５万分の１地質図幅説明書
（旭川 第 38 号）
通商産業技官 対馬坤六
通商産業技官 田中啓策
通商産業技官 松野久也
通商産業技官 山口昇一
地質調査所
昭和 33 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 白堊系 II.1.1 中部蝦夷層群 II.1.2 上部蝦夷層群 II.1.3 岩相および化石の産状 II.2 第三系 II.2.1 小平夾炭層 II.2.2 達布層 II.2.3 寧楽層 II.2.4 十五線沢層 II.2.5 あらき沢夾炭層 II.2.6 築別層 II.2.7 古丹別層 II.3 岩脈 II.3.1 粗粒玄武岩 II.3.2 無斑晶安山岩 II.4 第四系 II.5 地質構造 III. 応用地質 III.1 砂白金 III.2 石炭 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書 （昭和 32 年稿）
（旭川 第 38 号）
本図幅の野外調査は昭和 28・29 年の両年にわたって行われ， 白堊系については， 東隣の幌加内図幅地域西側の白堊系もあわせて田中啓策， 第三系については対馬坤六・松野久也および山口昇一が担当して実施した。 なお， 第三系のうち小平蘂川から北部を主として松野・山口が， 南部を対馬が分担した。 室内作業は 白堊系については田中により， 第三系については他の３名により進められた。
調査に当って， 図幅地域の南半部， 下紀念別沢以西の地域の踏査には， 北海道炭砿汽船株式会社によって実測された縮尺１万分の１の地形図を， 他の地域は旭川営林局から提供された縮尺２万分の１の林班図を使用した。 また天塩鉄道株式会社住吉鉱業所から種々の便宜と資料の提供を受けた。 白堊系の動物化石鑑定にあたっては， 九州大学の松本達郎教授より御教示をいたゞいた。 白堊系の砂岩および凝灰岩の検鏡は本所角靖夫技官によった。 第三系の植物化石の鑑定には遠藤誠道博士および北海道大学の棚井敏雅助教授， 有孔虫化石については東北大学の浅野清教授， 貝化石については同大学の小高民夫学士の協力を得た。
本図幅地域は北海道の中央部からやゝ北西寄りに位置し， 主要部は天塩山脈に源を発し， 西に流れて日本海に注ぐ 小平蘂 川の流域から， 古丹別川の支流三毛別川の流域にまたがる。
地域内には顕著な火成岩がなく全域が水成岩によって構成されており， 高度 500 m を超えることはまれである。
図幅地域の東部， 白堊系の分布する地域は おもに中部蝦夷層群および上部蝦夷層群の泥岩によって占められるので， 一般に高度 300 m 以下の低い山地を形成する。 しかし 中部蝦夷層群の一員である中紀念別砂岩層（Ml）はしばしば顕著な山稜を形成し， 山稜高度は一般に 400 m 内外である。
図幅地域の第三系の分布する地域の北半部に見られる地形は， 築別層下部の砂岩層， 古丹別層の硬質凝灰岩層および多くの礫岩層の示す地質構造に支配され， 山稜の斜面はこれらの地層の傾斜側にゆるく反対側に急斜している。 なかでも 古丹別層の硬質凝灰岩層（tf1）によって構成される 大天狗岳・小天狗岳およびこの北方に連なる山稜は 高度 500 m を超える稜線を形成している。 南半部の第三系分布地域はおゝむね前述の地域より低い山地からなり， 地質構造に支配されて地形は複雑である。 一般に 300 m 以下の高度であるが， 寧楽層下部の硬質砂岩層の分布する山地は比較的周囲より高い。
本地域はほとんど山地によって占められているので， 農耕地として利用できる平垣地は小平蘂川沿岸を除いては， まとまったものはほとんどない。 それも幅はせいぜい 1 km 内外であり， 何段かの河岸段丘および冲積氾濫原によって構成されている。
本図幅地域の地質は 白堊紀の中部蝦夷層群の上半部および上部蝦夷層群， 古第三紀の小平夾炭層・達布層， 新第三紀の寧楽層・十五線沢層・あらき沢夾炭層・築別層および古丹別層， 第四紀の河岸段丘堆積層および冲積層によって構成される。 これらの層序関係を模式的に表示すると第 1 表の通りである。
本図幅地域の白堊系は東隣りの 幌加内 図幅地域， および両地方の北方にもわたって広く分布するものの一部に当る。 この白堊系は 中部蝦夷層群（宮古統上部階～ギリヤーク統上部階） および上部蝦夷層群（ギリヤーク統上部階～ヘトナイ統下部階）からなる。 中部蝦夷層群はさらに主部と最上部とに区分されるが， 主部はその上部だけが現出している。 主部は泥岩を主とし， 化石に乏しいが， 最上部は中部蝦夷層群の最上部とされている佐久層 6), 15) に相当する地層であって， 砂岩を混えるようになり， アンモナイトやイノセラムスの化石に富む。 上部蝦夷層群は 主として泥岩からなる主部と泥質砂岩が含まれてくる最上部とに区分され， 全般を通じてアンモナイトやイノセラムスの化石を豊富に産出する。 白堊系は古第三系との間に著しい構造的間隙を示さないが， 前者と新第三系との間には著しい構造的差異がある。 白堊系は大局的にみると南部において大きな鼻状構造をなすが， 褶曲構造や断層が発達して複雑な構造を呈し， 他方北部では比較的単純な構造を示している。
第三系は図幅地域の大半を占め西部寄りに分布するが， 図幅地域の南東隅にも小範囲に分布する。 これらの第三系の地層はかなり複雑な構造を示すが， 特に先古丹別層の諸層の構造は複雑である。 すなわち図幅地域の南西部では， 一括して小平夾炭層とした石狩統に対比されている地層， これを平行不整合に被覆する幌内層に対比されている達布層， さらにその上位にほゞ平行不整合的関係をもって横たわる新第三系の寧楽層が発達し， 非常に複雑な地質構造を示している。 これらの一連の地層は全層厚 4,000 m 以上に達し， 白堊系を不整合に覆う新第三系の 十五線沢層・あらき沢夾炭層および築別層の上に南西方向から衝上している。
これに対し北部では， 寧楽層とほゞ同時代の堆積と考えられる十五線沢層， これから漸移するあらき沢夾炭層およびこれを不整合に覆う築別層が， 直接白堊系を不整合に覆うている。 これらの全層厚は最大 1,200 m に達する。 十五線沢層および築別層の一部は， 天狗山から南方へ延び， 小平蘂川を越えて下紀念別沢の東岸沿いに図幅地域の南端まで追跡される。
図幅地域南東部の第三系は， 白堊系を不整合に覆う小平夾炭層およびさらにこれを不整合に覆う寧楽層であり， いずれもその分布範囲は狭い。
古丹別層は寧楽層および築別層以前の地層が， 造構造運動をうけて転位した後， 陸化削剝の時期を経て， 本図幅地域中央部から以北に形成された沈降帯に堆積したもので， 層厚は図幅地域内で約 3,700 m に達し， 全体で 6,000 m を超す。 古丹別層は小平蘂川北部に厚く発達しているのに対して， 古丹別層以前の地層は小平蘂川以南に厚く発達している。 このことから， 古第三紀から新第三紀初期にかけては図幅地域の中部以南が沈降帯となっていたが， 新第三紀中期から以降は 逆に北部が著しい沈降運動の支配をうけるに到ったものと考えられる。
火成活動としては， 小平夾炭層を貫ぬく粗粒玄武岩 および寧楽層を貫ぬく無斑晶安山岩があげられる。 それらの貫入の時期は新第三紀末期と推定される。
地質構造は第三系も白堊系と同様， 図幅地域南半部においてきわめて複雑である。 すなわち， 南半部において古丹別層以前の地層は大観すると 北西 - 南東方向の褶曲軸， 断層が卓越し， 北半部では N ‒ S 性の比較的単調な構造を示している。 古丹別層堆積前， 寧楽層あるいは築別層堆積後に著しい構造運動があり， 古丹別層は著しい覆蔽不整合面をもって下位の地層を覆っている。
第四系は各河川の流路に沿って発達する数段の段丘を構成する段丘堆積層， および氾濫原を形成する冲積層である。
白堊系の岩相的層序区分は， とくに細粒堆積物における粒度の垂直的変化 および含有される砂岩薄層・凝灰質岩・海緑石粒・石灰質団塊・大型動物化石の量 （できるだけ分布密度を表わすようにした。 量の基準については， 極多， 多， 普通， 少， 稀および極稀に区別した）についての垂直的変化を基準としてなされた。 その結果， 小平蘂川流域（本図幅地域および幌加内図幅地域の西部を含む）の白堊系の層序の概略は 第 1 図 [ 以下の [注] 参照 ] の通りとなる。 なお層理， 剝理性の発達状況および化石相， とくにアンモナイトとイノセラムスとの優劣度， アンモナイトの殼の形態によって規定される地層中における分布状態などの， 垂直的変化も層序区分の基準とした。
アンモナイトの殻の形態を規定するおもな要素は 螺環の断面， 螺環の成長速度， 螺環の巻き方の程度， 表面装飾および殼の厚さである。
次に白堊系の地層を構成する堆積岩のあるものについて， それらの性状を簡単に述べる。 こゝで泥岩としたものはシルト岩と粘土岩とを一括したものであるが， こゝではむしろ後者を主体とするものである。 砂質泥岩としたものは， 細粒～極細粒砂岩の葉層が余り発達しないものであり， 葉理砂質泥岩としたものは， 砂岩の葉層が顕著に発達して微細な縞状を呈するものであって， この砂岩の葉層はしばしば 1 cm 内外の厚さとなる。 以上の泥質岩は 一般に細粒になると黒色～黒灰色を呈し， 粗粒になると暗灰色を呈するようになり， ときどき頁岩質， さらに頁岩となる。 細砂質シルト岩ないしシルト質細砂岩は一般に暗灰色～灰色を呈し， ときには多少緑色または青色を帯びることがある。 砂岩泥岩細互層はしばしば明瞭に graded bedding を示し， 互層を構成する各単層の厚さは一般に 5～10 cm であるが， ときには 30 cm 内外に及ぶこともある。 凝灰岩は一般に白色を呈するが， 緑色を帯びることもあり， 酸性および中性であって， その構成物はガラス質のものもあれば結晶質のものもあり， さらに浮石質のものもあって， 風化するとしばしばベントナイト質となる。 なお砂岩岩脈は白堊系の分布地域において諸所にみられ， とくに南部地区の西側および中部地区の西側に発達している。
白堊系の地層は層準によって岩相が水平方向にかなり変化することがある。 したがって， 層序の記述においては幌加内図幅地域の場合をも含める。 この場合， 地層の分布状態および岩相の水平的変化を大局的にみると， 白堊系の分布地域は次のように区分される。
各層から産出する化石は， 各層群の「産出化石および対比」の項目における化石表（第 2～8 表）に示される。
本層群は厚さ 3,000 m 余りの整合する一連の地層であって， 下位から Ma … Mn および Mo の 15 層に区分される。 各層間の岩質変化は一般に緩慢であるが， 比較的急激な場合もある。 最下部（Ma～Mc）は砂岩・礫岩を主とする粗粒堆積物であって， 石灰質団塊や動物化石に乏しい。 最下部の厚さは 800 m 内外である。 主部（Md～Mk）は 2,000 m 内外の厚さをもち， 最下部から漸移する砂岩泥互層に始まり， 比較的単調均質な細粒堆積物から構成される。 主部には石灰質団塊や動物化石が幾分含まれるようになり， またその上部では凝灰岩もわりに挾まれてくる。 最上部（Ml～Mo）はふたゝび粗粒となって， やゝ厚い砂岩に始まり， 泥岩に砂岩をひんぱんに伴なう地層からなり， 石灰質団塊やアンモナイト・イノセラムスの化石に富む。 この部分の厚さは 500 m 内外である。 なお最下部および主部の泥岩にはしばしば頁岩となっている部分がみられる。 本図幅地域においては， Mh より上位の地層が分布している。 以下本図幅地域に分布する地層だけを， 幌加内図幅地域の場合をも含めて記述する。
Mh : 厚さ 350 m 内外であるが， 本図幅地域内では上半部だけが露出する。 泥岩・砂質泥岩からなり， 一般に頁岩質である。 この泥岩は上部ではきわめて均質， 細粒である。 また中部地区の北側・北部地区では部分的に頁岩となっている。 灰色砂岩の薄層がまれに挾まっている。 凝灰岩は全体としてまれであるが， 本層の上部には多く挾在する。 その厚さは一般に 10 m 内外であるが， ときには 1 cm に及ぶこともある。 中部には厚さ 5～10 cm の中粒海緑石砂岩が２～３層介在する。 石灰質団塊（以下これをたんに団塊と呼ぶことがある）は少なく， まれには厚さ 10 cm 内外の層状で挾まれる。 金尻沢（幌加内図幅地域内）では 本層中部に径 5 m 内外の暗灰色石灰岩レンズが存在し， アンモナイト・貝の化石を多量に含む。
化石は前述の石灰岩以外では全体として多くなく， おもに団塊から産出する。 下部ではアンモナイト， とくに III 群の Desmoceras (Pseudouhligella)， 上部および最上部ではイノセラムスが優勢である。 なお下部および上部から産出する化石と最上部のそれとは内容が全く異なっていて， それぞれ別の化石動物群に属する（第 2 表参照）。
Mi : 厚さ約 30～90 m。 岩相は場所によって幾分異なる。 すなわち南部地区および中部地区では帯緑色（海緑石質）， 無層理シルト質細砂岩～細砂質シルト岩である。 北部地区では 緑色砂岩薄層および 葉層をひんぱんに挾む帯緑色（海緑石質）シルト岩である。 本層には炭質物微片が多量に含まれる。 緑色を帯びる砂岩には石英・斜長石・海緑石の結晶がみられる。 凝灰岩は薄層をなしてきわめてまれに介在する。 石灰質団塊は僅かであり， 一般に緑色を帯び， 植物化石の破片を多量に含む。
化石は団塊から産出し， 全体として僅かであるが， 南部地区西側では多量に含まれる。 アンモナイトの方がイノセラムスよりも優勢である。 アンモナイトでは III 群の Tragodesmoceroides が優勢であり， 異常型のもの（例えば VIIa 群の Sciponoceras）も少なくない。 なお異常型のものは南部地区西側に優勢である。 イノセラムスでは殼面装飾の粗い I. teshioensis が優勢である。
Mj : 厚さ 350 m 内外。 下部は砂質泥岩・泥岩からなり， 砂岩薄層をまれに挾む。 上部は一般に泥岩からなり， その中部 20～40 m の部分はシルト岩である。 上部には砂岩薄層がきわめてまれである。 本層の泥岩にはしばしばきわめて均質， 細粒の部分があり， また頁岩質となる部分もある。 凝灰岩および凝灰質砂岩は下部では少ないが， 上部では普通にみられる。 それらの厚さは一般に 5～10 cm であるが， ときどき 0.3 ないし 1 m に及ぶ。 凝灰岩はガラス・斜長石（灰曹長石）・石英・黒雲母からなる。 小平蘂川上流（幌加内図幅地域内）では下部に厚さ 12 m 内外の白色凝灰岩が介在する。 石灰質団塊は下部よりも上部の方に多くなり， 上部には多量に含まれ， 一般に扁平である。
化石は下部よりも中部～上部により多くみられ， とくに中部では多量に含まれる。 化石は一般に団塊から産出する。 アンモナイトとイノセラムスとは同じくらいに産出するが， 下部および上部ではどちらかというとイノセラムスの方が優勢であり， これに反して中部ではどちらかというとアンモナイトの方が優勢である。 アンモナイトのうちでは， IV 群の Mesopuzosia， III 群の Tragodesmoceroides が優勢であり， 異常型のものは少ない。 また異常型のアンモナイトはとくに南部地区西側において上部に優勢である。 イノセラムスでは， 殼面装飾の細かい I. tenuistriatus が下部に優勢であり， それに反して 殼面装飾の粗い I. teshioensis および I. hobetsensis が上部に優勢である。
Mk : 厚さ 130 m 内外。 一般に無層理砂質泥岩・泥岩である。 下限には厚さ 20～30 m の無層理シルト質細砂岩～シルト岩がある。 また場所によって， とくに南部地区西側において上部約 30 m の部分は無層理シルト岩である。 厚さ 0.3 m 内外の灰色砂岩薄層が少しく介在し， むしろ南部地区西側により多い。 凝灰岩はまれにみられる。 石灰質団塊は少なく， 化石は僅かに産出する。
Ml（中紀念別砂岩層）: 中紀念別沢下流および上紀念別沢上流に標式的に発達している。
本層は砂岩が優勢であることによって特徴づけられ， そのためにこの地域の白堊系の構造が複雑であるにもかゝわらず， 有効な鍵層として容易に追跡される。 しかし層厚， 岩相は場所によってかなり変化する。
南部地区西側（上紀念別沢本流の下流部を除く）では 80 m 内外の厚さを有し， 本層の上部は下部に較べて粗粒であり， かつ化石に富む。
下部には 柔軟泥質中粒～細粒砂岩・堅硬中粒～細粒砂岩とシルト岩とが 0.1～0.3 m ごとに互層する地層からなる。 砂岩は緑灰色～青灰色を呈し， 炭質物微片を縞状に含む。 シルト岩は炭質物微片および石灰質団塊を多く含み， この団塊中には化石が多い。 団塊の形態は一般に球状に近い。
上部は緑灰色～青灰色， 粗粒～中粒砂岩を主とする。 砂岩は 0.3～1 m おきに成層し， 下部に較べて泥質岩の薄層を挾む程度が弱い。 またこの砂岩は泥岩の小偽礫をしばしば含み， 炭質物微片を縞状に， また多くの植物化石の破片， さらに僅かではあるが炭化木をも含む。 なお砂岩はしばしば細礫質となり， さらに礫岩薄層を少なくとも２層挾む。 この礫岩は 0.3～1.5 m くらいの厚さであって， 淘汰および成層状態が比較的良好な場合と不良な場合とがある。 この礫岩には 一般に拳大の半分以下（ときには人頭大の半分に及ぶ）の円礫が密集して含まれ， さらに泥岩の偽礫も多くみられる。 礫には砂岩・粘板岩・チャート・花崗岩質岩・流紋岩・石英安山岩， さらに白堊系の堆積岩（泥灰岩・砂岩・泥岩）などがある。 砂岩中に挾在する泥質岩には団塊がまれである。 なお生痕・砂管（サンドパイプ）がしばしば砂岩・シルト岩中にみられる。 また泥質岩と互層をなす部分の砂岩層の下面には痕跡的な漣痕がまれにみられる。 本層の砂岩は 石英・ 斜長石・ 方解石・ 緑泥石・ 黒雲母・ 絹雲母・ 磁鉄鉱・ 砂岩および頁岩の岩片から構成されている。
この地区では， 石灰質団塊は一般に植物化石の破片をきわめて多量に含み， さらに浮石片を多量に含むこともある。 青白色凝灰岩が場所によってはきわめてまれに介在することがあり， その厚さは 0.3 m 内外である。
南部地区東側（西側の上紀念別沢本流の下流部を含む）・中部地区・北部地区では 50 m 内外の厚さを有する。 緑灰色， 堅硬， 中粒砂岩と砂質泥岩との互層であるが， どちらかというと砂岩の方が優勢であり， 各単層の厚さは 0.1～1 m， ときには 3 m に及ぶ。 泥質岩中には団塊がまれに含まれる。
化石は南部地区西側では団塊からも砂岩からもきわめて多く産出し， さらに泥質岩中にも含まれている [ 以下の [注] 参照 ] 。 アンモナイトの方がイノセラムスよりもはるかに優勢である。 アンモナイトについてみると 南部地区西側の西方では異常型の VIIc 群の Bostrychoceras, Scalarites, VIIb 群の Scaphites が優勢であるが， 東方では IV 群の Mesopuzosia が優勢であって， 異常型のものは少ない。 イノセラムスでは殼面装飾の粗い I. teshioensis および I. hobetsensis が優勢である。 なお南部地区西側の西方では 砂岩のきわめて粗粒となった部分に瀕海ないし浅海性貝化石が多い。 これに反して南部地区の東側・中部地区・北部地区では化石の産出はまれである。
Mm : 厚さ約 100m。 葉理砂質泥岩およびシルト岩からなり， 下部は上部に較べてシルト岩が優勢である。 本層には層理が発達している。 緑灰色および灰色砂岩薄層がひんぱんに存在し， その厚さは 5～10 cm， ときには 30 cm に及ぶ。 凝灰岩はまれに含まれる。 石灰質団塊は少なく， そのなかに多量の植物化石の破片を含む。
化石は普通に産出し， 一般に団塊からみいだされる。 アンモナイトの方がイノセラムスに較べてはるかに優勢である。 アンモナイトのうちでは異常型の VIIb 群の Scaphites が優勢である。 なお異常型のアンモナイトはとくに南部地区西側において優勢である。
Mn : 厚さ 200 m 内外。 泥岩・砂質泥岩からなるが， どちらかというと下部の方が上部に較べてより細粒・均質である。 泥岩はしばしば頁岩質となっている。 砂岩の薄層は少ししか含まれない。 凝灰岩および凝灰質砂岩が本層の全体にわたってまれにみられ， 厚さは 10～30 cm である。 凝灰質砂岩は 斜長石（灰曹長石・中性～曹灰長石のほかに亜灰長石）・石英のほかに， まれに 変質した有色鉱物（輝石または角閃石と思われる)・黒雲母・火山岩断片を含んでいる。 石灰質団塊は一般に多くないが， 局部的に多いこともある。 団塊中には植物化石の破片が少なくない。
化石は本層の全体にわたって普通に含まれる。 下部では主として団塊から産出し， アンモナイトの方がイノセラムスに較べてはるかに優勢である。 アンモナイトのうちでは， 異常型のもの（例えば VIIc 群の Bostrychoceras， VIIb 群の Scaphites）のほかに II 群の Epigoniceras， IV 群の Mesopuzosia も優勢である。 上部では化石は団塊・母岩いずれにも同じくらい含まれ， イノセラムスの方がアンモナイトよりも優勢となる。 イノセラムスでは， I. hobetsensis のほかに I. incertus も優勢である。 また Inoceramus hobetsensis の化石はしばしば大型である。 なお異常型のアンモナイトはとくに南部地区西側において優勢である。
Mo : 厚さは南部地区の西側において 100 m 内外であるが， 他の地区では 150 m 内外に及ぶ。 おもに葉理砂質泥岩からなり， 泥岩はしばしば頁岩質となっている。 下限は厚さ約 30 m の無層理シルト岩である。 本層には層理が発達している。 厚さ 0.1～0.3 m（ときには 1 m 内外に及ぶ）の 緑灰色中粒～細粒砂岩がひんぱんに介在する。 凝灰岩および凝灰質砂岩は本層の全体にわたって普通にみられ， 厚さは 0.3 m 内外である。 石灰質団塊は多く含まれ， わりに扁平な形を呈し， 長径 0.5 m 内外の大きさのことが少なくない。
化石は， 団塊からも母岩（泥質岩の部分）からも多く産出している。 イノセラムスの方がアンモナイトよりもはるかに優勢である。 イノセラムスでは Inoceramus hobetsensis が多産し， I. iburiensis も少なくない。 アンモナイトでは IV 群の Mesopuzosia が優勢であり， 異常型のものは少ない。 なお Inoceramus hobetsensis の化石には大型のものも多く， これがしばしば大型の団塊の表面をなしている。 I. hobetsensis の化石は一般に片殼のものであるが， 合殼のものも若干みられる。 一般に前者の場合では殻の凸面を， 後者の場合では左殻を下方に向けている。 また 大型の Mesopuzosia の化石自体が １つの大きな団塊を形成している場合もしばしばみられる。 なお Teredo（穿孔性二枚貝）によってあけられた孔の内型が沢山含まれる 炭化木も産出している。 さらに「かに」および双子葉植物の葉の化石も産出する。
産出化石および対比 : これまでに述べてきた中部蝦夷層群の各層の産出化石を第 2， 3， 4 表に示す。
Mh の産出化石は下部～上部と最上部とで内容が全く異なっている。 したがって Mh は 下部～上部がギリヤーク統下部階に， 最上部が同統上部階に対比される。 Mi～Mo は Mh の最上部と同様にギリヤーク統上部階に対比される。 そのうち Ml～Mo（中部蝦夷層群最上部）は 層序的位置および岩相から判断すると， 安平志内川流域の佐久層 6) にほゞ相当する。 ギリヤーク統上部階の厚さは他地域の場合に較べて異常に大きく， 約 1,200 m である。 なお参考のために 中部蝦夷層群最下部～主部（Mh より下位の地層）から産出する化石を第 5 表に示す。
本層群は比較的緩慢な岩相変化をもって， 中部蝦夷層群につゞく整合に重なる一連の地層であり， 1,700 m 近くの厚さを有する。 本層群は下位から Ua … Uk および Ul の 12 層に区分される。 各層間の岩質変化は一般に緩慢である。 主部（Ua～Ug）は厚さ 1,200 m 内外の比較的単調均質な細粒堆積物であって， 凝灰岩をひんぱんに挾み， また処々に海緑石粒を多量に含む。 主部には石灰質団塊およびアンモナイト・イノセラムスの化石が豊富である。 最上部（Uh～Ul）も主部と同様の地層であるが， 幾分粗粒となり， 凝灰岩に乏しい。 最上部の厚さは 500 m に近い。 なお本層群の泥質岩には頁岩となっている部分がほとんどみられない点は， 中部蝦夷層群の場合と異なる。
Ua : 厚さ 200 m 内外。 無層理砂質泥岩・泥岩を主とし， 中部に厚さ 30～50 m， 上部に厚さ 20～30 m の無層理シルト岩を伴なう。 青灰色砂岩の薄層（厚さ 2～10 cm）が少し介在する。 この砂岩には， 斜長石・石英のほかにまれに黒雲母がみられ， さらに火山岩（安山岩・石英安山岩）断片も少なくない。 凝灰岩は乏しいが， 上部では緑色～白色凝灰岩が普通にみられ， 厚さは一般に 5 cm 以下であるが， ときには 1.5 m に及ぶこともある。 凝灰岩は 斜長石（中性長石）・ 石英・ 変質した有色鉱物（角閃石または輝石と思われる）浮石片・ 火山岩断片からなる。 海緑石粒は上部に少ないが， 中部では海緑石砂岩の薄層および葉層として普通にみられる。 石灰質団塊は少ないが， 場所によって普通のこともあり， 一般に球状を呈し， しばしば径 0.5 m 内外の大きさに達する。
化石の産出は少ない。 そのうちイノセラムスの方がアンモナイトよりも優勢である。 Inoceramus hobetsensis には大型のものが多い。 下部から産出するイノセラムスのうちでは I. incertus が優勢である。 なお下部と上部とでは産出化石の内容， とくにイノセラムスの内容が異なっている（第 6 表参照）。
Ub（上紀念別シルト質細砂岩層）: 小平村御料十五線～上紀念別沢下流間に標式的に発達している。
本層はその特徴的な岩相によって容易に追跡され， この地域の白堊系の複雑な構造を解明するのにきわめて有効な鍵層である。 厚さは南部地区西側では約 30 m， その他の地区では 50～100 m である。 主として無層理シルト質細砂岩～シルト岩からなり， 一般に下位から上位に向かって細粒となる傾向を示すが， 岩相は場所によってかなり異なる。
南部地区の東側・西側， 中部地区の南側では下限に厚さ 2～6 m の粗粒～中粒海緑石砂岩が発達する。 この砂岩は緑灰～緑色を呈し， 泥岩の偽礫を多く含み， またしばしば連続性がない泥岩の薄層（厚さ 0.1 m 以下）を不規則に挾むことがあり， さらに炭質物微片を多量に含むこともあり， ときには cross-lamination を示すこともある。 この砂岩は石英・斜長石・海緑石および少量の黒雲母からなり， さらに多量の石英安山岩・流紋岩の断片を含む。 なお動物化石がまれに産出し， Teredo に穿孔された樹幹化石も若干含まれている。 主部のシルト質細砂岩～シルト岩は， 多量の砂岩の小岩塊， 径 3～5 cm の円礫を雑然と含むこともあれば， 少しの砂岩薄層を不規則に挾むこともあり， また緑色粗粒砂（しばしば多量の海緑石粒を含む）を網目状に含むこともあり， さらに流状の葉理を示すこともあって， 全体として成層状態が不規則に乱れている。 礫には石英安山岩が多く， そのほかに砂岩・チャート・安山岩などがある。 さらに多量の不規則な形態を持つ石灰質団塊を雑然と含む。 また， 粗粒～細粒， 緑色～緑灰色砂岩（一般に海緑石粒に富む）が， しばしば波状の薄層（厚さ 0.1～0.5 m）をなしてひんぱんに介在する。 このように本層の堆積物は乱れた堆積状態を示している。 このような傾向は南部地区西側においてとくに顕著である。 団塊は植物化石の破片をきわめて多量に含み， しばしば径 0.5 m 内外の大きさに達する。 化石は団塊にも母岩にもきわめて多い。 下限の砂岩にもまれに化石が産出する。 なお主部の地層には炭質物微片が多量に含まれる。
中部地区の北側および北部地区では， 下限の海緑石粗粒～中粒砂岩が場所によっては存在することがある。 主体をなすシルト質細砂岩～シルト岩には， 砂岩薄層（厚さ 0.1～0.3 m， 海緑石粒を含むことが多い）がひんぱんに挾まれるが， 前述の地域の場合と異なって不規則な堆積状態がみられない。 また炭質物微片も少なくなり， 石灰質団塊・化石の量も減少する。
本層には僅かの凝灰岩および凝灰質砂岩が介在し， その厚さは 0.3～0.4 m であるが， ときには 2.5 m に達する。 海緑石粒は本層の全体にわたって泥相にも砂相にも豊富に含まれる。
化石ではイノセラムスの方がアンモナイトよりも優勢であり， アンモナイトのうちでは異常型のもの（例えば VIIb 群の Scaphites， VIIa 群の Lechites）が優勢である。 なお異常型のアンモナイトはとくに南部地区西側， 中部地区南側においては優勢である。 また Inoceramus uwajimensis および I. mihoensis の化石には， 合殼のものが若干認められる。
Uc : 厚さ約 60～100 m。 葉理砂質泥岩からなり， 厚さ 3～30 cm の緑色～緑灰色砂岩薄層を処々に挾む。 泥岩はしばしば頁岩質となっている。 なお本層には層理が発達する。 凝灰岩は僅かであるが， 2 m の厚さに及ぶことがある。 海緑石粒は， 全般にわたって泥岩中に普通に含まれ， 介在する砂岩も一般に海緑石粒を含む。 海緑石粒はどちらかというと南部地区東側では他の地区よりも少なくなる。 石灰質団塊は普通に含まれ， 一般に比較的扁平な形を呈する。 団塊には植物化石の破片が少なくない。
化石はきわめて多く産出し， イノセラムスはおもに母岩から， アンモナイトはおもに団塊から産出する。 イノセラムスの方がアンモナイトよりもはるかに優勢であり， 泥岩中に Inoceramus uwajimensis の密集帯をつくる。 I. uwajimensis の化石は片殻の場合， 一般に凸面を下方に向けているがしばしば逆の場合もあり， また合殻のものもまれにある。 アンモナイトでは III 群の Damesites が優勢であり， 異常型のものはまれである。
Ud : 厚さ約 250～300 m。 泥岩・砂質泥岩を主とし， 少量の砂岩の薄層を挾む。 泥質岩はしばしば頁岩質である。 凝灰岩および凝灰質砂岩は下半部に発達し， 南部地区の西側では厚さ 3～4 cm， ときに 30 cm のものが 1 m おきくらいにきわめてひんぱんにみられる。 南部地区の東側では前述の地区よりもさらに顕著に発達して， 厚さは一般に 0.3～1 m となり， しばしば 2 m に及ぶこともある。 凝灰質岩は上半部では少なくなる。 海緑石粒は南部地区にみられ， 下部に少量， 上部にはまれである。 とくに南部地区西側では下部において泥質岩中に含まれるだけでなく， 厚さ 3 cm 内外の海緑石を含む砂岩の薄層がひんぱんにみられる。 石灰質団塊は下半部に普通であるが， 上半部に少なく， 一般に扁平な形をしている。
化石は下半部から普通に産出し， イノセラムスの方がアンモナイトよりもはるかに優勢である。 上半部では化石が少なくなるが， やはりイノセラムスの方がアンモナイトに較べて優勢である。 化石は母岩からも団塊からも同じくらいに産出する。 なお下部・中部と上部との間には化石内容の変化がみられる（第 6 表参照）。
Ue : 厚さは場所によってかなり変化し， 南部地区の西側， 中部地区の南部では 100 m 内外であるが， その他の地区では 200 m に近い。 無層理の泥岩からなる。 この泥岩はきわめて均質， 細粒であって砂質のものをほとんど含まない。 砂岩の薄層がきわめてまれに介在する。 なお本層の下限は幾分粗粒となって， 厚さ 10 m 以下の無層理シルト岩である。 凝灰岩は僅かであり， 海緑石粒も場所によって上部にまれに含まれるにすぎない。 石灰質団塊は少ない。 化石の産出はまれである。
Uf : 厚さ 150 m 内外。 主として砂質泥岩・泥岩からなり， 泥岩はしばしば頁岩質となる。 下限は一般に厚さ 10 m 以下の無層理シルト質細砂岩～細砂質シルト岩であり， さらにその上位に無層理のシルト岩がつづくこともある。 南部地区東側では下限の粗粒部分が厚くなって， 厚さ 50 m 内外の無層理シルト岩がみられ， 最下部約 5 m には粗粒砂が網目状をなして不規則に含まれている。 本層の主部には砂岩の薄層が少しみられる。 凝灰岩および凝灰質砂岩はひんぱんに介在し， 厚さは 0.5 m 内外ないしそれ以下である。 海緑石粒は僅かにみられ， 一般に砂岩中に含まれる。 石灰質団塊は多量に含まれ， 扁平のこともあり， 球状のこともある。 なお団塊中には植物化石の破片が少なくない。
化石はきわめて多く， 一般に団塊から産出するがイノセラムスは母岩からも団塊からも同じくらい産出する。 アンモナイトとイノセラムスとは同じくらいに優勢であるが， 下部ではどちらかというとアンモナイトの方が多い。 アンモナイトでは II 群の Epigoniceras， III 群の Damesites のほかに 異常型の VIIa 群の Polyptychoceras が優勢である。 なおイノセラムス以外の貝化石も若干産出し， 銀杏類の葉の化石も産出している。
Ug : 厚さ 200～300 m。 場所によって岩質をいくぶん異にするが， 上部は全体として下部よりもいくぶん粗粒である。
南部地区の東側を除いた地域では， すべて下限には無層理， 中粒の砂岩（場所によっては多量の大型石灰質団塊を含む）～細砂質シルト岩がみられる。 これらの地層の厚さは 10 m 内外である。 下限を占める砂岩は 石英・ 正長石・ 斜長石（曹達に富む）・ 有色鉱物（輝石と思われるものなど）・ 緑色粒（火山岩質ガラスらしい）・ 砂岩・ 頁岩・ チャートおよび火山岩の断片から構成されている。 本層の下部（Ug1）100～150 m は無層理の泥岩・砂質泥岩を主とする。 上部（Ug2）は南部地区の西側では 100 m 内外， その以北では 150～200 m の厚さを有する。 Ug2 の下部は暗灰色， 細粒砂岩と砂質泥岩との細互層に富み， 互層をつくる砂岩の薄層の厚さはときには 1 m に及ぶことがある。 上部は葉理砂質泥岩である。 砂岩の薄層は下部にまれ， 上部（前述の砂岩泥岩細互層の部分を除く）に少ない。 Ug2 の砂岩は石英・斜長石（曹達に富む）・黒雲母・鉄鉱からなる。 凝灰岩および凝灰質砂岩は薄層として本層の下部に少し， 上部では普通にみられる。 凝灰岩は ガラス・石英・斜長石（灰曹長石）・正長石および黒雲母から構成される。 海緑石粒は一般に乏しいが， Ug1 の下部の泥岩中に多量に含まれ， さらに Ug2 の上部にも泥岩・砂岩葉層中に普通に含まれる。
南部地区東側では， その他の地域よりも地層がいくぶん細粒となり， 厚さは 300 m 内外である。 全体として無層理泥岩からなるが， 上部ではしばしばシルト質の部分もみられる。 下限には厚さ 10 m 内外の無層理シルト岩がある。 砂岩の薄層の介在はまれで， 凝灰岩も前述の地区と較べて全体として乏しくなるが， 上部ではやはり普通にみられる。 海緑石粒はほとんど含まれていないようである。
石灰質団塊や化石は全地域にわたって本層の下部に較べて上部の方により多く， また南部地区の東側では他の地域よりも本層全体にわたっていくぶん乏しくなる。 団塊は南部地区の東側を除く地域では Ug1 には少なく， Ug2 では一般に普通であるが， Ug2 の上部ではさらに多くなる。 なお団塊は南部地区の東側でも最上部に豊富である。 団塊は扁平なこともあり球状のこともあって， そのなかには植物化石の破片が少なくない。
化石は南部地区東側を除く地域についてみると， Ug1 において普通， Ug2 では多い。 また化石は南部地区の東側でも上部に多い。 化石は一般に団塊から産出するが， イノセラムスは母岩中にも団塊中にも同じくらいに産出する。 全体としてはイノセラムスはアンモナイトよりも優勢であるが， 最上部では両者が同じくらいとなる。 アンモナイトのうち， 本層の下部では III 群の Damesites が優勢であって， 異常型のものはまれである。 上部では II 群の Gaudryceras， II 群の Damesites， IV 群の Neopuzosia が優勢であり， さらに最上部では異常型の VIIa 群の Polyptychoceras が優勢となる。 異常型のアンモナイトはとくに北部地区における上部に優勢である。 また Inoceramus naumanni は上部においてとくに多く産出する。 なお南部地区東側および北部地区の一部では， 本層の最上部において 下部～上部から産出する化石群の内容とは異なった要素がみられる（第 7 表参照）。
Uh : 厚さは場所によってかなり変化し， 一般には 100～150 m であるが， 南部地区の西側では薄く， 約 30 m となる。 一般に無層理シルト質細砂岩～シルト岩からなり， 全体としては上部に向かって細粒となる。 岩質は地域的に幾分変化し， 中部地区の北側では部分的に泥岩も発達し， 南部地区・北部地区ではシルト質細砂岩～細砂質シルト岩が優勢となる。 本層の下限には厚さ 10 m 以下の海緑石粒を含む粗粒～中粒砂岩 （部分的に泥質となることがある）， またはシルト質細砂岩がある。 本層には砂岩の葉層がひんぱんに発達し， さらに砂岩の薄層も普通にみられる。 この砂岩は石英・斜長石・黒雲母および多量の海緑石， 少量の浮石片・安山岩断片からなる。 厚さ 10 cm 以下の凝灰岩がきわめてまれに介在する。 海緑石粒は本層全体にわたって泥質層にも砂質層にも多量に含まれる。 石灰質団塊は一般に多いが， 中部地区北側， 北部地区では幾分少なくなる。 また団塊は一般に球状を呈し， 植物化石の破片を多量に含む。
化石は全体として多量に含まれ， どちらかというと下部の方により多く， 中部地区北側では幾分少なくなる。 化石は母岩からも団塊からも同じくらいに産出する。 アンモナイトとイノセラムスとは同じくらいに優勢であるが， アンモナイトはどちらかというと団塊から産出する。 アンモナイトのうちでは III 群の Damesites および異常型のものが優勢である。 異常型のものはとくに南部地区および中部地区南側に優勢である。 なおイノセラムス以外の貝化石も若干産出する。
Ui : 厚さ 100 m 内外。 主として泥岩・砂質泥岩である。 泥岩は一般に頁岩質であり, しばしばきわめて均質， 細粒のことがある。 砂岩の薄層は一般にまれであるが， 南部地区の西側では厚さ 5 cm 内外のものが下部に若干みられる。 なお南部地区の西側， 中部地区の南側では砂岩の葉層がひんぱんに含まれる。 少量の凝灰岩および凝灰質砂岩が下部に介在し， 厚さは 0.3 m 以下である。 凝灰質砂岩は 斜長石（中性長石）・ 石英・ 輝石・ 火山岩（安山岩）断片のほかに僅かの黒雲母から構成される。 海緑石粒は一般には泥岩中に普通にみられる。 石灰質団塊は一般に扁平な形を呈していて， 少ないが， 局部的に多いこともある。 団塊には植物化石の破片が多量に含まれることがある。
化石は多量に産出する。 イノセラムスの方がアンモナイトよりも優勢である。 Inoceramus schmidti は泥質岩から多量に産出し， 一般に片殻のものであり， 殻の凸面を下方に向けるものが多い。 その他の化石は主として団塊から産出する。 アンモナイトでは II 群の Gaudryceras， I 群の Phyllopachceras が優勢であり， 異常型のものはまれである。
Uj : 下位の Ui との区別は多少人為的であるが， とくに化石の産出量によって Ui と明瞭に区別される。 厚さ 100 m 内外。 一般に無層理泥岩からなるが， 南部地区の西側では多くの砂岩葉層と厚さ 10 cm 内外の砂岩の薄層が少しく含まれる。 凝灰岩はまれに介在し厚さは 0.3 m 内外である。 海緑石粒は一般に僅かであるが， 南部地区の西側では 海緑石を含む砂岩の薄層（0.2 m の厚さに及ぶことがある） および葉層がひんぱんにみられる。 石灰質団塊は一般には少ないが， 局所的に多いこともある。 化石はまれに産出する。
Uk : 厚さ 100 m 内外。 北部地区および中部地区の北側だけに分布し， 中部地区北側では新第三系に覆われる。 無層理シルト質細砂岩～シルト岩からなり， 少量の砂岩の薄層を挾む。 下部は上部に較べて幾分細粒であり， シルト岩が優勢である。 海緑石粒は僅かに含まれる。 石灰質団塊は中部地区北側ではまれであるが， 北部地区では多い。 団塊は球状であり， 多量の植物化石の破片を含む。
化石は北部地区では下部に少ないが， 上部に多く， 中部地区北側では前者の地域に較べて少なくなるが， やはり下部よりも上部に多い。 化石は団塊からも母岩からも同じくらいに産出する。 アンモナイトとイノセラムスとが同じくらいに優勢であり， アンモナイトでは異常型の VIIa 群の Polyptychoceras が優勢である。
Ul : 本図幅地域北方の古丹別川流域に僅かに露出し， 新第三系に覆われている [ 以下の [注] 参照 ] 。 暗灰色細粒砂岩と葉理砂質泥岩との細互層からなり， 後者の方がむしろ優勢である。 石灰質団塊をほとんど含まない。 化石は産出していない。 露出している限りでは厚さは約 10 m である。
産出化石および対比 : 上部蝦夷層群の各層から産出する化石を第 6， 7， 8 表に示す。
Ua の下部と上部とでは化石内容， とくにイノセラムスの内容が異なっている。 したがって Ua の下部はギリヤーク統上部階に， 上部は浦河統下部階に対比される。 次に Ud の下部～中部と上部とにおいても産出するイノセラムスの内容が異なっている。 したがって， Ub～Ud 中部は浦河統下部階に， Ud 上部～Ug は浦河統上部階に対比される。 しかし Ug の最上部は 南部地区東側および北部地区の一部において異なった化石動物群の要素を含み， その上位の Uh とともに浦河統最上部亜階に対比される。 このように岩相的層序区分と時代区分との斜交性が僅かながらも認められる。 次に Ui～Uh はヘトナイ統下部階に対比され， Ul もおそらくこれに相当するのであろう。 さらに Ub（上紀念別シルト質細砂岩層）は 上部蝦夷層群主部のうちで粒度が粗い点において芦別川流域の月見層に類似し， これとほゞ同じ層準を占める。 Uh～Ul（上部蝦夷層群最上部）は 層序的位置から判断すると函淵層群の下部にほゞ相当する地層であるが， 岩相的には後者と著しく異なっている。 この状況は安平志内川流域の場合 6) に似るが， 後者の場合と同様にこの上位に函淵層群が， 畳重するかどうかということは地層の分布状況から知ることができない。 なお 浦河統上部階を特徴づける Inoceramus japonicus は 本地域からはきわめてまれに産出するにすぎない。
第 1 図に示されるように， 主要岩質（粒度）および泥質岩に含まれている砂岩の薄層・ 凝灰質岩・ 海緑石粒・ 石灰質団塊・ 大型動物化石の量（この場合厳密には分布密度）についての垂直的変化が 中部蝦夷層群−上部暇夷層群の全般を通じて認められる。 大局的にみると， 凝灰質岩・石灰質団塊および大型動物化石の含有は 中部蝦夷層群主部の上部から 上位の地層（ギリヤーク統上部階～ヘトナイ統下部階）にかけて顕著である。 海緑石粒は上部蝦夷層群全般（浦河統～ヘトナイ統下部階）に顕著である。 また泥質岩はしばしば頁岩質となり， さらに頁岩となっている部分もあるが， 後者の場合は一般に 中部蝦夷層群主部の中部から 下位の地層（ギリヤーク統下部階～宮古統上部階）にみられる。 このように大局的にみると， ほゞギリヤーク統下部階と同統上部階とを境として， その下位の地層と上位の地層との間に岩相の顕著な差異が認められる。 なお中部蝦夷層群主部の中部（ほゞギリヤーク統下部階）はむしろ両者の中間の状態を示す。
次に岩相の垂直的変化を詳細にみる。 まず粒度および介在する砂岩の薄層の量における垂直的変化をみると， この地域の白堊系の上部においては， Mi～Mk・ Ml～Ua・ Ub～Ue・ Uf～Ug・ Uh～Uk 下部および Uk 上部～Ul にみられるように， 粗粒から細粒に至る周期性または律動性が認められる。 これらの粗粒から細粒に至る一連の地層をここでは仮りに堆積輪廻層とする [ 以下の [注1] 参照 ] 。 各輪廻層においては， 石灰質団塊および化石の量は 大局的にみると下部ないし下半部（ときには中部にも及ぶ）により多い。 さらに化石の産出については， 各輪廻層（とくに化石に富む部分）において 一般に下部から上部に向かってアンモナイトは劣勢になるのに対して， イノセラムスは優勢となる [ 以下の [注2] 参照 ] 。 さらにアンモナイトの産出については， とくに殼の形態の差異によって規定される地層中における分布に注目すると， 一般に下部から上部に向かって異常型のものが正常型のものに置き代えられてゆく。 また正常型のもののうち優勢なものについてみると， 下位から上位に向かって大局的には殼が厚く表面装飾が粗く膨らみが小さく， かつ螺環断面が４角形に近いものから， 殻が薄く表面装飾が細かく 膨みが大きくかつ螺環断面が円形に近いものへ移る傾向がある。 なお海緑石粒は一般に下部から上部に向かって減少し， さらに最上部においていくぶん増加することもある。 凝灰質岩は一般に下部ないし下半部に発達し， ときには上部にもいくぶん発達する。 また団塊中に含まれる植物化石の破片または炭質物の量も， 下部から上部に向かって減少する。 このような諸要素の垂直的変化の傾向は さらに上位に向かって逆の順序をもって現出することもあるが， その状況は正規の順序の場合にみられるほどに明瞭ではない。 以上のように 岩相を規定する諸要素の垂直的変化の状況によって堆積の周期性が認められる。 本地域の白堊系の下部については， Ma～Mb・ Mc～Md・ Me～Mf および Mg～Mh の堆積輪廻層が区別される。 各輪廻層における凝灰質岩および海緑石粒の発達状況は前述の場合と同じ傾向を示す。 これらのうち， 岩質的に Mh より上位の地層と比較的類似している Me～Mf および Mg～Mh の輪廻層それぞれにおいては， 石灰質団塊および化石の量が 大局的には下部から上部に向かっていくぶん増加しているようである。 この傾向は前述の場合と異なっているようであるが， しかし共通点をもっている。 すなわちこの２つの輪廻層それぞれの上部（比較的化石に富む）においては， やはり前述の場合と同じく， その下部から上部に向かって アンモナイトが劣勢となるのに反してイノセラムスが優勢となる。 殻の形態における差異によって規定されたアンモナイトの層序的産出順序の傾向も， Mi～Ul の場合と同様に認められる [ 以下の [注3] 参照 ] 。 なお中部蝦夷層群～上部蝦夷層群全般を通じて認められる堆積輪廻層の厚さは 一般に 500～700 m である。
この地域の白堊系を構成する諸層は， 大局的には地域全体にわたってかなり一様な層厚・岩相・化石内容を示している。 しかし詳細にみると， 層序のところで述べたように いくつかの層において層厚・岩相および化石内容が水平的に変化している。 その傾向はとくに Mi・Ml・Ub・Ug（とくに上部）・Uh について顕著に認められ， さらに Mj 上部・Mm・Mn・Mo・Uc・Ue・Ui および Uj にもみられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
これらの地層においては， 層厚・ 主要岩質（粒度）・ 堆積状態および泥質岩に含まれる砂岩の薄層・ 海緑石粒・ 団塊・ 化石の量， さらに異常型のアンモナイトの量の諸要素のうち， いくつかの要素が水平的に変化している。 すなわち Mi から上位の地層に関する限りでは， 大局的にみると 南部地区の西側（まれには中部地区の南側， 北部地区をも含む）においては， 他の地区に較べて上記の諸層は一般に層厚が小さく， 粗粒であり， すなわち主要岩質が粗粒であり， 泥質岩に含まれる砂岩の薄層が多い。 また海緑石粒・団塊および化石が豊富であり， さらに異常型のアンモナイトが多量に産出し， ときには異常な堆積状態を示すこともある。 したがって， 少なくともギリヤーク世新期以後， 南部地区西側の地層が 大局的には堆積地域の縁辺部により近い岩相・化石相を示していると推察される。
次に特殊な岩相や化石の垂直分布について若干述べる。 まず凝灰質岩は 浦河統下部階の上部および同統上部階の中部において顕著に発達し， さらにギリヤーク統下部階と同統上部階との境界あたり， 同統上部階の下部および浦河統上部階の上部にも比較的顕著である。 なお宮古統上部階の上部あたりにみられる凝灰質岩も比較的厚い。 これらの幾多の層準に介在する凝灰岩は， その構成鉱物である有色鉱物・斜長石の種類などによって， 層序的にいくつかの単位に区分される可能性があろう [ 以下の [注] 参照 ] 。 海緑石粒は浦河統下部階全般， 同統上部階の中部， 同統最上部亜階およびその近くにおいて豊富に含まれる。 また海緑石粒はギリヤーク統上部階の下部にも少なくない。 さらにイノセラムスの産出についてふれる。 Inoceramus hobetsensis はギリヤーク統上部階の上部に， I. uwajimensis は浦河統下部階の中部−上部に， さらに I. naumanni は浦河統上部階の上部に最も多量に産出する。 I. schmidti の産出はヘトナイ統下部階の下部に多い。
なお白堊系分布地域の諸所にみられる砂岩岩脈について述べる。 砂岩岩脈は 主として南部地区西側の北部， すなわち中紀念別ドーム（地質構造の項を参照）の北側および中部地区の西側に発達し， さらに北部地区の西側にも分布する。 また砂岩岩脈は 北部地域の東側および中紀念別ドームの南側にもきわめてまれにみられる。 これらの砂岩岩脈はすべて Mk～Ui（ギリヤーク統上部階の中部～ヘトナイ統下部階の下部）に存在するが， とくに Mo～Ug（ギリヤーク統上部階の上部～浦河統上部階全般）に多い。 砂岩岩脈は一般に 0.1～0.3 m の幅を有するが， 4 m 内外の幅に及ぶこともまれではない。 一般に走向は地層のそれにほゞ直交またはかなり斜交し， 傾斜は垂直ないし急である。
本図幅地域に発達する古第三系の夾炭層に対して， 古くから一括して小平夾炭層の名称が与えられ 5), 9), 10) ， 稼行可能の炭層を挾有しているので， 従来多くの調査が行われているが， 複雑な断層群によって寸断されていること， および地層の側方変化が著しいことなどのため， その層序の確立が遅れている。 一方本図幅地域の南に接する雨竜地区において， 最近各鉱山会社， 北海道大学， 地質調査所による詳細な調査が進み， 第 9 表に示すような層序が組み立てられるに到った 22) 。
| 達布層群 | |
| 雨竜層群 | 礼受層 |
| 高砂層 | |
| 大黒層 | |
| 太刀別層 | |
| 雨竜層 | |
| 白木層 | |
| 白亜紀層 | |
本地域に分布する古第三系の夾炭層は雨竜層群の連続であることは疑いないが， 剝土による精細な調査によらなければその細分は不可能であるので， 筆者等は従来の通り小平夾炭層として一括し， 小平蘂川北岸達布北部および下紀念別沢流域・ ポンオキナイ川中流・ 住吉附近・ 中紀念別沢および上紀念別沢上流等の各地域に分布するものについてそれぞれ記述する。
本地域の小平夾炭層は達布市街附近からカムイバッタラ沢にかけて分布し， 本夾炭層の累重関係がもっともよく観察される。 こゝでは小平夾炭層は淡灰色， 細粒～中粒の比較的堅硬な板状砂岩と暗灰色泥岩との規則的な互層からなり， しばしば顕著な厚い中粒～粗粒砂岩を挾有する。 この地域では本層中に多くの炭層が介在し稼行の対象となっている。 ソウシュベツ沢において認められる岩相柱状図は第 2 図の通りである。 本層はこの地域では下限が不明であり， 上部は達布層の下部の砂岩層によって不整合に被覆される。
筆者らは確認し得なかったが， 本層中に海棲貝化石の存在が知られている [ 以下の [注] 参照 ] 。 さらにソウシュベツ沢沢口から上流数 100 m の間に しばしば赤色珪岩・白色珪岩の小礫を主とする特異な細粒礫岩～粗粒砂岩の転石がみられ， 双珠砂岩層 14) の存在が予想される。
ソウシュベツ沢本流で観察される本層の厚さは約 650 m であるが， 天狗山衝上断層以上の厚さを考慮すると 1,000 m を超すものと思われる。
下紀念別沢流域に分布する小平夾炭層は達布北部地域のものと同様， 後述の達布層の基底の不整合下に位するもので， かつ前述の双珠砂岩層の一部が石炭内沢入口より下流約 800 m のところ， およびオピラフネッパンナイ沢において見られることから， ほゞ達布北部地域に分布するものと同様な層準のものであろう。
本流域の小平夾炭層は西側を鬼鹿断層， 東側をその枝分れ断層に切断され， 夾炭層自体も複雑な小断層に切られ， また小さな褶曲構造が無数に存在し， 地質構造の把握は困難である。 こゝでは小平夾炭層は岩相その他から２分される可能性がある。 すなわち蜆貝を産する部分と夾炭部とであって， 両者の関係は外業によって明らかにすることができなかったが， 蜆貝化石を産する部分が下位に位するものと思われる。
蜆貝化石を産する部分は， 陽の沢入口上流約 400 m 附近から鬼鹿断層に沿って分布し， 灰色～淡灰色の中粒砂岩と暗灰色泥岩との互層からなり， 砂岩層中に Corbicula atrata tokudai (YOKOYAMA) を多産するほか， Polymesoda (Geloina) hokkaidoensis (NAGAO & OTATSUME) を産する。
夾炭部は六の沢・陽の沢附近に分布し， 炭質物の縞を有する灰色細粒板状砂岩と暗灰色泥岩との互層からなり， しばしば厚さ 5～15 cm のマールバンド [ 泥灰岩の帯状構造体 ] を挾有する。
本地域の小平夾炭層の Corbicula atrata tokudai (YOKOYAMA) を産する層準は， 雨竜層群の太刀別層に相当するものと考えられる。
本地域の小平夾炭層は北炭その他の調査によれば砂岩層を軸部にもって， 北西 - 南東の軸で， 北東に傾斜する横臥背斜構造を形成している [ 以下の [注] 参照 ] 。 こゝにおいても本層の下限は不明であり， 他の地層との関係は航空写真， 現地の地形その他からもおそらく断層関係ではないかと考えられる。
砂岩層は灰色～淡灰色の細粒砂岩からなり海棲貝化石を産する。 夾炭部は砂岩層を整合に覆い， 板状の細粒～中粒砂岩と暗灰色泥岩との互層からなり， 少なくとも５枚の炭層を挾有し， それらは稼行の対象となっている。
背斜の核をなす砂岩層から採集された化石は次の通りである。
以上であるが完全に同定しうる種は少なく， 正確な時代を決め難いが， 古第三紀のものであることは疑いなく， しかも比較的後期のものであろうと思われる [ 以下の [注] 参照 ] 。 かつてこゝから産した化石動物群はサンケ動物化石群といわれ， これを産する層はサンケ層 = 白木層として若鍋層に対比されている 14) 。
本地域の小平夾炭層は， 雨竜炭田の北東縁辺部にあたるところに分布するものである。 下位の白堊系とは一部断層， 一部不整合をもって接する。 本層の層準は雨竜層群のなか（第 9 表参照）でも最下部を占め， 白木層（標式地では灰色塊状泥岩を主とし， 海棲貝化石を含み最下部に薄い礫岩を不規則に挾む。 石狩地方の若鍋層に対比されている）および その上位の雨竜層（標式地では砂岩および泥岩の互層からなり， 稼行可能な炭層を４～５枚挾み， 石狩地方の美唄夾炭層に対比されている）にほゞ相当するものである。
本地域は炭田縁辺部に当るため， 上記２層は標式地のものに較べると著しい岩相変化を示している。 白木層はこゝでは 礫岩（礫は粘板岩・片岩類・輝緑凝灰岩・蛇紋岩等）・ 砂岩を主体とし， 泥岩を挾むが， 大部分礫岩ばかりのところもある。 Paphia sp. その他の化石を産する。 雨竜層も層厚を減じ， その炭層は貧化し僅か１枚になる。 また白木層と同様な礫岩を不規則に挾む， 海凄貝化石を産する。
以上小平夾炭層について述べたが， その時代を決定するには未だ資料が充分ではない。 しかし後述の達布層が幌内層と同時か， あるいはそれより後のものと考えられるので， 本層の時代は古第三紀の後期のものであろう。 したがって本層の時代は漸新世としておく。
本層は小平蘂川の北岸， 達布の北部に標式的に発達する。 本層は２分され， 下部は前述の小平夾炭層を不整合に被覆する砂岩層で， 上部は一見すれば石狩地方の幌内層を思わせる砂岩層である。 下部の砂岩層の上限に「虎の皮層」と呼ばれる鍵層があって， 図幅地域全般にわたって追跡される。
砂岩層 は下紀念別砂岩層 12), 20) として知られ， 下紀念別沢流域に広く発達するが， もっとも良い連続的な露出はソウシュベツ沢中流において観察される。 本層は一般に帯緑色の中粒細粒砂岩からなり， ところによっては多くの炭片ないし炭粉を含有している。
ソウシュベツ沢で観察すると， こゝでは本層は下位から a， b， c， d， e 部層に分けられる。 a 部層は基底部で細粒礫岩～礫質砂岩からなり， 小平夾炭層を不整合に覆うている。 b 部層は厚さ約 125 m の緑色， 中粒～細粒砂岩からなり， 下部に比較的海棲貝化石を多産する部分をもつ。 b 部層はやゝ硬い中粒砂岩で層厚は約 30 m である。 d 部層は厚さ約 450 m で軟質の暗灰色～淡緑色の細粒砂岩からなっている。 e 部層はいわゆる「虎の皮層」で， 厚さ 20～30 m の灰白色凝灰質砂岩と片状の石炭（厚さ 0～数 mm）との縞状互層からなる。
本層から得られた貝化石は次の通りである。
本層の有孔虫化石については浅野清 23) が予報した。 すなわち， ソウシュベツ沢に分布する本層から得られた有孔虫を 個体数の多いものから一括して示すと次の通りである。
| Trochammina asagaiensis ASANO | Abundant |
| Plectina shimokinensis ASANO (MS) | Common |
| Elphidium yumotoensis ASANO | 〃 |
| Reophax tappuensis ASANO (MS) | Few |
| Nonion pompilioides shimokinense ASANO (MS) | 〃 |
| Cyclammina cfr. incisa (STACHE) | 〃 |
| Glandulina sp. | Rare |
| Dentalina sp. | 〃 |
| Bulimina yabei ASANO (MS) | 〃 |
| B. pyrula d'ORBIGNY | 〃 |
| Sigmomorphina sp. | 〃 |
| Ammobaculites sp. | 〃 |
さらにカムイバッタラ沢における砂岩層から得られた有孔虫群は次の通りである。
| Trochammina asagaiensis ASANO | Abundant |
| Nonion pompilioides shimokinese ASANO (MS) | Common |
| Cassidulina cfr. magareta KARRER | Few |
| Elphidium cfr. saitoi ASANO & MURATA (MS) | 〃 |
| E. sumitomoi ASANO & MURATA (MS) | 〃 |
| E. iojimaense ASANO & MURATA (MS) | 〃 |
| Ammobaculites sp. | Rare |
| Cibicides sp. | 〃 |
| Gladulina sp. | 〃 |
| Orbulina unversa d'ORBIGNY | 〃 |
以上達布層の下部を占める砂岩層について述べたが， オトイチセコロ沢上流から鷲の巣沢上流にかけて分布する砂岩層， および三毛別川上流の小範囲に露出する砂岩層については， 化石内容が不明であり， また層序関係にもいささかの疑問があるが， 次の理由により下部の砂岩層とした。
すなわち， 前者は暗灰色～灰緑色の細粒砂岩からなり， 全般的に炭粉を含み， きわめてまれに貝化石を産し， 住吉附近の小平夾炭層の上位の達布層と同じものと考えられる。 後者は緑色～緑灰色の細粒砂岩からなり海凄貝化石を含み， 著しく炭片および炭粉に富む部分があること， さらに虎の皮層はないが， 達布層上部の泥岩層に酷似する泥岩に覆われているからである。
泥岩層 は下位の砂岩層から漸移し達布北部に標式的に発達する。 本層は暗灰色， 均質の泥岩からなり， 風化すると微片に破砕し赤褐色を呈し， 石灰質団塊を含み， これらのうちに玄能石・貝化石および蟹の爪（Callianassa muratai NAGAO）の化石を産し， 石狩地方の幌内層に酷似する。 層厚は標式地において 500～550 m である。
本層からは以下のような貝化石を産する。
ソウシュベツ沢に発達する本層中から， 浅野清 23) は次のような有孔虫化石を報告している。
| Bulimina yabei ASANO | Common |
| B. spp. | 〃 |
| Cyclammina incisa (STACHE) | 〃 |
| Trochammina sp. | Rare |
| Dentalina sp. | 〃 |
| Gyroidina sp. | 〃 |
| Frondicularia sp. | 〃 |
達布層は現在の知識では， 下位の小平夾炭層が石狩統の若鍋層位から上位の層準と考えられているので 層序関係上幌内層に対比されている。 また本層上部の泥岩の岩相および貝化石からも同様なことがいわれる。 有孔虫化石から浅野清 23) は本層は常磐地方の浅貝層に対比され， 幌内層より上位のものとしている [ 以下の [注] 参照 ] 。
寧楽層は小平蘂川北岸三線の沢中流を標式地として命名 4) され， ソウシュベツ沢中流から三線の沢， 一線の沢中流を経て鷲の巣沢中流にわたる地域， 達布山北部， 図幅地域の南西部ポンオキナイ川下流から寧楽附近に分布する。 本層の基底部には凝灰質の硬質砂岩頁岩からなる特徴のある岩相が見られる。
主部は比較的軟質の砂岩泥岩および礫岩等からなり， 前者は後者の基底部の異相である。 寧楽層は下位の達布層を不整合（緩い傾斜不整合 ?）に覆うている。
硬質砂岩頁岩層 は， 一般に下半部は灰色～灰緑色の， 堅硬， 緻密の砂岩からなり， 上部にゆくに従って灰色硬質頁岩を挾有し始め， 最上部になると両者の薄い互層となる。 砂岩は新鮮な面では灰緑色を呈するが， 風化面では黄灰色～鉄錆色を呈する。 甚だ堅硬で新鮮な露出面からのサンプリングが困難なほどで， しばしば石炭の漂礫を含有する。 本砂岩は西田彰一・他 10) が検鏡の結果， 石英粗面岩質凝灰岩とも称すべきものであると報告している。 また硬質頁岩も部分的に層灰岩を思わせる部分があり， 西田等も凝灰岩の範囲にはいる岩石であることを指摘している。
本層は 三線の沢・ソウシュベツ沢の枝沢および新生炭砿の沢の上流で観察したところ， 砂岩層基底の礫岩が細かい波状の境界面をもって達布層の泥岩層に接している。 この礫岩は厚さ 10 cm 以下で， 指頭大の達布層の泥岩の角礫からなる。 ソウシュベツ沢本流においては， 図版 1 に示す通り寧楽層基底の礫岩がかなり著しい凹凸面をもって達布層を覆っている。
この礫岩は厚さは 2～3 m で， 達布層の泥岩の大小の岩塊， および帯緑色の第三紀層のものと思われる砂岩の礫・岩塊からなる。 この西方では不整合の上には硬質砂岩頁岩層が発達するが， こゝではこの基底礫岩の上位には， 硬質砂岩頁岩層にとって代って， 達布層の泥岩と全く区別のつかない泥岩が重なっている。 この東では薄いながらも寧楽層基底に硬質砂岩層が見られる。
達布山附近に分布する本層と下位の地層との関係は露出不良のため確認できず， またポンオキナイ川中流では断層をもって達布層の砂岩層に直接する。
本層の基底部に近く海棲貝化石を産し， 一線の沢の本層の基底の不整合のすぐ上から次の化石を採集した。
このほか， ソウシュベツ沢の不整合面上の礫岩層中には Siratoria sitoriensis OTUKA が多産し， ポンオキナイ川中流に分布する本層中には Mya sp.（deformed specimens，Miocene type）の密集帯が見られる。
砂岩礫岩泥岩層 は前述の硬質砂岩頁岩層と指交しつつ後者から移化し， 主部は硬質砂岩頁岩層の上位にある。 本層は小平蘂川北岸一線の沢以東では主として暗灰色の塊状泥岩からなり， 他では砂岩礫岩および砂岩泥岩互層からなる。 第 3 図に示す通り本層の側方にかなり岩層の変化が著しく， 鍵層となるものがなく, 図幅地域の各所に分布するものの互の関係は把握し難い。
本層のもっともよく観察されるのは ポンオキナイ川の支流三の沢（図幅地域外）から ポンオキナイ川の下流にかけてであって， 西田彰一 19) によって第 4 図に示すような柱状図があげられている。
本図幅地域内のポンオキナイ川本流では， 暗灰色砂質礫岩層の最下部から以下の沖内夾炭層と呼ばれる部分を断層で欠除している。 西田の柱状図の沖内夾炭層の基底礫岩とした礫岩層は， 下位の硬質砂岩頁岩層の岩塊を含み， これは達布山北部の硬質砂岩頁岩層の上位に重なる礫岩とよく似た岩相を呈し， 同一層準としている。 しかしこの下位には不整合の証拠はなく， さらに鷲の巣沢中流から一線の沢中流にかけて， 同様な礫岩が硬質砂岩頁岩層の上位にあって， 硬質砂岩頁岩層との関係は整合漸移ないし一部異相の関係にあり， かつ本礫岩層は 西方に軟質砂岩泥岩互層あるいは暗灰色塊状泥岩層に側方変化する（第 3 図参照）。
この事実から 小平蘂川北岸に分布する礫岩層の上位のものは， ほゞ西田の沖内夾炭層に相当するものと考えられ， 達布山北部ではこの層準に数枚の石炭を挾有するが， 小平蘂川北岸では， 一線の沢において硬質砂岩頁岩層の上位の軟質細粒砂岩泥岩互層部に， レンズ状の石炭を挾有するだけで， ほかとは異なり硬質砂岩頁岩層の上位は主として暗灰色の， 一見達布層の泥岩をおもわせる泥岩からなる。
本層中， 貝化石・有孔虫化石・植物化石を処々に産するが， 本層は岩相の側方変化が著しく， ところによって化石内容が異なるようである。 すなわち達布山北部では， 硬質砂岩頁岩の上限から 500～550 m のところに Siratoria siratoriensis OTUKA を密集して産する層準が認められ， 七軒屋の青木炭砿の夾炭蔀中に Ostrea gravitesta YOKOYAMA の密集帯があり， さらに住吉沢流域では本層中に保存不良の Corbicula sp. を産する。 またソウシュベツ・三線・一線の各沢に発達する塊状泥岩中にはまれに海棲貝化石を産し， 石灰質団塊中には Callianassa muratai NAGAO が含まれることが多い。
有孔虫化石は小平蘂川北岸に分布する塊状泥岩中に普遍的に産する。 しかし保存不良のため種名を鑑定できるものは少ない。
ソウシュベツ沢における硬質砂岩頁岩の側方の異層である泥岩層から得られた有孔虫化石を， 個体数の多いものから順次に示すと次の通りである。
| Bolivina tappuensis ASANO (MS) | Common |
| Cibicides tappuensis ASANO | 〃 |
| Cyclammina incisa (STACHE) | Few |
| Epistominella japonica ASANO | 〃 |
| Trochammina sp. | 〃 |
| Robulus sp. | Rare |
| Haplophragmoides sp. | 〃 |
| Nonion sp. | 〃 |
| Epistominella japonica ASANO | Few |
| Cibicides tappuensis ASANO (MS) | 〃 |
| Cyclammina incisa (STACHE) | 〃 |
| Bolivina tappuensis ASANO (MS) | 〃 |
| Rotalia sp. | Rare |
| Bulimina sp. | 〃 |
| Haplophragmoides sp. | 〃 |
また三線の沢の硬質砂岩頁岩層の上位に重なる泥岩層から， 傾斜方向にほゞ等間隔に５ヵ所のサンプリングを行い， これから検出された有孔虫群は次の通りである。
植物化石は全般的に多産し， ポンオキナイ川中流の西田によって暗灰色砂質頁岩互層とされた層準から
を産し， 寧楽十九線北部の小沢の上流における暗灰色砂質泥岩中から
等が得られ， 七軒屋の青木炭砿の坑内から搬出された礫中から
を採集した。
以上のほか， 図幅地域南東隅に当るところ， 下紀念別沢および上紀念別沢の最上流附近に， 古第三紀小平夾炭層を緩い傾斜で不整合に覆う新第三系が分布している。
本層は， 青灰色， 塊状， 粗粒～中粒砂岩と薄い黒色泥岩との不規則な互層からなり， 保存不良の海棲貝化石および植物葉片化石を含有する。 本層は本図幅地内で他の新第三系と分布区域を距てているので正確な層準は不明であるが， 南東隣の「上江丹別図幅」 13) 内の幌新層の連続とみられる。 いままでの知識では幌新層はユードロ層に対比され 19), 24) ， またユードロ層は寧楽層に含まれていることから， 本層は寧楽層の一部に属するものと考えられる。
寧楽層は以上述べた通り， 古第三紀の小平夾炭層および達布層を不整合に覆い， 産出化石から堆積時代は中新世中古期と考えられる。
従来， 本層下部の一岩相である硬質砂岩頁岩層は下位の達布層 5) の上部の一異相とし， 石狩炭田の紅葉山層に相当するものとされていたが 5), 10) ， 前述の通り不整合をもって達布層から分離される [ 以下の [注1] 参照 ] 。 このことはソウシュベツ沢および三線の沢における本層基底部から産する貝化石 [ 以下の [注2] 参照 ] ， およびソウシュベツ沢の本層の塊状泥岩から得られた有孔虫化石 [ 以下の [注3] 参照 ] からもいわれることである。 したがって寧楽層の基底をもって本地域の中新世の基底とする。
十五線沢層は天狗山附近から北方あかの沢上流にかけて分布する。 さらにこれと同様な地層が下紀念別沢の東岸すなわち天狗山衝上断層の東側に沿い， この断層と下位の白堊系との間に細長く分布している。
本層は灰色～暗灰色塊状の砂岩ないし淤泥質の砂岩からなり， 海緑石および石炭粉を含んでいる。 天狗山衝上断層に沿って分布する本層中には， 膨縮の著しい礫岩層が介在する。 本層は不整合関係で白堊系に直接するのが十五線沢およびイチャナイ沢で観察される。
本層中には海棲貝化石が産し， あらき沢上流において
を採集し， さらに天狗山の南側斜面に露出する本層中には保存不完全な Yoldia sp.， Macoma sp. が見られ， 天狗橋の上流の本層と白要系との不整合面上位の泥質の膠結物からなる細粒礫岩中に， Phoradidia matsunoi KOTAKA (MS) が密集しているのが見られる。
天狗山衝上断層の東側に沿って下紀念別沢の東岸に分布する本層については， 化石からその時代を決定する確実な証拠を得ていない。 本層の図幅地域の南端附近から南では佐々木沢礫岩層と呼ばれ， 松井愈および志村哲良によって中新統とされていること 7) ， および石炭内沢およびイチャナイ沢において白堊系を直接不整合に覆うことから， 北部の十五線沢層の連続とみるのが適当であろう [ 以下の [注] 参照 ] 。
十五線沢層は標式地の十五線沢において厚さ 100～130 m に達する。 本層は層位上， 築別・羽幌地方の原の沢層 11) に対比されるものと考えられる。
あらき沢夾炭層は滝の下附近からあらき沢の上流を経て， あかの沢上流にかけて分布する。
本層は青灰色～淡灰色， 粗粒～中粒砂岩と暗灰色泥岩とからなり， 数枚の石炭層を挾有している。
本層は下位の十五線沢層から漸移し， 十五線沢およびあらき沢附近でもっとも厚く南北方向に厚さを減ずる。 十五線沢以南では南にゆくにつれて徐々に厚さを減じ， 滝の下附近では僅かに 5～7 m にすぎず， 細粒砂岩と淤泥岩との細かい互層となり， 炭質物の薄層を縞状に挾み植物化石を含んでいる。 天狗山南斜面では 僅かに炭粉の細かい縞をもった淤泥岩が本層の痕跡をとどめているにすぎない。
本層は築別層の下位にあること， および下位層の十五線沢層が原の沢層に対比されることから， 羽幌夾炭層に対比される。 本層の厚さは十五線沢では約 90 m， あかの沢上流では 30 m あるいはそれ以下である。
築別層は小平村達布附近から天狗山を経てあかの沢附近， 図幅地域の北限にかけて分布し， その延長は三毛別図幅地域を経て築別炭砿附近まで連続して追跡される。 下部から砂岩層・砂岩泥岩互層および泥岩層の３部層に分けられ， 下位のあらき沢夾炭層を不整合に覆っている。
砂岩層 は帯緑色の粗粒～細粒の砂岩層からなる。 基底部は礫岩ないし礫まぢりの砂岩からなり， 上方に向かって次第に粒度を減じ粗粒砂岩となり， 遂には上位の砂岩泥岩層に移化する。 礫岩は南部にゆくにつれて発達し， 天狗山附近では著しい基底礫岩層 [ 以下の [注] 参照 ] となり， 厚さ 50 m 以上になる。
本砂岩層から得られた化石は次の通りである。
砂岩泥岩互層 は築別層の中部に当り， 下位の砂岩層から漸移する。 本部層は帯緑色の軟質細粒砂岩を主とし， 帯緑灰色の泥岩ないし淤泥岩を従とする互層からなり， 上方に向かって次第に泥岩を増してくる。 本互層中には三毛別川の上流， 大天狗岳の北北東の三股附近およびオンコ沢中流で 厚さ数 10 cm の粗悪な石炭層が認められる。 本互層中には蟹化石（Petalomera matsunoi IMAIZUMI）ほか海棲貝化石を産する。 これを一括して示すと次の通りである。
さらに下紀念別沢沢口の東部， 御料五線附近に， 貧弱な石炭および炭質頁岩を挾有する砂岩泥岩互層がある。 これの所属については確実な資料はないが， その上位は後述の泥岩層によく似ているので， 地質図ではこれを築別層の泥岩層に所属させ， したがって夾炭部を砂岩泥岩互層に含めた。
泥岩層 は築別層の最上部に位置し， 灰色～暗灰色の塊状泥岩からなる。 時として硬質頁岩の様相を呈し， 風化面に赤褐色の錆を生じ， 不規則の葉片状の破片となって崩れる。 十五線沢においては， 本泥岩層中に海緑石粒を密集する部分が認められる。 また本層中には時に厚さ 1～2 cm の細粒砂岩の薄層によって葉理を示すところがある。
本泥岩層中には大型化石は認められず， 全般を通じて Sagarites sp. が産する。 また有孔虫化石が肉眼でも認められる。
天狗山の北斜面からカムイバッタラ沢沢口附近にかけて露出する本層は， 従来サンケ頁岩層と呼ばれ， 白木層に対比されていたものであるが 14) ， 次のような事実から築別層の一員と考えるのが妥当である。 すなわち， こゝからは下河原の報告したような貝化石は産せず [ 以下の [注] 参照 ] ， 筆者らは次のような化石を採集した。
[ 以下は天狗山の北斜面からカムイバッタラ沢沢口附近で採集した化石 ]
以上の化石を含み， 灰色～暗灰色の硬質頁岩様の泥岩からなり， 時に細粒砂岩の薄層によって葉理を示すという岩相の類似性から， 築別層の泥岩層に所属するものと考える。
以上築別層は厚さ最大約 1,000 m に達し， 岩相， 層位上の位置からも標式地の築別層の連続であることは疑いない。 本層は現在のところ南部の幌新層あるいはユードロ層と同時代と考えており [ 以下の [注] 参照 ] ， 筆者らの寧楽層はこれらを含むものである。
古丹別層は小平蘂川の北岸， 図幅地域の北西部に広く分布する。 本層名は本図幅地域の北に接する三毛別図幅地域内の， 古丹別川流域を標式地として発達する地層に対し， 植村癸巳男 3) によって与えられたものであり， 本地域の本層はその古丹別層の連続である。
古丹別層は第 7 図に示す通り， 礫岩から漸移的に砂岩層と移化し， その上位は規則正しい砂岩泥岩互層， さらに上位は 砂岩の量を減じ 泥岩が優勢な互層あるいは泥岩となる堆積輪廻（Cycle）を繰返しつつ累重する。 これらの輪廻は三毛別川に沿ってもっともよく観察でき， ルペシュペナイ沢口からキクサンケ沢沢口間で 直線距離約 8 km の間に少なくとも 16 を数える。 また本層中には鍵層としてきわめて有効な４枚の凝灰岩層が介在している。
礫岩は厚さ数 10 cm から 200 m に達し， 側方に厚さの消長が著しい。 外観は一般に黒色を呈し， 主として粘板状の礫からなる。 そのほかチャート・輝緑凝灰岩・石灰岩等の礫を含み， 礫の大きさは小豆大～人頭大のものが多く， まれには一抱えに達するものもある。 礫岩中には しばしば同時礫として 後述する泥岩・砂岩あるいはその互層したものの岩塊を含み， その巨大なものは径 10 数 m に達する。 これらの同時礫は礫岩から砂岩に移化する部分に顕著である。
砂岩は礫岩層の上位にあって礫岩から移化するものと， 泥岩との互層するものとがある。 前者は塊状で一般に粗粒で， 黒色の粘板岩の粒によって胡麻塩状を呈し， このなかに赤色のチャートの粒が点在している。 後者は一般に板状で新鮮な面では蒼灰色， 風化面では淡褐灰色を呈し， 粒度は中粒～粗粒である。
泥岩は黒灰～暗青灰色を呈し， 風化すると汚い黒灰色のボロボロの細片となって崩れる。
凝灰岩は最下位のものを tf1 とし， 順次上位に向かって tf2， tf3， tf4 と呼ぶ。
tf1 は緻密で堅い凝灰岩からなり， 厚さ 90～130 m に達し， ４枚のうちもっとも厚く， 大天狗岳・小天狗岳の標高 500 m 以上の山稜を形成しており， 延長は北方三毛別図幅地域内に追跡される。 本凝灰岩は濡れた面で帯緑灰色を呈し， 乾くと白色となり, 層理は明瞭で， 煉瓦を積み重ねたような外観を呈するところがある。
tf2 は灰白色を呈し， 比較的軟かく, 厚さ 10～20 m である。
tf3 は帯青灰色の硬質頁岩状の凝灰岩で， 厚さ 10～30 m で， しばしば小さい滝をつくる。 本岩は比較的顕著な山稜を形成する。
tf4 は厚さ 15 m 内外で tf3 とほゞ同様な岩質である。
これらの鍵層と層厚の関係を図示すると第 8 図の通りであり， 古丹別層の堆積輪廻は三毛別においてその発達が著しい。 そして各輪廻の厚さは tf1 と tf2 の間では厚く一輪廻が 200 m に達する。 またソウシュベツ沢上流から三線の沢上流では古丹別層はほとんど礫岩のみからなり， 北部にゆくにつれて泥岩や砂岩を挾有するようになる。
古丹別層の層厚は図幅地域内だけで 3,700 m， これに鬼鹿図幅内 24) に分布する部分を加えると全層厚 6,000 m に及ぶ。 本層は北部では築別層を覆い， カムイバッタラ沢では達布層の泥岩を， さらに南西部では寧楽層を覆いその関係は不整合である。 ことにカムイバッタラ沢以西では順次下位の部分を欠き， 上位の層準が下位の地層に近接し， 鬼鹿図幅地域に入って ほとんどその大部分を欠くような著しい覆蔽不整合の関係にある（第 8 図参照）。
古丹別層は堆積状況および岩相から石狩地方の川端層に対比され， また天北地方の増幌層とは同一の堆積盆地のものと考えられる。 また下位の築別層および寧楽層が同時代と考えられ， 中新世中古期と考えられていること， および古丹別層上部から得られた有孔虫化石 24) ， さらに築別炭砿附近の本層から Cyclammina orbicularis BRADY， Robulus sp. が採集され， かつ築別炭砿に保存されている多くの Cylammina spp. が本層から産出したことから， 本層の時代は中新世中期と考えられる。
本岩はポンオキナイ川の支流五の沢において， 小平夾炭層に層理に平行に岩床状をなして入っている。 外観黒色を呈し， 接触部の泥岩を小範囲であるが硬化している。 岩脈の規模として確認した範囲は傾斜方向に約 140 m であって， ３枚に分かれ， その間に暗灰色頁岩をはさんでいる。 一部玉葱状構造および柱状節理を示している。
鏡下では一般にオフィティック組織を示し， まれに斜長石・橄欖石の斑晶が認められる。
本岩は七軒屋の北方約 2.5 km， オトイチセコロ沢の本流に沿う道路の切り割りに露出している。
本岩は肉眼では帯緑色を呈し， 甚だ堅硬， かつ均質である。
鏡下では斑晶は認められず， 石基は細かないわゆる粗面岩質構造を示し， 斜長石・石英・緑泥石・磁鉄鉱・燐灰石からなる。
斜長石はほとんど曹長石化し， 石英は 0.3 mm くらいのものが点在するが， これはまた細かな石英粒の集合したものからなる。 緑泥石は鉄苦土鉱物から変質したものであり， 磁鉄鉱， 一部赤鉄鉱に変わっている。
第四系は図幅地域の南寄りを東北東 - 西南西方向に流れる小平蘂川の沿岸に， もっとも広く分布する。 その他， 各河川に沿って狭いながらも各所に分布している。
本図幅地域内の第四系は河岸段丘堆積層および冲積層である。
河岸段丘堆積層 は小平蘂川およびその支流の長大なもの， 三毛別川およびその支流に明瞭な数段の段丘面を形成している。 これらは河岸段丘堆積層として一括して地質図に彩色してある。 これらは未固結の砂・礫および粘土からなる。
冲積層 は各河川およびその支流の氾濫原を形成する堆積物で， 砂・礫および粘土からなり， また泥炭層が処々に発達する。
白堊系の構造と古第三系のそれとの間には大きな差異がない。 新第三系の十五線沢層は巨視的にみると白堊系を不整合に覆う。 南西部の新第三系の寧楽層は古第三系と巨視的にみて平行不整含の関係にあって， これら新第三系は古第三系とともに造構造運動をうけている。 すでに地質の項で述べたように， 古第三紀には南部が， 新第三紀の前期には南部もひき続いて沈降運動が行われ， 北部でも十五線沢層から築別層にわたる地層を堆積させた沈降が行われた。
さらに場所により選択的な沈降はあったが， 構造を支配するような運動ではなかった。 したがってこれらの地層の構造を根本的に決定した造構造運動は， 寧楽層および築別層堆積後， 古丹別層堆積前といえる。
本図幅地域内の白堊系は， 一つの大きな複背斜構造の西翼の一部を占めている。 白堊系は北部では比較的単調な構造を示すが， 南部では褶曲や断層が発達して複雑な構造を呈する。 地層の傾斜は一般に 40～60°であるが， 場所によっては， とくに中部， 北部両地区の周縁部ではしばしば 20°以下となっている。
褶曲構造 : 白堊系の褶曲購造は， 断層による地層の転移を抹殺すると第 9 図に示すようになる。 この図からわかるように， 白堊系の褶曲構造にみられる著しい特徴は大小の背斜構造の派出であって， その形態は鼻状購造（Nose structure）のそれに似る。 すなわち大規模なものは， 東側の単斜地帯（幌加内図幅地域内）からほゞ WSW 方向に背斜構造が派出して， その先端部に大きなドーム状構造（中紀念別ドーム）をつくる。 この構造をこゝでは小平蘂鼻状構造と称する。 この構造の南東側すなわち東方の単斜地帯によったところに向斜構造(上紀念別向斜， その東翼は幌加内図幅地域内にある）がある。 次に小規模の鼻状構造が 上記のドーム構造およびこれと東側の単斜地帯をつなぐ背斜部（上紀念別背斜）の周縁, とくにそれらの南側および西側に， さらに東側の単斜地帯の一部にも派出している。 このような構造は 白堊系の褶曲構造が根本的には東西方向の圧縮運動に基づいて形成されたが， 西方ではさらに南北方向の圧縮運動をも蒙ったであろうことを示している。 なお小規模の褶曲構造が中紀念別ドーム・上紀念別背斜・上紀念別向斜， および中部・北部両地区の西側における単斜地帯に発達し， とくに後２者の地区では抑揚構造を呈している。
断層 : 白堊系に発達する断層には， 地層の走向にほゞ平行な方向をとるものと， 地層の走向にかなり斜交する方向に走るものとがあるが， いずれも褶曲構造と密接な関連をもっている。 東側の単斜地帯， 上紀念別向斜の東翼（いずれも幌加内図幅地域内）では 地層の走向にほゞ平行な N - S 方向の断層が発達している。 中紀念別ドーム・上紀念別背斜（これらの周辺部を含む）では， これらの構造の主方向および これらの構造に伴なう副次的な褶曲構造の方向と同一方向， あるいはかなり斜交する方向をとる断層， すなわちほゞ NE - SW， NW - SE 方向の断層が優勢である。 これらの断層のうち， 顕著なものは 上紀念別背斜～中紀念別ドームの南側を NE - SW 方向に走る２條の断層と， 中紀念別ドームの西部を走る NW - SE 方向の断層とである。
なお中紀念別ドームの形成は， 南部地区西側の白栗系が堆積盆地の縁辺部に， より近い相を示していること [ 以下の [注] 参照 ] と密接な関係があるとも推察され， このドーム状構造の胚芽は少なくとも中部蝦夷層群最上部の堆積中， すでに形成されつつあったものであろう。
第三系も白堊系と同様図幅地域の南部で複雑な構造を示している。 この南半部と北半部との構造の著しい差を根本的に決定した造構造運動は， 天狩山衝上断層を形成した古丹別層堆積前， 築別層および寧楽層堆積後の造構造運動であろう。
すなわち， 本図幅地域内では， 新第三系の十五線沢がきわめて緩い角度をもって斜交する程度の， 不整合をもって白堊系の最上部の地層を被覆している。 この十五線沢層に重なるあらき沢夾炭層および築別層に対して， 古第三紀の小平夾炭層から新三紀前期の寧楽層にいたる， 互に平行不整合の関係にある一連の地層が， 南から北に向かって働いた圧力により水平移動し， かつ南西方向から北東方向への横圧力を伴なったような形で衝上している [ 以下の [注] 参照 ] （この衝上断層を天狗山衝上断層と称する）。 この衝上した地塊を構成する小平夾炭層・達布層および寧楽層は， 複雑な構造を示すが， これらの構造を支配する褶曲軸および断層は， NW - SE 方向のものが多い。
北半部では第三系も白堊系と同様， ほゞ N - S の方向性をもった緩い褶曲構造を示している 18), 24) 。
古丹別層は築別層と同様， N - S 性の走向をもつが， この間には著しい不整合（古丹別層はオンコの沢では築別層の上部の泥岩層， 中部の砂岩泥岩互層を削り， さらに下部の砂岩層の一部をも削っている）があり， カムイバッタラ沢以西では下位の地層に対して著しい覆蔽不整合の関係にある。
天狗山衝上断層および鬼鹿断層は古丹別層にも影響を与えているが， これはすでに古丹別層堆積以前に形成されたものが， その後若干の運動を起した結果である。
本図幅地域内に産する鉱産資源で主要なものは砂白金および石炭である。 砂白金は漂砂鉱床として各河川の砂礫中に賦存し， 石炭は小平夾炭層中に主要なものが挾有されるほか， 寧楽層・あらき沢夾炭層および築別層が含炭する層準である。
北海道の背梁山脈の西側には， 南北の延長をもって広大な面積をもつ超塩基性火成岩， とくに蛇紋岩が分布し， これから１次的あるいは２次的に洗出された砂白金が， 漂砂鉱床として砂金・砂クロムなどを伴なって各河川および海岸の砂礫中に存在する。 この地方でもいたるところで 砂白金・砂金・クロムの採取がきわめて小規模に土地の人によって行われてきた。 なかでも上紀念別沢および中紀念別沢における鉱床は優良なものとして知られ， 前者はかなりの産出をみた鉱床である。 以下鈴木醇 8) の報告からその概要を紹介する。
位置 : 小平村字上紀念別にあって， 鉱床は上紀念別沢に沿って発達している。 現場は小平蘂川との合流点から 3 km 上流にある。
沿革 : 本地域はすでに明治年間から多数の砂金採掘業者のはいったところで， 以来年々繰返して河床の採掘が行われてこんにちに至っている。
沢に沿って河床より 5 m ほど高い所に幅の狭い段丘が存在するが， これは御料林に属していたため， その採掘は厳禁されていた。 明治 19 年東洋砂白金開発有限会社が設立され， 上紀念別沢に沿う洪積地約 10,000 坪の開放を受け， 約 70 名の人員をもって開発に着手し， この後は段丘堆積層の採掘が主要な目標となるに至った。
地質および鉱床 : 本地域の基盤は中部蝦夷層群から上部蝦夷層群に属する暗灰色泥岩で， その上流地域（幌加内図幅地域内）には これを不整合に覆って第三系の小平夾炭層および寧楽層が分布している。 上紀念別沢の流域には蛇紋岩体は存在しないが， 第三系の礫岩中には多量の蛇紋岩礫が含まれているため， 本地域の砂白金はこの礫岩中からの２次的洗出によるものとみなされる。 砂白金は現河床におけるものも段丘におけるものも， 基盤の泥岩の割れ目中にいわゆる「ひび金」として賦存するものが多く， 砂礫層自体の中にはその存在はきわめて少ない。
鉱石 : 本地域から産出する砂白金は大粒のものが多く， 30 メッシュの粒が 60 % を占めており， 強磁性をもつものは非常に少なく， また砂金の混在はほとんど認められていない。
含有率および鉱量 : 基盤をなす泥岩中の「ひび金」を含む割れ目は坪当り平均１～２本の割合で認められている。 かつて本地域で１本の割れ目から 280 gr の砂白金を得たことが伝えられているが， 割れ目中に必ずしも砂白金を含むものではなく， むしろこれを含むものは少ない。 従来の実績によれば坪当りの平均含有量は 0.2 gr 程度とみるのが適当であろう。 段丘堆積層は未だ採掘が進んでいないため， 平均含有量は不明であるが， 試掘の結果によれば現河床のものとほゞ同様に考えられている。
現河床の鉱床はすでに採掘済みの箇所が多いため， 将来は段丘堆積層の開発が期待される。
本鉱床は中紀念別沢に沿って賦存し， 基盤および上流の地質についてもほゞ上紀念別沢と同様である。 鉱石の性質は上紀念別沢のものと同様であるが一般により小粒である。 含有率は坪当り平均 0.12 gr 程度とみられ， 可採面積も上紀念別沢のものより狭い。 本鉱床に対しては大規模な採掘計画は行われたことはない。
砂白金については以上述べたが， 上紀念別鉱床の開発は太平洋戦争終了と同時に休業し， 筆者らの調査した頃はかなりの年月を経過しており， どの程度の産額をみたのかは全く不明である。 休止後もしばしば砂白金採取業者がはいり， 小規模の採取作業を行ってこんにちにいたっている。
含炭層は前述の通り小平夾炭層・寧楽層・あらき沢夾炭層および築別層であるが， 小平夾炭層の石炭がかつてかなりの出炭をし， なお現在も定常的に稼行されている。 寧楽層中の石炭は連続性がなく炭質も不良のため， 青木炭砿を除いては試掘の域をでていない。 あらき沢夾炭層の石炭も炭況不良のため同様であり， 築別層のものにいたっては粗悪炭でほとんど問題にならない。
本炭砿は小平村達布の東方約 3 km にあり， 昭和 15 年 4 月に着手， 昭和 23 年に閉山してこんにちに至っている。 追跡できる顕著な炭層は下から サンケ本層・ 番外 B 層・ 三番層・ 四番層・ 八番層・ 十六番層・ 十七番層・ 十八番層であり， 主として採掘された炭層は番外 B 層・三番層・十七番層で， その他は部分的に稼行された。 昭和 22～23 年頃の最盛期には労務者約 700 名， 出炭は月産約 4,000 t 程度であった。
本炭砿は小平村達布の北東ソウシュベツ沢の支流の中流に位置し， 天塩鉄道線の開通した昭和 17 年頃から漸次出炭を増大したが， 昭和 27 年まで操業し， 昭和 28 年には完全に休業するにいたった。 炭層は上から一番層以下六番層と呼ばれ， これらは前述の天塩炭砿の上部の炭層にほゞー致する。 そのうち採掘の対象となったものは一番層および二番層であって， 一番層は山丈 90 cm， 炭丈 80 cm， 二番層は山丈 1.60 m， 炭丈 1.30 m である。 各炭層の炭質は次の通りである（日本石炭研究所分析）。
| 炭層名 | 水分（%） | 灰分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 発熱量（Cal） | 粘結性 |
| 一番層 | 8.27 | 5.46 | 44.65 | 41.62 | 6,916 | 不粘結 |
| 二番層 | 7.01 | 8.50 | 45.07 | 39.42 | 6,779 | 〃 |
本炭砿は昭和 27 年頃の最盛期には労務者約 60 名， 出炭量は月産約 1,400 t 程度であった。
本炭砿は北海道炭砿汽船株式会社の手によって開坑されたが， 間もなく天塩鉄道株式会社によって引き継がれ（昭和 26 年）， こんにちにいたっている。 炭層のうち主要なものは番外 B 層・一番層・二番層・八番層であって， 二番層がおもに稼行対象となっている。 二番層の炭質は次の通りである（北炭， 鹿の谷分析所）。
| 炭層名 | 水分（%） | 灰分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 発熱量（Cal） | 粘結性 |
| 二番層 | 6.44 | 5.04 | 45.23 | 43.27 | 6,883 | 不粘結 |
本炭砿は現在労務者数約 200 名， 出炭は月産約 5,500 t である。
本炭砿はポンオキナイ川上流陽の沢に位置し， 陽の沢坑事務所との間に索道（2.4 km）が設けられていた。
昭和 16 年に着手されたが， 出炭をみたのは昭和 22～23 年頃であり， 昭和 27 年に閉山し， 昭和 28 年頃には日本海陸鉱業株式会社の手に移ったが， 採炭は行われていない。
炭層の状況および炭質については西田彰一 9) が報告している。 本炭砿は昭和 27 年頃労務者約 70 名， 月産約 400 t 程度である。
本炭砿はカムイバッタラ沢中流に位置し， 古く試掘された坑口があり， 調査当時（昭和 29 年）着手の準備のため測量中であった。 炭層は５～６枚あって山丈 80～190 cm 程度， 炭丈最大 1 m である。
寧楽層中の炭層はポンオキナイ川・一線の沢その他において試掘された程度で， 稼行にたえるものは少なく， 青木炭砿が僅かに小規模に操業している。
本炭砿は小平村寧楽， オトイチセコロ沢の中流七軒屋に位置する。 青木勇四郎の個人経営で， 昭和 26 年開坑， 現在にいたっている。 炭層は各所に薄い露頭が見られるが， 走向， 傾斜が一定せず賦存状態は把握し難い。 坑内で観察すると， 炭層はきわめて膨縮に富み， 山丈 2.5 m 以下で芋状を呈し両端に向かって尖滅する。 したがって採掘作業と平行して常に探炭作業を行わなければならない状態にある。 炭質は強粘結性で， 分析値の１例をあげると次の通りである（札幌通商産業局分析）。
| 水分（%） | 灰分（%） | 揮発分（%） | 固定炭素（%） | 発熱量（Cal） | 粘結性 |
| 3.23 | 7.72 | 37.54 | 51.51 | 7,540 | 強粘結 |
本炭砿は炭質が良好のため， 出炭さえあれば販路には事かかない状態であり， 労務者 15 名程度で， 出炭量は不定であるが平均月産 400 t に達する。 たゞし， 本炭砿附近の石炭が良質なことは， 炭層附近にしばしばみられる天然コークス塊の存在することから， ２次的な影響（附近に存在する無斑晶安山岩）によるものと考えられている。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
Asahikawa, No. 38
By KONROKU TSUSHIMA, KEISAKU TANAKA, KYŪYA MATSUNO & SHŌICHI YAMAGUCHI (Written in 1957)
The area of this sheet-map is situated in the southern part of the Tempoku region, northern Hokkaidō. This area is covered by Cretaceous, Tertiary and Quaternary rocks which are mostly of sedimentary deposits.
The stratigraphic succession is shown in Table 1.
The Cretaceous formation in the meridional zone of Hokkaidō is lithologically divided into the Lower Yezo, Middle Yezo, Upper Yezo and Hakobuchi groups in ascending order. In the mapped area, the Cretaceous which is overlain by the Tertiary with a unconformity, is composed of the Middle and Upper Yezo groups. The minor rock-stratigraphic classification would be carried out on the basis of vertical change in rock character (i.e. grades of coarseness, stratification, fissility, etc.) and vertical quantitative variation of the sandstone in arenaceous rock, tuffaceous rock, glauconite grain, calcareous concretion, macrofossils, etc., and moreover the abundance ratio of ammonites to inocerami. However, only the major rock-stratigraphic units and most characteristic minor ones are here outlined.
The Middle Yezo group lies on the Lower Yezo group with a disconformity. It is divided into the lowest, main and uppermost parts, of which the lowest part (Ma - Mc) and lower half of the main part (Md - Mg) are concealed in this area. The upper half of the main part (Mh - Mk) is nearly 900 m in thickness, and comparatively monotonous and fine-grained deposits, containing sporadic calcareous concretions some of which are fossiliferous. Tuffaceous rocks occur frequently on several horizons. The uppermost part (Ml - Mo), about 500m thick, begins with a relatively thick sandstone (Ml) and grades into mudstone with frequent intercalations of sandstone. This part is concretionary and fossiliferous. Of the enclosed molluscan fossils, Inoceramus hobetsensis and uncoiled ammonites such as Scaphites, Scalarites and Bostrychoceras are characteristic. The uppermost part is referable to the Saku formation in its rock-facies and fossil contents. Furthermore, the Ml member is readily traceable all over the area on account of the most predominance of sandstone. In the present group, the zone of Inoceramus concentricus nipponicus - Desmoceras (Pseudouhligella) japonicum and the superjacent one of Inoceramus hobetsensis - Tragodesmoceroides subcostatus are discriminated. Consequently the group ranges from Paleogyliakian (Cenomanian) to Neogyliakian (Turonian) in age.
The Upper Yezo group shows a gradual change of rock-facies to the preceding group and is no less than 1,700 m in thickness. The main part (Ua - Ug) is composed largely of calcareous concretion-bearing fine-grained clastics with frequent tuffaceous layers and is much fossiliferous throughout. The thickness is nearly 1,200 m. Of its minor stratigraphic units, the Ub member which is characterized by its rather coarseness of rock and great dissemination of glauconite grains is able to be reliably traced throughout the area. In the uppermost part (Uh - Ul), measuring up to 500 m in thickness, rocks are coarse-grained and tuffaceous layers are scarce as compared with the main part. The important fossils of the main part are Inoceramus uwajimensis, I. japonicus and I. naumanni, and ammonites such as Gaudryceras, Damesites and uncoiled Polyptychoceras. The age of the main part is chiefly Paleourakawan―Neourakawan (Coniacian―Santonian) and ranges downward to Neogyliakian (Turonian) because of the occurrence of Inoceramus hobetsensis and Tragodesinoceroides subcostatus. The uppermost part yields Inoceramus schmidti, I. orientalis and Canadoceras kossmati and is therefore correlated to the Infrahetonaian - Paleohetonaian series (Campanian).
Obira coal-bearing formation : This formation belongs to the Uryū group which corresponds to the upper half of the Ishikari group of Paleogene age. It consists chiefly of sandstone, shale and conglomerate, sometimes intercalating thick sandstone and several coal seams. It is mostly of fresh water or brackish water sediments, but partly of marine water sediments. This formation overlies unconformably the Cretaceous in the southeast corner of the area, but the direct relation between the Cretaceous and the Paleogene is not in other parts observed. In the type locality, situated out of this sheet, a mammalian fossil of Amynodon watanabei (TOKUNAGA) has been found. The geologic age of this formation will be Oligocene.
Tappu formation : It always rests unconformably on the Obira coal-bearing formation and is correlated to the Poronai formation developing widely in the Ishikari district. The Tappu formation consists of the sandstone bed in the lower and the mudstone in the upper part. The so-called "Toranokawa bed" situated stratigraphically in the uppermost part of the sandstone bed consists of striped alternation of tuff and thin coal seams and can be traced as a very available key bed in a wide area.
The geological age of this formation together with the Obira coal-bearing formation will be Oligocene.
The sandstone bed consists of greenish gray massive sandstone yielding marine fossils (see Japanese text), and contains often glauconite at the base.
The mudstone bed is composed of dark gray, compact and homogeneous mudstone yielding marine fossils. This mudstone bears a striking resemblance to the Poronai formation in the Ishikari district.
The deposits of the Neogene series in this sheet-map area are the Neiraku formation which develops in the southwest part and southeast corner of this area and the Jūgosenzawa formation, Arakizawa coal-bearing formation and Chikubetsu formation in the northeast part of the map. These formations are middle Miocene in age and are covered with overlapping unconformity by the Kotambetsu formation which is likely middle Miocene.
Neiraku formation : It overlies the Tappu formation with unconformity and is divided into the Hard sandstone and shale bed in the lower and the sandstone, conglomerate and mudstone in the upper.
Hard sandstone and shale bed : It is built up of alternation of hard tuffaceous sandstone and hard shale, but the sandstone is dominant in the lower half.
Sandstone, conglomerate and mudstone bed : The bed consists of fine-grained soft sandstone, dark gray mudstone and conglomerate. Some workable coal seams are intercalated in this formation. The sediments are variable in facies, the environments being marine, lacustrine or terrestrial. Because of the complicated structures and the lack of suitable key bed, the stratigraphical studies in this field are difficult. The fossil flora which is characterized by the Miocene flora. The formation is correlative to the Yudoro formation and Horoshin formation from which mammalian fossil of Desmostylus was found in other sheet-map area.
Jūgosenzawa formation : This formation occupies the lowest of the Neogene Tertiary in the northeast area of the sheet and lies as a belt unconformably on the Cretaceous formation. It consists of sandstone and conglomerate which is a ridge-maker because of its hardness. Jūgosenzawa formation is correlated to the Haranosawa formation in the Tempoku coal field.
Arakizawa coal-bearing formation : The formation, consisting of sandstone, mudstone and several coal seams of various thickness, is correlated to the Haboro coal-bearing formation in the Tempoku coal field. This facies is developed as a narrow belt together with the underlying Jūgosenzawa formation and thins out towards the south.
Chikubetsu formation : This formation is continuous from the typical Chikubetsu formation in the Tempoku coal field. The formation lies on the underlying formations with a disconformity of short erosion interval, and is covered by the Kotambetsu formation unconformably. It is divided in ascending order into three beds : sandstone, alternation of sandstone and mudstone, and mudstone bed. These are successively conformable.
Kotambetsu formation : This formation covers unconformably the underlying formation, and consists of very thick, cyclic alternation, which is composed of conglomerate, alternation of sandstone and dark gray mudstone. And this formation contains 4 tuff beds, which are very useful key beds. The conglomerate is locally remarkable in thickness. The Kotambetsu formation is correlative, from the lithologic character and the stratigraphic relation, to the Kawabata formation in the Ishikari province and to the Masuporo formation in the Tempoku district, and is considered to be later Miocene in age. Foraminiferal fossils are found in this formation.
Dolerite : This is intruded into the Obira coal-bearing formation and is exposed on a tributary of the Pon-okinaizawa river. The rock is black in color.
Non-porphyritic andesite : This rock is exposed at a cutting of road along the Otoichisekorozawa river, and penetrates the Neiraku formation.
The rock is greenish gray, very hard and compact. The intrusion of dyke is probably in the latest Tertiary.
Along the rivers of the Obirashibegawa, Sankebetsugawa and their tributaries, there are terrace deposits of several steps composed of sand, gravel and clay.
Alluvial deposits composed of sand, gravel, peat and clay widely develop along the rivers.
Geological structure : The Cretaceous deposits in the area show a remarkable tectonic gap to the Neogene formation, but none to the Paleogene. The strata form a westward monoclinal, locally fluted structure in the north, while they show a great nose structure projecting to the west in the south. The nose structure is disturbed by minor foldings, minor nose structures, and numerous fault which run dominantly in directions of NE - SW and NW - SE.
The Tertiary rocks also show a complex structure. Generally speaking, the structure is under the control of a broad basin structure which opens westwards and is modified by many faults and folds. The geologic structures of the northern and southern halves of the area mapped are different from each other. Fundamentally, the orogenic movement, previous to the deposition of the Kotambetsu formation and after that of the Chikubetsu and Neiraku formations, formed the Tenguyama thrust fault and resulted in the remarkable difference of geologic structure between southern half and northern half of this sheet. By this movement, the Obira coal-bearing, Tappu and Neiraku formations are thrusted up over the younger Neogene formations. The formations thrusted show complicated structures. The trend of folds and faults which control these structures is generally NW - SE. In the northern half, the Tertiary rocks have the gently folded structure, showing the trend of N - S.
The northern part of this sheet-map is occupied by the Rumoi coal field. The coal-bearing strata are called the Obira coal-bearing, Neiraku, Arakizawa coal-bearing and Chikubetsu formations respectively in this sheet. Among these formations, the coal seams of the Obira coal-bearing formations are the most important, and working coal seam is the Nibanso (Second one) intercalated in the Obira coal-bearing formation at the Sumiyoshi colliery of the Teshio Tetsudo (Railway) Co. Ltd. Furthermore, a sweet poteto-like coal seam (called "Imo-tan") locally embraced in the Neiraku formation has been worked at the Aoki colliery.
Placer deposits of platinum accompanied with gold and chromite have been known along the Obirashibe river and its tributaries. Especially, the placer in the Kamikinembetsu-zawa and the Nakakinembetsu-zawa are distinguished for the sake of large size and high quality of platinum grains. Gathering operations were carried out after the 2nd World War, but they can not be seen nowadays.
The placer deposits are derived from serpentine bodies situated in the northeast out of this sheet-map.
昭和 33 年 3 月 25 日印刷 昭和 33 年 3 月 31 日発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所