5万分の1地質図幅説明書
(旭川 第48号)
工業技術院地質調査所嘱託
北海道開発庁 昭和28年
目次 諸言 I. 地形及び交通 II. 地質概説 III. 神居古潭岩層 1. 概説 2. 岩石各論 A. 珪質, 珪礬質及び石灰質岩石類 B. 塩基性岩石類 C. 火成岩迸入の影響によって生じた特殊変成岩類 岩石中の特殊鉱物 (a) 珪質片岩類 (b) 輝緑岩質変成岩類 (c) 緑泥片岩類 (d) 角閃片岩類及び角閃岩類 (e) 藍閃片岩類 IV. 新第三系 1. 川端層 A. 幌新泥岩層 B. 幌新砂岩泥岩互層 C. 多度志黒色泥岩層 2. 瀧川層 下部層 中部層 上部層 V. 第四系 1. 洪積層 2. 沖積層 VI. 火成岩類 1. 輝緑岩 2. 蛇紋岩 3. ロヂン岩 4. トロンニエム岩 5. 閃緑岩質アプライト 6. 橄欖石玄武岩 7. イルムケツプ火山岩類 A. 角閃石安山岩 B. 含角閃石複輝石安山岩 C. 火山砕屑物 VII. 応用地質 l. ニッケル鉱 2. クロム鉄鉱 3. 砂白金 4. 砂金 5. 砂クロム鉄鉱 6. 硫化鉱 7. 温石綿 8. 褐炭 9. 石材及び工業原料 10. 鉱泉 文献 Resume (in English)
5万分の1地質図幅説明書
(旭川 第48号)
工業技術院地質調査所嘱託
本図幅は北海道開発庁並に工業技術院地質調査所の委託によって作製されたもので， 野外訳査には昭和26年8月初旬より約50日を費し， その後の室内作業は北海道大学理学部に於て行われた。 図幅中神居古潭岩層及び新第三系の地域に対しては， 昭和5年以来 北海道大学理学部地質学鉱物学教室の職員及び学生により 多数の調査研究が行われているので， それ等の材料も参考とする事とした。 尚本図幅に北接する上江丹別図幅地域との連絡に閲しては， 北大 舟橋三男， 木崎甲子郎， 魚住悟の三氏より貴重なる材料の供給を受け， 叉図幅内調査に対しては直接 北大 鈴木淑夫， 藤原哲夫， 中村政雄， 青山忠男， 山田敬一諸氏の協力を得た。 叉特に第三系地区に対しては 北大 佐々保雄氏より有益なる助言を得た。 その他第三系地区に於ては一部分 地質調査所 逆瀬川清丸氏の調査資料により， 叉火山岩地区に対しては 同所 河野義雄氏より種々有益なる助言を得た。 上述の諸氏に対し玆に感謝の意を表するものである。
本地質図幅製作に当たっては， 地理調査所発行の5万分1地形図旭川14号「深川」を使用したが， 経度線につき少しく補正を行った。
本図幅は所謂中央北海遣の中央部の梢々西部を占めるもので， 図幅中東部には， 中央北海道を略々南北に走る所謂 神居古潭 変成帯の一部及びこれを貫く火成岩類が露出しており， その西部には広く第三系及び第四系が分布している。 但し図幅南端中央部には， イルムケツプ火山の北麓の一部を構成する 火山岩及び火山砕屑物よりなる地質が発達している。 従って図幅内に於ける地形は上述の様な主要地質の分布に伴って， 地域的に各々梢々異った特性を示している事が注目される。
図幅東部に分布する神居古潭岩層の地域は 他に比して一般に堅固な変成岩類より構成されているので， 地形は比較的急峻で同岩層地帯中には神居山 (799.2m), 常盤山 (592.8m) 等を初めとして標高 400～600 m の壮年期山稜が諸所に見られる。 本岩層は略々南北の方向に延長しているが， これ等を構成する主要なる結晶片岩類は 複雑な地質構造を示し摺曲多く, 旦諸所にドーム又はベースン構造を示しているので, 岩層又は片理の走向及び傾斜は必ずしも一定していない。 従ってこれ等のつくる山稜の方向も不定である。
本図幅中の神居古潭岩層に迸入している蛇紋岩には, 北接する上 江丹別 図幅中に存在する様な尨大な岩體をなすものは見られず， その多くは比較的小さなレンズ状をなして諸所に分布している。 本岩石は周囲の変成岩類に比して軟弱なるため 表土厚く且崩壊性強く, 特殊な地形を示す事が多い。 叉蛇紋岩は長い年月の間に表面に沿って移動する傾向を有し, これに接する他の岩層上に傾き上げた様な地形を示す事があり, 往々にしてこの運動は現在も尚徐々に継続されている様に見える所も少くない。 例えば神居古潭西方数十米の地点に蛇紋岩體を貫く極めて短い鉄道の隧道があるが, 明治32年着工後岩盤が移動し, 路線安定までに非常な苦心と時聞を要したと伝えられている。 神居古潭北西隅に露出するトロンエム岩の地域は, 同岩表面の岩質が粗粒で崩壊性に富むため地形は比較的ゆるやかである。
神居古潭変成帯とその西部に広く分布する新第三系とは 断層又は不整合にて接しており, この境界線を挟む両者の間には地形上可成りの差異が認められる。 前述の如く神居古潭岩層地帯は比較的急峻で高度も梢々大であるが, 新第三系の地域は概して低い丘陵地を示し, 図幅中央北部附近に局所的に 300m を越す部分があるのみで, 他には百数十米内外の起伏が広く分布しているに過ぎない。 本図幅中に分布する新第三系は不整合にて相接する川端層と瀧川層とに大別出来るが, 300m を越す地形は大體前者の地域中に存し, 瀧川層の地域は低い丘陵を示している。
尚川端層は著しい急傾斜或は褶曲を示しているのに対し, 瀧川層は比較的ゆるい傾斜を示しているので, この点も不整合両側に於て多少の地形上の差異を示す事が認められる。
これ等新第三系の地域は石狩川, 雨龍 川及びこれ等の支流により著い削磨作用を受けている。 これ等の流路は第三系の構造と直接の関係を示していないが, 雨龍川の一支流多度志川は数 km の間 川端層と瀧川層との略境界線に沿って西流し, これに沿い巾 1 km 内外の沖積層の平地が発達している。
新第三系地域中には諸所に鮮新世末期に噴出したと思われる橄欖石玄武岩の小露出があり, その附近は頂上部の丸い小隆起を示し 遥か遠方よりもこれを認める事が出来る。 図幅中矢部のタプコップ山 (313.2m), その西々南 1 km の国山 (114m) 及び イルムケツプ西北麓の稲見山 (140m) 等はその例である。
国幅中央南部はイルムケツプ火山の北麓の一部によって占められている。 同火山は南北 12 km 内外, 東西 16 km 内外で現在中央部イルムケツプ山 (365m), 沖里河 山 (302m), 普江山 (796m) 等 800m 内外の高地を有する梢々扁平の円錐形火山で 活動休止後解析が著しく進み 500～600 m 附近を境としその上部は急であるが, それ以下は崖錐性叉は扇状地性崩壊物に覆われ 極めてゆるやかで中央部よりは四方に向って放射状に小渓谷が発達している。 イルムケツブ火山の本體の大部分は南接する歌志内図幅中に存在しているので, 本図幅には 500 m 以下の北麓の一部が見られるのみである。 上部には安山岩質熔岩を主とする部分が存在するが, 200～400 m 以下には火山砕屑物及びその崩壊物が広く分布し, その内に多数の放射状の渓谷が発達している。 尚東北麓には安山岩を主とする西北～東南に延びた小丘陵が存在している。 その延長はその東北部を走る断層と略平行している。
図幅中石狩川, 雨龍川及びそれ等の支流に沿っては, 第四系に属する平地が発達している。 特に石狩川が神居古潭峡谷を出ると同時にその両岸に広大な平地が開き始め 所謂石狩平原の東端をなしている。 この事実は神居古潭岩層と新第三系岩層とが 河川の侵蝕に到する抵抗に於て如何に大なる差異があるかを物語っている。
平坦地を構成する地層は沖積層及び洪積層に大別される。 沖積層よりなる平地は石狩川及び雨龍川lこ沿って最も広く, 石狩川北側の部分は図幅の東端部に於ては海抜 80m 内外であるが， 西端部では 45m 内外で西に向って多少の傾斜を示している。 叉その間にも多少の起伏があるので 石狩川は著しく屈曲し典型的の蛇行性流路を示している。 洪積層よりなる部分は 主として新第三系よりなる丘陵地の周辺及びイルムケツプ火山々麓に沿って発達し, 沖積層の平地より 5～40m の高度を占め， 部分的に 2～3 段の段丘を示す事もあるが, 沖積地より徐々に高度を高め叉崖錐性或は扇状性堆積物と混じて, 沖積層・新第三系或は火山砕屑物等と地形的に判然たる境界を示さない部分も少くない。
本図幅南半部を複雑なる屈曲を示しつつ西方に向って流下している石狩川は その源を石狩岳に発し十勝・北見の図境に連る諸山脉より発する渓流を集め, 層雲峡附近一帯の険峻なる峡谷を縫うこと 103km, 上川平野に出で旭川附近にて牛朱別, 忠別, 美瑛の支川を合せて神居古潭の峡谷に入り 山間を流れる事約 1O km, 神居古潭の西方半 km にて石狩平野に入り 複雑な蛇行をつづけて図幅外に流れ去るものである。 神居古潭岩層は中央北海道を略南北に長く延長しているが, 神居古潭峡谷の如く, 大きな河川によって完全に横切られている場所は道内の他の地域には見られない。 従って同峡谷は地質学上種々興味ある問題を提供して居る。 同峡谷に於て石狩川は 全體としてすべての岩層叉は岩屑中の片理を横切って流下している様に見えるが, 峡谷に沿う岩屑中には複雑なドーム又はベースン構造を示す部分があり, 河川の流路が 局所的に岩層叉は片理の走向に略平行している部分が少くない事は注目すべきである。 渓谷中石狩川は現河床より可成り上部を流れた形跡があり, 河岸 20m 以上の所に奮河成礫層の存する事がある。 古い時代上川平野に湖の様にただえていた水が 神居古潭地域の瀧の退却によって現状に至ったと考える人もある。
神居古潭峡谷を出で石狩平野に入った石狩川は 本図幅中では常時 2～3 m の水深を示してゆるやかな流水を示し, 特に深川町南方に於ては蛇行の好例を示しており, 曲流の著しい部分に於ては諸所に半月湖を残している。 附近の平地は地味肥沃で耕地良く開け有名な米産地として知られている。 唯本地域の石狩川は水量に比して河道断面積狭小で, 洪水時には往々流水の疏通を阻害し, 沿岸に氾濫する事があるが, 下流の新放水路及び堤防の完或により被害程度は漸次緩和されつつある。
図幅西北隅多度志村附近を流れる雨龍川は石狩川の一大支流で 石狩図北端山地に源を発して南流し 妹背牛 南部にて石狩川に合流するものである。 本河川の流域にも第四系の平地が梢々広く発達している。 尚本河川及びその支流は特に蛇紋岩地帯を流下する事が多いので それ等の沖積堆積物中に多量の砂クロム及び砂白金を含有している事は有名である。
本図幅地域内の交通については, 石狩川の北側に函館本線が走り, その内には西より深川, 納内 , 神居古潭の三駅がある。 深川駅よりは北方名寄町に至る深名線及び 西方 留萌 市に至る留萌線が分岐しており, 深名線の多度志駅は本図幅中にある。 尚神居古潭岩層地帯を除いた他地域では, 第四系の平地はもとより, 新第三系地域, イルムケツプ山麓等には道路発達し, 交通は極めて至便である。
本図幅内を構成する地質は, その性質より見て次の４つの単位に大別する事が出来る。 (1) 神居古潭層及びこれに伴う火成岩類, (2) 新第三系及びこれに伴う玄武岩, (3) イルムケツプ火山を構成する火山岩及び火山砕屑物, 及び (4) 第四系。
これ等四つの系統は, これ等を構成する岩石, 地質構造及びそれ等の生成時期等に於て各々全く異なり 図幅内に於ても各々黙然とした分布を示している。 神居古潭岩層と新第三系との関係に対して 本図幅に北接する上江丹別図幅地域に於ては, それ等の間に白亜系及び古第三系を夾み, 叉南接する歌志内図幅地域に於ては古第三系が分布しているが, 本図幅地域内にはこれ等両者を欠き, 神居古潭岩層と新第三系とは不整合又は断層で直接している。
神居古潭帯は中央北海道に於て, 北見天塩国境より日高にかけて略々南北に延びた岩層で, 本図幅中にはその中央部の西の一部が含まれているに過ぎないが, 神居古潭峡谷にはその代表的露出があり 古くより多くの人々の注目を引いていた 「神居古潭岩層」 （或は ～系, ～帯, ～変成岩類等）の名称は同峡谷に因んで附せられたものである。 本岩層を構成する主要なる岩石の層序及び生成時期については審かでなく, 他地域に於ける産状より推して 所謂日高岩層と共に単に先白亜紀と見倣されているものである。 従って本岩層は本図幅内に於ては基底をなす最も古い岩層である。 本岩層は全體として比較的軽い変成作用を受けて生じた結晶片岩類を主體とし, 褶曲と断層とにより複雑な地質構造を示している。 叉これ等結晶片岩中には諸所に蛇紋岩, 優白岩等の火成岩類が貫入しており, 特に蛇紋岩に接する部分は著しい接触変成作用を蒙り, 局所的に特殊の変成岩を生じている。 これ等神居古潭岩層の受けた動力変成作用, 構造運動, 火成活動等の影響は新第三系堆積以前にすへて完了したものである。
新第三系は神居古潭岩層と断層又は不整合にて接してその西側に広い分布を示し， 図中央南部ではイルムケツプ火山の基底をなしている。 本系は中新世に属する川端統と これを不競合に覆う鮮新世に属する瀧川層の両層に大別される。 川端層は相當層と共に, 北海道各地に発達する新第三系中最も著しい分布を示すもので, 主に砂岩, 泥岩或はそれ等の互層に磯岩層及び含化石層を夾む浅海叉は瀕海惟積物よりなっている。 他地域の相當層中には往々含炭層叉は含油層が存在し, 叉火山岩及び火山砕屑岩と共に金属鉱床を胚胎している事もあるが, 本地域中の川端層中にはこれ等について見るべきものが無い。 本岩層の岩石中には部分的に結晶片岩, 蛇紋岩等の破片を多量に含む所があり, かかる所を流下する河川の沖積物中には往々少量の砂クロム及び砂白金を産する事がある。
川端層の上に斜交不整合をなして堆積した瀧川層は 本図幅中に梢々広い分布を示すもので， 瀧川町東方の空知川沿岸の標式地のものと共に 石狩平野の周辺に盆地状に分布するものの一部をなしている。 これと同様の地層は雨龍川の上流にも分布しているが， 北海道内に於ける同位層の分布は前述の川端層及びその相當層に比して左程著しくない。 他地城の瀧川層中には褐炭を挟む事があるが, 本地域中の同層には部分的に少量の埋木, 炭化物叉は植物化石を含むのみで， 良質の褐炭層は見られない。
イルムケツプ火山は古第三系及び新第三系を基底とするもので， 恐らく他の多くの火山と同様に洪積世の生成にかかるものと思われる。 本火山は極めて古く活動を終止した奮火山で, その後著しく解析が準んだため頂上部は破壊され, 山麓部は厚い崩壊物により蔽われ, その正確な原形を推定する事は困難な状態にある。 本火山の主體は所謂新期安山岩質熔岩及び火山砕屑物より構成されているが， 熔岩中に角閃石を含むものの多い事を特徴としている。 本火山はその形態, 熔岩の性質, 地帯構造上の位置より見て, 道内の如何なる火山系統に属するものであるか未だ審かでない。
第四紀に入り石狩川, 雨龍川及びそれ等の支流の侵蝕は益々盛んとなり, 特に侵蝕に弱い新第三系地域は著しく削られ, それと同時に洪積層引つづいて沖積層の堆積が行われて今日に至っている。 これ等の堆積物は, 砂, 游泥, 礫等よりなっており, 局所的に泥炭層を含む事も認められるが, 上述両川とも堆積物中に多量の火山岩類の礫を混じている事は, これ等が遠く上川山地或は石狩・天塩国境地域より運ばれて来たものである事を示している。 又これ等の河川に沿う沖積層中に梢々多量の砂クロム, 砂白金等を含んでいる事は これ等が上流に於て蛇紋岩體. 或は蛇紋岩質崩壊物を材料の一部として堆積した第三系の地械を貫流した事を物語っている。 石狩川河口に略々近い札幌市附近の土壌中に藍閃石が含まれている事は 古く中尾清臓により報ぜられた所であって, 同鉱物は神居古潭峡谷, 雨龍川中流幌加内附近及び上江丹別附近等の特産であるから, これ等は明かに石狩川により 100km 以上の距離を運ばれたもので, 河川の侵蝕力と運搬力の大なる事を示している。
神居古潭岩層は北海道背梁山脉の西側に略々南北に延長して 不規則な帯状をなして分布するもので, 背梁山脉を構成する所謂日高帯との聞には 常に白亜系その他の岩層を夾み, これ等両帯が直接する所は見られない。 本岩層は北は天塩北見国境より南は日高に至る間諸所に露出しているが， 特に石狩川中流神居古潭峡谷はその標式的産地であるので， 同峡谷に因んで神居古潭なる名称が輿えられている。 同峡谷附近に見られる厚い岩層は 北方の雨龍山地を経て天塩山脉に延び， 南方は直接夕張山地に連続するものである。
古く B.S. Lyman (1877) は全北海道の地質図及び地質報文を構成するに嘗り 「神居古潭石層 (Kamuikotan group)」なる名称を用いたが， これには脊梁山脉に沿って産出する花崗岩質岩石その他各種の岩石をも その内に含有せしめており, 現今考えられつつあるものとは著しくその内容を異にするものである。 その後, 神保小虎 (1890) は北海道の地質を綜合した際, 本層を三波川系, 御荷鉾系及び秩父系等に対比して論じている。 筆者 (1934) は変成岩類を主體とする本岩層に対し, 層位学的位置の確定されるまで暫定的に「神居古潭系」と命名したが, 更に諸所の調査が進むに従い この内には種々の時代の地層が一緒に変成された疑が存在するので， 判然たる時代的の意義を拾て, その後 (1944) これに対し 「神居古潭岩類」なる名称を用いる事がより適当である事を述べた。 近年 (1951) 舟橋三男及び橋本誠二は 脊梁山脉に沿う地帯の詳細なる調査を行った結果, 本岩層を所謂日高造山運動に対し前縁の衝上的な一特殊相をなすものと見倣し, 日高帯に密接な関係をもつ構造帯として「神居古潭帯」なる名称を用いている。
本報文に於ては岩石の分布, 排列等を記述する必要があるので「神居古潭岩層」なる名称を用いたが, 北海道全體に対しては分布上, 上記の構造上の一単位たる神居古潭帯と一致するものである。 道内に広く分布する本岩層を通覧するのに その内に含まれる特殊岩石の層位的な位置と その一部から産する腕足類, 水蛇類, 珊瑚虫類等の化石より, 恐らくその一部はジュラ紀に属するものと考えられるが, 上下の地層との正しい関係は未詳で, 現今は全體として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を主體とする厚相で, 同変成作用継続中或はその直後に迸入したと恩われる 超塩基性或は塩基性火成岩が諸所に介在している。 これ等の火成岩のために接触作用を受け, 局所的に交代作用を蒙った部分には 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。
本岩層は緑色片岩及び黒色片岩を主とし, 部分的に珪岩, 千枚岩, 圧砕岩, 結品質石, 灰岩等を夾み, 且緑色片岩中には変成程度の低い輝緑岩及び輝緑凝灰岩を含む事が認められる。
本岩層の標式的露出を示す神居古潭渓谷に於ける岩石の分布状態を見るのに それ等は大體略南北に走る次の三帯に大別する事が出来る。
以上述べた三岩帯は大體南北乃至北々西の方向を示し, その内の岩層及びそれ等の片理の走向は略岩帯の延長方向と一致しているが, 褶曲著しいため傾斜の方向は一定ではない。 尚所々に略々南北に延びた大規模なドーム叉はベースン構造が発達しているので, その部分に於ては走向が南北より東西方向にまで変じている。 それら岩層中には多数の断層も存在する事が認められる。 この様に岩層全體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, 各層の厚さも未だ明かでない。 従って西部及び東部の緑色片岩帯相互の関係も不明である。 中央黒色珪質片岩と黒色片岩との接触は漸移的で 見懸け上前者は後者の下位を占める様であるが, 正確な層序は不明である。
これ等各岩層中には後次の迸入にかかる多数の蛇紋岩體が存在している事が特徴である。 本図幅中には北接する上江丹別図幅中に見られる様な 巾 10 km 以上に及ぶ大なる岩體の存在は見られないが, 神居古潭峡谷附近及びその南部一帯には巾数 m 乃至 5OOm, 長さ数 1O m 乃至 2 km 以上のレンズ状を示した無数の岩體が, 緑色片岩又は黒色珪質片岩の延長方向と略々平行して迸入している事が認められる。 ここに注目すべき事は蛇紋岩が緑色片岩又は珪質片岩に接触した部分に於ては, 往々にして種々の交代作用が行われ, 曹長石, 藍閃石， 青閃石， 曹閃石, エヂル輝石その他の鉱物を含む特種の岩相が発達している事である。
本図幅中に露出する神居古潭岩層の岩石を 岩質並びに産状より大別すれば次の如くである。
尚これ等各岩石類を構成鉱物及び構造より更に細別すれば次の様に分類する事が出来る。
以上は本図幅内に露出する 神居古潭岩層の基本をなす岩石及び それ等が蛇紋岩迸入の影響を受けて更に多元的変成作用を蒙った岩石を表記したものであるが, これ等相互の間が比較的確然と区別されるものと, 徐々に漸移するものとある。 これ等を通覧すると 例えば藍閃石は珪質塩基性両岩中に生じて居るのに対し, 曹閃石は常に珪質岩中にのみ生成されで居る事は注目すべきである。 曹閃石と藍閃石とが同一岩石中に共存する事は未だ知られない。 尚他地域神居古潭岩層よりは緑簾石 (Piedmontite) を含む石英片岩, 磁鉄鉱及び柘榴石を主體とする岩石, 角礫を含む輝緑片岩等特殊の岩石が知られて居るが, 本地域よりは未だこれ等は知られて居ない。
叉神居古潭岩層の岩石特に蛇紋岩に接する附近の岩石は 種々の鉱物の細脉に貫かれて居るのが常である。 鉱物脉として産出する主なるものは石英, 緑簾石, 緑泥石, 方解石, 霞石, 苫灰石, 沸石等であるが, 梢特殊のものとしてはパンペリー石 (Pumpellyite), 曹灰針石 (Pectolite) 等である。
黒色石英片岩 -- 本図幅中に分布する神居古潭岩層中最も広い面積を示めるもので， その内には諾所に緑色片岩, 緑色石英片岩, 珪岩, 千枚岩, 圧砕岩等の岩層を介在するものである。 灰黒色の岩石で片理に富み著しい褶曲を示す部分がある。
成分: 石英 >> 炭質物 > 絹雲母 > 斜長石。 この外に少量の緑泥石, 方解石等を含んで居る。 主成分をなす石英は O.05 mm 内外の微粒の集合をなし, 波状消光を示すものも少くない。 斜長石は曹長石の性質を帯びた微粒で石英と組合って産する。
絹雲母石英片岩 -- 黒色石英片岩叉は緑色片岩中に層伏をなし, その性質は黒色石英片岩と殆ど同じであるが, 炭質物を欠き灰白色を示す事を特徴とする。 本岩の一部には梢々多量の緑泥石及び緑簾石 叉は淡緑色の細い角閃石柱を含む帯緑色のものも見られる。
珪岩 -- 灰白色乃至赤褐色を示すもので， 隣接する旭川図幅, 上江丹別図幅中には厚層として著しい分布を示して居るが, 本地域内には主として赤色珪岩が巾数 m の薄層をなして黒色石英片岩中に介在して居る。 幽かな剥離面を示し, 巾 1 mm 以下の石英脉に貫通されて居る。 成分: 石英 >> 黒褐色不透明物及び赤鉄鉱 > 絹雲母。 外に小量の緑簾石, 緑泥石等を含む事がある。 石英は O.05 mm 以下の細粒よりなり多くは波状消光を示す。
含放散虫チャート -- 本地域北部の赤色珪岩の一部を占め少量産出する。 変質程度少く Cenosphaera sp., Tricolocapsa sp., Dictyomitra sp. 等を含有して居る。 これと同様のものは旭川図幅鷹栖村方面に多量に産出して居る。
千枚岩及び圧砕変成岩 -- これ等両岩は相接して産する事が多く, これ等両者は中部黒色珪質岩帯の東部伊納附近に厚層をなして南北に走って居るが， 本地域内にては黒色石英片岩中諸所に薄層をなして居る。 千枚岩は石英と絹雲母の微晶の集合よりなる片状岩で, 圧砕岩は周辺の圧砕された石英及び斜長石粒の間を 再結晶作用で生じた石英片岩質の石基で充填して居る。
結晶質右灰岩 -- 本岩は神居橋下の緑色片岩中叉は緑色片岩と珪質片岩との間に薄層をなして居る。 灰白色細粒で多少片理があり著しく褶曲して居る。 方解石を多量に含む石灰質石英片岩の薄層は春志内附近の黒色石英片岩中に介在して居る。
以上に挙げた各種の岩石は, その性質及び産状より見て, 何れも水成岩類が低い動力変成作用により変じたものと見るのが適当であろう。
輝緑片岩 -- 塩基性岩石類中には 一般に緑色岩類と称せられるものの大部分が含まれて居るもので， これ等は神居古潭岩層中に於て黒色珪質片岩とともに重要な一員をなして居る。 特に輝緑片岩はその内に大きな位置を占めるもので, 本図幅内に於ても広い分布を示して居る。 輝緑片岩とは 輝緑岩及び輝緑凝灰岩等が梢低い動力変成作用を受けて生じた片状を示す岩石の総称であって， 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輝石と斜長石の残晶を含み， 叉稀に原岩中の輝緑岩的構造を示したものも認められる。 本図幅内には未だ知られて居ないが, 他地域では輝緑岩質の小岩塊を含んだ角礫質叉は集塊質の岩相も含まれて居る。 輝緑片岩の代表的のものは 神居古潭駅附近より春志内方面に至る石狩川沿岸に広く分布する 暗緑乃至淡緑色 緻密で幽かに片理を示した岩石で, 成分は緑泥石, 曹長石, 角閃石, 緑簾石等に混じて輝石の残留結晶を梢々多量に含むものである。 再結晶作用による鉱物はいづれも O.5 mm 以下の細粒で, 角閃石は淡緑色の陽起石に類するもので, 叉曹長石は点紋を示す様な大きなものは見られない。 輝石の残晶は 0.05～1.0 mm の形状不定の細粒で, 淡黄～淡緑で c∧Z = 53°±, 時に淡紫色を示し微量のチタンを含有する事を示すものもある。 本岩中には所により方解石其他により充填された杏仁状構造を示す所もある。 神居古潭駅春志内間の代表的岩石の化学成分は次の如くである。
| Si O2 | 50.83 | |
| Ti 02 | 0.75 | |
| Al2 03 | 13.29 | |
| Fe2 03 | 1.67 | |
| Fe O | 8.60 | |
| Mn O | 0.23 | |
| Mg O | 8.78 | |
| Ca O | 8.99 | |
| Na2 O | 3.62 | |
| K2 O | 0.38 | |
| P2 05 | tr | |
| Ig. loss | 3.04 | |
| Total | 100.28 | 輝緑片岩, 石狩国上川郡神居古潭～春志内間産 (金成明分析) |
片状輝緑凝灰岩 -- 本岩は他地域の神居古潭岩層中には相当厚層をなして産する事があるが， 図幅中にては黒色石英片岩中にレンズ状をなして産するものが多い。 外見梢々輝緑片岩に似て居るが, 片理に乏しく, 暗赤紫色を示す部分と互層する事があり, 叉鏡下では再結晶鉱物少く, 輝石の残晶多く, 時に汚染した斜長石を含み, 全體として火成砕屑状の構造を示す事を特徴として居る。
緑簾石緑泥片岩 -- 緑色片岩幣の一部又は黒色石英片岩中に薄層として産する岩石で, 輝緑片岩に見る如き輝石の残晶を含まず, 全部再結晶作用によって生じた緑泥石, 緑簾石を主體として少量の曹長石, 陽起石賀角閃石を含有するものである。 一般に片理は梢々著しい。 輝緑片岩に漸移し野外にてこれ等の区別は困難である。 以上各種の輝緑岩質岩石は いづれも緑簾石, 緑泥石, 曹長石, 石英等の細脉で貫かれて居る場合が多い。
神居古潭岩層が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居る。 これ等の鉱物の内, 曹長石, 藍閃石, エヂリン輝石其他の如く曹達を含む鉱物が多く含まれて居る事は, 蛇紋岩迸入に際して曹達に富む上昇浴液によって交代作用が行われた事を物語って居る。 これ等特殊鉱物の種々の組合せによって生じた特殊岩石を記載する前に, 共通に含まれる鉱物の性質について述べる事とする。
曹長石 (Albite) -- 曹長石は単なる動力変成作用によって生じた 神居古潭岩層中の正規の結晶片岩中にも小粒として含まれて居るが, 蛇紋岩に接触する部分には梢々大粒のものが多量に含まれる事がある。
本長石は新鮮無色で, 時にアルバイト双晶を示すが, 累帯構造は殆ど認められない。 成分は Ab 96 内外のものが最も多い。
緑色角閃右 (Green hornblende) -- 緑色角閃石は緑泥石と共に一般の緑色片岩中に含まれるものもあるが, 蛇紋岩體附近のものには濃緑乃至青緑色のものが多量に集合して 角閃片岩又は角閃岩を構成する事がある。 青色を帯びるものは藍閃石分子を含むものと思われる。
柱状: 巾長さ不定, 光軸面 ∥ (010), c∧Z = 3～4°, 多色性: X = 淡黄色, Y = 暗黄線色 Z = 暗緑青色, Y ≧ Z << X, n1 = 1.651～1.677, n2 = 1.658～1.687.
藍閃石 (Glaucophane) -- 珪質片岩にも緑色片岩中にも生じて居るのでその分布は広く且性質も多種である。 一般に柱状: 巾 0.1～0.3 mm, 長さ 0.5～1.0 mm, b = Y, 光軸面 ∥ (010), c∧Z = 5～14°, (-)2V = 10～40°, 多色性: X = 淡黄菫色, Y = 淡青菫色 = 淡菫色, Z = 青～濃青色, X < Y < Z, n1 = 1.651～1.666, n2 = 1.659～1.669, n2 - n1 = 0.018, ρ > ν.
青閃石 (Crossite) -- 藍閃石と殆ど同様の産状を示し外観のみでは区別するを得ない。 b = Z, 光軸面 ⊥ (010), c∧Y = 18～20°, (-)2V = 45～50°, X = 黄菫色, Y = 濃青色, Z = 菫色, X < Y > Z, n1 = 1.658～1.666, n2 = 1.662～1.672, n2 - n1 = 0.018, ρ < ν.
曹閃石 (Riebeckite) -- 藍関石と異り珪質片岩中のみに産出する事は注目すべきである。 長柱状: 巾 0.1～0.2 mm, 長 0.5～3 mm, b = Y, 光軸面 ∥ (010), c∧X = 0～8°, (-)2V = 50～75°, X = 濃青色～暗青色, Y = 灰菫青色, Z = 淡黄褐色, X > Y > Z, n1 = 1.678～1.699, n2 = 1.683～1.705, n2 - n1 = 0.023～0.025, ρ >> ν.
曹針閃右 (Crocidolite) -- 曹閃石と殆ど同様の産状を示して居る。 繊維状: 0.01 × 1 mm, b = Y, 光軸面 ∥ (010), c∧X = 0～20°, 多色性: 曹閃石と殆ど同じ。 n1 = 1.700～1.706, n2 = 1.712～1.719, n2 - n1 = 0. 023
エヂリン輝石 (Aegirine augite) -- 常に微量であるが藍閃石, 曹閃石等と共生して居る。 丸味を帯びた短柱状: 0.3～1 mm, 光軸面 ∥ (010), c∧X = 38°, (-)2V = 70°±, X = 草緑色～淡青緑色, Y = 淡黄褐色, Z = 淡黄緑色, 累帯構造あり。 部分により波状消光を示す。 n = 1.7 以上で複屈折は曹閃石より高い。
楔石 (Titanite) -- 分布が広いが, 特に蛇紋岩體に近き部分に多い。 正しい結晶叉は丸味ある粒状, 0.3～1.0 mm, 局所的に集合する事あり。
柘榴石 (Garnet) -- 分布は比較的限られる。 藍閃片岩中にエヂリン輝石と共生する事がある。 等方體, 不規則な粒状, 0.7 mm 以下, 淡桃色, 光学異常は示さない。
ローソン石 (Lawsonite) -- 神居古潭春志内に於て 1938 年本邦で初めて発見され 其後各所よりも知られるに至ったが, 常に藍閃石と共生して産する。 卓状結晶: 0.2 × O.5 mm, 劈開 (010) (100) 完全, (001) 不完全, 光軸面 ∥ (010), (+)2V = 84°, 無色, 双晶あり。 αD = 1.665, βD = 1.671, γD = 1.684。
パンペリー石 (Pumpellyite) -- 造岩鉱物ではないが 春志内のローソン石及び麗閃石を含む岩石中に巾 1～5 mm の脉として知られている。 巾は岩石の片理に不行叉はこれを貫く。 恐らく b 軸に延長, b = Y, 光軸面⊥結晶の長径, (+)2V = 37°, αD = 1.685, βD = 1.633, γD = 1.693, 幽かな多色性を示す。 無色～淡褐緑色。 十字ニコル下で接合面を中軸とし両側に対称的な鋸歯状叉は樫葉状の双晶が認められる。
スチルプノメレーン (Stllpnomelane) -- 図幅南端のオロウエン澤附近の蛇紋岩に近い緑色片岩中に産し, 多くの場合藍閃石と共存して居る。 肉眼的に赤銹の如く見える。 鏡下では一見黒雲母に似るが劈開不完全で細い繊維状を示す。 巾 0.02～0.06 mm, 長さ O.2～0.7 mm, 時に長径 0.1 mm 以下の鱗状をなす。 繊維は平行に集合し時に束状叉は放射状をなす。 直消光, 光学性 (+), 屈折率高し。 X = 黄金黄色, Y = Z = 暗褐色, X < Y = Z。
藍閃石, 青閃石或は曹閃石を含む珪質片岩はいづれも灰藍色又は暗藍色を呈し, 極めて剥理の発達した岩質を示するもので, 剥理面に縮緬の如ぎ微皺を示す事が多い。
藍閃石・曹長石・石英片岩 -- 藍閃石を含む珪質の岩石として最も分布の広いもので, 春志内附近のものには一部に小量のエヂリン輝石を含有して居る。
石英 > 曹長石 > 藍閃石 > エヂリン輝石 > 緑簾石。 これ等の外に小量の緑泥石, 金紅石, 磁鉄鉱, 赤鉄鉱等を含んで居る。 石英は 0.02～0.1 mm 新鮮で波状消光を示すものが多い。
曹閃石・曹長石・石英片岩 -- 藍閃石を含む石英片岩は何れも剥理の発達著しく 一般に藍閃石を含む岩石に比して濃い暗藍色を示す事が常である。 造岩鉱物の個々は肉眼では識別出来ないが， 岩石の表面を摩擦すると暗藍色の粉末を生じ, 岩石が極めて繊細な斜状結晶に富む事を示して居る。 本岩は春志内附近及び神居古潭駅東方の鉄道路側崖に薄層をなして産するが， 両者ともその一部にエヂリン輝石を含む事がある。
石英 > 曹閃石 > 曹長石 > エヂリン輝石 > 磁鉄鉱。 其他の副成分については藍閃石を含む場合と同様である。
| Si 02 | 76.77 | |
| Al2 03 | 0.59 | |
| Fe2 03 | 9.40 | |
| Fe O | 7.19 | |
| Mg O | 1.50 | |
| Na2 0 | 2.78 | |
| K2 0 | 0.08 | |
| P2 O5 | 0.26 | |
| H2 0 (+) | 1.14 | |
| Total | 99.71 | 含エヂリン輝石曹長石石英片岩, 石狩国神居古潭駅東部産 (金成明分析) |
珪質片岩中に少量の曹閃石が含まれて居る時は岩石は淡灰藍色で, 鏡下で曹関石は白色の石英粒の基地中に縞状に排列して居る。
黒雲母ホルンフエルス -- 図幅中トロンニエム岩に接する黒色珪質岩中に小範囲に分布する暗灰色緻密の岩石で, 石英と曹長石と混じて淡褐色の黒雲母の徴晶が散点するものである。
藍閃石其他の特殊鉱物を含む輝緑岩質岩石は 前述の珪質岩と同様に蛇紋岩に近い所に発達して居る。
含藍閃石輝緑片岩 -- 藍閃石を含有するため梢々暗藍緑色を示すが, 大體に於て一般の輝緑片岩類と略同様の性質を示して居る。
緑泥石 > 曹長石 > 緑簾石 > 輝石 (斑晶) > 藍閃石。 この外に角閃石, 石英等を少量含む事がある。 この種の岩石中の藍閃石は一般に色が淡く, 時に輝石の残晶の周辺に発達するものも見られる。 神居古潭附近の緑色片岩中叉黒色石英片岩中の薄層中の諸所に露出している。
片状輝緑岩 及び 片状輝緑疑灰岩 中に藍閃石を含むものも上記と同様の関係にある。 叉蛇紋岩に直接する輝緑片岩中にエヂリン輝石を含む場合, 同鉱物は輝石の残晶の周辺が一部交代された部分に発達して居る。 オロウエン澤に産するものにはスチリプノメレーンを含んで居る。
輝石 (残晶) > 緑泥石 > 藍閃石 > 絹雲母 > 角閃石 > スチリプノメレーン > 方解石。 外に小量の磁鉄鉱, 赤鉄鉱。
角閃石緑泥片岩 -- 一般の緑泥片岩中にも角閃石を含む事があるが, 蛇紋岩の迸入の多い部分では濃緑色～濃青緑色の角閃石を梢々多量に含み, 漸次角閃岩に移化するものがある。 本岩も蛇紋岩迸入の影響を蒙った部分と認められる。 オロウエン澤のものにその例が見られる。
含藍閃石緑泥片岩 -- 輝緑片岩の梢々変質の進んだ部分に藍閃石を含んだもので, 輝石の残晶は存在しない。
含スチルプノメレーン緑泥片岩 -- 梢々多量のスチルプノメレーンを含む緑泥片岩及び曹長石・緑泥片岩は 局所的であるがオロウェン澤に産出して居る。
緑泥石 > 緑簾石 > スチルプノメレーン > 曹長石 > 方解石 > 石英。
緑泥石と緑簾石の層と, 曹長石, 方解石及び石英の層とが縞状に排列し, スチルブノメレーンは前者の層に後次的に薄片として介入して居る。
角閃片岩及び角閃岩 -- 緑色片岩帯中蛇紋岩に近接する地帯に存在し, 濃緑色又は青緑色の角閃石を主體とする岩石である。 その好露出は神居山南方, 常盤山西方の中野川中流等に見られる。 暗緑色片状又は無方向性の塊状の岩石で, 時に 2～6 mm の角閃石の集合よりなる事がある。 主成分たる角閃石の外緑簾石, 緑泥石, 金紅石, 斜長石, 石英, 磁鉄鉱等を含んで居る。
尚部分的に藍閃石, エヂリン輝石, 黝簾石, 曹長石, 榍石等を含み, それぞれの組合せにより特殊の岩相を構成して居る。 藍閃化石作用は低度の場合は角閃石の周辺叉は劈開に沿って行われて居るが, 高度の時は全角閃石を変化せしめ 長径 1 mm 以上の藍閃石を多量に含む事がある。 尚蛇紋岩體中には 淡緑色の陽起石を主體とする緑泥石・陽起石片岩が胚胎して居る事がある。
緑簾石曹長石藍閃片岩 -- 輝緑片岩或は角閃片岩等に類似の岩石であるが, 藍閃石を主體とする事を特徴とする。 暗藍色乃至灰藍色で剥状に富み剥理面に縮晶状の徴皺を示す岩石で, その代表的のものは春志内西方 1 km の路傍の黒色石英片岩中に 薄層として露出して居る。
藍閃石 > 緑簾石 > 曹長石 > 緑泥石 > 榍石 > 磁鉄鉱。
正確な産地は不明であるが 神居古潭産と称せられるこの種の岩石は古く小藤文次郎により報ぜられ, その後同標本は米国に送られ H. S. Washington により分析され, 更に独逸の L. Milch によっても注目された事で有名てある。
| Si 02 | 48.83 | |
| Ti 02 | 3.90 | |
| AI2 03 | 13.44 | |
| Fe2 03 | 5.32 | |
| Fe O | 8.96 | |
| Mn O | tr | |
| Mg O | 4.21 | |
| Ca O | 5.80 | |
| Na2 0 | 3.73 | |
| K2 0 | 1.71 | |
| H2 O | 3.73 | |
| TotaI | 99.73 | 緑簾石藍閃片岩, 石狩国神居古潭産 (H. S. Washington 分析) |
上述の春志内西部及び春志内川右股入口附近より産する緑簾石藍閃片岩の一部には スチJレプノメレーンが含まれ, 叉春志内川中流及び上川鉱山東部半 km の藍閃片岩中には エヂリン輝石が含まれて居る。
含ロウソン石・エヂリン輝石・藍閃片岩 -- 春志内川中流の黒色石英片岩中に薄層をなして産するもので, 附近に蛇紋岩のレンズが存在して居る。 梢々青味を帯びた暗黒色粗粒の片理に乏しい岩石である。 主成分をなす藍閃石は長径 3 mm に及ぶものがあり, 劈開に富むその柱面は梢々著しい光澤を示して居る。 ロウソン石の多い部分は 暗黒色の鉱物粒の間に不規則な灰白色の斑点が散在して居る。 鏡下では, 藍閃石 > ロウソン石 > エヂリン輝石 > 榍石 > 緑泥石 > 柘榴石 > 絹雲母 > 黝簾石 > 赤鉄鉱。
| Si 02 | 46.72 | |
| Ti 02 | 4.08 | |
| Al2 03 | 15.20 | |
| Fe2 03 | 4.02 | |
| Fe O | 5.12 | |
| Mn O | 0.13 | |
| Mg O | 7.23 | |
| Ca O | 9.18 | |
| Na2 0 | 3.62 | |
| K2 0 | 1.50 | |
| P2 05 | 0.24 | |
| Ig loss | 3,19 | |
| Total | 100.23 | 含ロウソン石エヂリン輝石閃片岩, 石狩国神居古潭春志内川中流産 (金成明分析) |
本図幅中に於ける新第三系は神居古潭岩層の西部に広く分布するもので, 河川流域に於ては広い第四系により覆われ, 叉中央南部に於てはイルムケツプ火山の基底をなして居る。 本地域の新第三系は川端層とこれを不整合に覆う瀧川層とに大別する事が出来る。
川端層は中新世に堆積した浅海性叉は瀕海性の岩層であって, 本層及びその相當層は 北海道内に於ける新第三系中最も広範な分布を示すものである。 本図幅中に分布するものはその一部であって, 道中央部に於ける留萌炭田の幌新層群石狩炭田中の 瀧の上～川端層等の一部に相當するものと見られるが， 本地域内のものには, 他地域の様にその内に含炭層或は含油層の存在は知られて居ない。
一般に川端層或はその相當層と神居古潭岩層との間には 白亜系, 古第三系或は下部新第三系夾炭層層の上相當層等を夾在して居り, 叉その上は下部鮮新統の地層に覆われて居る事が多いが, 本地域内に分布する川端層の東部は不整合又は断層によって神居古潭岩層直接し, 西南部は不整合によって上部鮮新統たる瀧川層により覆われて居る。 川端層と神居古潭岩層との接する部分に於ては, 附近の岩層が乱れ, 中間に礫又は角礫を含む粘土が発達する部分が少くない事等より, これ等両者間に地質構造上の弱線があった事は疑いなく, 川端層が神居古潭岩層上に不整合に覆った後 不整合面に近く叉はこれに沿って一部に断層作用が行われたものである。 この断層面に沿っては往々衡き上げ運動も行われたものの様で, 特にこれ等両岩層に蛇紋岩體が介在して居る所では その現象が一層著しく認められる。 その好例として, 乱された川端層の岩層の上に, 同層より古い時代に貫入した蛇紋岩が乗り上って居る有様は, 神居古潭峡谷紳居大橋の梢々下流西岸 及びその南方の上川ニッケル鉱山採掘跡の西側に於て認められる。 これ等の場合, 蛇紋岩體と川端層との間には断層角礫含が発達して居る。 本図幅の北端 屈狩志内 川上流宇十戸西部の川端層中に 巾 200 m の神居古潭岩層の緑色片岩が南北に延ひた小露出を示して居るが, この両側も断層により境され, これに沿い巾 30 cm 内外の断層角燥が認められる。
本地域南部の川端層は 瀧川層及びイルムケップ火山體と北西～東南方向の断層によって境されて居るが, この断層以南の地域に於ては, 相當の範囲の間川端層の広い露出は見られない。
本地域の川端層の走向は一般に北 20°～30°西で東又は西に急傾斜し, その間に略々平行した幾僚條かの背斜叉は向斜が存在し, 時には 70～90°の急傾斜を示し, 特に中部層にては東に逆転する部分もあり, 本層が著しい褶曲作用を受けた事を示して居る。 本層はこれを構成する主要岩層により次の三つに大別する事が出来る。 下部層より (A) 幌新泥岩層, (B) 幌新砂岩泥岩互層 及び (C) 多度志黒色泥岩層。 これ等の内中部及び上部の岩層は所謂川端層型の堆積相を示すが, 礫岩層に乏しい事を特徴として居る。 尚本地域の川端層には全體を通じ純粋な凝灰岩層が含まれて居ない。
本層は本地域内の川端層の最下部をなすもので, 神居古潭岩層の西側に接して略々北々西の方向に発達して居る。 主として厚い泥岩層よりなり下部は梢々厚い砂岩層と互層を示して居る。 本層の最下部で神居古潭岩層に近い部分に於ては, 暗灰色砂岩, 淡脊灰色砂岩及び礫岩の互層があり, これ等の内には往々神居古潭変成岩類, 蛇紋岩等の岩片が含まれ, 叉暗色の砂岩中には角関石, 藍閃石, 輝石, 磁鉄鉱等特殊鉱物粒を合む部分も認められる。
尚この部分には Pecten kimurai YOKOYAMA が含まれて居る。 木層はその性質より見て 夕張地方に分布する所謂瀧の上層上部の岩層に相當するものの様である。
本層は上記の幌新泥岩層と略平行してその西側に分布し, その一部は瀧川層により不整合に蔽われて居る。 本層は主として互に数 mm ～数 cmの砂岩層と泥岩層との おびただしい互層よりなる事を特徴とする。 本層中には諸所に多数の石灰質団塊を含む砂岩層が介在して居る。 これ等団塊は一般に径 6～8 cm, 時に 15～20 cm で略層理面に平行して排列して居る。 石狩川と内大部川の合流点南部, 国見峠東 2 km の石狩川南岸, 束尚武山東部の幌内川沿岸等に産する この種の団塊中には次の二種の蟹特にその鋏の化石が含まれて居る。
尚化石を含む石灰質団塊中特に外縁部には次の有孔虫が密集して居る。
本層は幌新砂岩泥岩互層の上部に重る岩層で, 本図幅に西接する地域には梢々広い分布を示すが, 図幅内に於ては殆ど瀧川層に蔽われて 僅に沼田村の一部及び雨龍川の西岸に小露出を示して居るに過ぎない。
本岩層は暗灰乃至黒色で層理に乏しい緻密塊状の泥岩を主とし, 外に少量の砂岩を含むものである。 雨龍川本流沿岸及び 図幅外の雨龍川支流ケネベツ川沿岸に露出する岩層中には 次の如き化石が含まれて居る (魚住悟鑑定)。
| Solemya cfr. tokunagai YOKOYAMA | Meretrix sp. |
| Cultellus sp. aff. izumoensis YOKOYAMA | Neptunea sp. |
| Modiola sp. | Ostrea qravitesta YOKOYAMA |
| Thyasira bisecta var. nipponica YABE et NOMURA | Natica sp. |
| Acila sp. | Mya cuneiformis BoHM |
| Arca amicula YOKOYAMA | Cardium sp. |
| Siratoria siratoriensis (OTUKA) | Fusus sp. |
| Tellina sp. | Mocoma optiva YOKOYAMA |
| Chrysodomus sp. | Boccinum sp. |
| Natica janthostoma DESH. | Turritella fortilirata Sow. |
瀧川層は鮮新世上部に属する地層で, 同層及びその相當層は, 標式地たる瀧川町東方の空知川沿岸を初めとして, 北海道中央南部及び中央北部に広く分布し, 常に下位の地層と斜交不整合よって接して居る。 本層は本図幅内の西部に広く発達し, その東北部の川端層を不整合に蔽って居る。 多度志川沿岸では殆ど直立する川端層を蔽う部分も見られ, 河川は大體この不整合線にそって流れている。
本層は主として凝灰質に富む砂岩と泥岩の互層よりなり, その内に礫岩を夾み, 最上部は火山砕屑物の厚層により蔽われて居る。 尚本層中には貝化石, 埋木, 潤葉樹化石等を含む地層も認められる。 本層は岩質, 化石等より推して浅海性叉は瀕海性堆積層と見倣す事が出来る。
本地域内の瀧川層の走向は東部に於ては大體北西～東南であるが, 西部に向うに従い略東西に近づいて居る。 傾斜は一般に緩かで 5°～15°西南方に傾いて居り, 時に水平に近い事もあるが, 部分的に梢々急斜を示す所もある。 本地域内の瀧川層は岩質より上部, 中部, 下部の三層に分つ事が出来る。
下部層 は凝灰質砂岩を主とし, 内に凝灰質泥岩を夾み, 又一部に埋木層を含む事がある。 本層の基底をつくる礫岩層は 1～数 cm 大の礫よりなり, 部分的に 10 cm 以上に及ぶものを混じて居る。 礫は梢々角ばった火山岩類を主とするが, 神居古潭岩層に近い内大部JI沿岸のものには種々の変成岩類が含まれて居る。 本層の主要部分をなす凝灰質砂岩及び泥岩は淡青灰色乃至青灰色を帯び, その内に梢々角ばった礫を含む礫層を夾む事がある。 叉部分的に貝化石を含む岩層も見られる。 多度志市街地西南 2 km の雨龍川南岸よりは次の化石が知られて居る。
| Pecten cfr. takahashii YOKOYAMA | Acila gottschei BoHM |
| Mya arenaria japonica JAY | Lucina acutilineata CONRAD |
| Macoma sp. |
尚イルムケツプ火山の北麓の基底をなし石狩川南岸に露出する岩層中には Fagus sp. その他の植物化石を含んで居る。
中部層 は主として砂岩及び礫岩よりなるものである。 本礫岩層は 2～3 帯あり, 各々数 cm～数 m の厚さに膨縮しながら連なるもので, その内に 1 cm～数 cm 大の円礫を含んで居る。 叉砂岩層中には厚さ 2～lO cm の半ば炭化した埋木の薄層が夾在して居る。
上部層 は深川町北方山地の南縁に梢々狭い部分を示して居る。 凝灰質泥岩を主とし, この内に砂岩層を互層として夾んで居るが, 埋木の層は認められない。 凝灰質泥岩は淡黄褐色で比較的軟く, 部分的に褐鉄鉱により著しく汚染された所がある。 本層の最上部を占める火山砕屑物層は 白色乃至淡褐色の未凝結火山灰中に軽石, 安山岩等の角礫を混じて居る。 安山岩の角礫には複輝石安山岩の外に 黒雲母及び角閃石を含む石英安山岩があるが, これ等は現在のイルムケツプ火山噴出以前のものであるから 何所より由来したものか未定である。
以上本地域内の瀧川層は相當に広い分布を示して居た事は相像されるが, 石狩川, 雨龍川及びそれ等の支流により著しい侵蝕を受けて 現今の!伏態にせばめられたものである。 尚他地域の瀧川層及びその相當層中には幾層かの褐炭層を夾む事が知られて居るが, 本図幅中には上述の下部層及び中部層の埋木層以外に特に見るべきものがない。
本地域内の瀧川層中にはタプコップ山, 円山等に於て見らるる様な橄欖石玄武岩の露出が見られるが, これ等は同層堆積の末期に於て噴出したものと推定される。
本図幅内の洪積層は主として 石狩川北部に於ける新第三系の山地の南麓及び 石符川と南部のイルムケツプ火山體との間に広く分布し, その他雨龍川及び内大部川の沿岸にもその発達が見られる。 一般に沖積層の平地より 5～40 m の高度を占め, 地域的に 2～3 段の段丘を示す事もあるが, 沖積地より徐々に高度を高め, 又崖錐性或は扇状性堆積物と混じて, 沖積層, 新第三系或は火山砕屑物等と地形的に判然たる境界を示さない部分もある。 堆積物は砂, 游泥, 礫よりなり, 礫は火山岩を主とし, 第三系, 神居古潭岩層の岩石も含まれて居る。 蛇紋岩は崩壊し易いため堆積物としての材料を提供して居るが, 礫として存在する事は比較的少い。
沖積層は石狩川, 雨龍川を初めこれ等の支流に沿い広く分布して居る。 特に石狩川の北側に沿っては最も広く, 石狩平野の北端部をなして居る。 この部分は石狩川の流路の跡であり, 堆積物の大部分も石狩川及びその支流により運ばれて来たものである事は勿論である。 この沖積平地は図幅内の東端と西端とでは約 35 m の高度差があり 幽かに西方に向って傾斜して居る事を示している。
沖積層は主として砂, 游泥, 礫等よりなり一部に少量の泥炭を含む所もある。 それ等の表面は厚い表土で蔽われて居り大部分が良い耕地となって居る。 雨龍川の如く, 特に広い蛇紋岩地帯を流下して居る河川に沿う沖積層中には, 砂クロム, 砂白金及び砂金等が梢々多量に含まれ鉱床をなして居る事は特筆すべきである。
本図幅内に発達する火成岩類は, 岩石の性質及び生成時期の両点より, 輝緑岩, 蛇紋岩, 及びこれに伴う岩漿分化脉岩質岩石, 橄欖石玄武岩及びイルムケツプ火山岩の四つに大別する事が出来る。 輝緑岩及びこれと同質の凝灰岩は神居古潭岩層中の緑色質岩の母體をなし, 珪質又は珪礬質堆積岩類と共に梢々低度の動力変成作用を蒙った。 本地域中最古の火成岩である蛇紋岩は 上記の変成作用の末期に神居古潭岩層中に迸入したもので, ロヂン岩, トロンニエム岩, 閃緑岩質アブライト等の岩漿分化作用による特殊岩石を伴って居る。 橄欖石玄武岩は新第三紀末期に噴出したもので, 雨龍及び留萌山地中各所に小露出を示して居る。 イルムケツプ火山岩類は第四紀初期に噴出した安山岩類に属し, 本地域中最も新しい火成岩である。
輝緑岩は緑色片岩帯中諸所に岩床状に産するものであるが, その多くは大きな地殻変動の行われた以前 或はその間に迸入したものと見られるので, 変成作用を受け一部片状輝緑岩となり 叉緑色片岩帯の主體をなす輝緑質岩 叉は変成程度の低い輝緑凝灰岩と区別困難なるものがある。 比較的塊状のものは暗緑色細粒堅固で, 鏡下では 斜長石 > 輝石 >> 緑簾石 > 緑泥石, 外に少量の磁鉄鉱を含む。 斜長石は細い短冊状をなし大部分はソー石に化し, 又輝石と共にオフイテツク構造を示す部分も見られる。 輝石は 1.0×0.7 m ～ .O × 1.0 mm で半自形, 多色性弱く 濃緑色～淡褐色で時に淡い紫色を呈し, チタンの含有を思わしめるものがある。 c∧Z = 45°～ 52°で 周辺又は劈開に沿い緑泥石化が行われて居る。 緑簾石は 0.2 mm 内外の黄緑色の細粒で緑泥石の多い部分に発達し, 叉磁鉄鉱は徴晶として散点して居る。 春志内川中流に産するものは 緻密塊状なるものの一部に極めて多色性の弱い藍閃石を含有するものがある。 本岩は偏力の影響は逸れたが, 蛇紋岩の接触作用により弱い交代作用を受けたものである事を示して居る。 本地域中には未だ発見されて居ないが, 他地域ではエヂル輝石を含むもの 或は多量のチタン輝石を含むものが知られて居る。
本図幅中神居村神居山附近より産する 比較的標式的輝緑岩の化学成分を示せば次の如くである。
| Si 02 | 49.12 | |
| Ti 02 | 1.00 | |
| Al2 O3 | 16.44 | |
| Fe2 03 | 6.80 | |
| Fe O | 6.01 | |
| Mn O | 0.28 | |
| Mg O | 5.75 | |
| Ca O | 9.00 | |
| Na2 0 | 3.12 | |
| K2 0 | 0.47 | |
| P2 05 | tr | |
| Ig. loss | 2.66 | |
| Total | 100.65 | 輝緑岩, 石狩国上川郡神居村神居山附近産 (金成明分析) |
神居古潭帯に沿っては多数の超塩基性火成岩體 特に現今蛇紋岩によって代表される岩體が広い地域に亘って迸入して居る。 これ等蛇紋岩體は大小様々の形を示しつつ神居古潭岩層中, 或はこれに接して略南北方向を以て 北は北見・天塩国境より 南は日高に至る問 連続的に分布して居る。 蛇紋岩體は白亜系, 叉は第三系に接して産する事があり, これ等柑互間は断層によって境されて居る場合が少くない。
蛇紋岩體の或物はこれに按する神居古潭岩層 又は上部白亜系の岩石に接触変成作用を輿えて居る一方, 蛇紋岩は礫として新第三系又は古第三系に含まれて居る。 これ等の事実は 北海道中央平野の蛇紋岩は大體に於て 第三紀初期の地殻変動に伴って特殊の変成帯にそって迸入した事を示して居る。 蛇紋岩の大きな岩體は 北見天塩図境より日高にかけ諸所に露出し, その各々の長さは 15～43 km, 巾は 4～10 km に及ぶものがあるが, 本図幅中には大きな岩體なく, 長さ 2 km 以下, 巾 500 m 以下のレンズ状のものが多数に分布して居るに過ぎない。
本地域内に発達する蛇紋岩類はその岩質より塊状蛇紋岩, 片状蛇紋岩及び滑石質蛇紋岩の３種に大別する事が出来る。 塊状蛇紋岩は暗緑色乃至暗黒色で比較的光澤に乏しい緻密堅固な岩石で, 神居古潭峡谷沿岸その他に発達し, 殊に岩體中の中心部を占める部分にこの種のものが多い。 片状蛇紋岩は暗緑色乃至黝緑色で梢々光澤を有する片状岩で比較的脆弱である。 片理の方向は岩體をはさむ母岩たる結晶片岩の片理と略平行である。 片状蛇紋岩は図幅中神居山南部地域に発達するものの内に多く見られる。 尚片状を示す蛇紋岩は塊状蛇紋岩よりなる岩體の周縁部に発達する事もある。 滑石質蛇紋岩は白色乃至淡緑色で脂感の著しい軟弱な岩石である。 この種の岩石は他地域に於ては相當大きな岩體となって産するが, 本地域に於ては塊状又は片状蛇紋岩體の一部をなして居る事が多い。 この場合, 滑石に富む部分とこれを欠く部分とは漸移するものである。
以上各種の蛇紋岩類を鏡下で検れば, いずれも無色乃至淡緑色で 葉片状のアンチゴライトが不規則に集合し, その間に比較的多量の磁鉄鉱が散点するものである。 片状を示すものも鏡下では特別な構造を示して居るとは認められない。
本地域より産する蛇紋岩中には, 他地域に産するものの内に往々見られる様な輝石, 観覧石等の残晶の存在は鏡下に於ても未だ知られて居ない。 尚塊状蛇紋岩體中には梢明瞭な節理が存在し, 又極めて細い温石綿, 硬蛇紋石等の網脉に貫かれて居る事が多い。 且その割目の間隙が方解石により充損されたものもある。
蛇紋岩體中には往々頭大より長径数 m に及ぶ不規則なる白色, 灰白色, 灰緑白色或は灰黄白色等を示す岩體が存する事がある。 この岩石は時に脉状をなすものもあるが, 多くは四周完全に蛇紋岩に取り囲まれた梢球状の塊状岩體である。 成分も石灰質珪酸塩鉱物を主體とする所謂ロヂン岩と称すべきもので, 蛇紋岩とは全くその性質を異にするものである。 蛇紋岩とは梢々確然たる境界を示す事が多いが, 数 cm の間に徐々に漸移する事もある。
本図幅中の蛇紋岩體にも諸所に見られるが, 神居古潭峡谷の春志内川の入口に近い蛇紋岩體中にその好例が見られる。 同岩は灰白色乃至淡緑白色の緻密堅硬の塊状岩で 成分は, 透輝石 > 灰礬柘榴石 > ヴェスヴ石 で更に微量の緑泥石及び塵埃的不透明物質を含んで居る。 周縁部には小量の蛇絞石, 磁鉄鉱, 方解石等を混じて居る部分も認められる。
透輝石 (Diopside) は殆ど無色で O.2×O.3 mm の細粒で劈開完全, c∧Z = 45°, 時に双晶を示して居る。 灰礬柘榴石 (Grossularite) は無色に近い不規則微細な粒状をなして集合して 透輝石粒間を充填するもので, 十字ニコル下に於ては幽かな複屈折を示す事が常である。 ヴェスヴ石 (Vesuvianite) は無色又は淡褐色の細粒の集会體として 灰礬柘榴石の集合體中に帯状又は脉状をなして配列して居る。 本地域産の本岩石については化学成分不明であるが, 他地域の例によれば Si 02 = 38～41 %, Ca O = 27～29 % である。
本岩は鉱物成分より見る時は石灰岩が接触変成作用を受けた場合に生ずる 所謂スカルン體と極めて類似の性質を示して居るものであるが, 各地の蛇紋岩體中に梢々普遍的に分布する事より見て これ等は簡単なる石灰質岩石の捕虜岩とは認め難い。 本岩はその名称の由来した New Zealand の Rcding river 附近の蛇紋岩中に発見され新岩石として命名された當時 (1911) より その成因については種々討議されて来たが, 恐らく蛇紋岩中に残漿より生じたと見るべき塩基性優白岩に, 更に石灰に富む水溶液が作用した結果によると見るのが適当の様である。
本岩は雨龍郡多度志村幌内幌成駅の東方 2 km の地点より 雨龍川の一支流幌内川の河床及びその南岸に沿って露出して居る。 同岩體は地表に於て最長 4 km, 最大巾 2 km で, 北々西～南々東に延長して居り, 東側は神居古潭岩層中の黒色珪質片岩, 北側は同緑色片岩に接し, 西南側は新第三系幌新泥岩層と接して居る。 本図幅中にはその南半が含まれて居る。 本岩が黒色珪質片岩に接触する部分に於ては, これに変成作用を與え, 局所的に黒雲母ホルンフェルスを生成せしめて居る。
本岩は白色乃至灰白色粗粒堅固の優白岩質の岩石で, 岩體の周辺部も中央部も略均質であるが, 風化した部分は粗鬆で崩壊し易く局所的に褐色を帯びて居る事がある。 鏡下にて最も主要なる鉱物は斜長石で全岩石の約 45 % 内外を占めて居る。 石英これに次ぎ, その他に極めて少量の緑泥石, 𣕋石及ひ陶土化した物質が含まれて居る。
斜長石は主に巾 1～1.5 mm, 長さ 1.5～3 mm の正確なる卓子状結晶をなす斑晶として産出する 外 0.1～0.2 mm の細粒として結晶間を充している。 劈開著しく, 正規単式の累帯構造, 各種の双晶等を示すものが多い。 成分は An 30 附近の灰曹～中性長石附近のものが最も多い。 石英は全岩石の 35 % 内外を占め その内には 1 mm 以上の結晶もあるが, 多くは 0.2 mm 内外で斜長石の周辺に集合して居る。 一部に波状消光, 二軸性を示すものも認められる。 有色鉱物として見るべきものは緑泥石で, 少量ながら 0.2～0.6 mm の不規則の形を示して全岩石中に分布して居る。 形状より推して原石中の黒雲母より変化したものと信じられる。 この外に微量の𣕋石, 二次的の黝簾石, 絹雲母を含んで居る。 本岩は鉱物成分より見て特に斜長石が自形を呈する事 及び鉄苦土鉱物の少量なる事を示し 次の化学成分と共にトロンニエム岩の特性を表わして居る。
| Si 02 | 70.45 | |
| Ti 02 | 0.10 | |
| Al2 03 | 16.43 | |
| Fe2 03 | 0.37 | |
| Fe O | 0.71 | |
| Mn O | 0.03 | |
| Mg O | 1.53 | |
| Ca O | 3.11 | |
| Na2 0 | 4.43 | |
| K2 O | 1.07 | |
| P2 05 | 0.53 | |
| H2 O (-) | 1.27 | |
| H2 0 (+) | 0.27 | |
| Total | 100.35 | トロンニエム岩, 石狩国雨瀧郡多度志村幌内川 (根本忠寛分析) |
本分析結果は 原産地 Norway の Trondhjem の標準の岩石と極めて類似の値を示して居る。
トロンニエム岩は 他の優白岩と共に蛇紋岩中に岩漿分化脉岩として産出する事は 北海道他地域にもしばしば見られる事で, 本岩もその北部に存在する厖大な蛇紋岩體に関係あるものと思われるが, 本岩の如き大きな岩體が蛇紋岩體以外の地域に迸入して居る事は珍らしい事である。 尚本岩は古くより「龍輝石」又は「雨龍御影」と称され 建築石材として用いられて居た。
本図幅中の西部緑色片岩帯の南端を流るオロウェン澤上流 及び中部黒色珪質片岩中の春志内川右股の両地域内にある 小蛇紋岩體中に閃緑岩質アプライトの小露出がある。 これ等は共に巾 6～7 m の小岩脉で, 前述のトロンニエム岩と同様に 蛇紋岩に関係ある一種の優白賀の岩漿分化脉岩である。 これと同様の閃緑岩質アプライトの梢々大なるものは 雨龍地方の大きな蛇紋岩體中に多数貫入して居る。
本岩は外見灰緑乃至暗灰緑色徹密堅硬な岩石で, 汚染された斜長石の基地中に黒色の角閃石が散点する所が見える。 鏡下では完晶質で小粒が集合して閃緑岩的構造を示して居る。 主成分は 斜長石 > 角閃石 で副或分として, 普通輝石, 黒雲母, 石英, 緑泥石, 葡萄石, 磁鉄鉱を含んで居る。 斜長石は殆どソー石化して居るが, 一部に双晶を示す新鮮なる部分も認められる。 角閃石も一部緑泥石化して居るが, 新鮮な部分は c∧Z = 15°, X = 淡黄色, Y = 淡黄褐色, Z = 褐色, Z > Y >X。 本岩は多くの場合細い石英脉によって貫かれて居る。
雨龍及び留萌山地一帯には橄欖石玄武岩の小岩體が諸所に露出して居る。 本岩石は新第三紀末期に特定の構造線に沿って噴出したもので, 安山岩類を主體とする新期火山體生成の先駆をなすものと見倣される。 この種の岩石は本図幅中に於ては, 石狩川の北部山地にあるタプコップ山 (313.2 m), 園山 (114 m) 及びイルムケツプ西北麓の稲見山 (148 m) 等に露出し, 附近はいずれも頂上部の丸い梢々偏平の小隆起を示して居る。 これ等各地に於ては表土厚く又崖錐性崩壊物多く, 玄武岩は破片となってこれ等と混じて散乱して居り, 附近の構造は不明であるが 他地域の例より推して同岩が, 瀧川層下部層及び中部層を貫いて居る事は明かであるから, 鮮新世末期に噴出したものと信ぜられる。
本岩石は暗灰乃至黒色激密の岩質を示し肉眼にて諾所に橄欖石を認める事が出来る。 鏡下にて斑紋構造を示し, 斑晶は 斜長石 > 橄欖石 > 輝石 で, 石基は 斜長石 > 輝石 である。 石基は完晶質で斑瑠質の部分なくインターサータル構造を示して居る。
斑晶をなす斜長石は長径 0.3～0.7 mm の自形又は半自形を示し, 塁帯構造あり, 成分は An 80～75 で特に周縁は An 68 である。 橄欖石は O.3～0.5 mm の粒状をなし 2V = 85°で, 周縁には二次的に変化した部分も見られる。 輝石は梢々小さい粒状を示し, 淡黄色で 2V = 55°, c∧Z = 42～44°の普通輝石である。 石基を構成する斜長石は微小な短冊状を示し An 75, 周縁部に於て An 60 である。 輝石は斜長石の間に介在し 2V = 53°附近のものが多い。 尚石基中斜長石及び輝石の間に最後の産物たる An 15 内外の斜長石が充損して居る。 これ等の性質は前記の三ヵ所の山地のもののみならず雨龍, 留萌両山地の各所に露出するものにも略共通するものと思われる。
深川町東北方のタプコップ山より採集した橄欖石玄武岩について分析を行った結果は 次の知くである。
| Si 02 | 47.52 | |
| Ti 02 | 1.39 | |
| Al2 03 | 18.57 | |
| Fe2 03 | 4.58 | |
| Fe O | 5.15 | |
| Mg O | 7.27 | |
| Ca O | 10.82 | |
| Na2 O | 3.03 | |
| K2 0 | 1.30 | |
| H2 0 (+) | n.d. | |
| H2 0 (-) | 0.59 | |
| Total | 100.22 | 橄欖石玄武岩, 石狩国雨能郡タブコッブ山産 (勝井義雄分析) |
本図幅内に於ける安山岩類はイルムケツプ火山を構成するものの一部によって代表される。 同火山は古第三系及び新第三系を基底として洪積期に噴出したもので, 主に石英安山岩, 角閃石安山岩, 含橄欖石角閃石複輝石安山岩, 角閃石複輝石安山岩等の熔岩及びこれ等と闘係ある火山砕屑物より成立って居る。 然し同火山は活動休止後解析甚だしく, 表土厚く全山草木に蔽われ, 山麓部には耕地が発達して居るため, 熔岩類は河底に露出し或は高地に破砕片として散点して居る事が多く, 熔岩相互の闘係, 火山構造等を決定する事は困難な状態にある。
本火山の主要なる部分は南接する歌志内図幅中に存在し, 本図幅中にはその北面に分布する褐色角閃石安山岩, 含角閃石複輝石安山岩及び火山砕屑物の一部が認められるに過ぎない。
本岩石は音江山北麓に広い分布を占める外 梢々離れた部分に高所を造って転々と存在して居る。 図幅内に於ては 上記の広い分布を示すものの西北端で沖里峡谷の左岸を占める部分と, 梢々離れてイルムケツプ火山の東北麓出曾澤右岸に小丘稜をなす部分とに見られる。
本岩は灰白色乃至灰色で部分的に梢々赤褐色に染められた粗鬆の岩石で, 肉眼で斜長石その他の斑晶を認める事が出来る。 叉部分的に角礫状を示して居る事も少くない。 鏡下では斑状構造が著しい。
斑晶は, 斜長石 > 角閃石 > 普通輝石 >< 紫蘇鏡石。 斜長石は最も多く 0.3 × O.7 ～ 2 × 5 mm の自形又は半自形の結晶で 累特構造を示し, 成分は An 65～50 の曹灰長石である。 角閃石は 0 .4～O.8 mm の短柱状のものが多いが, 時に長さ 4 mm 以上に及ぶものがある。 c∧Z = 2～7°で多色性は X = 淡黄色, Y = 褐色～黄褐色, Z = 赤褐色～暗赤色, Z > Y > X で褐色角閃石に属して居る。 往々周辺を不透明鉱物が取囲み反応縁をつくって居る。 輝石は比較的少量で普通輝石と紫蘇輝石の両方又は一方を含む事があるが, いずれも梢々小粒である。 普通輝石は淡黄緑色で多色性に乏しく, c∧Z = 28～30°。 紫蘇輝石は幽な多色性を示す。 X = 淡紅色, Y = 淡緑色, Z = 淡黄色。
石基 - 斜長石及び有色鉱物の徴少なる結晶の集合よりなり, その間を玻璃が充填してヒアロピリテツク構造を示す部分が多い。
岩石中往々角礫質を示す部分が見られるが, 角礫も充填物も共に同種の岩石から出来て居るので 熔融角礫質のものと見倣す事が出来る。 又岩石中には部分的に斜長石と角閃石を主とする特殊の完晶質岩石片が含まれて居るが, 岩質より見て恐らく同源捕虜岩と推定される。
褐色角閃石安山岩はイルムケツプ火山の本體の一部をなす外, 北東部山麓の火山砕屑物中に北東の方向に数百米の延長を示した小丘陵として産出するが, 岩質は本位のものと殆ど同様である。
本岩はイルムケツプ山 (864 m) の北側約 4 km にある 沖里河山 (302 m) の頂上部より沖里河渓谷の右岸一帯に分布する熔岩で, 頂上部に於ては北 50°西の走向, 南西に 20°の傾斜を示す板状節理の発達した岩石が 煉瓦を積み重ねた様な産出を示して居る。 更にこの岩石には南北の走向で殆ど垂直に立つ節理によっても切られて居る部分が見られる。 頂上部の北側の山腹にはこれ等節理によって生じた板状の転石が累々として広く分布して居る。 従って本熔岩の正確なる分布状態は不明であるが, 熔岩の位置附近の地形より推して前記の褐色角閃岩安山岩より後期に噴出したものと想像される。
本岩は黝灰色緻密堅固な岩石で斜長石及び輝石の斑晶を見る事が出来る。 鏡下にては比較的新鮮な鉱物よりなる斑状構造が示されて居る。
斑晶は, 斜長石 > 紫蘇輝石 > 普通盤石 > 角閃石。 斜長石は 1～4 mm の長径を有する自形又は半自形をなし, 累帯構造及び各種の双晶を示して居る。 成分は An 65～60 の曹灰長石。 紫蘇輝石は O.5×O.3 ～ 1.5×O.8 mm の柱状結晶で, 多色性は前述のものと略同様であるが, 吸収性が梢々弱い。 普通輝石は一般に小さく O.5×O.3 mm 程度の粒状を示し, 紫蘇輝石叉は角閃石と密着するものか多い。 c∧Z = 41～44°で, 微帯紅色より微帯緑色に至る幽かな多色性を示して居る。 角閃石は少量で一般に普通輝石と同様の大さを示す。 時に 1.5 mm の長径を示し比較的正確な外形を示すものもあるが 周縁部は磁鉄鉱粒その他で汚濁され, 僅に中央部のみに新鮮なる部分を残して居る。 その多色性は X = 淡黄色, Y = 緑褐色, Z = 緑色。
石基は斜長石輝石及び磁鉄鉱の細粒よりなりそれ等の間を玻璃が埋めて居るが, 玻璃は多い時と少い時とがある。
岩石中に斜長石, 輝石, 橄欖石等よりなる完晶質の同源捕獲岩と思われるものが含まれている事がある。
尚本図幅中には露出は見られないが, 音江山の西側で前述の褐色角閃石安山熔岩に接Lて 本岩と殆ど同様の性質を有する岩石が広く分布して居る。 但し同岩石は少量ながら常に橄欖石を斑晶として含有して居る事を特徴とする。
イルムケツプ火山地域の殆ど大部分には同火山に闘係ある火山砕屑物が分布して居る。 特に標高 200～300 m 以下の山麓にはそれ等の堆積が極めて厚く, 地形上にも判然とした境界が示されて居る。 これ等砕屑物はイルムケツプ火山の活動期に各所より噴出した火山砂, 火山泥, 火山灰等を主としその内に斜長石, 角閃石, 輝石, 石英等の分解した単結晶を主成分とした砂も混じて居り 叉各種の安山岩類の大小の破片を多量に含んで居る。 本地域には未だ火山弾の存在は知られて居ない。
これ等砕屑物は初め各種の熔岩流と層状に重って居たもの 或いは火山灰として地表に厚く堆積して居たものと推定されるが, 火山活動が休止し, 漸次解析が進み, 頂上部より四周に向って放射状の渓谷が発達するに及び, これ等崩壊性に富む火山砕屑物は下方に押し流され, 途中熔岩の破片も多量に混入し, 中腹以下に於ては各所に大規模な扇状性堆積物を構成して居るので 噴出當時の原況を推知する事は困難である。
これ等火山砕屑物堆積地には部分的に各種安山岩の 2～4 m の岩塊が含まれて居る事があるが, これ等の由来についても不明の事が多い。 本火山の山麓特に東側に於て, 山頂部より発する放射性の渓谷の余り発達して居ない地域には, 往々にして各種の砕屑物が互層して厚い層状の堆積を示して居る部分が認められるが, この部分などは, 二次的変化を受けない原状を示すものとも見られる。
要するに本地械を厚く蔽う堆積物はいずれも火山性のものであり, それ等の根源はイルムケツプ火山にある事は明かであるから 各地区に於ける破砕物の岩質, 分布範囲, 堆積状態, 地形等を吟味すれば, 或程度同火山活動當時の状態を推定し得ると思われる。
本図幅地域中に於て有望な地下資源として知られるものは極めて少く, 過去に於ても僅に少量のニッケル鉱, 砂白金, 砂金, 砂クロム及び建築石材が採掘せられた以外特に見るべきものなく, 現今稼行中のものは殆どない。 上述の鉱種の大部分は蛇紋岩に根源を有するもので, 今後探鉱が進み若し他に良好な鉱床が発見されるとすれば, これも蛇紋岩と密接な関係にあるクロム鉄鉱又は温石綿であって, その他のものについては大きな期待は出来ないであろう。 本地域内に於て已に或程度採掘された鉱床及び 今後探鉱の対象となるべきものに就いて略記すれば次の知くである。
蛇紋岩中に常に 0.1～0.2 % 内外のニッケルが含まれて居る事は人の知る所であって, 蛇紋岩特に熱水作用により変化した蛇紋岩が風化作用により分解して厚い粘土に化した場合, その内の一部が富化されて 0.5 % 或はそれ以上のニッケルを含むに至る事も少くない。 この種の粘土質ニッケル鉱石は本図幅中神居古潭駅の南方 1～2 km にある 神居村上川ニッケル鉱山に於て見られる。 本鉱床は戦時中東洋ニッケル株式会社により露天掘にて採掘され, 良質の鉱石は岩見澤市の製練所に迭られて居たが, 終戦とともに稼行休止となり今日に至って居る。
本鉱床は神居古潭岩層の緑色片岩と新第三系との聞に介在する 巾数百 m 長さ約 2 km の蛇紋岩體の略中央部に位し, 附近は海抜 200 m 以下の低い山地をなして居る。 鉱床は蛇紋岩を蔽う厚い粘土帯中に含まれて居るが, 特に下底の蛇紋岩が梢々著しい珪化作用を蒙り, 更に部分的に炭酸化作用を伴った部分の直上部の分解粘土が 最も良質の鉱石を構成して居る。 この珪化帯と呼ばれる部分は北 30°～ 40°東の方向に約 200 m 連続し, 直立或は西に 80°の急傾斜を示して居る。 その巾は最大 50 m に及ぶが一般に 20～25 m で, 比較的判然とした境界面或は小断層によって変化を蒙らない蛇紋岩に接して居る。 但し境界面は大部分不規則な出入を示し, 直接する蛇紋岩中には緑泥石化, 滑石化, 曹長石化作用を受けた部分が認められる。
珪化帯の直上には 7 m 内外の風化分解による赤褐色粘土帯があり, 更に上部には 0.5 m 以下の表土が蔽って居る。 粘土帯の下底部をなす酸化した珪化帯の表面叉は裂罅中には 緑色の珪ニッケル鉱 (Garnierite) が含まれて居る。 叉この酸化珪化帯には稀に針ニッケル鉱 (Millerite) を合む石英脉が貫き 叉更に石英及び炭酸塩鉱物の小脉が無数に貫入して居る。
本地域の新鮮な部分の合ニッケル量は 0.15 % 内外であるが, その酸化珪質帯及びその上部の風化分解粘土中に於ては 合ニッケル量が可成りに富化されて居る。 本鉱床中鉱石として取扱われる部分は その性質より次の５種に分類する事が出来る。 (1) 粘土鉱, (2) 酸化珪質鉱, (3) 黒褐色塊状鉱, (4) 含珪ニッケル鉱 及び (5) 含針ニッケル鉱石英鉱。 これ等の内最も品位の高いのは (4) 及び (5) であるが, 多量なる点, 採鉱・製錬に適する点等より最も利用価値の多いものは (1) 及び (2) である。
粘土鉱は蛇紋岩及び酸化珪質鉱が風化分解して褐色乃至赤褐色の粘土に化した部分で, 一部に硬い珪質鉱の破片を含んで居る。 粘土質の部分は含ニッケル量は 0.1～1.0 %, 一般に 0.3 % 以上で比較的低品位であるが, 上述の理由で最も稼行の対象物となるものである。
酸化珪質鉱は珪化帯中に含まれる鉱石の大部分をしめる梢々硬質のもので, 石英, 玉髄, 菱苦土石, 苦灰石, 方解石, 緑泥石, 褐鉄鉱, ウラル石, 少量の蛇紋石, クローム鉄鉱, 磁鉄鉱等よりなり, 赤褐色叉は褐緑色に汚染された部分はニッケル品位 0.6 % 内外を示して居る。 梢々量が多く品位が高いので粘土鉱に次ぐ鉱石である。 成分として Si O2 40～60 %, Ca O 2～5 %, Mg O 15 % ± である。
黒褐色塊状鉱は珪質帯中特に炭酸塩鉱物に富んだ部分及び これに接する蛇紋岩が分解してそのまま砕け易い黒褐色の塊となり粘土を含まないもので, ニッケル品位は 0.6 % 以上のものあり上鉱として採取されるが, 量は多くない。
含珪ニッケル鉱緑色鉱は粘土帯の最下底で珪化體の最上部 又は裂罅に沿う部分に見られるもので, 暗緑色叉は鮮かな緑色の部分が, 脉状, 皮殻状或は鉱染状に含まれた鉱石である。 概して高品位で, 局所的にニッケル含有量 30 % に近いものも知られて居るが, 量は非常に少いものである。
含針ニッケル鉱石英鉱は珪化帯を貫く石英脉中に局部的に賦存し, 針ニッケル鉱, 珪ニッケル鉱, 石英よりなる帯緑色の鉱石で, 針ニッケル鉱は相集合し時に放射状を示し 結晶の大なるものは往々 1.5 mm の針状結晶をなす事がある。 鉱石の良質のものは含ニッケル量 7～15 % に及んで居るが, 採掘し得る量は少いものである。
要するに本鉱床中のニッケル成分は元々ニッケル鉱物として存在したものでなく, 蛇紋岩を構成して居た珪酸塩鉱物中に固溶體をなして居たものが, 同岩の迸入に引きつづき弱帯に沿って上昇した岩漿残液により 炭酸化作用並に珪化作用が行われ, その際熱水溶液により蛇紋岩中のニッケル分が溶解移動し, 特に上部の珪化帯に沈殿したものである。 尚屡々熱水溶液の作用を蒙った部分は 一般に風化分解され易いため上表部に厚い粘土帯を生成し, その際 珪酸, 石灰, 苦士等が他に移動し, 其結果粘土中に鉄分及びニッケル分が富化され, 更に天水の作用によりこれ等は粘土帯とその基底をなす 梢々堅固な珪化した蛇紋岩との間に濃集沈殿したものと考えられる。 従って本鉱床は一種の露天化残留鉱床ではあるが, 単に蛇紋岩が直接風化したのものでなく, 炭酸化叉は珪化作用を受けた部分が更に風化分解した結果によるものと見られる。
本上川鉱山に於ては 戦時中 1941～1945 年の間に露天掘により ニッケル含有量平均 0.6 %の鏡石を約 4,000 瓲産出したが, 終戦とともに稼行を休止して居る。
北海道内に発達する蛇紋岩體中には 諸所に良質のクロム鉱床が胚胎して居る事は人の知る所であるが, これ等の分布は地域的に限定されて居る。 日高国沙流川沿岸, 胆振国鵡川沿岸地方には本邦の高品位クロム鉱床の大部分が存在するのに対し, これと同様のものは, 石狩国神居村神楽岳の北々西に位する神邦鉱山を北限として, それ以北の地域では, 非常に厖大な蛇紋岩體が分布して居るのに拘ず その内に従来稼行せられた鉱床の存在は未だ知られて居ない。 本図幅に東接する旭川図幅中の近文山より半面山につづく蛇紋岩體中に 小規模のクロム鉱床が存在し戦時中探鉱が行われたが, 開設されるには至らなかった。
本図幅中内大部川の東岸の表土中に 拳大乃至頭大の小数のクロム鉄鉱の転石が発見されて居り, これ等はその上部の蛇紋岩體より由来したものである事は想像されるが, その本體については未だ明かにされて居ない。 転石として産するクロム鉄鉱は常に高品位のもので, 内大部川沿岸に見られる転石も酸化クロム量 50 % 以上の緻密塊状鉱で 一部に菫泥石及びクロム柘榴石を含むものである。
蛇紋岩地帯を通過して流下する河川に沿う沖積層中には砂白金, 砂金, 砂クロム或は砂鉄が含有されて居り, 雨龍川及び天塩川は北海道のみならず本邦に於けるこれ等の特産地として知られて居る。 特に雨龍川の中流幌加内村鷹泊附近は砂白金産地として最も有名である。
本図幅の西北隅を流下する雨龍川及びその支流に沿う流域中 多度志村宇摩団體地区, 図幅の西側に接する沼田村石田の澤, ポンポンの澤, ポンニの澤等に於ても砂白金を産する事が知られ, 戦時中は各地とも盛んに稼行せられて居たが現在は休止状態にある。
図幅中の宇摩団體地区の鉱床は 深名線多度志駅より北方約 1 km の地点以北より上流宇摩団體に至る迄 雨龍川本流に沿い約 4 km の間鉱区が設定されて居る。 本地域は昭和 19 年 6 月 雨龍鉱業開発株式会社 多度志鉱業所により開発が着手され, 他地区に見られない電動力による採掘の機械化が行われ, 且つ人員 60 名の能力に相當する移動性建型選鉱機が使用され, 戦時中相當の成績を挙げた所である。
比較的流域の狭い雨龍川は多度志附近に至ってその沿岸に初めて広大な沖積地を発達せしめ, その間を蛇行緩流して居る。 現河床は厚さ約 70 cm の砂礫層よりなり, その下部の基盤岩は川端層に属する灰色泥岩である。 砂礫層中の礫は一般に細小且つ均質で, 機械採掘に最も適して居る。 砂白金の賦存は砂礫層下層中のものと, 基盤岩上のものと各相半して居る。 但し川が蛇行湾曲して居る部分に於ては その内側地帯に含有量の多い傾向がある。
本地域中より産する砂白金は上流の鷹泊附近のものと同様に色澤鮮明であるが, 一般に極めて細粒で 0.1～0.05 mm を示し梢々大粒のものも著しく扁平となって居る。 これ等砂白金の成分は他地域のものと同様にイリドスミンに属して居る。 砂礫層最下部に産するイリドスミンの合有量は 坪當り平均 0.14 瓦で坪當り 1.0 瓦を産する上流の鷹泊附近の状態には遠く及ばない。 本地域に於ける砂白金採鉱可能面積を延長 4 km, 巾平均 10 m とすれば 面積約 1.8 万坪で約 2.7 瓲の埋蔵量を算定する事が出来る。 砂白金は常に微量の砂金を伴うもので 本地域の砂鉱中に於ける砂白金と砂金との割合は 7:3 である。 尚地域の砂礫層中に含まれる砂クロームは１立坪平均 15 瓲内外である。
雨龍川は石狩天塩国境の古い安山岩地帯に源を発して居るが, 中流に於て厖大な蛇紋岩體の地械を貫流して居り, 本地域の砂白金, 砂クローム等がこれ等の蛇紋岩より供給された材料による 漂砂鉱床をなしたものである事は明かである。 本地被の砂白金が概して微量なる事はその本源をなす蛇紋岩體より遠距関にあるためである。
多度志方面の雨龍川沖積地より採取される砂白金に常に微量の砂金を混じて居る事は 前述の如くであるが, 本地域の神居古潭岩層地帯を流れる小澤中にも砂金を産する事が知られて居る。 諸所に砂金澤と称せらるるものがあるのはそのためである。 神居古潭駅の東方 I km の處を北流する神居古潭砂金澤は 大正末期及び昭和 12 年に梢々大規模に採掘され 當時１粒にして10数瓦のものを得たと伝えられて居る。 この附近の砂金を産する小澤はいづれも蛇紋岩に貫かれた緑色片岩の地帯を流下するものが多い。
砂白金鉱床の項に述べた如く, 蛇紋岩地帯を流下する河川の流域には砂白金と共に砂クロムを産出する所が多く, 雨龍川, 天塩川及びそれ等の支流に沿っては多数の砂クロム鉱床が存在して居る。 特に雨龍川中流には幌加内土谷鉱山の如く 戦時中より引きつづき現今も尚採掘をつづけて居る 現今本邦唯一の砂クロム鉱床が存在して居る。
本図幅内には雨龍川の流路短くその間に優良なる砂クロム鉱床地帯は認められず, 僅かに多度志村宇摩団體地域の砂白金鉱床中に少量含まれて居るに過ぎない。 他地域の砂クロム鉱床中優良なるものに於ては １立坪の砂礫中に約 100 瓲, 特殊の場合には 180 瓲の砂クロムを含んで居る事が知られて居るが, 本地域中のものは僅に 15 瓲内外で, 従って砂クロムのみを目的としての採取は行われた事がなく 戦時中砂白金採取の副産物としてその少量が集められて居たに過ぎない。
砂クロムは一般に砂礫層の上層部には少く中部以下に濃集して居る事が多いので 最下底に存する砂白金以前に採取されるのが常である。 砂鉱として産出するクロム鉄鉱は長径 1 mm 内外の黒色光澤を示す細粒で, 多くの場合摩滅して梢々丸味を帯びて居るが, その内には正確な八面體を示したものも少くない。 砂クロムは鉱石として相當高い品位を示すものであるが, その品位は鉱石中に混じて居る磁鉄鉱の量により変化がある。 混入する磁鉄鉱の量は地域的に差異を示すもので, 少きは 1～2 % より多きは 30 % に及んで居る。
砂鉱をなすクロム鉱が砂白金と同様に これと関係する河川の上流の蛇紋岩體に根源を有する事は明かであるが, これ等の河川の上流に必ずしも塊クロム鉱床の存在しない事, 砂クロム鉱に結晶形の完全なものの多い事等よりして, これ等砂クロム鉱石は蛇紋岩中に造岩鉱物として存在して居た クロム鉄鉱及び磁鉄鉱が岩石と共に崩壊し運搬堆積され, 漂砂鉱床となったものと信ぜられる。
本地域の蛇紋岩中或はこれと結晶片岩との接続部, 又はイルムケツプ火山下部熔岩の変朽安山岩化した部分には 少量の黄鉄鉱, 磁硫鉄鉱等が鉱染して居る所があるが未だ見るべきものはなく, 尚今後もこれ等の良好な鉱床の発見は期待出来ない。 本図幅北方の雨龍川沿岸の幌加内水銀山には蛇紋岩中に辰砂鉱床があり, 叉雨龍川の砂白金鉱床中には往々辰砂粒を混じて居るが, 本地域の蛇紋岩中に辰砂の腔胎するものについては未だ知られて居ない。
温石綿は常に蛇紋岩中に肱胎する鉱物で, 本道各地より其の産出が知られて居る。 本図幅内に於ては, その南部のオロウェン澤の蛇紋岩體中に 極めて細い温度石綿脉が発達して居るのが認められるが, 未だ稼行の対象になる良質のものは知られて居ない。 本図幅に隣接する雨紛, 上江丹別, 幌加内等の各山地よりは少量ではあるが 1～2 cm の脉巾を持つ 梢々良質の温石綿が産出して居るので, 本地域内に於ても, 今後同様のものの発見は期待出来る。 内大部川の上流新城附近は 本道に於いて初めて角閃石賀石綿が発見された所として知られて居り, これに北接する本地域内の蛇紋岩中にも同種のものが存在するであろうが, 新城附近と同様に量に於ても質に於ても稼行価値あるものは期待出来ない。
本図幅以外の地域に発達する瀧川唐及びその相當層中には褐炭層を夾む事が知られて居るが, 本地域中の同層中には部分的に少量の埋木, 炭化物叉は植物化石を含むのみで, 未だ良質の褐炭層が夾在する事は知られて居ない。
本地域から石材として切り出されたものにトロンニエム岩がある。 本岩は既述の如く深名線幌成駅の東方 2 km の地点より 幌内川に沿い約 4 km にわたって露出する白色乃至灰白色粗粒堅固の優白岩質岩石で, 外見が梢花崗岩に似て居るので, 古くより「雨龍御影」, 「雨龍花崗岩」又は「龍輝岩」等の名で呼ばれ, 古くより建築石材として用いられて居るものである。 北海道工業試験場の実験結果によれば, 石材としての性質は次の如くである。
| 熔融度 | 1,200°C |
| 耐圧強度 | 36.125 瓲 |
| 吸水率 | 0.775 % |
| １切の目方 | 19.4 貫 |
| 比重 | 2.625 |
中里河山の頂上部を構成する含角閃石複輝石安山岩は 板状節理とこれに直交する節理とによって煉瓦を積み重ねた援な産状を示して居る。 故に同所の岩石及びこれより山麓に転じた岩石は堅固な板状を示すものが多い。 未だ建築石材として用いられた事は聞かないが, 運搬の便があれば或程度の用途があるものと思われる。
本図幅の東に隣接する台場曲水澤入口附近には淡青色堅硬な石英片岩の採石場があり 堤防用材として使用されて居る。 本地域内にも同様のものがあるが量少く未だ採掘されて居ない。 叉北接する上江丹別地械の赤色珪岩は耐火煉瓦用として少量採掘された事があるが, 本地域のものには量叉は質に於てこれに適するものがない。 叉神居古潭附近に石灰岩を産すが, 量に於て採掘の価値はない。
神居古潭峡谷の河底に暗青緑色で光澤に富み滑らかな表面をもった岩塊が 詰所に転石として存在して居る。 これ等は「神居古潭石」叉は「油石」と称されるもので, １乃至数瓲のものは貴重なる鑑賞用庭石として天然の形のまま搬出されて居る。 本岩は外見蛇紋岩に似て居るが非常に堅硬で, 鏡下で検すると曹灰石石英片岩又は含藍閃石輝緑石で, 特にその硬化された部分が風化分解をまぬかれ丸味を帯びたまま土壌中に存在し, 更に河川中に転落して表面が一層削磨されたものである。
超塩基性火成岩特に純粋の橄欖岩は耐火煉瓦用としての用途があるが, 本地区のものの殆ど全部は蛇紋岩化作用が著しく進んで居りこれには適さない。 蛇紋岩は近来溶成燐肥等の材料に利用されるが, 量叉は交通の点で本地域のものは問題にならない。 叉蛇紋岩中には常に多少の滑石を伴って居るが, 全北海道の例に見ても良質の鉱床の存在は知られて居ない故に これも本地域中のものには期待出来ない。
木地域内に於ける鉱泉は二つの系統に属して居る。 一つは神居古潭岩層中の小構造線に関係し, 他はイルムケツプ火山に関係するものである。 両者は成分上も可成りの差異を示して居る。
神居古潭岩層中のものは 神居古潭駅南東方 600 m の海抜 90 m 附廷の 緑色片岩中に二, 三の湧出口を有し, 旭川営林局保養所神居荘及び旅館古潭荘に於て浴用として利用されている。 泉質は一般に無色透明乃至梢々混濁, 無味にして硫化水素の強臭を有する。 泉温は 6°C, pH は 2.6 で酸性鉱泉に属する。 １立中に含有する固形物成分は次の如くである（単位・瓦）。
| Ca S | 0.2341 | |
| Na2 S O4 | 0.1835 | |
| Na Cl | 0.1125 | |
| Ca ( H C O3 )2 | 0.0523 | |
| K2 S O4 | 0.0431 | |
| H2 S | 0.0317 | |
| Mg S O4 | 0.0163 | |
| Fe | tr. | |
| 有機物 | tr. | |
| Total | 0.6735 | 神居古潭鉱泉中固形成分 (１立中） (内務省東京衛生試験所分析) |
イルムケツプ火山に闘係あるものは沖里河の川底に３～４ヶ所の涌出口があり 一部は鳩の湯鉱泉として旅館あり浴用に供されて居る。
涌出口附近は炭酸瓦斯を発生し 叉酸化鉄の沈澱甚だしく周囲の岩石は赤褐色に汚染されて居る。 又一部には現生植物の破片の跡を示す鉱泉沈殿物の層も見られる。 泉質は無色透明でかすかに鹹味を有するが無臭である。 泉温は 9°C, 比重は 15°C で 1.001, 弱い酸性であるが煮沸すればアルカリ性となる。 １立中に含有する固形物成分は次の如くである（単位・瓦）。
| Na2 C O3 | 3.2139 | |
| Na Cl | 1.3571 | |
| Ca Cl2 | 0.1918 | |
| Mg Cl2 | 0.3119 | |
| Al2 ( S O4 )3 | 0.3657 | |
| Ca C O3 | 0.8278 | |
| Mn O | 0.0007 | |
| I2 H B O3 | tr. | |
| Si O2 | 0.0800 | |
| Fe C O3 | 0.0023 | |
| Total | 6.3517 | 沖里河 鳩の湯 鉱泉中固形物成分(1立中) (内務省東京衛生試験所分析) |
同鉱泉中半結合及び遊離の CO2 は 3.6336 瓦である。 尚鉱泉沈澱物の分析値は次の如くである（%）。
| Ca O | 51.60 | |
| Fe2 O3 | 1.58 | |
| Na2 O + K2 O | 3.16 | |
| H2 O | 1.16 | |
| C O2 | 38.91 | |
| 不溶解残渣（Si O2 外） | 1.07 | |
| Total | 97.48 | 沖里河 鳩の湯 鉱泉沈殿物 (中村政雄分析) |
(完)
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale, 1:50,000
(Asahikawa-48)
By Jun Suzuki
(Geological Survey of Japan)
The Fukagawa sheet covers an area lying between 43°40' and 43°50' N. lat., and 142°0' and 142°15' E. long., which occupies the western part of central Hokkaido. The area is composed mainly of metamorphic rocks of the Kamuikotan complex, and associated igneous rocks, Tertiary strata, volcanic products and alluvialm aterials, being now restricted to limited area.
The crystalline schists of the Kamuikotan complex with their associated intrusive masses form the mountaineous region of the eastern part of the area, while Neogene Tertiary strata constitute the western low-lands, these strata being surrounded by alluvial plain and provintionally penetrated by younger volcanic rocks.
The physiographical features of the mountains and river valleys in the area have been determined by the relative powers of resistance of the rocks to the denuding agencies. Topographically, the Kamuikotan complex forms the mountaineous ridges trending in a longitudinal direction at an elevation of 500 m. to 800 m., while younger strata constitute comparatively flat-topped low-lands, none rising to a greater height than 325 m as these later rocks resist more feebly the agents of denudation. The features are dominated by the volcanic masses which rise above the Tertiary foundation. In the area the Ishikari and Uryu rivers flow across plains on the both sides of them alluvial and diluvial terraces are preserved.
The geological history of the region is summarized as follows :
| 1) | Pre-Cretaceous sedimentation and dolerite intrusions. (Formation of the original rocks of the Kamuikotan complex). |
| 2) | Metamorphism, ultrabasic and accompanied leucocratic intrusions (Cretaceous ～ Early Tertiary), folding and faulting. |
| 3) | Denudation. |
| 4) | Miocene sedimentation. |
| 5) | Folding and faulting, denudation. |
| 6) | Pliocene sedimentation and basaltic extrusions. |
| 7) | Slight folding and faulting, denudation. |
| 8) | Pleistocene sedimentation, extrusions of the Irumkeppu volcanics, terrace formation. |
| 9) | Alluvium depostion, denudation, talus and fan formation |
The Kamuikotan complex is extensively distributed in belts in the eastern part of the sheet, running roughly NNW-SSE. The prominent members of the complex in this region are green schists and black siliceous schists, interbedded with thin layers of reddish quartzite, limestone, phyllite, mylonite and schalstein. The fundamental type of the Kamuitotan complex are of somewhat crystalline nature and generally schistose in structure.
The normal metamorphic members of the Kamuikotan complex in the area are classified as follows:
Of these crystalline schists, the siliceous and calcareous types are assumed to be derived from some siliceous, argillo-siliceous or calcareous sediments and the presence of residual graine of pyroxene or unaltered blocks of diabasic rocks in a member of the greenschists would appear to indicate that such rocks originated in most case from basic ingneous rocks and their derivatives.
As no organic remains except the presence of radiolarian casts in some cherty rocks have been found in the rocks of the Kamuikotan complex, the stratigraphical position and age of the complex are not yet clear1y defined and are now only said to be pre-Cretaceous.
In and along these crystalline schist zones, there develop numerous small lenses or narrow belts of ultrabasic intrusives, which are now represented by serpentinite, showing their long axes roughiy paralIel to the regional strike of the county. It may probably be safely assumed the intrusion of the ultrabasic masses belongs to an ear1y Tertiary orogenic period, from the available facts in the other districts.
It is noticeable that various interesting rocks locaIly develop between normal schistose rocks in the Kamuikotan complex and the serpentinite masses, which have attracted special attention because of the presence of some special soda-bearing silicates, such as albite, glaucophane, crossite, riebeckite, crosidolite, aegirine-augite. In addition to these, some specialm inerals like lawsonite, garnet, zoisite, sphene, rutile, stilpnomelane, apatite, etc. are occationally included in similar rocks.
Excellent localities for these special rocks are known at the area along the Kamuikotan val1ey, the Harushinai and Orowen rivers in this region. The detailed mapping of these localitites has proven that these special rocks have only a limited development in an area along or near a certain serpentinte mass or lens, though some geological and petrological differences are found locaIly in them. This fact seem reasonably to indicate that these special rocks are a product brought about by contact metamorphic action due to ultrabasic intrusion and the occurrence of the special minerals in them, originated from pyro-metasomatism, primarily owing to the action of some special1y soda-rich hydrothermal soIution derived from the ultrabasic intrusions.
Some typical examples of these special contact metasomatic rocks from this area may be named as follows:
Along the western side of the Kamuikotan complex zone, Neogene Tertiary formations occupy a wide area in the region though the most of southern half of it is overlaid by the younger volcanics and the Caenozoic deposits. The formations can be stratigraphically classified into two called respectively the Kawabata formation and the Takikawa formation.
The Kowabata formation rests unconformably upon the fundamental schists of the Kamuikotan complex though locally fau1ts can be recognized along the boundaries between them. Between the Kamuikotan complex and the Kawabata formation there are Cretaceous and Palaeogene beds in the neighbouring areas, but no traces of them have been recognisable in the area of this sheet. The small fault trends NW. to SE. on the north-eastern foot of the lrumkeppu volcano. The formation of the fracture may be of earlier date of the formation of the volcano.
The Kawabata formation in the area, which belongs to the upper Miocene consists ofstratified sandstone, mudstone and a few conglomerates, all much disturbed and folded, and is subdivided into three members from the petrological natures in ascending order:
It is composed chiefly of mudstone, partly of sandstone in the lower part resting uncomformably upon the Kamuikotan complex. Fossils, Pecten kumurai Yokoyama. etc., have been found in the sandstone at the point 100 m south of Kamuikotan. The sandstone layer is intercalated with occasional beds of loose conglomerates, especially in its lower part some pebbles of which have been derived from the Kamuikotan complex.
This member consists of mudstone and sandstone alternating in thin bands, several mm. ～ several cm. all of which are very much folded and is characterised by containing crab fossils, Callianassa maratai Nagawo and Callianassa sp., in the nodules in sandstone. A part of the member is overlaid uncomformably by the strata of the Takikawa formation.
It consists of black mudstones, underlying mostly the strata of the Takikawa formation and has only been traced in severaI section on river-cIiffs of the Tadoshi and Uryu rivers. Numerous remains of marine mollusca are recognisable in them. Amonogst the fossils proving the age to be upper Miocene may be mentioned:
The formation in the area is northern extension of that of the typical Iocality near Takikawa town, about 20 km south from the area, and was deposited in the same condition. Tuffaceous sandstones, mudstones and a few conglomerates, all of shallow-sea deposits comprise the formation and they belong to the upper Pliocene. They rest uncomformably upon the Kawabata formation and partly are covered by the lrumkeppu volcanics. The strata of the formation have mostly a very slight dip, 5～15°to the SW. or SSW., or lie near1y horizontal without any marked disturbance, thongh they are locally folded.
The lower part of the formation consists chiefly of tuffaceous sandstone intercalating conglomerate and mudstone in which a small amount of carbonaceous fragments of plants Fugus sp. etc. and lignite has been found. Fossils occur in various places and include
The middle part of the formation, the succeeding deposit on the above-cited layer, is composed chiefly of sandstones with intercalated the beds of conglomerates and in places of thin lignite beds.
The rocks of the upper layer of the formation consist principally of thick beds of pyrcolastic materials rarely showing any signs of stratification, though bands of sandstones are occasionaly intercalated.
Pleistocene deposits are widely developed in the area extending along the Ishikari and Uryu rivers. Alluvial material is found both in present streams and on the several steps of terraces above stream level which are accompanied by the talus and fan accumulations. They consists chiefly of soil, peat, clay, sandy clay, sand and gravel with underlying Neogene Tertiary though peat is absent in certain localities. Of gravels and pebbles of the deposits volcanic rocks are most abundant. The beds are horizontal, or dip very slightly to the west.
It is worthy to note that alluvial deposits contain locally minute amounts of placers of iridosmine, gold, and chromite.
The serpentinites which occur as masses or lenses in and along the Kamuikotan complex zone can roughly be classified by their petrographical natures into three types : massive serpentinite showing mesh structure, schistose serpentinite and talcose serpentinite. The serpentinite masses in the area are in places accompanied with leucocratic rocks such as trondhjemite, diorite-aplite, etc. which may be genetically related to the ultrabasic rocks and may belong to a single intrusive series.
The volcanic rocks in the area belong two periods and all to be of basic and intermediate natures : the earlier are the basalts which are believed to be of late Pliocene age and the later are the various andesites of the Irumkeppu volcano which were mainly poured out in post-Pliocene times.
Three basaltic domes seem to be present in the area, two ride above the low-land of Tertiary to a height respectively of about 40 m and 100 m forming the small hills in the northeastern environs of Fukagawa, and the other is situated on the northwest foot of the Irumkeppu volcano. The rocks are all fresh olivine-basalt but occur usually fragments and blocks which were accompanied by the thick detrital materials.
On the south side of the central portion of the area, northern skirt of the Irumkeppu volcano covers the Neogene Tertiary formations. Two pyroxene andesitic, brown hornblende andesitic and hornblende-bearing two pyroxene andesitic laves, and volcanic ejecta are represented in this part. Many large lava flows spread over the volcano, but the exposures of those rocks are usually very bad as they are covered by talus and fan which may possibly have accumlated through several times.
In general the serpentinites in Hakkaido are not only of interest geologically but they are of special importance because of the associated deposits of various kinds of usefull minerals such as chromite, platimum mineral group, chrysotile asbestos, mercury, nickel, copper, etc. But except for some small deposits of nickel and placer iridosmine, no workable deposits of chromite, chrysotile, etc. have been known in the area, in spite of the existence of numerous localities of serpentinite masses.
At the Kamikawa mine near the Kamuikotan valley, the nickel ores were mined by open-cut from 1941 to 1945. The ores from where are residual earthy clayey matters derived from decomposition of the underlying serpentinite mass containing 0.3～0.8 % nickel and 20～35 % iron. The underlying serpentinite is partly penetrated by numerous veinlets of calcite and quartz, in which a small amount of garnierite and millerite is found especially in the lower part of the residuaI clay resting on the veined serpentinite, indicating that the deposits were enriched by hydrothermaI solution.
Placer iridosmine deposits are widely found in the areas along the Uryu river which runs through the large serpentinite district at its upper course. 1n this area, a part of the deposits is known in the Tadoshi district in where iridosmine grains are always found in extremely minute amount in the lowest part or on the bed-rock of the alIuvial deposits. In the deposits some quantities of placers of fine native gold and chromite usually occur as by-produce of base metal mining operations.
With respect to chromite and chrysotile asbestos, though their modes of association with the serpentinites present no unusual features, the forms and volumes of them are not yet ascertained at present.
The trondhjemites from Horonari have furnished most of the building stones in the past. Fragments of lignite have been obtained from the middle and lower parts of thεTakikawa formation, but no workable lignite seams are known in this area.
Two mineral springs are known in the area, one is located near Kamuikotan and is apparently connected with the faults affecting the Kamuikotan complex, and the other occurs in the district of the Irumkeppu volcanics.
昭和28年3月5日印刷 昭和28年3月10日発行 著作権所有 北海道開発庁