地域地質研究報告
５万分の１図幅
釧路（2） 第 64 号
北海道大学 理学部 松井
愈
[
地質調査所 地質部
]
佐藤博之
札幌 西高等学校 小坂利幸
北海道大学 理学部 宮坂省吾
札幌 月寒小学校 笹島征士郎
北海道教育大学 岩見沢分校 秋葉力
標茶町 萩野小学校 右谷征靖
北海道教育大学 札幌分校 春日井昭
昭和 49 年
地質調査所
目次 I. 地形および交通 I.1 地形一般 I.2 山地および丘陵地域 I.3 段丘面・扇状地面群 I.3.1 南部日高山脈東麓に発達する古期扇状地群 [ I.3.1.1 ] 光地園面 [ I.3.1.2 ] 幕別扇状地面 [ I.3.1.3 ] 上更別面 I.3.2 歴舟川・豊似川・野塚川流域に発達する扇状地および段丘群 [ I.3.2.1 ] 朝日面 [ I.3.2.2 ] 拓北面 [ I.3.2.3 ] 忠類面 [ I.3.2.4 ] 尾田面 [ I.3.2.5 ] 石坂面 [ I.3.2.6 ] 大樹面 [ I.3.2.7 ] 後大樹面 I.3.3 南十勝太平洋岸に発達する段丘群 [ I.3.3.1 ] 晩成Ⅰ面 [ I.3.3.2 ] 晩成Ⅱ面 [ I.3.3.3 ] 晩成Ⅲ面 [ I.3.3.4 ] 相保島面 [ I.3.3.5 ] ホロカヤントウ面 I.3.4 古砂丘地形 I.3.5 沖積面 I.4 交通 II. 地質 II.1 地質概説 II.2 日高累層群 II.3 火成岩および変成岩 II.3.1 閃緑岩 II.3.2 ホルンフェルス II.4 新第三系 II.4.1 大樹層群 [ II.4.1.1 ] 尾田村層 [ II.4.1.2 ] 豊似川層 [ II.4.1.3 ] 大樹層 [ II.4.1.4 ] 地質時代 [ II.4.1.5 ] 豊似川層の礫岩の意義 II.5 南部十勝地域の地形面区分の鍵層としての降下軽石堆積物および古土壌など II.5.1 降下軽石堆積物 II.5.2 その他の鍵層 II.6 南部日高山脈東麓に発達する古期扇状地礫層 II.6.1 光地園礫層 II.6.2 幕別扇状地礫層 II.7 歴舟川・豊似川・野塚川などの流域に発達する段丘・扇状地堆積物 II.7.1 朝日面堆積物 II.7.2 拓北面堆積物 II.7.3 忠類礫層 II.7.4 尾田面堆積物 II.7.5 石坂面堆積物 II.7.6 大樹面堆積物 II.7.7 後大樹面堆積物 II.8 ビラオトリ層 II.8.1 楽古川沿いに分布するビラオトリ層 II.8.2 南十勝海岸に分布する海成砂礫層 II.8.3 ビラオトリ層とホロカヤントウ層との対比 II.9 南十勝 太平洋岸に発達する洪積世堆積物 II.9.1 晩成Ⅰ砂層 II.9.2 晩成Ⅱ砂礫層 II.10 化石周氷河現象 II.10.1 石坂切り通しのインボルーション II.10.2 Spfa-1 の埋積古砂丘 II.10.3 化石周氷河現象からみた南十勝の寒冷期 II.11 地質構造および第四紀における構造運動 II.11.1 広尾断層 II.11.2 褶曲系 II.11.3 前期洪積世における十勝盆地の誕生と日高山脈南部の上昇 [ II.11.3.1 ] 洪積世堆積盆の形成 [ II.11.3.2 ] 光地園礫層の形成 [ II.11.3.3 ] 幕別扇状地および上更別面の形成 II.11.4 南十勝地域の十勝盆地からの離脱 [ II.11.4.1 ] 歴舟川の争奪と朝日・拓北面の形成 [ II.11.4.2 ] Würm 氷期の南十勝と日高山脈北部の上昇 文献 Abstract
地域地質研究報告
５万分の１図幅
（昭和 48 年稿）
釧路（2） 第 64 号
大樹図幅は， 北緯 42°20' から 42°30'， 東経 143°15' から 143°30' の範囲を占め， 南部 日高山脈の東麓の下階部と それに接する南十勝の海岸平野および 豊頃 丘陵の南端部をふくみ， 広尾町・大樹町にわけられている。
本図幅地域の調査は， 昭和 41 年度から 43 年度にかけて北海道開発庁からの委嘱によっておこなわれ， 昭和 47 年度に補足調査がおこなわれた。 この地域をふくむ十勝平野の全域の第四系を対象とする研究が， 筆者らを含む十勝団体研究会によって昭和 37 年以来続行されている。 本研究報告をまとめるに当って， 同研究会から多くの援助， 討論を戴いたほか， 未公表資料を数多く引用させて戴くことができた。 したがって， この報告は， 十勝団体研究会の南十勝地域の研究成果の一部をなすものである。 本図幅地域内の地質について明らかにするために， 必要と考えられる本図幅地域には分布しない地層・地形面についても記述をおこなった。 第四系については， 堆積区ごとに記述し， また地層と火山灰層を関連づけて記述するなどのため， 必ずしも時代順に記述できなかった部分があることをお断りしておく。
野外調査および説明書の記述にあたっては， 広尾層群・新第三系を， 松井・宮坂が担当した。 第四系および地形については， 本図幅地域を中心に， 広尾・忠類・湧洞沼など各隣接図幅地域の一部にわたる海岸地域を， 松井・佐藤・右谷が， 同じく， 上豊似・上札内図幅地域の一部を含む内陸地域を， 秋葉・小坂・笹島が， それぞれ主に担当し， 降下軽石層・ローム層の岩石学的検討を春日井が担当した。 これらの作業にもとづいて， 図幅および説明書のとりまとめは， 松井・佐藤・小坂がおこなった。
本図幅調査および説明書の作成に関連して， 広尾層群および同層群に関与する火成岩・変成岩については， 北海道大学の紺谷吉弘氏および在田一則氏に多くの教示と， 資料の提供とをいただいた。 また， 大江フサ・ 大谷哲・ 及川勝・ 覚知佐代子・ 故 川添煕・ 川名淳・ 勝井義雄・ 北川芳男・ 木村方一・ 小久保公司・ 小林保彦・ 今野京子・ 瀬川秀良・ 田中実・ 田沼穣・ 田中良明・ 野川潔・ 深谷哲也・ 藤田郁男・ 古川昭・ 松沢逸己・ 松井晋・ 山口昇一・ 矢野牧夫・ 横山達俊・ 横平弘の諸氏は， 数次にわたる十勝団体研究会による本地域の野外調査に参加し， 多くの教示を与えられた。
地質調査所 北海道支所の山口昇一技官は， 本図幅調査および説明書の作成について， 全面的な協力と援助を与えられた。 また大樹町の町長の野口武雄氏以下の町役場， および教育委員会からも野外調査に際して多大の援助を受けた。 ここに以上の方々および十勝団体研究会に対し， 深い謝意を表する。
この図幅地域は， 西部に 300～240 m， および 140～100 m の切峯面高度を示す丘陵地域， 中央部に広く発達し地域西端の 100 m から東にむかって高度を減ずる扇状地面群と， そのなかに点在する 100 m 前後の高さの島状丘陵， 扇状地面を直線的な段丘崖で切って西ないし西北西から東へ流下する 歴舟 川・ 紋別 川・ 豊似 川・ 野塚 川と， その両岸に狭い分布を示す河岸段丘および汜濫原からなる。 扇状地面群からなる広い海岸平野の東端は， 北東 - 南西に直線的に延びる海岸線によって断たれ， 20～10 m の海崖となっている。 海岸線は崖下に狭い磯がみられ． 各河川の河口付近では， 北方のものほどより顕著に砂洲を発達させ， 図幅地域北端のアイボシマ川から北では， その内側に湿地ないし沼を抱いている。 この地域および周辺の地形の概要を， 地形面区分図（第 1 図）， および地形面復元図（第 2 図）に示した。
地形面復元図から明瞭に読みとれるように， この図幅地域をふくむ日高山脈の東翼部の， この図幅地域の西端に高低２段の平坦面としてあらわされる丘陵地は， 西隣の上豊似図幅地域の南西端を通り， 北北西から南々東に通らなる日高山脈の山陵部から， 急激に低下する東斜面の末端部に当っている。 地形面復元図は， 日高山脈の山陵部が 1,000 m 前後の平坦面と， その上に突出する大小の山頂列とからなっており， この平坦面に連らなる東麓には， 1,000 m から 700 m 前後まで落ちこむ急斜面を経て， 400 m ないし 700 m の高度をもつ平坦部分が発達していることを示している （根本・佐々（1933）; 橋本（1953））。 この平坦部の巾は 6 km ていどで， 山陵の延長方向に平行して広がっている。 また， この平坦部に続く山麓の下部の丘陵は， この図幅地域の西縁部にその一部があらわれる 300～400 m， 240～300 m の平坦部， さらに一段下って 100～140 m の平坦部へと， それぞれ明瞭な急斜面を境として不連続的に低下する。 400 m 以下の各平坦面は， 必ずしも日高山脈の延長方向に平行する分布を示さず， 南から北にむかって巾を拡げ， 南北ないし南西 - 北東へと延長方向を変えることが， 同じく地形面復元図から読みとられる。 このような山地・丘陵地にみられる地形の特徴は， それぞれの地域を構成する地質のちがい， 風化に対する強度のちがう岩石と， それらを境する断層， さらには， 日高山脈の断続的上昇運動などを反映しており， この地域をふくむ日高山脈の地形発達史の解明は， 地質学・構造地質学との関連も含めて極めて興味深い課題となっている。
河川 : この図幅地域の北および北西に接する忠類・上札内図幅地域の南半部と北半部， すなわち上札内図幅地域の中央部西寄りの， 無願の坂 を通り東西に連らなる段丘崖を分水界とする南と北は， 北流して帯広付近で十勝川に合流する各河川の流域である十勝平野の南部と， 東流して直接 太平洋に注ぐ諸河川の流域を占める南十勝地域とに判然と分れている。
南十勝の各河川は， 日高山脈の山陵部では， 最大傾斜に従い南西から北東へと必従的流路をとり， 深い V 字谷を下刻して直線的に流れる。 山腹斜面は急峻 直線的で， その上部で凸・上昇斜面をなし， 「壮年期」の山容を呈している。 丘陵地域では， 各河川は東西方向に近い流路に転じ， やや広い数段の段丘面を発達させ， 河床および各段丘に， 花崗岩・ミグマタイト礫を特徴的に含む礫層を残しながら， さらに基盤を下刻して流れる。 なお， 北部の歴舟川およびその支流と， 南部の豊似川・野塚川などとはかなり異なった地形的特徴を示し， 後者が比高の小さい新しい一・二段の段丘と， 多量の礫とをのせる現河床を特徴とするのに対し， 歴舟川とその各支流では， 数多くの河岸段丘を発達させ各段丘の比高も大きく， 現河床には広く基盤を露わし， 現在も激しい乱流と側刻および下刻作用が続いている。
さらに， 歴舟川とその支流である中ノ川 [ = 歴舟中ノ川 ] ・ヌピナイ川 [ ← これらの支流はどちらも本図幅の西隣の上豊似図幅地域内にある ] の河川縦断面図には， 600 m・500 m・300 m・250 m・180 m などの高度に， いくつかの遷急点が認められ， その延長は下流部に発達する， 段丘面に対応する様子がうかがえるのに対して， 豊似川以南の各河川にはこのような遷急点は不明である（第 3 図）。
以上のような諸事実は， 各河川の形成・発達史の差異を示すとともに， 南部日高山脈の上昇 -- 浮きあがりの過程を反映しているものと考えられる。
南十勝地域には， 高度や面の特徴の異なる多くの平坦面 -- 新旧の扇状地および河岸段丘面 -- が発達しており， これらを形成する礫層， および平坦面を覆う降下軽石堆積物， ローム層， 古土壌などを鍵層にして地形両区分が可能である。 十勝団体研究会（1968， およびその未公表資料）によると， それらは高位のものから， 光地園 面・ 幕別 扇状地面・ 上更別 面・ 朝日 面・ 拓北 面・ 忠類 面・および 相保島 面・ 尾田 面・石坂面・大樹面とされている。
一方， [ 本図幅地域の北北東方の浦幌図幅地域内に位置する ] 十勝川の河口付近から， この図幅地域に至る太平洋岸には， 三段の海岸段丘面がほぼ海岸線に平行して， 6 km ほどの巾で美しい発達をみせている。 しかし， この図幅地域内では， 海岸段丘の連続は， 歴舟川その他の河川によって切られ， わずかに島状にとり残された丘陵地の前面に， 断片的にみられるに過ぎない。
これらの平坦両群の対比や新旧の判定， 有効な鍵層となる諸テフラ， および古土壌などについての検討については， 後に詳しく述べることにし， ここでは， 南十勝地域に発達する各地形面の特徴について概説したあと， 直接 この図幅地域に分布する扇状地面， 段丘面についてやや詳しく述べることにしたい。
| 十勝平野 | 南十勝 | 十勝海岸 | ||||
| 冲積段丘面 | 現氾濫原面 | 泥炭・湖沼堆積物 | ||||
| 冲積段丘面 | 大樹面 | ホロカヤントウ面 | ||||
|
（新期
扇状地群） | 上札内 Ⅱ | b 面 |
歴舟川
扇状地面 | 石坂面 | ||
| a 面 | 尾田面 | |||||
| 上札内 Ⅰ 面 | 忠類面 | 相保島面 | ||||
|
（古期
扇状地群） | 上更別 | Ⅲ 面 |
歴舟川
段丘面 | 拓北面 | 晩成 | Ⅲ 面 |
| Ⅱ 面 | 朝日面 | |||||
| Ⅰ 面 | 上更別面 | Ⅱ 面 | ||||
| 幕別扇状地面 | ||||||
| 光地園面 | Ⅰ 面 | |||||
南部日高山脈の東麓地域に発達する古期扇状地は， 高位より， 光地園面・幕別扇状地面・上更別面に区分される（図 4）。
本地域において， 堆積物をのせている最高位の地形面を光地園面と呼ぶ。 根本ら（1933）は， 紋別丘陵 [ 以下の [注] 参照 ] と呼び侵食面とみなしていた。
大樹町市街地の西方約 10 km の 元光地園 部落（上豊似図幅地域内）を中心に， 新第三紀層や日高累層群を基盤として， 標式的に発達する平坦面である。 この標式地では， 地形面は全体として東北方向に傾斜しており， その高度も最高 450 m 前後， 末端では 300 m 前後を示す。 面を刻むおもな谷は， 東北方向に流れ， 深い谷を形成しているが， 地表面は非常に平滑で， 小起伏ないし波状の凹凸などをほとんど示さない。 しかし， この面は必ずしも一連の傾斜をした単一の面ではなく， 少なくも 400 m 前後で上下にわかれる２段の平坦面を区別できそうである。
このほか， [ 本図幅の北西隣の ] 上札内図幅地域内の幸栄地区・能美内地区 [ これら２地区とも位置不明 ] の標高 300 m 以上の稜線上に分布する面， 上札内図幅地域の北西部に分布する 東戸蔦別 扇状地の扇頂部に当る平坦面， 元更別 地区に分布する標高 380 m から 300 m にいたる平坦面， さらに幕別扇状地の北縁にそって断続的に分布する面などが， いずれも光地園面に対比される。 大樹市街の北方の [ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内の ? ] 島状丘陵・モイワ山の山頂部を形成する， 高度 180 m および 140 m の面は， その位置および高度から， 上記の光地園面とは直接連続しないが， 同時代のもの， あるいはその削剥面と考えられる。
大樹町の北西 16 km の 無願の坂 （上札内図幅地域内）および更別村 元更別部落付近を扇頂として， 東北東にむかって広がる扇状地面を幕別扇状地面と呼ぶ。
この幕別扇状地面は， 扇頂付近では標高 300 m を示しているが， 扇端部の更別村 東 18 号線付近では， 180 m 前後にまで低下し， 前記の光地園面に較べて傾斜がやや急である。 地表面はかなり開析が進んでおり， 起伏の大きい波状地形を呈する。
根本ら（1933）は， この地形面を幕別開析扇状地と呼び， 歴舟川・札内川の合流扇状地が開析されたものとした。 橋本（1953）は， 美生 川流域の新美生の台地が， 北戸蔦 扇状地あるいは幕別扇状地群に対比されるとし， さらに御影図幅（橋本， 1954）で， 西美生・上渋山・中渋山の高台も新美生台地に連続するとして幕別扇状地に対比し， これらの面を幕別面， その堆積物を幕別層と呼んだ。 十勝団体研究会（1968a）は， 上記の標式地における扇状地に限って幕別扇状地面と呼んでいる。
標式地における幕別扇状地面は， 古い扇状地堆積物である光地園礫層の削剥部を， 札内川と当時は北流して十勝川に注いでいた歴舟川， およびその支流によって形成された扇状地面が， 扇状地形成後， 北部と南部を削り去られて， 中央部が残存したものと解される。
[ 本図幅の西隣の上豊似図幅地域内の ] 光地園付近のヌピナイ川沿い～ [ 本図幅の北西隣の上札内図幅地域内の ] 幸栄・能美内付近には， 光地園面より低いほぼ 320～360 m の高さをもつ， 断片的な平坦面が発達しており， 幕別扇状地面に対比される河岸段丘と考えられる。
[ 本図幅の北西隣の上札内図幅地域内の ] 幕別扇状地面の南側に接し， 無願の坂から東方に [ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内の ] 国鉄 上更別駅付近まで連らなる一段低い面を， 前者から区分して新たに上更別面と呼んでいる。
根本ら（1933）の中ノ川 扇状地， および今井（1964）の上帯広 扇状地の一部がこれに当る。 本面と幕別扇状地面との境には， 西端部の無願の坂付近で， 比高 15 m 前後の明瞭な段丘崖が見られるが， 東端に近づくほど比高は減じ不明瞭となる。 本地形面の東端部は， 上更別駅付近で下位の面によって， ほぼ南北方向に切られている。 地形面はゆるい波状地をなすが， 幕別扇状地面ほど開析されておらず， 面の傾斜も緩やかである．
歴舟川中流部の昭徳・能美内地区 [ 位置不明 ] にも， 幕別扇状地相当面より一段低い小規模な段丘面があり， 上更別面に対比される。 幕別扇状地面とこの地域の段丘面との関係と同様に， この段丘面も歴舟川の河谷を横断して上更別面に連なる。 地形面の特徴や後に述べる礫層の検討から， 上更別面は幕別扇状地面の侵蝕面であろうと考えられる。
上に述べたように， 光地園面・幕別扇状地面および上更別面はいずれも， 南十勝の歴舟川の中流右岸・中ノ川・ヌビナイ川下流地域から歴舟川の河谷を横切って， 十勝平野南部に連なり， 次第に高度を減じながら広く拡がる扇状地面である。 幕別扇状地面および上更別面は， 光地園面の広大な平坦面を原形とし， その扇頂に近い上流部では， 古い扇状地面を刻みこんで， 深い河谷をうがち２段の河岸段丘面を残しており， 中流部では河流の下刻および側刻によって， 規模のやや小さい幕別扇状地面， および上更別面を相次いで形成している。 したがって， 次に述べる朝日面以下の段丘面・扇状地面が， 南十勝地域の十勝平野南部からの分離後の， 南十勝地域独自の地形発達史を示しているのに対して， これらの地形面は， 南十勝の分離以前 -- 前期洪積世末から中期初頭にかけて -- の「古」十勝平野の地史と， その南を限る日高山脈の上昇運動を反映しており， 古期扇状地群として一括してとらえることができる。
歴舟川流域には河岸段丘の発達が著しく， [ 本図幅の北西隣の上札内図幅地域の ] 尾田 から大樹市街付近でこれらの段丘面は， 高位の面から朝日面・拓北面・忠類面・尾田面・石坂面・大樹面に区分される。 この地域では， 河岸段丘が北岸に非対称的に広く発達し， 自ら構成した扇状地の傾斜や， この地域全体の最大傾斜に従って， 歴舟川の流路が南方に移行した状況が認められる（第 5 図）。
[ 本図幅地域の北西・北隣の上札内・忠類図幅地域内で ] 上更別面を切って発達する段丘面で， 比高 20 m を越す北方に向って彎曲した段丘崖を発達させ， 忠類村の 日和 （標高 170 m） [ ← 上札内図幅地域内 ] ・朝日 [ ← 忠類図幅地域内 ] の部落をのせ， 西南西から東北東にむかう広く開いた皿状の谷で刻まれ， 大きな波状地形を呈している。 この面の上を流れる小河川は， 上流部を拓北面形成時の下刻によって断たれ， 無能力化したものと考えられる。 朝日面は， さらに 当縁 川流域にも連続し， 50～110 m に高度を減ずるが， このような面の分布は， 南十勝地域が十勝盆地から分離した朝日面形成時の歴舟川の流路が， 激しい下刻をおこなって現在の当縁川流域を流れていたことを推定させる。
[ 本図幅の北西隣の上札内図幅地域内で ] 歴舟川とポンヤオロマップ川合流点付近から， 忠類村 拓北・平和 [ 位置不明 ] 部落付近に最もよく発達し， 忠類駅付近まで連続する。
上流部は河岸段丘状を呈するが， [ 上札内図幅地域内の ] 尾田付近から下流部では， 南側を忠類面・尾田面に断たれながら， 最大巾 4 km に近い波状地形に富む扇状地状を呈している。
本面の下流への延長は， 朝日面と同様に当縁川流域にも追跡することができ， [ 忠類図幅地域内の ] 中当 付近では面の高度は 90 m から 60 m に低下し， 下位の忠類面との比高も漸減する。
この図幅地域内では， 大樹市街の西から石坂の近くまで， 丘陵地域の東縁に分布する 100～120 m の起伏に富む平坦面が， 拓北面に対比される。 下位の忠類面との比高は 10 m ていどであるが， 多くの小谷がこの面を刻んで忠類面に流れ出ており， この間に明瞭な段丘崖を示さない。 また， 豊似川中流（上豊似図幅地域内）にも， この段丘面の小規模な分布がみられる。
本面は， [ 上札内図幅地域内の ] 尾田部落の東方の 豊里 付近にはじまり， 大和 [ 位置不明 ] ・ 上当縁 [ ← 忠類図幅地域内 ] 地区を経て， 共栄 地区 [ ← 忠類図幅地域内 ] では二手に分かれ， 北東への延長は当縁川沿いに下流に連続的に分布し， 扇状地面としての特徴を示しつつ河口の当縁牧場 [ ← 本図幅地域の北東の海岸沿い ] の面に連続する。
南東への延長は， [ 忠類図幅地域内の ] モイワ山の北を巻いてメム川流域沿いに分布し， [ 本図幅地域内の ] 歴舟川の河口付近を経て， アイボシマ・当縁川の河口地域に広がり， [ 忠類図幅地域内の ] ホロカヤントウ沼・晩成付近に分布する相保島面 [ 以下の [注] 参照 ] に連らなる。
このような面の分布から， 忠類面形成の当初は， 歴舟川の河道は当縁川およびメム川流域に流入していたものと推定され， 歴舟川の河道は忠類面を形成しつつ南へ移動し， 上流部をカットされて 無能河川化した [ = 河川の争奪で奪取されて水量が減った ] 当縁川・メム川を残したことが読みとれる。 なおこの経過は後で触れるように， この面を構成している堆積物， およびその上をおおうテフラによって明らかに示されている。
歴舟川と平行する紋別川・豊似川・野塚川の下流部においても， 忠類面に対比される扇状地面が， その後の下方・側方への削剥， 砂礫層の堆積によって形成された新しい地形面でおきかえられながらも， 島状丘陵をとりまいて， あるいはこれらの平坦面にとりまかれた孤立した高まりとして分布している。 忠類面は， 後にふれる古砂丘による特徴的な波状地形を除けば， 朝日面・拓北面に較べて著しく平坦であり， 面形成後の侵蝕は軽微である。 この面の上を走る等高線は， ほぼ南北ないし北北西～南南東の方向に平行して走っており， 地形の最大傾斜は西 → 東を示す。 このように， 忠類面の最大傾斜が， 北東 - 南西方向の直線で示される現海岸線と明瞭に斜交する事実は注目される（第 7 図）。
尾田面は， [ 上札内図幅地域内の ] 歴舟川の中流の 坂下 [ ← 大樹町 拓進地区 ] 近付にはじまり， 同川北岸にそって河口近くまで連らなっている起伏のほとんどない傾斜のゆるい平坦面で， 拓北面との比高は 20 m， 忠類面とは 10 m で明瞭な段丘崖で接する。 大樹市街より上流部では， 本面は， 歴舟川の河蝕によって形成された河岸段丘面であるが， 同市街より下流では扇状地的広がりを示す平坦面となり， [ アイボシマ川の河口がある ] 浜大樹 付近では， 忠類面との比高は 0 m となり， 境界は判然としない。
上豊似図幅地域内の豊似川・ [ 本図幅の南隣の広尾図幅地域内の ] 楽古 川の中流部に発達する尾田面に対比される河岸段丘面は， この図幅地域に入る付近から急に広く発達し， 平坦面上に断続的な小崖をもつ扇状地面に移行する。 この面上の等高線は， 下流にむかってゆるく彎曲し， 最大傾斜はほぼ海岸線に直角に向かうが， 現河川流路はどの川でも著しく南に片寄っており， 尾田面形成後の北あがりの傾動を暗示している。
尾田面は， 段丘礫層の上位に直接ボール状ロームをのせており， 帯広周辺に分布する上内札 Ⅱ a 面に対比される。 上札内 Ⅱ a 面では， 礫層とボール状ローム層の間に， 恵庭 a 降下軽石堆積物（E-a）をはさむが， 本図幅地域の尾田面は， 分布範囲外のため E-a をのせていない。
歴舟川流域に， 尾田面より一段低位の河岸段丘面が断続的に分布する。 この面を石坂面と称し， 歴舟川下流域の右岸の下歴舟地区を標式地とする。 この面は， 豊似川・野塚川・楽古川のいずれにも現河流にそう河岸段丘を形成して細長い分布を示し， 現河床からの比高は上流部で大きく， 下流にむかって減少するが， 扇状地的な広がりを示さない点で， 尾田面と異なっている。
石坂面と十勝平野中央部の上札内 Ⅱ b 面とは， 両者ともボール状ロームを欠き， 暗褐色の砂質のソフトローム層を直接のせていることから， 同時期に形成された地形面として対比が可能であり， 洪積世最末期の地形面と考えられる。
歴舟川流域には， 石坂面を切るさらに下位の河岸段丘面が発達している。 この面を大樹面と称し， 大樹町市街地をのせる面を標式とする。 現河床との比高は， 数 m 足らずの低い面で， 薄い礫層の上にはソフトロームものせず， 地表の腐植層が直接しており， 沖積世初期の地形面であることを示している。 また大樹面の現河床面との比高は， 石坂面と同様に， 歴舟川の上流に向って増大し， 下流には減少する。 一方， 豊似川・野塚川では大樹面に対比される段丘はあまり明瞭でなく， 現河床面との比高は小さい。
歴舟川以南の各河川の下流部には， 大樹面よりさらに低い 1～2 段の小規模な河岸段丘が断片的に分布し， 沖積世にも引きつづいている， 下刻および側刻作用を示している。
この図幅地域の北西部から十勝川の河口にかけて， ゆるく凹んだなだらかな曲線を画く海岸には， 海岸線に平行して巾 6～8 km の広がりをもつ 3～4 段の海岸段丘が発達している。 内陸側の高位面は， かなり開析を受けて起伏にとみ， 一方， 海岸近くの下位の面は平坦である。 これらの南十勝海岸の段丘面は高位のものから， 晩成Ⅰ面・晩成Ⅱ面・晩成Ⅲ面・相保島面， およびホロカヤントウ面に区分されている（十勝団体研究会， 1968a および 1971） [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内において ] 晩成付近からほぼ海岸線に平行に延び， 十勝川の河口の右岸の 長節 付近までの尾根に， 断片的に残された 100～120 m の高度をもつ強く開析された地形面で， 南十勝太平洋岸における最高位の段丘面を形成する。 この地域の切峯面図 [ ← 第 1 図 ? ] でも， この面は， 下位の晩成Ⅱ面の海岸に向って低下する地形面とは明らかに異なる, より高位の平坦面として表現される。 大樹図幅地域内では， 紋別川丘陵の平坦な山頂部（標高 130 m）を形成して孤立してあらわれるだけである。
高度 70 m から 50 m に低下する傾いた段丘面で， 強く波状の地形面を示す。 晩成地域に標式的に発達し， 巾 3 km に達する広い， しかし， かなり広く深く谷に刻まれて断片的な分布を示す。 この地形面は， 高度の低い末端部では厚いローム層と， その下に偽層の発達した砂 - 砂礫 - 礫層を発達させているが， 60～70 m の高さでは大樹層の削剥面となることがある。 なお， この面は細かく観察すると， 60～70 m・50～60 m の２つの面に区分されるようであるが， 一括して扱っておく。 この図幅地域内で晩成Ⅱ面に対比される地形面は， 当縁川の西の島状丘陵東南端， 紋別川丘陵東側などに， 高度 60 m 前後の小平坦面としてわずかに残されているにすぎない。
[ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内の ] ホロカヤントウ沼の南， 当縁 川の下流の沖積面との間に， 島状にとり残された丘陵の中段の平坦面， [ ホロカヤントウ沼の北東方の ] 生花苗 沼以北の海崖を形成する 20～40 m の段丘面を晩成Ⅲ面と呼ぶ。 晩成地区の海岸近くで， 下位の 相保島 面にとりまかれて分布する 20～30 m のやや起伏のある面も， この面に対比される。
この面は， 晩成Ⅱ面に較べると傾斜の少ない平坦で新鮮な地形面を残しているが， 生花苗沼付近から海岸線にそって北東に次第に高度を増し， 生花苗沼付近では 20～25 m であるが， 長節では 40 m を越す。
[ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内の ] 生花苗沼から海岸にそって， ホロカヤントウ沼の南まで， 高度 20 m 以下の狭い地形面（△16.8 m をのせる面）が連らなっている。 この面は， 当縁川下流の沖積面をへだてて， 当縁川から相保島に向って広がる平坦面（忠類面）に連続する。 なお， ホロカヤントウ沼に流入する小川の周辺に広がり， 旧・晩成小学校をのせている地形面は， 北および西を晩成Ⅱ面および大樹層からなる丘陵地にとりまかれ， 南は沖積世における当縁川の側方侵蝕によって剥り去られているが， 当縁川の侵蝕以前には， ホロカヤントウ沼の南の島状丘陵地は西方の丘陵地と連続していたことが推測される。 すなわち， ナウマン象産出地点（忠類図幅地域内の忠類村 字晩成）をふくむ相保島面は， ホロカヤントウ沼を経て， 太平洋に流れていた小河川によって形成されたものと考えられる。
相保島面は， 生花苗沼から北東にむかっては発達せず， 先に述べたように晩成Ⅲ面が海岸に迫って広がり， 直線的に延長する海崖で断たれている。
この地域にはホロカヤントウ沼の北岸をはじめ各河川の河口部に， 相保島面・晩成Ⅲ面などを削って一段低い段丘面が分布している。 この支笏降下軽石堆積物をのせない地形面は， 歴舟川下流部の尾田面・大樹面などに対比されるものであるが， ここでは一括してホロカヤントウ面と呼んでおく。
以上に述べた段丘群のうち， 南方に連続する新期の相保島面， およびホロカヤソトウ面を除く 高位の各平坦面・晩成Ⅰ・Ⅱ・Ⅲの各段丘面の本図幅地域内での分布は， 先に述べた紋別川右岸， および丸山 [ ← 豊似の南東方 2 km ] などの島状丘陵地の周囲に， 各河川の削剥からまぬがれてわずかに認められるにすぎず， その連続的発達は断たれる。
すでに， 十勝団体研究会（1968a）および木村ら（1970， 1972）によって明らかにされているように， 十勝平野および南十勝地域には， 支笏降下軽石堆積物 1， および恵庭 a 降下軽石堆積物によってつくられ， その後のローム層・腐植層によって埋積された古砂丘地形が広く分布しており， 特異な景観を示し古地理的古気候的な興味ある諸問題を提起している。
この図幅地域にも， 歴舟川下流右岸， メム付近から北東に広がる忠類面および紋別川右岸， 石坂市街の南方の国道 236 号線付近から， 西方に広がる忠類面に， 埋積古砂丘が分布し， その数はメム地域で 135 個以上， 石坂付近では 7 個以上が数えられている。 これらの古砂丘は， いずれも支笏降下軽石堆積物によって形成されたもので， 恵庭 a 降下軽石堆積物による， 古砂丘を主とする十勝平野中央部のものとは異なり， 個々に分離した独立型のものは少なく， 長軸方向や長径を異にした， 数個の規模もまちまちな砂丘が重なったものが多く， その形成機構はいっそう複雑と考えられている。 このことは， この地域の古砂丘が忠類面全体に分布せず， 第 8 図および第 9 図に示すように， 第三系からなる丘陵地や高い地形面に支配され， 局所的に集合した分布を示していることからも推測される。 なお南十勝地域では， 上札内図幅地域内の 西当縁 地域 [ 位置不明 ] における忠類面にも， 支笏降下軽石堆積物 1 による古砂丘群による波状地形が発達している。
この地域の各河川は， 段丘化した扇状地面の南側に流路を限定された形を示し， それぞれ巾 1 km ていどの直線的な沖積汜濫原をつくって， 最大傾斜に従順的に太平洋に注いでいる。
歴舟川・豊似川には大樹市街の南方付近にみられるように， 比高の小さい小段丘群が発達し， 大樹面の形成後も， 激しい下刻作用や流路の変動が続いていることを示している（第 10， 11 図）。 その他の河川も中・下流部で乱流し， 大礫をふくむ礫層を河床面に広げている。 アイボシマ川から北方の豊頃丘陵の東南縁に当る地域では， 各河川は平野部に入ると沖積面を拡げ， 溺れ谷を埋積して広い低湿な汜濫原を形成し， 海岸線に平行する砂洲の内側に， ホロカヤントウ沼・生花苗沼・湧洞沼などの湖沼， および泥炭地を発達させている。
海岸 : この図幅地域に広く発達する扇状地面の， 末端を切る海崖の下に狭い磯をもつ海岸線は， わずかに凹むなだらかな， ぼどんど直線に近い弧を描いており， 海崖の地形， 崖下の崖錐堆積物の残存程度， 植物による被覆の度合いなどから， 海蝕が現在も強く働いており， とくに南西部に向って激しさを増していることが明らかである。
以上の諸事実には， この他域では， 扇状地群および海岸段丘として残されている広い海岸平野が， 現在の海岸線を越えて東に広がって形成されたあと， 海進によって北部では溺れ谷を埋める低湿な沖積平野を生み， 歴舟川以南では著しい下刻と， 多量の大型礫の供給が続いていること， さらに， 激しい海岸侵蝕によって， 直線状の海岸線と連続する海崖・狭い磯・河口部の砂洲を形成した経緯が示されている。
南十勝地域は， 道東南部のなかでも開発がおくれ， 道路・交通機関の整備も充分でない。 この地域を南北に通ずる国鉄 広尾線が唯一の鉄道である。 しかし， おもに平野部で占められている本図幅地域では， 道路はほぼ国鉄 広尾線に平行する国道 236 号線を軸に， 国道から岐れて各河川をさかのぼる道路， および海岸に達する道路が比較的良く発達している。 さらに最近， 豊似市街で国道からわかれ海岸線に平行に北東に進み， 下歴舟・メム・当縁をむすび生花苗を経て大津に至る道々と， 各河川に架けられた永久橋が完成し， 交通の便は著しく整備された。 バスは， 国道を通ずる幹線のほか， 大樹から分岐して尾田・無願の坂を経て帯広に至る線， 大樹 - 浜大樹， 大樹 - 生花笛をむすぶ線も運行し， 他の道路もよく整備され自動車の通行が可能である。
この図幅地域のうち最も広く発達するのは， 洪積世後期の扇状地礫層， 河岸段丘堆積物およびローム層， 降下軽石堆積物などであり， 西部および北東部に新第三系， さらに西に広尾断層で境して広尾層群が分布している。
広尾層群 は， 日高山脈の東翼を構成する日高累層群の東端に拡がり， 10.000 m に達する厚層を示めす日高累層群の最上部層で， 北北東 - 南南西の走向， 急傾斜ないしは逆転を示しながら等斜褶曲構造を呈し， 東から西へより下部の地層を露出している。
広尾層群は粘板岩を主とし砂岩を従とする互層で， 上部にむかって全体として砂質化し， またレンズ状の石灰岩・チャート・シャールスタインを挟むなど， 岩相の特徴から日高山脈西縁部の神威層群に対比される。
新第三系 大樹層群 は， 硬質頁岩層を主とする尾田村層， 膨大な厚さの級化成層を示す礫岩層からなる豊似川層， そして， 塊状で層理に乏しい珪藻質灰色シルト岩の大樹層よりなる。 大樹層群の地質時代は， 中新世中・後期と考えられている。
新第三系は， 広尾断層によって，西翼下部を断たれながら， 大樹市街付近から紋別丘陵東部をむすぶ北々東 - 南々西方向の軸をもつ大樹向斜をつくり， 軸部には広く分布する洪積層におおわれて大樹層が広がっており， 南西および北東の翼部に下位の豊似川層が露われている。
南十勝地域には， この図幅地域を中心とし， 上豊似・上札内・忠類・広尾の各５万分の１図幅地域にわたって， 広く第四紀 洪積世の 扇状地砂礫層・段丘砂礫層 が分布し， 新旧の諸地形面を残しているほか， さらにこれらの砂礫層を削る地形面と組合って， 多くの平坦面群を発達させている。 すなわち， 以下の通りである。
諸地形面をおおう風成堆積物 : さらに， これらの段丘・扇状地をおおう多彩なローム層・ 降下軽石堆積物・ スコリア層およびこの間に発達する古土壌層が認められる。
降下軽石堆積物としては， オレンジ降下軽石堆積物 3・2・1， 支笏降下軽石堆積物 2・1 がほぼこの地域をおおって分布し， 第３・第２・第１などのチョコレート色埋没土壌， さらには， 古赤色土などとともに， 南部十勝地域の地史を明らかにする鍵層として有効である。
ビラオトリ層 : この地域には， 忠類礫層におおわれて， 泥炭・泥炭質粘土層を主とする特的な地層の小露頭が広く分布しており， ビラオトリ層（広尾図幅， 1960）と呼ばれる。 また， これらの湿原性堆積層と対比される海成砂礫層が， 海岸地域の忠類面・相保島面の下に露われている。 ビラオトリ層および海成砂礫層は， 拓北面形成にひきつづく海面低下 - 剥期を経て， 新たな海面上昇に伴って形成された堆積層で， その上部は， 泥炭層の花粉によると 上位の忠類礫層で代表されるヴルムⅠ氷期にむかう寒冷化を示している。 したがって， ビラオトリ層の地質時代はリス・ヴルム間氷期ないし， ヴルム氷期初頭と考えられる。
沖積層 : 歴舟川などこの図幅地域の各河川は， 洪積世末に自らくり拡げた扇状地面を南に偏った位置で直線的に流れており， 狭い氾濫原および現河床堆積物を残している。 アイボシマ川以北では， 下流部に海岸線にそって発達する砂洲に抱かれて， やや広い低湿な氾濫原および湖沼を形成し， 氾濫原堆積物・泥炭層， および汽水性堆積物を発達させている。
以上の第四紀諸層の諸特徴には， 気候変化による海水準変動に加えて， 後に詳しく述べるように， 第四紀における日高山脈の上昇運動 -- 浮きあがりを反映するものがあり， 多くの問題点が浮きぼりにされている（第 2 表）。
| 時代 | 層序 | 摘要 | |||
| … | |||||
| 第四紀 | 現世 | 氾濫原堆積物 | al | 砂・礫および粘土 | ||
| 海浜砂州 | s | 砂 | ||||
| 泥炭層 | p | 泥炭・泥炭質粘土および火山灰 | ||||
| 大樹面堆積物 | Ta | 礫 | ||||
| 更新世 | 石坂面堆積物 | Is | 礫 | |||
| 尾田面堆積物 | Od | 礫 | ||||
| 砂丘堆積物 | Ds | 支笏降下軽石の２次堆積物 | ||||
| 忠類礫層 | Ch | 礫・砂および粘土質ローム | ||||
| ビラオトリ層 | Bi | 泥炭・粘土・砂・礫および火山灰 | ||||
| 拓北面堆積物 | Th | 礫・砂および粘土 | ||||
|
晩成 Ⅱ
砂礫層 | 晩成 Ⅲ 面 | Ba3 | 砂および礫 | |||
| 晩成 Ⅱ 面 | Ba2 | |||||
| 晩成 Ⅰ 砂層 | Ba1 | 砂および砂質シルト | ||||
| 新第三紀 | 中新世 | 大樹層群 | 大樹層 | Tk2 | 珪藻質灰色シルト岩 | |
| 豊似川層 | Tk1 | 級化成層を示す礫岩および砂岩 | ||||
| Hf | ホルンフェルス | |||||
| Di | 閃緑岩 | |||||
| 先第三紀 | 日高累層群 | 広尾層群 | Hd | 砂岩・粘板岩互層 | ||
この図幅地域の西端から日高山脈にむけて， その東麓を構成するものは日高累層群（長谷川ほか， 1961）であり， 稜線にそって深成岩類・変成岩類およびミグマタイト類があらわれている。 日高累層群は， NNW - SSE の走向で急傾斜ないし逆転を示しながら， ほぼ東から西にむかって下位の地層を帯状に分布している。 この地域周辺の日高累層群は， 中ノ川層群（下部）と広尾層群（上部）に２分される。
この図幅地域内に分布する地層は， 広尾層群の上部で， 広尾図幅（橋本・武田， 1960）で広尾層の， 上豊似図幅地域で広尾層群の上部（紺谷， 1973， MS）とされている凝灰質砂岩層に連なるものである。
| 命名 : | 根本・佐々（1933）， 広尾中生層 |
| 橋本・武田（1960）， 広尾層 |
この図幅地域内に分布する広尾層は， 光沢のない暗灰色の粘板岩を主体とするが， 上部にむかって砂質となり灰緑色を呈する。
粘板岩質の部分には， 石灰質団球の発達が顕著であり， チャート・石灰岩・塩基性凝灰岩が挟まれている。 砂質部には細かい平行ラミナが発達し， 全体としていくぶん凝灰質で粗粒である。
風化により粘板岩は頁岩状になり， 白亜紀層のものと似る。 砂岩は灰黄褐色を呈し， 亀甲状クラックが発達する。 チャート・石灰岩・塩基性凝灰岩は， 広尾図幅地域の十勝港 立岩や大丸山， 円山などのものと同一層準と考えられ， 広尾層群の構造を理解するうえで有効な鍵層となる。
石灰岩は， 再結晶し， 糖粒状を呈する。 チャートは， 白・赤・緑など多彩で， 野塚川では， 層厚約 10 m， 1～2 cm 単位の級化成層（grading）を示す緑色チャートの露頭が観察される。
なお， この地域の日高累層群の構造の詳細については， 紺谷（1973， MS）の研究が続行されており， この図幅地域内では北北西方向の走向を示し， 西に等傾斜する一般的構造が認められている。 野塚川の河崖では， 本層群の粘板岩層は， 閃緑岩の小岩体の貫入により， 幅 1 km 前後にわたってホルンフェルス化し， また多くの小断層で構造は乱されている。
広尾層群は， その岩相すなわち，おもに粘板岩・砂岩の互層からなり， 石灰岩・チャートとシャールスタインを伴う特徴によって， 日高山脈西部の日高累層群上部層である神威層群に対比され， ジュラ紀と考えられている。
この図幅地域内で観察される火成岩および変成岩としては， 図幅地域西南隅の野塚川右岸に露われている閃緑岩と， その周囲約 1 km にわたって形成されているホルンフェルスがある。
野塚川下流の右岸地域において広尾層群の粘板岩を主とし， 砂岩を挟む互層部を貫く 300 m × 400 m の小岩体で， 全体に破砕されている。 鏡下では， ほとんどが斜長石で， 僅かに白雲母・石英が認められるにすぎず， 有色鉱物をほとんど含まない。 斜長石は自形・半白形の結晶がモザイク状に組み合い， 白雲母・石英がその間を埋めている。 斜長石には累帯構造・アルバイト双晶・カールスバッド双晶が著しく， 二次鉱物として随所に方解石・ユーレン石 [ ← 黝簾石， zoisite ] が生じている。
広尾層群の粘板岩を主とし砂岩薄層を挟む互層部が， 前記の閃緑岩体をとりまいて巾 1 km にわたって弱くホルンフェルス化している。 全体として破砕され， 小断層で切られ， 鏡下では黒雲母・斜長石・石英が認められるが， 岩石は原岩の構造をそのまま残し， 層埋面も不変成帯にそのまま連続する。 この東西両端は， 北西に走りほぼ直立する断層で断たれ， 不変成の粘板岩・砂岩互層と接する。
南十勝の新第三系は， 歴舟川およびその支流にそう分布と， 豊頃丘陵の南への延長にあたる島状の丘陵地に露出がみられる。 この地域は「北見 - 豊頃帯」の南端部にあたっており， 北海道中軸帯以東の新生代地史， とくに環オホーツク・グリンタフ活動， 日高山脈の浮きあがりなどに関連する諸問題の解明にきわめて重要な位置にある。 この地域の新第三系については， 岡村（1911）， 根本ら（1933）をはじめ， 橋本（1955）， 鬼塚（1962）， 宮坂（1969, MS）， 菅野・赤津（1972）などの調査報告があり， 長尾・三谷（1960）， 山口（1966， 1970）らの諸報告でも触れられ論じられている。 これらの研究報告により南十勝の新第三系の大要は明らかにされてきたが， 層序， 時代， 構造など未解決の問題が多く残されており， 一層詳細な検討が必要とされている。
ここでは， これまでの諸研究による南十勝の新第三系の層序区分の比較を表示するにとどめ [ 以下の [注] 参照 ] ， 直接 この図幅地域に分布する大樹層群について記載することにする。
| 時代 |
根本・佐々
（1933） |
島田
（1953） |
鬼塚
（1962） |
宮坂
（1969） |
菅野・赤津
（1972） |
大樹図幅
（1974） | |||||||||
| … | |||||||||||||||
| 命名 : | 根本・佐々（1933）， 大樹層群 |
| 鬼塚（1962）， 大樹層群 | |
| 宮坂（1969, MS）， 大樹層群 | |
| 菅野・赤津（1972）， 歴舟層群 |
本層群は， 尾田村層・豊似川層・大樹層によって構成される。 根本・佐々は， 尾田村層と豊似川層との間の「不整合面」を強調し， 尾田村層を下位層に含め， 豊似川層を「大樹層群」の基底とみなしていた。 これに対して鬼塚は時代論的考察から， 尾田村層～大樹層を一括して大樹層群とした。 宮坂（1969, MS）は， 根本・佐々の「不整合」は認められず， 尾田村層以上の地層が下位のヌピナイ層群とは岩相・構造などが一変することを重視して， 鬼塚と同様に， 尾田村層・豊似川層・大樹層を大樹層群として一括した。 最近， 菅野・赤津（1972）もほぼ同様の関係を認めつつも， 尾田村頁岩層を下位の諸層とともに広尾層群にふくめ， 豊似川礫岩層と大樹層を歴舟川層群と呼んでいる。
| 命名 : | 岡村（1911）， 板状砂岩層 |
| 根本・佐々（1933）， 尾田村層 | |
| 鬼塚（1962）， 尾田村層 | |
| 宮坂（1969, MS）， 尾田村層 | |
| 菅野・赤津（1972）， 尾田村頁岩層 |
標式地 : 歴舟川の尾田橋付近（上札内図幅）から上流約 150 m の間の歴舟川左岸の露頭
分布 : 標式地から南へ N - S 走向， 傾斜 60°E で， 狭い帯状に分布し， ペンケ川・パンケ川 [ これら２つの川の位置不明 ] の上流に連らなる（第 12 図）．
岩相 : いわゆる「硬質頁岩」（hard shale）を主とするが， 砂岩・シルト岩・凝灰岩をひんぱんに挟み， 岩相変化は激しい。 標式地では上部・中部・下部の３層に細分されている。
下部層は， 緑色砂岩・硬質シルト岩と軟質シルト岩との厚さ数 10 cm 内外の板状互層である。 下部から上部へ緑色砂岩の単層を減じ， 硬質シルト岩が卓越するようになる。 上限には火山起源の特徴的な黒色中粒砂岩が３層はさまれ， 下部層と中部層を分つ鍵層となる。
中部層は， 鋸歯状の割れ目をもつあめ色の珪質の典型的な「硬質頁岩」と， 1 cm 内外の軟質シルト岩（soft shale）の互層である。
上部層は， 一単層の層厚が 10 cm 内外の青灰色硬質シルト岩と黄灰色中粒砂岩， ないしシルト岩の板状互層からなる。
層厚 : 標式地の歴舟川中流部では， 120 m であるが， ペンケ川・パンケ川では厚く発達し 300 m に達する。
化石 : 主として軟質の細粒砂岩・シルト岩中に貝化石を産し， 団球中にも多産するが種類は乏しい。 貝化石は一般に保存は悪く， 貝殻の溶けているものが多い。
主なものは， Yoldia sp.， Acila sp.， Venericardia sp.， Macoma tokyoensis， Peribloma yokoyamai， Turritella sfr. saishuensis， Tectonatica sp. などである。
下位層との関係 : 下位のヌピナイ層と本層の境界は， 標式地で次のように観察される。 すなわち， 下位から以下のように地層が変化する。
軟質シルト岩はヌピナイ層型のものであり， 硬質シルト岩は ② 以上に出現する。 したがって ② は漸移部と見なしうるが， 宮坂（1969, MS）は， 硬質シルト岩の出現をもって尾田村層と規定している。 ヌピナイ層と尾田村層とは整合である。
| 命名 : | 岡村（1911）， 砂岩及蛮岩層 |
| 根本・佐々（1933）， 豊似川層 | |
| 鬼塚（1962）， 豊似川礫岩層 | |
| 宮坂（1969, MS）， 豊似川層 | |
| 菅野・赤津（1972）， 豊似川政岩層 |
標式地 : 上豊似図幅地域内の歴舟川の支流のパンケ川 [ 位置不明 ]
分布 : 尾田村層分布地域の東側に， ほぼ N - S 方向から北西 - 南東方向に走向を変え， 東に 20～60°の傾斜を示しつつ広尾町付近まで分布し， 日高山脈の山麓東縁部を形成している。 また当縁川・歴舟川間の丘陵を形成し， 西北西 - 東南東の走向， 南西に緩い傾斜を示して分布する。
岩相 : 本層はほとんど砂岩・礫岩からなり， わずかに硬質シルト岩・シルト岩などを挟むにすぎない単調な地層である。 全層にわたって 単層内では下部から上部へ礫岩 - 砂岩 - シルト岩へと細粒化していく傾向が認められ， 級化成層（graded bedding）を示している。
本層は下部に粗粒砂岩 - 細礫岩が卓越した級化成層が多く， 最下部では， 硬質シルト岩をはさむことがある。 下部では， シルト岩の挟み， 同時礫と考えられるシルト岩礫を多量に含み， 小規模の乱堆積現象もみられる。 中～上部では， 野塚海岸でみられるように礫岩が圧倒的に卓越し， 漂礫（boulder gravel）を含む巨礫岩 - 粗・中粒砂岩という級化成層が一般的に認められる。 このように下部から上部に礫径が増大するが， 最上部で急激に細粒化し砂岩 - シルト岩の級化成層となり， 大樹層に移行していく。
層厚 : 歴舟川で 150 m， ペンケ川 [ 位置不明 ] で 700 m， パンケ川（標式地）で 1300 m に達し， さらに南野塚・楽古地域 [ ← 本図幅の南西部の国鉄 野塚駅の西方 ? ] にも下部を広尾断層に断たれながら 1000 m 以上の厚層が発達する。
下位層との関係 : 根本・佐々（1933）は， ① 歴舟川の尾田橋付近で尾田村層と豊似川層の接触面に「不整合面様の凹凸」がみられ， ② 岩相が急激に粗粒となり， ③ 豊似川層基底に下位層起源の礫が含まれていることから， 両層が不整合関係であると推定した。 宮坂（1969, MS）は， 同地点においては， ① 両層の境界は平坦であり， ② 岩相変化は急激ではあるが， ③ 豊似川層基底部の「シルト岩礫」は同時礫と考えられることから， 不整合と考えるべき大規模な侵蝕を示すものではないと結論した。
またパンケ川・ペンケ川では， 硬質シルト岩層の上位に， 中粒砂岩～細礫岩とシルト岩の互層からなる漸移部を介在して礫岩層へ移行する。 宮坂は， 砂岩・礫岩の出現をもって豊似川層とし， 下位層とは整合漸移の関係にあることは明らかであるとしている。
| 命名 : | 岡村（1911）， 上部灰色頁岩層 |
| 根本・佐々（1933）， 大樹層 | |
| 鬼塚（1962）， 大樹層 | |
| 宮坂（1969, MS）， 大樹層 | |
| 菅野・赤津（1972）， 大樹層 |
標式地 : 上札内図幅地域内の大樹町 尾田市街の尾田橋の下流付近から 大樹市街 大樹大橋付近までの川崖。
分布 : 本層は豊似川層分布地域の東側を占め， 低い丘陵地および平野地域の第四系の基盤として広く分布する。
岩相 : 全層を通じて， 主に灰色シルト岩からなり一様な岩相を示す。 最下部は細礫岩・粗粒砂岩とシルト岩の 10～30 cm ていどの板状互層で， 下位の豊似川層との漸移部である。
下部は， 風化して板状に割れる珪藻質シルト岩と薄い砂岩の互層である。 中部は凝灰質で， 軽石粒を含むシルト岩からなる。 上部は塊状均質の青灰色シルト岩からなり， ほとんど無層理であるが， わずかに凝灰質砂岩の薄層を挟み， また石灰質団球を含む。 大樹市街から 1.5 km 下流の歴舟川の左岸の露頭では， 本層最上部と考えられる灰褐色砂質シルト岩に小炭片をふくみ， 上位の 長節 層に似た岩相を示す。
層厚 : 歴舟川にそって少なくも 600 m に達する。
化石 : 本層には上下を通じて Makiyama chitanii (MAKIYAMA) を多産する。 貝化石も各地に散点的に含まれているが， 大樹市街の大樹大橋付近， 紋別川の下流の右岸の丘陵地の河岸などにときに多産する。 ほとんどが両殻のそろった散在形の産状を示し， 現地性と考えられる。
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尾田村層・豊似川層・大樹層を通じて産出する Periploma yokoyamai は稚内階の特徴種であり， Portlandia hayasakai, Lucinoma acutilineata など大樹層の主要化石も稚内階を特徴づけるものである。 下位の 日方川 層， ヌピナイ層が滝の上階の特徴種のほかに， 稚内階に出現するとされている， Portlandia kakimii, Propeamussium tateiwai や， 大樹層とも共通する Lucinoma acutilineata を混在することから， 岩相による対比の可能性も考慮に入れ， 問題を残しつつも， 大樹層群を稚内階（中新世中・後期）， ヌピナイ層・日方川層を川端階（中新世中期）に対比しておきたい。 ぺルプネ層は先に触れたように， 滝の上階に対比される。
なお， この図幅地域内では， 大樹層はその最上部でも， 鮮新世型の軟体動物化石を含まない。 湧洞沼図幅（松野， 1962）および浦幌図幅（棚井・山口， 1965）地域に分布する， 大樹層ないし白糠層を整合におおう， Fortipecten takahashii 動物群を含む長節層の層準を鮮新世の基底とするならば， 大樹層の時代は， 鮮新世までは延びないと考えるのが妥当であろう。
南十勝の新第三系中に発達する礫岩層は， 次の３つの層準に区分され， 古地理的・古地質的背景を反映して， それぞれ異なった特徴をもっている。 すなわち，
このような岩相変化の状態は， 豊似川礫岩層が， 硬質頁岩の厚層を堆積した安定した堆積盆に， 西の日高山脈から全く不調和的に供給され， 硬質頁岩相の中にくさび形につき出した特殊な岩相であることを示している [ 以下の [注] 参照 ] （第 14 図）。
南十勝地域では， 大樹層群の上部は大樹層の厚いシルト岩層からなっており， 日高山脈からの粗粒砕屑物の供給は再びとだえ， この泥質の堆積相の発達は鮮新世までひきつがれる。
以上述べてきた事実から明らかなように， 南十勝においては， 新第三紀を通じて広く泥質の堆積相が卓越しており， 日高山脈の上昇削剥を示す資料は全く見出せない。 この間， 硬質頁岩相にくさび型に挟在し， 明らかに日高造山帯の急激な浮きあがりを示す特異な礫岩相よりなる豊似川層の存在 [ 以下の [注] 参照 ] は， 鮮新世末から第四紀にみられる日高山脈の激しい上昇連動の， 先駆的あらわれと見做すことができるにちがいない。
十勝平野の中央部から南部にかけて分布する支笏降下軽石堆積物（Spfa-2・Spfa-1）については， 勝井（1959）によって石狩低地帯から初めて十勝平野に追跡されたが， その後， Spfa-1 の 14C 年代が決定され（石狩低地帯研究会（1965）; 佐藤（1969））， この降下軽石堆積物の示準的役割はますます重要視されてきている。 沖積世のテフラについても， 最近になって層序・分布および 14C 年代にかんする新資料が整理された （佐々木ら（1971）; 北海道火山灰命名委員会（1972））。
ここでは， 十勝団体研究会が 1962 年から 1972 年までに明らかにした 十勝平野の第四系および地形発達にかんする諸研究（十勝団体研究会 （1965・1968a・1968b・1969・1971・1972a））を通じ， 噴出源・分布・層序・絶対年代および重鉱物組成などの諸点について明らかにした 後期洪積世の降下軽石堆績物について述べることにする。
十勝団体研究会（1972a）によれば， 十勝平野の中央部から南部にかけては， 日高山脈以西の支勿火山起源と考えられるオレンジ降下軽石堆積物（Op-1・Op-2・Op-3）， 支笏降下軽石堆積物（Spfa-1，Spfa-2）， および 支笏カルデラ形成後の恵庭火山の活動による恵庭 a 降下軽石堆積物（E-a）が分布する。 これら後期洪積世の降下軽石堆積物をおおって， 沖積世火山を起源とする樽前 d 降下軽石堆積物（Ta-d）， 十勝 C1 火山灰層（To-c1）， および 樽前 b 降下軽石堆積物（Ta-b）が分布している [ 以下の [注] 参照 ] 。
これらの降下軽石堆積物による tephro-chronology は， 十勝平野における第四紀後半の地史， とりわけ最終氷期の編年や， 地形面区分に有効な鍵層の役割をはたしたばかりでなく， 最近では， 化石周氷河現象の追究（野川・小坂・松井, 1972）や旧石器文化層の層序区分（辻， 1969a・1969b）にも主要な time-marker として注目され， 古 砂丘の発達史の解明（木村ら， 1972）や， 古 土壌の生成問題（近藤・近堂， 1972）にも発展してきている。 第 17 図のテフラ分布図は， 北海道火山灰命名委員会（1972）と 十勝団体研究会の調査結果をもとに同団体研究会が作成したものである（1972a）。
模式地 : 上札内図幅地域内の大樹町 尾田部落の西南西約 6 km， 中ノ川の左岸ぞいの林道べりの崖 [ 以下の [注] 参照 ] （十勝団体研究会， Loc. 6681201）。
Op-3 層は， Op-2・Op-1 層と同様に， その鮮明なオレンジ色（7.5YR 6/8） [ 以下の [注] 参照 ] の色調と， 丸味を帯びた風化軽石にその特徴が認められる（第 18 図）。
Op-3 層の重鉱物組成は， 紫蘇輝石と少量の普通輝石（両者の比は 90～85 : 10～15 である）のみからなっており， Op-2・Op-1 の紫蘇輝石と普通輝石の比が 80～75 : 20～25 であるので， かなり判然と区別される。 分布は， 大樹町の西方の日高山脈の山麓地域や， [ 本図幅の南隣の広尾図幅地域の北端付近の ] 楽古 川ぞい， あるいは野塚川左岸の太平洋岸ぞいの拓北面より高位の地形面に， レンズ状に断続してわずかに分布するにすぎない。 層厚は 15～30 cm ていどの薄層である。
Op-3 層の下位には， 第３チョコレート埋没古土壌帯（Cfs3）を挟有して褐色ローム層が発達するが， 第 18 図および [ 後述する「II.7.3 忠類礫層」の項で示す ] 第 27 図に示したように， 拓北面では Cfs3 を欠き， 砂質ロームを挾んで段丘礫層に接し， 拓北面が本層をのせるもっとも新しい地形面となっている。 一方， 上位には， 黒色火山砂の薄層を挾む第２チョコレート色埋没土壌帯（Cfs2）と， さらに上位に Op-2 層の分布をみる。 本層は， 太平洋岸ぞいに分布する忠類礫層・相保島礫層（十勝団体研究会， 1971）におおわれて分布する， ビラオトリ層の泥炭層やローム層中にも認められる（松井ら， 1973）。 したがって， Op3 層はビラオトリ層の堆積中に降下したもので， ビラオトリ層と拓北面にのる Op-3 層を挾有するローム層との対比を可能にしている [ 以下の [注] 参照 ] 。
模式地 : 上札内図幅地域内の大樹町 尾田部落の西南西約 6 km， 中ノ川左岸ぞいの林道べりの崖（十勝団体研究会， Loc. 6681201）。
Op-2 層の肉眼的特徴は Op-3 層とほとんど変りないが， 重鉱物組成では， 先に述べたように明らかに識別される。
分布は， [ 本図幅の北西隣の上札内図幅地域内の ] 中札内 村から [ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内の ] 生花苗 沼を結ぶ線を北限とし， 日高山脈の東麓より太平洋岸にかけて， ほぼ東西方向に分布している。
南限は楽古川ぞいである。 平野での層厚は 10 cm 前後， 日高山脈にむけて厚さを増し， 20 cm 前後となり， ところによっては 40 cm に達する。 この Op-2 層の分布・層厚の傾向は Op-1 層のそれとよく類似している。
本層の上位には， 黒色火山砂の薄層をはさむ厚い褐色ローム層があり， Op-1 層がその上をおおっているが， この褐色ローム層の上部には， 地域によって第１チョコレート色埋没土壌帯（Cfs1 ; 色調は 7.5YR 4/6）が発達する。
模式地 : 上札内図幅地域内の大樹町 尾田部落の西南西約 6 km， 中ノ川左岸ぞいの林道べりの崖（十勝団体研究会， Loc. 6681201）。
Op-1 層も Op-3・Op-2 層と肉眼的にはほとんど差異は少ないが， 色調がやや淡く（7.5YR 7/8 で乾燥後は 10YR 8/6）， 有色鉱物が多くなる傾向がある。 Op-1 層は， 軽石の最大粒径が 4 mm で， 1 mm 前後の岩片にとみ， 軽石はよく風化していて指頭で容易につぶれる。 重鉱物組成は， 紫蘇輝石 ＞ 不透明鉱物 ＞ 普通輝石 ≫ 角閃石である。
第 17 図に示したように， 中札内村から十勝川の河口の大津を結ぶ線を北限とし， 南十勝一帯に分布する。 南方では襟裳岬付近の百人浜においても， その薄層が確認される。 日高山脈以西においては， 平取町で約 60 cm の層厚を示している（第 19 図）。 十勝平野部では約 10～25 cm で， 日高山麓にむけて厚くなる傾向を示す。
Op-1 層をのせるもっとも新しい地形面は， 拓北面より１段新しい忠類面・相保島面である（十勝団体研究会， 1968a）。
Op-3・Op-2・Op-1 層は， 外観・重鉱物組成・分布および層厚変化から， 同一火山の一連の活動による降下軽石堆積物と考えられ， Spfa-2・Spfa-1 層との比較， これらの降下軽石堆積物に挟在するスコリア質の黒色火山砂の特徴から， おそらく支笏火山の初期の活動によるものと推定される。
十勝団体研究会は， 大樹町 相保島の海岸で， Op-1 層の直下の Cfs1 層中より炭化木片（細片）を採取し， その 14C 年代は 35,750 ± 1,350 年 B. P.（Gak-3669）と報告している （十勝団体研究会， 1972b）。
この火山灰は十勝平野においてもっとも広く分布する火山灰であり， 地形面区分に有効な鍵層として利用できる。 南十勝地域では， [ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内の ] 忠類村の西方 1 km， 村道べりの崖（十勝団体研究会， Loc. 6673101）でよく観察される。
かって， 襟裳岬付近を調査した小笠原（1941）は， この辺一帯に分布する火山灰を観察して襟裳火山砂と命名した。 その後， 貝塚（1956）は， 十勝平野にもこの襟裳火山砂の分布することを確認した。 さらに， 勝井（1959）は， 襟裳火山砂が支笏火山起源のものであること， また２層からなっていて， 下部層が支笏降下軽石堆積物 2（Spfa-2）， 上部層が支笏降下軽石堆積物 1（Spfa-1）であることを明らかにした。
Spfa-1 は軽石粒を主とし， 粒径は最大 2 mmで， 黄色の細長いオガクズ状を呈し， 重鉱物の粒径は 0.5 mm に達する。 有色鉱物は比較的少なく， ガラスが多く含まれている。 重鉱物組成は Op 各層と類似し， 紫蘇輝石が非常に多く， その他， 普通輝石と少量（3 % 以下）の角閃石が含まれている。 Spfa-2 は淡黄色で丸みを帯びた軽石粗からなり， 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する。 重鉱物組成は， ほぼ Spfa-1 と類似するが， 角閃石の量がやや多く 5 % をこえることもある。
Spfa-1 と Spfa-2 との関係は， 直接していることもあるが， 数 cm の腐植質ローム層をはさんでいることが多い。
Spfa-1 の分布範囲は非常に広く， 帯広付近から十勝平野北部， 十勝川下流地域にも広がり， さらに南十勝の全域にわたっている。 層厚は中ノ川流域においては 105 cm におよぶ。 平野部では薄くはなるが， 平均 40 cm 前後で発達が非常によい。 その上， 絶対年代（32,000 +4,700 -3,100 年 B. P. ; 石狩低地帯研究会（1965））も明らかにされているので， 示準層としての価値が高い。 一方， Spfa-2 の分布範囲は狭く， 大樹町から美生川流域にかけての山麓部に分布しているにすぎない。 厚さは一般に薄く 10 cm 前後である。 地形面との関係は， 歴舟川流域においては忠類面が支笏降下軽石堆積物をのせているもっとも新しい面である [ 以下の [注] 参照 ] 。
十勝平野には， さきに述べた降下軽石堆積物のほかに， 特徴のある古土壌（チョコレート色埋没土壌帯， 古赤色土）や白粘土層が発達し， それぞれ各地形面を覆う風成堆積層の構成メンバーとなっており， 鍵層として有効である。
模式地 : 東隣の上豊似図幅地域内の大樹町 光地園小学校（元）の北東 2.5 km の谷壁（十勝団体研究会， Loc. 638041）。
十勝盆地およびその周縁に発達する最高位の扇状地面である光地園面に， 特徴的に発達する白粘土層は， 下位に必ず厚いクサレ礫層をともなっており， 色調は淡黄灰白色（10Y 7/2）でかなり粘性に富む粘土層である。 粘土鉱物は大部分がアロフェン [ allophane ; アモルファスまたは結晶化度の低い水和アルミニウムケイ酸塩でできた粘土準鉱物 ] からなり， 乾燥するとやや赤褐色を帯びブロック状のきれつが入る。
模式地においては， 厚さ 2 m 前後の「白粘土層」の上位に褐鉄鉱の薄層をはさんで古赤色土が発達している。 また下位には厚いクサレ礫層が観察される。
模式地 : 上札内図幅地域の更別市街の南東 1.5 km の国道べり（十勝団体研究会， Loc. 638023）。
この古赤色土は， すでに北川ら（1963）によって報告されているもので， 温暖期の埋積土壌の可能性があるとして注目を集め， また地形面との関係では， 赤色土が古期段丘の堆積物として発達していることも指摘されている。
古赤色土は， 完全な赤色というよりも赤褐色（5YR 4/8～5/8）を呈している。 模式地では， この古赤色土の上位に褐色ローム層が， 下位には礫層が発達しているのが観察される。 古赤色土は， この両者の間に 2.7 m にわたり厚く発達しているが， とくにその下部に， 手で簡単にくだけるほど風化の進んだクサレ細礫を含み， 下位の礫層に漸移する。 クサレの度合は， 花崗岩・ホルンフェルス・粘板岩・硬砂岩などに著しくやや選択的である。 十勝平野における古赤色土をのせるもっとも新しい地形面は， 南十勝では幕別扇状地面である。
古赤色土とその上位に発達する Op-3・Op-2・Op-1 の間には， 褐色ローム層を挟みながら， チョコレート色をした層状の古土壌が３層発達している。 これを下位より第３チョコレート色埋没土壌帯， 第２チョコレート色埋没土壌帯， 第１チョコレート色埋没土壌帯と呼ぶ（十勝団体研究会， 1968a）。
模式地 : 忠類図幅地域内の 当縁 川の支流の 中当 付近の朝日面の段丘崖（十勝団体研究会， Loc. 66C80602）。
３層のチョコレート色埋没土壌のうち最下位に発達するものを 第３チョコレート色埋没土壌帯と称する。 色調は， 明瞭な暗褐色（7.5YR 4/4）を呈する場合と， やや赤味が増し赤褐色になっている場合がある。 厚さは 30～60 cm 程度で， 第１・第２チョコレート色埋没土壌帯に較べて厚い。 分布は広く， 模式地以外に [ 上札内図幅地域内の ] 無願の坂・ [ 忠類図幅地域内の ] 朝日地区・ [ 上豊似図幅地域内の ] ヌピナイ川流域などで観察される。
地形面との関係 : 歴舟川流域に発達する朝日面が， 第３チョコレート色埋没土壌帯をのせるもっとも新しい地形面である。
模式地 : 忠類図幅地域内の忠類市街の西方 1 km， 村道べりの崖（十勝団体研究会， Loc. 6673101）。
第３チョコレート色埋没土壌帯の上位に厚い褐色ローム層を挾んで， 第２チョコレート色埋没土壌が発達している。 本層の上位には「クラック入り」の褐色ローム層を挾んで 第１チョコレート色埋没土壌帯が発達する。 第２チョコレート色埋没土壌帯の上・下面は明瞭で一様の厚さで広く発達し， 模式地以外に無願の坂付近， 当縁川流域などでも認められる。 この第２チョコレート色埋没土壌帯は， 歴舟川流域に分布する拓北面に良好な発達がみられる。
模式地 : 忠類図幅地域内の忠類市街の西方 1 km， 村道べりの崖（十勝団体研究会， Loc. 6673101）。
Op-1 層の直下に 1 cm 前後の薄いチョコレート色埋没土壌帯が発達している。 これを第１チョコレート色埋没土壌帯と称する。 色調は暗褐色で， 炭化した小木片の含まれていることが多い。 下位には「クラック入り」の褐色ローム層が発達している。
第１チョコレート色埋没土壌帯をのせるもっとも新しい地形面は， 支笏降下軽石堆積物（Spfa-1・Spfa-2）をのせる地形面と一致し， 歴舟川流域の忠類面， 太平洋岸の相保島面などである。
以上の諸テフラをはじめとする地形両区分の鍵層をまとめると， 第 20 図のようにあらわされる。
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命名 : 十勝団体研究会（1965）， 光地園礫層
模式地 : 東隣の上豊似図幅地域内の大樹町 光地園（十勝団体研究会， Loc. 638041）
光地園礫層（十勝団体研究会， 1965・1968）は， 第 4 図に示したように， 本図幅地域内に分布していない が， 光地園において南東部に扇頂をもち， 北ないし北東に向って拡がる扇状地を構成する。 この礫層は， ほとんど全層にわたってクサレ礫の性質を示すという特徴をもつ一方， 地域によって礫種や堆積状態も異なり， 層厚 90 m に達するが， 上下についてみても一連の礫層ではなく， 顕著な砂層を挾んで， 3 ないしそれ以上の堆積サイクルが認められる。
模式地である光地園の東部における下部の礫層では， 礫種は広尾層群の砂岩・粘板岩が個数で 70 % 近くを占め， 日高層群下部の中ノ川層に由来する 砂岩・粘板岩・花崗岩およびホルンフェルスの礫を伴う構成を示し， これらの礫とは不調和に大型の花崗岩クサレ礫を特徴的に含んでいる。 この事実から， 模式地の光地園礫層は， この地域から南に拡がる広尾層群の分布地域から供給されたと考えることが可能である。 なお， 模式地の光地園礫層を下部から上部に追跡すると， 中ノ川層群の砂岩・粘板岩礫が増加する傾向が認められる。 また， 花崗岩礫は南西に向って大型化し， 数も増加する。 幕別扇状地の北側の元更別に分布する光地園礫層では， 広尾層群の礫および花崗岩礫は数 % にすぎず， 中ノ川層群の砂岩・粘板岩を主とし， ホルンフェルス礫がかなり含まれている。 さらに詳細な検討が必要であるが， 以上のような事実から， 光地園礫層が， かなり長い時間にわたって， 扇状地的な特徴を示めす何枚もの砂礫層の複合によって形成されたものであることが推定される。 したがって， 層厚 90 m に達し， 十勝盆地の南半部を埋めつくした， いわゆる山砂利層である光地園礫層の解明に， 十勝平野の第四紀， とくに前期～中期洪績世の地史， さらには日高山脈の上昇をめぐる構造運動など， 多くの問題の鍵が秘められていると云えるだろう。
命名 : 十勝団体研究会（1968a）， 幕別扇状地礫層
模式地 : [ 本図幅の北西隣の ] 上札内図幅地域の西部の大樹町 無願の坂 （十勝団体研究会， Loc. 66100905， 66A80702）
幕別扇状地面を構成する礫層は幕別扇状地礫層と呼ばれ， おもに本図幅地域の北方に分布する [ = 本図幅地域内には分布していない ] が， 模式地の幕別扇状地において本礫層の下底を確認できる露頭はない。 一方， この幕別扇状地の南に接し， この扇状地を削って形成された 上更別面の下にみられる厚い礫層も幕別扇状地礫層であろうと考えられる。 また， 上札内図幅地域の 歴舟川・中ノ川の合流点 [ ← 尾田の南方 ] ， 能美内 部落 [ 位置不明 ] 付近の本地形面に対比される平坦面下の一露頭（Loc. 67080901）では， 光地園礫層の上に 2 m ほどの褐色ローム質粘土層を挾んで， 厚さ 10 m に達する幕別扇状地礫層が堆積し， その上に赤色土， Op を挾むローム層を発達させているのが観察された。 幕別扇状地礫層の礫種は， 中ノ川層群の砂岩・粘板岩礫が 70 % を越し， ホルンフェルス 10 % のほか， 広尾層群の砂岩・シルト岩， ミグマタイト・片麻岩・花崗岩などの礫は数 % ずつにすぎない。 一般に山麓部ほど礫の配置は乱雑で， 人頭大からこぶし大の礫を多く含んでいる。 これらの礫を粘土質の基質が埋めており， この点でも他の礫層ときわだったちがいがみられる。 この礫層の上部は， 礫種による選択的なクサレ礫を特徴的にふくむ「クサレ礫層」となり， その上を古赤色土がおおっている。
命名 : 十勝団体研究会（1968a）， 朝日面の堆積物
模式地 : 北隣の忠類図幅地域内の忠類村 朝日・ 日和 [ ← 本図幅の北西隣の上札内図幅地域内 ? ] （十勝団体研究会， Loc.66A803a2）
朝日地区や 当縁 川流域に分布する朝日面を形成する礫層で， 忠類図幅地域に分布し [ = 本図幅地域内には分布しておらず ] ， 人頭大から握りこぶし大の分級の進んでいない乱雑な厚い礫層で， 当縁川流域では層厚 15 m + に達する。 礫層の基質は泥質で幕別扇状地礫層と類似するが， クサレ礫はほとんど混入しない。 礫種は， 中ノ川層群の礫が 40 % にへり， それに対して花崗岩・ホルンフェルス・片麻岩および広尾層群の礫が多くなる。
朝日面の礫層は， 礫の性質・分布の状態から旧い歴舟川によって形成された段丘礫層と考えられる。
礫層の上位には， 細礫まじりの厚さ 35 cm の第３チョコレート色埋没土壌帯 （マンセルシステムの土色帖で 7.5YR 4/4） およびそれより上位を占める古土壌・テフラが分布し， 朝日面は第３チョコレート色埋没土壌帯をのせるもっとも新しい面になっている。
命名 : 十勝団体研究会（1968a）， 拓北面の堆積物
模式地 : 上札内図幅地域内の大樹町 字 尾田・拓北（十勝団体研究会， Loc. 638022， 66A80704）
拓北面を構成する堆積物は， 無願の坂から東方に延びる拓北面の南縁にそう露頭で観察される。 ここでは， 厚さ 10 m 以上に達する比較的 粒径の一定した亜円礫層で， クサレ礫は少ない。 基質は， 黒色粘板岩の岩片を多く含んだ粗砂からなる。 礫種は， 朝日面の段丘礫層と異なり， 中ノ川層群の礫（80 % 以上）が異常に多くなる。 礫層の上位には， 細礫まじりの褐色ローム層を挾んで第２チョコレート色埋没土壌帯が分布する。 この第２チョコレート色埋没土壌帯は， ３層のチョコレート色埋没土壌帯のうちでもっとも広く発達し， 上下の境界も鮮明で厚さも 15～10 cm と一定しており， 拓北面を識別する有効な鍵層になる。
中ノ川の左岸に分布する拓北面の堆積物は， 中ノ川沿いの林道べりの河崖（十勝団体研究会， Loc. 6681201）で観察される。 この露頭では， 急立する広尾層群の黒色頁岩層の基盤を不整合におおって， 花崗岩の大礫を特徴的に含む。 約 4 m に達する段丘礫層が発達し， その上位に礫まじり褐色ローム層を挾んで， Op-3 がレンズ状に分布し， Op-3 の上位には， 厚さ約 6.5 m に達する褐色ローム層をのせ， その間に Op-2・Op-1 および Spfa-1 が発達し， 拓北面をおおう諸テフラを標式的に示している。
拓北面堆積物は， 朝日面堆積物と同様に西から東に当縁川の左岸から海岸にむけて連続して分布することから， この流路を通って太平洋に注いでいた歴舟川の河岸段丘礫層と考えられる。
本図幅地域内で， 大樹市街の西から石坂の近くにわたって丘陵地域の東端にみられる拓北面は， 先に 「I.3.2 歴舟川・豊似川・野塚川流域に発達する扇状地および段丘群」 の項で述べたように， 波状の起伏に富む高さ 100～120 m の平坦面を， 基盤の豊似川層， あるいは大樹層から洗い出された細礫まじりの粘土質シルトが薄くおおっているだけで、 模式地のような明瞭な堆積物は発達せず， この面が削剥面であることを示している。
命名 : 十勝団体研究会（1968a）， 忠類面の構成物
模式地 : 大樹町 モイワ山の西の国道切り割り（北隣の忠類図幅地域内 ; 十勝団体研究会， Loc. 638043）
忠類扇状地面および これと連続して各河川の中・上流部に分布する河岸段丘面を構成する礫層を， 忠類礫層と呼ぶ。 この礫層は， 上札内・上豊似・忠類・大樹および広尾の各図幅地域内にわたって広く分布し， 忠類面を構成するだけでなく， 忠類面を削って発達する尾田面・石坂面の下にも， それぞれの地形面をつくる薄い新期礫層におおわれて， 広く分布している状況がよく観察される。
[ 本図幅の北西隣の上札内図幅地域内の ] 歴舟川中流部の相川地域 [ ← 尾田の西南西方 7 km ] では， Loc. 72101501 などのようにビラオトリ層をおおい， 紋別川中～下流では， 新第三紀層の大樹層を切って 5～10 m に達する厚い礫層を形成している。 また， 広尾市街から大樹町 相保島の海岸に至る連続する海崖では， 第 28 図に示されるように好露出が連続して観察され， 豊似川河口から南の海岸では， 豊似川層およびビラオトリ層に対比される海成砂礫層をおおっている。
岩相 : 歴舟川の中流地域では， 相川の露頭（Loc. 72101501）などで観察されるように， 粒径 60 cm にも達する大礫からこぶし大の亜円礫を主とし， わずかに層理と礫の鱗状配列（imbrication）が認められる厚さ 3～5 m の乱雑な礫層で， 基質は細礫ないし粗砂からなっている。 歴舟川にそって下流にむけて次第に粒径を減じ， とくに巨大な礫を含まない， 円磨度のやや進んだ層理の明らかな砂礫層に移る。 礫種は， 中ノ川層の砂岩・粘板岩礫を主とし， 広尾層群の礫岩・頁岩礫，ホルンフェルス礫を加えると， 堆積岩起源の礫が 80～90 % を占め， 基質を形成する粗粒砂も黒色の粘板岩を主とするなど， 歴舟川上流の地質分布を反映した構成を示している。 上流部で顕著な大磯として多く含まれる花崗岩礫（まれにクサレ礫を含むが， 大部分は新鮮な固い円磨礫である）は， 下流に向って粒径と個数を急速に減じる。 ミグマタイト・片麻岩など日高山脈中軸部を構成する岩石の礫は， 1～2 % にすぎず意外に少ない。
広尾市街から相保島に至る海崖の露出， とくに海崖の比高の大きい南部では， 20 m 以上にも達する厚層が発達し， 下部の数 m は中～大礫を乱雑に含む中～粗粒礫層， 中・上部ではやや粒度を減じ， かつ分級・円磨の進んだ層理の明らかな礫層によって占められる。 なお， この礫層に厚さ数 10 cm， 海崖にそって数 10 m にわたって連続するローム質シルト層が数層「レンズ状」に挾まれ， 忠類礫層がゆるく北西にむかって傾斜しつつ高度を減ずる状態が明らかに認められる。 なお， 南西から北東にむかって全体として細粒化し， いっそう頻ぱんに砂層を挾む岩相を示す。 また， [ 豊似の南西方 2 km の ] 丸山丘陵の前面では， ビラオトリ層・豊似川礫岩層が数～10 数 m の高さまで分布し， 忠類礫層は著しく貧弱化するとともに， 礫層・砂層の乱れた互層を示している。
海崖を構成する忠類礫層は， 下位のビラオトリ層の砂礫層に較べて大型の花崗岩礫を頻ぱんに含み， 野塚海岸では花崗岩礫とミグマタイト礫とを合せると 20 % に達する。
模式地の忠類面では， 忠類礫層の上に Op-2・ 第１チョコレート色埋没土壌帯・ Op-1・ Spfa-1 などを挾む厚いローム層を発達させている。 しかし， 忠類面として一括して塗色した部分のうち， Op-2を欠き， 忠類礫層の最上部の礫層あるいは砂・シルト・泥炭などの堆積物の上に 第１チョコレート色埋没土壌帯・Op-1 を挾むロームを載せることがあり， Op-1 あるいは Spfa-1 が薄いローム層を挾んで下位の砂礫層に直接する場合もある。 このことは， 忠類礫層の形成期がところによって若干の時間差をもっていることや， 堆積環境の地域的なちがいを意味していると考えてよいと思われる。 先に述べた， 歴舟川の流路が忠類扇状地礫層を形成しつつ， 当縁川を迂回して太平洋に注いだ相保島～当縁間の礫層で示される流路から， 直接的に太平洋に注ぐ現在の流路， 相保島から歴舟川河口に至る礫層形成に移った経緯を， ① 紋別丘陵から海岸に至る忠類面（Op-2をのせる）の形成と， ② 礫層の形成時により細粒の偽層に富む堆積物を堆積し， その間に Op-1・Op-2 を挾みながら粘土層や泥炭層を発達させる地域， ③ Spfa-2 および Spfa-1 の降灰直前まで礫層を堆積しつづけ， その後にはじめてロ―ム層をのせる， 同丘陵の西に広がる忠類面などのちがいから読みとることができる。
忠類礫層の形成時代は Spfa-1 降灰前の寒冷期・Würm 氷期初期とされてきたが， 十勝団体研究会（1972b， 1973）は， 最近， Op-1 直下のロームを 35,750 ± 1,350 年 B. P.（GaK-3669）， Op-2 の層準と考えられる泥炭層を 43,200 +4,300 -2,700 年 B. P.（Gak-4110）という値を発表している。 一方， 忠類礫層におおわれるホロカヤントウ層最上部の第１泥炭層・第２泥炭層・ビラオトリ層上部は Würm 氷期初期の寒冷期とされている（十勝団体研究会（1971）; 小山内ら（1971）; 五十嵐ら（1971）; 湊ら（1971）; 松井ら（1973））ことと併せ考えると， 忠類礫層の時代はいっそう確実に Würm Ⅰ亜氷期と推定してよいだろう。
命名 : 十勝団体研究会（1968a）， 尾田面の堆積物
模式地 : 北西隣の上札内図幅地域の大樹町 尾田， 大樹営林署 苗圃 [ = 苗を育成する畑 ] へ下る道路の片くづし（十勝団体研究会， Loc. 638054）
歴舟川の左岸に広く発達する河岸段丘面・尾田面をつくる 厚さ 4～5 m ていどの礫層を模式とする。 新第三紀の平坦な基盤を不整合におおい， 最大径 30～40 cm に達する比較的角ばった大小礫が乱雑に累重する。 礫種は歴舟川の現河床堆積物とほとんど変りがない。 忠類礫層以上の礫がときに褐鉄質の皮膜で汚れているのに対して， この面以下の堆積物は現河床礫と同様に新鮮であり， 粗砂ないし細礫からなる基質も河床の砂・細礫とよく似ている。 模式地から上流では， 中ノ川流域・ヌビナイ川流域に小規模の分布がみられる。 この礫層の上には Spfa-1 をのせず， 淡褐色のボール状ローム層， およびその上にソフトローム層を発達させている。 十勝平野地域で尾田面に対比される上札内Ⅱa 面（十勝団体研究会， 1968a）に見られる E-a 層は分布範囲外のため発達しないが， 前記のボール状ローム層をのせることから， この対比は確実である。
尾田面に対比される扇状地面が本図幅地域に広く拡がっていることは先に述べたが， 歴舟川と紋別川の複合扇状地とみられる両河川間の平坦面， 紋別川丘陵の南に豊似川の間に拡がる扇状地面， 豊似川と野塚川の間で丸山丘陵および忠類面をのぞく平坦面には， それぞれ， 海崖や河崖で観察されるように， 厚さ数 m 以下の新鮮な礫層が先に述べた忠類礫層を削ってのっており， 各河川の扇状地堆積物であることを示している。 なお， 丸山の西のこの扇状地面をわずかに削って北西に流れ， 豊似川に注ぐ小支流にそう露頭では， 忠類礫層の上に Spfa-1 が分布し， この降下軽石堆積物を直接おおって， 尾田面の堆積物である扇状地礫層が拡がっていることが確認される。 したがって， この部分では扇状地礫層は忠類面堆積物を全く削らず， その上をおおって拡がっており， 野塚川がこの地域から南へ向って， 幾段かの小崖を残しながら側方侵蝕と下刻を強め， 現河川の位置へと移動していった様子が読みとれる。
命名 : 十勝団体研究会（1968a）， 石坂面の構成物
模式地 : 大樹町 旭 [ ← 紋別川の河口の北岸 ] の北東方の海崖 Loc. 13（66B80610）
歴舟川下流右岸にそって， 大樹市街付近から下流に， 1～2 km の巾をもち 15～16 km の延長を示す石坂面をつくる堆積物をいう。 この地域では厚さ 1～3 m ていどの現河床礫と全く変りない礫層で， 樽前 b 降下軽石堆積物（Ta-b）を挾む腐植層との間にソフトローム層をのせている。 この事実から， 石坂面堆積物を十勝平野における上札内Ⅱb 面堆積物に対比することができる。
石坂面堆積物は， 歴舟川の中流地域， 紋別川・豊似川・野塚川など各河川にそって， 下流にむかって比高を急速に減ずる狭く長い段丘面を構成する粗粒礫層として観察される。 各地域の礫種は各河川の河床礫と異ならないが， 平均礫径はやや小さい。
模式地 : 大樹町市街地 歴舟川右岸の河崖
歴舟川右岸で， 大樹市街地をのせる大樹面の礫層を大樹面堆積物と呼ぶ。 大樹層の基盤にのる層厚 2～3 m の薄い礫層で， 礫層の基底の比高は 3 m ていどで， 上流から下流にむかって低下する。 ソフトローム層ものせない沖積世の段丘礫層である。
模式地 : 大樹町 上歴舟， 歴舟川の右岸の河崖
歴舟川の右岸， 上歴舟から下流に発達する後大樹面の礫層を後大樹面堆積物と呼ぶ。 現河床礫層とよく似た， 花崗岩の亜円礫を主とする礫層であるが， 基底は現河床面下に没しており， 層厚は確かめられない。
| 命名 : | 橋本・武田（1960）， ビラオトリ層 |
| 松井ら（1973）， ビラオトリ層 |
模式地 : 広尾図幅地域内の楽古川の下流右岸のピラオトリ川 [ 以下の [注] 参照 ] との合流点付近
ビラオトリ層は， 橋本・武田（1960）によって， 楽古川の河口付近・ビラオトリ川の下流 [ ← 本図幅の南隣の広尾図幅地域内 ] ， トリボシマ川の下流および円山の南側に分布すると記載され命名されたもので， (1) 楽古川の右岸に， その支流のビラオトリ川との合流点付近から上流ほぼ 500 m にわたって， 模式的な露出がみられる（第 33， 34 図）。 ビラオトリ川での分布は下流部に限られている。
一方， (2) 楽古川の下流の国道の楽古橋の下の小露出 [ ← 広尾図幅地域内 ] を経て， (3) 楽古川の河口から海岸にそって野塚川の河口までの間に， 海崖の基底部に点々と露出がみられる。 さらに (4) 豊似川の右岸で国道が忠類面にのぼる付近をはじめ， (5) 野塚川の中流の上野塚の右岸 [ ← 本図幅の西隣の上豊似図幅地域内 ] ， 豊似川の支流のカムメロべツ川の下流の右岸 [ ← 上豊似図幅地域内 ] ， 歴舟川の支流のヌピナイ川の下流 [ ← 上豊似図幅地域内 ? ] ， 光地園への登り口付近 [ ← 上豊似図幅地域内 ] ， ヌピナイ川・中ノ川の下流部の小支流 [ ← 上豊似図幅地域内 ? ] に数ヵ所， (6) 歴舟川の右岸の相川から能美内 [ 位置不明 ] に下る道路ぞい [ ← 本図幅の北西隣の上札内図幅地域内 ? ] などに小露出が見出された。
Loc. 7280803（十勝団体研究会）にみられるように， 厚い泥炭層・火山灰質粘土層・スコリア質砂層・礫および礫まじり砂層などの互層から成り， 層厚は 7 m + に達する。 忠類礫層に不整合におおわれ， 楽古川にそって下流に向って傾斜している。 本層の上半部には普遍的に， とくにいくつかの層準では密集して， Picea glehni MAST.（アカエゾマツ）の球果， Menyanthes trifoliafa LINNAEUS（ミツガシワ）の種子を産し， 数種の昆虫化石も含まれているが， この間， 上限から 1.4 m の位置に厚さ 40 cm に達する Op-3 が夾在しており， 楽古川にそって Loc. 70D808A や Loc. 72808D-3（十勝団体研究会）などにも連続して認められる。 この事実によって， 第 35 図に示したように， 「拓北面および朝日面にのる Op-3」を挾むローム層と ビラオトリ層の対比が可能となる（十勝団体研究会， 1972a）。 本層下部は， 上部に較べて全体として粗粒化し， 泥炭質シルト層の間に， 厚さ 20～30 cm の亜角礫層を挾んでくるが， 上部に普遍的に産したアカエゾマツ・ミツガシワを産しない。 そして， 最下部に層厚 40 cm 前後の軽石質火山灰層がみられるが， この軽石中および火山灰に黒雲母を多量に産する。 松井ら（1973）は， この軽石質火山灰層の鍵層としての意義を重視し， 黒雲母軽石層（「Bp」）と呼んでいる。
楽古川に沿うビラオトリ層は， 北東に 20～30°傾斜する豊似川層の厚い黒色細～中粒礫岩層の， 大きな起伏を示す削剥面をおおって， 全体として下流にゆるく傾いており， 上部は， 同様にゆるいほぼ現河床面に近い傾きをもつ忠類礫層によって切られている。 模式地付近でも， ビラオトリ層を欠いて豊似川層が直接忠類礫層におおわれている地点もあり， ビラオトリ層の層厚は原地形に左右されて増減する。 なお， この地域では， 露頭が楽古川本流右岸とビラオトリ川下流に限られているので不明確な点が多いが， 観察される限りでは，ビラオトリ層は， この地層の堆積する直前に激しい削によってつくられた， 狭い小規模な谷地形を埋めて形成された， 湿原の堆積物であり， 上位にむかってアバットしつつ拡大した様子がうかがえる。
次に， 先に列挙したビラオトリ層のいくつかの露頭のうち， 特徴的なものについて述べる。
この地点では， 厚さ 3 m ほどの忠類礫層の緩く下流に傾く平坦な基底面に削られて， 同じく下流に傾斜し， 豊似川層の礫岩層を不整合におおうビラオトリ層が分布しているが， ここで見られる層厚は 1～1.5 m ていどに過ぎない。 岩相は， 泥炭・泥炭質シルト層に火山質の薄い砂層を挾む細粒部と， 中～細粒で円磨分級の進まない礫層の互層からなり， 泥炭層からは， Trapa macroda MIKI（シリブトヒシ）， Juglans sieboldiana MAXIMOWICZ（オニグルミ）を多産したが， 模式地に見られたアカエゾマツは見出されなかった。 なお， この露頭の火山灰質砂層は， 有色鉱物として多量に黒雲母を含んでおり， 「Bp」との対比の可能性を示している。
楽古川の河口と野塚川の河口の間の海崖には， 厚い忠類 扇状地礫層の好露出がみられるが， そのゆるく波状を呈する基底面下に， ところどころにほぼ水平なビラオトリ層の露出がみられる。 青灰色ないし灰褐色シルトと泥炭質粘土ないし泥炭の互層を主とし， 淡褐色の砂層を挾んでいる。 Loc. 72809D-4 では泥炭層の中にアカエゾマツの球果を密集して産した。
本図幅地域中央部のこの地区には， 北を約 15 m の河崖で豊似川に断たれ， 南側は尾田面礫層でおおわれた尾田面と， ほとんど高さの差なしに接する忠類面の狭い分布がみられる。 豊似川に面する河崖， 国道 236 号線の改修工事， 新豊似橋架橋工事の現場， 「忠類面を削って流れ， 図道と国鉄 広尾線との中間で豊似川に合流する」小支流ぞいに好露出が観察された （第 36 図）。 [ 豊似の南西方 500 m の ] 豊似川の河崖の地点 42（66B80501）では， 礫層を主とし泥炭および粘土層を夾むビラオトリ層が， 大樹層を不整合におおい， 忠類礫層によって不整合におおわれて露われている。 上記の忠類面を削る小支流（十勝団体研究会， Loc. 6711302）にもビラオトリ層の礫層・白色粘土層・泥炭質粘土層が分布し， ミツガシワ・アカエゾマツを多産する。
この地点は， 標高 200 m 前後の河岸段丘の段丘崖の露頭で， 野塚川の河床から 5 m ていどの高さまでは広尾層群の粘板岩が露出しており， その上に不整合に礫層を主とし， 泥炭層・泥炭質粘土・薄い砂層を挾む層厚 7 m ほどの ビラオトリ層が緩く下流に傾いて露われている。 この上位には， 2 m + の礫層を基底に Op-2・Op-1・Spfa-1 を挾む層厚 4 m に達するローム層がのっている。
尾田面から沖積面に下る道路のかたくずし崖面に， 忠類礫層におおわれた本層の小露出がみられる。 最上部 30 cm は火山灰質のシルトの薄い互層よりなり， その下に 25 cm の Op-3・スコリア薄層を挾む厚い泥炭質粘土が 1.5 m 以上発達している。 泥炭質粘土からは 保存の良好なアカエゾマツの球果・ミツガシワの種子を多産するほか， 数種類の昆虫化石が見出されている。
以上のいくつかの露頭の記載にみられるように， ビラオトリ層は， 忠類礫層の下に起伏の激しい凹地形を埋めて堆積した沼ないし湿地堆積物であり， その標高は海岸のほぼ 0 m から 歴舟川・野塚川などの中流にむけて現地形面とほぼ平行して増大し， 200 m 前後に達している。 楽古橋下の露頭を除くすべての露頭でアカエゾマツ・ミツガシワを多産し， また多くの露頭で Op-3・Bp などの軽石層を泥炭層の間に挾有しており， これらの対比を確実なものとしている。 しかし， これらの露頭を結ぶ広い湿地帯が拡がっていたとは考えにくく， むしろ拓北面を削って形成された起伏の多い低地の凹地にほぼ同時期に大小の湿地が生まれ， 泥炭層が形成されたものであろう。
先に述べた楽古川～野塚川の間の海崖に露われるビラオトリ層を海岸にそって北東に追跡すると， (a) 厚い忠類礫層に不整合におおわれて， 野塚川の河口の左岸の海崖の地点 34（66B803a5）の下部に 暗灰色ないし黒色を呈する亜円磨礫層の互層に青灰色砂層を挾み， ローム質砂および軽石層を上部に載せる地層が露われている。 さらに北東では， (b) 豊似川の河口との中間付近で， 中新世の豊似川礫岩層の突出した露頭から， 北では海崖の下半部を占めて， 円磨分級のすすんだ層理の明らかな礫層が， 豊似川の河口にむかって連続してほぼ水平に分布する。 この地点 29（66B80503）では， 砂礫層をおおって， ローム質シルト・同質砂の互層の間に層厚 30～40 cm に達する Op-3 層がみられる。 忠類礫層の大きく波うつ不整合面がそれらをおおっているため， Op-3 やその上下のシルト質層は断続して海崖にあらわれる（第 37 および 38 図）。 (c) 全く同様の砂礫層に薄い泥炭層を挾む地層が， 紋別川の河口の南側の海崖の下部にも広く露出しており（地点 19（66B80607）， 地点 18（66B80608））， さらに北東方向には 相保島から当縁川の河口に至る相保島面の下にも断続してみられる（地点 6（66C80505））。 ここでも砂層の一部は火山灰質ないし軽石質で黒雲母に富むものが認められる。 (d) [ 本図幅の北隣の忠類図幅地域内の ] 晩成の河口からホロカヤントウ沼・ 生花苗 沼に至る海岸でも， この海岸の上部に 2～3 m の層厚をもって拡がっている相保島礫層の下に， 大きく波うつ不整合面を境に海成砂礫層があらわれている。 十勝団体研究会（1971）は， すでにこの砂礫層に挾在する砂層が 黒雲母を特徴とする火山灰ないし軽石粒を含むことを報告し， さらに有孔虫および海棲珪藻化石群を含むことを確かめ（松井ら， 1973）， ホロカヤントウ層下部との対比について論じている。
以上のように南十勝の海岸にそって点々と露出する海成砂・砂礫層， およびその上部に発達するシルト層には， ビラオトリ層の鍵層である Op-3 および Bp の２枚の軽石層が断続しつつも認められる。 また， 筆者らは， ビラオトリ層の諸露出が忠類礫層および相保島礫層の分布範囲に限られており， その堆積が凹凸のある侵蝕面， すなわち拓北面の形成後の著しい海面下降によってえぐられた， 谷型地形を埋積しつつ進行した状態を示していることに注目したいと考えている。
前述したビラオトリ層の諸特徴は， 十勝団体研究会（1971）が明らかにしている ホロカヤントウ層のそれときわめてよく類似ないし一致している。 十勝団体研究会（1971）によれば， ホロカヤントウ層は晩成Ⅱ面・晩成Ⅲ面よりなる海岸段丘地形をえぐって， 形成された凹地を埋積した湖ないし沼の堆積物と， この水域を埋めて周囲の低夷な丘陵から流れ込んだ扇状地状の堆積物からなっており ，相保島礫層におおわれている。 また温暖から寒冷への変化が Trapa や Juglans を主とする下部から Picea glehni を主とする上部への変化によって示され（矢野， 1972）， この変化は花粉分析によっても詳しく碓かめられている（大江・小坂， 1972）。 ビラオトリ層について今日までにたしかめられた岩相変化は， このホロカヤントウ層のそれと酷似していると云えるだろう。 ただ， ホロカヤソトウ層には， 明らかな Op-3・Bp などのビラオトリ層との対比を確実とする鍵層の挾在は まだ認められていないが， 十勝団体研究会（1971）は， 忠類図幅地域内の忠類村 晩成のナウマン象発掘地点において， 下部の泥炭層に挾まれて分布する火山灰質砂層に， おそらく Bp に由来すると考えられる雲母片が特徴的に含まれることに注目し， 先に触れた生花苗海岸の海成砂礫層との対比の可能性を指摘している。 この海成砂礫層が野塚川と豊似川の間付近から北東に海崖の下部を占めてあらわれ， その上部に Op-3 を挾有している海成砂礫層に連続することは， ほとんど疑いの余地がないであろう。 以上にのべた南十勝の新旧地形面堆積物， 忠類礫層およびビラオトリ層とテフラの関係を模式的に示せば， 第 39 図のようにあらわされる。
なお， ホロカヤントウ層の時代について， 忠類 ナウマン象 第三次発掘調査の諸報告（小山内ら（1971）; 五十嵐ら（1971）; 湊ら（1971））は， それぞれ， 層位学・花粉層序学・アセチルブロマイド法による年代考察にもとづいて， WI ～ M / R にわたるものと述べており， ホロカヤントウ層の下限がどの時代までさかのぼるかは問題が残されている。
命名 : 十勝団体研究会（1971）， 晩成Ⅰ砂層
模式地 : 忠類図幅地域内の大樹町 晩成～ 生花苗 の間の 100～110 m の尾根， 湧洞沼 図幅地域内の豊頃町 湧洞～ 長節 の間の 110～l20 m のやや平坦な尾根を形成する晩成Ⅰ面の下に標式的に分布する。
水平なラミナのよく発達した灰色ないし灰褐色の分級良好な細粒砂層を主とし， シルト質レンズ・軽石質火山灰の薄層を挾む。 砂粒中に雲母片を普遍的にふくむ特徴をもち， 晩成Ⅱ砂礫層とは判然と異なっている。 基底部には細礫まじり砂層ないしは細礫層の発達がみられ， 大きく波状に起伏する不整合面で新第三系をおおう。 層厚は観察される範囲で 3 m ないし 5 m である。 晩成Ⅰ砂層をおおうローム層は発達が貧弱で， Op・Spfa などの降下軽石堆積物も欠いている。
本図幅地域内では， 紋別丘陵の山頂部を占める晩成Ⅰ面に本層の分布が期待されるが， 確めることはできなかった。
| 命名 : | 十勝団体研究会（1971）， 晩成Ⅱ砂礫層 |
| 小山内ら（1971）， 晩成層 |
模式地 : 晩成Ⅱ面の標式地である忠類図幅地域内 大樹町 晩成の段丘崖にそう道路の片くずしにみられる クロスラミナの発達した砂礫層（十勝団体研究会， Loc. 65D8042）。
模式地では基底を確めることはできなかったが， 層厚 8 m + で， 下部は礫質が優勢で上部は砂質に富み分級は良好であるが， 岩相の側方変化は激しい。 礫種は中ノ川層の粘板岩・砂岩・ホルンフェルス・赤色チャートなどの小円礫を主とし， 花崗岩礫， 安山岩・流紋岩など火山岩礫もふくまれている。 また， 砂層の鉱物組成は輝石類を主とし， 雲母を多量に含む晩成Ⅰ砂層とは全く異なった特徴を示す。
晩成Ⅱ砂礫層は， 生花苗沼以北に発達する晩成Ⅱ面および晩成Ⅲ面の下に， 海岸にむかって緩い傾斜を示して分布しており， 晩成Ⅲ面の連続する海崖では， 新第三紀の大樹層・長節層を高さ 10 m ていどの不整合面でおおって， 厚層 10 m に達する本砂礫層が連続した好露出をあらわし， 砂礫の互層， クロスラミナなどのほか， 礫種・砂層の鉱物組成も標式地とよく類似している。 一方， 晩成地域では晩成Ⅲ面の発達が良好でないため明らかではないが， 水井戸の記録によれば， 10 m 前後の層厚をもつ砂（上部）・細円礫（下部）が分布し， ほぼ 10 m の高度に大樹層の基盤が推定される。 また， ホロカヤントウ沼の西南の丘陵では， 本砂礫層の基底部が 10 m 前後の高さをもつ不整合面で大樹層をおおっていることを確かめた。
地形の項でも述べたように， 晩成Ⅱ面の一部は大樹層を削剥した段丘面で， 本砂礫層を全くのせない場合もあり， また， 下位の晩成Ⅲ面は本砂礫層を削って形成された削剥面であることを示している。 十勝団体研究会（1971）の生花苗Ⅱ砂礫層は本砂礫層と同一のものであり， 小山内ら（1971）の晩成層はほぼ本砂礫層に当るものと考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
晩成Ⅱ面には， この砂礫層をおおって 厚いローム層および支笏降下軽石堆積物1（Spfa-1）がよく発達している。 Spfa-1 の下には 2 m に達する硬いローム層があり， スコリア質火山灰の薄層， 2～3 層のチョコレート色埋没土壌帯がみられるが， 詳しい特徴や対比はまだ明らかでない。 また， ローム層の最下部が赤色を帯び， 古赤色土を思わせる部分が認められることがある。 一方， 晩成Ⅲ面には厚い褐色土壌の下に 3 m に達するローム層が発達し， ボール状ローム層， Spfa-1 の下に 2 m 前後の褐色粘土質ローム層がよく発達し， その間に 1～2 層のスコリア質砂層を挾み， 下部にチョコレート色埋没土壌帯を発達させることがあるが， Op 層は認められなかった。
十勝平野には， 広く多くの化石周氷河現象が分布しており， 十勝団体研究会の研究テーマの一つとされている（十勝団体研究会（1968a・1969）; 野川ら（1972））。 ここでは， 十勝団体研究会によって明らかにされた この図幅地域内に観察される 2～3 の周氷河現象について述べておくこととする。
十勝平野に認められる化石周氷河現象には， 微地形として山田（1959）が十勝坊主と呼んだ芝塚（トリカール J.， 1963）と， 土層の断面中に観察される化石構造土， およびインボルーション（involution） [ 以下の [注] 参照 ] がある。 また， 木村ら（1970， 1972）によって報告されているように内陸砂丘も， 寒冷・乾燥な周氷河気候下の産物である。 内陸砂丘を除くこの種の現象は， いずれも周氷河気候下における土壌中の水の凍結によって形成されるもので， 十勝平野において現在形成されつつあるものではなく， 過去の寒冷気候下に形成され化石化したものである。 これらのうち， 砂丘および芝塚は微地形に注意することによって存在が推定されるが， 土層断面に認められる化石構造土やインボルーションなどは， 道路工事などの際の新しい切り割りで発見されることが多い。
野川ら（1972）は， 十勝団体研究会の研究の一環として， 十勝平野に広く分布する化石周氷河現象を調査・観察し， これらの周氷河現象に関与し 移動擾乱を受けている段丘・扇状地礫層・降下軽石堆積物・ローム層と， それを「不整合」におおって水平に分布する 周氷河現象が終了した後に堆積した降下軽石堆積物やローム層との関係を鍵に， 各周氷河現象の形成時期を一つ一つ明らかにすることによって， これらの周氷河現象がいずれも洪積世後期・最終氷期から沖積世に生起しており， 相前後する６回の形成時期にわけられることを明らかにした。
この地点は， 国鉄 広尾線 石坂駅の南方約 1 km， 国道 236 号線が紋別川を渡って忠類面にのぼる切り通しで， 高度約 60 m， 海岸線から 8 km の距離にある。 この国道切り通しの露頭には Spfa-1 や Op-1 層が発達するが， 第 45 図に示されるように， この層序の中に， 少なくも次のような３回のインボルーションが観察される。
本図幅地域内には， 同様のインボルーションが忠類面をおおうローム層の断面にしばしば観測される。 たとえば， 紋別川丘陵の東で忠類面を切って沖積面に下る道路の切り割りでは， Spfa-1 の上部がボール状ローム層とともにじょう乱を受けている。 また， アイボシマ川の河口に近い左岸では， 層厚 3 cm ていどの Op-1 層が大きくうねりながら上位のローム層にもみこまれ， 層厚を著しく膨大させ， 大きく屈曲するところでは薄失するなど， 激しい擾乱を受けている。 なお， この露頭では約 1 m 下位に層厚 25 cm の Op-2 層がみられ， 上面は弱い擾乱を受けているが， 下面にはその影響は認められない。 Op-1 層と Op-2 層との間を埋めるローム層には擾乱のあとが残されていないので， Op-1 層にみられる激しいインボルーションと その 1 m 下位の Op-2 層の上面にみられるものとが 同一の擾乱によるものか別のものなのかは判然としない。
南十勝には， Spfa-1 に由来する古砂丘群が， ローム層および腐植質表土におおわれながら， 特有の波状地形を呈して分布しており， 木村ら（1972）によれば 160 個以上が確認されている。 それらの分布は， 十勝平野中央部の恵庭 a 降下軽石堆積物（E-a）砂丘の分布する上札内 1 面と対比される 忠類面に限られ， 歴舟川の下流の左岸のメム付近に 135 個以上， 紋別川右岸の石坂 切り通し付近に 13 個以上が， そして歴舟川の中流の大和付近（上札内図幅地域）に 7 個が数えられる。 これらの古砂丘は地形面全体にわたっては分布せず， 丘陵地や上位の段丘などの地形に支配され局部的に集合した分布を示している。 なお， 豊似川と野塚川の間の忠類面上にも ピット堀りによって Spfa-2・Spfa-1 の二次堆積物の存在が確かめられているが， 地形上は判然としない。
メム付近の古砂丘は比高 5 m 未満， 長軸の延長 200 m ていどのものが大多数で， 第 8 図に明らかなように長軸方向が一定せず， 背後の丘陵をとり囲むような配列状況を示し， 数個の規模の異なる砂丘が部分的に重なったものも多く， 砂丘の形成過程に周辺の地形による風の変動が著しかったこと， 平坦な十勝平野中央部に形成された E-a 古砂丘群に較べて 形成機構が複雑であったことを物語っている。
第 49 図（木村ら， 1972）にその例を示したように， この古砂丘断面は， Spfa-1 の層厚 80 cm に達する一次堆積層の上に 20 cm ていどの褐色ローム層が発達し， その上に Spfa-1 の二次堆積による砂丘砂 [ 以下の [注] 参照 ] の厚層が形成されている。 この砂丘砂層を 30～40 cm の層厚をもつローム質砂丘砂層がおおい， その境界は漸移的であるが， ローム質砂丘砂層には下位の砂丘砂にみられる斜層理はみられず， そのラミナは複雑に屈曲し， インボルーションを思わせる形態を示している。 この上には， 明瞭な境界をもってボール状ローム層がおおっている。
石坂 切り通し付近の古砂丘群の一部は国道 236 号の両側にその断面をみることができるが， メムのものと同様の特徴を示している。
以上述べたように， この図幅地域中には， 1) and 2) Op-2 層と Spfa-1 層の間に２回のインボルーション形成， 3) Spfa-1 層の堆積後に砂丘形成， 4) 褐色ローム層が関与するインボルーションおよび， 砂丘をおおいボール状ローム層におおわれるインボルーション， そして， 5) ボール状ロームも関与するインボルーション， の少なくも５回の寒冷気候の証拠が見出されることになり， 1)・2)・4)・5) の各インボルーションは寒冷な湿気の多い環境を示し， 3) の砂丘形成時期は寒冷で乾燥した気候条件が卓越していたことを物語っている。 なお， このような南十勝の海岸線に近い地域に多くの周氷河現象が見出されることは， 周氷河地域の拡がりを推定するうえで重要な事実であろう。
これらの周氷河現象はいずれも洪積世・最終氷期に属するものであり， 野川ら（1972）が十勝平野全域についてすでに明らかにしている各寒冷気候とよく一致する。 野川ら（1972）および十勝団体研究会（1972a）が表示した寒冷期のうち， この図幅で確認できないのは， [ 後述する ] 第 5 表に示したように， 十勝平野の中央部に広く分布する E-a による砂丘形成と， 洪積世最末期あるいは沖積世初頭と考えられる ソフトロームにみられる構造土・インボルーションの２回だけである。
この種の現象が， 気候的には寒冷少雪などの条件を必要とすることはいうまでもないが， 同時に小疇（1970）も指摘するように， 火山砕屑物の広い堆積という地質条件が重要な意義をもっていることも無視できない。 また木村ら（1970）も述べているように， 多量の火山灰や軽石の降下が植生を破壊し， 砂丘形成の条件を生み出したと同時に， 寒冷・乾燥気侯は植生の復元を妨げ， 長期にわたって周氷河条件を持続させ， 広い範囲に種々の周氷河現象を引きおこしたであろうことも想像に難くない。
わが国では， 現在の森林限界の高度は， 圏谷底の高度にほぼ一致すると云われている（小林， 1962）。 最終氷期・北部日高山脈における圏谷底の高度は約 1,600 m であることが， 橋本ら（1955）によって明らかにされ， 湊・橋本（1954）， 湊ら（1966， 1969）などの研究は日高山脈にヴルム氷期に属するトッタべツ氷期の５亜氷期と， リス氷期に対比されるポロシリ・トヨニの２氷期が明らかにされている。 また， 小疇（1970）は， 最終氷期の構造土の眼界は現在のそれより 1,800 m 低下したと指摘している。
これらのことから， 最終氷期において十勝平野の全域が周氷河気候地域であったと推定することが可能であり， その範囲は現在の海岸線を越して拡がっていたであろう。 この図幅地域に多くの， 時期と型との異なる周氷河現象が発達していることは， その証拠と考えてよいのではなかろうか。
詳細な気候変化については花粉分析などによる古気候の解明に待つほかないが， 十勝団体研究会（1972a）の対比表に基づいてこれまで述べてきた諸事実を， テフラとその 14C 年代に基づいて編年を試みるなら第 5 表のようにまとめられる。
この地域にあらわれている主要な構造は， 図幅の西南隅を北々西 - 南々東に切る広尾断層と， ほぼこれに平行し大樹市街～紋別川丘陵をむすぶ軸をもつ大樹向斜である。
この断層は， 歴舟川中流の無願の坂付近から南々東に連なり， 広尾町の西部に達するもので， 断層面を直接 確めて断層の性質を詳しく知ることはできないが， 地形的によく追跡でき， また巾 10 数 m ないし 20～30 m にわたって断層破砕帯を認めることができる。 この断層は日高山脈の東麓を形成する中ノ川層群と広尾層群との， 北々西 - 南々東の走向をもつ東に倒れた等斜褶曲地帯のいちじるしい上昇と， 新第三系の緩傾斜 向斜地域の沈降運動とを境する 東おちの構造線としての意味を強くもつ断層であり， 歴舟川地域から南に急激に落差を増すことが地質図からも読みとれる。 なお， この広尾断層を胴切り的に切る数本の東西断層の存在が推定され， いずれも北のブロックが西に， 南のブロックが東へ移動する左水平ずれ断層の様相が推測されるが， いずれも断層面を確認するには至っていない。
この図幅にあらわれる広尾層群は北々西 - 南々東の走向をもち， 東に急傾斜する等斜褶曲帯の一部であり， [ 本図幅の西隣の上豊似図幅地域内の ] 上野塚付近では， 閃緑岩の貫入によって構造はいっそう乱されている。
大樹向斜 : 大樹市街の東から紋別川丘陵の東側を通る北々西 - 南々東の軸をもつ， この図幅地域にあらわれる新第三紀層の全体を含む大規模な向斜である。 軸部は水平ないし緩傾斜の大樹層の上部層で占められ， 南西翼には， 歴舟川のペンケ川 [ 位置不明 ] の下流にみられるように， 豊似川層の上部と大樹層の下部とが関わりあう小規模な褶曲を伴いながら， 翼部にむけて傾斜を増し， 30～50°NE の傾斜を示す豊似川層の厚層を露出するに至る。
一方， 大樹向斜の東北翼は豊頃ドーム構造の南端部を占めて， 忠類図幅地域に広く拡がっている忠類背斜の南西翼部に当る。 この図幅の北端の丘陵地域では露出が乏しく詳細は明らかでないが， 北方から連続する生花苗層群の礫岩層が 30°以下の傾斜をもち， 半ドーム構造を呈している。
このような地質構造の特徴は， この地域の等重力線図（佐藤・山口・松井（1971）; 山口・佐藤・松井（1971））とよい一致を示している。
十勝地域の鮮新世の地史は， FortiPecten takahashii, Cribroelphidium oragonense を代表種とする「滝川・本別動物群」によって特徴づけられる本別層群の堆積盆が， この地域の東部の北見 - 豊頃帯の西側に形成され， 北方から大量の火山砕屑物の供給を受けながら， この堆積盆は東部から上昇運動に転じ， 堆積の中心を西方に移動させつつ縮少し， 汽水 → 淡水化の途をたどった（三谷（1964）; 山口（1966・1970））。
さらに， 鮮新世末から前期洪積世にもひきつづいて， 東部の上昇運動が断続的に西方に向って拡大し， 堆積盆をいっそう西に押しやりつつ 長流枝内 内湾を生成し， 長流枝内層の堆積がおこなわれたこと， 長流枝内層の形成後は居辺 - 幕別を結ぶ地域が上昇運動に転じ， 沈降の中心が音更 - 帯広地域に移動することによって十勝盆地の原形が形成され， この盆地を舞台として中～後期洪積世の地史が繰りひろげられていく（松井ら（1970）; 山口ら（1973））。 すなわち， 十勝盆地は鮮新世から洪積世にひきつづく北見 - 豊頃帯を中心とする東部地域の上昇運動と， 西方の日高山脈の浮きあがりとの間に形成された沈降地域 -- 構造盆地として生み出されたが， 前期洪積世に十勝地域に奥深く浸入し， 長流校内層を堆積した長流校内 内湾は， 忠類付近から本図幅地域， おそらくは大樹向斜で示される構造的凹地を通って， 南十勝に湾口を開いていたことが推測される（山口昇一の未発表資料による）。
ひきつづく前期洪積世末ないし中期洪積世の初頭には， 光地園礫層の形成と， その背景に示される日高山脈の南部の新たな上昇 -- うきあがりがみられ， この運動が前に記した音更 - 帯広を中心とする内陸盆地・十勝盆地を形成する。 この時期に， 南十勝は長流枝内 内湾の湾口部から一転して， 十勝盆地の南縁を限る山麓地域に変り， 日高山脈の南部の山地から供給される粗粒砕屑物からなる光地園礫層を厚く堆積する。 層厚 90 m に達する光地園礫層は， 一連の礫層ではなく顕著な砂層を挾んで， 3 ないしそれ以上の堆積サイクルが認められ， この礫層がかなり長い時間にわたって， いくつもの砂礫層の複合によって形成されたものであることが推定される。
光地園扇状地面を刻んで幕別扇状地面および上更別Ⅰ面が形成され， 南十勝において光地園面の縁には光地園面を削って２段の狭い河岸段丘面が発達し， 幕別扇状地面および上更別Ⅰ面に連なっている。
以上のべた光地園礫層の分布・光地園面を刻む段丘地形と， その北方延長にあたる扇状地の発達とは， 幕別・上更別期を通じて日高山脈南部の上昇と十勝盆地の沈降がひきつづいており， 南十勝地域は北に向って流れくだる広大な扇状地状の地形面におおわれ， 十勝盆地の南縁部に位置していたことを示している。
歴舟川の河谷には数段の河岸段丘がよく発達しており， これらの段丘面は， 先に述べた光地園・幕別・上更別面とは異なり， 歴舟川に沿ってほぼ上流から下流に次第に高度を減じており， その地形的特徴， 段丘を構成する礫層の特徴， 礫層をおおうローム層・降下軽石堆積物などから， 南十勝の十勝盆地から分離・歴舟川の誕生と変化を解明する資料を読みとることができる。
このような変化は， 豊頃丘陵とその南西延長に当る線を境に北側の上昇と南側の沈降を， さらには， かって日高山脈の南部に集中的に認められた上昇運動が 洪積世中～後期に日高山脈の北部に移行し， 日高山脈の南部は 相対的に沈降の傾向を示すという運動を反映していると見ることができるかも知れない。 歴舟川と平行して太平洋に注いでいる豊似川・野塚川などの河川に， 歴舟川にみられるような激しい下刻と段丘群の発達がほとんど認められない事実も， 歴舟川の特異な位置を裏書きするものと云えるであろう。
ビラオトリ層に示される下部から上部への寒冷化は， Würm Ⅰ亜氷期を代表する忠類礫層の形成および， さらに後期の地形面形成， ローム層堆積期にひきつがれ， 南十勝地域はきびしい寒冷気候におおわれる（野川・小坂・松井， 1972）。
忠類礫層は， 南十勝の各河川によって形成された扇状地礫層群の総称とも云うべきものであり， 南十勝全域をおおう大量の礫層の堆積と その堆積面（忠類面）が NWW - SEE にむかう傾斜を示す事実から， この時期に日高山脈の顕著な上昇が北部を中心に開始されたことが推定される。 忠類礫層の堆積は Würm Ⅰ亜氷期から Würm Ⅰ / Würm Ⅱ亜氷期にまでおよんだことが明らかである。
南十勝にはさらに， Op-2・Op-1 および支笏降下軽石堆積物 1 で示される Würm Ⅱ亜氷期に至る地形面を切って， Würm Ⅲ以降の地形面群が発達している。 これらは， 尾田面・石坂面・大樹面に区分されているが， 最も広く分布する尾田面は， 十勝盆地の地形面との対比により， 恵庭 a 降下軽石堆積物以前， すなわち Würm Ⅲ と考えられる。 尾田面・石坂面・大樹面を通じて その傾斜方向は各河川の下流部の方向と一致し， 忠類面よりいっそう北に振れた NW → SE方向を示し， 日高山脈の延長方向とはむしろ平行に近い流路・地形面の傾きをもっている。 このような流路の変更や地形面の特徴は， Würm 氷期において日高山脈の上昇がその中心をいっそう北部に移し， 南部の相対的沈下と相まって， 必従的に形成されたものであることを示している。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Kushiro (2) No. 64
By Masaru MATSUI, Hiroyuki SATOH, Toshiyuki KOSAKA, Seigo MIYASAKA, Seishiro SASAJIMA, Chikara AKIBA, Masayasu MIGlYA and Akira KASUGAI (Written in 1973)
The southern Tokachi district including the mapped area is situated in the south of Tokachi, eastern Hokkaido, represented topographically by the hilly and low lands between the Hidaka mountain range and the Pacific Ocean. This area may be topographically divisible into the following three regions ; Western hilly region, south Tokachi plateaus and coastal elevated plateaus respectively.
The western hilly region belongs to the eastern slope of the South Hidaka massif. This region geologically consists of sedimentary rocks of the Hiroo group of Pre-Tertiary and the Peruhune or the Hiroo and the Taiki groups of Miocene. Older dissected planes, early to middle Pleistocene in age such as Kōchien, Makubetsu and Kami-sarabetsu are preserved on this hilly region and the surfaces of these planes have north-easterly inclination.
The south Tokachi plateaus composed of fans and river terraces occupy the main part of this mapped area. These plateaus are divisible into several planes such as Asahi, Takuhoky, Churui, Oda and Ishisaka in middle to late Pleistocene in age and Taiki in Holocene. These planes incline easterward or southeasterward. It is noticed that the change of direction of inclination of these plateaus since the early Pleistocene to Recent is the cause of the uplift of the Hidaka massif.
On the other hand, the coastal elevated plateaus are divisible into 4 planes being different in altitude and they are traceable along the contour lines between 120 - 100 m, 80 - 40 m, 30 - 20 m and about 10 m.
The stratigraphical succession of this area is shown in Table 1.
| Quaternary | Recent | Overflow deposits | al | Sand, gravel and clay | ||
| Beach sand | s | Sand | ||||
| Peat | p | Peat, peaty clay and volcanic ash | ||||
| Taiki plane deposits | Ta | Gravel | ||||
| Pleostocene | Ishizaka plane deposits | Is | Gravel | |||
| Oda plane deposits | Od | Gravel | ||||
| Sand dune deposits | Ds |
Reworked deposits of
Shikotsu pumice fall | ||||
| Chūrui gravel bed | Ch | Gravel, sand and clayish loam | ||||
| Biratori formation | Bi |
Peat,
clay,
sand,
gravel and
volcanic ash | ||||
| Takuhoku plane deposits | Th | Gravel, sand and clay | ||||
|
Bansei Ⅱ
gravel bed |
Bansei Ⅲ
plane | Ba3 | Sand and gravel | |||
|
Bansei Ⅱ
plane | Ba2 | |||||
| Bansei Ⅰ sand bed | Ba1 | Sand and sandy silt | ||||
|
Neogen -
Tertiary | Miocene |
Taiki
group | Taiki formation | Tk2 | Diatomaceous gray siltstone | |
| Toyoni-gawa formation | Tk1 | Graded sandstone and conglomerate | ||||
| Hf | Hornfels | |||||
| Di | Diorite | |||||
| Pre-Tertiary |
Hidaka
super group | Hiroo group | Hd |
Alternation of
sandstone and clayslate | ||
Hiroo group, the upper member of the Hidaka super-group, consists of the eastern slope of the Hidaka mountains. And the formation developing in this mapped area is the uppermost part of Hiroo group. It is formed by a series of thin alternation of sandstone and slate, complex beds of massive sandstone and slate intercalating beds of thin chert, schalstein, limestone and tuff in several horizons. Judging from those lithologic characteristics, the Hiroo group is correlated with Kamui group, which develops at the western slope of the Hidaka mountain range.
The Hiroo group exhibits a very complicated folded and faulted structure.
Neogene - Tertiary system developed on the eastern side of the southern Hidaka massif is divided into two groups of Peruhune and Taiki in ascending order ; the Taiki group, developing in the mapped area, is subdivided into Oda-mura, Toyoni-gawa and Taiki formations in ascending order.
This formation does not distribute in the area mapped, which is characterized by the dark gray-coloured platy siliceous siltstone, namely "hard shale", intercalating with thin sandstone and tuff layers. The thickness of this formation is about 120 m.
The Toyoni-gawa conglomerate overlies the Oda-mura formation with the conformable relation and is composed of the conglomerate, the pebbles of which are such as granite, migmatite, hornfels, slate and sandstone, derived from the Hidaka belt.
The results of the petrographical studies of Toyoni-gawa conglomerate and its vertical distributions suggest that the Hidaka mountains rapidly upheaved and were rapidly eroded away in Middle Miocene.
The Toyoni-gawa formation is variable in its thickness from north (150 m) to south (1300 m +).
The Taiki formation consists mainly of gray-coloured massive diatomaceous siltstone, and contains commonly molluscs such as Portlandia hayasakai, Lucinoma acutilineata, Propeamussium tateiwai, and Periploma yokoyamai though not abundant. Judging from the molluscan fauna, Taiki group is of middle to late Miocene in age.
The Taiki group forms a large synclinal structure (Taiki syncline) and in this mapped area, is cut by the Hiroo fault on the western border. General trend of Hiroo fault and Taiki syncline is NW - SE direction, namely, parallel to the Hidaka mountains.
It is noticed that fanglomeratic and river terrace deposits prevail throughout the whole sequences, and the western hinter land, namely Hidaka belt has been eroded away vigorously in Pleistocene.
These gravel deposits are divided into two groups ; the older, dissected gravel formation and the younger, south Tokachi fan and terrace deposits. These two groups differ from each other in distribution, inclination of planes and kind of pebble, and these facts suggest that the upheaval movements in the Hidaka belt since the early Pleistocene were not simultaneous at places, that is to say, the southern Hidaka belt was earier than the northern one with respect to the rapid upheaval.
For the correlation of the topographic surfaces in this plain, several pumice-fall deposits and buried soils were used as excellent key-beds, viz. in descending order, Eniwa pumice-fall deposit "a", Shikotsu pumice-fall deposit 1 and 2, orange-coloured pumice-fall 1 and 3, choco1ate-coloured buried soils Ⅰ, Ⅱ and Ⅲ, red paleosol, and white clay. Their characteristic features are briefly described.
The younger pumice-fall deposits in the Tokachi plain, including the mapped area, are roughly estimated to have accumulated from about 50,000 years to about 10,000 years B.P. This estimation is based upon the 14C ages of the several horizons of pumice-fall deposits.
Several chocolate-coloured buried soils and red paleosol horizons are found in cross sections of older loam. They seem to have been formed during a climatically suitable stage for soil formation. Especially, the red paleosol, consisting of the uppermost part of Makubetsu fan deposits, is considered to have been formed in the interglacial of the middle Pleistocene. On the other - hand, "white clay", coverlng the Kōchien gravel formation, is formed in some particular conditions, previous to the red paleosol.
The Kōchien gravel formation, being about 90 m thick, is composed of decayed cobbly gravel which consists of sandstone and slate derived from Hiroo group, hornfels and granite, with clayish matrix. The strata expose typically along the valley of some tributaries of the Reki-hune river, beneath the deeply dissected Kōchien plane in the west neighbouring area. This gravel formation, though originally it was distributed extensively and lost its greater parts by dissection in late stages, is traceable to far north across the valley of the Reki-hune river.
This gravel formation makes extensively fan topographic features partly dissecting the Kōchien formation and mostly extending to north with gentle inclination. The red or reddish-brown paleosol, 2 - 2.5 m in thickness, develops on the deposits.
Along the Reki-hune river, several fan and terrace deposits, such as Asahi plane deposits, Takuhoku plane deposits, Chūrui gravel formation, Oda plane deposits, Ishisaka plane deposits and Taiki plane deposits are developed in ascending order.
These deposits were formed one after another by the struggle and dissection of the upper stream of Reko-hune river in the middle Pleistocene. Forming rather dissected surface planes, the cobbly deposits with a thickness of about 20 m, lie unconformably on the eroded surface of older strata.
The Chūrui gravel formation has a thickness of about 20 m and is composed of laminated cobbly to pebbly gravel with thin lenticular silty loam and sand layers in various horizons. Tephronchronologic investigation revealed the date of Chūrui gravel formation to be younger than Op-3 and older than the spfa-1 and 2. Chūrui gravel formation, though originally it formed broadly extensive plane, lost its upper part by the dissection in the Oda and Ishisaka stages.
Along the rivers such as Reki-hune, Mombetsu, Toyoni and Notsuka, there are found thin fan and terrace gravel deposits in latest Pleistocene to early Holocene. Oda plane deposit is younger than Spfa-1 and older than ball structured loam, Ishisaka plane deposit is younger than ball structured loam and older than soft loam, and Taiki plane deposit younger than soft loam, respectively.
The Biraotori formation in the type locality along the Rakko river in the southern neighbouring area consists of peat, peaty clay and sub-angular gravels, intercalating with volcanic ash and pumice falls (Op-3). Fragmental plant remains, Picea glehni, Menyanthes trifoliata, Trapa macrpoda and Juglans sieboldiana are abundantly contained in several horizons. Judging from the stratigraphic relations, the sand - gravel deposits exposed in the lower part of the coastal cliff in the Notsuka area, are near the estuary of Mombetsu and Aibo-shima rivers.
The Horokayanto formation, developing in the Bansei-Horokayanto area, is correlated with the Biraotori formation, too.
Bansei Ⅰ sand deposits were observed on the Mombetsu-gawa hill and Yudo - Chūbushi areas, and are composed of laminated medium- to fine-grained sand, containing biotite particles. The thickness ranges from 5 m to 10 m.
Bansei Ⅱ sand-gravel deposits being developed in Maru-yama, Mombetsu-gawa hill and Toberi areas, are composed of pebble bearing coarse- to medium-sized sand. They are regarded as marine deposits from its rock facies. The thickness ranges 10 - 20 m.
In the Taiki district, buried periglacial phenomena such as involutions and sand-dunes were found in places by the studies of the Tokachi Research Group. In the Chūrui plane deposits exposed along the road side near Ishisaka village, three periglacial phases have been detected by ascertaining the stratigraphical relation among several pumice-falls and loams in which involution comes into existence. On the other hand, on the Chūrui plane developing in the Memu and Toyoni areas, there have been detected more than 150 ancient dunes, which derived from the Spfa-1 under the cold and arid conditions.
Considering the studies of Tokachi Research Group, these cold climate phenomena, suggesting the epoch of cold climate in this district, are analysed stratigraphically as shown in Table 2.
After the latest glacial stage in the southern Tokachi district, there are deposited the lowest river terrace gravels, fluvial piane deposits, marsh and beach sands prevailed therein to make the nearly present configuration. The coastal areas have been eroded away incessantly throughout the Holocene.
昭和 49 年 3 月 25 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1974, Geological Survey of Japan