５万分の１地質図幅説明書
（旭川 第 44 号）
工業技術院 地質調査所 併任
北海道大学 教授 鈴木醇
北海道開発庁
昭和 32 年
目次 緒言 I. 地形および交通 II. 地質概説 III. 神居古潭岩層 A. 緑色片岩 B. 珪質及び珪礬質片岩 C. 石灰質岩石 IV. 日高層群 A. 輝線凝灰岩及び砂質凝灰角礫岩 B. 黒色粘板岩 C. 石灰岩 D. 珪岩及び含放散虫チャート V. 白亜系 A. 下部層（下部白亜系） B. 上部層（上部白亜系） VI. 迸入岩 A. 輝緑岩 B. 蛇紋岩 C. 優白岩 VII. 火山岩 A. 普通輝石紫蘇輝石安山岩及び集塊岩 B. 角閃石輝石安山岩（I） C. 角閃石輝石安山岩（II） D. 輝石安山岩 VIII. 第四系 A. 洪積層 B. 沖積層 IX. 応用地質 A. 砂クロム鉄鉱 B. 石灰岩 C. 硫化鉱 D. 鉱泉 文献 Abstract (in English)
1 : 50,000 地質図幅説明書
（旭川 第 44 号）
本図幅は北海道開発庁ならびに工業技術院地質調査所の委託により作製されたもので， 野外調査には昭和 30 年 8 月中旬より約 1 カ月を費し， その後の室内作業は北海道大学理学部地質学鉱物学教室において行われた。 図幅中福原原野より江丹別村に亘る西部地域に対しては 昭和 8 年山口四郎 [ 以下の [注1] 参照 ] ， 昭和 26 年青山忠男 [ 以下の [注2] 参照 ] ， 比布村突哨山を中心とする東部地域に対しては 昭和 15 年斎藤正雄 [ 以下の [注3] 参照 ] ， 昭和 29 年西川鶴司 [ 以下の [注4] 参照 ] の諸氏の調査があり， これらの手記調査報告および採集資料は北海大学道理学部に保存されているので， これらも参考とした。 なお本図幅に近接する上江丹別図幅は舟橋三男氏， 幌加内図幅は猪木幸男氏 および深川・旭川両図幅は筆者により調査が行われたので， それらの結果は本図幅との連絡上非常に有益な資料となった。
本図幅内の調査を行うに当つては， 前記の諸調査の結果に負うところが多く， また局所的調査に対しては直接北海道大学鈴木淑夫， 木崎甲子郎， 魚住悟， 榊原忠政， 北川芳男等の諸氏の協力を得たことが少なくない。 ここに銘記して深く感謝の意を表するものである。
本図幅は 北緯 43°50'～44°0'， 東経 142°15'～142°30' 間の地域を占め, 中央北海道のやや西部に位し, 旭川， 上江丹別， 剣淵及び愛別の各５万分の１図幅に隣接するものである。 図幅中西部には中央北海道をほぼ南北に走るいわゆる神居古潭変成帯の一部 およびこれを貫く火成岩類が露出しており， 北東部には日高層群， 白亜系， これらを貫く迸入岩類 およびこれらを蔽う火山岩類よりなる地域が広く分布している。 旭川を中心とする上川平野の北端に相当する第四系よりなる平地は 図幅の南東隅に発達している。
図幅内に見られる地形は その地域を構成する主要地質の分布に応じて 各々異なった特性を示すことが多い。 神居古潭岩層の地域は一般に堅固な岩石より構成されているので， 地形は比較的嶮しいが， 本図幅内においては旭川図幅内におけるような標高の著しい部分は見られず， ただ 300～460 m の山稜がほぼ南北乃至北々東方向に走っているに過ぎない。 山稜は 神居古潭岩層中の堅固な赤色珪岩やチャートの薄層を伴なう 緑色片岩帯よりなる地域に相当する所が多く， 山稜の方向は大体岩層の走向とほぼ一致している。 これに比して同岩層中黒色珪質片岩および圧砕変成岩よりなる地帯は やや低平な地形を示している傾向がある。
図幅中の北西隅には神居古潭岩層を貫いて迸入した大きな蛇紋岩体が分布しており， 上川・雨龍両郡界附近においては 560 m の高度を示す部分も見られる。 本岩体は本来長径 8 km 以上に及ぶものと思われるが， その中央部は侵蝕され更に沖積層により蔽われ， また一部はその後噴出した安山岩により被履されかつ一部断層により切られているので, 現在は表面上不規則な輪郭を示す幾つかの岩体に分離している。 蛇紋岩よりなる地域は 附近の結晶片岩及び火山岩よりなる地域に比して風化著しく従って表土厚く， 地形上より見ても頂上部が平坦で森林に乏しく， また諸所に崩壊した崖の多いこと等を特徴としている。
本地域中央部に分布する白亜系よりなる地域は西部の神居古潭岩層， 蛇紋岩体及び東部の日高層群とは断層を以て接し， また北部は火山岩類， 南部は第四系により蔽われている。 白亜系の岩石は特に軟弱で風化分解が極めて著しく 全体として厚い表土によって蔽われ 比高 150 m 以下の低い丘陵地をなし， これを囲む他地質の地域とは劃然とした地形上の差異を示している。 これらの低い丘陵地は現在殆ど全部開墾せられ良好な農耕地となっており， 岩層の露出は極めて悪く 僅かにその内に刻まれた浅い谷間に沿う少数の小露頭にて 岩質を知り辛うじて走向傾斜を測り得るにすぎない。
白亜系の東方に小範囲分布する日高層群の一部は 輝緑凝灰岩， 砂質凝灰角礫岩及び石灰岩を含む黒色粘板岩 及び少量の火成岩類よりなるものであるが， 前記の白亜系の岩石に比していずれも岩質が堅固であるため， それらの走向にほぼ平行した細長い高地をなし， 特に突哨山附近は幅 1 km， 長さ 5 km の半島状をなして第四系の平地中に突出している。 突哨山附近は海抜 236 m， その北西方の鬼斗牛山（三角山）は海抜 379.3 m に及び それらの南方に広く展開する上川平野各地より目標として遠望することが出来る。 突哨山なる名称はその地形上より由来したものと考えられる。 突哨山の南端には古くより稼行されている石灰岩の採石場あり やや著しい断崖をなして平地に臨んでいる。
図幅の北部に広く分布する安山岩を主とする火山岩類は 日高層群， 白亜系， 蛇紋岩体等を被覆するものである。 これら火山岩は古期噴出のものであるので表面の削磨が甚だしく， その結果現在の産状のみにては噴出当時の中心， 熔岩流動の方向等地質的構造を推知することは出来ないが， 岩質ならびに分布状態より幾つかの岩体に分つことが出来る。 これらはいずれも急峻な地形を示し， 北東部及び北部においては海抜 500 m 以上の高度を示し， 特に北西部の上土別村和寒山頂は海抜 740.8 m に及び 図幅中の最高点をなしている。
これら各種の古期岩層よりなる丘陵または山岳地の 南西部に発達する第四系よりなる平地は， 旭川を中心に極めて広い地域を占める いわゆる上川平原の北端部に相当する部分で， その北辺は 幾多の小河川流域に沿って深く丘陵地内に夾入して葉脈状の発達を示している。 この平原は概して北東部が高く標高 200 m 以上に及び， 南西部は低く 110 m 附近までに達している。 従って同平地内では 石狩川l治めその多くの支流はこの高度差に従って流下している。
本地域内には 上記の上川原野の外に図幅の北東部に和寒原野， 北西部に福原， 覚礼, 辺乙部の三原野がある。 和寒原野は 和寒市街地を中心としてやや広い範囲に分布する原野の南端部に相当し 標高 150 m 内外のものであり， 福原その他の原野は蛇紋岩， 安山岩その他よりなる丘陵地に囲まれた極めて狭いもので， いずれも標高は 200 m 内外である。
第四系の平原はその生成条件よりこれを河川に沿う沖積層， 低位段丘堆積層及び崖錐または崩壊岩層の３つに大別され， 沖積層は更に現河床堆積層と旧河床堆積層に分けられ， これらは各々固有の地形を示している。
河川に沿う沖積層中 石狩川及びその支流の附近に広く分布する旧河床堆積層は 砂礫， 粘土等を主体とするものであるが， それら河川の現河床堆積物は 周囲の旧河川堆積物よりなる平原よりやや低い位置を占めて狭く且つ長く分布し， 砂礫を主とすることが常である。 旧河川地積物よりなる沖積原中には オサラッペ川およびヨンカンベ川間の地域に見られる如く その一部に低位泥炭層が発達しているところもある。
図幅中において低位段丘堆積層は オサラッペ附近の白亜系の低い丘陵の南麓 及び旭川市北方において北東延長 8.6 km， 北西の幅最大 2.2 km を示す いわゆる近文台の北端部において認めることが出来る。 これら低位段丘は洪積世に属する砂礫堆積層よりなり， 旧河床沖積平原よりやや高い位置を占めている。 旭川図幅内に見られる低位段丘堆積層の下部には いわゆる十勝熔結凝灰岩層が広く発達しているが， 本図幅内の段丘堆積層の下部には 歴然とした熔結凝灰岩の存在は未だ知られていない。 しかしその下部層中には 多量のパイピラミッドの石英結晶粒を含む酸性凝灰状岩石の存在は認められる故， 或はこれが熔結凝灰岩と関係あるものかも知れない。
崖錐及び崩壊岩層は 本図幅内の山岳または丘陵地の山麓または下部側面に沿って 各所に不規則に発達している。 附近の岩片， 粘土等を主とするもので相当の厚さを示し時には扇状地を構成しているが， 概して分布状態不規則で沖積層または洪積層との境界が判然としない部分もある。
上川平野中を流下する石狩川は 本図幅中の南東隅を僅かに横切っているに過ぎないが， その北側にはウッペ川， 比布川， ヨンカシュベ川， ハイジュベツ川， チライウエシベツ川， オサラッペ川， 江丹別川等の支流が発達し， これらの大部分は図幅内の各地の山岳地域より源を発しているものが多い。
比布川の源をなす塩狩峠（274.4 m）は その名の示す如く天塩・石狩両国境をなすもので， この附近をほぼ東西に走る国境線に沿う山稜は重要な分水嶺をなし， これより南側には前記の石狩川の諸支流を発し， また北側には和寒川， サクルジュウネフチ川， 辺乙部川等を発し これらは北流して途中諸河川を合して天塩川をなすものである。 国境線上千歳山西側より発するサクルジュウネブチ川は 和寒深原野北西端において堰止められ， やや大きな中和及び南ケ丘の両貯水池が造られている。
本地域中平地及び河川に沿う部分においては 道路発達交通至便で一部にはパスを通じているが 山岳地には道路少なく, 殊に山稜が南北に走っている部分が多いので 東西を結ぶ交通路には殆ど見るべきものがない。
旭川駅を起点として名寄を経て稚内にいたる宗谷本線は 本図幅の東部をほぼ南北に走り， それに沿って南より比布， 蘭留， 塩狩の３停車場が存在している。
本図幅の地域を構成する地質は その性質より見て次の６系統に大別することが出来る。
これらの間の関係を表記すれば次の如くである。
上表に示す各系統は構成する岩石， 産状， 地質構造および生成時期において全く異なり 各々劃然とした分布を示している。 本図幅の西部及び南西部に接する上江丹別及び深川両図幅中には 新第三系の地層が著しく発達しているが， 本図幅地域中には未だ知られていない。 また南接する旭川図幅中には いわゆる十勝熔結凝灰岩の厚層が著しい範囲に分布しており， 本図幅地域内においても 嘗ては低平地区に同熔結凝灰岩流の北端部が相当広く分布していたものと惣像されるが， 現在は大部分が侵蝕し尽されたものの如く殆どその存在は認められず， 僅かに低位段丘堆積層の下底に類似の凝灰岩層が見られるに過ぎない。
神居古潭岩層は 中央北海道において北見・天塩国境より日高にかけてほぼ南北に延びた岩層で， 本図幅中にはその中央部の東側の一部が分布しているに過ぎない。 本岩層の南方への延長は 神居古潭岩層の様式的産地として知られる神居古潭峡谷附近の岩層に， また北西方への延長は雨龍川沿岸の幌加内山地の岩層に連続するものである。
本岩層は全体として比較的低度の動力変成作用を受けて生じた結晶片岩類を主体とし 褶曲と断層とによって複雑な地質構造を示している。 結晶片岩類を構成した主要な変成作用は 白亜系生成以前に己に完了していたものと見られる。 なお本岩層は時代の判明している他の岩層との直接関係が審かでないので， これを構成する主要な岩層の層序及び生成時代については不明な点が多く， 現在は日高層群と共に単に先白亜紀に属するものとして取扱われている。
神居古潭岩層中或はこれに接して諸所に輝緑岩， 蛇紋岩， 優白岩等の火成岩体が存在しているが， これらの多くは 地殻変動の行われた以前あるいは変動継続中に迸入したものと見られる。 本地域の北西隅には福原原野を中心部とする巨大な蛇紋岩体が貫いている。 その迸入時期は本地域内のみの関係では判定出来ないが， 他地域に見られる諸事実より推定して 白亜紀以後で恐らく第三紀初期のものと考えられている。 蛇紋岩体により貫かれた神居古潭岩層が 諸所にやや著しい接触変成作用を蒙り 局所的に興味ある特殊の変成岩を構成している乙とは， 神居古潭峡谷地方， 雨龍山地等においてしばしば見られることであって， 本地方においても福原原野附近にその例を見ることが出来る。 なお蛇紋岩体中には諸所に種々の雄白岩類が存在しているが， これらは岩質ならびに産状より見て 蛇紋岩体の本源たる超塩基性深成岩を貫いて出た岩漿分化脈岩と見ることが出来る。
いわゆる日高層群は一般に神居古潭岩層との間に白亜紀層を夾み, その東側に， 北は北見方面より南は十勝・日高国境にかけて 極めて広範な分布を占めるもので， 種々の堆積岩類とこれを貫く深成岩類 並びにこれに附随する種々のホルンフェルス， ミグマタイト等よりなるものであるが， 本図幅内にはその最西帯の小部分が 比布市街地の西部丘陵地に露出しているに過ぎない。 突哨山および鬼斗牛山（三角山）附近にその例が見られ， 同地域を構成する日高系は輝緑凝灰岩， 黒色粘板岩， 砂質凝灰角礫岩， 石灰岩， 含放散虫チャート等及びこれに伴なう輝緑岩その他の火成岩よりなり， 堆積岩層の性質， 走向等より見て 旭川図幅東辺地山附近に露出するものと関係あるものと思われる。
白亜系は本地域中限られた小範囲に分布しており， 北部ならびに南部に近接する地域には直接その延長を見ることが出来ないが， 北海道中央地帯を通覧すれば， 本地域内のものも， 神居古潭岩層の東西両側に沿って 南北方向に帯状に長く分布する白亜紀層中の 東側のものの一部に相当するものである。 本系は 西部の神居古潭岩層及び東部の日高層群とは おそらく断層を以て接しているものと忠われる。
図幅の北部及び東北部に広く分布する安山岩類は 北海道中央低地帯北部即ち 現在の宗谷本線の両側に極めて厖大な面積を占めて分布する 古期安山岩類の南端の一部に相当するものである。 これらは複輝石安山岩を主とするが 時に角閃石を多量に含むもの或は少量の橄欖石を含むものも見られる。 また局所的に集塊岩状を呈する部分も存在している。 本岩類と第三系との直接の関係は 本図幅内においては見ることが出来ないが， 他地域における産状より推せば 恐らく第三紀末期に噴出したものと考えるのが至当であろう。
第四紀に入り石狩川， 天塩川およびそれらの支流の侵蝕はますます盛んとなり 各種の岩層または火成岩はそれらの硬さ， 構造或は河川の流路の位置， 方向および勢力に応じて著しく削磨されると同時に 各河川の流域には 広い洪積層または沖積層の堆積が行われつつ今日に至ったものである。 但し洪積期の下位段丘地積物が生成される以前のある時期に広大な量を示す いわゆる十勝熔結凝灰岩が十勝岳方面より流出し 富良野平原より上川平原に亘る一帯の低地を埋め尽した事実があるが， これはその後各河川により著しく削りとられ， 特に上川平原北部においては侵蝕甚だしく， 下位段丘堆積層及びその下部に存在する 熔給凝灰岩様の岩層の残存する地域は極めて少なくなっている。
上川平野を蔽う沖積層は前期沖積層すなわち旧河床堆積層と， 新生の沖積層すなわち現河床堆積層とに大別され， これら両者の聞は 2～3 m の段を以て境されていることが多い。 比較的広い分布を占める旧河床沖積層は各河川と直接関係を示すものが多く， 本図幅内のものは分布状態より， 永山沖積層， 和寒沖積層， 福原盆地堆積物等に分つことが出来る。 これらの各沖積層は地域的に多少性質を異にするが， 一般に下部は砂礫層, 上部は砂及びロームの層よりなり表面は砂壌土を示している。 福原原野は 覚礼原野および辺乙部原野と共に 大きな意味において和寒原野の南西端の一部であるが， 地質的に四囲蛇紋岩体に固まれていることを特徴とし， 従って福原盆地堆積層の砂礫層中には砂クロームを含んでいる部分が少なくない。
多くの河川は旧河床堆積層よりなる平原を刻んで流下しており， この平原の地並より一段低い各河川の河床または河岸には 砂礫よりなる現在の沖積層が分布していることが常である。 しかし本図幅中には石狩川の極めて小部分が含まれているのみで， 他の支流はいずれも細いもので， 現河床堆積層は石狩川以外においては左程見るべきものがない。
神居古潭岩相は 北海道脊梁山脈の西側に ほぼ南北に延長した不規則な帯状をなして分布する変成岩帯で， 特に本図幅の南部および西南部に接する旭川， 深川両図幅に跨る神居古潭峡谷に標式的露出を示しているので その名称が由来している。 本岩層中には興味ある岩石が含まれているため 古くより多くの人々に注目されているが， 原岩層の層序， 地質構造， 他の時代の判然した岩層との関係等について不明のととろが多く， 従ってその生成時期も審かでないので 現在は全体として日高系と共に先白亜系として取扱われている。
本岩層は 軽い動力変成作用を受けて生じた結晶片岩類及び片状岩類を主とする厚層で 同変成作用継続中あるいはその直後に迸入したと思われる 超塩基性または塩基性火成岩が諸所に介在している。 これらの火成岩のために接触作用を蒙り局所的に交代作用を受けた部分に 極めて複雑な成分を有する特殊の変成岩が発達していることはよく知られている。
神居古潭峡谷に沿って広く分布する神居古潭岩層は 分布状態より大体ほぼ南北に走る三帯， 即ち東部緑色片岩帯， 中部黒色珪質片岩帯および西部緑色片岩帯に大別されているが 本図幅内には 上述の東部緑色片岩帯及び中部黒色珪質片岩帯の東縁の一部が露出している。 なお旭川図幅中のものに比して圧砕変成岩が乏しいこと， その北部において比較的巨大な蛇紋岩に貫かれていること， および蛇紋岩体の東縁に沿って特殊の角閃岩帯の発達を見ること 等を特徴としている。
神居古潭岩相の層理及び片理の走向はほぼ岩帯の延長方向と一致しているが 褶曲が著しいため傾斜の方向は一定でなく 所々に岩帯の方向に延びた 大規模なドームまたはベースン構造が発達していることも見られる。 またそれら岩層中には多数の断層も存在することも認められる。 要するに岩層全体が非常に複雑な構造を示しているので， 岩層内の層序， 上下関係， 対比等は困難で各層の正確な厚さは明かでない。
図幅内の緑色片岩帯は 江丹別川の東側に分布する幅 3.5～5 km の岩帯で 走向はほぼ北西を示し その北方は上江丹別図幅中のものに連続している。 但し蛇紋岩体の東側に細い岩層として分布する緑色片岩帯は 北々西の走向を示して幌加内地方に延長している。 この細い岩帯は白亜系と直接しているが， それらは恐らく断層を以て接しているものと考えられる。
本地域の緑色片岩帯は主として輝緑片岩よりなるものであるが， 片状輝緑凝灰岩， 緑簾石緑泥片岩よりなる部分もあり 更に一部には特殊の角閃岩も存在している。 なおこれらの緑色片岩帯中には諸所に珪岩， 含放散虫チャートの薄層またはレンズを夾んでいる。
緑色片岩帯の主体をなす輝緑片岩は 輝緑岩および輝緑凝灰岩が やや低い動力変成作用を受けて生じたと信ぜられる片状岩石で， 0.5 mm 以下の再結晶鉱物の集合したものの内に 部分により原岩中の輝石時には斜長石の残晶を含み また稀に原岩中のオフィテック構造を示したものも認められる。 本地域内には未だ知られていないが， 他地区のこの種の岩石中には 輝緑岩質岩石の小岩塊を含んだ角磯岩質または集塊岩質の岩相を示すものもある。 本地域内の標式的輝緑片岩は暗緑乃至淡緑色緻密でかすかに片理を示し， 成分は緑泥石， 曹長石， 角閃石， 緑簾石， 陽起石質角閃石等の細粒に混じて輝石の残留結晶を含むものである。 輝石の残晶はしばしば多量に含まれることもあり これらは一般に 0.05～1.0 mm の形状不定の細粒で その性質は 消光角は c : Z = 53°土， 淡黄乃至淡緑の弱い多色性を示し， 時に淡紫色を呈し微量のチタンを含有することを示すものもある。 斜長石の残晶は比較的少なく時には全くこれを欠くことがある。 同残晶は不定形の細粒で 著しく汚濁しているものと一部やや新鮮な曹長石に変じているものもある。 また本岩中には所により方解石， 緑泥石その他により充填された空隙を有し 杏仁状構造を示す火成岩より変じたことを示すものがある。
緑色片岩帯中の一部， 特に東縁部ならびに蛇紋岩体の東側に相当広く分布する片状輝緑凝灰岩は 外見やや輝緑片岩に類似し時には区別しがたいことがあるが， 概して片理に乏しく暗緑色のものの外に暗赤紫色を呈する部分もある。 また再結晶鉱物少なく時には殆どこれを欠き， 破砕された輝石及び斜長石の残晶を多く含み一部に塩基性火山岩質岩粒を混じ, 全体として火成破砕状の構造を示し また方解石の細脈によって貫通されていることが多い。 蛇紋岩休の東側に帯状分布をなすものには 部分的に Cenosthaera sp. その他の放散虫を含有するものあり 明かに海成堆積層であることを示している。
野外においては輝緑片岩と類似の外見を示しているが 鏡下においては輝石及び斜長石の残晶を含まず 全部再結晶作用によって生じた緑泥石， 緑簾石を主として少量の曹長石， 陽起石質角閃石を含有するもので一般に片理が著しい。 要するに前記の緑色片岩類はその成分， 産状等より見て 輝緑岩質または輝緑凝灰岩質岩石が 低度の動力変成作用を蒙った結果によるものと推定される。
福原原野の東側において 蛇紋岩体と片状輝緑凝灰岩層との間に特殊の角閃岩様岩石が発達している。 本岩は 北々西の方向を有する 幅 2～300 m の膨縮を示すレンズの連続よりなる細い帯状岩体として産出するもので， 岩質は主として角閃石， 緑泥石よりなるものの外に斜長石， 普通輝石， 絹雲母等を含む部分もある。 副成分として榍石を含むものも少なくない。 主成分の角閃石は淡緑色の長短不定の柱状結晶を示し 時には 1 mm に及ぶものもある。 角閃石の配列には一定の方向性少なく 岩体自身にも剥理性に乏しい部分が多い。 本岩には往々比較的粗大な角閃石， 斜長石及び輝石の集合体よりなる部分が見られる。 この場合各々の性質より見て後の二鉱物は恐らく残晶と思われるもので, 両者とも著しく分解して殆ど原形を留めず， 斜長石は汚濁して絹雲母その他に変じたもの多く， 輝石は周辺に沿って緑色の角閃石またはウラル石に変じておるのが常である。 本岩は他の緑色片岩とは著しく性質を異にし， 岩質が不均質なこと， 残晶と思われる斜長石及び輝石をやや多量に含むこと， 構成鉱物が比較的粗粒なること等より見て, 輝緑凝灰岩中に細長い脈状或は岩床状に迸入した斑糲岩様の塩基性火成岩が 低度の変成作用を受け一部角閃岩に変じたもののようである。 本岩の迸入作用或は変成作用が近接する蛇紋岩と如何なる関係にあるかは不明である。
神居古潭岩層に属する低度の変成作用によって生じた種々の結晶片岩類が 更に蛇紋岩の迸入を受けた場合, その接触部に生じた特殊変成岩中には 種々興味ある鉱物が含まれていることは広く知られている。 これら鉱物のうち曹長石， 藍閃石， 青閃石， 曹閃石， エジリン輝石の如く曹達を含む鉱物が多く含まれていることは 蛇紋岩迸入に際して 曹達に富む上昇溶液によって交代作用が行われたことを物語っている。 なお上述の特殊岩石中には曹達を含む珪酸塩鉱物と伴なって， 柘榴石， ローソン石， ステルプノメレーン， 榍石， パンペリー石その他持殊の鉱物を産することがしばしば認められる。
この種の岩石として本図幅中に産するものは, 福原原野の東北部において蛇紋岩に接する緑色片岩中に見られる含藍閃石輝緑片岩， 緑泥石曹長石緑簾石藍閃片岩等である。
含藍閃石輝緑片岩は一般の緑色片岩に比してやや暗藍緑色であることを特徴とし, その主成分は緑泥石， 曹長石， 緑簾石， 藍閃石よりなり, 外に輝石の残晶， 角閃石， 榍石， 石英等を含んでいる。 また 緑泥石曹長石緑簾石藍閃片岩は暗藍色乃至灰藍色の岩石で 剥理に富み剥理面に縮緬状の微皺を示し， 成分上藍閃石を主とし 外に緑簾石， 曹長石， 緑泥石， 磁鉄鉱， 榍石等を含んでいる。 これら両岩中の藍閃石は 一般に長径 0.5～1.0 mm の長柱状または半自形で時に 2 mm に及ぶものもある。 これらは片理に沿って配列するものが多く, その光学性は b = Y， 光軸面 ∥ (010)， c : Z = 5～14°， (-) 2V = 16～40°， 多色性 : X = 淡青菫色, Y = 青菫色～淡菫色， Z = 藍色～濃青色， X > Y > Z， n1 = 1.651～1.666， n2 = 1.659～1.669， n2 - n1 = 0.018， ρ > v。
福原原野の西方の幌加内峠附近， 本地域の南方神居古潭渓谷附近よりは 種々の鉱物を含む興味ある特殊岩石が諸所に産することで有名であるが， 本図幅中ではこの種の岩石の産出は比較的限られた場所より知られるのみであって， その種類にも乏しい。 しかし 福原原野を檎成する第四系の礫中には 藍閃石その他を含む岩石片が少なからず発見されるので， かつては附近に相当広い範囲に産出していたものと想像される。
珪質及び珪礬質片岩は 黒色石英片岩と珪岩または含放散虫チャートに大別することが出来る。 黒色石英片岩帯は神居古潭峡谷の南北両側に著しい分布を示すもので, 前記の緑色片岩帯の西側に幅 4～6 km の岩帯として南北に延びるものであるが， 本図幅内においてその東部の一小部分が見られるのみである。 本地域内の黒色石英片岩帯は その東側の緑色片岩帯と平行して北々西の走向を以て, 北方は雨龍地方， 南方は旭川西部のものと連絡している。
珪岩または含放散虫チャートは 緑色片岩または珪質片岩中に薄層またはレンズ状をなして介在するものであるが， 本地域においては 特に緑色片岩帯中の諸所に存在していることを認めることが出来る。
本岩は外見灰黒色または暗灰色を示し, 一般に片理に富み, 時に著しい褶曲を示す部分もある。 成分は多量の石英と少量の斜長石及び絹雲母よりなり， それらの細粒間に微点状または微片状の不透明の炭質物が散在している。 本岩は部分により石英， 絹雲母及び炭質物の微粒よりなる 黒色の千枚岩状の岩石に移化する;場合も見られる。 これらの黒色珪質または珪礬質片岩は, それらの成分及び構造より推して, 恐らく有機物を含んだ珪質堆積岩が 軽い動力変成作用を受けた結果によるものと思われる。
珪岩は灰白色または赤褐色を示すもので， 本地域では幅数 m より 100 m の岩層として 輝緑片岩及び片状輝緑凝灰岩中諸所に介在しているが, 本図幅内の黒色珪質片岩帯中には見るべきものがない。 珪岩は幽かな剥理面を示し， 無数の石英の細脈により貫通されているものが多い。 成分は石英の微粒を主とし， 少量の黒褐色不透明物及び赤鉄鉱， 外に微量の緑簾石， 緑泥石等を含んでいる。 石英は 0.05 mm 以下のものが多く， やや大なるものは波状消光を示している。
含放散虫チャートは珪岩に比して剥理少なく， 石英の細脈に乏しいが, 外見， 産状共に珪岩と殆ど区別し得ぬことがあり， また両者が移化する部分も少なくない。 本地域各地のものについて鏡下にて検するのに， 旭川図幅内の鷹栖村， 雨紛村等より産するものと同様に Cenosphaera sp., Tricolocapsa sp., Dictyomitra sp. 等の放散虫を多量に含有している。
珪質または珪礬質岩石は 緑色片岩類の場合と同様に 蛇紋岩の併入に伴なう接触変成作用により一部交代されて 特殊の結晶片岩に変ずるものであるが， 本地域では蛇紋岩体と珪質片岩と直接する部分が少ないため， 特殊鉱物を含む珪質片岩について見るべきものが未だ知られていない。
神居古潭岩層中石灰岩は比較的少量で, 従来本地方においては 神居古潭峡谷の西端の神居橋下附近 及び雨紛附近に少量の露出をしているに過ぎない。 本図幅内においても石灰岩の産出は極めて少なく， 僅かに辺乙部原野の東南方の 15 線の沢に沿う輝緑凝灰岩層中 及び中江丹別の東方上川， 雨龍郡境の東側の緑色片岩層中に薄層として介在するのみである。 これらは灰白色細粒で多少片理を示す岩石で， 成分は微小な方解石に不純物を混じているのみで， 他に特殊の鉱物は含まれていない。 辺乙部原野東方より産する石灰岩は粉状となして, 加熱すると赤い光を発することを特徴としている。
北海道の脊梁山脈に沿って広大な面積を占めて発達するいわゆる日高層群は 本地域の東部愛別山地においてもその一部が基底をなしている。 本図幅内において 比布市街地の西方の丘陵地に比較的狭い地域に分布しているものは その西端の一部分に相当するものである。
突哨山及び鬼斗牛山（三角山）附近に分布する日高層群は 西方は断層を以て白亜系の地層と接し， 北方は広く分布する第三紀末に噴出したと思われる安山岩により蔽われている。 本地域内の日高層群はその走向， 岩質等より見て 旭川図幅東辺の桜岡及び旭山附j互に露出するものに連続することは明かである。 ただし桜岡附近には蛇紋岩が貫入しているが本地域にはその存在を見ない。
比布地方の日高層群は主として輝緑凝灰岩， 砂質凝灰角礫岩， 黒色粘板岩， 石灰岩， チャート等の互層よりなるもので， これらの内に小規模の輝緑岩， ガラス質安山岩質岩石等の岩床または岩脈が貫入している。 北海道脊梁山脈を構成する主要なる日高層群中には 各種の酸性乃至超塩基性の深成岩が迸入し， またこれらと伴なって種々のホルンフェルス， 結晶片岩， 片麻岩， ミグマタイト等が発達しているが， 本地域中にはこれらを認めることが出来ない。 比布附近のものは大きな意味の日高岩層中最西部を縁どる, いわゆる輝緑凝灰岩帯の一部に相当するものと思われる。
本地域内の上述の諸堆積岩層は大体北々西の走向を示し, 東北に 60～80°の傾斜を示している部分が多く， 特に堅固なる岩質よりなる部分は 河川による削磨作用を免れて その岩層の走向方向に細く長い分布を示し岩層の配列と地形とが一致している。
本岩は突哨山の北部東側及び北西部の鬼斗牛山附近に分布しており, 共にほぼ南北の走向をもって東方または東北方に傾いており， 北東部のものは本地域の日高層群中見掛け上の最上部をなし， 南西部のものは最下部をなしている。 これらの輝緑凝灰岩層中には輝緑岩， ガラス質塩基性火山岩の小岩脈或は小岩床が迸入しており, また細い圧砕岩， 珪岩， 含放散虫チャート等の薄い層またはレンズを介在していることが諸所に見られる。
突哨山の北東部に分布する輝緑凝灰岩層は細粒の暗緑色の岩石よりなり, 風化した部分は褐緑色を呈している。 鏡下では部分的にかなりの差異を示すが， 一般に分解の進んだ不定形の斜長石及び輝石の破片の間を緑泥石， 方解石， 塩基性火山岩片等で充填し, 全体として火山岩層質岩石の構造を示す部分が多い。 また部分的に 斜長石及び輝石の間を無色乃至黄褐色のガラスの破片にて充填したもの， または杏仁状構造を示し, 空隙中を緑泥石或は方解石を以て充填したものも認められる。
鬼斗牛山附近のものは大体において前記のものと類似の性質を示しているが， ある部分はやや黄褐色を呈しかつ粗雑な外見を示し， むしろ砂質輝緑凝灰岩と称すべき部分も見られる。 かかる部分のものには石英， 斜長石或は塩基性火山岩の細粒を多量に含み, 砂岩に似た構造を示している。
突哨山の西側に南北方向に細く分布する粗維な岩石で， 砂質の輝緑凝灰岩中に やや大きい塩基性火山岩やガラス質火山岩の破片を比絞的多量に含み, 全体として角礫状の岩質を示す砂質凝灰角礫岩がある。 本岩層は 成因上前記の砂質輝線凝灰岩と密接な関係にあるものと相像されるが， これらは互に移化するものか， 或は別個に堆積したものかを 野外においてその関係を明らかにすることは困難である。
黒色粘板岩層は 突哨山山稜の東側の輝緑凝灰岩層と西側の砂質凝灰角礫岩層との間に整合的に夾まれ, 200～700 m の幅をもってほぼ南北に走って産出している。 本岩層中にはやや大なるレンズ状の石灰岩の外に， 非常に薄い酸性凝灰質岩， 緑色岩， 含放散虫チャート及び頁岩等と互層しやや複雑な構造を示している。 黒色粘板岩は一部黒色の千枚岩または頁岩に漸移することがあるが， この場合これらを野外において区別することは困難である。 本岩は一般に暗灰色乃至灰黒色緻密堅固で， やや層理に富むもので， 鏡下では極めて微細な石英， 斜長石， 膠結物質， 炭質物等の集合で, 黒色頁岩に移化した部分には少量の放散虫 Cenosphaera sp. を含有することがある。 突哨山がほぼ南北に走る山稜を以て平原中に突出しているととは 同山稜の主軸をなす黒色粘板岩層が極めて堅固なることに帰因するためと思われる。
本岩は突哨山の南端において黒色粘板岩中にやや厚いレンズ状をなして介在している。 これは明治 6 年米人ライマンが札幌より石狩川をさかのぼり, その上流を経て十勝に至る地質調査旅行の途中において発見注目したものと伝えられ， 古い時代には山麓にライマシ氏表彰の石碑が建立しであったといわれるが, その真疑は不明である。 その後小規模ながら採掘が行われ, 現在も附近に本原料による石灰工場が建てられている。
採石場附近の本石灰岩の走向は北 30°西で東方へ 70°傾斜している。 岩質は白色， 灰白色乃至灰白緑色を示し, 一般に緻密で部分的にやや粗い方解石粒の集合よりなる部分も認められる。 灰白緑色の部分には鏡下において種々の放散虫， Cenosphaera sp., Cellipsis sp., Theocampe sp.， Lithocampe sp.， Dictyomitra sp.， Tricolocapsa sp.， Theocapsa sp.， Tetracapsa sp.， 等を多量に含有する部分がある。 なお 1931 年渡瀬正三郎は突哨山南端の石灰岩中より crinoid stem 及び種名不明の４種の有孔虫化石を発見した旨の報告があるが， その後の調査においてはこれを知ることは出来なかった。
この種の岩石は 突哨山附近を構成する粘板岩層及び その東北側の輝緑凝灰岩層中に極めて薄い層またはレンズとして多数に介在している。 灰白色， 淡褐色或は淡緑色等を示す堅固かつ緻密の岩石で, 淡褐色のものには石英の細脈にて貫かれたものがある。 またこれらの内のあるものには， Cenosphaera sp.， Lithocampe sp.， Dictyomitra sp.， Tricolocapsa sp. その他の放散虫類の遺骸を含んでいる。
白亜系は本図幅のほぼ中央部を占めて分布し， その西方にある神居古潭岩層ならびにこれに附随する蛇紋岩体， 及びその東方にある日高層群とは各々断層線によって境されている。 なお その南方は上川原野の一部をなす広い沖積層或は低位段丘堆積物により蔽われ， 北東部は古い安山岩により厚く被覆されている。 これらの白亜系の一部は オサラッペの北西部の丸山（190 m）を中心とする地域において 安山岩により貫かれている。 なお 図幅の北西部には北々西に延びた細長い白亜系の岩層があり, これの東側は上記の安山岩に蔽われ， 西側は神居古潭岩層に属する輝緑凝灰岩に直接しているが， これら両岩層の層位的または構造的の関係はおそらく断層によって接している と見るのが適当であろう。
本地域内に分布する白亜系は 一般に軟弱な堆積層よりなるため風化分解が著しく, 概して低平な丘陵地を構成し, 更にその表面は厚い土壌にて蔽われて, 分布地の殆ど全部は農耕地となっている。 従って新鮮な岩石の露出は極めて悪く, 僅かに谷間や河岸の小露頭によって岩質， 走向， 傾斜等を推知し得るのみで， 隣接する他種の地質との正確な境界を劃することも困維なことが多い。 比較的少ない露頭や転石の分布状態等より総合すれば， 本地域内の白亜系は一般に南北乃至北々西の走向を示し, 東方または北東々へ 50°～60°の傾斜をなす部分が多く, 地質構造上よりその内に幾つかの断層の存在を推定せねばならない。 これらの地域は古い時代においては単に古生層と做されていたが， その後幸にも有力なる化石が発見されるに至り， 唯に白亜系と決定されるに至ったのみならず， 白亜系中のやや限定された地層及び岩層の上下関係まで或る程度判明するに至った。 図幅内の白亜系は大体上部層と下部層の二つに区分することが出来る。
下部層はチライウエンベツ川の西側に広く分布している。 岩層の走向， 傾斜共に上部層にほぼ平行しているが， チライウエンベツ川に沿う沖積層により境されておるもののようで， 共に露出状態が非情に悪いため直接の層位的関係は不明である。 岩質も全体としてほぼ上部層に類似した暗灰色の細粒の頁岩を主体とし， その内において泥質岩石の薄層を挟んでいるが， 一部に重要な化石を含む石灰岩のレンズが介在している点を大きな特徴としている。 この石灰岩よりは 1933 年森田義人が Orbitolina descoidea var. ezoensis Yabe et Hanzawa を発見して以来, 同岩を含む下部層は 古宮古世に相当する下部白亜系に属するものであることが判明した。
この石灰岩は オサラッペ川の交流チライウエンベツ川の中流に相当する 鷹栖村 15 線 17 号附近の川底に幅 5 m 内外の小露出をなし 砂質頁岩と於泥質岩石との互層中に挟在するものである。 岩質は灰白色堅固で, その内に上述の比較的保存のよい多数の Orbitolina を含んでいる。 本化石は Orbitolina 分布中本邦最北のものとして注目されている。 なお本岩石中には外に有孔虫， 石灰藻及び珊瑚の破片が含まれているが， これらは保存悪く種名を同定することは困難のようである。
上部層は東部の日高層群に接して分布するもので， 西方はチライウエンベツ川をへだてて下部部に対しているようである。 一般に北 1O～30°西の走向を示し， 東方に 50～65°傾斜している。 ただし区域内の断層の東側においては西方に向って同程度傾斜している部分もある。
上部層は岩質より更に二つに細別することが出来る。 上部層中の上位のものは 日高層群と断層を以て直接する部分に幅 2～2.5 km をなして分布している。 岩質は極めて軟弱な黒色於泥岩を主とし, その内に薄い黒色頁岩層及び暗灰乃至灰黒色の細粒砂岩層を挟在する所がある。 全体として薄い板状をなすが, 岩質軟弱で崩壊し易い。 上部層の下位は 前記の黒色於泥岩層の下部に整合的に接し, ハイシュベツ川の両側に分布し, 黒色於泥岩層と殆ど同様の走向， 傾斜を示すものであるが, 岩質を著しく異にし， 暗灰色乃至暗灰黒色で薄く割れ易い細粒の頁岩を主とするものである。 但し一部に黒色の於泥岩の薄層を挟み， またその内の下方にはやや多量の海緑石を含む層も認められる。 上部層下位に相当する岩層中 ハイシュベツ川右股の西側の 鷹栖村 14 線 19 号附近に発達する含海緑石砂質頁岩中に 1939 年斎藤正雄は Propearmussium cowperi var. yubarensis Yabe et Nagao の破片を多数に含むものを発見した。 従って上部層は少なくとも上部白亜系に属するものであることは明かとなった。 化石を含む砂質頁岩は 0.3 mm 内外の他形を示す石英， 斜長石の細粒と微量の絹雲母， 磁鉄鉱等よりなる集合体中に比較的多量の 1 mm 内外の海緑石を混じたもので， 化石に近い部分には間隙を方解石にて充たしているところも認められる。
以上本地域内の白亜系の上部層と下部層の性質について述べたが， 既に述べた如く 白亜系の殆ど全地域には厚い表土が被複し露出悪く 両層の層位的関係を直接知ることは出来ない。 しかし 上部層中には Propeamussium cowperi var. yubarensis Yabe et Nagao を含む層があり， 下部層中には Orbitolina descoidea var. ezoensis Yabe et Hanzawa を含む石灰岩層が知られており， 少なくともこれら含化石層中， 前者は上部白亜系， 後者は下部白亜系に属することが明かにされている。 若し本地域内の白亜系が全部整合の状態にあるとするならば， 上述の二つの含化石層の間に 三角介砂岩層に相当する地層の存在を想定せねばならない。 しかるに実際において 両含化石層間の地層の厚さは標準層序に比べ僅かに 1 km 以下と算定される故， このような想定は困難である故, この場合両者の間にやや大きな断層が存在しているものと推定し， 地形上より見てチライウエンペツ川に沿う低地帯を 断層線に相当するものと見るのが適当であろう。 本地域中の白亜系中には同時代に迸入したと思われる火成岩は知られていない。 下部白亜系の西部丸山附近に安山岩が露出しているが， これは第三紀末期に噴出したもので単に白亜系を貫いているに過ぎない。
本図幅内に発達する一般の迸入岩としては 輝緑岩， 蛇紋岩及びこれに伴なう優白岩や少数のガラス質中性脈岩等を挙げることが出来る。 なおこの外にすでに神居古潭岩層の一員として存在する角閃岩質岩石は， その内に含まれる残晶の性質， 或は変成作用の軽微な部分の構造より 斑糲岩質岩石より変じたものと見られるので， 上述の岩石の外に斑糲岩の迸入があったことを認めねばならない。
輝緑岩は 神居古潭層の緑色片岩帯中及び日高層群の各所に小さな岩床状をなして産出している。 一般に暗緑色細粒堅固で， 時にやや片状を呈することあり， 野外においては緑色片岩または輝緑凝灰岩と区別困難な場合がある。 主成分は斜長石と輝石で 部分的に緑簾石， 緑泥石， 磁鉄鉱を含んでいる。 斜長石は細い短冊形をなし， 輝石粒とともにオフィテック構造を示すことが多い。 斜長石は時に細い針状結晶をなすものが放射状に集合して菊花状を示すことがあり， これらの一部は往々にして曹長化作用を蒙っているものもある。 輝石は 1 mm 以下の半自形粒状を示し， 多色性弱く淡緑色～炎褐色で時に淡い紫色を呈しチタンの含有を示すものがある。 c : Z = 45°～52°で周辺または劈開に沿って 緑泥石化またはウラル石化作用が行われていることが多い。 緑簾石は黄緑色の細粒として緑泥石またはウラル石の多い部分に発達し， また磁鉄鉱は微晶として広く散点している。
輝緑岩は神居古潭岩層中のものも日高層群中のものも岩質はほぼ同様で， これらの迸入時期については正確に定め得ないが， 各々が迸入している緑色片岩或は輝緑凝灰岩と 成因的に密接な関係を示すものと推定される。
北海道において 蛇紋岩は日高層群及びジュラ紀層の一部K.或る程度の露出を示しているが， 神居古潭及びこれに附帯する地域には最も著しい発達をなし， 北は北見・天塩国境附近より南は石狩・胆振両国を経て日高国に至る間, ほぼ連続した地帯に無数の巨大な岩体が帯状に迸入している。 本地域に南接する旭川及び深川両図幅に分布する神居古潭岩層中には 長さ数 km 以下, 幅 1 km 以下のレンズ状のものが多数に分布しているが， 本図幅及び西接する上江丹別図幅中には 径 10～8 km の巨大な岩体が発達している。 但し本地域内の蛇紋岩体の中央部は その後の噴出による安山岩の熔岩により広範囲に被覆され， かつ辺乙部川の侵蝕とそれに伴なう沖積層により広い福原盆地となり， 更に南東部は断層にて切られたため， 蛇紋岩体本来の形体は失われ, 表面上不規則な輪郭と地形を示すに至っている。
岩質は一般に暗緑色乃至暗黒色で, 比較的光沢に乏しい緻密堅固な塊状岩である。 神居古潭峡谷南方山地に見られるような片理の著しく発達したものはない。 鏡下において各地点のものを検すれば, アンチゴライトのみよりなるもの， 橄欖石粒を含むもの， 及び橄欖石と輝石の両粒を含むものの３つに大別することが出来る。 これらの内の橄欖石と輝石は蛇紋岩化作用を逸れて残留したもので， ３種とも別個の岩体ではなく， 原岩である超塩基性火成岩体において 完全な蛇紋岩に変化する途中の状態が局所的に残されているに過ぎないものである。 それらの岩石中の橄欖石は 0.1～0.2 mm， 輝石は時に 1～2 mm に及ぶもので， これらは常にアンチゴライトに囲まれ， 標式的の篩状構造を示している。 アンチゴライトは鏡下にて殆ど無色或は淡緑で 所々に濃褐色で囲辺または割目に沿い 黒色不透明の縁を有するクローム鉄鉱粒を混じている。
蛇紋岩にやや多量の滑石を含む部分は外見白緑色乃至淡緑色で脂感を呈し, 諸所に小規模のすべり面を生じていることが多い。 また塊状の蛇紋岩体中にはやや明瞭な節理が発達していることがあり， また極めて短いi温石綿及び硬蛇紋石の細脈より貫かれている部分も諸所に見られる。
一般に蛇紋岩体中には これと成因的に密接な関係にある岩漿分化脈岩と見なされる 種々の優白岩質岩石が貫入していることが少なくない。 本地域内の蛇紋岩体は比較的巨大であるが， 優白岩類の産出は僅かに辺乙部川沿岸附近に極めて小規模のものが知られるのみで, その種類もまた多くない。
微閃緑岩は 辺乙部原野の西南隅の 辺乙部川の二股の西 60 m の河岸の蛇紋岩中に産出する 灰緑乃至暗灰色緻密堅硬の岩石で， 鏡下では斜長石を主とし角閃石これに次ぎ， 更に副成分として普通輝石， 黒雲母， 石英， 緑泥石， 磁鉄鉱等の小粒が集合し完晶質の閃緑岩的構造を示している。 斜長石は殆どソーシュール石化しているが, 一部に双晶を示す部分も認められる。 角閃石は一部緑泥石化しているが新鮮な部分は c : Z = 15°で， 淡黄色乃至褐色の多色性を示している。 本岩は多くの場合， 細い石英脈によって貫かれている。
斑糲岩ペグマタイトは 前記二股の北に接した地点及びその南東方 500 m の地点において 蛇紋岩中に迸入した脈岩として産出するもので, 両者ともにやや大粒の斜長石と輝石の集合よりなっている。 輝石は鏡下にて淡黄褐色を示す異剝石の性質を帯び, その周辺は緑泥石またはパスタイトに変じていることが多い。
ロジン岩は 蛇紋岩体中の諸所に 灰白色乃至灰緑白色の頭大乃至長径 1 m 大の塊状体として包含されている。 蛇紋岩との境界は比較的判然としたものが多い。 本岩は主として透輝石， 灰礬柘榴石を主成分とするもので， 恐らく蛇紋岩中に生じた岩漿分化脈岩が 更に石灰に富む熱水溶液により作用された結果によって生じたものと考えられている。
火山岩類は図幅の北部一帯に広く分布し, 第四系の堆積層を除いたすべての地層を被覆している。 これらの火山岩類はいずれも安山岩質のもので， 岩質並びに産状より４種に大別することが出来る : A) 普通輝石紫蘇輝石安山岩， B) 角閃石安山岩（I）， C) 角閃石安山岩（II）， 及び D) 普通輝石安山岩。
本図幅中には未だ第三紀層の存在が知られていないので， これと安山岩類との関係は未詳であるが， 他地域の産状より推して恐らく第三紀末期に噴出したものと見るのが適当であろう。 なおこれらの安山岩類中前三者の岩体相互の直接関係は不明であるが， 最後の普通輝石安山岩は角閃石安山岩（II）の中に貫入していることも認められる。
以上の安山岩類の分布する地域は地形が急で標高も他より大であるが, 一般に表土厚く， 植物繁茂し, かつ周辺の山麓には崩壊性岩屑物の堆積物が広く発達しているため 岩石の露出は比較的乏しく, 各岩体内の詳しい構造を知ることは非常に困難である。
本安山岩は図幅東北部の和寒山及び北斗山を中心として広く分布している。 これらは 更に北方の和寒地方及び 東北の愛別地方の山地一帯に分布するものと連続するもので， 広く基底の日高層群を蔽い, その南西部は白亜系を被覆している。 これらの岩石は主として塊状の熔岩流よりなっているが， 和寒山の南麓をめぐる比布沢の上流ー帯においては 熔岩流の下底部に集塊岩状を示す部分がある。
本安山岩は一般に暗灰色乃至灰黒色で 肉眼で白い斜長石の斑点を認めることが出来る。 鏡下では斑状構造著しく 斜長石， 紫蘇輝石及び普通輝石の斑晶の間を ピロタキシテックまたは流状構造を示す石基によって充填されている。 極めて広大な面積を示すため, 局所的に種々異なった性質を示すことも認められる。 例えば蘭留駅東部の有隣農場附近のものは杏仁状構造を示し 空隙を褐色物質にて充填し， 石基はガラスに富みその一部は脱ガラス作用を示している。 かつその一部に極めて少量の角閃石を含んでいる。 比布川最上流附近のものは， 輝石粒が多数集合してグロメロ斑状構造を示している。 塩狩峠の西方 2.5 km 夫婦岩附近のものには 結晶形より橄欖石より変じたと思われる少数の結晶を含んでいる。 ただし同結晶の大部分は現在緑泥石により置換されている。
本地域に分布する上記の安山岩類は一般に新鮮であるが， 塩狩峠附近及びその西南 2 km の国境附近一帯には 後火成作用として上昇した熱水溶液の影響により変化し 珪化または粘土化作用を蒙った部分が発達している。
本岩体は図幅中央北部を占めるもので, 東部は前記の輝石安山岩体とはサクルシュウネウチ川にて境され， 南東部は広く白亜系を蔽っている。 白亜系の地域は極めてゆるやかな丘陵地を示しているのに対し， 安山岩の地形は極めて急峻な山岳地帯となり 白妙山附近においては標高 577.4 m の高地をなしている。 本岩体は産状岩質共に前記の輝石安山岩と類似しているが, 部分的にやや多量の角閃石を含有していることを特徴としている。 但し時には全く角閃石を欠き, 前者と区別し難きものも認められる。 角閃石は輝石と共に斑晶をなして産出し, 0.2 mm 内外のもの多く 時には 1.5 mm に及ぶものもある。 黄色乃至黄褐色の多色性を示し, それらの殆ど全部は黒色の反応縁を示している。 石基はガラス質のものと比較的ガラスに乏しく結晶質のものとがある。
図幅の北西部において 主として蛇紋岩の占める地域には 大小数個の安山岩よりなる岩体が露出している。 なおこれと全く同様の小岩体が やや南方の白亜系中に小丘をなして存在している。 これら各々の岩体の産状を見るのに， 初め大きな岩体として噴出したものが 後に削磨作用によって幾つかに分離したものではなく， 初めより個々独立して噴出し後各々が多少削磨を受けたものと見る方が適当であろう。 恐らく前記の角閃石安山岩（I）より遅れて流出したものと思われる。 これらの多くは直接蛇紋岩を基底とするものであるが， これら両者の関係は地形の上にもよくあらわされている。
本岩は細松乃至中粒塊状の岩質で, 暗灰黒色の基地中に 白色の斜長石と 黒色の角閃石または輝石を散点する斑状構造を示しており， これら斑晶の大なるものの内には 5 mm に及ぶものもある。 岩石の構造， 造岩鉱物の性質等は大体において前記の角閃石安山岩と類似している。
本岩は小岩体をなして図幅東部に２カ所露出している。 その一つは蘭留駅北方 3 km にある蘭留山（337 m）を構成するもので， 他は鬼斗牛山北方において 日高系輝緑凝灰岩層とこれを蔽う複輝石安山岩の境界に沿って噴出し 330 m の小高地をなすものである。 これらは その産状より見て 恐らく複輝石安山岩体を貫いて噴出したものと考えられる。
蘭留山を構成するものの岩質は緻密なガラス質で, 斜長石と輝石の細粒を含み, 斑晶は認められない。 時にはガラス質の部分を欠き, 主として斜長石， 輝石の細粒が集合し完晶質の玄武岩状の構造を示すものがある。 本岩類は, その産状及び岩質より見て, 噴出岩よりは寧ろ迸入岩に近い性質を有するもののように見える。
本図幅内における第四系は 洪積層に属する低位河成段丘堆積層と沖積層とに大別することが出来る。
洪積層に属する低位河成段丘地積層は 近文台上部及び 白亜系地域の南東隅に相当する鷹栖村 16～17 線間の小範囲に分布している。 前所においては 海抜 140～154 m の標高を示すやや傾いた平坦地をなし， 上川沖積平地に対する比高は 20～30 m である。 また後所においては 海抜 120～130 m の標高 即ちオサラッペ川現河底より比高 10 m の平坦面をつくっている。 これら段丘堆積物は粘土層及び砂礫層よりなり, その内の礫は安山岩， 流紋岩， 熔結凝灰岩等を主としている。 なおで下底部には酸性凝灰質岩石が存在する。
沖積層は 図幅の南東部に広く分布する外に, 北部の和寒原野及び北西部の辺乙部・福原両原野にも発達している。
南東部の広い平野は旭川を取囲むいわゆる上川原野の北端部に相当するもので， 石狩川及びその多数の支流によって生じた沖積層により蔽われている。 本沖積層は その性質及び分布状態より見て 旭川図幅中のいわゆる永山沖積層の連続と見ることが出来る。 沖積層よりなる地区は概して平坦であるが, 所により 2～3 m の低い段のある所も見られる。 またこれを大きく見れば, この平坦に見える沖街地も 図幅内では東端部においては最も高く海抜 250 m 内外に及び, 南西部においては最も低く 110 m 内外で， その差 140 m あり相当の傾斜を示している。 この沖積原には図幅中現在は石狩川本流の一小部分の通過している外, その北側の支流たるウッペ川， 比布川， ヨンカシベ川， オサラッペ川， 江丹別川等が地形の傾斜に従って流下しており， これら各河川流域及び現河床には， 広く分布する旧河床堆積物より一段底くかつせまい範囲において 各河川固有の現河床堆積物を生じている。
旧河床堆積物を構成する物質は地域的にやや異なるが, 大体下部は砂礫層， 上部は砂またはロームよりなり， 最上部はいわゆる砂壌土となり 大部分の場所が良好な水田となっている。
図幅中の北部の和寒原野は 天塩川の上流サクルジュネウチ川及び和寒川によって生じた 標高 150 m の沖積原であり， また北西部の辺乙部及び福原の両原野は これも天塩川の最上流辺乙部川により生じた 標高 200 m の沖積層より成っている。 層の状態は前記上川平原のものとほぼ同様と見られるが， 和寒原野の一部及び福原原野の沖積層中には 砂クロームを含有しているととを特徴としている。 これは砂クロームの材料が， 蛇紋岩体地域より源を発した， 或は同地域を通過した河川により運搬されたことを物語るものである。
本図幅地域において利用し得る地下資源として注目されているのは， 突哨山南端の日高層群中の石灰岩， 福原原野の沖積層中の砂クローム鉄鉱 及び塩狩峠附近より湧出する鉄泉以外に見るべきものがない。 しかしこれらについても石灰岩をのぞいては， その量或は質において現在ではさほど重要な位置を占めるものとは認め難い。 かつて福原原野を取囲む巨大なる蛇紋岩体中において 温石綿鉱床に対する探査が行われたが未だ良質のものを発見するを得ず， また塩狩峠附近の安山岩地域中で 熱水作用により変化した部分が知られているが, 採掘し得る鉱床は未だ知られず今日に至っている。
なお 福原原野及び比布村北方 2 km 北 5 線 9 号附近の沖積層土中に 極めて若く生成された褐鉄鉱があり， またオサラッペ南方の湿地に泥炭の存在が知られているが, これらも質， 量ともに稼行の対象とはなっていない。
天塩川上流及び雨龍川沿岸に 良質な砂クローム鉱床が存在することは古くより知られている。 これらは蛇紋岩体より源を発し, またはこれを通過した河川の沖積地中に胚胎するもので， 砂クロームの材料は 蛇紋岩中に造岩鉱物として比較的少量に含まれていたクローム鉄鉱の微晶が 河川の削磨， 運搬， 堆積の間に機械的に適当の場所に蓄積された結果によるものと考えられている。 四囲蛇紋岩に取りまかれた福原原野及び西和原野， ベオッペ川沿岸はこの条件に従って生じたもので， 0～2 m の表土の下の 1～2 m の砂利層中に砂クロームが存在している。 砂クロームは磁鉄鉱， 角閃石， 輝石等の微晶と混じているもので， 覚礼原野にて含有率の比較的多い部分においては 1 立方米の土砂中に約 20 kg の砂クローム（精鉱）を含む部分あり, 戦時中には 1 カ月に約 20 トンを産出したといわれているが, 現在は残鉱少なく稼行されていない。 本地方は沖積地の面積が狭い上に蛇紋岩体とやや接近し過ぎているため, 多量の埋蔵はのぞまれない。 砂クローム層の下底よりは時に砂白金及び砂金を得ることがあり， 本地方においても 1 立方米の土砂中に平均 0.4 gr の砂白金， 1 gr 程度の砂金を得たと伝えられている。
本地域の北方に広く分布する和寒原野の沖積層中には 古くより諸所に砂クローム産地として知られる部分があり， これらは蛇紋岩地帯より源を発した辺乙部川の影響によるものと考えられている。 しかし図幅内の和寒原野の南端部には殆ど砂クロームの存在は見られない。 これは同地域の沖積層が 主として安山岩地帯より流下した 和寒川の最上流マタルクシャ川， サクルジュネウチ川等に関係していることによるものと思われる。
旭川市の北東方約 10 km に位し 宗谷本線比布駅の南方約 4 km に当る突哨山の南端に露出する 日高層群中の黒色粘板岩中に夾在する厚いレンズ状の石灰岩は, 明治 6 年頃ライマン氏によって発見注目されたと伝えられるもので， 今より 30 年程前より採掘され始め今日に至っている。 現在旭川市山崎与作氏の経営にかかり， 幅約 90 m， 高さ約 40 m の採石現場より年産約 1 万トンの石灰岩が採取され， これらは山麓の小工場によって 工業用及び土壌改良用の生石灰または炭酸石灰が製造されている。 本地域中には外に 辺乙部原野の南東方 15 線の沢に沿う輝緑凝灰岩層中 及び中江丹別の東方, 上川・雨龍郡境の東側の緑色片岩中に薄層として介在する石灰岩が知られているが, 量少なく採掘利用されていない。
図幅の東北隅に広く分布する複輝石安山岩地域中 塩狩峠附近及びその南西方向 2 km の国境附近一帯には， 後火成作用として上昇した熱水溶液の影響によって変化したと思われる部分が 北東方向にほぼ連続している。 これらの地域は 母岩たる複輝石安山岩が珪化及び粘土化作用を蒙って白色乃至褐色に変じ, その内に黄鉄鉱が鉱染し, 所によりその酸化によって赤褐色の焼けを作っていることもある。 なお母岩の粘土化した部分に少量の石膏と共に小塊状の黄鉄鉱を産する 黒鉱々床に類似の部分があったので古くより注目され， 戦時中には塩狩峠附近に塩狩鉱山と称する試掘現場が出来て 短い切割りや浅い試掘坑道が掘進されたが, 遂に稼行対象となるべき鉱床は発見されず中止後今日に至っている。
本図幅内には未だ温泉の湧出は見ないが, 宗谷線塩狩駅の西側数百米の地点に鉱泉の湧出あり， これを浴用の目的とする旅館がある。 本鉱泉は淡褐色澄明で酸性反応を呈し， 少量の褐色沈澱物を有する酸性泉で， 比重は摂氏 15°にて 1.004， 固形物総量は千分中 4.7 で, その成分は結合硫酸， カルシウム， 鉄等を主とし他は極めて微量である。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale, 1 : 50,000
(Asahikawa - 44)
By JUN SUZUKI (Geological Survey of Japan)
The Pippu sheet covers an area lying between 43°50' and 44°0 N. lat., and 142°15' and 142°30' E long., which occupies the western part of the central Hokkaido. The area is composed mainly of rocks of the Kamuikotan and Hidaka complexes, and the Cretaceous system as well as associated igneous rocks, volcanic products and alluvial materials being now restricted to Iimited area. Topographically, the Kamuikotan and Hidaka complexes forms the mountaineous ridges trending in a longitudinal direction, while the Cretaceous strata constitute comparatively flat-topped low-lands, as the later rocks resist more feebly the agents of denudation. The features are dominated by the serpentinite and volcanic rocks. In the area the Ishikari river and the tributaries of it and the Teshio river flow across plains and on the both sides of them alluvial and diluvial terraces are preserved.
The geo!ogical history of the region is summarized as follow :
The Kamuikotan complex is extensively distributed in belts in the western part of the sheet, running NNW - SSE. The prominent members of the complex in this region are (A) greenschists : diabase schists， schistose schalsteins, epidote-chlorite schists, amphibolite etc, (B) siliceous and argillo-siliceous schists : black quartz schists, quartzites, radiolarian cherts, etc. and (C) calcaleous schist : crystalline limestones.
lt is noticeable that various interesting rocks locally develop between normal green schists, in the Kamuikotan complex and serpentinite mass, which have attracted special attention because of the presence of some special soda-bearing silicates, such as glaucophane， albite, etc. These special rocks have only a limited development in the small area near the serpentinite mass at the north-western corner of the sheet. This fact seems reasonably to indicate that they are a product brought by contact metamorphic action due to ultra-basic intrusion. The occurrence of the special minerals in them, originated from pyro-metasomatism, primarily owes to the action some special soda-rich hydrothermal solution derived from the ultra-basic intrusives.
The Hidaka complex occurs in small mountaineous area in the southeastern part of the sheet. It is chiefty composed of schalstein, sandy-tuff breccia, black slate, limestone, quartzite, radiolarian chert, and is associated with small sills of diabase.
As no organic remains except radiolaria in some cherty rocks have been found in the Kamuikotan and Hidaka complexes, the stratigraphical position and age of these complexes and mutual relation between them are not yet clearly defined and they are now only said to be pre-Cretaceous.
In the central part of the sheet, the Cretaceous system occupies a wide area though it is overlain by the younger andesites on the north and the alluvial deposits on the south. The system can be stratigraphically classified to the Upper and lower formations which seem to be bounded by faults. The Upper formation is composed chiefty of black siltstone, black shale and sandstone. Fossils, Propeamussium cowperi var. yubarensis Yabe et Nagao etc. have been found in the sandstone. The lower formation consists of black shale, siltstone and limestone and it is characterized by containing Orbitolina descoidea var. ezoensis Yabe et Hanzawa etc. in the limestone.
Pleistocene deposits are widely developed in the area extending mostly along the Ishikari River and its tributaries. Alluvial material is found both in present streams and on the some steps of terraces above stream level which are accompanied by the talus and fan accumulations. They consist chiefly of soil, clay, sandy clay, sand， gravel and peat. Of gravels and pebbles of the deposits volcanic rocks are most abundant. It is worthy to note that alluvial deposits at the Hukuhara plain being surrounded by serpentinite contain minute amount of placers of chromite, iridosmine and gold.
The serpentinite which occurs as large mass in the Kamuikotan complex is massive being mostly composed of aggregation of antigorite flakes, though it partly contains the relict grains of olivine or augite or both showing mesh structure. Sometimes talcose part can be recognized in it. The serpentinite mass is in places accompanied with leucocratic rocks such as microdiorite, gabbro pegmatite, rodingite etc. which may be genetically related to the ultrabasic rocks and may belong to a single intrusive series.
The diabases which occur as dikes or sills in the Kamuikotan and Hidaka complex zones, are genetically seemed to show intimate relation to the greenschists and schalsteins in these complexes.
From the petrological natures and modes of occurrance, the volcanic rocks in the area are divided into four : two pyroxene andesite， hornblende andesite (1) and (II)， and augite andesite. They are believed to be of late P1iocence age, though the last one is youngest and it penetrate the first type. Traces of the welded tuff can be recognized under the alluvial deposits in the Kamikawa plain.
Placer chromite deposits are widely found in the area along the Uryu river which runs through the large serpentinite districts at its upper course, but in this area a part of the deposits is only known in the alluvial layers of the Hukuhara plain. In the deposits extremely minute amount of fine native gold and iridosmrne occur as by-product of base metal mining operation.
The limestone in the Hidaka complex in the Pippu districts are used as industrial matters though it is mined in small scale.
昭和 32 年 3 月 20 日印刷 昭和 32 年 3 月 25 日発行 著作権所有 北海道開発庁