物および 河岸段丘面堆積物の下にも 広く発達している。 前述の各面の堆積物は 降下火砕堆積物・ローム層や古土壌などによって構成され， 光地園礫層を直接おおっている。 また， 光地園礫層をおおう 基松面および上更別面 Ⅲ 堆積物は 降下火砕堆債物および褐色ローム層を主とするが， ところによっては 基底部に薄い礫層が存在する。 上札内 Ⅰ 礫層は 札内川～途別川の間に発達した構造谷を埋積した新期扇状地礫層であり， 上札内 Ⅰ 面堆積物は この上札内 Ⅰ 礫層をおおう降下火砕堆積物やローム層からなる。 上札内 Ⅱa 面・上札内 Ⅱ b 面の各堆積物は 光地園礫層を削って薄く堆積した堆積物であり， 中札内面堆積物は 完新世における段丘堆積物である。 また， ビラオトリ層は 泥炭を主とする湿原性の堆積物で， その時代は 後期更新世と考えられている（十勝団体研究会， 1978）。
[ 本図幅の南南隣の ] 上豊似 図幅地域（秋葉ほか， 1975）の旧 光地園部落がのる台地の河崖を模式地とし， 「クサレ礫」（くさり礫）からなる厚い礫層は 光地園礫層と呼ばれている（十勝団体研究会， 1968）。
この模式地での光地園礫層は 握りこぶし大から人頭大の乱雑な堆積を示す礫層で， 著しく風化が進んでいる。
十勝団体研究会（1978）は 南部 十勝にかぎらず 十勝平野全域の調査・研究を進めて， この光地園礫層が十勝川の中流域の南岸の中央部の十勝に広く分布していること， さらにその延長は 豊頃 丘陵の北端を取り巻いて， 十勝川の下流域から十勝川の河口にまで拡がっていることを明らかにした。
本図幅地域では， 東戸蔦台地の扇頂部付近の光地園面をつくる礫層として分布するだけではなく， この図幅内のほぼ全域にわたって 長流枝内層 [ Os ] や渋山層 [ Mt, Sb ] を不整合におおいながら， 各種の地形面堆積物の基底の下位を構成する礫層として広く拡がっている。
光地園礫層のよく観察できるところは 東戸蔦台地の東戸蔦面の下で， [ 図幅地域の東西中央・南部の ] 中札内橋から [ 図幅地域の中央やや東よりの ] 大正橋にかけての札内川の左岸ぞいの河崖である（地点 15， 16， 17 ; 第 7 図）。 ここでの光地園礫層は 人頭大から握りこぶし大の雑多な堆積を示す礫層で， その礫種は 日高累層群の粘板岩や砂岩， それに花崗岩やミグマタイト， ホルンフェルスなどからなる。 礫は著しく風化され， とくにミグマタイト， 花崗岩およびホルンフェルスにその傾向が強い。 基質はところにより砂質のこともあるが， 一般に泥質である。 光地園礫層は基質が泥質で， 礫の多くが著しく風化されてクサレ礫になっているのが 一般的な特徴である。 模式地の光地園台地（上豊似図幅内）では 層厚が 90 m もあって厚いが， 北方に向けてしだいに薄くなっている。 なお， この図幅地域での最大の厚さは 20 m + を示す。
上帯広台地の上伏古面（地点 1， 11， 20 [ ← これら３地点は図幅地域の北西方の上伏古の南方 ] ， 21 [ ← 図幅地域西端・南北中央よりやや南の中八千代の南方の地点 ] ）， 基松面（地点 22 [ ← 上伏古の南東方 1.5 km ] ）および上札内 Ⅰ 面（地点 5 [ ← 図幅地域北西部の北岩内の西北西方 1 km 強 ] ， 57 [ ← 図幅地域北方の南豊西の東方 1 km ] ）， また， [ 図幅地域北西部の ] 北岩内地区の上札内 Ⅱa 面（地点 46）， さらに幕別台地の共栄面（地点 69 [ ← 図幅地域北東隅から西方に 1 km 強 ] ）や上更別面 Ⅲ（地点 8 [ ← 図幅地域北東隅から南南西方へ 4 km ] ）など， これらの各地形面の下に発達する礫層はいずれも光地園礫層であって， 広い分布を示している。
光地園礫層 [ Ko ] の模式地である旧光地園部落付近（上豊似図幅内）では， 光地園礫層の上位に 白粘土層が発達している。 この白粘土を光地園面堆積物と呼ぶ。
模式地での白粘土は 色調が淡黄灰白色（10Y 7 / 2） [ 以下の [注] 参照 ] で， かなり粘性にとむ厚さ 2 m 前後の粘土層である。 白粘土層の上位には 褐鉄鉱の薄層をはさんで 古赤色土が発達している。 白粘土の粘土鉱物は アロフェン様粘土・ハロイサイトからなり， おそらく火山灰起源の堆積物と考えられている（秋葉ほか， 1975・1978）。
この図幅地域の東戸蔦台地の光地園面では， [ 図幅地域の南西部の戸蔦の南東方 1 km の ] 地点 12（ [ 後述する ] 第 12 図 [ に地点 12 の地質柱状図がある ] ）にみられるように， 泥炭を主とするビラオトリ層 [ Bi ] が光地園礫層 [ Ko ] に直接しており， 白粘土層の分布は知られていない。 しかし， この光地園面の南の延長にあたる上札内図幅地域の南新札内付近の光地園面の露頭では， 光地園礫層の上位に 厚さ 180 cm の白粘土層が認められている（第 8 図）。
東戸蔦面堆積物は [ 図幅地域中央から南南西に延びる ] 東戸蔦台地の札内川の左岸ぞいで観察される（ [ 第 9 図の ] 地点 15 [ ← 中札内橋の北西方 1 km ] ， 16， 17 [ ← これら２地点は図幅地域中央付近の大正橋の南方 1 km 弱にある ] ）。 ここでは， 光地園礫層 [ Ko ] の上位に直接して， 東戸蔦面堆積物である古赤色土が分布する（第 9 図）。
古赤色土は 完全な赤色というよりも赤銅色（5YR 4 / 8～5 / 8）を呈し， 粘性が強く， 層厚は 2 m 以上もあって， 下部にクサレ礫の細礫をはさむことが多い。 北川ほか（1963）は， この古赤色土を温暖期の埋積土壌の可能性があると考えている。
なお， この古赤色土の上位には 基松面堆積物 [ Mo ] である厚い褐色ローム層が発達し， そのなかに Op-3 [ = オレンジ降下軽石堆積物 3 ] ， Ssfa [ = 支笏降下スコリア堆積物 ] ， Op-1 [ = オレンジ降下軽石堆積物 1 ] ， Hpfa [ = 日高降下軽石堆積物 ] などの降下火砕堆積物をはさんでいる。
共栄面の模式地である [ 本図幅の北東隣の ] 十勝池田図幅地域の幕別町市街地の後背地の露頭では， 光地園礫層 [ Ko ] の上位に直接して 厚さ 30 cm ほどのやや砂質の赤褐色ロームが発達している。 これが共栄面堆債物である。 この赤褐色ロームの上位には， 厚さ 70 cm ほどの褐色ロームが Ssfa [ = 支笏降下スコリア堆積物 ] や Op-1 [ = オレンジ降下軽石堆積物 1 ] をはさみながら累重する。 同図幅地域 [ = 十勝池田図幅地域 ] の他の 露頭では， この赤褐色ロームの部分が粘土化して， チョコレート色を帯びた粘土に変わっているのが観察された。
本図幅地域の古舞川の流域の共栄面の露頭（地点 69 [ ← 本図幅地域の北東隅の西方 1 km ] ）では 渋山層 [ Mt と Sb ] を不整合におおって厚さ 4 m ほどの光地園礫層 [ Ko ] がみられるだけで， 共栄面堆積物を観察することができなかった [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 図幅地域北西部の上伏古の南西方 1.5 km の ] 帯広川の左岸の露頭（地点 1）で 厚さ 3 m ほどの礫層が観察されるが， この礫層は， すでに光地園礫層の項で述べたように， クサレ礫を主とする光地園礫層 [ Ko ] であって， その上位には 厚さ 120 cm ほどの赤褐色ローム， さらに Op-3 [ = オレンジ降下軽石堆積物 3 ] や Ssfa [ = 支笏降下スコリア堆積物 ] をはさむ厚さ 160 cm の褐色ロームが発達している。 この赤褐色ロームが上伏古面堆積物である。 赤褐色ロームは 固くしまった粘性の強いロームで， 上下方向にクラックの発達が顕著である。 また， その下部には クサレ礫の細礫を含むことが多い（第 10 図）。
基松面堆積物は [ 図幅地域西部の ] 帯広川の右岸の北広野付近の露頭（ [ 第 11 図の ] 地点 22）で観察される。 ここでは光地園礫層 [ Ko ] の上位に 厚さ 2 m の Op-3 [ = オレンジ降下軽石堆積物 3 ] や Ssfa [ = 支笏降下スコリア堆積物 ] などをはさむ褐色ローム層が累重する（第 11 図）。 この褐色ローム層を基松面堆積物と呼ぶ。 この褐色ローム層は Op-3 から Op-1 までの降下火砕堆積物をはさみ， 粘性に乏しい軽石質で， 上伏古面堆積物 [ Kf ] の赤褐色ロームとは異なっている。 なお， [ 本図幅の南東隣の ] 忠類図幅の [ 太平洋岸の ] ホロカヤントウ沼付近の露頭で Op-3 と Ssfa の間の層準から得られた木片の 14C 年代は 43,200 +4,300 -2,700 年 B.P.（GaK-4110）であり（十勝団体研究会， 1973）， また， Op-1 の直下より得られた炭化木片の 14C 年代は 35,750 ± 1,350 年 B.P.（GaK-3669）と報告されている（十勝団体研究会， 1972a）。
一方， [ 図幅地域北西部の ] 幕別台地の露頭（ [ 第 11 図の ] 地点 8 と 9）では 渋山層 [ Sb ] や光地園礫層 [ Ko ] を不整合におおう厚さ 1～2 m の礫層が観察され， この礫層は粒径が 1～2 cm で 淘汰が良く， クサレ礫を含まず， 上更別面 Ⅲ の礫層である。 また， [ 図幅地域東端・南北中央やや南方の ] 上似平 付近（第 11 図の地点 71）の Spfa 1 [ = 支笏降下軽石堆積物 1 ] からなる古砂丘堆積物の下位にも クサレ礫を含まない礫層が確認されており， この礫層も上更別面 Ⅲ の礫層と考えられる。 ここでは, この礫層の上位に薄い粘土層をはさんで Spfa 1 の二次堆積物が累重するだけであるが， その南東にあたる 勢雄 付近の上更別面 Ⅲ の露頭（ [ 本図幅の東隣の ] 糠内図幅 [ ← 本図幅東端にも Mo の領域があるが ? ] ）では 層厚約 70 cm の礫層が発達し， その上位に Op-3・1 [ = オレンジ降下軽石堆積物 3 と 1 ] や Ssfa [ = 支笏降下スコリア堆積物 ] をはさむ厚い褐色ローム層が発達している。
このような上更別面 Ⅲ の礫層は, 南部 十勝地域に発達する拓北面堆積物（十勝団体研究会， 1978）に対比される。 したがって， 基松面および上更別面 Ⅲ 堆積物として一括したこれらの堆積物の地質時代は, 中期～後期更新世にわたるものと推定される。
橋本・武田（1960）がビラオトリ層と呼んだ地層は, [ 本図幅の南南東方の ] 広尾図幅地域の 楽古 川の下流域の右岸を模式地とし， 降下火砕堆積物・砂・シルトをはさむ礫層や泥炭層からなる。
十勝団体研究会（1978）は， このビラオトリ層を 植物遺体・花粉分析の研究により 下部から上部に向けて 「温暖 → 寒冷 → やや温暖 → 寒冷」 という気候の変化を明らかにし， さらに, 14C 年代の資料も併せて， リス [ Riss ] - ウルム [ Würm ] 間氷期から WⅠ 亜氷期 [ = ウルム氷期第 Ⅰ 亜氷期 ] を経て WⅡ 亜氷期にいたる堆積物と考えている。
図幅地域で本層は戸蔦別川の下流の右岸ぞいに散点的に小規模な分布を示す（ [ 後に示す ] 第 12 図の地点 12 と第 9 図の地点 19 [ の地質柱状図参照 ] ）。 ここでのビラオトリ層は 十勝平野に分布するビラオトリ層のほぼ北限にあたる。
[ 第 12 図の ] 地点 12 での観察によると， ビラオトリ層は光地園礫層を不整合におおって Op-3 や泥炭層をはさむ厚さ 3 m の粘土層からなり， その上位は 厚い Spfa 1 におおわれている。
[ 図幅地域北東部の ] 札内川～途別川の間に発達する構造谷を埋積した新期扇状地礫層を 下札内 Ⅰ 礫層と称する。
[ 図幅地域北端の ] 南愛国付近の露頭（ [ 第 12 図の ] 地点 10）での観察によると， 基底までは確認できないが， 厚さが 3 m ほどの亜円礫で 比較的粒径のそろった握りこぶし大の礫層が発達している。 この礫層が 上札内 Ⅰ 礫層である。 礫の表面は酸化鉄で汚染されていることもあるが， 内部までは「クサレ」ていない。 基質は 粗粒砂ないし中粒砂からなる。
この図幅地域で上札内 Ⅰ 礫層のみられる露頭は少ないが， [ 本図幅の北隣の ] 帯広図幅地域の広尾線 依田 駅付近の砂利取り場 [ 以下の [注] 参照 ] では， 光地園礫層を不整合におおって 上札内 Ⅰ 礫層が 10 m 以上の厚さで分布する（第 13 図）。 なお， この礫層の上位には Spfa 1 をはさむ褐色ローム層が発達している。 また， [ 本図幅の南隣の ] 上札内図幅地域の上札内市街地付近を扇頂として 北北東ないし北東方向に拡がる上札内 Ⅱb 面 [ K2b ? ] の下には， 上札内 Ⅰ 礫層が厚く分布していることが 試錐の資料などで確かめられている。
十勝団体研究会（1978）は [ 本図幅の北北東隣の ] 高島 ・ [ 本図幅の北東隣の ] 十勝池田両図幅に分布する 長流枝内 丘陵の西緑から幕別台地の西縁にそって南に伸びる [ 本図幅地域の北東隅付近を通る ] 断層を推定し， これを 居辺 断層と呼んでいる。 また， 同団体研究会は この居辺断層と札内川の間に 南北方向に延びる構造谷を推定し, これを埋積し 上札内 Ⅰ 面を形成した礫層を上札内 Ⅰ 礫層としている。 このように， 上札内 Ⅰ 礫層は Op-1 の降下後で Spfa 1 の降下以前の比較的 短期間に構造谷を埋積した礫層である。
上札内 Ⅰ 礫層 [ K1 ] の上位にのり， Spfa 2， Spfa 1 をはさむ褐色ローム層および Spfa 1 の二次堆積からなる古砂丘堆積物を含めて， 上札内 Ⅰ 面堆積物と呼ぶ。
南愛国付近の露頭（ [ 第 12 図の ] 地点 10）では， 上札内 Ⅰ 礫層 [ K1 ] の上位に厚さ 80 cm ほどの Spfa 1 をはさむ褐色ローム層が発達している。 これが上札内 Ⅰ 面堆積物である。
一方， [ 図幅地域西部の ] 上帯広台地に発達する上札内 Ⅰ 面には上札内 Ⅰ 礫層が認められず， 礫層をおおって上位にクサレ礫まじりのシルトや Spfa 1 が発達しているにすぎない。 したがって， 上帯広台地では上札内 Ⅰ 礫層が欠除して， 上札内 Ⅰ 面堆積物が広く分布する。 ただし， [ 本図幅の北隣の ] 帯広図幅地域の上帯広台地の扇端部にあたる川西地区や稲田町付近では， 前記の上札内 Ⅰ 礫層 [ K1 ] の延長部の分布が認められる。
Spfa 1 からなる古砂丘堆積物は [ 図幅地域東部の ] 幕別台地の南端部の泉町（ [ 第 12 図の ] 地点 72）や 似平 （ [ 第 11 図の ] 地点 71）の古砂丘で観察される。 それによると， 段丘礫層の上位に 3.5 m 以上の厚さで Spfa 1 の二次堆積からなる古砂丘堆積物が発達し， さらに上位には 薄いローム層をはさんで En-a が分布する。 藤山ほか（1978）によれば， Spfa 1 の砂丘砂のなかには２層の粘土質ローム層があり， Spfa 1 の砂丘砂は上・中・下の３つの部分に細分される。 下位のローム層より得られた 14C 年代は 25,290 ± 2,080 年 B.P.（GaK-7078）， 上位のローム層のそれは 28,750 ± １,870 年 B.P.（GaK-7080） [ 以下の [注] 参照 ] を示し， Spfa1 の降下後に少なくとも２回の休止期をはさみながら堆積したことを示している。 なお， Spfa 1 砂丘砂の最上部から得られた 14C 年代は 22,230 ± 1,440 年 B.P.（GaK-7079）で， Spfa 1 の砂丘が かなり長期間にわたって形成されたことを示す。
上札内 Ⅱa 面をつくる新鮮な礫層や En-a をはさむ褐色ロームとボール状ローム， さらに En-a の二次堆積からなる古砂丘堆積物を含めて， 上札内 Ⅱa 面堆積物と呼ぶ。
[ 図幅地域中央付近の ] 上札内台地の東清川付近の側溝（ [ 第 14 図の ] 地点 3）での観察によると， 基底までは確認できないが， 厚さ 30 cm 以上で基質が粗粒砂からなる新鮮な礫層が分布する。 この礫層が上札内 Ⅱa 面の礫層で， この上位には薄い褐色ローム層をはさんで En-a とボール状ロームが発達している。 このボール状ロームから得られた炭化木片の 14C 年代は， 近堂・近藤（1975）により 11,940 ± 240 年 B.P.（GaK-5152）と報告されている（第 14 図）。
一般に， 上帯広台地の上札内 Ⅱa 面堆積物は露出が悪く， 上札内 Ⅱa 面の礫層の基底まで観察できない。 しかし， どの地点でも礫層の上位に直接したり， または 薄い褐色ローム層をはさんで En-a やボール状ロームが分布する。 なお， [ 図幅地域南西隅付近の ] 戸蔦別川の右岸の北岩内部落がのる上札内 Ⅱa 面の河岸段丘での露頭（ [ 第 15 図の ] 地点 46）では， 9 m 以上の厚さで発達する礫層は クサレ礫からなる光地園礫層 [ Ko ] で， その上位に クサレ礫の細粒礫を含む赤褐色の粘土層や， 光地園面堆積物 [ Kop ] とは異なる やや粘性に乏しい白粘土層をはさんで， 厚さ 40 cm の En-a が分布する。 したがって， ここでは上札内 Ⅱa 面堆積物の礫層はみられない（第 15 図）。
このように， 上札内 Ⅱa 面堆積物の礫層は層厚が薄いか または欠除していることから， 上札内 Ⅱa 面も 基本的には 光地園礫層 [ Ko ] を浸食して形成された浸食面と考えられる。
なお， [ 図幅地域北西部の ] 売買 川の支流の側溝（ [ 第 15 図の ] 地点 4）では， En-a の下位に直接して厚さ 15 cm ほどの泥炭層が分布している。 さらに下位には薄い粘土層， 砂層， シルト層などをはさんで 光地園礫層 [ Ko ] が分布する。 この泥炭層の花粉分析の結果 [ 以下の [注] 参照 ] によれば， Larix [ ≒ カラマツ ] が若干含まれているほかは 樹木花粉に乏しく， それに対して Cyperaceae [ ≒ カヤツリグサ ] を 50 % も含み， 草木の花粉や胞子が非常に多く含まれている（第 16 図）。 このようなことから， 当時， この地域は 草原性の寒冷な気候下にあったものと推定される（星野・小坂， 1978）。
一方， En-a の古砂丘堆積物 [ Sd ] は 上札内 Ⅰ 面 [ K1p ] や上札内 Ⅱa 面上に広く分布している。 図幅地域東部・南北中央やや南の ] 泉町付近（ [ 第 12 図の ] 地点 35）の古砂丘での観察によると， この砂丘は Spfa 1 と En-a の複合砂丘であり， Spfa 1 古砂丘堆積物の上位に， 薄い褐色ロームをはさんで 厚さ 2 m ほどの En-a の砂丘砂が発達している。 この砂丘砂は， さらに厚さ 20 cm ほどの褐色ロームによって 二分されている。 ここではみられなかったが， En-a 砂丘砂の上位には 一般にボール状ロームが発達している。 藤山・田沼（1972）は， 帯広畜産大学付近（帯広図幅内）の En-a 古砂丘の模式地（ [ 後述する ] 第 22 図の地点 U-S 01）において En-a 砂丘砂の中の粘土質ロームの 14C 年代を 13,100 ± 1,200 年 B.P.（GaK-3261）と報告している。
上札内 Ⅱb 面を構成する新鮮な礫層と， その上位にのる暗褐色砂質のローム層である いわゆるソフトロームを 上札内 Ⅱb 面堆積物と呼ぶ。
上札内 Ⅱb 面堆積物がよく観察されるのは [ 図幅地域南西隅から北方へ 5 km 弱の ] 戸蔦別川の左岸の上八千代付近の河崖（ [ 第 17 図の ] 地点 5）で， ここでは最下部に長流枝内層 [ Os ] がみられ， その上位には 層厚 18 m の光地園礫層 [ Ko ] が分布する（第 17 図）。 さらに， この光地園礫層を不整合におおって， 亜円礫で 人頭大から握りこぶし大の分級度の悪い 乱雑な堆積状態を示す新鮮な礫層が 厚さ 4 m にわたって観察される。 この礫層が上札内 Ⅱb 面の礫層である。 基質は粗粒砂で， 礫種は現河川の河床礫とほとんど同じである。 ここでは この礫層の上位に Ta-b [ = 樽前 b 降下軽石堆積物 ] をはさむ腐植層がのっているにすぎないが， [ 本図幅の北隣の ] 帯広図幅地域の帯広市街地の上札内 Ⅱb 面の露頭では 上札内 Ⅱb 面の礫層の上位に， ソフトローム層をはさんで， 樽前 d 降下軽石堆積物（Ta-d）をのせているのが観察される。 Ta-d の 14C 年代は， 佐藤（1971）により 8,940 ± 160 年 B.P.（GaK-2208）と報告されている。 上札内 Ⅱb 面の礫層は 戸蔦別川 [ および， それが合流する札内川 ] ぞいに下流に追跡され， [ 図幅地域北部の ] 南豊西付近の段丘崖（ [ 第 17 図の ] 地点 57）においても 光地園礫層 [ Ko ] を不整合におおって 4 m の厚さで分布している。
一方， [ 図幅地域の東側の ] 上札内台地の上札内 Ⅱb 面堆積物は 露頭が少なく観察が困難であるが， 興和地区付近につくられた側溝（ [ 第 17 図の ] 地点 73）での観察によると， 基底は確認できないが， 新鮮な， 握りこぶし大の上札内 Ⅱb 面の礫層が厚さ 3 m 以上にわたって分布し， 礫層の上面は凹凸にとみ， それを埋めるようにソフトロームが発達する。
また， 上札内 Ⅱb 面の南の延長にあたる [ 本図幅の南隣の ] 上札内図幅地域のサッチャルベツ川やサラベツ川の側溝での観察によると， 厚さ 1 m ほどの上札内 Ⅱb 面の礫層の下位には クサレ礫を含まない， 礫の表面が赤茶け， よく固化した礫層が発達している。 この礫層は 上札内 Ⅰ 礫層 [ K1 ] である。 したがって， 上札内 Ⅱb 面も 地表の形態としては扇状地状であるが， その礫層は薄く， 扇状地礫層とは認め難い。
本図幅地域内の完新世堆積物には， 中札内面を構成する段丘礫層の中札内面堆積物と， 沖積面を形成する氾濫原堆積物がある。
中札内面堆積物は [ 図幅地域南西部の ] 戸蔦別 橋の左岸の段丘崖（地点 7）で観察される（第 18 図）。 ここでは， 青灰色粘土層や凝灰岩をはさむシルト層や細礫を主とする長流枝内層 [ Os ] の上位に， 人頭大から握りこぶし大の新鮮な礫からなる 厚さ 2 m ほどの中札内面堆積物が分布する。 礫層の上位には 薄い砂層や細礫をはさみながら Ta-b [ = 樽前 b 降下軽石堆積物 ] をはさむ腐植層が発達する。
中札内面堆積物は [ 図幅地域東西中央を南から北に横切る ] 戸蔦別川・岩内川・札内川の各河川の流域や， [ 図幅地域南東部の ] 幕別台地の南端部付近の低地に 上札内 Ⅱb 面 [ K2b ] を切って発達する段丘堆積物である。 礫種は各河川の河床礫と変りがなく， Ta-d [ = 樽前 d 降下軽石堆積物 ; 以下の [注] 参照 ] をのせていない ことから 完新世の堆積物である。
戸蔦別川・札内川の流域には 現河川により運搬された砂礫層が広く発達している。 その厚さは確められなかったが， 現在， これらの河床で砂利採取がおこなわれていることから， かなりの厚さがあるものと推定される。 日高山地に近いこともあって 乱雑な堆積を示し， 直径が 50 cm 以上の大礫も数多くみられる。 礫種は 日高山脈を構成する 日高系の礫 [ ← 意味不明 ] からなる。 その他の河川での氾濫原堆積物の発達は あまりよくない。
十勝平野には， 日高山脈をはさんだ石狩低地帯の西側の支笏火山や恵庭岳・樽前山などや， 十勝平野の北方の十勝岳や石狩山地などから 数多くの降下火砕堆積物が飛来してきている。 これらの降下火砕堆積物は， 十勝団体研究会（1968・1972b）や そのメンバー（春日井ほか， 1968・1978）の長年にわたる調査・研究により その分布や噴出源などがしだいに明らかにされ， さらに地形面や段丘・扇状地堆積物との層序関係も詳しく調べられてきた（第 19 図）。
この図幅地域に分布する後期更新世の降下火砕堆積物は， 下位から Op-3・Ssfa・Op-1・Hpfa・Spfa 2・Spfa 1・En-a などで， そのほかに完新世の To-c・Ta-b なども分布する。 すでに「I. 地形」および「V. 中～後期更新世」， 「VI. 完新世堆積物」の項で これらの降下火砕堆積物の層序学的意義については詳しく触れたので， ここでは， 後期更新世の降下火砕堆積物の岩質と分布の特徴についてのみ述べることにする。 なお， Spfa 1 [ = 支笏降下軽石堆積物 1 ] と En-a [ = 恵庭 a 降下軽石堆積物 ] については [ 後述する ] 「VIII. 古砂丘堆積物」の項でさらに詳しく述べることにする。
南部 十勝で オレンジ色の色調を示すオレンジ降下軽石堆積物が３層みられるが， それらのうち最下位のものを 十勝団体研究会（1972b）はオレンジ降下軽石堆積物 3（Op-3）と呼称した。 Op-3 は３層のうちでもっとも鮮明なオレンジ色（7.5YR 6 / 8）を示し， 丸味をおびた風化軽石を特徴とし， その最大粒径は 4 mm 以上に達する。
この図幅地域では 基松面より高位の面上に分布し [ 第 2 表参照 ] ， 十勝平野における分布の北限を示している。 最大の層厚は 30 cm である。 有色鉱物の中でとくに斜方輝石が多く， そのほか， 少量の単斜輝石を含む。 角閃石や黒雲母は全く含まない。 一方， 無色鉱物はその大部分が斜長石であり， また， 斜長石の量の 1～2 % の量の石英の微晶を含み， その大きさと量は この Op-3 の判別の目安になっている。 ガラス片は せんい状ないし塊状の， 気泡のいちじるしく小さい いわゆる多孔質型のものもあるが， 平行な条線のみられる短柱状のものや shard [ 破片 ] が多い。
なお， 大樹町の [ 太平洋沿岸の ] ホロカヤントウ沼（忠類図幅内）付近の海崖で， Op-3 のやや上位の層準に相当する泥炭層から得られた炭化木片の 14C 年代は， 43,200 +4,300 -2,700 年 B.P.（GaK-4110）と報告されている（十勝団体研究会， 1973）。
Op-3 は 十勝平野の西方の石狩低地帯の西側から飛来したことは明らかであるが， その噴出源については 現在のところ不明である。
Op-3 の上位に これまで野外で黒色火山砂と呼ばれた 黒褐～褐色の細粒スコリア堆積物がみられる（十勝団体研究会， 1968）。 この降下火砕堆積物は その後の調査研究により， 石狩低地帯周辺で支笏降下スコリア堆積物（Ssfa）と呼ばれたものの東縁部にあたることが 明らかになった（春日井ほか， 1978）。
この図幅地域では Op-3 と同様に 基松面以上の高位の面に分布し ， 西側半分の地域に分布する。 その最大層厚は 38 cm ほどであるが， 一般には数 cm 前後の薄層である。 Ssfa の十勝平野での最大粒径は いずれも 2 mm 以下で細粒である。 鉱物組成は 不透明鉱物が多く， 例外なく少量のカンラン石を伴っているのが特徴である。 そのほか， 斜方輝石と単斜輝石を含み， 角閃石はみられない。
十勝団体研究会（1968）は この降下軽石堆積物に対して オレンジ降下軽石堆積物（Op）といの名称を使用したことがある。 野外調査の進展にともない オレンジ色を呈する類似の降下火砕堆積物が１層ではないことが明らかになり， オレンジ降下軽石堆積物の最上位にあるものを Op-1 と改称した（十勝団体研究会， 1972b）。
Op-1 は Op-3 と肉眼的には差異が少ないが， 色調がやや淡く（7.5YR 7 / 8 [ ← Op-3 の 7.5YR 6 / 8 と明度が 1 違うだけ ] ）， 有色鉱物が多くなる傾向がある。
この図幅地域では Op-3 と同様に南西部に分布し， Op-1 をのせる地形面は 基松面以上の高位面 である。 その鉱物組成は 斜方輝石・単斜輝石のほかに 例外なく角閃石を含み， 不透明鉱物の多いのも特徴の一つである。 わずかであるが石英を伴うこともある。 軽石類は 気泡の小さい多孔質型ないし中間型のガラスからなり， 塊状のものとせんい状のものとがある。
春日井ほか（1978）は この Op-1 の層相と鉱物組成の多様性， その上半部に角閃石が多くなる傾向などから， Op-1 は 佐藤（1969）が区分した支笏降下軽石堆積物の Spfa 5， Spfa 4， Spfa 3 という一連の降下軽石堆積物の東縁の細粒部にあたることを明らかにした。 なお， 大樹町 相保島（ [ 本図幅の南南東隣の ] 大樹図幅地域）の Op-1 の直下より得られた炭化木片の 14C 年代は 35,750 ± 1,350 年 B.P.（GaK-3669）と報告されている（十勝団体研究会， 1972a）。
Spfa 1 や Spfa 2 と その下位の Op-1 との間の褐色ローム層の中に, 暗褐色ないし灰黄褐色の粗粒火山灰質ないし軽石質の降下火砕堆積物がみられる。 この降下火砕堆積物は 鵡川 以南の日高沿岸地域に分布するもので， これを日高降下軽石堆積物（Hpfa）と命名した（春日井ほか， 1978）。
南部 十勝に広く分布しているが， この図幅地域では [ 南西部の ] 戸蔦付近の露頭（地点 14）で観察されるにすぎない。 鉱物組成をみると， 有色鉱物の大半は緑色と淡褐色の角閃石で占められ， 輝石はいちじるしく少ない。 また， 斜長石と石英にとみ， 火山ガラスか比較的少ない。 なお， Hpfa の噴出源は 現在のところ不明である。
Hpfa の上位に 褐色ローム層をはさんで 明黄褐色の降下軽石堆積物がみられる。
勝井（1959）は 南部 石狩低地帯から南部 十勝平野に広く分布するこの降下火砕堆積物を 支笏降下軽石堆積物 2（Spfa 2）と呼称し， その分布を明らかにした。
Spfa 2 の肉眼的な特徴は 明黄褐色で丸みをおびた軽石粒からなり， 石英にとみ， 有色鉱物や不透明鉱物の比較的多い ゴマシオ状を呈している。 最大粒径は 2 mm 以下である。
この図幅地域では Spfa 2 はほぼ全域にわたって分布し， Spfa 1 の直下に， または薄い腐植質ローム層をはさんで， 厚いところで 24 cm， 一般には 10 cm 前後の厚さで分布する。
Spfa 2 は いちじるしく斜長石と石英の独立結晶粒にとみ， 軽石中にもそれらの斑晶が多い。 有色鉱物には輝石が多く， 少量の角閃石を伴う。 火山ガラスは その量も少なく， 中間型の柱状ないし塊状で， Op-1 のような気泡の小さい多孔質型のものはほとんどみられない。
小笠原（1941）が 襟裳 火山砂と仮称した降下火砕堆積物について， 貝塚（1956）は この降下火砕堆積物が十勝平野にも分布し， 地形面区分のための示準層として有効であることを明らかにした。 勝井（1959）は この降下火砕堆積物の噴出源と分布をも明らかにし， これを支笏降下軽石堆積物 1（Spfa 1）と呼称した。
Spfa 1 は軽石粒を主とし， 粒径は最大 2 mm で， 黄色の細長い いわゆるオガクズ状を呈する。 この軽石粒は そのほとんどがガラスであり， 鉱物は少ない。 独立結晶粒は その量も少なく， 少量の斜長石， 斜方輝石， 単斜輝石に微量の石英と角閃石を伴っている。
Spfa 1 は 上札内 Ⅰ 面以上の高位面に分布し ， この図幅地域でもっとも広い分布を示す。 層厚は 厚いところで 70 cm 以上もあり， 後で詳しく触れるよのに， Spfa 1 の降下後に吹き寄せられて， Spfa 1 からなる古砂丘地形を形成している。
なお， Spfa 1 から得られた炭化木片の 14C 年代は 32,200 +4,700 -2,100 年 B.P.（GaK-519 ; 石狩低地帯研究会（1965））， 32,200 ± 2,000 年 B.P.（GaK-714 ; 佐藤（1969））を示している。
Spfa 1 の直上に 層厚数 10 cm の褐色ローム層をはさんで 灰黄橙色の降下火砕堆積物がみられる。 この堆積物に対して， 貝塚（1956）は帯広火山砂と命名し， Spfa 1 とともに地形面区分のための示準層として注目していた。 十勝団体研究会は， この火山砂が 従来は日高山脈以西にのみ分布すると考えられていた 恵庭 a 降下軽石堆積物（En-a）の東縁部の細粒相であることを明らかにし（春日井ほか， 1968）, さらに， Spfa 1 のみられない上札内 Ⅱa 面との区分に有効であることを示した（十勝団体研究会， 1968）。
En-a は 全般的に白っぽく， また， 有色鉱物が多く含まれているので 砂状の感じのする降下火砕堆積物である。 軽石粒は 有色鉱物と斜長石を多く含む多孔質型， 塊状のガラスからなり， やや風化がすすむと 軽石粒は丸味をおびる。 さらに， 角閃石を全く含まないのも En-a の特徴の一つである。
この図幅地域で En-a は Spfa 1 に次いで広い分布を示し， 層厚は 厚いところで 40 cm ある。 Spfa 1 と同様に 当時の偏西風によって吹き寄せられて， 上帯広台地や上札内台地の平坦面上に古砂丘地形を形成している（木村ほか， 1970・1972）。
En-a の降下年代については， 松沢・小坂（1972）， 藤山・田沼（1972）および十勝団体研究会（1972b）がすでに述べているように， 15,000 ± 400 年 B.P.（GaK-2370 ; 柏原（1970））と 13,100 ± 1,200 年 B.P.（GaK-3261 ; 藤山・田沼（1972））の間と考えられている。
本図幅地域をふくむ中央～南部 十勝平野には 後期更新世の降下火砕堆積物である 支笏降下軽石堆積物 1（Spfa 1）および恵庭 a 降下軽石堆積物（En-a）が広く分布している。 これらの Spfa 1 および En-a は 当時の寒冷・乾燥気候のもとで 風によっての移動し， 上記の地域に古砂丘群を広く形成した。 これらの古砂丘群は 十勝団体研究会・砂丘グループ（1970）， 木村ほか（1970・1972・1978）， 藤山ほか（1978）によって詳しく調べられてきた。 それらの研究によると [ 以下の ①～③ の事項が明らかになった。 ]
① 古砂丘群の母材である Spfa 1 および En-a の分布および層厚， 各砂丘群の分布の概略は第 21 図に示される。
② 古砂丘は Spfa 1 古砂丘， En-a 古砂丘および両者の複合砂丘に区分されるが， 本図幅地域のように厚い En-a およびその砂丘の分布する地域では， その下位に埋積されている Spfa 1 古砂丘は見出し難い。 したがって， 本地域に分布が確認されている砂丘の大部分は En-a 古砂丘である（第 22 図）。
③ これらの古砂丘は， それぞれ Spfa 1 と En-a の１次堆積物の堆積にひきつづいて， 軽石粒の激しい再移動がおこなわれた砂丘形成期と， その間に夾在するローム層で示される砂丘形成休止期とが認められる。 その各砂丘形成史は第 23 図にまとめられる。
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本項では 本図幅地域に認められるいくつかの Spfa 1 古砂丘に [ ついて ] 簡単に触れ， 広く発達する En-a 古砂丘について 詳しく述べることにする。
Spfa 1 古砂丘は 南部 十勝の [ 本図幅の南南東・南東隣の ] 大樹・忠類両図幅内によく発達しており， 上札内 Ⅰ 面に対比される忠類面上に 180 個以上が認められている （木村ほか（1972・1978）; 松井ほか（1974））。 しかし， この図幅地域では、 厚く En-a およびその砂丘におおわれているために， 確認できた Spfa 1 古砂丘はわずかである。 現在のところ， 上札内Ⅰ面 [ K1p ] にのるものとして 地域北部の豊西町の U-S37， 地域南東部の興和周辺の K-T01（地点 35）， K-T36， K-T10（地点 72）， 上更別面 Ⅲ [ Mo ] にのるものとして 同じく興和付近の K-T71（地点 71） の５砂丘が確認されているにすぎない。 このうち K-T01， K-T36， K-T10 は En-a 砂丘におおわれている複合砂丘であり， Spfa 1 古砂丘自体の規模， 型， その他の特徴は明らかでない（第 24 図）。
このような状況であるので， 研究の発展にともない 本図幅地域をはじめ 中央部の十勝平野に 数多くの Spfa 1 古砂丘が発見され， 諸特徴が解明されていくものと予想される。
本図幅地域で確認された複合砂丘 K-T36 の内部構造と層序の断面図を第 25 図に示した。 第 26 図には， 本地域で確認された前記の３個の複合砂丘 [ = K-T01， K-T36， K-T10 ] の層序がよく一致し， 砂丘発達期と同休止期がそれぞれ対比されることを示した。
この３古砂丘堆積物は 段丘礫層をおおう褐色粘土質ローム層にのる Spfa 1 を母材とし， その間にローム層を２層はさんで ３層に区分される。 これらの層序から， 次のような Spfa 1 古砂丘の形成史が推定される。
以上に述べた Spfa 1 古砂丘の層序と いくつかの 14C 年代から， この古砂丘形成は 32,200 ± 2,000 年 B.P. から 23,500 ± 800 年 B.P. に至る間の， 少くとも間に２度のやや温暖～冷涼な時期（ローム形成期で示される）を夾む寒冷期に， ３度にわたっておこなわれたことが推定される。 十勝団体研究会（1978）はこの時代を 古十勝砂漠時代 と呼び， WⅡ 亜氷期 [ = ウルム氷期第 Ⅱ 亜氷期 ] から WⅢ 亜氷期にわたる時代と推定している（第 23 図および [ 後に示す ] 第 5 表参照）。
En-a 古砂丘は 本図幅地域の札内川の左岸 [ = 西岸 ] および右岸 [ = 東岸 ] の上札内 Ⅰ 面 [ K1p ] を中心に広く分布し， 札内川の右岸では上札内 Ⅱa 面 [ K2a ] にも布布する。 また， 構成母材は未確認であるが， 上更別面 Ⅱ [ Kf ] ， Ⅲ [ Mo ] にも En-a 古砂丘と推定される砂丘地形が発達している。 このほか， 北隣の帯広図幅地域の札内川～ 売買 川の間や 帯広川～ 美生 川の間の上札内 Ⅰ 面にもみられ， 十勝平野全域では 420 個以上認められている。
これら En-a 古砂丘の各地域・各地形面における分布をみると， 第 22 図に示したように， [ 本図幅の北隣の ] 帯広図幅地域の美生川～帯広川の間， および， 帯広地域から本図幅地域にかけての売買川～札内川の間では とくに数多く認められ， 次項で述べるように， 単位面積あたりの砂丘砂の量も増大している。 [ 帯広図幅地域内の ] 美生川～帯広川の間では 東側の段丘崖をはい下るような形の En-a 古砂丘が認められ， 砂丘砂の南東方向への移動が暗示されている。 一方， [ 図幅地域東部の ] 途別川の上流域では， 上記の２地域と異なり， 西側にも古砂丘が分布している [ 以下の [注] 参照 ] 。 これは古砂丘形成後の河川の浸食に関連するものと考えられる。
弧立している古砂丘は 多くは紡錘形を呈し， 底面は長円形に近い長径 200 m × 短径 40 m ていどのものが多い（第 27 図）。 これら古砂丘の長軸方向は 形成時の卓越風の風向を示すと考えられるが， 本図幅地域では N 20°W～N 40°W を示すものが全体の 60 % 以上を占める。 さらに， これらの古砂丘群は 縦列砂丘の配列を示し， その方向は どの地域でも 全般的に個々の古砂丘の長軸延長方向と一致している（第 28 図）。
En-a 古砂丘の平均的体積と その地域的変化を調べるために，
帯広図幅地域内にモデル地区を設定し，
砂丘砂の体積測定をおこなった（木村ほか，
1972）。
それによると，
En-a 古砂丘の１個の平均体積は 1.37 × 105 m3 となった。
また 1 km2 あたりの砂丘砂量の最大は 2.6 × 106 m3 で，
測定した 35 km2 全域では 2.5 × 107 m
このような En-a 古砂丘砂の分布， 長軸方向， 縦列砂丘の配列方向， 砂丘砂量の変化などの方向性の一致から， 上札内 Ⅰ [ K1p ] あるいは同 Ⅱa 面 [ K2a ] などに堆積した En-a の一次堆積物が 北西方向の卓越風に支配され， 飛砂として南東方向に大量に移動し 砂丘を形成したものと推定することができる。
さらに， En-a 古砂丘の分布・配列の特徴は， 砂丘砂の供給源である En-a の分布が E - W 方向の分布軸をもつ幅のせまい帯状を呈し， 平均層厚が 30 cm 前後で 飛砂の供給源としては量的に限度があること， したがって， より大型の砂丘形成には至らず， 縦列砂丘の形成にとどまったことを示している。
Spfa 1 古砂丘の項 [ VIII.1 支笏降下軽石堆積物 1 の古砂丘 ] で述べたように， En-a の下位に堆積する粘土質ローム層は 23,500 ± 800 年 B.P.（藤山・田沼， 1972）を示す（第 23 図）。 このローム層上に堆積した En-a は， 代表的な En-a 古砂丘である U-S01（帯広図幅内）の断面（第 30 図）に示されるように， 以下のような過程で古砂丘を形成した。
このような En-a 古砂丘の形成過程と砂丘砂の葉理構造の変化については 売買川～札内川の間の古砂丘 U-S02（帯広図幅内）でも詳しく研究され， 同様の傾向が認められている（木村ほか， 1972）。
以上の諸事実から， En-a 古砂丘は 気温のやや冷涼化した 13,100 ± 1,200 年 B.P. の シルト質ローム層を形成した砂丘形成の休止期をはさむ 前後２回の寒冷期に形成され， 11,940 ± 240 年 B.P. には終止して固定したことが推定される。 十勝団体研究会（1978）は， 本図幅地域をふくむ十勝平野の中央部に これら多数の砂丘群を発達させたこの時代を 古帯広砂漠時代 と呼んでいる [ 第 23 図参照 ] 。
前記の [ 本図幅の北隣の帯広図幅地域内の ] U-S01 砂丘の各層準の粒度組成（粒径中央値， 分級度， 歪度）， 有機炭素量， 重鉱物含量の特徴は 以下のようにまとめられる（第 31・32 図）。
粒径中央値（Md） : 古砂丘 1 から古砂丘 2 へと上部にむかって Md 値が減少している。 これは主として En-a 堆積後の風化・再移動によって， より細粒化した En-a 砂丘砂が風上側より再堆積したためであろう。 [ 第 30 図に示した地層 ] II のローム層の試料が極端に小さい Md 値（0.05 mm）を示すのは， 薄いローム層のためである。
分級度（So）および歪度（Sk） : II のローム層を除いた各試料の So 値は いずれも 2.0 以下であり， 分級はきわめて良好である。 これは En-a が空中で淘汰・分級されたためであろう。 一般に Md 値が小さくなるにつれて So 値が大きくなり， 分級度の低下がうかがわれる。 古砂丘の下部から上部へと 風化によって細粒化し分級度は低下している。 また， II のローム層の試料が So = 6.48 と極端に悪いのは， 休止期の粘土化した堆積物であるためと推定される。
歪度（Sk） : II のローム層の試料を除いて Sk = 1.1～0.7 に集中している。
有機炭素 : すべての試料の有機炭素量は きわめて微量である。 このうち 砂丘砂の 0～0.14 % に対して 砂丘形成休止期のロームが 0.24 %， 砂丘形成終止期のボール状ローム層下部は 0.35 % と比較的 含有量が高い。 また， 砂丘休止期のロームからは 炭化木片（14C 年代測定に使用）も採取されており， 有機炭素量とあわせ考えると， II の砂丘形成休止期に 植生の回復が若干あったと推定される。
重鉱物含有量 : 古砂丘 1 形成期の砂丘砂の重鉱物含量は 10 % 以下で低いが， 古砂丘 2 形成期の砂丘砂では 30 % 前後を示し， 重鉱物の増加が認められる。
十勝平野には 周氷河古気候を示す周氷河現象が数多く知られている（野川ほか， 1972）。 また， 前述の古砂丘群も 同様の寒冷乾燥気候下に生成された現象であり， 十勝団体研究会（1978）によって 詳しく総括的に述べられている（第 5 表）。
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ここでは， 本図幅地域で観察された周氷河現象に限って 簡単に触れることにする。
[ 図幅地域北東部の ] 大正市街地の北東 1 km の上札内 Ⅱb 面 [ K2b ] の段丘崖を切る道路の切り通し（地点 65）で 礫質構造土が観察される。 この露頭では， 基底に最大礫径 10 cm 以下の亜円礫および粗粒砂からなる 分級の悪い砂礫層が発達する。 この砂礫層をおおって， 上から順に Ta-b， ソフトロームが分布する（第 33 図）。
砂礫層とソフトローム層の境は大きく波状をなしており， 砂礫層がローム中に突き上がっている状態が観察される。 その部分では 礫の長軸が鉛直に近い方向を向く傾向が認められる。 さらに ローム中に散点的に礫の混入がみられ， その多くは長軸が鉛直方向を向いている。 これらの礫は Ta-b の中にまで混入することがないばかりでなく， Ta-b とソフトローム層との間に発達する腐植層中にも礫の混入は認められない。 したがって， ここには， 砂礫層がソフトローム層の中にブロック状に立ち上がって 貫入している現象と， 砂礫層中の礫が 個々にローム層の中に示差的上昇をして混入したものと推定される現象が 認められる。 前者は， ローム層が表層から凍結するさいの圧力が 間隙の大きい礫層に加えられた結果としてひき起されたもので， インボリューション [ involution ; 凍土の中の複雑にゆがんだ褶曲・貫入構造 ] の一種と考えられる。 後者は 礫質構造土の断面と考えられるものである。
ソフトローム層の時期は， ボール状ローム層の 14C 年代の 11,940 ± 240 年 B.P.（近堂・近藤， 1975）と Ta-d の 14C 年代の 8,940 ± 160 年 B.P.（佐藤， 1971）の間と考えられる。 したがって， これらの現象は 更新世最末期頃の形成と考えられる。
十勝平野において， 完新世の周氷河現象と考えられるものに十勝坊主 [ ← 「芝塚」とも呼ばれる ] （山田， 1959）があり， 本図幅地域では [ 図幅地域東西中央・南部の ] 中札内市街地の東北東方 8 km の 上似平 における上札内 Ⅱb 面 [ K2b ] 上の湿地（地点 74）において観察できる [ 以下の [注] 参照 ] 。 本地点においては 排水溝の側壁に連続的な断面がみられる（第 34 図）。 その断面によれば， 上から 1) 雌阿寒 a 火山灰（Me-a）および Ta-b [ = 樽前 b 降下軽石堆積物 ] ， 2) その下に厚さ 10～30 cm の腐植層をはさんで 3) 暗褐色細粒の To-c [ = 十勝火山灰 C ] がくる。 To-c の基底は ほぼ平坦な境界をもって 4) 下位の礫層に接する。 この To-c がふくれ上がりを示し， 中央部においては約 60 cm の厚さに達するが， 両端部においては薄く， 10 cm 以下のところも認められる。 この降下火砕堆積物の中には 下位の礫層中の礫が散在しており， 融凍作用による礫の 降下火砕堆積物の中への示差的上昇がおこなわれたことが推定される。
山田（1959）は， 芝塚の生成の契機は To-c が降下・堆積したことにあり， 冬季の凍結によるふくれ上がりがその成因としている。 Me-a および Ta-b は地表面に平行して堆積しており， その厚さもほぼ一定であり， したがって， 塚の形成が Ta-b 堆積以前に終了していたことを示している。 最近の調査では To-c は To-c1 と To-c2 に分けられる（北海道火山灰命名委員会， 1972）。 山田（1959）は， 芝塚の形成期を To-c 降灰後， Ta-b 降灰前とした。 Ta-b は 1667 年 A.D.， To-c1 は 2,020 ± 90 年 B.P.， To-c2 は 3,240 ± 110 年 B.P.（北海道火山灰命名委員会， 1972）の 14C 年代が知られている。 したがって， 芝塚の形成時期は 2,020 年ないし 3,240 年 B.P. から 1,667 年 A.D. の間と考えられる。 この時期が十勝平野における完新世の寒冷期を示すものと考えてよいであろう。
本図幅地域は 日高山脈の東翼に広く分布し， 南から北に向って N - S 方向から NE 方向に大きく弯曲しつつ 向斜構造を呈して連らなる 日高累層群の北部に位置する。 したがって， 本地域に分布するヤオロマップ川層 [ Y1 ] は 札内川の下流からヤオロマップ川 [ 以下の [注] 参照 ] の上流域にかけて発達する NE - SW 方向の向斜構造の北翼に位置しており， 全体として東上位の単斜構造をなす（紺谷， 1978）。 地層の走向は札内川の流域および岩内川の上流域では N 50～70°E を示しているが， 岩内川の下流域では N - S～N 30°E 方向にかわり， 北に向かってのび， N 50～70°E 方向に転じて， 引きのばされた S 字状にうねっている。 また地層の傾斜は 岩内川の下流域では 50°南落ち～直立であるが， [ 図幅地域南西隅付近の ] 北岩内生産林道では逆転し 50～80°北落ちの傾斜を示す。
本図幅地域は 十勝構造盆地の中央部の西翼に位置しており， 本地域内に断片的に露出する長流枝内層 [ Os ] および渋山層 [ Sb ] の構造は, この鮮新世～前期更新世の造盆地運動による構造的特徴を示している（松井・山口ほか， 1978）。
長流枝内 層 [ Os ] : 本図幅地域に発達する長流枝内層は， さきに述べたように [ 本図幅の北隣の帯広図幅地域内の ] 帯広～ [ 本図幅の南隣の上札内図幅地域内の ] 拓北 [ ← 大樹町 拓北 ] をむすぶ N - S 方向の向斜軸をもち， 北に沈下する大規模な向斜構造を呈する 浅海～内湾性の堆積盆の中央部および西翼部にあたっており， 幕別台地に分布する本層は この向斜構造の東翼の一部にあたるものである（第 36 図）。
渋山 層 [ Sb ] : 渋山層は この向斜構造の軸部に [ 本図幅の北隣の帯広図幅地域内の ] 音更～帯広を中心とする地域に盆状に堆積した。 長流枝内構造盆地の東翼部， すなわち， [ 本図幅の北北東方の上士幌図幅地域の ] 押帯 ～ [ 本図幅の北東隣の十勝池田図幅地域内の ] 長流枝内～幕別台地を結ぶ地域は すでに上昇域に転じており， 渋山構造盆地は現在の帯広盆地の位置に局限された内陸盆地である（第 37 図）。
居辺 断層 : 長流枝内層の堆積後， 上昇運動に転じた前記の長流枝内丘陵～幕別台地と渋山層堆積盆地は やや東にふれた N - S 方向の居辺断層で境しており（十勝団体研究会， 1978）， 同断層の南方延長は本図幅地域の幕別台地の西縁 [ ← 本図幅地域の北東部 ] にまで延長していることが， この線を境する東西のブロックにみられる長流枝内層と渋山層の分布， それらをおおう光地園礫層 [ Ko ] ， さらには， より新期の地形面の高度差などから推定される。
十勝団体研究会（1978）および松井・秋葉ほか（1978）は， 十勝平野に分布する各種の扇状地・段丘面群が 中期更新世以降の日高山脈の差動的上昇運動の影響のもとに形成されたことを明らかにした。 ここでは， そのうちの本図幅地域にみられる構造運動と地史の概略を述べる。
本図幅地域には 主に南方から，
部分的に西方から供給された厚い光地園礫層
[
Ko
]
が 全域的な拡がりをもって分布する（第 38 図）。
この礫層を基盤に，
これを削って東戸蔦面，
共栄面，
上伏古面，
基松面，
上札内 Ⅰ 面，
上札内 Ⅱa 面，
上札内 Ⅱb 面などの多くの地形面が形成される。
これらの地形面は，
すでに述べたように，
ところによっては薄い砂礫層を堆積するが，
基本的には削剥面である。
戸蔦別川の下流，
札内川の最下流部の地域では，
北西部の上伏古面・基松面と呼ばれる光地園礫層の削剥面と
戸蔦別川と札内川にはさまれる東戸蔦台地との間に，
戸蔦別川によって形成された上札内 Ⅰ 面，
上札内 Ⅱa 面，
上札内 Ⅱb 面が発達している。
これらの扇状地状の地形面は，
戸蔦別川が北西から南東へ主流路を移動させながら下刻を続け，
階段状に地形面を残したことを示している。
さらに，
南に接する上札内図幅地域では，
札内川が光地園面および幕別扇状地面（十勝団体研究会，
1968）の北側を深くえぐって 広大な削剥面として上札内 Ⅱb 面を形成している。
これらの上札内 Ⅱa 面・上札内 Ⅱb 面の発達は 日高山脈の上昇が 時代を追って
「南部 → 中部 → 北部」へと差動的に移動したことの反映とみられ，
札内川・戸蔦別川・美生川の下流域，
すなわち，
中央部 十勝平野の地質と地形にも
日高山脈の北部の上昇と この地域の「北西 → 南東」方向の傾動が反映していると考えられる。
すなわち，
戸蔦別川と札内川とを比べると，
前者
[
= 戸蔦別川
]
において 上伏古面・基松面・上札内 Ⅰ 面の高度差はほとんどなく，
上札内 Ⅰ 面・上札内 Ⅱa 面・上札内 Ⅱb 面の高度差も それぞれ 2～3 m であるのに対して，
上札内 Ⅱb 面と現河床面との比高は 10 m に達している。
[
一方，
後者の
]
札内川では
光地園面・東戸蔦面・ビラオトリ層の堆積面の高度差はごくわずかであるのに対して，
それらと上札内 Ⅱb 面との高度差は 30 m 以上にも達する。
一方
[
また
]
，
上札内 Ⅱb 面と現河床面との比高は数 m にすぎない。
このような両河川にみられる各地形面の比高（下刻量）のちがいは
両河川流域の構造運動の特徴を反映するもの と考えることが可能であろう。
本図幅地域を通って [ 本図幅の北隣の帯広・北東隣の十勝池田・東隣の糠内図幅地域内の ] 中央部 十勝～幕別台地～十勝川の下流地域をほぼ東西に切る地形および構造断面をみると， 全域をおおう光地園礫層 [ Ko ] の基底が 帯広構造盆地と十勝川の下流地域で向斜構造を呈し， 幕別台地では西上りの傾動を示しつつ著しく上昇していることが示される。 その西縁には， さきに述べたように， 本図幅地域内でも落差 20～50 m に達する断層（居辺断層の南方延長）が推定され， 帯広盆地に落ちこんでいる。
十勝構造盆地の特徴の一つは 上に述べたような 西上りの傾動を伴う南北に延長する上昇ブロックの形成と， ブロックの西縁を限る西落ちの断層による沈降域の形成である。
後期更新世において [ 本図幅の北隣の帯広図幅地域内の ] 依田 [ ← 地名「依田」の表示は本図幅の北東隣の十勝池田図幅地域内 ] から [ 本図幅地域の南部の ] 中札内に至る上札内Ⅰ礫層 [ K1 ] の 南南西～北北東に直線状に延びる狭長な厚い発達が確かめられ， 同様の特徴を示す構造運動による帯広構造盆地内の音更川 [ ← 本図幅の北隣の帯広図幅地域内 ] と札内川 [ ← 本図幅地域内 ] を結ぶ南北の構造谷の形成が推定されている（十勝団体研究会， 1978）。
上札内 Ⅰ 礫層 [ K1 ] の形成後から現河床礫 [ a ? ] 形成まで 本図幅地域には堆積地形の発達はみられず， 広い分布を示す 上札内 Ⅱa 面 [ K2a ] と上札内 Ⅱb 面 [ K2b ] は いずれも古期扇状地面をわずかに下刻した網状河川によって削られた削剥面と考えられる。 これらの新しい地形面の周囲に発達する段丘化した古い地形面には Op-1・Spfa 1・En-aなどの降下火砕堆積物をはさむ褐色ローム層が発達し， 中央部 十勝は 寒冷・乾燥気候におおわれる。
Spfa 1 [ = 支笏降下軽石堆積物 1 ] の砂丘群は， すでに述べたように， Spfa 1 の堆積の直後と 27,000 年 B.P. ごろ および 23,000 年 B.P. ごろの 少なくとも３回の形成期が区分される。 この頃の花粉分析の結果から， Larix [ ≒ カラマツ ] を主とする花粉組成に示される寒冷乾燥気候下で， 褐色ロームの「おおい」をはぎとられた Spfa 1 は 北北西の季節風によって砂塵として移動をくり返し， 中央部～南部 十勝をおおう砂丘群の発達する内陸砂漠（ 古十勝砂漠 ）を生み出した（木村ほか， 1978）。 [ 図幅地域の東部・南北中央より南方の ] 上似平 にみられる３層の砂丘が 休止期をはさんで上下に累重している状態は， 砂丘形成が長期にわたって消長をくり返したことを 明らかに示している（帯広市教育委員会， 1978）。
En-a [ = 恵庭 a 降下軽石堆積物 ] の堆積にひきつづく En-a 古砂丘群の形成は 15,000 ± 900 [ ← 後に示す第 6 表では 15,000 ± 400 ] ， 13,100 ± 1,200 および 11,940 ± 240 年 B.P. という ３つの 14C 年代によって その開始と中間の休止期および停止固定期がおさえられ， 古帯広砂漠 と呼ばれている（木村ほか， 1978）。
そして， 砂丘砂が大きく移動を続けて砂丘を成長させていた寒冷な時代に比べて， その休止期および停止期の堆積物である 褐色ローム層（13,100 ± 1,200 14C 年 B.P.）や ボール状ローム層（11,940 ± 240 14C 年 B.P.）が やや冷涼といえる気候を示すと考えることができ， 14C 年代によれば， 前者 [ = 13,100 ± 1,200 年 B.P. ] はベーリング（Bölling）亜間氷期， 後者 [ = 11,940 ± 240 年 B.P. ] はアレレード（Alleröd）亜間氷期に対比される。 したがって， En-a 砂丘群の形成は 最古期ドリアス（Oldest Dryas）期および 旧期ドリアス（Older Dryas）期におこなわれたと推定することが可能である。 ボール状ロームの堆積と それとほぼ同時期と考えられる上札内 Ⅱb 面 [ K2b ] の形成は アレレード亜間氷期の可能性が大きい（第 6 表）。
| ||||||||||||
[ 図幅地域北東部の ] 大正の [ 地点 65 の ] 礫質構造土は ソフトロームの堆積後， Ta-d [ = 樽前 d 降下軽石堆積物 ] の降下前の更新世 最末期の寒冷期を代表する。
中札内面 [ Ns ] は ソフトロームの形成と Ta-d の降下（8,940 ± 160 14C 年 B.P.）にひきつづく温暖期に対比され， 上似平 の十勝坊主（芝塚）に示される寒冷期は To-c [ = 十勝火山灰 C ] の降下後， Ta-b [ = 樽前 b 降下軽石堆積物 ] の降下前であって， 14C 年代によれば 2,020 ± 90 年 B.P. ないし 3,240 ± 110 年 B.P. から 1,667 年 A.D. の間と推定される [ 第 6 表 ] 。
本図幅地域には 資源的に価値のあるものはほとんどないが， ただ 骨材となる砂利は豊富で， 現在も大量に利用されている。
現在， 骨材として利用されているのは 札内川の現河床礫である。 この河床礫は 日高系 [ ← 意味不明 ] を起源とする新鮮な礫で， 平均粒径は 15 cm 前後， なかには粒径が 1 m 以上におよぶ大礫もある。 この河床礫は幅 1 km 以上にわたる札内川の河床の全域に分布し， その量は莫大なものになると推定され， 利用価値は高い。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kushiro (2) No. 52
By Toshiyuki KOSAKA, Masaru MATSUI, Masaichi KIMURA, Yoshihiro KONTANI, Kiyoshi NOGAWA, Akira KASUGAI, Renzō KONDŌ and Hiromu FUJIYAMA (written in 1978)
The mapped area is situated in the central Tokachi district of the broad Tokachi Plain extending between the Hidaka Mountain Range and the Shiranuka hills, and it is topographically divided into two regions ; the south-western hilly region and the centrall Tokachi plateaus.
The south-western hilly region belongs to the eastern slope of the central Hidaka Belt. This region geologically consists of the pre-Cretaceous Yaoromappu-gawa Formation which is the upper-part of the Hidaka Super-group.
Among the central Tokachi plateaus, some plateaus such as Kami-obihiro, Higashi-totta, Kami-satsunai and Makubetsu compose the main part of this mapped area, and on each of these plateaus well develop some of the following flat planes which were formed during the middle to late Pleistocene, such as Higashi-totsuta, Kyōei, Kami-fushiko, Motoi-matsu, Kami-satsunai Ⅰ, Ⅱa and Ⅱb, and also the Naka-satsunai plane of the Hollocene. The surface of these planes incline gently north-ward, and difference in direction of inclination within these plateaus seems to have occurred succesively since middle Pleistocene to Holocene, as the result of noticeable uplife of the Hidaka Belt.
In Kawanishi and Itaira areas on the Motoi-matsu, Kami-satsunai Ⅰ, Ⅱa planes, there have been detected more than 180 ancient dunes conmposed of the materials which derived from the deposits of the Eniwa Pumice Fall "a" and the Shikotsu Pumice Fall 1.
The stratigraphical succession in this area is shown in Table 1.
| Age | Stratigraphy | Remarks | |||||
| Quaternary | Holocene | Overflow deposits |
Ta-b
To-c | Gravel, sand | |||
| Naka-satsunai Plane Deposits | Ta-d | Gravel | |||||
|
Late
～ Middle Pleistocene | Kami-satsunai Ⅱb Plane Deposits | Soft loam | Gravel | ||||
| Kami-satsunai Ⅱa Plane Deposits |
Ball structured loam
En-a |
Dune sand,
gravel | |||||
| Kami-satsunai Ⅰ Plane Deposits | Spfa 1, 2 | Dune sand | |||||
| Kami-satsunai Ⅰ Gravel Bed | Gravel | ||||||
| Biratori Formation |
Hpfa
Op-1 Ssfa Op-3 |
Peat,
clay,
sand and gravel | |||||
| Motoi-matsu Plane Deposits | Loam | ||||||
| Kami-fushiko Plane Deposits | Red-brown loam | Loam | |||||
| Kyōei Plane Deposits | Loam | ||||||
| Higashi-totsuta Plane Deposits | Red paleosol | Loam | |||||
| Kōchien Plane Deposits | White clay |
Clay and
weathered pumice | |||||
| Kōchien Gravel Bed | Decayed gravel | ||||||
|
Early
Plistocene ～ Pliocene |
Tokachi
Super- group |
Shibusan
Formation | Main part |
Pumiceous sand,
clay and peat | |||
| Metō Tuff Bed | Acid tuff | ||||||
| Neogene | Osarushinai Formation |
Gravel,
sand,
clay and peat | |||||
| Pre-Cretaceous |
| ||||||
|
Hidaka
Super- group |
Yaoromappu-gawa
Formation |
Grayish
green
sandstone | |||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
In the south-eastern hilly region of the Hidaka Mountain Range, the upper part of the Hidaka Super-group has been named Yaoromappu-gawa Formation. Only the strata, belonging to the lowest member（Y1）of the Yaoromappu-gawa Formation crops out in this mapped area. This strata is Formed by a series of fine to coarse grained sandstone, graded sandstone and massive coarse sandstone, intercalated with tuffceous sandstone and calcareous nodules. The thickness of the strata is revealed to be more than 3,000 m.
The Tokachi Super-group developed in the Tokachi Plain, is divided into the following four parts in ascending order : Hombetsu-Ashoro Formation, Ikeda Formation, Osarushinai - Oribe-yama Formation and Shibusan - Nakazato Formation respectively. Among them the upper and upper-most of this Super-group, the Osarushinai and Shibusan Formations develop in this mapped area.
The Osarushinai Formation, consisting of gravel, sand, clay and lignite, accompanied with tuff beds, is the sediments of a shallow sea and terrestrial deposits. Its age is considered to be latest Pliocene. This formation is distributed under the Tokachi Plain, and in the north-east part of this area, it forms a large synclinal structure.
The Shibusan Formation develops on the north-east edge of the mapped area and it is subdivided into the basal member, Metō Tuff Bed, and the main part.
The Metō Tuff Bed overlies the Osarushinai Formation with unconformable relation, and it consists of acid tuff. The main part consists of clay, pumiceous sand, gravels, thin peats and tuffs. Judging from the K - Ar dates and Paleomagnetic evidences, the age of the Shibusan Formation is of latest Early Pleistocene.
It is noticeable that the fanglomeratic deposits, the Kōchien Gravel Bed, prevail throughout the mapped area, underneath the whole younger Pleistocene sequences. The lithofocies suggests that the western hinter land, namely a part of the Hidaka Belt, has been eroded away vigorously in middle to late Pleistocene.
Some yonger pyroclastic and gravel deposits cover the older dissected Kōchien Gravel Bed and compose many flat planes. Such younger gravels are the fan and fan-surface deposits formed by erosion and denudation of the older thick gravel bed. The differences among these flat topographic planes in distribution, inclination or plane surface and kind of composing pebbles suggest that the upheaval movements in the Hidaka Belt since the middle Pleistocene were not uniform in places, and the acme [ = top ] of rapid upheaval in the Hidaka Belt was earlier in its southern part than its northern part.
For the correlation of the topographic flat surfaces in this plain, several pyroclastic fall deposits were used as excellent keybeds, viz. in ascending order :
These pyroclastic fall deposits in the Tokachi Plain, including the mapped area, are roughly estimated to have accumulated since about 50,000 years to about 10,000 years B.P. This estimation is based upon the 14 C ages of the several horizons of pyroclastic fall deposits.
The Kōchien Gravel Bed is composed of decayed cobbly gravel cemented with clay. The gravels consist of sandstone and slate derived from the Hidaka Super-group, and the rocks composing the Hidaka Belt such as hornfels, migmatite and granite.
This gravel bed is traceable to far east, though its upper parts had been lost by later dissection.
A unique yellowish pale gray clay bed is frequently observed on the Kōchien Gravel Bed. This "fan-surface deposit", named as "white clay" because of its characteristic withish appearence, seems to be the product of argillization of volcanic ash deposit.
Although the Higashi-totsuta Plane appears to be extensive fan features, these were seen to be formed by erosion and denudation of the Kōchien Gravel Bed. These deposits are only a thin cover of red or reddish brown coloured loamy paleosol.
These deposits were formed successively on the dissected surface planes by erosion of the Kōchien Gravel Bed. They are composed of thin reddish brown loam, brown silty loam or thin sorted fine gravel bed.
The Biraotori Formation consists of peat, peaty clay and pumice fall deposit. It is exposed on the upper part of the several cliffs along the Tottabetsu-gawa in this area and it is a part of the bed distributed widely from the central to the southern part of the Tokachi Plain. It is a marsh land deposit accumlated in a swampy area which developed after the formation of the Motoi-matsu Plane, and it is covered by the Kami-satsunai Ⅰ Gravel Bed.
The Kami-satsunai Ⅰ Gravel Bed, more than 20 m thick, is laminated cobbly gravel. This gravel bed is considered to have been accumlated in a narrow subsiding zone in N - S direction along the down stream of the Satsunai-gawa. Tephrochronological investigation revealed the date of the Kamisatsunai Ⅰ Gravel Bed to be younger than the deposition of Op-1 and older than the Spfa 1 and 2.
The Kami-satsunai Ⅰ Plane Deposits consist of brown loam intercalating Spfa 1 and 2. The Kamisatsunai Ⅱa Plane Deposits, brown loam and pebbly gravel, are younger than Spfa 1 and older than the ball structured loam. The loam and gravel of the Kami-satsunai Ⅱb Plane Deposits are yonger than the ball structured loam and older than the soft loam.
More than 180 ancient sand dunes scatter widely in the mapped area and they are recognized to have been formed under the peri-glacial climatic conditions during the late Pleistocene. These sand dunes are mainly composed of reworked pumiceous fine sand derived from En-a and Spfa 1. Many other burried peri-glacial phenomena such as involutions and rising of pebbles are found on many places in the Tokachi Plain including this mapped area. The ages of these phenomena are considered to coincide with the cold climatic stages confirmed by pollen and floral assemblages. 14C age determinations of these cold climatic stages were carried out on natural charcoals found in several horizones of the loams. The resultes are shows in Table 2.
| Age |
14C Age
(Y.B.P.) |
Stratigraphy
and Tephra |
Peri-glacial
Phenomena | ||
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After the latest Pleistocene glacial stage, the Naka-satsunai Plane Deposits and the fluvial plane deposits accumulated in the mapped area. They are modified by some peri-glacial phenomena such as earth hummocks which are constituted in a cold climatic stage of Hollocene about 2,000 - 3,000 years B.P.
The Kōchien Gravel Bed forms the framework of the topographical configuration of this area, and its areal changes in the altitudes of both the upper surface and the basal level were critically analized in and around this area, to detect the late Pleistocene to Holocene tectonic movements which displaced and deformed this gravel bed. It was clearly revealed that in general the Tokachi Plain including this mapped area had been a continuous subsiding basin relative to the surrounding area of constant upheaval, and that there, inside the basin, exists a local N - S directional upheaval area, the Makubetsu plateau, the western margin of which is defined by an active tectonic line, the Oribe Fault.
昭和 54 年 3 月 17 日 印刷 昭和 54 年 3 月 23 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1979，Geological Survey of Japan