５万分の１地質図幅説明書
（釧路 第 56 号）
北海道立地下資源調査所
北海道技師 鈴木守
北海道技師 小山内熙
北海道技師 松井公平
北海道嘱託 渡辺順
北海道開発庁
昭和 36 年 3 月
この調査は， 北海道総合開発の一環である， 地下資源開発のための基本調査として， 北海道に調査を委託し， 道立地下資源調査所において， 実施したものである。
目次 はしがき I. 位置および交通 II. 地形 III. 地質 III.1 地質概説 III.2 堆積岩類 III.2.1 先白堊系 III.2.2 白堊系 III.2.3 新第三系 III.3 変成岩類 III.3.1 準片岩 III.3.2 含らんせん石岩 III.3.3 ホルンヘルス III.3.4 緑色片岩 III.3.5 セプタ III.4 火成岩類 III.4.1 スピライト質岩類 III.4.2 緑色角閃石片状角閃岩およびソーシュル石はんれい岩 III.4.3 褐色角閃石角閃岩 III.4.4 超塩基性岩類 III.4.5 脈岩類 III.5 第四系 III.6 地質構造および地史 III.6.1 地質構造 III.6.2 地史 IV. 応用地質 参考文献 顕微鏡写真 Resume (in English)
1 : 50,000 地質図幅説明書
（釧路 第 56 号）
イドンナップ地質図幅および同説明書は， 昭和 31 年から昭和 34 年までの 4 年間にわたって， 延約 340 日間を費して行なった野外調査結果をとりまとめたものである。
野外調査にあたっては， 北海道立地下資源調査所 酒勾純俊技師にはコイボクシビチャリ川流域の調査を， 同 松下勝秀技師にはぺンケアブカサンベ川流域とその南部地域の調査を， 同 斎藤昌之技師にはクロム鉄鉱床を， 同 三谷勝利技師にはシュンベツ川上流の新第三系の発達する地域の調査を， 北海道大学理学部地質学鉱物学教室の太田昌秀修士には 比宇川上流域その他一部の地域の調査を， また， 静内高等学校の浦野龍一氏にはシュンベツ川地域の一部の調査を， それぞれ協力していただいた。
また， 現地においては， 北海道電力株式会社土木部工事課および 岩清水発電所連設所の各位から多くの便宜をはかつていただいた。
さらに， この説明書のとりまとめにあたっては， 北海道大学理学部地質学鉱物学教室の舟橋三男助教授および橋本誠二教授から， いろいろの御教示と討論をしていただいた。 さらに， 橋本教授には資料の化学分析をしていただいた。 これらの方々に厚くお礼を申し上げる。
この図幅地域は， 北緯 42°30′～42°40′， 東径 142°30′～142°45′の範囲で， 日高山脈中部の西側をしめる地域である。 行政区劃のうえでは， 日高支庁の管轄下にあり， 図幅地域の西北隅の宿主別川流域は平取町に， 新冠川流域は新冠村に， 中央部から東側の地域， つまり， シュンベツ川流域からコイボクシビチャリ川流域にかけての地域は静内町に， それぞれ属している。
図幅地域のほとんど全域が嶮しい山地帯であるために， 全く村落はみられない。
この地域にはみごとな原始林が発達している。 このため造材事業がさかんに行なわれている。 したがって， そのための施設が新冠川やシュンベツ川地域に， 数カ所建設されている。 そして， 木材搬出のための林道が各河川にそって敷設されており， さらに奥地へと延長されつつある。 また， 北海道電力株式会社による日高地域電源開発計画の進展に伴なって， 新冠川上流やシュンベツ川上流地域に調査歩道が開さくされている。
この計画のうちの一つである， 岩清水発電所が新冠川中流地域に建設されており， すでに発電が行なわれている。 いままた， 奥新冠発電所の建設工事が実施されており， 新冠川上流に川ぞいにジープ用道路が開さくされている。
このような発電事業の進展にともなって， 図幅調査の当初には， 全く道らしい道もなく， きわめて遡行が困難であった所さえ， 今では自動車道路が通じており， 容易に調査ができるようになった。 しかし， コイボクシビチャリ川流域には， このような開発道路は開さくされていない。
図幅地域の大部分は， 全く急峻な山地帯から構成されており， この間を流れる河川は急流となって流下している。 日高山脈の主稜は， この図幅地域からわずか東側にはずれた位置にあり， この地域には， その出尾根のような形で西に張り出しているナメワッカ岳（1,799.1 m）しか分布していない。 図幅地域に分布している山稜は， 日高山脈の主稜にほぼ平行な NNW - SSE の配置をとっており， ２列の分布がみとめられる。 そのうちの１列は， 図幅地域の中央部付近に分布しているものであり， 北から南へ， イドンナップ岳（1,747.8 m）， 大山（1,361.0 m）， パンベツ山（1,336.5 m）の順で並んでいる。 他の１列は， 図幅地域の西側にみられ， ビウ岳（1,134.1 m）のほかに 900 m 内外の山稜が分布している。 一方， これらの山稜の間は凹地形をつくっており， 同じ方向で分布している。 これらの配置の形態は， それぞれの地域を構成している地質と密接な関係をもっていると考えられる。 すなわち， 山稜部は， この地域の基盤岩類の分布地域と一致しており， 凹地部は， より新しい時代の地層が分布している地域と一致している。 このような事実は， いうまでもなく， 地質時代による構成岩の岩質の違いや削剥のうける度合の違いによるものであるが， それぞれの地域の昇降運動も反映しているものと考えられる。
図幅地域内を流れる河川は， すべて太平洋にそそいでいる。 これらの河川のうち， その源が日高脊梁山脈にあるものには， 新冠川， シュンベツ川， コイボクシビチャリ川などがある。 また， まえにのべた西側の山梁部にその源を発するものには， 宿主別川と比宇川がある。 前者は額平川と， 後者は厚賀川と， それぞれ合流する。 これらの河川の流路の方向性は大きくみると， N - S 系と E - W 系のものが多い。 この方向性は基盤に発達している断層系の方向とほぼ一致している。 これらの河川の流域は， 一般に急崖をつくっており， また水量が多いために， 各所に遡行困難な箇所が発達している。 中でも， 新冠川とシュンベツ川の上流流域は， 急崖の連続する急峻なところでよくしられている。
これらの各河川の沿岸にそって河岸段丘が発達している。 とくに， 白堊系の地層の分布している地域にその発達がいちじるしい。 段丘は， 河床からの比高によって， 第１河段丘と第２河段丘とに分けることができる。 第１河段丘は比高 40 m～120 m までの間に， また， 第２河段丘は 5 m～20 m までの間に， それぞれ発達している。
イドンナップ図幅地域は， 北海道中軸地滞とよばれる特ちょうのある地質構造発達を行なった地域， すなわち， 日高地向斜から日高造山運動へと大きな地殻変動をへてきた地域の一部にあたっている。 したがって， 全般的にいちじるしい擾乱をうけており， きわめて複雑な褶曲構造を形成しているほか， 各種のせん断帯が発達している。
この地域に分布している堆積岩類は， 大きくみると先白堊系， 白堊系， 新第三系に分類することができる。 先白堊系の堆積岩頬は， 上・下二つの地層にわけることができる。 下部層は， おもにチャート， 砂岩， 粘板岩類から構成されているイドンナップ層で， 上部層は， おもに輝緑凝灰岩から構成されている岩清水層である。
これらの地層は， この地域の基盤を構成しているもので， ともに日高地向斜の堆積物と考えられる。 これらを不整合におおって白堊系および新第三系が発達している。 その分布の形態は， あきらかに基盤の地質構造を反映しているものとみられる。
一方造構単位という観点から， 基盤構造をみれば， つぎのように区分することができる。
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これらの各造構造単位は， それぞれ NNW - SSE 方向をとって平行に配列しているが， さらに白堊系の分布の形によって， これらの帯状配列が強調されている。 これらの各単位は， それぞれ特ちょうのある構造をしめしており， また各構造単位にみられる火成岩類あるいは変成岩類の性質にもかなりの違いがみられる。 日高帯の中心的位置をしめているとみられる中軸変成帯は， この図幅地域では， 東北端部にわずかその一部が分布しているにすぎない。 その大部分は塩基性火成岩あるいは， その変成岩からできており， いちじるしい帯状配列をしめしている。 前縁褶曲帯は， まえにのべたイドンナップ層の主要な分布地域であり， 一般に， 火成活動や変成作用はいちじるしくない。 しかし， 小規模ではあるが， スピライト質岩類や蛇紋岩その他の火成岩類が分布している。 また， 黒色千枚岩や緑色片岩質の弱変成岩類がみとめられる。 日高西縁構造帯は， スピライト系の輝緑岩複合迸入帯から構成されている。 神居古潭帯はまえにのべた不変成中軸帯と類似の性質をしめしているが， とくに大規模なスピライト質岩類とその凝灰質岩類によって特ちょうづけられる。 また， 規模のやや大きい蛇紋岩体が分布しており， そして， 含らんせん石岩のような前縁褶曲帯にはみられない変成岩類がみとめられる。
第四系は， 大きな河川にそって発達している河岸段丘と， ナメワッカ岳の北東部に発達している圏谷がしられているにすぎない。
まえにのべたように， 先白堊系は， イドンナップ層と岩清水層とにわけられる。 両者の関係は， 明らかに整合とみることができる。 ともにほとんど化石を産出しないので， その時代を決定することはひじょうに困難である。 しかし， イドンナップ層の上部から産出した化石は， ジュラ紀のものの可能性がつよい [ 以下の [注] 参照 ] 。
岩清水層およびイドンナップ層の時代は， おそらくジュラ紀とみられるが， イドンナップ層の下部はあるいはトリアス紀にかかる可能性がある。
この地層は， 白堊系の発達する東部地域の前縁褶曲帯の大部分をしめており， また， その西部の地域（神居古潭帯）にも小範囲に分布している。 チャート， 砂岩， 粘板岩を主とし， そのほか， 石灰岩， 輝緑凝灰岩のレンズ状体や薄層をはさんでいる。
北海道の中央地域でいままで得られた資料から考えるならば， この図幅地域の神居古潭帯に分布しているイドンナップ層として取り扱っている地層は， 山部層の下部層とみられている芦別川珪質岩層に対比されるものと推定される 4), 5) 。 この地層を， 日高前縁褶曲帯に広く分布しているイドンナップ層と同一の地層としたのは， つぎのような理由からである。
i. 地質断面図による推定（A - B 断面図参照）
新冠川中流流域には， 岩清水層の下位に， 前縁帯に分布しているイドンナップ層とひじょうによく似た地層が 北部と南部にそれぞれ分布している。 北部に帯状に分布しているものは， 下盤側がミロナイト化しており， しかも， 低角度の衝上性の逆断層によって境いされている。 明らかに， 断層運動によって， 岩清水層の下位に存在している地層が持ちあげられたものとみられる。 また， 南側に分布しているものは， 緩い複雑な褶曲構造をしめししているが， シュンベツ川地域に分布しているものにつらなるとみられる。 さらに， シュンベツ川地域で， この地層は 南東側に分布している枕状構造をしめすスピライトの下部へ入りこんでゆく状態が観察される。 このような事実は， 岩清水層の下位に， チャート， 砂岩， 粘板岩類から構成されている かなりの厚さをもつ地層が横たわっている可能性を暗示している。 また， 白堊系の分布地域内には， 岩清水層とおもわれる輝緑凝灰岩が断層で持ちあげられているが， この地層とともに， ミロナイト化した粘板岩が伴なわれているのが， 一部ではみとめられる。 このような事実は， 白堊系の分布地域の下部にも， 輝緑凝灰岩や粘板岩が存在していることをしめしているだけではなく， 神居古潭帯と日高帯が近接する位置にあることをも意味している。
このような地質現象からみると， 岩清水層の下位の地層が， 前縁帯のイドンナップ層と 同一の堆積盆の中の一連の堆積物であるという考え方が導きだされる。
ii. 層序および岩質
i の解釈が正しいとすれば， これら両者の層序関係や岩質などに共通するものがあるはずである。 現段階では， 鍵層がないためにまだ詳細な層序を確立するまでにいたっていない。 しかし， 大きくみると， 第 6 図のような層序であらわすことができる [ 以下の [注] 参照 ] 。 この図からこれらの２つの地層の間には， ひじように共通している要素が数多く見出される。 これらを構成している各岩石を比較すれば， つぎのとおりである。
1) 岩清水層の下位の地層には， 緑色チャートを交えた赤色チャートの発達がいちじるしい。 イドンナップ層の上部の同層準と考えられる付近にも同じようなチャート類が発達している。 そして， どちらも多量のラジオラリヤをふくんでいる（顕微鏡写真 PL1）。
2) チャート層の間に挾在している粘板岩の中に， 両地域とも， 石灰岩体が介在している。 これは， 将来より精密な調査が行なわれたならば， 同一層準にあることが明らかにされる可能性がある。
3) 両地域とも， チャート層の間に分布している粘板岩の中に， きわめて特徴のある， 緑色を呈する石灰質頁岩が発達している。 しかも， 日高帯側では， イドンナップ層の上部とみられる部分にしか発達していない。
4) 両地域に発達している砂岩は， 暗灰色ないし灰色を呈する， 珪質硬砂岩が圧倒的に多く， また， やや細粒のものにはラミナが発達している。 また， 局所的ではあるが礫岩の発達がみとめられる。 礫の種類には， 砂岩， チャートが多く， ほかにスピライト質の岩石がみとめられる。 砂粒は， おもに， 石英， チャート， 斜長石で， このほかに少量のスピライ質岩片， カリ長石がみとめられる（顕微鏡写真 PL2）。 セメント膠結物質は 10～20 % で， このなかに絹雲母などが生成している。 しかし， 両地域のものをみるとわずかに違いがみとめられるが， これは， むしろ二次的変化の違いと考えられる。
iii. 火成活動
岩清水層の下位の地層の中には， 多数の暗赤褐色を呈する枕状熔岩が発達している。 日高帯地域でも， 数は少ないが同質の杖状熔岩がみられる。 このことは， 両地域を通じて， 一連の火成活動の場にあったことを意味している。
これまでのべてきたことから考えれば， 岩清水層の下位の地層を， イドンナップ層の中にふくめることが妥当であると結論づけられる。 このことは， 従来， 相互の関係が必ずしも明らかでなかった， 空知層群と日高層群との関係が整合であり， 前者が日高層群の上部層であるということをしめすものと考えられる。 これについて， これまでの資料を， この地域のものと比較すれば， 第 8 図のようである。 この図から理解されるように， ２つの層群名の使い方の間には， かなりの混乱がみとめられる。 このために， この図幅説明書では， エゾ層群の下位の地層を， 日高累層群 [ 以下の [注] 参照 ] として一括することにした。
これまでのべてきたことは， 主として， イドンナップ層の上部にあたるとみられる部分についてである。 多量のチャートの発達している部分の下部の地層については， まだ， あまり明らかでない。 これは， 全般にきわめてはげしく擾乱されており， 各種の褶曲構造をつくり， いろいろの規模の剪断帯が発達しているために， 詳細な層序を確立することが困難な状態にあるからである。 現在までの資料からみて， イドンナップ岳の東西に分布している蛇紋岩体の間にはさまれている部分は， おそらくイドンナップ層の下部層と推定される。 この地層は， わずかに赤色チャートをはさみ， そのほとんどが粘板岩と砂岩から構成されている。 砂岩は， 細粒ないし中粒の珪質硬砂岩で， 上部のものとよく似ており， 一連の堆積物と考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。 イドンナップ層全体の層厚は， あまり明らかでないが， 3,000 m + と推定される。
この地層と日高中軸変成帯とは， 衝上断層で境いされており， いちじるしい破砕帯が発達している。 シュンベツ川上流の一部では， 衝上断層に接して， この地層の変成されたものとみられるホルンヘルスが分布している。
この地層は， 膨大な輝緑凝灰岩と， その中に挾在している砂岩， 粘板岩およびチャートから構成されている。 また， この地層の堆積と同一時期とみられる枕状熔岩 [ 以下の [注1] 参照 ] を主体とするスピライト質岩類が多量に介在している。 この地層は， すでにのべたように， イドンナップ層の上位に発達している地層で， 両地層はインターフィンガー様の関係で移化している。 したがって， 岩清水層の下限は， はっきりした境界でイドンナップ層と区別することはできない。 この図幅地域では， 膨大な輝緑凝灰岩層の下部にいちおう二つの地層境界をおいた [ 以下の [注2] 参照 ] 。
岩清水層を構成している主な堆積岩である輝緑凝灰岩は， 大部分が集塊質凝灰岩あるいは角礫凝灰岩である。 このほか， 局所的に縞状凝灰岩がみとめられる。
これらの凝灰岩の中にふくまれている角礫は， いろいろの大きさのもので， おもに枕状熔岩にみられるものと同じような杏仁状構造をしめす岩質のものである。 このほかに， 1 cm 以上にも達するチタン質の単斜輝石を多数ふくむ斑状岩や 斜長石の大型斑晶を多数ふくむスピライト質セ岩がみとめられる。 これらの礫の間を埋めている基質部も， 一様ではなく， いろいろの岩相がみとめられる。 そのうち， 最も普遍的にみられるものを， 顕微鏡下で観察すればつぎのようである（顕微鏡写真 PL3， 4）。
撓曲のいちじるしい柱状斜長石が， 方向性をしめして配列しており， この間を， ガラスあるいは緑泥石が充填し， ちよっとみると熔結凝灰岩様の構造をしめしている。 また， これとはわずかに違い， ガラス質部が緑泥石の間に円形に残存しているものもある。 しかも， このような構造をしめす部分自体も， 片状緑泥石集合部あるいは方解石脈に， パッチ状あるいは縞状になって残されていることが多い。 また， このような部分には， 大型のチタン質単斜輝石が， かなりみとめられるほかに， 斜長石片も少量みとめられる。
堆積時のラミナの発達している， 縞状の凝灰岩には， 珪質のものと石灰質のものとがみとめられる。 珪質の岩相は， チャートとの境界部付近に， また， 石灰質のものは， 集塊質および角礫凝灰質岩の中に， それぞれ発達していることが多い。
珪質岩相は， ひじょうに細かな緑泥石， 石英， 斜長石から構成されている。 これらは， 定方向配列をしめしている。 斜長石は， 撓曲のけんちょなものであり， また， 石英はチャートを構成しているものと同質で， 結晶輪かくをしめさないものである。
石灰質岩相は， 大部分が微細な方解石からできている。 そして， この間に， 撓曲のけんちょな柱状斜長石片や， 石英粒が少量みとめられる。 これらの間に， 定方向をしめして， 赤鉄鉱の微粒が多量にみとめられる。
この地層の中に発達している， 砂岩， 粘板岩およびチャート類は， イドンナップ層のそれとは， 大きな違いはみとめられない。
イドンナップ図幅地域の白堊系は， 日高西縁構造帯と神居古潭構造帯の２つの構造帯にはさまれて， 複向斜構造帯を作って分布している。 このような分布上の位置づけは， この図幅地域だけでけではなく， けり舞川から空知川地域まで， 南北 100 km にわたって， ほぼ同じ構造をとりながら連続している。 また， 層相も， ほぼ連続して追跡することができ， つぎのように区分されている [ 小山内煕・松下勝秀（1959，1960，1961）: 日高山脈西縁の白堊系 I，II，III， 地下資源調査報告 21，24，25 号 ] 。
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この図幅地域には， 下部エゾ層群と， その上に不整合で発達している中部エゾ層群とが分布している。 また岩相によって区分すれば， 下部エゾ層群下部の三石川層， 中部エゾ層群上部のカンコシナイ沢層は， 断層で失われている。
両層群 [ 下部エゾ層群と中部エゾ層群 ] は， 複向斜構造をとっているにもかかわらず， 東西両翼での分布は対称的ではない。 それは中部エゾ層群下底の不整合の状態をあらわしていると同時に， 一方では， 過褶曲と断層にもとづくものである。
両層群を通じて， 化石の産出が乏しく， 明確な時代決定はむずかしい。 しかし， 層相上の特ちょうは， 日高山脈両縁の白堊系を通じて追跡することができ， 時代のほぼ確定された地域との対比が可能である。
この地層は， 白堊系向斜帯の東翼の， 白堊系と日高西縁構造帯の境界衝上断層前縁部にだけ分布している。 したがって， いちじるしく寸断された形で分布しており連続性にきわめて乏しい。 ことに図幅の北部地域では， 衝上断層の下にかくされていることが多い。 また下位の地層とは， いずれの地点でも断層で接しているので， 直接の関係はみることができない。
主な発達をしめしているイドンナップ川およびシュンべツ川の東翼部では， 砂岩と頁岩の互層を主体とする層相からなりたっている。
一般に， 細粒～中粒の板状砂岩と， 頁岩の薄互層で構成されているが， 砂岩や頁岩の介在量や厚さは一定していない。 砂岩には， しばしば粗粒のものや， 礫質のものがみられる。 インドナップ川とシュンベツ川に発達している双珠別川層は， 大まかには同じ構造的位置に発達しているものとみられるが， 両地域の層相は， やや違っている。 イドンナップ川では下部が砂岩に富む互層で構成されており， 中粒～粗粒塊状砂岩を挟んでいる。 上部は， しだいに頁岩に富む薄互層（10～15 cm の交互層）となり， 中部エゾ層群の下底には， 破砕された頁岩が接している。 一方， シュンベツ川では， 下位から， 頁岩に富む薄互層， 砂岩に富む互層， 頁岩に富む互層の順に露出している。
この地層の厚さは， 露出している部分でおおよそ 100 m + であるが， 断層で切られているため， 真の層厚をしめしていない。
この図幅地域の中部エゾ層群は， 岩相によって， さらに， 額平川層および新冠川層の２つの地層に分けられる。
中部エゾ層群は， 明らかに不整合関係をしめして， 下位層と接している。 日高地域全般を通じてみると， この不整合は， 南部ほど下位層を削り， また白堊系の複向斜帯の西翼ほど下位層と接する特ちょうをしめしている。 この図幅地域でも， 例外ではなく， 向斜の西翼部では， 岩清水層と， 東翼部では， 下部エゾ層群と接している。
中部エゾ層群の特ちょうは， 1) 下部の額平川層の層相変化がかなりいちじるしい， 2) 凝灰岩が， ひんぱんに介在していることである。
額平川層は， 北部地域では， 東翼部が複向斜を形成して２帯に分かれて広く分布しており， 西翼部の分布は少ない。 また南部では， 西翼部で複向斜が発達して２帯に分かれている。
複雑な褶曲や断層によって， 地層の走向・傾斜は， かなりみだれている。 とくに， 東翼帯では複雑な， 過褶曲， 微褶曲帯が幅 1 km にわたってみとめられる。 しかし， 一般的には， N 10°～20°W， 50°～80°NE の走向・傾斜で， 多くの場合， 東側に逆転傾斜をしめしている。
まえにのべたように額平川層は， 下位層を不整合におおって発達している。 不整合関係を最も模式的に観祭できるのは， 南部の西翼帯である。 ことにイドンナップ川支流の崩れ沢では， 第 13 図にしめしたように， 岩清水層の輝緑岩熔岩の不規則な面上に直接礫質砂岩， または礫岩が発達している。 ところが東翼部では， 下部エゾ層群双珠別川層の上に平行不整合に厚い礫岩が発達している。 第 14 図は イドンナップ川地域の中部エゾ層群と下位層との不整合関係を模式的に示したものである。
この地層は， 基底礫岩， 礫質砂岩， 頁岩， 凝灰岩などで構成されている。
礫岩は， 小豆大から人頭大前後の円礫， 角礫などからなり， 礫の種類は， 輝緑凝灰岩， 輝緑岩， 硬砂岩， 粘板岩， チャート， 石灰岩， 玄武岩質および安山岩質岩石などである。 基質は粗粒砂岩の場合が多いが， まれに新冠川本流の上流道路切割の露出のように頁岩のこともある。
砂岩には， 粗粒のものから細粒のものまでみとめられる。 下部では， 一般に粗粒で塊状の産状を呈しているが， 上部では， 頁岩と薄互層の状態をしめしている。
頁岩は， 一般に板状の層理をしめしており， 砂岩のラミナの発達しているものが多い。 また， シルト岩質のものがしばしばみられる。 下部では薄層として砂岩の中に介在し， 上部では砂岩と互層していることが多い。 しかし， イドンナップ川流域のように， 厚層で発達する場合もある。
凝灰岩は， 灰白色または淡青白色を呈する細粒緻密なチャート状の産状をとるものと， 灰白色を呈する粗しょうなものとがみられる。 ともに 1 枚の厚さが 1.5 m を越えることがない。 砂質凝灰岩または凝灰質砂岩および頁岩などの互層状態をしめしていることが多い（第 15 図）。
この地層の層相は， おおまかには， 下部から， 基底礫岩層・砂岩層・砂岩頁岩互層の， 垂直方向の層相変化をしめしている。 しかし， これらは全域にわたって一様な発達をしめしていない。 つまり， 南北および東西の水平方向の層相がいちじるしく変化する特ちょうをもっている。 また， それぞれの層の厚さの変化もはげしい。
基底礫岩は， ほぼ全域にわたってみとめられるが， 礫岩の礫粒の大きさ， 礫岩の厚さなどはかなり， 変化にとんでいる。 ことに東翼帯と西翼帯では対照的な差異をしめしている。
| 西翼帯 | 東翼帯 | |
| 粒の大きさ | 小豆大～指頭大 | 人頭大前後, まれに 20 × 30 × 50 cm 大のブロックを含む |
| 礫粒の形状 | 円礫, 亜円礫 | 角礫, 亜円礫 |
| 礫岩の状態 | やや淘汰されている | 淘汰不良 |
| 礫岩の厚さ | 薄い, 10～50 cm | 厚い, 20～50 m + |
新冠川本流では， 二地点に礫岩の露出がみられる。 ともに人頭大前後の角礫をふくみ分級がわるい。 このような礫岩は， イドンナップ川， シュンベツ川， ペンケアブカサンベ沢などの東翼帯にみられる。 しかし， イドンナップ川支流の崩沢では第 13 図のようにきわめて， 薄くなっている。 また， ここでは， 二枚介化石の破片を散点的にふくんでいる。 以上のべた地点では， いろいろな種類の礫をふくんでいるが， ペンケアブカ沢などの下流では， 輝緑岩， 輝緑凝灰岩礫だけで構成されている礫岩もみられる。
礫岩の上部には， 塊状粗粒砂岩， 板状砂岩などが発達しており， しばしば， 炭質物や植物化石破片をふくんでいる。 上部ではしだいに頁岩の薄層を介在しはじめ， 砂岩・頁岩の薄互層が厚く発達している。 局部的に， 塊状砂岩・板状砂岩および頁岩の厚い層を介在することもある。 この上部にチャート状の凝灰岩をひんぱんに介在する層準 [ 以下の [注] 参照 ] が発達している。 全般的にみると東翼帯では， 頁岩の厚層を多く挟んでいるが， 西翼帯では頁岩 [ 以下の [注] 参照 ] の発達がいちじるしい。 ことにイドンナップ川の西翼帯では， 250～200 m におよぶ頁岩が発達している。 チャート状の凝灰岩を基準にしてみると， イドンナップ川地域では第 13 図のような模式的層相変化がうかがえる。 つまり， 凝灰岩は， 東翼帯では， 砂岩に富む互層の中に， 西翼帯では頁岩に富む互層または頁岩層の中に介在している。 しかし， 北部の新冠川地域では， むしろ， イドンナップ川地域の東翼帯と同じように砂岩に富む互層の中にみられる。
この地層の中から化石の産出は， ひじょうにまれである。 ただシュンベツ川本流の道路の切割りから， 属種未決定の Ammonite 破片を産出している。
額平川層の厚さは， 部分的にかなり異なっている。 一般的には， 東翼帯で薄く（約 300 m）, 西翼帯で厚く（約 600 m）なっている。
向斜帯の， ほぼ全域にわたって分布している。 模式的には， 新冠川本流に発達している。 この地層の一般走向・傾斜は N 10～30°W， 40～90°NE で， 多くの場合逆転傾斜をしめしている。 下位の額平川層とは， 整合的にかわっているが， 層相ははっきりと違っている。 つまり， 額平川層の最上部の互層の上に発達する厚い頁岩から， この地層にふくめた。
この地層は局部的にシルト岩をふくむが， おもに暗灰色を呈する頁岩の厚層からできている。 粗粒～細粒砂岩の単層（1～3 m）・砂岩・頁岩の薄互層（3～50 m） [ 以下の [注] 参照 ] ， 灰白色ベントナイト状の凝灰岩の薄層（1～10 cm）， 粗しょうな凝灰岩（20 cm～1 m）， 凝灰質砂岩（20 cm～3 m）， チャート状凝灰岩（1～3 m）などを介在しているが， これらは， 一定層準をしめしてない。 団球帯もしばしばみとめられるが， 化石はほとんど包蔵していない。 また Inoceramus や Ammonite を産出する化石帯もみられる。 北部の新冠川流域では， この化石帯と， チャート状の凝灰岩・粗しょう凝灰岩などとの組合わせは， かなりな範囲にわたって追跡される。 したがって化石帯は， ほぼ同じ層準にあるようである。 この層準は， 新冠川層の基底から， 新冠川では約 700～800 m， イドンナップ川では約 400～500 m 上位にみとめられる。 サツナイ沢上流・新冠川本流・ホルカン沢上流・イドンナップ川本流などにみられるが， 南部のシュンベツ川流域では， まったく発達していない。 したがって， 南部では， 上部を失っていることになる。
この地層を構成している頁岩は， 下部では板状層理が発達し， 砂岩のラミナを介在することが多いが， 上部では， チリメン状になって， 細片に破砕されやすくなっている。 また， 北部の新冠川地域では， 全般的に黒光りする粘板岩様の外観を呈している。
粗しょう凝灰岩・凝灰質砂岩には， 黒雲母を多量にふくんでいるのが特ちょうである。
まえにのべたこの地層の化石帯からは， つぎのような化石を産出している。
これらの化石からみて， その時代は， 上部ギリヤーク世をしめしているとおもわれる。
この地層は， 断層で切れ， また褶曲していることが多いため， 真の層厚を算出することはむずかしいが， 新冠川流域では， おおよそ 1,000 m ±。 イドンナップ川流域では 500 m～600 m である。
この図幅地域には， シュンベツ川上流地域の変成帯西縁の衝上断層の近くと， カシコシオクマナイ沢流域の， ２カ所に分布している。
その分布の形は， 変成帯にほぼ平行であるが， この地層の走向は変成帯と斜交している。 標式的な露出のみられるカシコシオクマナイ沢付近では， 走向， 傾斜はともにいちじるしい変化をしめしている。 しかし， ここでは N - S の褶曲軸をもつ向斜構造が推定される。 下位の地層とは， すべて断層で接しているが， カシコシオクマナイ沢の枝沢には厚い礫岩層が発達しており， 不整合関係にあることがうかがえる [ 以下の [注] 参照 ] 。 層厚は， 400 m と推定される。
この地層には， まえにのべた礫岩のほかに， 厚い頁岩層が発達している。 そして， この中には中粒ないし粗粒の砂岩層をかなりはさんでいる。 また， 頁岩中には， 多数の石灰質団球がみとめられ， 一部のものから二枚介の化石が採取された。 礫岩は， 主として， 親指大から拳大ていどの礫をふくんでいるが， 1 m 以上の石灰岩礫を多数もっている部分もある。 礫の種類は， チャートがもっとも多く， このほかに， スピライト質岩類， 頁岩， 細粒砂岩， 粘板岩などがみとめられる。
この地層の中から産出した化石には， つぎのような種類がある。
この化石からみると， おそらく川端層滝の上階に対比されるものと考えられるが， あるいは， これより若干上位の地層に対比される可能性もある。
この図幅地域に分布している変成岩類には， ２つのタイプがみられる。 一つは， 神居古潭帯や日高前縁褶曲帯に分布しているもので， きわめて局所的な発達をしめすものである。 もう一つは， 中軸変成帯の西翼を形成しているものである。 前者に属するものには， 準片岩， 含らんせん石岩， およびホルンヘルスがある。 また， 後者に属するものには， 緑色片岩およびセプタがある。
ここで準片岩とした岩石は， ひじょうに低変成の片岩質あるいは千枚岩質の岩石である。 この岩石は， シビチャリ川流域や， この地域の蛇紋岩迸入帯の近くに分布している。 とくに， シビチャリ川流域では， N 15°W， 80°NE の走向・傾斜をしめして， 600 m ほどの幅で分布している。 これは， さらに， 隣接する神居岳図幅地域にはいって， 幅広く帯状に発達しているものである。
一般に， いちじるしい剥理性をもった黒色千枚岩， 緑色千枚岩， 珪質千枚岩， およびミロナイトなどの岩質のものがみとめられる。
これらの岩石には， 条線状の線構造（striation）や 「しわおれ」（crenulation）などが発達していることが多い。 黒色千枚岩は， 粘板岩が千枚岩化されたものであり， ときには多量の石英と絹雲母が形成されていることがある。 しばしば，各種の砂岩をはさんでいる。 緑色千枚岩は， おそらく輝緑岩源とおもわれるもので， 顕徴鏡下で観察すると， 長柱状の斜長石（0.1 × 0.3 mm）のレリックがみとめられる。 一般に準片岩の中には， 片理を切る石英の細脈が多く発達している。
これらの岩石は， この地域では， 大部分がイドンナップ層の砂岩・粘板岩などの変成したものとおもわれるが， 部分的に岩清水層の輝緑凝灰岩が変成されたと考えられるものがみとめられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
この岩石は， 蛇紋岩迸入帯の中にだけ分布しており， 現在までのところ， 神居古潭帯にしかしられていない。
らんせん石をふくんでいる岩石には， ２つの種類がみとめられる。
一つは， 紫色を呈する硬質の珪質岩である。 この岩石は， 新冠川中流付近で１カ所露出がみられるほかは， 転石としてみられることが多い。
もう一つは， 蛇紋岩と角閃岩との間に発達している方解石脈の中にみとめられる。 このような産状のものは， 新冠川にそった道路の切割りのところで， ただ１カ所しかみとめられない。
このような事実は， 少くとも， らんせん石の形成が蛇紋岩迸入以後の交代作用によって行なわれたこと をしめすものと考えられる。
ホルンヘルスは， 前にのべたように， シュンベツ川上流地域の変成帯西縁衝上断層に近接する小範囲に分布している。 このような位置にホルンヘルスがみられるのは， 南部幌満地域と北部の狩勝峠の南部地域がしられているが， ほかでは全然しられていない。 この地域のものは， ひじょうに局所的な分布をしめしているために， そのくわしい性質は明らかでない。 わずかに桃色味をおびた， 低変成の黒雲母ホルンヘルスである。
なお， 図幅地域の神居古潭帯の中に迸入しているトロニエム岩は， そのまわりの粘板岩との接触部に， 10 cm 内外の範囲でホルンヘルスを形成している [ 以下の [注] 参照 ] 。
緑色片岩は， 変成帯の西端部を形成しており， 1 km 内外の幅で帯状に分布している。 そして， 西側のイドンナップ層とは衝上断層で境いされており， また， 東側の緑色角閃石片状角閃岩とは， 剪断帯で接している場合と， 間に 15 m 内外のセプタを介在している場合とがある。
この岩石帯は， 北部と南部とでは， その産状に違いがみとめられる。 すなわち， 北部シュンべツ川地域では， 緑色を呈する細粒の片理のいちじるしい岩質のものだけからできている。 これに対して， 南部のコイボクシビチャリ川地域では， 衝上断層に近い側に， いちじるしい片理をもった淡緑色と暗灰色を呈する岩相が， 20 m ぐらいから 100 m ほどの幅で互層状の形態をしめしている。 この場合， 変成帯の外側ほど灰色を呈するものが多く， 内側になるほど緑色を呈する傾向がみとめられる。 全体を通じて， 東側ほど再結晶度がつよく， 角閃片岩様の岩質のものにかわっている。 そして， それに伴なって， ちりめんじわ様の線構造がいちじるしくみとめられるようになる。
緑色のものを顕微鏡下で観察すれば， つぎのようである。
暗灰色を呈するものは， 石英・絹雲母片岩の岩質をもっている。
セプタは， 中軸変成帯に分布している塩基性火成岩類の間に発達しており， つぎのような３帯にわかれて分布している。
これらは， どの場所でも， 10～20 m ほどのひじょうに狭い幅のものである。 セプタの両側には， 一般に， 剪断帯が発達している。
この岩石は， 塩基性岩と接する付近では， 一般にミロナイト質であるが， その中央部は片状ホルンヘルス様あるいは黒雲母片麻岩様の岩質をしめしている。
これを顕微鏡下で観察すれば， つぎのようである。
イドンナップ図幅地域内には， いろいろな時期にわたる各類の火成岩類が分布している。 これらの火成岩類は， 日高造山運動のながい歴史の中で活動したものであり， 地向斜期， 造山期， 造山末期の， それぞれの時期に対応するものがみとめられる。
これらは， 分布， 産状， および岩質から， つぎのようにおおまかに分類することができる。
スピライト質岩類に属するものには， 非顕晶質のものや顕晶質のものなど， いろいろの岩質のものがみとめられる。 このグループの岩石類は， その主要な構成鉱物である斜長石が曹長石質であることで特ちょうづけられる。 ここでは， その産状や岩質などから， つぎの３つの型に分類した。
この型にふくめられるスピライト類は， 一般に， 非顕晶質の火山岩質岩である。 この種の岩石にもっとも普遍的にみられるものは， いわゆる枕状熔岩である。 このほかに， 柱状節理をしめすものや， 層状のものが少量みとめられる。 これらの岩石類は， すでに説明したように， イドンナップ層や岩清水層の中に， その地質構造に平行ないろいろの規模のレンズ状の岩体で多数みられる。 また， これと同質のものが， 凝灰質岩層の中の角礫としても多量にみとめられる。
| 1 | 2 | |
| SiO2 | 55.70 | 57.15 |
| T2O | 2.26 | n.d. |
| Al2O3 | 20.63 | 21.40 |
| Fe2O3 | 3.57 | 4.12 |
| FeO | 1.95 | 1.33 |
| MgO | 2.77 | 8.09 |
| CaO | 0.95 | 0.68 |
| Na2O | 7.50 | 5.18 |
| K2O | 0.47 | 1.03 |
| H2O (-) | n.d. | n.d |
| H2O (-) | 0.39 | 0.58 |
枕状熔岩は， この型のスピライトにとくにその発達がいちじるしいが， その名がしめすように， 枕をつみ重ねたような産状をとるものが大部分をしめている（第 19 図）。 この枕の一つ一つは， 回転隋円体様の形をしており， 長径 30 cm～50 cm ていどのものが多い。 しかし， 場合によっては， 1 m 以上にも達するものがみられる。 このような構造は， むしろ二次的な破砕をうけたためにつくられたもので， 初生的には第 20 図にみられるような， 不規則にうねった形をとっていたのではないかと考えられる。 実際にこのような産状をとるものがほかの数カ所で観察できるし， また， まえにのべたような枕状構造をしめすものの中にも， このような形態が残されていることがある。 このような構造が， どのようにしてつくられたかという問題については， いろいろの解釈がある。 これについては， ここではふれないが， 少なくとも， 海底における火山噴出の産物であることは確かである。
枕状構造をとるこの種のスピライトは， 一般に， 暗赤褐色を呈するものが多い。 このほかに緑色を呈するものもかなりみられる。 そして， そのほとんどのものが杏仁状構造をしめしている。 これは， さらに， 斑状構造をしめすものと， 斑晶をほとんどふくんでいないものにわけることができる。
典型的な杏仁状構造をしめしているものを顕微鏡下で観祭すれば， つぎのとおりである。
これまで説明してきたものは， 枕状あるいは層状の産状をとっているものであるが， 柱状の節理の発達しているものは， これらとは違った岩質のもののようである。 このような産状をしめすものは， 新冠川の中流域で， １カ所しかしられていない。
１本１本の柱状体は， やや放射状に拡っており， また， その断口は楕円状でしかも王ねぎ状の模様をしめしている。 暗赤褐色を呈する， ち密塊状の硬質な岩質で， 小さな杏仁がわずかにみとめられる。
これまで説明してきたものと， いちじるしく岩質の違うスピライトが， 新冠川沿岸の数カ所にみとめられる。 この岩石は， 第 22 - A 図のような， 輝緑凝灰岩の中の角礫や層状のブロックとして産することが多い。 しかし， 中には岩床状のものもみとめられる。 一般に， 灰色がかった緑色を呈する塊状の非顕晶質岩である。
この岩石を顕微鏡下で観察すると， つぎのとおりである。
まえにしめした第 22 - B 図で， ① の資料は上述のような岩質をしめすが， ② ではふつうの杏仁状構造をとるスピライトで， ひじように少量の同質輝石がみられるにすぎない。 また， 他の資料では， 全く斜長石がみとめられない。 そして， この岩石の内部あるいはまわりに， パンペリー石を伴った曹長石脈が発達している。 このような事実からみて， この岩石は， 正規型スピライトの交代作用の産物とみることができる。
これらの岩石は， まえに説明した正規型スピライト類にくらべて， 一般に， かなり粗粒であること， 緑色を呈すること， オフィティックあるいはサブオフィティック組織をしめすことなどから区別される。 一部のものでは枕状構造をとるものがみられるが， その大部分のものは層状で， 岩脈あるいは岩床迸入と考えられる。 岩体の厚さは 5～20 m ていどのものが多い。 白堊系の東側の日高西縁構造帯は， はとんどがこの種の岩石の複合迸入体から構成されているものと考えられる。 しかし， その詳細は明らかでない。 現在までの調査結果からみると， この図幅地域内では， この帯の中に凝灰質のものははとんどみとめられていない。 全般にきわめていちじるしい破砕をうけているために， その岩質を識別することが困難である。 さらに， 今後の詳細な調査が必要である。 この図幅地域の南東方の神威岳図幅地域内では， この帯にかなりの幅の輝緑凝灰岩が分布していることが報告されている。 このような事実から考えれば， この地域では， この帯の深部が断層で持ち上げられて， あらわれている可能性が大きい。 このような考え方を支持する事実として， この帯の幅が狭くなっている， シュタレルカシュペ沢から北部の部分では， わり合均質の輝緑岩が分布しているのにくらべて， シュンベツ川からペンケアブカサンベ川にかけての地域では， かなり不均質にいろいろの岩相が入り交っているようである。 さらに， この帯の幅がもっとも狭くなっている， 北部のサツナイ沢では， 典型的なこのタイプの輝緑岩体が， 西側の白堊系の上に 30 度ていどの低角度をもつ断層で， のし上っているのが観察される。 この帯の東側も断層であることから考えれば， まわりの地層と全く岩質が違うこの岩帯が， 後の衝上運動のさいに， その迸入面を境いに突出するようにして持ち上げられたとみることができる。
この輝緑岩は， 岩質の上から， 細粒相と中粒相にわけることができる。 この両者の関係は， まだ明らかでない。 細粒相の一部には， 枕状構造をとるものがみとめられているていどである。
これらを顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
この岩石は， シュンベツ川上流から新冠川上流地域にかけての， 蛇紋岩体の近くのところに分布している。 ひじょうに細粒の緑色塊状岩で， 一見， 珪質の輝緑凝灰岩のようにみえる。 しかし， この岩体に発達している節理系の形能は， 明らかに輝緑凝灰岩のそれとは違っている。 この岩体のまわりは， いちじるしく破砕されており， 黄褐色の風化面をしめしている。 この岩石を顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
このような事実からみれば， この岩石は， 変輝緑岩というよりは， 角閃石化スピライトとよぶべきかもしれない。
この２つの岩石は， いままでは， はんれい角閃岩という名称で， 一括して取扱われてきている。 たしかに， シュンベツ川本流からその北部にかけての地域では， これら２つの岩体は， 相互に漸移するような関係をしめしている。 しかし， 1) 南部のコイボクシビチャリ川地域では， この両者はセプタによって境いされている ; 2) ペッピリガイ沢附近では， セプタはみられないが， 剪断帯で境いされている ; 3) これら２つの岩体の角閃岩は， それぞれの構造がいちじるしく違う [ 以下の [注] 参照 ] ; などの諸点からみると， ２つの岩体に分けて取扱うべきであると考えられる。
この岩石は， まえに説明した緑色片岩の東側に， これと平行して帯状に分布している。 南部地域では， 幅 500 m 内外であるが， 北部で 1000 m 以上にも達し， 隣接する幌尻岳図幅地域内にかけて， さらにその幅を増大している。
この岩石は， 濃緑色を呈し， 片状構造の発達のいちじるしい角閃片岩様の岩質のものである。 この岩帯は， さらに， 岩質および構造のそれぞれ違う３つの岩相部にわけることができる。 これらの各岩相は， 相互にほぼ平行な帯状配置をしめしており， 剪断帯によって， それぞれ区別されている。
もっとも西側に分布しているのは， いちじるしい微褶曲構造をしめし， しかも， 片理にそって緑れん石が縞状に発達している岩相である。 ペッピリガイ沢から北部の地域では， 50～100 m ほどの幅で分布しているのがみられるが， 南部地域では明らかでない。
片理の発達がいちじるしく， 角閃石の平行配列による線構造は， ゆるい N おとしを， また， 褶曲軸は， かなり変化するが， 一般に， E - W の方向性をしめしている。
まえにのべたような， いちじるしい微褶曲構造と 緑れん石の濃集縞によって特ちょうづけられている岩相の東側には， 剪断帯をはさんで， この角閃岩体の主体となる岩相部が発達している。 この岩相部は， 一般に， 西側が 50°～70°E の傾斜をとる片理が発達しているのに対し， 東側では， 20°～30°E と傾斜がゆるやかになり， それとともに， 優白質のプチグマティック脈の発達がめだっている。 角閃石の平行配列による線構造は， 西端部では S 落しであり， 中央部では N - S 方向で水平であり， 東端附近では N 落しである。 ともに， ひじょうにゆるい傾斜しをしめしている。 この片状角閃岩の， 大半をしめている， プチグマティック脈の発達している岩相を顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
まえにのべたプチグマティック脈の発達している岩質のものから連続していて， その西側には， プチグマティック脈のみとめられない岩相が， 50～100 m の幅で発達している。
したがって， この岩相は， 西側のまえにのべた緑れん石縞の発達している岩相に， よくにた性質をしめすようである。
このような事実は， 片状角閃岩にプチグマティック脈をもたらした運動と， この岩帯の西側に， 石英が濃集して緑れん石が形成された作用とが， きわめて密接な関係をもっていたことをしめすものと考えられる。
ソーシュル石はんれい岩は， 変成帯の西翼に帯状に分布しているものと， 変成帯の西側の地域にみられる蛇紋岩迸入帯の中に， 小さなレンズ状岩体をつくって分布しているものの２つに区別される。 これらは， 産状や岩質に， かなりの違いがみとめられるが， ともに， ソーシュル石化した斜長石をもっていることで特ちょうづけられる。
変成帯に分布しているものは， すでに説明したように， 緑色角閃石片状角閃岩帯と褐色角閃石角閃岩帯の間に位置している。 南部では幅 1 km ていどであるが， 北部では 2 km に増大している。
この岩石は， 典型的なソーシュル石はんれい岩相と， それを置き換えて発達している。 葉理構造をしめす交代岩相， および角閃岩相とからなりたっている。
典型的なソーシュル石はんれい岩相は， この岩帯中の数カ所でみることができる。 ペッピリガイ沢では， はんれい岩構造をまだ残している塊状岩の中に不規則に角閃石が形成されていて， 眼球状構造をしめしている。 さらに， この南部のシカシナイ山麓こは， ソーシュル石化している斜長石をふくむかんらん石はんれい岩の転石が 多量にみとめられる。 ソーシュル石はんれい岩についてのこれまでの知識から推察すれば， このかんらん岩も原岩の一つであったと考えられるが， この図幅地域では， その関係は明らかでない。
眼球状の構造をしめす塊状部を顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
かんらん石はんれい岩相を顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
これまでのべてきた岩相は， かなり原岩のはんれい岩構造を残している塊状岩であるのに対して， 交代岩相では， いちじるしく薬理構造が発達している。 この地域のソーシュル石はんれい岩体の主要部分をしめているのは， むしろ， この交代相であるようである。 一般に， 優白岩の粗粒な岩相をしめし， 角閃石の大型結晶が多数みとめられる。
ソーシュル石はんれい岩帯中には， 層状やレンズ状などのいろいろの産状をしめして角閃岩相が発達している。 この角閃岩は， 明らかに， 典型的なソーシュル石はんれい岩から変成したものである。 岩質の点では， この角閃岩相と， まえに説明した片状角閃岩とは， それほど大きな違いはないようである。 しかし， 片状角閃岩に特ちょう的に発達しているプチグマティック脈は， この岩相にほとんどみとめられない。 さらに， この岩相の方が， いくぶん粗粒であり， また， わずかではあるが， 片状構造が弱いようにみうけられる。 しかし， とくにシュンベツ川本流流域では， 片状角閃岩とソーシュル石はんれい岩との境界が明らかでない。 それは， この附近にひろく発達している交代相が， 片状角閃岩とこの角閃岩相を， ともに， いちじるしく交代してきているためと考えられる。 そのために， 交代相の中に残存している角閃岩が， どちらのタイプのものか区別できないようになっているのであろう。 顕微鏡下の観察では， 片状角閃岩が， 角閃石のネマトブラスティック組織で特ちょうづけられるのに対して， この角閃岩相は， 一般に， グラノブラスティック組織をしめしている。 また， 角閃石の性質も， いくぶん違うようである。 そして， さらに， 斜長石の量もかなり多いようにみられる。
これまでのべてきたことから考えると， 緑色角閃石片状角閃岩は， ソーシュル石はんれい岩の角閃岩代作用の産物ではなくて， もともと別個の岩体をつくっていたものと推定される。 しかし， まだ未解決の問題が多くのこされており， 今後の精査がのぞまれる。
蛇紋岩迸入帯に観察されるソーシュル石はんれい岩は， 蛇紋岩にとり囲まれて， ブロック状の産状をしめしている。
図幅地域の北東端地域に， NNW - SSE の方向性をとって帯状に分布している。 西側のソーシュル石はんれい岩とは， 片麻岩質のセプタをはさんで境いされている。 この岩帯は， 南部地域では 500 m 以上の幅をもっているが， 北部の幌尻岳図幅地域との境界部附近では， レンズ状の小岩体にわかれてゆく傾向がみとめられる。
優黒色を呈しており， N - S・50～60°E の走向・傾斜をしめしている片理がいちじるしく発達している。 局所的には， 優白質の縞が発達して片麻岩様の岩相をしめす部分がみとめられる。 また， 西側のセプタに接する附近では， 不規則に褶曲構造が発達している。 また， 部分的に， 石灰質珪酸塩鉱物のプール状の集合体がみとめられる。
この岩石を顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
なお， 神居古潭構造帯の蛇紋岩迸入帯のあちらこちらに， 緑色角閃石と斜長石がグラノブラスティックに組合っている角閃岩の転石がみとめられる。 まえに， ちょっとふれた， らんせん石を生じている近くに発達しているのも， 同質の角閃岩とみられるが， ここでは， 多量の石英が他鉱物を置換して発達している。
この図幅地域内には， いたるところに超塩基性岩類が分布している。 この迸入の形態をみると， ほとんどの場合， まわりの地層に対して低角度で迸入している。 したがって， 低角度の逆断層にそって迸入活動が行なわれたものと考えられる。 この岩類は， かんらん岩と蛇紋岩の２つに分類される。
この岩石は， 変成帯の緑色角閃石片状角閃岩と東側のセプタとの間に分布している。 この地域では， コイボクシビチャリ川流域でみられるだけである。 小規模なレンズ状の岩体をつくっており， 風化面が黄褐色を呈することから， 遠方からでもすぐ判別することができる。 新鮮な面では暗緑色を呈し， 塊状緻密な岩質で， 規則正しい節理系が発達している。
この岩石を顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
蛇紋岩は， いろいろの規模の迸入体をつくって， 多数みられる。 神居古潭帯側では２帯みとめられる。 いずれもほぼ NNW - SSE の方向性をとり， 変成帯の分布方向にほぼ平行に配列している。 この場合， ２つの蛇紋岩迸入帯にはさまれた地域に分布している地層は， ひじように緩い褶曲構造をしめしている。 一方， 日高帯側では， シュンベツ川本流から南側の地域では， 日高前縁構造帯の東翼にそって迸入している [ 以下の [注] 参照 ] 。 しかし， ペンケアブカサンベ川からパンベツ川流域にかけてのイドンナップ層の盆状構造部では， 盆状構造に平行に多くの迸入岩体がみとめられる。 また， シュンベツ川本流部から北の地域では， ２つの迸入帯にわかれており， これらは隣接する幌尻岳図幅地域内にまでものびている。
この地域の蛇紋岩体は， 全般に剪断運動の影響をうけている。 そのために片状化がいちじるしく， 油脂状光沢をしめす葉片状蛇紋岩にかわっているものが多い。
この地域に発達している脈岩類には， つぎのようなものがある。
これらの脈岩類は， イドンナップ層あるいは岩清水層を貫ぬいているが， 白堊系の分布地域にはみとめられない。
この岩石は， ふつうは， 2～4 m ていどの厚さのものであるが， 時には 10 m 以上にも達するものがある。 一般に， 岩床状迸入岩体をつくっているが， 岩脈状のものもみられる。 輝緑凝灰岩やスピライト質岩類を貫ぬき， 蛇紋岩にとりこまれている。 おそらくは， 蛇紋岩の迸入時期よりは早期ではあるが， この地域の造構運動のかなり後期の迸入岩とみられる [ 以下の [注] 参照 ] 。 優黒質のひじょうに粗粒な塊状岩である。
この岩石を顕微鏡下で観察すれば， つぎのとおりである。
このような事実は， この岩石が， かんらん石輝緑岩様の岩石であったことをしめしている。
この岩石は， 図幅地域の南西部の岩清水附近の蛇紋岩迸入帯に多くみられるほか， 北東部地域でも蛇紋岩にともなわれてわずかにみとめられる。 一般に， 幅 5 m 前後の岩脈で貫入しているものが多い。 しかし， 中には 50 m ていどの岩体もみとめられる。 優白質の塊状岩であるが， 蛇紋岩の中に貫入しているものは， 全般にいちじるしく蛇紋石化されている。
この図幅地域内で， トロニエム岩が貫入しているのは神居古潭帯側である。 この岩石は， ひじょうに不規則な迸入形態をしめしており， まわりの岩石に， 小範囲ではあるが熱変成をあたえている。 また， 蛇紋岩ブロックをとりこんでおり， 明らかに蛇紋岩迸入後の迸入岩である。
この岩石を顕微鏡下でみれば， つぎのとおりである。
第四系は， 各河川にそって発達している洪積期に属する段丘堆積物と氷河期堆積物がある。
この地域を流れている大きな河川の沿岸地域は， 河段丘が分布している。 とくに， 白堊系の分布している地域に， その発達がいちじるしい。 これらは， 河床面からの比高によって， つぎの２つにわけられる。
第２河段丘堆積物は， 現河床より約 20～60 m の高さで発達しており， 最も広く分布している。 基底部には， 多量の大礫をふくむ礫層が卓越しており， その上部にむかつて， 拳大の礫からできている礫層， 砂層および粘土層が発達している。
現河床面から約 120～180 m ていどの高さの平坦面をつくって発達している。 一般に， 拳大の礫をふくむ礫層， 砂層， および粘土層から構成されている。
図幅地域の北東隅のナメワッカ岳の北側には， 圏谷が発達しており， 圏谷底の末端部には氷堆積がみられる。 この圏谷の形成時期は， トッタベツ氷期に対比されるものと考えられる 6) 。
なお， この図幅地域には， 地質図に記してないが， 第２河段丘をおおって， 総計約 4 m ていどの厚さをもつ火山灰層が広く分布している。 この火山灰層は， おおまかに， ３層にわけることができる。 このうち， 最上部のものは， 腐蝕土の下位に発達しており， 灰白色を呈する。 中位のものは， やや粗粒のもので， 黄褐色を呈している。 最下位のものは， 崖錐堆積層の中に介在しており， 二次堆積によるものと考えられる層理が発達している。 黄褐色を呈しているが， この中には， 灰白色のものが層状に介在している。 これらは， いままでの知識によれば， 樽前山統火山噴出物とみられる 12) 。
この図幅地域には， これまでのべてきたように， ジュラ紀あるいはトリアス紀から新第三紀にいたる堆積岩類が発達している。 また， いろいろの時期の火成岩類の活動， および変成岩類の形成がおこなわれている。 とくに， これらの岩石類がけんちょな帯状配列をしめしていることは， ひじょうに特ちょうのある事実として注目されなければならない。 これらについて， 各構造単位にわけて説明を加える。
この構造帯は， すでにのべたように， 日高地向斜堆積物の上部層である岩清水層， すなわち， 厚い輝緑凝灰岩層の発達している地帯である。 このような堆積物は， 明らかにスピライト質岩類のはげしい火山活動の産物と考えられる。 これらの噴出の中心帯が， どこに， どのような配列をしているかということは， まだ明らかにされていない。 多くの噴出帯が雁行状の配列をしているらしいということは， 充分に推察することができる。 したがって， この図幅地域もふくめて， 神居古潭帯の第１の特ちょうは， もっとも初生的な構造として， スピライト質岩類が， 雁行状に配列していたということで， 表現されるようである。 第２の特ちょうは， 蛇紋岩の迸入形態から読みとれるように， NNW - SSE の方向性をとる剪断帯の発達していることである。 剪断帯としてもっともけんちょなものは， 新冠川中流地域に分布しているイドンナップ層の下盤側に発達しているものである。 この剪断帯は， まえにもふれたが， 幅約 30 m 内外のミロナイト帯をともなっているものである。 そして， 西側に彎曲した形をしめしており， その傾斜は 30°E 内外のひじょうに緩いもので， 一つの衝上断層とみることができる。 この西側には， ２本の蛇紋岩迸入帯が雁行状に発達している。 この場合も， 蛇紋岩の迸入境界面は， ひじように緩い東傾斜をしめしている。 しかも， うえにのべたイドンナップ層の下盤側にみられたと同じように， 下盤側に， ミロナイト様の破砕岩あるいは準片岩が形成されている。 第３の特ちょうは， これらの各剪断帯にはさまれている地域が， いちじるしい褶曲構造をしめしていることである。 この褶曲軸には， N - S 性と E - W 性のものがみとめられるが， まだ， この褶曲構造の要素は充分に解明されていない。 しかしながら， ２ [ 番目 ] と３ [ 番目 ] の特ちょうからみると， この地域の蛇紋岩の迸入は， 褶曲運動の末期と推定される。
この構造帯は， 従来， 単純に日高帯の輝緑凝灰岩帯として取り扱われてきたが， この図幅地域においては， 輝緑岩の複合迸入帯としてみることができる。 また， この構造帯の西側に接して， 白堊系が分布しており， しかも， 下部エゾ層群がこの位置に断続的ではあるが分布しているということは， 注目に値する事実であろう。 この西縁構造帯は， 全体にいちじるしく破砕されており， しかも白堊系の上に低角度の衝上断層でのし上っている。 この事実と， 南東に位置する神威岳図幅地域におけるこの構造帯に 凝灰質の岩石が発達していることと考え合せることは， つぎにのべるような興味ある問題を提起するようである。 すなわち， この構造帯の断層運動による上昇量の差によって， ある地域では下部相（輝緑岩相）があらわれ， また， ある地域では上部相（火山岩相凝灰岩相）が残されている という考え方ができるのではないか， ということである。
この褶曲帯は， 西縁帯と中軸変成岩の間に発達している。 この図幅地域では， イドンナップ層の主要な分布地域に相当している。 神居古潭帯側に比較して， より傾立した複雑な褶曲帯を形成している。 図幅地域の南部と北部とでは， ペンケアブカサンベ川の上流を横切る N 60°E の方向性をもつ断層を境にして， その構造に違いがみられる。 南部地域の構造は， 大きくみると， 南東側に口を開いたベイズン状構造とみることができる。 また， この地域に迸入している蛇紋岩も， このような構造に支配された形態をしめしている。 一方， 北部地域では， ほぼ NNW - SSE の走向をしめしてはいるが， きわめていちじるしい褶曲構造を形成しているものとみられ， その構造解析はきわめて困難である。 しかし， まえにのべたように， 大きくみると， イドンナップ岳を中心とする傾立背斜状構造が推定され， その両側の地域は， おそらくは， 向斜構造をつくっているものと考えられる。 蛇紋岩体は， このような構造の境界にできた剪断帯にそって迸入したものとみることができる。 また， 新第三系の分布地域が， 基盤の向斜構造をとる地域と一致していることも興味あることであろう。 この褶曲滞と変成帯とは， 衝上断層で接しているが， 北東部側では， 明らかに両者の構造は斜交している。
この図幅地域に分布している変成帯にみられる諸岩石は， すでにのべたように， ほとんどが塩基性火成岩類である。 これらは， きわめてけんちょな帯状配列をとっている。 このうち， 緑色角閃石片状角閃岩には， いちじるしい微褶曲構造が発達しており， その褶曲軸は N - S でほとんどが水平に近い。 その他の岩石には， このような褶曲構造は発達していない。
この地域の白堊系については， すでに， 小山内煕・松下勝秀によって報告されている 17), 18), 22) 。 白堊系の構造は， 大きくみると， 大きな向斜構造をとっているものとみられる。 しかし， すでにのべたように東西両翼でいくぶん違った非対称の形態をしめしている。 これを， さらに詳しく観察するならば， そこには， きわめて複雑な褶曲構造をみることができる。 地質図でみられる構造は， ほとんどが N - S 性の方向性をもつ褶曲軸が主要なものであるが， この細部においては， 数多くの E - W 性の方向性をもつ微褶曲構造が発達している。 このような現象は， 基盤層の構造にもみとめられる。 しかし， 白堊系の構造は， 基盤構造とはかなりの違いがあるように考えられる。 このような構造の差異は， ただ白堊系を上部構造としてみるだけではなくて， 白堊系の堆積以前， 少なくとも中部エゾ層群の堆積以前に， 何らかの褶曲運動があったことを意味しているものであろう。
北海道本島の中心部を南北に通る脊梁山脈を中心に， 基盤を構成しているものとみられる古期岩類が帯状に分布している。 この地帯は， 北海道中軸帯とよばれており， 日本におけるアルプス期の造山運動， 日高造山運動を中心として生成， 発展の過程をたどった地帯である。 この造構造運動は， ジュラ紀末からはじまり， 白堊紀全期にわたってさかんに活動し， おそらく白堊紀末には， 変成作用や火成作用はほとんど終り， その後， 新第三紀にかけて， いちじるしい隆起運動がおこなわれたと考えられている。
イドンナップ図幅地域内の地史も， ほぼまえにのべたような歴史過程をへて確立されたものとみることができる。 この地域の地史を， 造構史的に， 大よそ， つぎのように分類して説明を加える。
地向斜期とみられるイドンナップ層および岩清水層で代表される， 膨大な堆積岩類が発達している。 イドンナップ層の厚さは， この地域では約 3,000 m + と推定されるが， さらにその下位に膨大な厚さの堆積岩類が横たわっていると考えられるので， 総体の層厚は相当の厚さに達するものと推定される。 スピライト質岩類の活動は， したがって， 地向斜堆積の後期に行なわれたとみることができる。 おそらく， その初期には， 神居古潭構造帯の地域で広範囲にわたる， 雁行状の裂か噴出が行なわれ， わずかにおくれて， 日高西縁構造帯にそって火成活動が行なわれたものと考えられる。 また， はっきりした証拠はないが， 中軸変成帯地域においても， この時期には同じ岩系の岩石類が活動したのではないか， との疑いがもたれる。 このような火成活動を契機として， もっとも特殊な条件をそなえていた地帯が， その後の造山運動の中心帯になったものであろう。
造山期には， 日高変成帯を中心として， いろいろの変成作用および火成活動がおこなわれた。 この時期の運動は， 中軸変成帯と， その西側の地域とでは， いちじるしくその趣きを異にしている。 この地域の中軸変成帯は， 分布が狭く， しかも塩基性火成岩類がその大部分をしめしているので， 片麻岩類やミグマタイト類との関係は明らかでない。 このような意味で， この地域においては 中軸変成帯を中心にした火成活動や変成作用についてのべるのは適当でない。 しかし， これまで行なわれたほかの地域の研究結果からみれば， 褐色角閃石角閃岩がもっとも初期の迸入岩（輝緑岩）で， 片麻岩類の形成とほぼ同時期に角閃岩化されたものとみられる。 緑色角閃石片状角閃岩およびソーシュル石はんれい岩については， まだ未解決の問題が多く残されていて， 現段階では明確な位置づけは困難である。 従来までの解釈によれば， ソーシュル石はんれい岩は後期の迸入岩とみられている。 しかし， 緑色角閃石片状角閃岩には， 早期の輝緑岩源のものがあるのではないかと疑いがつよい。 緑色片岩は衝上運動に関係した変成作用の後期に形成されたものと考えられる。 また， この変成帯に迸入しているかんらん岩は， ソーシュル石はんれい岩の迸入よりもおくれた時期で， おそらく衝上運動に関係するものではないかと考えられる。
中軸変成帯の西側の地域， 日高前縁褶曲帯および神居古潭構造帯は， 蛇紋岩の活動によって特ちょうづけられている。 蛇紋岩体を中心としてみた火成活動の順序は， 大よそつぎのように考えられる。
|
↓
↓ ↓ | 粗粒輝緑岩 | |
| ソーシュル石はんれい岩 | ||
| 蛇紋岩 | ||
| 微閃緑岩 | ||
| トロニエム岩 |
このような火成活動の時代はこの地域では明らかでない。 しかし， 神居古潭構造帯の北部地域の調査資料によれば， 蛇紋岩が中部エゾ層群を貫ぬいており， あるいは函淵層をも貫ぬく可能性があると考えられている。 また， トロニエム岩の場合でも， 中部エゾ層群を貫ぬいていることが確められている。 また， 蛇紋岩が中部エゾ層群の背斜構造の翼部に迸入していることが明らかにされている 20) 。 このような事実から考えれば， 少なくとも， 蛇紋岩の迸入は， 中部エゾ層群を褶曲させた構造運動に関係しているとみることができる [ 以下の [注] 参照 ] 。 この図幅地域では， 白堊系の分布地域には蛇紋岩はみられないが， 基盤層の褶曲構造の翼部に迸入するというよく似た性質がみとめられる。 したがって， 蛇紋岩の迸入が， ほぼ同一の時期とみられるので， 基盤層の褶曲構造には， 中部エゾ層群を褶曲させた構造要素が それ以前のものに加算されてあらわれているとみなければならない。
現状においては， 変成帯内部の火成活動や変成作用と， そのまわりの地域のそれとの関係が明らかでない。 将来， 蛇紋岩とかんらん岩， また， 両地域の角閃岩やソーシュル石はんれい岩などの関係が明らかにされ， さらに， 徹底的な構造解析がおこなわれると， これらの問題は解明できるであろう。
したがって現段階では， 各種の変成作用や火成作用が行なわれた時期， つまり造山期は， 白堊紀の全期あるいは， 古第三紀にまでかかると推定するにとどめたい。
造山末期は， 火成作用や変成作用が終り， このような活動を行なった地域がいちじるしい上昇運動に転化し， そして， いろいろの規模の断層によって地質構造がこわされていく時期にあたる。
この地域では， はじめに N - S 性の一般構造に平行な剪断運動や断層運動が行なわれたとみられる。 このような運動は， おもに， 異種岩石の境界部で強調されている。 この場合， おそらく， それ以前にすでに形成されたとおもわれる剪断面にそって， 転移しているものがかなりあるものと考えられる。 これらの後に， N 60°E および N 60°W 方向の断層運動が行なわれている。 この断層は， 基盤岩を横断するところでは， 幅広い破砕帯をつくっているが， 白堊系を横切る位置では， 余り破砕帯をつくっていない。 そして， 一番最後に， E - W 系の方向性をとるブロック断層運動が活発に行なわれ， 各地層は， ずたずたに切り裂かれていっている。 一般的には， これらの各断層は， 中軸変成帯外の地域でとくにいちじるしいようである。 なお， これらの断層運動の時代は， 川端期以後と考えられる。
この図幅地域内には， みるべき鉱床は賦存していない。 それでもこの地域に賦存している鉱床としては， 中軸変成帯内の含銅硫化鉄鉱床， 蛇紋岩中のクロム鉄鉱床のほかに， イドンナップ層中の石灰石鉱床などがあげられる。 このほか， 神居古潭構造帯の蛇紋岩迸入帯の東側に， いちじるしい鉱化帯がみられる。 また， ペンケアブカサンベ川上流の日高西縁構造帯の輝緑岩中に， 含金石英脈や水銀鉱床が胚胎していることが伝えられているが， 今回の調査では確認できなかった。
この鉱床は， 図幅地域の東南端コイボクシベチャリ川中流で， 静内からシベチャリ川をさかのぼること約 50 km のところにある。 この鉱床は， かなり以前から知られていたものであるが， 地理的な悪条件のためにわずかに地表調査がおこなわれているにすぎない。 現在は， 本流および支流の河岸に露頭がみられるだけである。
鉱床は， 変成帯中のソーシュル石はんれい岩帯の中にある。 そこは， ソーシュル石はんれい岩帯と 緑色角閃石片状角閃岩帯との間に発達するセプタの約 300 m 東方にあたり， 鉱床の胚胎する母岩はソーシュル石はんれい岩中の角閃岩相である。
この鉱床は， 角閃岩の構造とほぼ整合的に胚胎しており， 約 1.5 km の間に， 露頭が点在するものである。 露頭ごとに， 鉱床が相当違っていて， 各露頭はそれぞれ別個の鉱体を形成しているもののようである。
最南端の露頭は， 幅約 5 cm 平均の細長いもので， 延長が約 25 m ていど確認される塊鉱鉱体である。 走向は角閃岩の片理と平行した N 20°W 方向であるが， 傾斜は 角閃岩のそれが 70°NE 平均であるのに対して 50°NE ぐらいの傾斜をしめしている。 鉱石鉱物は， 磁鉄鉱， 磁硫鉄鉱， 黄鉄鉱， および黄銅鉱で， 部分的に多量の黄銅鉱が濃集しているところがある。 母岩の変質は， それほどいちじるしいものではないが， 石英， 斜長石， 各種の角閃石， 透輝石， 緑れん石， 緑泥石などが不規則に組合わさって生成されている。 とくに， 石英はプール状あるいは脈状となって多量にみられる。
塊鉱鉱体の約 160 m ほど北方には， 本流を横断する露頭がみられる。 それは， 幅約 4 m の剪断帯の中に黄鉄鉱が鉱染したガリ鉱だけからなり， 塊鉱はみられない。 ビリ脈状に， 磁鉄鉱や黄銅鉱が形成されている場合がある。 ここでは， 石英と緑泥石が多い。
そこから約 500 m ほど北方の支流に， 幅約 30 cm ぐらいで， 12 m ほど延長が確認できる露頭がある。 それは， 大型の黄鉄鉱が鉱染したガリ鉱からなるもので， 少量の磁鉄鉱， 磁硫鉄鉱， 黄銅鉱がともなわれている。
以上の露頭のほか， 硫化鉄鉱が鉱染したところや， 磁鉄鉱だけが形成されたところなどがある。 これらの露頭相互の関係は， よくわかっていないので， この鉱物が全体としてどのような形態をとって胚胎しているものか不明である。 塊鉱は相当高品位のものであり， ガリ鉱も一応稼行可能な品位を保持している。 したがって， 今後規模の大きい鉱体が発見されれば開発も可能となるであろう。
ビウ岳の東方を， 北北西 - 南東方向に走る蛇紋岩体がある。 この岩体は， シュンベツ川から新冠川本流， さらに北上して， その支流モウレルカシェペ沢にぬけるものである。 シュンベツ川から新冠川本流にかけては， 幅数 100 m の小岩体の群集であるが， ビウ岳東方では， それらは一つになって幅はやや広くなり， 1 km を越えるようになる。 このように， 蛇紋岩体が大きくなると， クロム鉄鉱の転石が目立って多くなる。
この蛇紋岩体中で， 最もクロム鉄鉱の転石が多いのは， ビワ岳の東出尾根の北および南の地域である。 ことに南のアイマベツ沢の地域では， ほとんどの小沢にも， クロム鉄鉱の転石がみとめられ， 所によっては， 直径 50 cm から 1 m に達する大きな鉱塊が群集して沢の中にみられることがある。 鉱床の露頭も， 数カ所に発見されている。 しかし， 蛇紋岩体中には多くの剪断帯が発達し， 蛇紋岩は片状化と粘土化がいちじるしい。 したがって， クロム鉄鉱床も変位変形がいちじるしく， 初生形態をほとんど失ってレンズ状を呈して胚胎し， きわめて探査が困難である。
現在まで， 有望な鉱体が発見されていないが， 蛇紋岩体が小さいことから考えても， 大きな期待を持つことはできない。 なお， 参考までに， この地域で採取された流鉱の品位をしめせば， 次のように Cr2O3 は 50 % を越える高品位鉱である。
| Cr2O3 | Al2O3 | FeO | SiO2 | CaO | MgO |
| 51.27 | 15.60 | 12.01 | 0.60 | 0.96 | 15.77 |
| 分析者 : 北海道立地下資源調査所 技師 佐藤厳 | |||||
イドンナップ層の上部とみられる層準には， 多くのレンズ状石灰石鉱体が賦存している。 しかし， そのほとんどのものは， 幅 10 m 内外の小さな岩体で， そのもっとも大きいものでも 30 m の厚さの岩体にすぎない。 この図幅調査のときに， 新冠川本流で大規模の石灰石の岩体を発見したが， その大部分は幌尻岳図幅地域内にふくまれており， この地域ではその延長部とみられるその一部が露出しているだけである。 したがって， この図幅地域内の石灰石鉱床は， 採掘の対象となるものではない。
この図幅地域の基盤岩類の中には， 各所に鉱化帯が発達している。 このうち， とくにその発達がいちじるしいのは， 神居古潭構造帯の蛇紋岩体の東側に発達しているものである。 岩清水附近にみられるものは， 幅約 50～100 m ほどで， 延長約 1 km ていどである。 また北部のモクレルカシュペ沢の蛇紋岩体の東側にも， 同じ様な鉱化帯が幅約 100 m， 延長約 2,000 m ほどにわたって発達している。 この鉱化帯は， いちじるしく粘土化されており， その中に多量の黄鉄鉱が鉱染している。 一部には， 珪化帯が発達している。 そして， 部分的ではあるが， 黄鉄鉱の塊状鉱がみとめられる。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN (Scale 1 : 50,000)
(Kushiro-56)
By
Mamoru Suzuki,
Hiroshi Osanai,
Kohei Matsui and
Jun Watanabe
(Geological Survey of Hokkaido)
The sheet-map "Idonnappudake" covers the area on the western side of the Hidaka mountain range forming a quadrangle between longitude 142°30′ to 142°45′E and latitude 42°30′ to 42°40′N.
In this area included in the axial tectonic zone of Hokkaido, there are two prominant tectonic zones. The one is the Hidaka tectonic zone and the other the Kamuikotan. The former is moreover divided into three tectonic units, namely from west to east the Hidaka western tectonic zone, the Hidaka front folded zone and the Hidaka axial metamorphic zone. Between the Kamuikotan and the Hidaka tectonic zones, Cretaceous series are situated in a narrow belt. Each of these units respectivly presents conspicuous parallel zonal arrangement.
The sedimentary rocks of the area are made up of Pre-Cretaceous, Cretaceous, Neogene Tertiary and Quaternary deposits.
The Pre-Cretaceous series is divided into two formations, which are constructed of the Idonnappu formation in the lower part and of the Iwashimizu formation in the upper. The former may presumably be correlated to the upper formation, the Shorokanbetsu, of the Kamui group, which hitherto has been called the upper Hidaka group and the latter to the lower member, the Ashibetsudake schalstein, of the Yamabe formation of the Sorachi group.
The Idonnappu formation is composed chiefly of radiolarian cherts, slates and sandstones, in addition to which there are small amounts of thin layers of schaltsteins and limestones. The Iwashimizu formation lies conformably on the Idonnappu. It consists of predominant volcanic breccias and tuffs, so-called schalstein, and small amounts of cherts, slates and sandstones. Besides, many pillow lavas exist among the beds of these formations. Owing to structural disturbances and deficiency of the key bed the details of the stratigraphic sequence and geologic structure of these formations are still not perfectly clear. Though fossils occur rarely in them, they seem to correspond from Triassic to Jurassic judging from previously published reports.
The Cretaceous series are divided into two groups, the lower and the middle Yezo. The Soshubetse formation is the only one of the lower Yezo group on the mapped area. It consists of black shales and grey or fine dark grey sandstones. In this area the Middle Yezo group is represeted by two formations of which the lower is called the Nukabiragawa formation and the upper the Niikappugawa. The former covers the preceding formations unconformably, and consists of sandstone containing small amounts of shales and white tuffs. Conglomerate is located in the lowest part of the formation. The Niikappugawa formation lies conformably on the Nukabiragawa. Shale is the chief constituent member in the formation, but more or less tuffaceous sandstones are intercalated.
The Neogene Tertiary of the area is constructed only of the Kashikoshioumanaizawa formation which lies unconformably on the Idonnappu formation. At the lowest part of this formation conglomerates lie and from the lower to the upper a large part of it consists of shale in which many calcareous nodules are contained. Thin beds of sandstones are intercalated.
Quaternary deposits of the area are beds of gravel and of sand which can be observed as terrace deposits along the river sides. Other morainic deposits are distributed on the north-east side of Namewakkadake.
The metamorphic rocks found in the area can be classified into two types. The one is exposed in the axial core of the Hidaka metamorphic zone, showing green schist and septa rock. The other is distributed in the western area of axial core ; it consists of hornfels, semi-schist and glaucophane-bearing rock.
Green schist forms the western belt of the axial core. The rock consists of granular quartz, plagioclase and actinolitic amphibole. It is a fine-grained mylonitic rock and remarkably schistose. The bounday between the western edge of the rock and the Idonnappu formation is bounded by a large scaled overthrust.
Septa rock is found in narrow bands, of about 10～20 m width, between basic intrusive bodies. It shows schistose hornfelsic, biotite gneissic or prophyroid-like facies.
Hornfels is found in a restricted part of the western out side along the axial core. It is low-grade metamorphic rock and retains original sand grains.
Semi-schist consists of black phyllite or green schistic rock. This rock is situated in shearing zones, especially in the eastern side of intrusive zones of serpentinites.
Glaucophane-bearing rock has been observed only in intrusive belts of serpentinites in the Kamuikotan zone up until the prsent. This rock is divided into siliceous facies, which the one seems to be of radiolarian chert origin, and the other has an assembage with garnet, calcite and granular quartz.
Igneous rocks in this mapped area are divided into two groups. The one forms the axial core of the Hidaka metamorphic zone and the other is found in the Kamuikotan tectonic, the Hidaka western folded and the Hidaka front tectonic zone. There are various kinds of igneous rocks.
It seems that spilitic rocks are effusives or intrusives of the latter stage of the Hidaka geosynclinal deposits. The rocks are characterized by the presence of albitic plagioclases which show generally bended behavior.
The rocks are distinguished as follows into various rock facies.
The normal type spilites are found in the Iwashimizu formation and the upper part of the Idonnappu formation. A large part of the spilites of this type are found in the form of pillow lavas, but more or less of lava beds.
The significant features of the rocks can be stated as follows ; 1) They have a tinge of dark reddish brown ; 2) They are generally an aphanitic rock containing many amygdules ; 3) They are composed of plagioclase (0.03～0.05 × 0.4～0.6 mm), pyroxene and chlorite. The pyroxenes are a titanifereous augite characterized by light violet color, but in general are few owing to having been replaced by ore minerals, haematite and ilmenite ; 4) They show generally hialo-ophitic texture, but a few textures different from the characteristic one of this type are recoginized. These are pilotaxitic, hialopilitic and sub-ophitic.
The fine and medium grained diabases are found almost entirely in the Hidaka western tetonic zone, with a few in the Idonnappu formation. They seem to form intrusive bodies at several places, but the details of their occurrences are not yet clear. The diabases of this type are fine to medium grained, and are characterized by deep green color, and by the presence of somewhat bended albitic plagioclase (0.05 × 0.5～0.9 mm). The rocks show ophitic or sub-ophitic texture.
The meta-diabase is found in the Idonnappu formation. It is presumably an intrusive rock, but its character is not clear. It is substantially altered by the occurrence of various micro-crystals of needle-like actinolite and other minerals.
The other igneous rocks of the Kamuikotan tectonic zone and the Hidaka western folded zone consits of coarse diabases, saussurite gabbro, serpentinite, microdiorite and trondhjemite.
The coarse disbases are found in sheet or dyke form. The rocks consist of very coarse-grained plagioclase and monoclinic pyroxene, which show ophitic texture. The olivin diabase of which the olivine is altered by chlorite or bowlingite, is known in the other hand specimens.
The saussurite gabbro is a little different from that of the Hidaka metamorphic zone. This rock is only found in serpentinite intrusive zones and in general it seems to be an older intrusive one than the serpentinite but the detail of its occurrence is not clear. The rock is made up of large crystals of saussuritized plagioclase, monoclinic pyroxene and actinolitic hornblende, and furthermore these minerals are substantialy altered by prehnite, chlorite and others.
The serpentinites are the most important igneous rock in the area excepting the axial metamorphic zone. This sort of rock forms various large and small rock bodies that intrude into sheared zones. The serpentinites in this area show largely foliated habit as the result of late shearing movements of the Hidaka orogenesis. In the serpentinite found in the northern part of the Kamuikotan tectonic zone there are chromite ore deposits.
Many small bodies of microdiorite and trondhjemite are found as cross-cut dykes through the serpentinites or slates.
There are various basic igneous rocks in the axial core of the Hidaka metamorphic zone. All the rocks show schistic or foliated habit and mutually parallel arrangement. From west to east they are divided into three rock facies, namely they are green hornblende schistose amphibolite, saussurite gabbro and brown hornblende amphibolite. Between each of these rocks there are boundary sheared zone or septa.
The green hornblende schistose amphibolite is a dark greenish remarkable schistose. In general aspect it is characterized by developement of ptigmatic veins of quartz-plagioclase. It consists of deep green hornblende, plagioclase (An = 25～38 %), and a little quartz while the other constituents comprise of epidote, sphene and ilmenite. Hornblende is the most prominant mineral occupying 60 ～ 80 % by volume ; it shows nematoblastic assemblage.
The saussurite gabbro is characteized by the presence of saussuritized plagioclases tinged with pale violet to the naked eye. As the rock has been subjected to metamorphism a large part of the rock body is intensely amphibolitized. This amphibolitized facies retains character like to the above mentioned schistose amphibolite. But the massive part which has remained free from amphibolitization shows clear gabbroic texture. Many idiomorphic plagioclases are found in this part ; besides, granular monoclinic pyroxenes showing irregular form as relic mineral have remained in large uralitic hornblendes.
The brown hornblende amphibolite is assumed to the earliest intrusion of diabases of the metamorphic zone. The rock shows clear granoblastic texture consisting of brown hornblende, plagioclase (An = 22～35 %) and a little biotite or quartz.
昭和 36 年 3 月 25 日 印刷 昭和 36 年 3 月 31 日 発行 著作権所有 北海道開発庁